Из Википедии, бесплатной энциклопедии
Перейти к навигации Перейти к поиску

Геохимия - это наука, которая использует инструменты и принципы химии для объяснения механизмов, лежащих в основе основных геологических систем, таких как земная кора и ее океаны . [1] : 1 Сфера геохимии выходит за пределы Земли , охватывающая всю Солнечную систему , [2] и внес важный вклад в понимание целого ряда процессов , в том числе мантийной конвекции , формирование планет и происхождение гранита и базальт . [1] : 1Это интегрированная область химии и геологии / географии .

История [ править ]

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 пока не будет раскрыта тайна происхождения наших планет и их неорганического вещества. . " [3] Однако до конца века более распространенным термином была «химическая геология», и между геологами и химиками было мало контактов . [3]

Геохимия возникла как отдельная дисциплина после создания крупных лабораторий, начиная с Геологической службы США (USGS) в 1884 году, и начала систематические исследования химического состава горных пород и минералов. Главный химик Геологической службы США Фрэнк Вигглсворт Кларк отметил, что содержание элементов обычно уменьшается по мере увеличения их атомного веса, и резюмировал работу по содержанию элементов в «Данных геохимии» . [3] [4] : 2

Состав метеоритов был исследован и сравнен с земными породами еще в 1850 году. В 1901 году Оливер К. Фаррингтон выдвинул гипотезу, что, несмотря на различия, относительное содержание должно оставаться неизменным. [3] Это было началом области космохимии и внесло большой вклад в то, что мы знаем о формировании Земли и Солнечной системы. [5]

В начале 20 века Макс фон Лауэ и Уильям Л. Брэгг показали, 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]. [4] : 2 [6]

Подполя [ править ]

Некоторые разделы геохимии: [7]

  • Водная геохимия изучает роль различных элементов в водоразделах, включая медь , серу , ртуть , и то, как потоки элементов обмениваются через атмосферно-земно-водные взаимодействия. [8]
  • Биогеохимия - это область исследований, в которой основное внимание уделяется влиянию жизни на химию Земли. [9] : 3
  • Космохимия включает анализ распределения элементов и их изотопов в космосе . [2] : 1
  • Геохимия изотопов включает определение относительных и абсолютных концентраций элементов и их изотопов на Земле и на поверхности Земли. [10]
  • Органическая геохимия , изучение роли процессов и соединений, происходящих от живых или некогда существовавших организмов. [11]
  • Фотогеохимия - это изучение индуцированных светом химических реакций, которые происходят или могут происходить между естественными компонентами поверхности Земли. [12]
  • Региональная геохимия включает приложения к экологическим, гидрологическим исследованиям и исследованиям полезных ископаемых. [13]

Химические элементы [ править ]

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 N, количества нейтронов в ядре. Их сумма составляет массовое число , которое примерно равно атомной массе . Атомы с одинаковым атомным номером, но разными нейтронными числами называются изотопами . Данный изотоп идентифицируется буквой элемента, которому предшествует верхний индекс массового числа. Например, два распространенных изотопа хлора - это 35 Cl и 37.Cl. Известно около 1700 комбинаций Z и N, из которых только около 260 являются стабильными. Однако большинство нестабильных изотопов в природе не встречается. В геохимии стабильные изотопы используются для отслеживания химических путей и реакций, в то время как изотопы в основном используются для датирования образцов. [4] : 13–17

Химическое поведение атома - его сродство к другим элементам и тип связей, которые он формирует - определяется расположением электронов на орбиталях , особенно крайних ( валентных ) электронов. Эти расположения отражены в положении элементов в периодической таблице . [4] : 13–17 В зависимости от положения элементы попадают в широкие группы: щелочные металлы , щелочноземельные металлы , переходные металлы , полуметаллы (также известные как металлоиды ), галогены , благородные газы , лантаноиды.и актиниды . [4] : 20–23

Другой полезной схемой классификации для геохимии является классификация Гольдшмидта , которая помещает элементы в 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 кжелезо 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). Внутри каждой группы некоторые элементы являются тугоплавкими , остаются стабильными при высоких температурах, в то время как другие являются летучими , легче испаряются, поэтому нагревание может их разделить. [1] : 17 [4] : 23

Дифференциация и смешение [ править ]

Химический состав Земли и других тел определяется двумя противоположными процессами: дифференциацией и смешением. В мантии Земли дифференциация происходит в срединно-океанических хребтах путем частичного плавления , при этом более тугоплавкие материалы остаются в основании литосферы, а остальные поднимаются, образуя базальт . После того, 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 океанских водах.Метаморфизм и анатексис (частичное плавление горных пород земной коры) могут снова смешать эти элементы вместе. В океане биологические организмы могут вызывать химическую дифференциацию, в то время как растворение организмов и их отходов может снова смешивать материалы. [1] : 23–24

Фракционирование [ править ]

