Геохимия

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 . Область геохимии простирается за пределы Земли , охватывая всю Солнечную систему . и внес важный вклад в понимание ряда процессов, включая мантийную конвекцию , формирование планет и происхождение гранита и базальта . Это интегрированная область химии и геологии .

История

Виктор Гольдшмидт (1909)

Термин «геохимия» впервые был использован швейцарско-немецким химиком Кристианом Фридрихом Шенбейном в 1838 году: «Необходимо начать сравнительную геохимию, прежде чем геогнозия сможет стать геологией и прежде чем тайна происхождения наших планет и их неорганического вещества может быть раскрыта». ." Однако до конца столетия более распространенным термином была «химическая геология», и между геологами и химиками было мало контактов .

Геохимия возникла как отдельная дисциплина после того, как были созданы крупные лаборатории, начиная с Геологической службы США (USGS) в 1884 году, которая начала систематические исследования химии 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 распространению элементов в «Данных геохимии» .

Состав метеоритов был исследован и сравнен с земными породами еще в 1850 году. В 1901 году Оливер К. Фаррингтон выдвинул гипотезу, что, хотя и существовали различия, относительное содержание должно быть одинаковым. Это было зарождение области космохимии , и оно во многом способствовало тому, что мы знаем о формировании Земли и Солнечной системы.

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 коллеги 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].

Исследования Манфреда Шидловского с 1960-х годов примерно до 2002 года были посвящены биохимии ранней Земли с упором на изотопно-биогеохимию и свидетельства самых ранних жизненных процессов в докембрии .

Подполя

Некоторые разделы геохимии:

• Водная геохимия изучает роль различных элементов в водоразделах, включая медь , серу , ртуть , а также то, как потоки элементов обмениваются посредством атмосферно-земно-водных взаимодействий.
• Биогеохимия — это область исследований, изучающая влияние жизни на химию Земли.
• Космохимия включает анализ распределения элементов и их изотопов в космосе .
• Изотопная геохимия предполагает определение относительных и абсолютных концентраций элементов и их изотопов в Земле и на земной поверхности.
• Органическая геохимия , изучение роли процессов и соединений, происходящих из живых или некогда живых организмов.
• Фотогеохимия — это изучение химических реакций, вызванных светом, которые происходят или могут происходить между естественными компонентами поверхности Земли.
• Региональная геохимия включает приложения к экологическим, гидрологическим и разведочным исследованиям полезных ископаемых.

Химические элементы

Строительными блоками материалов являются химические элементы . Их можно идентифицировать по атомному номеру Z, который представляет собой количество протонов в ядре . Элемент может иметь более одного значения N, количества нейтронов в ядре. Сумма этих чисел и есть массовое число , которое примерно равно атомной массе . Атомы с одинаковым атомным номером, но разным числом нейтронов называются изотопами . Данный изотоп обозначается буквой элемента, которой предшествует верхний индекс массового числа. Например, два распространенных изотопа хлора : ³⁵ кл и ³⁷ кл. Известно около 1700 комбинаций Z и N, из которых только около 260 стабильны. Однако большинство нестабильных изотопов не встречается в природе. В геохимии стабильные изотопы используются для отслеживания химических путей и реакций, а радиоактивные изотопы в основном используются для датировки образцов.

Химическое поведение атома – его сродство к другим элементам и тип образуемых им связей – определяется расположением электронов на орбиталях , особенно крайних ( валентных ) электронов. Эти механизмы отражаются на положении элементов в периодической таблице . В зависимости от положения элементы делятся на широкие группы: щелочные металлы , щелочноземельные металлы , переходные металлы , полуметаллы (также известные как металлоиды ), галогены , благородные газы , лантаноиды и актиниды .

Еще одна полезная схема классификации для геохимии — классификация Гольдшмидта , которая распределяет элементы на четыре основные группы. Литофилы легко соединяются с кислородом. Эти элементы, к которым относятся 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 атмосферофильные элементы ( O , N , H и благородные газы) преобладают в атмосфере. Внутри каждой группы некоторые элементы являются тугоплавкими и остаются стабильными при высоких температурах, тогда как другие летучие и легче испаряются, поэтому нагревание может их разделить.

