Автор: Войткевич Г.В.
Теги: геохимия геологические науки химия органическая химия справочник издательство недра справочник по геохимии
ISBN: 5—247—00806—5
Год: 1990
Текст
ББК 26.301
С 74
УДК 550.4(031)
Авторы:
Г. В. ВОИТКЕВИЧ, А. В. КОКИН,
А. Е. МИРОШНИКОВ, В. Г. ПРОХОРОВ
Рецензент д-р геол.-минер, наук Н. А. Солодов
Справочник по геохимии/Г. В. Войткевич, А. В. Кокин,
С 74 А. Е. Мирошников, В. Г. Прохоров.— М.: Недра, 1990.—
480 с.: ил.
ISBN 5—247—00806—5.
Рассмотрены «основные свойства химических элементов, минералов
н горных пород. Приведены химические составы изверженных, мета-
морфических и осадочных пород и руд, распространенность химических
элементов в природе, состав природных вод и других природных обра-
зовании. Описаны геохимия стабильных нерадиоактивиых изотопов,
ядерная геохронология, геохимические методы поисков. Большое вни-
мание уделено методам выявления геохимических аномалий, геохимиче-
ской съемки, интерпретации геохимических данных.
Для специалистов, занимающихся геохимией, геологией месторож-
дений полезных ископаемых, технологией минерального сырья.
1804020100—352
С 043(01)—90 48~
ISBN 5—247—00806—5
ББК 26.301
© Издательство «Недра», 1990
ПРЕДИСЛОВИЕ
Геохимия — наука, изучающая химиче-
ский состав Земли, распространенность
в ней химических элементов и их стабиль-
ных изотопов, закономерности распределе-
ния химических элементов в различных гео-
сферах, законы их поведения, сочетания и
миграции (концентрации и рассеяния) в
природных процессах. Основоположник гео-
химии В. И. Вернадский считал, что знание
достижений геохимии необходимо для хи-
мика, минералога, биолога, геолога и гео-
графа. Ее искания сталкиваются с об-
ластью, охватываемой физикой, и подходят
к самым общим проблемам естествознания.
С ними неизбежно должна считаться фило-
софская мысль. Ее положения играют все
большую и большую роль в понимании уче-
ния о полезных ископаемых и начинают
входить в область земледелия и здравоох-
ранения. Геохимия имеет прямое отношение
к проблемам нашей жизни. В первую оче-
редь следует отметить три главных направ-
ления современной геохимии. Первое из
них, как отмечал В. И. Вернадский, охваты-
вает проблемы поисков различных видов
полезных ископаемых в целях расширения
минерально-сырьевой базы для народного
хозяйства страны, второе связано с наибо-
лее актуальной проблемой современности —
охраной окружающей среды, сохранности
существования биосферы, третье — с проб-
лемой происхождения химического состава
нашей планеты и ранними этапами ее раз-
вития. Изучению этих направлений способ-
ствуют исследования в области космиче-
ской химии. К настоящему времени сущест-
венно расширились и углубились знания по
космохимии в целом в связи с исследова-
нием Солнечной системы автоматическими
космическими станциями. Эти исследования
привели к дальнейшему сближению проблем
геохимии и космохимии.
1*
3
В связи с вышеизложенным возникла
необходимость создания более полного
справочника по геохимии по сравнению
с «Кратким справочником по геохимии»,
выдержавшим два издания — в 1970 и
1977 гг. Авторы учли опыт, составления
краткого справочника'погеохимии и в пред-
лагаемом издании стремились по возмож-
ности полнее рассмотреть современные
данные геохимии, необходимые для науч-
ной и практической поисковой работы гео-
логам, геохимикам, геофизикам, минерало-
гам, петрографам и литологам, а также ра-
ботникам лабораторий по анализу различ-
ного вида минерального сырья.
Авторы Сердечно благодарят своих кол-
лег— А. И. Перельмана, Э М. Галимова,
В. А. Вронского, А. В. Лапо, О. И. Минько,
Э. В. Соботовича, А. Д. Хованского за су-
щественную помощь в подборе справочного
материала и ценные советы. Особую благо-
дарность выражают сотруднице кафедры
геохимии и геофизики Ростовского универ-
ситета В. М. Глоба за большую техниче-
скую помощь в составлении справочника.
Глава I
ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ ЗЕМЛИ
И КОСМИЧЕСКИХ ТЕЛ
СТРОЕНИЕ И СОСТАВ ЗЕМЛИ
По установившимся представлениям, наша планета состоит
из трех основных оболочек: коры, мантии и центрального ядра.
Границы между ними фиксируются резкими скачками в скоро-
сти распространения сейсмических волн.
Большая разница между высокой плотностью Земли (сред-
нее 5,52 г/см3) и малой плотностью ее верхних слоев (2,7—
3 г/см3) указывает на наличие в центральных областях нашей
планеты плотных масс, слагающих ядро. Однако границы ядра
были установлены лишь в начале XX в. благодаря успехам сейс-
мологии. Еще в XIX столетии были предложены первые модели
строения и состава Земли. Обнаруженную высокую плотность
ядра Земли нельзя было первоначально объяснить действием
лишь одного давления вышележащих масс с соответствую-
ющим сжатием вещества. Для того чтобы судить о составе
глубинных частей Земли, привлекались данные о составе метео-
ритов, которые считались обломками планет земного типа. До-
пускалось (и сейчас допускается многими исследователями),
что средний химический состав Земли соответствует химическому
составу метеоритов. Последняя модель Земли рассмотрена
в табл. 1.
Различные модели строения и состава Земли показаны на
рис. 1. За последние десятилетия установились два представле-
ния относительно строения и состава Земли. Согласно первому
представлению, развитому большинством геохимиков (В. Гольд-
шмидт, А. Е. Ферсман и др.), зонарное строение Земли связано
с различным составом ее оболочек. Согласно второму представ-
лению (В. Н. Лодочников, В. Рамзей), Земля в целом довольно
однородна по' химическому составу. Наличие оболочек различ-
ной плотности объясняется сильным уплотнением силикатного
материала, переходом его в более плотное фазовое состояние.
Так, ядро Земли состоит из сильно сжатых силикатов, находя-
щихся в «металлизованном» состоянии.
Оригинальную модель Земли предложил А. Ф. Капустинский,
применив при решении проблемы ее строения различные ме-
тоды— термодинамический, химический и квантово-механиче-
ский. Наиболее вероятна та модель Земли, которая в равной
степени отвечает трем различным методам научного анализа.
5
Таблица! Продолжение табл. 1
Модель Земли. По А. Дзевоньскому и Д. Андерсону
R, км 1 Л. км R„ км dt г/см3 «р, км/с Vs, км/с Р, 10е Па g, см/с2
Я,, км d, г/сма Vp, КМ/С Vs. км/с Р, 10я Па g. см/с=
я
0,0 6371,0 13,08848 1 4300,0 2071,0 5,15669 12,90045 6,96538 905,646 1001,56
11,26220 3,66780 3638,524 о.о 'Я I 4400,0 1971,0 5,10590 12,78389 6,91957 854,332 998,59
100,0 6271,0 13,08630 11,26064 3,66670 3636,131 36,56 1 | 4500,0 1871,0 5,05469 12,66550 6,87289 803,660 99б'35
200,0 6171,0 13,07977 11,25593 3,66342 3628,956 73,11 Я 1 4600,0 1771,0 5,00299 12,54466 6,82512 753,598 994,79
300,0 6071,0 13,06888 11,24809 3,65794 3617,011 109,61 1 1 4700,0 1671,0 4,95073 12,42075 6,77606 704,119 993^69
400,0 5971,0 13,05364 11,23712 3,65027 3600,315 146,04 1 1 4800,0 1571,0 • 4,89793 12,29316 6,72548 655,202 993,14
500,0 5871,0 13,03404 11,22301 3,64041 3578,894 182,39 | I 4900,0 1471,0 4,84422 12,16126 6,67317 606,830 993,01
600,0 5771,0 13,01009 11,20576 3,62835 3552,783 218,62 1 I 5000,0 1371,0 4,78983 12,62445 6,61869 558,991 993,26
700,0 5671,0 12,98178 11,18538 3,61411 3552,024 254,73 I I 5100,0 1271,0 4,73470 11,88209 6,56250 511,676 993,83'
800,0 5571,0 12,94912 11,16186 3,59767 3486,665 290,68 • fl I 5200,0 1171,0 4,67844 11,73357 6,50370 464,882 994,67
900,0 5471,0 12,91211 11,13521 3,57905 3446,764 326,45, 1 1 5300,0 1071,0 4,62129 11,57828 6,44232 418,606 995,73