Главный источник дифференциации - фракционирование , неравномерное распределение элементов и изотопов. Это может быть результатом химических реакций, фазовых переходов , кинетических эффектов или радиоактивности . [1] : 2–3 В самом крупном масштабе планетарная дифференциация - это физическое и химическое разделение планеты на химически различные регионы. Например, планеты земной группы образовали богатые железом ядра и богатые силикатами мантии и корки. [14] : 218 В мантии Земли основным источником химической дифференциации является частичное таяние , особенно вблизи срединно-океанических хребтов. [15] :68,153 Это может происходить, когда твердое вещество является гетерогенным или твердым раствором , и часть расплава отделена от твердого вещества. Процесс известен как равновесное или периодическое плавление, если твердое вещество и расплав остаются в равновесии до момента удаления расплава, и фракционное плавлениеилиплавление Рэлея, если его удаляют непрерывно. [16]

Изотопное фракционирование может иметь зависимые от массы и независимые от массы формы. Молекулы с более тяжелыми изотопами имеют более низкую энергию основного состояния и, следовательно, 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 имеют тенденцию концентрироваться в более тяжелых фазах. [17] Массово-зависимое фракционирование является наибольшим для легких элементов, потому что разница в массах составляет большую долю от общей массы. [18] : 47

Соотношения между изотопами обычно сравнивают со стандартом. Например, у серы четыре стабильных изотопа, два из которых наиболее распространены - 32 S и 34 S. [18] : 98 Отношение их концентраций R = 34 S / 32 S выражается как

где R s - то же отношение для стандарта. Поскольку разница невелика, соотношение умножается на 1000, чтобы получить количество частей на тысячу (называемых частями на мил). Это обозначено символом . [17] : 55

Равновесие [ править ]

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

В фазовом переходе жидкость-пар для воды, л-V при 20 градусах Цельсия в течение 1,0098 18 O и 1,084 для 2 H. В общем, фракционирования больше , при более низких температурах. При 0 ° C коэффициенты равны 1,0117 и 1,111. [17] : 59

Кинетический [ править ]

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 100% или водяной пар перемещается ветром. Кинетическое фракционирование обычно улучшается по сравнению с равновесным фракционированием и зависит от таких факторов, как скорость реакции, путь реакции и энергия связи. Поскольку более легкие изотопы обычно имеют более слабые связи, они, как правило, реагируют быстрее и обогащают продукты реакции. [17] : 60

Биологическое фракционирование - это форма кинетического фракционирования, поскольку реакции имеют тенденцию протекать в одном направлении. Биологические организмы предпочитают более легкие изотопы, потому что разрыв энергетических связей требует меньших затрат энергии. В дополнение к ранее упомянутым факторам, окружающая среда и вид организма могут иметь большое влияние на фракционирование. [17] : 70

Циклы [ править ]

Благодаря разнообразным физическим и химическим процессам химические элементы изменяют свою концентрацию и перемещаются в так называемых геохимических циклах . Понимание этих изменений требует как подробных наблюдений, так и теоретических моделей. Каждое химическое соединение, элемент или изотоп имеет концентрацию, которая является функцией C ( r , t ) положения и времени, но моделировать полную изменчивость непрактично. Вместо этого, в подходе заимствованы из области химического машиностроения , [1] : 81 геохимиков в среднем концентрации по регионам Земли под названием геохимических резервуары. Выбор резервуара зависит от проблемы; например, океан может быть одним резервуаром или разделен на несколько резервуаров. [19] В модели, называемой блочной моделью , резервуар представлен прямоугольником с входами и выходами. [1] : 81 [19]

Геохимические модели обычно предполагают обратную связь. В простейшем случае линейного цикла либо вход, либо выход из резервуара пропорциональны концентрации. Например, соль удаляется из океана путем образования эвапоритов , и при постоянной скорости испарения в бассейнах эвапоритов скорость удаления соли должна быть пропорциональна ее концентрации. Для данного компонента C , если вход в резервуар является константой a, а выход - kC для некоторого постоянного k , то уравнение баланса массы имеет вид

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 stable = a / k . Время пребывания определяется как

где I и O - скорости ввода и вывода. В приведенном выше примере скорости входа и выхода в установившемся режиме равны a , поэтому τ res = 1 / k . [19]

Если скорости ввода и вывода являются нелинейными функциями C , они все же могут быть хорошо сбалансированы по временным масштабам, намного большим, чем время пребывания; в противном случае, будут большие колебания С . В этом случае система всегда близка к установившемуся состоянию, и разложение уравнения баланса массы самого низкого порядка приведет к линейному уравнению, подобному уравнению ( 1 ). В большинстве систем один или оба входа и выхода зависят от C , что приводит к обратной связи, которая стремится поддерживать установившееся состояние. Если внешнее воздействие нарушит работу системы, она вернется в установившееся состояние в масштабе времени 1 / k . [19]

Обилие элементов [ править ]

Солнечная система [ править ]

Изобилие элементов солнечной системы. [20]