Дифференциация и смешивание

Химический состав Земли и других тел определяется двумя противоположными процессами: дифференциацией и смешением. Земли В мантии дифференциация происходит на срединно-океанических хребтах посредством частичного плавления , при этом больше тугоплавких материалов остается в основании литосферы, а остальная часть поднимается, образуя базальт . После того, как океаническая плита опускается в мантию, конвекция в конечном итоге смешивает две части вместе. Эрозия дифференцирует гранит , разделяя его на глину на дне океана, песчаник на краю континента и растворенные минералы в океанских водах. Метаморфизм и анатекзис (частичное плавление пород земной коры) могут снова смешать эти элементы вместе. В океане биологические организмы могут вызывать химическую дифференциацию, а растворение организмов и их отходов может снова смешивать материалы.

Фракционирование

Смотрите также: магматическая дифференциация

Основным источником дифференциации является фракционирование — неравномерное распределение элементов и изотопов. Это может быть результатом химических реакций, фазовых изменений , кинетических эффектов или радиоактивности . В самом широком 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 коры. В мантии Земли основным источником химической дифференциации является частичное плавление , особенно вблизи срединно-океанических хребтов. Это может произойти, когда твердое вещество неоднородно или представляет собой твердый раствор , и часть расплава отделяется от твердого тела. Процесс известен как равновесное или периодическое плавление, если твердое вещество и расплав остаются в равновесии до момента удаления расплава, и фракционное или рэлеевское плавление, если его удаляют непрерывно.

Изотопное фракционирование может иметь масс-зависимую и масс-независимую формы. Молекулы с более тяжелыми изотопами имеют более низкую энергию основного состояния и, следовательно, более стабильны. В результате химические реакции демонстрируют небольшую изотопную зависимость: более тяжелые изотопы отдают предпочтение видам или соединениям с более высокой степенью окисления; а при фазовых изменениях более тяжелые изотопы имеют тенденцию концентрироваться в более тяжелых фазах. Зависимое от массы фракционирование является наибольшим у легких элементов, поскольку разница в массах составляет большую долю от общей массы.

Соотношения между изотопами обычно сравнивают со стандартом. Например, сера имеет четыре стабильных изотопа, два из которых наиболее распространены: ³² Песок ³⁴ С. Отношение их концентраций R = ³⁴ С/ ³² S , сообщается как

$\delta {}^{34}\mathrm {S} =1000\left({\frac {R}{R_{\mathrm {s} }}}-1\right),$

где R _s — то же соотношение для стандарта. Поскольку различия невелики, соотношение умножается на 1000, чтобы получить части на тысячу (называемые частями на мил). Это обозначается символом ‰ .

Равновесие

Равновесное фракционирование происходит между химическими веществами или фазами, находящимися в равновесии друг с другом. При равновесном фракционировании между фазами более тяжелые фазы отдают предпочтение более тяжелым изотопам. Для двух фаз A и B эффект можно представить множителем

$a_{\mathrm {A-B} }={\frac {R_{\mathrm {A} }}{R_{\mathrm {B} }}}.$

При фазовом переходе жидкость-пар для воды l _-v при 20 градусах Цельсия составляет 1,0098 для ¹⁸ О и 1,084 для ² H. Как правило, фракционирование увеличивается при более низких температурах. При 0 °C коэффициенты равны 1,0117 и 1,111.

Кинетический

Когда нет равновесия между фазами или химическими соединениями, кинетическое фракционирование может произойти . Например, на границе раздела жидкой воды и воздуха прямая реакция усиливается, если влажность воздуха менее 100 % или водяной пар перемещается ветром. Кинетическое фракционирование обычно усиливается 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 имеют тенденцию вступать в реакцию быстрее и обогащать продукты реакции.