1000,0 5371,0 12,87073 11,10542 3,55823 3402,383 362,03 | 1 5400,0 971,0 4,46307 11,41560 6,37813 372,852 996,98
1100,0 5271,0 12,82501 11,07249 3,53522 3353,596 397,39 I 1 5500,0 871,0 4,50372 11,24490 6,31091 327,623 998,36
1200,0 5171,0 12,77493 11,03643 3,51002 3300,480 432,51 I 1 5600,0 771,0 4,44317 11,06557 6,24046 282,928 999'85
1221,5 5149,5 12,76360 11,02827 3,50432 3288,513 440,02 I 1 5600,0 771,0 4,44316 11,06556 6,24046 282,927 999'85
1221,5 5149,5 12,16634 10,35568 0,0 3288,502 440,03 1 I 5650,0 721,0 4,41241 10,91,005 6,09418 260,783 1000,63
1300,0 5071,0 12,12500 10,30971 0,0 3245,423 463,68 I I 5701,0 670,0 4,38071 10,75131 5,94508 238,342 1001,43
1400,0 4971,0 12,06924 10,24959 0,0 3187,493 494,13 1 1 5701,0 670,0 3,99214 10,26622 5,57020 238,334 1001,43
1500,0 4871,0 12,00989 . 10,18743 0,0 3126,156 524,77 I 1 5736,0 635,0 3,98399 10,21203 5,54311 224,364 1000,28
1600,0 4771,0 11,94682 10,12291 0,0 3061,461 555,48 I 1 5771,0 600,0 3,97584 10,15782 5,51602 210,426 1000,38
1700,0 4671,0 11,87990 10,05572 0,0 2993,457 586,12 1 1 5771,0 600,0 3,97584 10,15820 5,51600 210,425 1000,38
1800,0 4571,0 11,80900 9,98554 0,0 2922,221 616,69 5821,0 550,0 3,91282 9,90185 5,37014 190,703 999,65
1900,0 4471,0 11,73401 9,91206 0,0 2847,839 647,04 5871,0 500,0 3,84980 9,64588 5,22428 171,311 998,83
2000,0 4371,0 11,65478 9,83496 0,0 2770,407 677,15 5921,0 450,0 3,78678 9,38990 5,07822 152,251 997,90
2100,0 4271,0 11,57119 9,5393 0,0 2690,035 706,97 5971,0 400,0 3,72378 9,13397 4,93259 133,527 996,86
2200,0 4171,0 11,48311 9,66865 0,0 2606,838 736,45 5971,0 400,0 3,54325 8,90522 4,76989 133,520 996,86
2300,0 Г 4071,0 11,39042 9,57881 0,0 2520,942 765,56 6016,0 355,0 3,51639 8,81867 4,73640 117,702 995,22
2400,0 3971,0 11,29298 9,48409 0,0 2432,484 794,25 6061,0 310,0 3,48951 8,73209 4,70690 102,027 993,61
2500,0 3871,0 11,19067 9,38418 0,0 2341,603 822,48 ; 6106,0 265,0 3,46264 8,64552 4,67540 86,497 992,03
2600,0 3771,0 11,08335 9,27876 0,0 2248,453 850,23 6151,0 220,0 3,43578 8,55896 4,64391 71,115 990,48
2700,0 3671,0 10,97091 9,16752 0,0 2153,189 877,46 6151,0 220,0 3,35950 7,98970 4,41885 71,108 990,48
2800,0 3571,0 10,85321 9,05105 0,0 2055,378 904,14 6186,0 . 185,0 3,36330 8,01180 4,43108 59,466 989,11
2900,0 3471,0 10,73012 8,92632 0,0 1956,991 930,23 6221,0 150,0 3,36710 8,03370 4,44361 47,824 987,83
3000,0 3371,0 10,60152 8,79573 0,0 1856,409 955,70 6256,0 115,0 3,37091 8,05540 4,45643 36,183 986,64
3100,0 3271,0 10,46727 8,65805 0,0 1754,418 980,51 6291,0 80,0 3,37471 8,07688 4,46963 24,546 985,53
3200,0 3171,0 10,32726 8,51298 0,0 1651,209 1004,64 6291,0 80,0 3,37471 8,07890 4,66954 24,539 985,53
3300,0 3071,0 10,18134 8,36019 0,0 1546,982 1028,04 6311,0 60,0 3,37688 8,08967 4,47715 17,891 984,93
3400,0 2971,0 10,02940 8,19939 0,0 1441,941 1050,69 6311,0 40,0 3,37906 8,10119 4,48486 11,239 ' 984,37
3480,0 2981,0 9,90349 8,06482 0,0 1357,510 1068,23 6346,6 24,4 3,38076 8,11061 4,49094 6,043 983,94
3480,0 2891,0 5,56645 13,71600 7,26466 1367,509 1068,23 6356,0 >5,0 2,50000 6,80000 3,90000 3,370 983,32
3500,0 2871,0 5,55641 13,71168 7,26496 1345,619 1065,32 6356,0 15,0 2,60000 5,80000 3,20000 3,364 983,31
3600,0 2771,0 5,50642 13,68753 7,26575 1287,067 1052,04 ’ 6368,0 3,0 2,60000 5,80000 3,20000 0,303 982,22
3630,0 2741,0 5,49145 13,68041 7,26597 1269,742 1048,44 6368,0 3,0 1,02000 1,45000 0,0 0,299 982,22
3630,0 2741,0 5,49145 13,68041 7,26597 1269,741 1048,44 6371,0 0,0 1,02000 1,45000 0,0 0,000 981,56
3700,0 2671,0 5,45657 13,59597 7,23403 1229,719 1040,66
3800,0 2571,0 5,40681 13,47742 7,18892 1173,465 1030,95
3900,0 2471,0 5,35706 13,36074 7,14423 1118,207 1022,72 Земли, 1
4000,0 2371,0 5,30724 13,24532 7 09974 1063,864 1010,363 957,641 1015,80 1010,06 1005,35 П р и > л е ч а н н е. К — расстояние от центра — расстояние 7т поверх-
4100,0 4200,0 2271,0 2171,0 5,25729 5,20713 13,13055 13,01579 7,05525 7,01053 мости Земли, а~ плотность материала. vp — скорость продольных сейсмических волн, v — скорость поперечных сейсмических волн, Р — давление, g —ускорение свободного падении.
6 - — 1
7
Рис. 1. Модели строения и состава Земли по представлениям
разных авторов
По А. Ф. Капустинскому, земной шар состоит из трех концентри-
ческих оболочек — пери-, интер- и центрисферы. Граница между
первой и второй оболочками — размытая и находится на глу-
бине 50—120 км. Представление о перисфере приближенно от-
вечает представлениям о литосфере. Интерсфера соответствует
эклогитовой оболочка до глубины 2900 км, центрисфера — ме
таллизованному ядру. В то же время Земля отличается непре-
рывным изменением состава от внешних слоев к центру. В об-
ласти перисферы протекают химические реакции, строго под-
чиняющиеся периодическому закону Д. И. Менделеева. Поэтому
данная оболочка характеризуется как зона нормального хи-
мизма— в основном твердая, кристаллического строения. Интер-
сфера— эклогитовая оболочка — состоит из сильно сжатых си-
ликатных систем. В ней возможно наличие очагов оксидных и
сульфидных скоплений. В интерсфере под влиянием давления
меняются свойства химических атомов — происходит переход
электронов на незаполненные внутренние уровни. Возникает
электронная изомерия атомов. Их химические свойства вырожда-
8
ются, и процессы происходят по неизвестным нам законам. Ин-
терсфера (или, по современной терминологии, мантия) пред-
ставляет собой зону вырожденного химизма и по атомной струк-
туре близка к кристаллическому состоянию. Центрисфера
(ядро) лишена химических свойств. Химические реакции, состо-
ящие в электронном обмене, в ней отсутствуют ввиду того, что
высокое давление приводит к полному нарушению электронных
оболочек атомов, с которыми связаны химические процессы.
Центрисфера — это область нулевого химизма, сложенная из
ядер атомов, находящихся в плазме электронной жидкости, об-
щей для всех ядер и обладающей свойствами металлического
состояния. Все тела природы независимо от их химического со-
става при сверхвысоком давлении превращаются в единый по
структуре металл. Допускается, что центрисфера состоит из
квазикристаллической жидкости, отвечающей по твердости
стали и сохраняющей некоторые свойства жидкости.
Новые геофизические данные, а также данные по физике вы-
соких давлений свидетельствуют
о различном химическом составе
основных оболочек Земли — мантии
и ядра. К настоящему времени весь
диапазон давлений и температур,
соответствующих глубинам нашей
планеты, превзойден в резуль-
тате лабораторных исследова-
ний. В динамических исследова-
ниях с помощью ударных волн до-
стигнуты давления, преобладающие
в центральных частях земного
ядра. При статической нагрузке
изучено вещество при условиях, со-
ответствующих глубинам 600—
1000 км. Экспериментальные ис-
следования при сверхвысоких дав-
лениях (5-Ю11 Па) не обнаружили
металлизации силикатов, что по-
ставило под./сомнение гипотезу ме-
таллизованного ядра. В то же вре-
мя большим достижением геофи-
зики является доказательство жид-
кого состояния большей части зем-
Рис. 2. Внутреннее строение
Земли:
1— кора;- 2 — верхняя мантия; 3 —
переходная зона; 4 — нижняя ман-
тия; ядро: 5 — внешнее; 6 — внут-
реннее; границы: 7 — Мохорови-
чича, 8 — Гутенберга; А, В, С, D,
Е, F, G — оболочки Земли
ного ядра, что следует из его низ-
кой вязкости, а также из данных
о скоростях и поглощениях сейсми-
ческих волн, сведений о колебаниях
Земли, исследований приливов
в теле Земли и нутации земной оси.