В составе Солнечной системы похож на многих других звездах, а в стороне от небольших аномалий, можно предположить, что формируется из солнечной туманности , которая имела однородный состав, а также от состава Солнца «s фотосферы подобен остальной части Солнечной системы. Состав фотосферы определяется путем подгонки линий поглощения в ее спектре к моделям атмосферы Солнца. [21] Безусловно, двумя крупнейшими элементами по массе являются водород (74,9%) и гелий (23,8%), при этом на все остальные элементы приходится всего 1,3%. [22] Существует общая тенденцияэкспоненциальное уменьшение содержания с увеличением атомного номера, хотя элементы с четным атомным номером более распространены, чем их соседи с нечетным номером ( правило Оддо – Харкинса ). По сравнению с общей тенденцией, литий , бор и бериллий обеднены, а железо аномально обогащено. [23] : 284–285

Структура содержания элементов в основном обусловлена ​​двумя факторами. Водород, гелий и часть лития образовались примерно через 20 минут после Большого взрыва , а остальные образовались внутри звезд . [4] : 316–317

Метеориты [ править ]

Метеориты бывают разных составов, но химический анализ может определить, были ли они когда-то в планетезимали, которые плавились или дифференцировались . [21] : 45 Хондриты недифференцированы и имеют круглые минеральные включения, называемые хондрами . 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 веществ (H, He, C, N, O) и группы элементов (Li, B, Be), которые разрушаются нуклеосинтезом на Солнце. [4] : 318[21] Из-за последней группы хондриты CI считаются более подходящими для состава ранней Солнечной системы. Более того, химический анализ хондритов CI более точен, чем для фотосферы, поэтому он обычно используется в качестве источника химического состава, несмотря на их редкость (только пять из них были обнаружены на Земле). [21]

Гигантские планеты [ править ]

Вырезки, иллюстрирующие модели недр планет-гигантов.

Планеты Солнечной системы делятся на две группы: четыре 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 ниже. Их можно подразделить на газовых гигантов ( Юпитер и Сатурн ) и ледяных гигантов ( Уран и Нептун ), которые имеют большие ледяные ядра. [24] : 26–27 283–284

Большая часть нашей прямой информации о составе планет-гигантов получена с помощью 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, позволив идентифицировать гораздо больший набор молекул, включая этан , ацетилен , воду и окись углерода . [25] : 138–139Однако земная спектроскопия становится все более сложной 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 инфракрасном диапазоне частот. Это ограничивает содержание элементов Н, С и N. [25] : 130 детектируются два других элемента: фосфор в газовой фосфина (PH 3 ) и германия в германа (Geh 4 ). [25] : 131

Атом гелия колеблется в ультрафиолетовом диапазоне, который сильно поглощается атмосферой внешних планет и Земли. Таким образом, несмотря на его изобилие, гелий был обнаружен только после того, как космический корабль был отправлен к внешним планетам, и то только косвенно, через поглощение, вызванное столкновениями в молекулах водорода. [25] : 209 Дополнительная информация о Юпитере была получена от зонда « Галилео», когда он был отправлен в атмосферу в 1995 году; [26] [27] и окончательной миссии из зонда Кассини в 2017 году должен был войти в атмосферу Сатурна. [28]Было обнаружено, что в атмосфере Юпитера он истощен в 2 раза по сравнению с солнечным составом, а Ne - в 10 раз, что является удивительным результатом, поскольку другие благородные газы и элементы C, N и S были увеличены в несколько раз. 2–4 (кислород также был истощен, но это было связано с необычно сухой областью, взятой Галилеем). [27]

Спектроскопические методы проникают в атмосферы Юпитера и Сатурна только на глубины, где давление примерно равно 1 бар , что примерно соответствует атмосферному давлению Земли на уровне моря . [25] : 131 Зонд Galileo пробил до 22 бар. [27] 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. [25] : 131Эксперименты с 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. [25] : 135–136 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. [25] : 136

В современных моделях у четырех планет-гигантов есть ядра из камня 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. [25] : 220 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), прежде всего в форме воды, метана и аммиака. Поверхности достаточно холодные, чтобы молекулярный водород стал жидкостью, поэтому большая часть каждой планеты, вероятно, представляет собой водородный океан, покрывающий одно из более тяжелых соединений. [29]Вне ядра Юпитер имеет мантию из жидкого металлического водорода и атмосферу из молекулярного водорода и гелия. Металлический водород плохо смешивается с гелием, а на Сатурне он может образовывать отдельный слой под металлическим водородом. [25] : 138

Планеты земной группы [ править ]

Считается, что планеты земной группы произошли из того же материала туманностей, что и планеты-гиганты, но они потеряли большинство более легких элементов и имеют разную историю. Можно было бы ожидать, что планеты, расположенные ближе к Солнцу, будут иметь более высокую долю тугоплавких элементов, но если их более поздние стадии формирования включают столкновения крупных объектов с орбитами, которые охватывают различные части Солнечной системы, то систематическая зависимость от положения может быть незначительной. [30] : 3–4