Биологическое фракционирование — это форма кинетического фракционирования, поскольку реакции имеют тенденцию идти в одном направлении. Биологические организмы предпочитают более легкие изотопы, поскольку разрыв энергетических связей требует меньших затрат энергии. Помимо ранее упомянутых факторов, большое влияние на фракционирование могут оказывать окружающая среда и вид организма.

Циклы

Основная статья: Геохимический цикл

См. Также: Климатическая модель § Коробочные модели.

В результате множества физических и химических процессов концентрация химических элементов меняется и они движутся в так называемых геохимических циклах . Понимание этих изменений требует как детального наблюдения, 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, заимствованном из химической технологии , геохимики усредняют концентрацию по областям Земли, называемым геохимическими резервуарами . Выбор резервуара зависит от проблемы; например, океан может представлять собой один резервуар или быть разделен на несколько резервуаров. В модели, называемой блочной моделью , резервуар представлен блоком с входными и выходными данными.

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

${\frac {dC}{dt}}=a-kC.$ ( 1 )

Это выражает тот факт, что любое изменение массы должно быть сбалансировано изменениями на входе или выходе. В масштабе времени t = 1/k система приближается к устойчивому состоянию , в котором C ^{устойчивый} = а / к . Время пребывания определяется как

$\tau _{\mathrm {res} }=C^{\text{steady}}/I=C^{\text{steady}}/O,$

где I и O — скорости ввода и вывода. В приведенном выше примере стационарные скорости ввода и вывода равны a , поэтому τ _res = 1/ k .

Если скорости ввода и вывода являются нелинейными функциями C , они все равно могут быть тщательно сбалансированы во временных масштабах, намного превышающих время пребывания; противном случае будут большие колебания C. в В этом случае система всегда близка к установившемуся состоянию, и разложение уравнения баланса массы низшего 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 имеет тенденцию поддерживать устойчивое состояние. Если внешнее воздействие возмущает систему, она вернется в устойчивое состояние за время 1/ k .

Обилие элементов

Основная статья: Распространенность химических элементов

Солнечная система

Распространенность элементов Солнечной системы.

Состав Солнечной системы подобен составу многих других звезд, и, если не считать небольших аномалий, можно предположить, что она образовалась из солнечной туманности , имевшей однородный состав, и состав Солнца фотосферы Солнца фотосферы аналогичен составу . остальной части Солнечной системы. Состав фотосферы определяется путем подгонки линий поглощения в ее спектре к моделям солнечной атмосферы. На сегодняшний день двумя крупнейшими элементами по доле общей массы являются водород (74,9%) и гелий (23,8%), при этом доля всех остальных элементов составляет всего 1,3%. Существует общая тенденция экспоненциального уменьшения содержания с увеличением атомного номера, хотя элементы с четным атомным номером встречаются чаще, чем их соседи с нечетными номерами ( правило Оддо-Харкинса ). По сравнению с общей тенденцией, литий , бор и бериллий обеднены, а железо аномально обогащено.

Характер содержания элементов обусловлен главным образом двумя факторами. Водород, гелий и часть лития образовались примерно через 20 минут после Большого взрыва , а остальная часть образовалась в недрах звезд .

Метеориты

Метеориты бывают разного состава, но химический анализ может определить, находились ли они когда-то в планетезималях , которые расплавились или дифференцировались . Хондриты недифференцированы и имеют круглые минеральные включения, называемые хондрами . Их возраст составляет 4,56 миллиарда лет и они относятся к ранней Солнечной системе . Особый вид, хондрит CI , имеет состав, который очень похож на состав фотосферы Солнца, за исключением истощения некоторых летучих веществ (H, He, C, N, O) и группы элементов (Li, B, Be), которые разрушаются в результате нуклеосинтеза на Солнце. 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 его обычно используют в качестве источника химического состава, несмотря на их редкость (на Земле обнаружено только пять).