9
Отдельные оболочки Земли имеют буквенное обозначение,
что показано на рис. 2 и в табл. 2. В табл. 3 приведена характе-
ристика верхних оболочек Земли — атмосферы и гидросферы,
согласно данным Б.' Мейсона. Современное состояние проблемы
внутреннего строения Земли освещено в работе Д. Боауна и
А. Массета [4].
Новые данные о физических свойствах ядра Земли указы-
вают, что оно, вероятно, состоит из сплава железа с более лег-
ким элементом. А. Рингвуд допустил, что ядро Земли содержит
кремний в качестве легкого элемента [30]. Такое предположение
он обосновывал тем, что элементарный кремний в количестве
нескольких массовых долей (в %) встречается в металлической
фазе некоторых хондритовых метеоритов (энстатитовых). Ме-
ханизм вхождения кремния в ядро был теоретически обоснован
Л. Кусковым и Н. И. Хитаровым в 1975 г. О. Г. Сорохтии рас-
смотрел 'возможные физико-химические процессы образования
Таблица 2
Строение Земли. По Б. Мейсону
Оболочка Интервал глубин, км Интервал плотностей, г/см3 Доли объема, % Масса, 10” г Доля полной массы, %
'гКора (А) 0—33 2,7—3,0 1,55 5 0,8
г [ 33—400 3,32—3,65 16,67 62 10,4
Мантня ( (С) 400—1000 3,65—4,68 21,31 98 16,4
1 (D) 1000—2900 4,68—5,69 44,28 245 41,0
( <Е> 2900—5000 9,40—11,5
Ядро [ (F) 5000—5100 11,5—12,0 | 15,16 | 188. 31,5
1 (G) 5100—6370 12,0—12,3
Таблица 3
Характеристика оболочек Земли. По Б. Мейсону
Оболочк а Мощность, км Объем, 1027 см3 Средняя плотность, г/см3 Масса
10!7 г %
Атмосфера 0,000 0,00009
Гидросфера (в сред- 3,8 0,00137 1,03 0,001 0,024
Кора 30 0,015 2,08 0,043 0,7
Мантня 2870 0,892 4,5 4,054 67,8
Ядро 3471 0,175 10,7 1,876 31,5
Земля в целом 6371 1,083 5,52 5,974 100,000
10
ядра Земли и заключил, что в его составе в качестве легкого
элемента может участвовать кислород в форме соединения Fe2O.
Однако следует признать, что наиболее вероятным легким эле-
ментом в составе земного ядра может быть сера. О наличии
серы в земном ядре можно судить из сравнения ее распростра-
нения в космическом материале хондритовых метеоритов и
мантии Земли. Так, сопоставление элементарных атомных соот-
ношений некоторых летучих элементов (по отношению к нелету-
чему кремнию) в смеси коры и мантии и в хондритовых метео-
ритах (которые отражают средний состав материала Солнечной
системы) показывает резкий недостаток серы в земном мате-
риале. В материале коры и мантии Земли концентрация серы
на три порядка ниже, чем в среднем материале Солнечной сис-
темы. В. Рама-Мурти и Г. Холл привели термодинамические и
кристаллохимические аргументы в пользу внешнего ядра нашей
планеты, состоящего из эвтектики Fe—FeS. При этих условиях
в ядре Земли содержится около 15 % серы. По мнению авторов,
состав Земли, наиболее вероятно, соответствует смеси, состоя-
щей из 40 % материала типа углистых хондритов, 50 % обычных
хондритов и 10 % железных метеоритов (табл. 4).
Состав маленького внутреннего ядра Земли, начиная с глу-.
бины 5000 км и глубже, остается наиболее загадочным. Не ис-
ключена возможность, что оно имеет тот же состав, что и внеш-
нее ядро, но находится в твердом состоянии. Возможно, что оно
состоит из одного никелистого железа без примесей серы.
Таблица!
Средний химический состав Земли по оценкам различных авторов, %
Элемент А. Ферсман В. Рама-Мур- th и Г. Холл Р. Ганапати и’ Э. Андерс Дж. Смит Дж. Морган н Э. Андерс
о 28,56 30,75 28,5 31,3 30,12
Na 0,52 0,30 0,158 0,085 0,12
Mg 11,03 15,70 13,21 13,7 13,90
Al / 1,22 1,29 1,77 1,83 1,41
Si ’ 14,47 14,73 14,34 15,1 15,12
P 0,12 — 0,215 0,18 0,19
s 1,44 4,65 1,84 2,91 2,92
К 0,15 0,017 0,013 0,023
Ca 1,38 1,54 1,93 2,28 1,54
Ti 0,10 0,093 0,08
Cr 0,26 0,478 0,416 0,41
Mn 0,18 0,059 0,047 0,075
Fe 37,04 29,30 35,87 31,7 32,07
Ni 2,96 1,65 2,04 1,72 1,82
11
Средний химический состав Земли рассчитывается на осно-
вании содержания элементов в различных метеоритных фазах,
из которых главными являются две: силикатная и металличе-
ская. Обычно допускается, что мантия соответствует силикат-
ной фазе, а ядро — металлической. Наиболее существенные ре-
зультаты расчетов представлены в табл. 5.
Таблица 5
Средний химический состав континентальной коры по оценкам различных
авторов, %
Компоненты Ф. Кларк В. Гольдшмидт А. В. Виногра- дов С. Тейлор А. Полдерварт С. Пакизер, Р. Робинсон I 1 Дж. Холленд, Р. Ламберт А. Беус Б. Лутц ! А. Ронов и А. Ярошевский
SiO2 60,3 60,5 63,4 60,4 59,4 57,4 62,6 60,2 63,0 59,3
тю2 1,0 0,7 0,7 1,0 1,2 1,2 0,7 1,0 0,6 0,7
А130з 15,6 15,7 15,3 15,7 15,5 15,1 15,6 16,1 15,7 15,0
Fe2O3 3,2 3,3 2,5 7,2 2,3 2,3 6,1 9,1 2,1 2,4
FeO 3,8 3,5 3,7 — 5,0 5,5 — — 4,0 5,6
MnO 0,1 0,1 0,1 0,1 0,1 0,2 .0,1 0,2 0,1 0,1
MgO 3,5 3,6 3,1 3,9 4,2 5,6 3,2 5,3 3,6 4,9
CaO 5,2 5,2 4,6 5,8 6,7 7,4 6,0 3,8 5,0 7,2
Na2O 3,8 3,9 3,4 3,2 3,1 3,0 3,4 2,2 3,4 2,5
K2O 3,2 3,2 3,0 2,5 2,4 2,0 2,3 2,0 2,5 2,1
r p2o6 0,3 0,3 0,2 0,2 0,2 0,3 — 1,2 — 0,2
Современные представления о. природе нашей планеты соот-
ветствуют химически дифференцированному земному шару, ко-
торый оказался разделенным на две разные части: мощную твер-
дую силикатно-оксидную мантию и жидкое, в основном метал-
лическое, ядро.
Главным источником энергии большинства процессов на по-
верхности Земли является Солнце. Мощность радиации Солнца
оценивается величицрй (3,86-1026 Вт). Только ничтожная часть
излучения Солнца попадает на Землю. Лучистая энергия Сол-
нца, получаемая земной атмосферой, на нормальную поверх-
ность выражается солнечной постоянной, в среднем равной
8,4 Дж/см2-мин. В целом Земля получает 1,72-1017 солнечной
энергии, или же 5,42 • 1024 Дж/год. Из этого общего количества
35 % отражается облаками и поверхностью суши или же от мел-
ких пылевых частиц в верхней атмосфере, а 65 % поглощается
атмосферой и земной поверхностью. Основные пути потоков
солнечной энергии через земную поверхность представлены на
рис. 3 работы [48].
Глубинный энергетический баланс Земли связан с ее теп-
ловым режимом, который, с одной стороны, определяется рас-
12
Первичное солнечное
Излучение, Кротковолновая
5,4 х 102 4 радиация
Длинноволновая
радиация,
3,5 х 1tf4
Гравитационная
энергия,
1О20
Рис. 3. Диаграмма источников и направлений потоков энергии через земную
поверхность, океаны и атмосферу в настоящее время.
Цифры означают Джоули в год
ходом тепла, с другой — генерацией тепла от внутренних ис-
точников, из которых наиболее достоверный — радиоактивность.
Общее количество тепла, теряемого Землей путем теплопровод-
ности, равно 30,6-1012 Дж/с, или 9,6• 1020 Дж/год. Некоторые
авторы дают усредненную величину теплового потока Земли
7,9± 0,4-2020 Дж/год. Тепло, поступившее из недр, рассеивается
с поверхности Земли радиацией в атмосферу и космическое про-
странство.
Существенный вклад в глубинное тепло Земли вносит ра-
диоактивный распад урана, тория, калия-40. В соответствии
с законом радиоактивного распада, за время существования
Земли внутренняя генерация тепла от распада радиоактивных
13
Рис. 4. Выделение радиогенного теп-
ла в прошлом Земли
изотопов существенно меня-
лась (рис. 4). На ранних стр-
диях развития Земли могЛи
существовать недолговечные
радиоактивные изотопы 244Ри,
247Ст. Оценка радиогенного
тепла Земли в настоящем и
прошлом дана в работах [7, 8].