Прямая информация о Марсе, Венере и Меркурии в основном поступает из миссий космических кораблей. Использование гамма-спектрометров , состав коры Марса была измерена с помощью Mars Odyssey орбитального аппарата, [31] кора Венеры некоторыми из Venera миссий к Венере, [30] , и кора Меркурия по MESSENGER космического аппарата . [32] Дополнительная информация на Марсе происходит от метеоритов, которые высадились на Земле ( Shergottites , Nakhlites и Chassignites , известный под общим названием SNC метеоритов). [33] : 124Изобилие также ограничивается массами планет, в то время как внутреннее распределение элементов ограничивается их моментами инерции. [4] : 334

Планеты конденсировались из солнечной туманности, и многие детали их состава определяются фракционированием по мере их охлаждения. Конденсирующиеся фазы делятся на пять групп. В первую очередь конденсируются материалы, богатые тугоплавкими элементами, такими как Ca и Al. Далее следуют никель и железо, затем силикаты магния . Ниже 700 кельвинов (700 К) FeS и богатые летучими веществами металлы и силикаты образуют четвертую группу, а в пятой группе FeO входит в силикаты магния. [34] Состав планет и Луны хондритовый , что означает, что внутри каждой группы соотношения между элементами такие же, как в углеродистых хондритах. [4] :334

Оценки составов планет зависят от используемой модели. В модели равновесной конденсации каждая планета образовывалась из зоны питания, в которой состав твердых тел определялся температурой в этой зоне. Таким образом, ртуть образовывалась при 1400 К, где железо оставалось в чистой металлической форме и мало магния или кремния в твердой форме; 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 этой теории состоит в том, что летучие вещества не будут конденсироваться, поэтому планеты не будут иметь атмосферы, а Земля - ​​атмосферы. [4] : 335–336

В моделях хондритового смешения составы хондритов используются для оценки планетарного состава. Например, одна модель смешивает два компонента, один из которых состоит из хондритов C1, а другой - только из огнеупорных компонентов хондритов C1. [4] : 337 В другой модели численность пяти групп фракционирования оценивается с использованием элемента индекса для каждой группы. Для наиболее тугоплавкой группы используется уран ; утюг для второго; отношения калия и таллия к урану для следующих двух; и молярное соотношение FeO / (FeO + MgO) за последние. 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 состоит в том, что при прогнозировании содержания летучих веществ могут быть значительные ошибки, поскольку некоторые летучие вещества конденсируются лишь частично. [34] [4] : 337–338

Земная кора [ править ]

Наиболее распространенные составляющие породы - почти все оксиды ; хлориды , сульфиды и фториды - единственные важные исключения из этого правила, и их общее количество в любой породе обычно намного меньше 1%. К 1911 году Ф. В. Кларк подсчитал, что чуть более 47% земной коры состоит из кислорода . Это происходит главным образом в комбинации в виде оксидов, из которых главным являются диоксид кремния , оксид алюминия , оксиды железа , а также различные карбонаты ( карбонат кальция , карбонат магния , карбонат натрия , икарбонат калия ). Кремнезем действует в основном как кислота, образуя силикаты, и все самые обычные минералы изверженных 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 2 O 3 = 15,41, Fe 2 O 3 = 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 2 O 5= 0,22, (всего 99,22%). Все остальные составляющие присутствуют только в очень малых количествах, обычно намного меньше 1%. [35]

Эти оксиды объединяются случайным образом. Например, калий (карбонат калия) и сода ( карбонат натрия ) объединяются для производства полевых шпатов . 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 (карбонатом кальция) образует апатит . Диоксид титана с закисью железа дает образование ильменита . Часть извести образует известковый полевой шпат. Карбонат магния и оксиды железа с кремнеземом кристаллизуются в виде оливина.или энстатит , или с глиноземом и известью образуют сложные ферромагнезиальные силикаты, главными из которых являются пироксены , амфиболы и биотиты . Любой избыток кремнезема сверх того, что требуется для нейтрализации оснований , выделяется как кварц ; избыток глинозема кристаллизуется в виде корунда . Их следует рассматривать только как общие тенденции. Анализ горных пород позволяет приблизительно сказать, какие минералы в них содержатся, но из любого правила есть многочисленные исключения. [35]

Минеральный состав [ править ]

За исключением кислых или кремнистых магматических пород, содержащих более 66% кремнезема , известных как кислые породы, кварц в магматических породах не содержится в изобилии. В основных породах (содержащих 20% кремнезема или менее) они редко содержат столько кремния, они называются основными породами. Если содержание магния и железа выше среднего, а кремнезема низкое, можно ожидать оливина ; где кремнезем присутствует в большем количестве, чем ферромагнезиальные минералы, такие как авгит , роговая обманка , энстатит или биотит , а не оливин. Если только не поташвысокий и относительно низкий уровень кремнезема, лейцит не будет присутствовать, поскольку лейцит не встречается со свободным кварцем. Нефелин также обычно содержится в породах с большим содержанием соды и сравнительно небольшим содержанием кремнезема. При высоких щелочах , соды , несущие пироксены и амфиболы могут присутствовать. Чем ниже процент кремнезема и щелочей, тем больше преобладает полевой шпат плагиоклаза по сравнению с содой или калиевым полевым шпатом. [35]