Гигантские планеты

Врезки, 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 каменистой поверхностью. Четыре внешние планеты — это планеты-гиганты , в которых преобладают водород и гелий и которые имеют более низкую среднюю плотность. Их можно далее подразделить на газовых гигантов ( Юпитер и Сатурн ) и ледяных гигантов ( Уран и Нептун ), которые имеют большие ледяные ядра.

Большая часть нашей непосредственной 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 увеличила разрешение и чувствительность спектрального анализа, позволив идентифицировать гораздо большую коллекцию молекул, включая этан , ацетилен , воду и окись углерода . Однако наземная спектроскопия становится все труднее на более удаленных планетах, поскольку отраженный свет Солнца намного тусклее; а спектроскопический анализ света планет можно использовать только для обнаружения колебаний молекул, находящихся в инфракрасном диапазоне частот. Это ограничивает содержание элементов H, C и N. Обнаружены еще два элемента: фосфор в газообразном фосфине (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 к внешним планетам, и то только косвенно, через поглощение, вызванное столкновениями, в молекулах водорода. Дополнительная информация о Юпитере была получена от «Галилео», зонда когда он был отправлен в атмосферу в 1995 году; а последней миссией зонда «Кассини» в 2017 году было вхождение в атмосферу Сатурна. Было обнаружено, что в атмосфере Юпитера содержание He обеднено в 2 раза по сравнению с солнечным составом, а Ne - в 10 раз, что является удивительным результатом, поскольку содержание других благородных газов и элементов C, N и S было увеличено в 10 раз. от 2 до 4 (кислород также был истощен, но это было связано с необычно засушливым регионом, из которого Галилей брал образцы).

Спектроскопические методы проникают в атмосферу Юпитера и Сатурна только на глубины, где давление примерно равно 1 бару Земли , что примерно соответствует атмосферному давлению на уровне моря . Зонд Галилео достиг давления 22 бар. Это небольшая часть планеты, на которой, как ожидается, давление достигнет более 40 Мбар. Чтобы ограничить состав внутри, термодинамические модели строятся с использованием информации о температуре из спектров инфракрасного излучения и уравнений состояния вероятных составов. Эксперименты при высоком давлении предсказывают, что водород будет представлять собой металлическую жидкость внутри Юпитера и Сатурна, тогда как на Уране и Нептуне он останется в молекулярном состоянии. Оценки также зависят от моделей формирования планет. Конденсация предсолнечной туманности привела бы к образованию газообразной планеты с тем же составом, что и Солнце, но планеты также могли образоваться, когда твердое ядро ​​захватило небулярный газ.

В современных моделях четыре планеты-гиганта имеют ядра из камня и льда примерно одинакового размера, но доля водорода и гелия уменьшается примерно с 300 земных масс на Юпитере до 75 на Сатурне и лишь незначительного количества на Уране и Нептуне. Таким образом, если газовые гиганты состоят в основном из водорода и гелия, то ледяные гиганты состоят преимущественно из более тяжелых элементов (O, C, N, S), преимущественно в виде воды, метана и аммиака. Поверхности достаточно холодные, чтобы молекулярный водород был жидким, поэтому большая часть каждой планеты, вероятно, представляет собой водородный океан, покрывающий одно из более тяжелых соединений. За пределами ядра Юпитер имеет мантию из жидкого металлического водорода и атмосферу из молекулярного водорода и гелия. Металлический водород плохо смешивается с гелием, и на Сатурне он может образовывать отдельный слой под металлическим водородом.

Планеты земной группы

См. Также: Состав Марса.

Считается, что планеты земной группы произошли из того же небулярного материала, что и планеты-гиганты, но они потеряли большую часть более легких элементов и имеют другую 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 включали столкновения крупных объектов с орбитами, которые опробовали разные части Солнечной системы, систематическая зависимость от положения могла быть небольшой.