СТРОЕНИЕ И СОСТАВ ЗЕМНОЙ
КОРЫ
Строение земной коры отра-
жается в рельефе земного
шара. При этом проявляется
резкая асимметрия строения
поверхности Земли. Глобаль-
ный рельеф земного шара раз-
деляется на две основные
части — океаническую и континентальную. Так, если разделить
земной шар по Тихоокеанскому побережью материков — по
краевым частям Восточной Азии, Запада Северной и Южной
Америки, то он будет состоять из двух полушарий: материко-
вого, где сосредоточены все материки вместе с Атлантическим и
Индийским океанами, и океанического, занятого Тихим океаном,
^который имеет поверхность 165,2 млн. км2, что превышает пло-
щадь всех материков, вместе взятых,— 148,9 млн. км2.
Земн5я кора по современным представлениям есть верхний
твердый слой Земли, расположенный между поверхностью гео-
ида и сейсмической границей Мохоровичича. Вся сумма наших
знаний по геологии, геофизике и геохимии свидетельствует о том,
что дно океанов и континенты — это структуры ведущего плане-
тарного значения. Они отличаются друг от друга строением зем-
ной коры, ее составом и характером геологического развития.
Мощность земной к<}ры в пределах континентов и океанического
дна неодинакова. Под континентами мощность земной коры в пре-
делах 30—40 км, местами она уменьшается до 20 км, а в гор-
ных складчатых сооружениях увеличивается до 80 км. Под оке-
анами земная кора тоньше и изменяется в пределах 10—20 км,
включая слой океанической воды. Земная кора имеет сложное
строение и состоит из комплексов осадочных, магматических и
метаморфических горных пород. Слои осадочных и метаморфи-
ческих пород имеют прерывистый х.|рактер. Так, в области раз-
вития докембрийских щитов часто .чсутствуют породы осадоч-
ные.
Наблюдаемая часть земной коры в пределах континентов по
составу приближается к граниту, полому можно говорить о гра-
14
нитно-осадочно-метаморфическом слое земной коры как наибо-
лее изученном. Нижний слой земной коры у основания границы
Мохоровичича принято называть базальтовым. Однако это на-
звание условно, поскольку в состав земной коры входят и дру-
гиЬ породы основного характера — типа амфиболитов и габбро.
Таким образом, земная кора состоит из двух слоев: гранитного
(гранитно-метаморфического) и подстилающего базальтового
слоя. На дне океанов, за исключением краевых частей, приле-
гающих к континентам, гранитный слой полностью отсутствует,
и земная кора состоит только из одного базальтового слоя.
В научной литературе применяется термин литосфера, пред-
ложенный еще Э. Зюссом, в качестве синонима земной коры.
Однако в настоящее в^емя под литосферой понимают более об-
ширную область. Литосфера — это твердая оболочка Земли, име-
ющая большую прочность и переходящая в нижележащую ас-
теносферу, прочность которой относительно мала. Она включает
земную кору и верхнюю мантию до глубин ~200 км.
Наиболее достоверные данные о химическом составе земной
коры остносятся к ее континентальной части. Они приведены
в табл. 5 по данным различных авторов, начиная с Ф. Кларка
и кончая последними обобщающими работами. Сравнение дан-
ных разных авторов показывает сходство в оценке состава кон-
тинентальной коры. Такие компоненты, как ЗЮг и AI2O3, имеют
у разных авторов практически одинаковое значение содержания.
Таким образом, химический состав континентальной земной
коры известен в настоящее время достаточно хорошо. Можно
считать, что чем более распространен элемент. (компонент), тем
более достоверны данные о его относительном содержании в при-
родной системе.
При расчете химического состава всей земной коры обычно
принимают - определенную пропорцию кислого (гранитного) и
основного (базальтового) материала. Состав этого материала
в отношении главных компонентов хорошо известен. А. П. Ви-
ноградов в 1962 г. считал, что вероятнее всего земная кора пред-
ставляет собой смесь кислых и основных пород в пропорции
2:1. А. Полдерварт в 1954 г. допускал, что 40,8 % земной коры
составляет гранодиорит, 10,3 % — диорит и андезит и 48,9 %—
базальт и толеит. Согласно расчетам А. Б. Ронова и А. А. Яро-
шевского, около 64 % объема земной коры сосредоточено на
континентах, а с учетом субконтинентального типа эта величина
возрастает до 79 %. Поэтому континентальному блоку отводится
только 21 % объема океанической коры. Из приведенных дан-
ных видно, что расчеты состава земной коры носят несколько
приближенный характер, несмотря на хорошую информацию
о среднем химическом составе горных пород различного типа.
В соответствии с современными данными о геологической
структуре литосферы А. Б. Ронов и А. А. Ярошевский в границах
15
о
10
20
30
ДО
120 360
О кеаническая
кора
59
_________296________
6} млн. км2
ЕЗ/ Е2Ъ EZLr
55^ J5.
Плиты, щиты '
с дорифвйским
складчатым
основанием.
’ис. 5. Схема строения земной коры и деление ее на оболочки.
Цифры и а Цисуике — объем оболочек, мли. км3.
материкового блока отдельно рассмотрели древние платформы,
в том числе докембрийские щиты и плиты с докембрийским
складчатым основанием, и складчатые зоны неогея с подразде-
лением их на области рифейско-палеозойской и мезо-кайнозой-
ской складчатости. Океаны были подразделены ими на области
с корой континентального типа (субконтинентальные) и обла-
сти с корой океанического типа. Модель строения коры такого
типа представлена на рис. 5. Объемы земной коры, каждого из
отмеченных блоков или зоны измерены по материалам карты
толщины земной коры, составленной Р. М. Деменицкой в 1961 г.,
и в последующем оставались без существенных изменений [12].
Приближенная оценка минерального состава земной коры дана
в табл. 6. Итоги расчетов А. Б. Ронова и А. А. Ярошевского при-
ведены в табл. 7, 8.
Средний химический состав земной коры является важной
химической характеристикой, которая необходима для выясне-
ния ряда глобальных геохимических процессов. Вещество зем-
ной коры выделилось из мантии в результате выплавления, де-
газации и выноса этих продуктов в верхние .горизонты земного
шара. Ювенильное вещество, поступившее из мантии на поверх-
ность, в дальнейшем испытало глубокую дифференциацию в био-
сфере, возникновение которой относится к самым ранним эпохам
существования нашей планеты.
Таблица 6
Средний минеральный состав земной коры, %
Минералы По Г. Бергу По А. Ферсману
Плагиоклаз 40,2 55
Ортоклаз 17,7 15
Мета- и ортосиликаты 16,3
Кварц и его разновидности 12,6 12
Вода в свободном и поглощенном виде — 9
Магнетит и гематит 3,7 3,0
Слюды 3,3 3,0
Кальцит 1,5 1,5
Глины (глинистые минералы) 1,0 1,5
Лимонит и гидрогётит 0,3 0,3
Доломит Акцессорные минералы: 0,1 0,1
изверженных пород* 2,5 —
осадочных пород** 0,5 —
Фосфаты — 0,75
Сульфиды — 0,3
Хлориды —— 0,3
Фториды — 0,2
• Пирит, халькопирит, апатит, гранат, титанит, циркон. * * Пирит, пиролюзит, гранат, апатит, циркон.
Таблица 7
Распределение важнейших петрографических типов пород в земной коре.
По А. Б. Ронову, А. А. Брошевскому
Порода Распространениость, % общего объема земной коры Масса, л-10*4, г
Пески и песчаные породы 1,83 0,43
Глины, глинистые сланцы, кремнистые породы 4,48 1,14
Карбонаты 2,79 0,71
Соленосные отложения 0,09 0,02
Гранитоиды, гранитогнейсы, кислые эффу- 20,86 5,68
зивы и их метаморфические эквиваленты
Габбро, базальты н их метаморфические эк- 50,34 15,00
виваленты
Дуниты, перидотиты, серпентиниты 0,07 0,02
Сиениты, нефелиновые сиениты 0,04 0,01
Метапесчаиики 1,73 0,47
Парагнейсы и кристаллические сланцы 16,91 4,74
Метаморфизованные карбонатные породы 0,69 0,18
Железистые породы 0,17 0,06
Сумма 100,00 28,46
Примечание. Оценка распространенности и массы ультраосиовиых пород
в земной коре, иесомиенио, занижена, поскольку, пока нет возможности количественно
учесть роль этих пород в Строении нижних горизонтов коры континентов и океанов.