Земная кора на 90% состоит из силикатных минералов, и их содержание в Земле следующее: 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 состоит из несиликатных минералов, таких как карбонаты , оксиды и сульфиды . [36]

Другой определяющий фактор, а именно физические условия, сопровождающие консолидацию, в целом играет 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 ли они на глубине или у поверхности, например гиперстен, ортоклаз, кварц. Есть несколько любопытных примеров горных пород, имеющих одинаковый химический состав, но состоящих из совершенно разных минералов, например, горнблендит Гран в Норвегии, который содержит только роговую обманку, имеет тот же состав, что и некоторые из камптонитов.той же местности, которые содержат полевой шпат и роговую обманку разного сорта. В этой связи можно повторить сказанное выше о коррозии порфировых минералов в магматических породах. В риолитах и ​​трахитах в большом количестве встречаются ранние кристаллы роговой обманки и биотита, частично преобразованные в авгит и магнетит. Роговая обманка и биотит были стабильны при давлении и других условиях ниже поверхности, но нестабильны на более высоких уровнях. В основной массе этих пород авгит присутствует почти повсеместно. Но плутонические представители одной и той же магмы, гранита и сиенита содержат биотит и роговую обманку гораздо чаще, чем авгит. [35]

Углеводородные, средние и основные магматические породы [ править ]

Те породы, которые содержат больше всего кремнезема и при кристаллизации не дают кварца, 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 много, образуют «мафическую» группу. К «промежуточным» относятся породы, для которых в целом 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.не обычен 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, была названа «ультраосновными» породами. В них очень мало кремнезема, но много железа и магнезии.

За исключением последних, практически все породы содержат полевой шпат 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. Авгит является наиболее распространенным ферромагнезианом в основных породах, но биотит и роговая обманка в целом чаще встречаются в кислых породах. [35]

Породы, содержащие лейцит или нефелин, частично или полностью замещающие полевой шпат, не включены 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 необычны в других местах, удобно рассматривать весь комплекс как отдельную серию в рамках чисто формальной классификации, подобной описанной здесь. [35]

Эта классификация основана в основном на минералогическом строении магматических пород. Любые химические различия между разными группами, хотя и подразумеваются, отводятся в подчиненное положение. Это, по общему признанию, искусственное, но оно выросло 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 породы, рассматриваемые как агрегатыминералов постепенно переходят один в другой, переходные типы очень распространены и часто настолько важны, что получают особые названия. Кварц-сиениты и нордмаркиты могут располагаться между гранитом и сиенитом, тоналиты и адамеллиты - между гранитом и диоритом, монцониты - между сиенитом и диоритом, нориты и гипериты - между диоритом и габбро и так далее. [35]

Следы металлов в океане [ править ]

Следы металлов легко образуют комплексы с основными ионами в океане, включая гидроксид , карбонат и хлорид, и их химический состав изменяется в зависимости от того, окисляется или восстанавливается окружающая среда . [37] Бенджамин (2002) определяет комплексы металлов с более чем одним типом лигандов , 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.), которые могут заменять шесть молекул воды и образовывать прочные связи с металлами, имеющими заряд плюс два. [38] Чем сильнее комплексообразование, тем ниже активность свободного иона металла. Одним из следствий 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. [38]

Концентрации микроэлементов кадмия , меди , молибдена , марганца , рения , урана и ванадия в отложениях отражают историю окислительно-восстановительных процессов в океанах. В водной среде кадмий (II) может находиться либо в форме CdCl + (водн.) В кислородной воде, либо в форме CdS (s) в восстановленной среде. Таким образом, более высокие концентрации Cd в морских отложениях могут указывать на условия с низким окислительно-восстановительным потенциалом в прошлом. Для меди (II) преобладающей формой является CuCl + (водн.) В кислородной среде, а также CuS (s) и Cu 2S в ограниченных условиях. Среда с восстановленной морской водой приводит к двум возможным состояниям окисления меди: Cu (I) и Cu (II). Молибден присутствует в степени окисления Mo (VI) как MoO 4 2- (водн.) В кислородной среде. Mo (V) и Mo (IV) присутствуют в восстановленной среде в формах 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 4- (водн.) И находится в восстановленной форме UO.2 (с). Ванадий находится в нескольких формах в степени окисления V (V); HVO 4 2- и H 2 VO 4 - . Его восстановленные формы могут включать VO 2 + , VO (OH) 3 - и V (OH) 3 . Это относительное преобладание этих видов зависит от pH .