Прямая информация о Марсе, Венере и Меркурии в основном поступает от миссий космических кораблей. С помощью гамма-спектрометров орбитальный измерил состав коры Марса аппарат Mars Odyssey . кора Венеры в ходе некоторых миссий Венеры на Венеру, и кора Меркурия космическим кораблем «Мессенджер» . Дополнительная информация о Марсе поступает от метеоритов, упавших на Землю ( шерготтиты , нахлиты и чассигниты , известные под общим названием метеориты SNC). Изобилие также ограничено массами планет, а внутреннее распределение элементов ограничено их моментами инерции.

Планеты конденсировались из солнечной туманности, и многие детали их состава определяются фракционированием по мере их охлаждения. Конденсирующиеся фазы делятся на пять групп. Первыми конденсируются материалы, богатые тугоплавкими элементами, такими как Ca и Al. За ними следуют никель и железо, затем силикаты магния . Ниже примерно 700 Кельвинов (700 К) FeS и богатые летучими металлами и силикатами образуют четвертую группу, а в пятую группу FeO входит силикаты магния. Составы планет и Луны хондритовые , то есть внутри каждой группы соотношения элементов такие же, как и в углистых хондритах.

Оценки планетарного состава зависят от используемой модели. В модели равновесной конденсации каждая планета образовалась из зоны питания , в которой состав твердых тел определялся температурой в этой зоне. Так, Меркурий образовался при температуре 1400 К, где железо оставалось в чистом металлическом виде и было мало магния и кремния в твердом виде; Венера при температуре 900 К, поэтому весь магний и кремний конденсировались; Земля при температуре 600 К, поэтому содержит FeS и силикаты; и Марс при 450 К, поэтому FeO был включен в силикаты магния. Самая большая проблема этой теории заключается в том, что летучие вещества не конденсируются, поэтому у планет не будет атмосферы, а у Земли нет атмосферы.

В моделях хондритического смешивания составы хондритов используются для оценки планетарного состава. Например, в одной модели смешиваются два компонента: один имеет состав хондритов C1, а другой - только тугоплавкие компоненты хондритов C1. В другой модели содержание пяти групп фракционирования оценивается с использованием индексного элемента для каждой группы. Для наиболее тугоплавкой группы уран используется ; утюг для второго; соотношение калия, таллия и урана для следующих двух; и молярное соотношение FeO/(FeO+ MgO ) для последнего. Используя тепловые и сейсмические модели, а также тепловой поток и плотность, содержание железа на Земле, Венере и Меркурии можно ограничить до 10 процентов. На Земле содержание U может быть ограничено примерно 30%, но его распространенность на других планетах основана на «обоснованных предположениях». Одна из трудностей этой модели заключается в том, что в ее прогнозировании содержания летучих могут быть значительные ошибки, поскольку некоторые летучие вещества конденсируются лишь частично.

Земная кора

Смотрите также: Обилие элементов в земной коре.

Наиболее распространенными компонентами горных пород почти все являются оксиды ; хлориды , сульфиды и фториды являются единственными важными исключениями из этого правила, и их общее количество в любой породе обычно намного меньше 1%. К 1911 году Ф. У. Кларк подсчитал, что чуть более 47 % земной коры состоит из кислорода . Встречается главным образом в сочетании в виде оксидов, из которых главными являются оксиды кремнезема , глинозема , железа и различные карбонаты ( карбонат кальция , карбонат магния , карбонат натрия и карбонат калия ). Кремнезем действует главным образом как кислота, образуя силикаты, и все наиболее распространенные минералы магматических пород имеют именно такую ​​природу. В результате вычислений, основанных на 1672 анализах многочисленных видов горных 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 компоненты встречаются лишь в очень небольших количествах, обычно намного меньше 1%.