17
“Таблица 8
Характеристика оболочек континентальной, субконтинентальной н океанической земной коры. По А. Б. Ронову,
А. А. Ярошевскому
Тип земной коры Слой (оболочка) Объем, п-10*, км3 Средняя мощность, к* Средняя плотность, 1 г/см3 1 Масса, я 40м, г Химический состав, %
S1O2 TiOa А12О, FesOa
Осадочный 740 5,0 2,50 1,85 47,75/0,883 0,68/0,013 12,03/0,223 2,52/0,047
Г раиитиый 2 520 16,9 2,71 6,83 63,08/4,309 0,54/0,037 15,38 2,24
Континенталь- ный Базальтовый 3 240 21,7 2,90 9,39 54,84/5,149 0,84/0,079 1,050 14,28 0,153 2,42
Субкоитииен- Кора коитииеитов Осадочный 6 500 160 43,6 2,5 2,78 2,50 18,07 0,40 57,23/10,341 47,75/0,191 0,71/0,128 0,78 1,341 14,46 2,614 12,03 0,227 2,36 0,427 2,52
тальиый Гранитный 520 8,0 2,71 1,41 63,08 0,003 0,54 0,048 15,38 0,010 2,24
- Базальтовый 860 13,2 2,90 2,49 0,889 54,84 0,008 0,84 0,217 14,28 0,032 2,42
Субкоитииентальиая кора в целом 1 540 23,7 2,79 4,30 1,365 56,88 2,446 . 0,021 0,73 0,031 0,356 14,43 0,621 0,060 2,37 0,102
Океанический Осадочный (1 слой) Вулканогенно-оса- дочный (II слой) 120 360 0,4 1,2 1,60 2,77 0,19 1,00 34,62 0,066 44,54 0,445 0,48 0,001 1,16 0,012 8,45 0,016 13,17 0,132 4,46 0,008 3,13 0,031
Базальтовый (III слой) 1 690 5,7 2,90 4,90 49,43 2,422 1,49 0,073 15,50 0,760 2,47 0,121
Океаническая кора в целом 2 170 7,3 2,81 6,09 48,17 2,933 1,40 0,086 14,90 0,908 2,64 0,160
; Земная кора в целом 10210 20,0 2,79 28,46 55,24 15,720 0,86 0,245 14,55 4,143 - 2,42 —Л ,689
Продолжение’табл. 8
Тип земной коры Слой (оболочка) Химический состав, %
FeO МпО MgO Са Ма2О К2О Р2°5 Сорг со2
Осадочный 2,79 0,098 3,30 3,09 1,55 2,00 0,144 0,50 9,57
0,052 0,0018 0,061 0,242 0,029 0,037 0,0027 0,0092 0,177
Гранитный 3,60 0,095 2,96 3,79 2,71 2,89 0,160 0,05 0,81
Континенталь- 0,246 0,0065 0,202 0,259 0,185 0,197 0,0109 0,0034 0,055
ный Базальтовый 7,25 0,166 6,37 8,09 2,34 1,32 0,162 0,02 0,37
0,681 0,0156 0,598 0,760 0,220 0,124 0,0152 0,0019 0,035
Кора континентов 5,41 0,132 4,77 6,98 2,40 1,98 0,159 0,08 1,48
0,979 0,0239 0,861 1,261 0,439 0,358 0,0288 0,0146 0,267
Субкоитииен- Осадочный 2,79 0,098 3,30 1,55 2,00 2,00 0,144 0,50 9,57
тальиый 0,011 0,0004 0,013 0,052 0,006 0,008 0,0006 0,0020 0,038
Гранитный 3,60 0,095 2,96 3,79 2,71 2,89 0,160 0,05 0,81
0,051 0,0013 0,042 0,053 0,038 0,041 0,0023 0,0007 0,011
Базальтовый 7,25 0,166 6,37 8,09 2,34 1,32 0,162 0,02 0,37
0,160 0,0041 0,159 0,201 0,258 0,033 0,0040 0,0005 0,009
Субконтинентальная 5,64 0,136 4,97 7,14 2,39 1,90 0,160 0,07 1,37
кора в целом 0,242 0,0059 0,214 0,307 0,103 0,082 0,0069 0,0032 0,059
Осадочный (I слой) 0,94 0,83 2,36 22,50 2,43 1,29 0,150 0,65 15,81
0,002 0,0016 0,004 0,043 0,005 0,002 0,0003 0,0013 (Кдзо
Океанический Вулканогенно-оса- 5,65 0,394 6,06 14,95 2,54 0,59 0,21 0,21 5,22
дочный (II слой) 0,057 0,0039 0,061 0,150 0,025 0,006 0,0021 0,0021 0,052
Базальтовый 7,97 0,178 7,89 11,23 2,60 0,24 0,230 —
* (III слой) 0,390 0,0087 0,387 0,550 0,127 0,012 0,0113 — .—
Океаническая кора 7,37 0,245 7,42 12,19 2,58 0,33 0,224 0,05 1,35
в целом 0,449 0,0142 0,452 0,743 0,157 0,020 0,0137 0,0034 0,082
Земйая кора в целом 5,86 0,157 5,37 8,12 2,44 1,61 0,173 0,07 1,44
1,669 0,0440 1,527 2,311 0,694 0,460 0,0494 0,0212 0,408
S
g. п р О д о л же и и е табл.
Примечание. В числителе — содержания компонентов— в %, в знаменателе — масса — в лЛО24, г; содержание Th
•I0-4, %; масса — в п-1030, г.
СОЛНЦЕ
Солнце — центральное тело Солнечной Системы. Энергия
солнечного излучения — определяющий фактор многих геохими-
ческих процессов. Солнце относится к рядовым звездам нашей
галактики и представляет собой раскаленный газовый (плаз-
менный) шар водород-гелиевого состава, слегка разбавленный
примесью (~1 %) остальных химических элементов, вместе взя-
тых. Основные данные по Солнцу [36] следующие:
Среднее расстояние от Земли 149 504 000+17 000 км.
Радиус 6,96-1010 см (в 109 раз больше экваториального радиуса Земли).
Поверхность 609—1010 км2 (в 11 900 раз больше поверхности Земли).
Объем 1412-1015 км3.
Масса 1,99-1033 (в 333 000 раз больше Земли).
Средняя плотность 1,41 г/см3 (составляет 0,256 средней плотности Земли).
Ускорение свободного падения на уровне видимой поверхности Солнца g=
= 2,74. 104 см/с2 (в 27,9 раз больше, чем на Земле).
В Солнце сосредоточено 99,866 % всей массы Солнечной системы.
Критическая скорость освобождения тел на поверхности 619,4 км/с.
Вращение Солнца имеет дифференцированный характер: экваториальная
зона вращается быстрее (14,4° за сутки), чем высокоширотные зоны (~10°
за сутки у полюсов).
Средний период вращения 25,38 сут; скорость точки на экваторе 2 км/с.
Энергия вращения 2,4-1035 Дж.
Мощность радиации 3,86- 102в Вт.
Эффективная температура поверхности Солнца Г=5780 К.
В центре Солнца вероятная температура Г=1,6-107 К и плотность
~ 160 г/см3.
Главным источником внутренней энергии Солнца являются
термоядерные реакции превращения водорода в гелий:
1H + 1H->2D + ^4-v,
2D + ХН-> 8Не + у,
3Не + 3Не -+ “Не + ХН + ХН,
+
где v — означает нейтрино, а у — гамма-квант, е — позитрон.
При этом процессе не вся освободившаяся энергия (4'Н—4Не =
тс2 = Е) передается Солнцу, поскольку часть ее уносится ней-
трино. С учетом этого условия энергия, выделившаяся при обра-
зовании одного ядра гелия, равна 26,2 МэВ.
Скорость движения Солнца относительно окружающих его
звезд 19,5 км/с (по направлению к созвездию Геркулеса), 4,2
астрономических единицы в год. Расстояние Солнца от центра
Галактики 26000 световых лет. Скорость движения Солнца во-
круг центра Галактики 250 км/с. Период обращения Солнца во-
круг центра Галактики 1,8-108 лет.
СРАВНИТЕЛЬНАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ПЛАНЕТ
Солнечная система состоит из Солнца, девяти планет, их
спутников, большого числа астероидов, которые являются ис-
точниками метеоритов, а также комет. В Солнечной системе
21
находится твердый материал различной степени измельчения —
от малых астероидов до мелких камней и космической пыли.
Главные характерные особенности планет определяются их рас-
стоянием от Солнца, периодом обращения вокруг него, диамет-
ром, массой и объемом. Эти данные приведены в табл. 9.
Все планеты Солнечнрй системы подразделяются на внутрен-
ние, или планеты земного типа, и внешние, или планеты типа
Юпитера. Сравнение масс планет Солнечной системы показы-
вает, что по значению масс гигантские внешние планеты резко
преобладают. Внутренние планеты в данном сопоставлении
имеют подчиненное значение.
Внутренние планеты характеризуются меньшими размерами,
чем внешние планеты-гиганты. Главной общей чертой внутрен-
них планет земной группы является их относительно высокая
плотность (3,34—5,52 г/см3), указывающая на то, что они сло-
жены преимущественно твердым каменным материалом.
В настоящее время в связи с большими успехами в изучении
различных космических тел межпланетными автоматическими
станциями с установленными на них приборами, возникла ре-
альная возможность для сравнения Земли с ближайшими род-
ственными планетами в целях лучшего и более глубокого пони-
мания природы нашей планеты, ее строения, состава и проис-
хождения. Исходя из данных по сбставу метеоритов и данных
космохимии, можно считать с достаточно большой долей веро-
ятности, что средний состав планет земной группы определяется
'главным образом следующими химическими элементами: О, Si,
Mg, Fe,,-Ni, S. Эти элементы образуют главные фазы метеорит-
ного и планетного вещества: силикатную с плотностью 3,3 г/см3
и железо-никелевую со средней плотностью 7,3 г/см3. Металли-
ческий материал, сосредоточенный в центральных областях пла-
нет, образует их ядра. Силикатный материал обволакивает эти
ядра в виде мощных оболочек—мантий. Основные данные по
внутренним планетам по сравнению с Землей приведены в
табл. 9, 10.