В водной толще океана или глубоких озер вертикальные профили растворенных следов металлов характеризуются следующим распределением консервативного типа , типа питательных веществ или типа захоронения. По этим трем распределениям следы металлов имеют разное время пребывания и в разной степени используются планктонными микроорганизмами. Следы металлов с консервативным типом распределения имеют высокие концентрации относительно их биологического использования. Одним из примеров металлических примесей с консервативным типом распределения является молибден. Он имеет время пребывания в океанах около 8 x 10 5 лет и обычно присутствует в виде аниона молибдата (MoO 4 2−). Молибден слабо взаимодействует с частицами и имеет почти равномерный вертикальный профиль в океане. По сравнению с изобилием молибдена в океане количество, необходимое в качестве металлического кофактора для ферментов морского фитопланктона , ничтожно. [39]

Следы металлов с распределением по типу питательных веществ тесно связаны с внутренними циклами твердых частиц органического вещества, особенно с ассимиляцией планктоном. Наименьшие растворенные концентрации этих металлов находятся на поверхности океана, где они усваиваются планктоном. Поскольку растворение и разложение происходят на большей глубине, концентрация этих следов металлов увеличивается. 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 взаимодействия с частицами, а также короткое время пребывания в океане. Время пребывания следов металлов очищенного типа составляет от 100 до 1000 лет. Концентрации этих металлов наиболее высоки вокруг донных отложений,гидротермальные источники и реки. Для алюминия атмосферная пыль является самым большим источником внешних поступлений в океан. [39]

Распределение железа и меди в океане гибридное. На них влияет переработка и интенсивное удаление мусора. Железо является ограничивающим питательным веществом на обширных территориях океанов и содержится в большом количестве наряду с марганцем вблизи гидротермальных источников. Здесь обнаружено много осадков железа, в основном в виде сульфидов железа и окисленных соединений оксигидроксида железа. Концентрации железа вблизи гидротермальных источников могут в миллион раз превышать концентрации, обнаруженные в открытом океане. [39]

Используя электрохимические методы, можно показать, что биоактивные следы металлов (цинк, кобальт, кадмий, железо и медь) связываются органическими лигандами в поверхностной морской воде. Эти лигандные комплексы служат для снижения биодоступности следов металлов в океане. Например, медь, которая может быть токсичной для фитопланктона и бактерий открытого океана, может образовывать органические комплексы. Образование этих комплексов снижает концентрации биодоступных неорганических комплексов меди, которые могут быть токсичными для морской жизни при высоких концентрациях. В отличие от меди, токсичность цинка для морского фитопланктона невысока, и увеличение органического связывания Zn 2+ не дает никаких преимуществ . В регионах с высоким содержанием питательных веществ и низким содержанием хлорофилла железо является ограничивающим питательным веществом, при этом доминирующими видами являются сильные органические комплексы Fe (III).[39]

См. Также [ править ]

  • Биогеохимический цикл
  • Геохимический цикл
  • Важные публикации по геохимии
  • Петрология
  • Тефрохронология

Ссылки [ править ]