Эти оксиды соединяются случайным образом. Например, поташ (карбонат калия) и сода ( карбонат натрия ) в сочетании образуют полевые шпаты . В некоторых случаях они могут принимать другие формы, такие как нефелин , лейцит и мусковит , но в подавляющем большинстве случаев они встречаются в виде полевого шпата. Фосфорная кислота с известью (карбонатом кальция) образует апатит . Диоксид титана с оксидом железа дает ильменит . Часть извести образует известковый полевой шпат. Карбонат магния и оксиды железа с кремнеземом кристаллизуются в виде оливина или энстатита , а с глиноземом и известью образуют сложные железомагнезиальные силикаты, из которых пироксены , амфиболы и биотиты главными являются . Любой избыток кремнезема сверх того, что требуется для нейтрализации оснований , выделится в виде кварца ; избыток глинозема кристаллизуется в виде корунда . Их следует рассматривать лишь как общие тенденции. Путем анализа горных пород можно примерно сказать, какие минералы содержатся в породе, но из любого правила есть множество исключений.

Минеральная конституция

За исключением кислых или кремнистых магматических пород, содержащих более 66% кремнезема , известных как кислые породы, кварц в магматических породах встречается нечасто. В основных породах (содержащих 20% кремнезема или менее) редко содержится столько кремния, их называют основными породами. Если магний и железо выше среднего, а кремнезема мало, оливина можно ожидать появления ; где кремнезем присутствует в большем количестве, чем ферромагнезиальные минералы, такие как авгит , роговая обманка , энстатит или биотит , встречаются, а не оливин. Если поташа не много, а кремнезема относительно мало, лейцита не будет, поскольку лейцит не встречается в свободном кварце. Нефелин также обычно встречается в горных породах с большим количеством соды и сравнительно небольшим количеством кремнезема. При высоких щелочах содсодержащие пироксены и амфиболы могут присутствовать . Чем ниже процент кремнезема и щелочей, тем больше преобладает плагиоклазовый полевой шпат , связанный с содовым или калийным полевым шпатом.

Земная кора на 90 % состоит из силикатных минералов, а их распространенность в Земле следующая: плагиоклаз, полевой шпат (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 .

Другой определяющий фактор, а именно физические условия, способствующие консолидации, играет в целом меньшую роль, но ее ни в коем случае нельзя пренебрегать. Некоторые минералы практически приурочены к глубинным интрузивным породам, например микроклин, мусковит, диалладж. Лейцит очень редок в плутонических массах; многие минералы имеют особые особенности микроскопического характера в зависимости от того, кристаллизовались ли они в глубине или вблизи поверхности, например гиперстен, ортоклаз, кварц. Известны любопытные примеры пород, имеющих один и тот же химический состав, но состоящих из совершенно разных минералов, например, горнблендит Грана в Норвегии, содержащий только роговую обманку, имеет тот же состав, что и некоторые камптониты того же местонахождения, содержащие полевой шпат и роговая обманка разных сортов. 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 под давлением и другими условиями под поверхностью, но нестабильны на более высоких уровнях. В основной массе этих пород практически повсеместно присутствует авгит. Но плутонические представители той же магмы, гранита и сиенита гораздо чаще содержат биотит и роговую обманку, чем авгит.

Кельзовые, средние и основные магматические породы

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 оливина обычно много, образуют «основную» группу. К «промежуточным» породам относятся породы, характеризующиеся общим отсутствием как кварца, так и оливина. Важная их часть содержит очень высокий процент щелочей, особенно соды, и, следовательно, содержит такие минералы, как нефелин и лейцит, не встречающиеся в других породах. Ее 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 «ультраосновных» пород. В них очень низкий процент кремнезема, но много железа и магнезии.

За исключением этих последних, практически все породы содержат полевые шпаты или полевошпатоидные минералы. В кислых породах распространенными полевым шпатом 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, поташем и содой. Авгит — наиболее распространенный железомагнезиат в основных породах, но в целом в кислых породах чаще встречаются биотит и роговая обманка.