На основании современных данных космохимии и метеори-
тики были предложены различные модели строения и состава
планет земной коры. Наиболее вероятные модели общего эле-
ментарного состава, состава ядер и мантий, а также вероятный
нормативный минеральный состав внутренних планет представ-
лены в таблицах 11, 12, 13, -14. Эти таблицы представляют со-
бой итог последних исследований и отражают современное сос-
тояние наших знаний в области планетной космохимии.
По физической природе к планетам земной группы относятся
Луна, некоторые другие спутники планет и астероиды, большая
часть которых обращается вокруг Солнца в пространстве между
орбитами Марса и Юпитера. Они образуют так называемый ас-
тероидный пояс. Общая масса материала, сосредоточенная
22
Таблица 9
Характеристика планетарных орбит
Наклонение к плоскости эклиптики, градусы О О? UJOffiSS <эсо । ооЯ ь-ь-сч1 СО 1 ~ — СЧ О* — Ь-’ Таблица 10
Эксцентри- ситет 1 ©0РЬ-тЬиЭФСЧ<П иэффсоарюь-ооо woo.© о о о о сч ооооооооо
Средняя скорость на орбите, км/с ОСООСОО’Ф^СО’Ф °0 <©со_’* ь- Ь* 1П СТ) СО СТ) <© 1П Th Th со сч сч
Синодический период, дни ООСЧ <30 Ст) о со ООО о обособь* in СО 1 О) 00 об СТ) < © СО ЬСТ)ЬФФФ — to bs СО СО со СО со
| Сидерический период | дии СТ) Ф Q си О Ш 00 СТ) Г-^СЧ СТ) Ь-Л1П ь? м-' in ф м a in о о оосчФорсошаоЗо счсоосоь-о^оо *2888
годы 00 сч Q 00 со Ф т о 3 сч ар Tj-^QoOcnuO^CT) счсоооооо^оь-т — сч
Расстояние от Солнца 10е км 8 СЧ СО СТ) СО Tf о со — b^opOb^QOOiHTt© Щф^СЧЬ-СЧ^ОО ^^счь-тьоото ~ сч «*' т
6 я осчооо^ь* О СО Q об со Th со осоосоть-^т Ь-СООСОСЧ^ООО) орсчосчот^ о со ь-ж 3 in сч 1П С| ©©-*—*1ОО)С)6с> со со
Планета X £•« &х «Й S.fsa.s ScntnS-2o>sXC
Характеристика внутренних планет. По Дж. Бетти, В. Лири, А. Чайкину Марс к 5 <о
я X g « §x|g>gSS3* $ o<o~cig СЧ
Земля N 8 y gfSTOMCOOlp, 8^S«8X-=8- s -t^^cox100^ ^ CT> ° СЧ ( in
Венера 3 S' о ° 3 ' *-е§£«ю«>2з a о 00 етс Tj* -Zir-
Меркурий co N © |x$^o§£«® о §gS-Xo««*g co
Главные параметры Масса (Земля = 1) Масса, кг Экваториальный радиус (Земля = 1) Экваториальный радиус, км Сжатие (эллиптичность), отн. ед. Средняя плотность, г/см3 Ускорение свободного'падения на экваторе, м/с2 Скорость улетучивания на экваторе, км/с Сидерический период вращения, дни, час jo Наклонение экватора к плоскости орбиты, градус
Таблица 11
Модельный химический состав внутренних планет, %. По Дж. Моргану,
Э. Андерсу
Элемен’ ! 1 . Мерку- 1 Рий Венера Земля Марс
о 14,44 30,90 30,12 34,11
Na ; 0,02 0,14 0,12 0,06
Mg 6,5 14,54 13,90 14,55
Al 1,08 1,48 1,41 2,73
Si 7,05 15,82 15,12 15,74
Р 0,04 0,19 0,19 0,16
S 0,24 1,62 2,92 0,67
К 0,002 0,015 0,013 0,006
К о 2 о го Я S < о. Венера Земля Марс
Са 1,18 1,61 1,54 2,98
Ti 0,06 0,09 0,08 0,16
Сг 0,72 0,41 0.41 0,36
Мп 0,015 0,046 0,075 0,094
Fe 64,47 31,17 32,07 26,72
Со 0,17 0,08 0,08 0,07
Ni 3,66 1,77 1,82 1,52
Таблица 12
Модельный состав мантий и ядер внутренних планет, %. По Дж. Моргану,
Э. Андерсу
Компоненты Меркурий Венера Земля Марс
Мантия
+ кора 32 68,0 67,6 81
S1O, 47,1 49,8 47,9 41,60
TiO* 0,33 0,21 0,20 0,33
6,4 4,1 3,9 6,39
Cr2O33 3,3 0,87 0,9 0,65
MgO" 33,7 35,5 34,1 29,78
FeO 3,7 5,4 8,9 15,85
MnO 0,06 0,09 0,14 0,15
CaO 5,2 3,3 3,2 5,16
NagO 0,08» 0,28 0,25 0,10
H26 0,016 0,22 0,21
К 69 221 200 62
V 0,034 0,002 0,021
Th 0,122 0,079 0,079
Ядро 68 32 32,4 19
Fe - 93,5 88,6 88,8 86,11
Ni 5,4 5,5 5,8 7,99
S 0,35 5,1 4,5 3,51
CO 0,25 0,26 . 0,27 0,37
p 0,57 0,58 0,62 —
Примечание. Состав К, U, Th в п-10 4 %.
24
в этом поясе, приближенно оценивается 4,4-1024 г, что соответ-
ствует 1/20 массы Луны, или 1/1500 чарти массы Земли. Собран-
ные вместе астероиды образовали бы шар диаметром 1400 км.
Среди внутренних планет прослеживается зависимость их
состава от гелиоцентрического расстояния. В ближайших
к Солнцу планетах пропорция железа выше по сравнению
с более отдаленными. Ближайший к Солнцу Меркурий на 2/з
состоит из металлического материала, в то время как отдален-
ный Марс — только на 'Д.
Внешние планеты имеют низкую среднюю плотность (0,69—
1,66 г/см3), что определяется в основном их газовым составом —
преобладанием водорода и гелия. Гигантские внешние планеты
имеют спутники, большая часть которых покрыта ледяными
оболочками. Спутник Юпитера Ио характеризуется интенсив-
ной вулканической деятельностью, связанной с проявлением сер-
нистых газов. Основные характеристики внешних планет даны
в табл. 14. В целом состав внешних планет (особенно Юпитера
и Сатурна) близок к солнечному, и его можно рассматривать
в качестве охлажденного солнечного вещества.
Таблица 13
Нормативный минеральный состав внутренних планет, %. По Дж. Моргану,
Э. Андерсу_____________________________________
Минералы Мерку- рий Венера Земля Марс
Мантия 32 68 67,6 81,0
Хромит 3,34 0,88 0,94 0,68
Ильменит 0,42 0,27 0,24 0,44
Жадеит 0,61 1,95 1,78 0,72
Са-пироксены: 18,97 12,14 11,76 19,52
Геденбердит 0,60 0,86 1,45 4,40
Диопсид 18,37 11,27 10,31 15,12
Бедные Са-пироксены: 24,02 39,90 33,22 7,90
Ферросилит 0,76 2,84 4,10 —
Энстатит 23,26 37,06 29,12 —
Оливины: 27,43 32,30 37,82 50,71
Фаялит 0,87 2,16 4,67 11,40
Форстерит 26,56 28,14 33,15 39,33
Гранаты: 25,21 14,56 14,22 25,84
Альмандин . 0,80 1,04 1,75 5,81
Пироп 24,41 13,53 12,47 20,03
Ядро 68 32 32,4 19,0
Металлы: 99,05 86,10 75,53 90,38
Fe 92,85 79,74 68,86 82,02
Ni 5,38 5,52 5,61 7,99
Со 0,25 0,26 0,26 0,37
Р 0,57 0,58 0,59 —
Троилит: 0,96 13,90 24,68 9,62
Fe 0,61 8,83 15,68 6,П
S 0,35 5,07 9,00 3,51
Примечание. Минеральный состав рассчитан без учета полиморфных превра-
щений и других изменений.
25
Характеристика внешних планет. По Дж. Бетти, В. Лири, А. Чайкину
П ри мечание. Цифры в скобках — приближение.
26
Происхождение Земли и планет. В настоящее время коллек-
тивными усилиями исследователей разных Ьтран постепенно со-
здается новая космогоническая теория. Она допускает процессы
охлаждения первичной туманности солнечного состава, которые
привели к химической неоднородности разных тел Солнечной
системы. Зональное — оболочечное строение Земли и планет
земной группы связывается со способом аккумуляции частиц из
газово-пылевого облака, которое само возникло в процессе ох-
лаждения и конденсации солнечного газа. В связи с успехами
космохимии по изучению планет и метеоритов новая постановка
проблемы формирования Земли нашла отражение в исследова,-
ниях советских [8, 10] и зарубежных ученых [4, 30, 45].