  1. ^ Б с д е е г Albarède, Фрэнсис (2007). Геохимия: введение . Перевод с французского. (5-е изд.). Кембридж: Cambridge Univ. Нажмите. ISBN 9780521891486.
  2. ^ a b Максуин-младший, Гарри Ю.; Хасс, Гэри Р. (2010). Космохимия . Издательство Кембриджского университета. ISBN 9781139489461.
  3. ^ a b c d Kragh, Helge (2008). «От геохимии к космохимии: зарождение научной дисциплины, 1915–1955». В Рейнхардте, Карстен (ред.). Химические науки в 20-м веке: мосты границ . Джон Вили и сыновья. С. 160–192. ISBN 978-3-527-30271-0.
  4. ^ a b c d e f g h i j k l m McSween, Jr., Harry Y .; Ричардсон, Стивен М .; Уле, Мария Э. (2003). Пути и процессы геохимии (2-е изд.). Нью-Йорк: Колумбийский университет. ISBN 9780231509039.
  5. ^ Уайт, Уильям М. Геохимия (неопубликовано) . п. 1 . Проверено 14 марта 2012 года .
  6. ^ Мейсон, Брайан (1992). Виктор Мориц Гольдшмидт: отец современной геохимии . Сан-Антонио, Техас: Геохимическое общество. ISBN 0-941809-03-X.
  7. ^ «Добро пожаловать в GPS-геохимию» . Программа исследований GPS . Калифорнийский технологический институт . Проверено 2 октября 2017 года .
  8. Перейти ↑ Langmuir, Donald (1997). Геохимия водной среды . Река Аппер Сэдл, штат Нью-Джерси: Prentice Hall. ISBN 9780023674129.
  9. ^ Шлезингер, Уильям Х .; Бернхардт, Эмили С. (2013). Биогеохимия: анализ глобальных изменений (Третье изд.). Академическая пресса. ISBN 9780123858740.
  10. ^ Кендалл, Кэрол; Колдуэлл, Эрик А. (1998). «Глава 2: Основы геохимии изотопов» . В Кендалле, С .; Макдоннелл, Дж. Дж. (Ред.). Изотопные индикаторы в гидрологии водосбора . Амстердам: Elsevier Science. С. 51–86 . Проверено 3 октября 2017 года .
  11. ^ Киллопс, Стивен Д .; Киллопс, Ванесса Дж. (2013). Введение в органическую геохимию . Джон Вили и сыновья. ISBN 9781118697207.
  12. ^ Доун, TA (2017). «Обзор фотогеохимии» . Geochem Trans . 18 : 1. DOI : 10,1186 / s12932-017-0039-у . PMC 5307419 . PMID 28246525 .  
  13. ^ Гарретт, RG; Reimann, C .; Смит, ДБ; Се, X. (ноябрь 2008 г.). «От геохимической разведки до международного геохимического картирования: исторический обзор: Таблица 1». Геохимия: разведка, окружающая среда, анализ . 8 (3–4): 205–217. DOI : 10.1144 / 1467-7873 / 08-174 . S2CID 130836294 . 
  14. ^ Максвин, младший, Гарри Y .; Хасс, Гэри Р. (2010). Космохимия . Издательство Кембриджского университета. ISBN 9781139489461.
  15. ^ Олсон, Джеральд Шуберт; Дональд Л. Туркотт; Питер (2001). Мантийная конвекция на Земле и планетах . Кембридж: Cambridge Univ. Нажмите. ISBN 9780521798365.
  16. ^ Уилсон, Марджори (2007). Магматический петрогенез . Дордрехт: Спрингер. ISBN 9789401093880.
  17. ^ a b c d e Кендалл, Кэрол; Колдуэлл, Эрик А. (2000). «Глава 2: Основы геохимии изотопов» . В Кендалле, Кэрол; Макдоннелл, Дж. Дж. (Ред.). Изотопные индикаторы в гидрологии водосбора . Амстердам: Эльзевир. С. 51–86. ISBN 9780444501554. Проверено 24 октября 2017 года .
  18. ^ a b Hoefs, Йохен (2015). «Процессы изотопного фракционирования отдельных элементов». Геохимия стабильных изотопов : 47–134. DOI : 10.1007 / 978-3-319-19716-6_2 . ISBN 978-3-319-19715-9.
  19. ^ a b c d Lasaga, Антонио С .; Бернер, Роберт А. (апрель 1998 г.). «Фундаментальные аспекты количественных моделей геохимических циклов». Химическая геология . 145 (3–4): 161–175. Bibcode : 1998ChGeo.145..161L . DOI : 10.1016 / S0009-2541 (97) 00142-3 .
  20. ^ Данные из таблицы 6 Cameron, AGW (сентябрь 1973 г.). «Изобилие элементов в солнечной системе». Обзоры космической науки . 15 (1): 121. Bibcode : 1973SSRv ... 15..121C . DOI : 10.1007 / BF00172440 . S2CID 120201972 . 
  21. ^ a b c d Palme, H .; Джонс, А. (2003). «1.03 - Изобилие элементов Солнечной системы» (PDF) . В Голландии HD; Турекян К.К. (ред.). Трактат по геохимии . Том 1: Метеориты, кометы и планеты (1-е изд.). Оксфорд: Elsevier Science. С. 41–61. DOI : 10.1016 / B0-08-043751-6 / 01060-4 . ISBN  9780080437514. Проверено 3 октября 2017 года .
  22. ^ Lodders, Katharina (10 июля 2003). "Изобилие в солнечной системе и температуры конденсации элементов". Астрофизический журнал . 591 (2): 1220–1247. Bibcode : 2003ApJ ... 591.1220L . CiteSeerX 10.1.1.695.5451 . DOI : 10.1086 / 375492 . 