Наиболее распространенные минералы	Фельсик	Средний		Мафик	Ультраосновной
	Кварц Ортоклаз (и олигоклаз), слюда, роговая обманка, авгит	Мало или нет кварца: Ортоклаз роговая обманка, авгит, биотит	Мало или нет кварца: Плагиоклаз, роговая обманка, авгит, биотит	Нет кварца Плагиоклаз Авгит, Оливин	Нет полевого шпата Авгит, Роговая обманка, Оливин
Плутонический или абиссальный тип	Гранит	Сиенит	Диорит	Габбро	Перидотит
Интрузивный или гипабиссальный тип.	Кварц-порфир	Ортоклаз-порфир	Порфирит	В долларовом выражении	Пикрит
Лавы или эффузивный тип	Риолит , Обсидиан	Трахит	Андезит	Базальт	Коматиты

В эту таблицу не включены породы, содержащие лейцит или нефелин, частично или полностью заменяющие полевой шпат. По существу они имеют промежуточный или основной характер. В результате мы могли бы рассматривать их как разновидности сиенита, диорита, габбро и т. д., в которых встречаются полевошпатоидные минералы, и действительно, существует множество переходов между сиенитами обыкновенного типа и нефелин-или лейцит-сиенитом, а также между габбро или долеритом и тералитом. или эссексит. Но так как в этих «щелочных» породах развивается много минералов, редко встречающихся в других местах, то в чисто формальной классификации, подобной изложенной здесь, удобно рассматривать весь комплекс как отдельную серию.

Нефелин и лейцитсодержащие породы

Наиболее распространенные минералы	Щелочной полевой шпат, нефелин или лейцит, авгит, роговая смесь, биотит.	Натриево-известковый полевой шпат, нефелин или лейцит, авгит, роговая обманка (оливин)	Нефелин или лейцит, авгит, роговая обманка, оливин.
Плутонический тип	Нефелин-сиенит, Лейцит-сиенит, Нефелин-порфир	Эссексит и Тералит	Иджолит и Миссурит
Эффузивный тип или лавы	Фонолит, Лейцитофир	Тефрит и Базанит	Нефелин-базальт, Лейцит-базальт

Эта классификация основана главным образом на минералогическом составе магматических пород. Любые химические различия между различными группами, хотя и подразумеваются, отводятся на второстепенное положение. Она, по общему признанию, искусственна, но выросла вместе с развитием науки и до сих пор принимается за основу, на которой строятся более мелкие подразделения. Подразделения ни в коем случае не имеют равной ценности. Сиениты, например, и перидотиты имеют гораздо меньшее значение, чем граниты, диориты и габбро. При этом эффузивные андезиты не всегда соответствуют плутоническим диоритам, но отчасти и 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 специальные 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 т. д.

Следы металлов в океане

Следы металлов легко образуют комплексы с основными ионами океана, включая гидроксиды , карбонаты и хлориды окружающая среда , и их химический вид меняется в зависимости от того, окисляется или восстанавливается . 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, образующего очень прочные комплексы, называемые также хелатами (хелатором является лиганд). Одним из наиболее распространенных хелаторов является ЭДТА ( этилендиаминтетрауксусная кислота ), которая способна заменять шесть молекул воды и образовывать прочные связи с металлами, имеющими заряд плюс два. При более сильном комплексообразовании наблюдается меньшая активность свободного иона металла. Одним из следствий более низкой реакционной способности комплексных металлов по сравнению с той же концентрацией свободного металла является то, что хелатирование имеет тенденцию стабилизировать металлы в водном растворе, а не в твердых веществах.

Концентрации микроэлементов кадмия , меди , молибдена , марганца , рения , урана и ванадия в отложениях отражают окислительно-восстановительную историю океанов. В водной среде кадмий(II) может находиться в форме CdCl. ⁺ _(водн.) в кислородосодержащих водах или CdS(s) в восстановленной среде. Таким образом, более высокие концентрации Cd в морских отложениях могут указывать на условия низкого окислительно-восстановительного потенциала в прошлом. Для меди (II) преобладающей формой является CuCl. ⁺ (водн.) в кислородных средах и CuS(s) и Cu ₂ S в восстановленных средах. Восстановленная среда морской воды приводит к двум возможным степеням 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 восстановленных средах 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 (тв). Ванадий в нескольких формах находится в степени окисления V(V); ХВО ₄ ²⁻ и H ₂ VO ₄ ⁻ . Его редуцированные формы могут включать VO ₂ ⁺ , ВО(ОН) ₃ ⁻ , и V(OH) ₃ . Относительное доминирование этих видов зависит от pH .