Глава II
СВОЙСТВА ЭЛЕМЕНТОВ, МИНЕРАЛОВ
И ГОРНЫХ ПОРОД
ЭЛЕМЕНТАРНЫЕ ЧАСТИЦЫ ВЕЩЕСТВА
Элементарные частицы представляют собой мельчайшие из-
вестные частицы материи, слагающие атомы химических эле-
ментов. Число элементарных частиц по современной физической
теории близко к 300 (вместе с античастицами). Большая часть
их неустойчива и подвергается распаду в стабильные частицы.
Сам термин элементарная частица в значительной мере условен,
поскольку не существует четкого критерия этого понятия. Мно-
гие элементарные частицы (адроны) имеют сложную внутрен-
нюю структуру и, как предполагают, состоят из кварков.
Элементарные частицы являются составными единицами
атомов химических элементов (нуклоны и электроны) или об-
разуются в процессе ядерных превращений. Основные харак-
теристики элементарных частиц — масса покоя, заряд, механи-
ческий момент (спин). Все многообразие природы земного шара
и биосферы определяется комбинацией довольно ограниченных
видов элементарных частиц. С точки зрения геохимии представ-
ляют интерес три элементарные частицы: электрон, протон и
нейтрон как составные части атомов. Свойства этих частиц при-
ведены в табл. 15.
27
Таблица 15
Свойства элементарных частиц
Частица Спин Символ Масса покоя, МэВ Электриче- ский заряд Античастица Среднее время жизни, с
Электрон 1/2 е 0,51 Позитрон
Пр отой 1/2 р 938 + Антипротон —
Нейтрон 1/2 п 938 Нейтраль- ный, 0 Антинейтрон ю3
РАСПРЕДЕЛЕНИЕ ЭЛЕКТРОНОВ В АТОМАХ
Положение электрона в структуре атома выражается че-
тырьмя квантовыми числами: главным, орбитальным, магнит-
ным и спиновым. Они определяют энергию, размеры и форму
электронных орбиталей, а также собственное вращение элек-
трона (спин). Максимально возможное число электронов
в каждом слое равно 2п2, где п соответствует значениям глав-
ного квантового числа: 1, 2, 3, 4, .... Распределение электронов
в различных слоях атомов в сокращенном виде показано в табл.
16. Ва»<нейшие параметры электронных оболочек атомов приве-
дены в табл. 17.
Таблица 16
Распределение электронов в различных слоях атомов
Периоды Атомные номера (t) » Элементы Число электронов в различных слоях
к п = 1 L п ~ 2 М п = 3 N л = 4 о п —5 Р п — В Q п = 7
1 1->2 Не—Не 1—2
2 34-10 Li—Ne 2 1—8
3 11—э-18 Na—Аг 2 ' 8 1—8
4 19->36 К—Кг 2 8 8—18 1—8
5 37—54 Rb—Хе 2 8 18 1—18 1—8
6 55—86 Cs—Rn 2 8 18 18—>-32 8—18 1—8
7 87— Fr— 2 8 18 32 18 8-» 1—
28
Таблица 17
Строение электронных оболочек атомов
Слой К L M N
п 1 2 3 4
i 03 0 1 0 1 2 0 1
Подгруппа 1$ 2s 2p 3s 3p 3d 4s 4p
1 Н 2 Не 1 2 0 -
3 Li 4 Be 5 В 6 С 7 N 8 О 9 F 10 Ne 2 2 2 2 2 2 2 2 1 2 2 2 2 2 2 2 1 2 3 4 5 6 /
11 Na 12 Mg 13 Al 14 Si 15 P 16 S 17 Cl 18 Ar 19 К 20 Ca 21 Sc 22 Ti 23 V 24 Cr 25 Mn 26 Fe 27 Co 28 Ni 29 Cu 30 Zn 31 Ga 32 Ge 33 As 34 Se 35 Br 36 Kr 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 6 6 6 6 6 6 6 6 6 6 6 6 6 6 6 6 6 6 6 6 6 6 6 6 6 6 1 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 1 2 3 4 5 6 6 6 6 6 6 6 6 6 6 6 6 6 6 6 6 6 6 6 1 2 3 3 5 6 7 8 10 10 10 10 10 10 10 10 1 2 2 2 2 1 2 2 2 2 1 2 2 2 2 2 2 2 1 2 3 4 5 6
29
Продолжение табл. 17
Слой К L M N 0 P Q
п 1 2 3 4 5 6
i 0 I 2 3 0 I 2 0
Подгруппа 4s 4p id if 5s 5p 5d 6s
37Rb 2 8 18 2 6 1
38Sr 2 8 18 2 6 2
39Y 2 8 18 2 6 1 2
40Zr 2 8 18 2 6 2 2
41Nb 2 8' 18 2 6 4 1
42Mo 2 8 18 2 6 5 1
43Tc 2 8 18 2 6 5 2
44Ru 2 8 18 2 6 7 1
45Rh 2 8 18 2 6 8 1
46Pd 2 8 18 2 6 10 0
47Ag 2 8 18 2 6 10 1
48Cd 2 8 18 2 6 10 2
49ln 2 8 18 2 6 10 2 1
50Sn 2 8 18 2 6 10 2 2
51Sb 2 8 18 2 6 10 2 3
52Te 2 8 18 2 6 10 2 4
53J r 2 8 18 2 6 Ю 2 5
54Xe 2 8 18 2 6 10 2 6
55Cs 2 8 18 2 6 10 2 6 1
56Ba 2 8 18 2 6 10 2 6 2
57La 2 8 18 2 6 10 2 6 1 2
58Ce 2 8 18 2 6 10 2 2 6 2
59Pr 2 8 18 2 6 10 3 2 6 2
60Nd 2 8 18 2 6 10 4 2 6 2
61Pm 2 8 № 2 6 Ю 5 2 6 2
62Sm 2 8 18 2 6 10 6 3 6 2
63Eu 2 8 18 2 6 10 7 2 6 2
64Gd 2 8 18 2 6 10 7 2 6 1 2
65Tb 2 8 18 2 2 10 9 2 6 2
66Dy 2 8 18 2 6 10 10 2 6 2
67Ho 2 8 18 2 6 10 11 2 6 2
68Er 2 8 18 2 6 10 12 2 6 2
69Tu 2 8 18 2 6 10 13 2 6 2
70\b 2 8 18 2 6 10 14 2 6
71 Lu 2 8 18 2 6 10 14 2 6 1
30
Продолжение табл. 17
Слой К L M N o v P Q
п 1 2 3 4 5 6
i 0 I 2 3 0 I 2 0
Подгруппа 5s 5p 5d 5s 6s 6p 6d 7s
72Hf 2 8 18 32 2 6 2 2
73Та 2 8 18 32 2 6 3 2
74W 2 8 18 32 2 6 4 2
75Re .2 8 18 32 2 6 5 2
760s 2 8 18 32 2 6 6 2
77lr 2 8 18 32 2 6 7 2
78Pt 2 8 18 32 2 6 9 1
79Au 2 8 18 32 2 6 10 1
80Hg 2 8 18 32 2 6 10 2
81T1 2 8 18 32 2 6 10 2 1
82Pb 2 8 18 32 2 6 10 2 2
83Bi 2 8 18 32 2 6 10 2 3
84Po 2 8 18 32 2 6 10 2 4
85At 2 8 18 32 2 6 10 2 5
86Rn 2 8 18 32 2 6 10 .2 6
87Fr 2 8 18 32 2 6 10 2 6 1
88Ra 2 8 18 32 2 6 10 2 6 2
89Ac 2 8 18 32 2 6 10 2 6 1 2
90Th 2 8 18 32' 2 6 10 2 6 2 2
91Pa 2 8 18 32 2 6 10 2 2 6 1 2
92U 2 8 18 32 2 6 10 3 2 6 1 2
93Np 2 8 18 32 2 6 10 5 2 6 2
94Pu 2 8 18 32 2 6 10 6 2 6 2
95 Am 2 8 18 32 2 6 10 7 2 6 2
96Gm 2 •8 18 32 2 6 10 7 2 :6 1 2
97Bk 2 8 18 32 2 6 10 9 2 6 2
98Cf 2 8 18 32 2 6 10 10 2 6 2
99Es 2 8 18 32 2 6 10 11 2 6 2
lOOFm 2 '• 8 18 32 2 6 10 12 2 6 2
lOIMd 2 8 18 32 2 6 10 13 2 6 2
102NO 2 8 18 32 2 6 10 14 2 6 2
103Lr 2 8 18 32 2 6 10
31
АТОМНЫЕ РАДИУСЫ ЭЛЕМЕНТОВ
Значения атомных радиусов (в 10~10 м или 10~8 см) полу-
чены путем деления на два межатомных расстояния в кристал-
лических структурах простых тел с координационным числом КЧ-
12. Величины атомных радиусов показаны в табл. 18.
Таблица 18
Величина атомных радиусов
f Элемент Атомный радиус Элемент Атомный радиус Элемент Атомный радиус Элемент Атомный радиус
н 0,46 Мп 1,30 In 1,66 Та 1,46 .