  23. ^ Мидлмост, Эрик AK (2014). Магмы, горные породы и развитие планет: обзор систем магмы / магматических пород . Рутледж. ISBN 9781317892649.
  24. ^ Энкреназ, Тереза; Бибринг, Жан-Пьер; Blanc, M .; Баруччи, Мария-Антониетта; Рокес, Франсуаза; Зарка, Филипп (2004). Солнечная система (3-е изд.). Берлин: Springer. ISBN 9783540002413.
  25. ^ a b c d e f g h i j Льюис, Джон (1995). Физика и химия Солнечной системы . Берлингтон: Elsevier Science. ISBN 9780323145848.
  26. ^ Атрея, СК; Махаффи, PR; Niemann, HB; Вонг, MH; Оуэн, ТК (февраль 2003 г.). «Состав и происхождение атмосферы Юпитера - обновление и значение для внесолнечных планет-гигантов». Планетарная и космическая наука . 51 (2): 105–112. Bibcode : 2003P & SS ... 51..105A . DOI : 10.1016 / S0032-0633 (02) 00144-7 .
  27. ^ a b c Фортни, Джонатан (22 марта 2010 г.). «Точка зрения: вглядываясь в Юпитер» . Физика . 3 : 26. doi : 10.1103 / Physics.3.26 .
  28. ^ Netburn, Deborah (15 сентября 2017). «Когда миссия НАСА« Кассини »вспыхивает над Сатурном, ученые отмечают горько-сладкий конец миссии» . Лос-Анджелес Таймс . Проверено 10 октября 2017 года .
  29. ^ Лэнг, Кеннет Р. (2010). «11. Уран и Нептун» . Космос НАСА . Университет Тафтса . Проверено 11 октября 2017 года .
  30. ^ a b Андерсон, Дон Л. (2007). Новая теория Земли . Издательство Кембриджского университета. ISBN 9781139462082.
  31. ^ "GRS" . Лаборатория реактивного движения . USA.gov . Проверено 17 октября 2017 года .
  32. ^ Родос, Эдгар А .; Эванс, Ларри Дж .; Ниттлер, Ларри Р .; Старр, Ричард Д .; Sprague, Ann L .; Лоуренс, Дэвид Дж .; Маккой, Тимоти Дж .; Stockstill-Cahill, Karen R .; Голдстен, Джон О.; Пепловски, Патрик Н .; Хамара, Дэвид К .; Бойнтон, Уильям V .; Соломон, Шон С. (декабрь 2011 г.). «Анализ данных гамма-спектрометра MESSENGER с пролетов над Меркурием». Планетарная и космическая наука . 59 (15): 1829–1841. Bibcode : 2011P & SS ... 59.1829R . DOI : 10.1016 / j.pss.2011.07.018 .
  33. ^ Киффер, Хью Х., изд. (1994). Марс (2-е изд.). Тусон: Университет Аризоны Press. ISBN 9780816512577.
  34. ^ a b Морган, Джон В .; Андерс, Эдвард (декабрь 1980 г.). «Химический состав Земли, Венеры и Меркурия» . Труды Национальной академии наук Соединенных Штатов Америки . 77 (12): 6973–6977. Bibcode : 1980PNAS ... 77.6973M . DOI : 10.1073 / pnas.77.12.6973 . JSTOR 9538 . PMC 350422 . PMID 16592930 .   
  35. ^ a b c d e f g  Одно или несколько предыдущих предложений включают текст из публикации, которая сейчас находится в общественном достоянии :  Flett, John Smith (1911). « Петрология ». В Чисхолме, Хью (ред.). Британская энциклопедия . 21 (11-е изд.). Издательство Кембриджского университета. С. 328–333.
  36. Согласно [1] , в которой цитируется это: Klein, C., Hurlbut, CS (1993) Manual of Mineralogy , 21-е издание. Джон Вили и сыновья.
  37. ^ Намерофф, Т; Balistrieri, L; Мюррей, Дж (2002). «Геохимия субоксичных следов металлов в восточном тропике северной части Тихого океана». Geochimica et Cosmochimica Acta . 66 (7): 1139–1158. Bibcode : 2002GeCoA..66.1139N . DOI : 10.1016 / s0016-7037 (01) 00843-2 .
  38. ^ а б Бенджамин, М (2002). Химия воды . Вашингтонский университет. ISBN 1-57766-667-4.
  39. ^ а б в г Бруланд, К; Лохан, М (2003). «6.02 - Контроль следов металлов в морской воде». В Голландии HD; Турекян К.К. (ред.). Трактат по геохимии . Том 6: Океаны и морская геохимия. С. 23–47. Bibcode : 2003TrGeo ... 6 ... 23B . DOI : 10.1016 / B0-08-043751-6 / 06105-3 .

Дальнейшее чтение [ править ]

  • Фор, Гюнтер ; Менсинг, Тереза ​​М. (2005). Изотопы: принципы и приложения (3-е изд.). Нью-Джерси: Уайли. ISBN 0471384372.
  • Голландия, HD; Турекян К.К., ред. (2003). Трактат по геохимии (1-е изд.). Оксфорд: Elsevier Science. ISBN 978-0-08-043751-4.
  • Маршалл, КП; Fairbridge, RW, ред. (2006). Геохимия . Берлин: SpringerLink. ISBN 1-4020-4496-8.
  • Совет по исследованию окружающей среды. «Модель данных геохимии» . EarthDataModels.org . Проверено 9 октября 2017 года .
  • Роллинсон, Хью Р. (1996). Использование геохимических данных: оценка, представление, интерпретация (Repr. Ed.). Харлоу: Лонгман. ISBN 978-0-582-06701-1.
  • Уайт, Уильям М. Геохимия (неопубликовано) . п. 1 . Проверено 14 марта 2012 года .

Внешние ссылки [ править ]

  • Геохимия магматических пород (Gunn Interactive Ltd.)