В толще воды океана или глубоких озер вертикальные профили растворенных микроэлементов характеризуются следующим распределением консервативного типа , типа питательных веществ или типа поглощения . В этих трех распределениях микроэлементы имеют разное время пребывания и в разной степени используются планктонными микроорганизмами. Следы металлов с консервативным распределением имеют высокие концентрации по сравнению с их биологическим использованием. Одним из примеров микроэлементов с консервативным типом распределения является молибден. Время его пребывания в океанах составляет около 8 х 10. ⁵ лет и обычно присутствует в виде молибдат- аниона (MoO ₄ ²⁻ ). Молибден слабо взаимодействует с частицами и имеет почти однородный вертикальный профиль в океане. По сравнению с обилием молибдена в океане, его количество, необходимое в качестве кофактора металла для ферментов морского фитопланктона , незначительно.

Следы металлов с распределением по типам питательных веществ тесно связаны с внутренними циклами твердых частиц органического вещества, особенно с ассимиляцией планктона. Самые низкие растворенные концентрации этих металлов наблюдаются на поверхности океана, где они усваиваются планктоном. Поскольку растворение и разложение происходят на большей глубине, концентрации этих микроэлементов увеличиваются. Время пребывания этих металлов, таких как цинк, составляет от нескольких тысяч до ста тысяч лет. Наконец, примером следов металла очищенного типа является алюминий , который имеет сильное взаимодействие 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, гидротермальных источников и рек. Для алюминия атмосферная пыль является крупнейшим источником внешних выбросов в океан.

Железо и медь демонстрируют гибридное распространение в океане. На них влияют переработка и интенсивная уборка мусора. Железо является лимитирующим питательным веществом на обширных территориях океанов и встречается в большом количестве вместе с марганцем вблизи гидротермальных источников. Здесь обнаружено множество осадков железа, преимущественно в виде сульфидов железа и окисленных оксигидроксидных соединений железа. Концентрации железа вблизи гидротермальных источников могут в миллион раз превышать концентрации, обнаруженные в открытом океане.

С помощью электрохимических методов можно показать, что биологически активные микроэлементы (цинк, кобальт, кадмий, железо и медь) связываются органическими лигандами в поверхностной морской воде. Эти лигандные комплексы снижают биодоступность микроэлементов в океане. Например, медь, которая может быть токсичной для фитопланктона и бактерий открытого океана, может образовывать органические комплексы. Образование этих комплексов снижает концентрацию биодоступных неорганических комплексов меди, которые в высоких концентрациях могут быть токсичными для морской жизни. В отличие от меди, токсичность цинка в морском фитопланктоне невелика, и увеличение органического связывания Zn не дает никаких преимуществ. ²⁺ . В регионах с высоким содержанием питательных веществ и низким содержанием хлорофилла железо является лимитирующим питательным веществом, причем доминирующими видами являются сильные органические комплексы Fe (III).

См. также

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

Дальнейшее чтение

• 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, CP; Фэрбридж, RW, ред. (2006). Геохимия . Берлин: SpringerLink. ISBN  1-4020-4496-8 .
• Совет по исследованию природной среды. «Модель данных геохимии» . EarthDataModels.org . Архивировано из оригинала 23 декабря 2014 года . Проверено 9 октября 2017 г.
• Роллинсон, Хью Р. (1996). Использование геохимических данных: оценка, представление, интерпретация (Отв. ред.). Харлоу: Лонгман. ISBN  978-0-582-06701-1 .
• Уайт, Уильям М. Геохимия (неопубликовано) . п. 1. Архивировано из оригинала 16 июня 2014 года . Проверено 14 марта 2012 г.

Внешние ссылки

• Геохимия магматических пород (Gunn Interactive Ltd.)