Не 1,22 Fe 1,26 Sn 1,58 W 1,40
Li 1,55 Co 1,25 Sb 1,61 Re 1,37
Be 1,13 Ni 1,24 Те 1,7 Os 1,35
В 0,91 Cu 1,28 I — Ir 1,35
С 0,77 Zn 1,39 Xe 2,18 Pt 1,38
N 0,71 Ca 1,39 Cs 2,68 Au 1,44
О — Ge 1,39 Ba 2,21 Hg 1,60
F As 1,48 La 1,87 Tl 1,71
Ne 1,60 Se 1,6 Ce 1,83 Pb 1,75
Na 1,89 Br — Pr 1,82 Bi 1,82
Mg 1,60 Kr 1,98 Nd 1,82 Po —
Al 1,43 Rb 2,48 Pm —- At —
Si 1,34 Sr 2,15 Sm 1,81 Rn —
P 1,3 Y 1,81 Eu 2,02 Fr 2,80
S — Zr 1,60 Gd 1,79 Ra 2,35
Ar 1,92 Nb 1,45 Tb 1,77 Ac 2,03
К г 2,36 Mo 1,39 Dy 1,77 Th 1,80
Ca 1,97 Ru 1,34 Er 1,75 Pa 1,62
Sc 1,64 Rh 1,34 Tu 1,74 U 1,53
Ti 1,46 Pd 1;37 Yb 1,93 Np 1,50 .
V 1,34 Ag 1,44 Lu 1,74 Pu 1,62
Cr 1,27 Cd 1,56 Hf 1,59
ИОННЫЕ РАДИУСЫ'ЭЛЕМЕНТОВ
Ионный радиус есть величина, принимаемая для обозначе-
ния размеров шаровидных ионов и вычисления межатомных рас-
стояний в ионных кристаллах. Для вычисления системы ионных
радиусов достаточно знать размер хотя бы одного иона и меж-
атомные расстояния в ионной кристаллической решетке. Н. В. Бе-
лов и Г. Б. Бокий использовали в этих целях величину ионного
радиуса кислорода О2-, равную 1,36-Ю-8 см. Л. Аренс исполь-
зовал значение для этого параметра 1,4-10-8 см. Пока наилучшее
совпадение результатов расчета с экспериментальными данными
отмечается для системы ионных радиусов Белова — Бокия. По-
этому она имеет преимущество перед другими системами в от-
ношений достоверности и широко используется в СССР. За
32
Таблица 19
Величины ионных радиусов, по оценкам разных авторов
Символ иона Заряд иона В. Гольд- шмидт Л. По- лииг Г. Бокий и Н. Белов Л. Аренс Е. Уитте- кер, Р. Маитус
н -1 1,54 2,08 1,36
Li + 1 0,78 0,60 0,68 .— 0,82
Be 4-2 0,34 0,31 0,34 — —
В 4-3 — 0,20 0,21 — —
bf4 -1 — — — 2,28 —
С 4-4 0,20 0,15 0,15 —
с -4 — 2,60 2,60 —
N 4-5 0,15 0,11 0,15 — —
N -3 — 1,71 1,48 1,300 —
nh4 4-1 1,43 — -— 1,59 —
NO3 -1 — — — 1,89; 2,57 .—
О 4-6 — 0,09 0,09 — .—
О -2 1,32 1,40 1,36 1,45 1,32
F 4-7 — 0,07 0,07 — .—
F -1 1,33 1,36 1,33 1,24 1,25
Na 4-1 0,98 0,95 0,98 — 1,10
Mg 4-2 0,78 0,65 0,74 — 0,80
Al +3 0,57 0,50 0,57 — 0,61
Si 4-4 0,39 0,41 0,39 — 0,48
Si -4 — 2,73 — —
P 4-5 0,35 0,34 0,35 —
P -3 — 2,12 1,86 — X
PO4 -3 ' — — — 3,00
S 4-6 0,34 0,29 0,30 — —
S -2 1,74 1,84 1,86 1,90 1,78
SH -1 — — — 2,00 —
Cl 4-7 — 0,26 0,26 — —
Cl -1 1,81 1,81 1,81 — 1,72
К 4-1 1,33 1,33 1,33 — 1,46
Ca 4-2 1,06 0,99 1,04 — 1,08
Sc 4-3 0,83 0,81 0,83 — 0,83
Sc 4-4 — — 0,69 — —
Sc 4-6 — — 0,35 — —
Sc -2 1,91 1,98 1,98 2,02 —
Ti -4 0,64 0,68 0,64 — 0,69
Ti -3 0,69 — 0,69 —
Ti -2 0,80 — 0,78 0,76 —
V -5 0,40 0,59 — 0,59 0,62
V -4 0,61 0,59 0,61 0,64 0,67
V -3 0,65 — 0,67 — 0,72
V -2 0,72 — 0,72 ' — 0,87
Cr -6 0,35 0,52 0,52 0,65 —
Cr -3 — .— 0,64 0,55 0,70
Cr -2 0,83 1,83 — 0,81
Mn -7 — 0,46 0,46 — —
Mn -4 0,52 0,50 0,52 — 0,62
Mn -3 0,70 — 0,70 0,67 0,66
Mn 1-2 0,91 0,80 0,91 — 0,91
2 Заказ № 639
33
Продолжение табл. 19
Продолжение табл. 19
Символ иона Заряд иона В. Гольд- .ШМИДТ Л. По- линг Г. Бокий и Н. Белов Л. Арене Е. Уитте- кер, Р. Маитус Символ иона Заряд иона В. Гольд- шмидт Л. По- линг г. Бокий и Н. Белов Л. Аренс Е. Уитте- кер, Р. Маитус
Fe +3 0,67 0,67 0,73 0,63 I +7 0,50 0,50 _
Fe +2 0,83 0,75 0,80 0,75 0,69 I +5 0,94 — — 0,98 1,03
Со +3 0,64 — 0,64 0,72 0,61 I +1 — — — 1,30 —
Со +2 0,82 0,72 0,78 0,78 0,73 ' I — 1 2,20 2,16 2,20 2,19 2,13
Ni +з 0,35 —— — —- 0,64 Cs +1 1,65 1,69 1,65 — 1,78
Ni +2 0,78 0,69 0,74 0,68 0,77 Ва +2 1,43 1,35 1,38 — 1,44
Ni 4-6 — — — 0,82 — La +3 1,22 1,15 1,03 — 1,13
Ni 4-5 — — 0,88 — Се +4 1,02 1,01 0,88 0,93; 0,87 0,88
Си 4-2 0,70 — 0,80 0,82 0,81 Рг +4 1,00 0,92 — 0,92 0,86
Zn +2 0,83 0,74 0,83 0,70 0,83 Рг +3 1,16 1,00 1,00 1,08
Ga 4-3 0,62 0,62 0,62 — 0,70 Nd +3 1,15 — 0,99 0,99 1,06
Ge 4-4 0,44 0,53 0,44 — 0,62 Sm +3 1,13 — 0,97 0,97 1,04
Ge 4-2 — — 0,65 0,98 — Sm +2 — — 1,11 —
Ge -4- — 2,72 — — — Eu +3 1,13 0,97 0,96 1,03
As 4-5 — 0,47 0,47 — 0,58 Eu +2 — — 1,09; 1,24 1,25
As 4-3 0,69 — 0,69 — — Gd +3 1,11 0,94 0,94 1,02
As -3 — 2,22 1,91 — — Tb +3 1,09 — 0,89 0,92 1,00
Se 4-4 — — 0,69 — — Dy +3 1,07 —. 0,88 0,98 0,99
Se 4-6' — — 0,35 — — Dy + 1 — 0,96 0,98 0,98 —
Br 4-7 — 0,39 0,39 — — Ho +3 1,05 — 0,86 0,89 0,98
Br -1 1,96 1,95 1,96 — 1,88 Er +3 1,04 — 0,85 0,97 0,97
Rb 4-1 ' 1,49 1,48 1,49 — 1,57 Tm +3 1,04 — 0,85 0,86 0,96
Sr 4-2 1,27 1,23 1,20 1,10 1,21 Yb +3 1,00 0,81 0,85 0,95
Y 4-3 1,06 0,93 0,97 — 0,98 Lu +3 0,99 — 0,80 , 0,84 0,94
Zr 4-4 0,87 0,80 0,82 — 0,80 Hf +4 0,82 0,86 0,79
Nb , 4-5 0,69 0,70 0,66 — 0,72 Ta +5 0,66 0,73 . 0,72
Nb r -|-4 0,69 0,67 0,67 0,74 0,77 W +6 — —. 0,65 — 0,68
Mo 4-6 — 0,62 0,65 — 0,68 W +4 0,68 0,66 0,68 0,73
Mo -|-4. 0,68 0,66 0,68 — 0,73 Re +6 0,56 0,55 0,60
MoO4 -2 — — — 3,45 — Re +4 — 0,72 0,71 0,71
Ru -4 0,65 0,63 0,62 0,71 0,70 Os +4 0,67 0,67 0,65 0,75 0,71
Ru -3 — — —• 0,74 0,76 Os +3 — 0,81 —
Ru -2 — — — 0,85 — Os +2 — — — 0,89 —
Rh -4 —— —_ 0,65 0,71 0,71 Ir 4-4 0,66 0,64 0,65 0,75 0,71
Rh -3 0,68 — 0,75 0,78 0,75 Ir +3 — 0,81 0,81
Pd -4 » — — 0,64 0,73 0,70 Ir +2 0,89
Pd -2 — — — 0,72; 0,88 0,94 Pt +4 __ 0,64 0,76 0,71
Ag -1 1,13 1,26 1,13 — 1,23 Pt +2 — 0,90; 0,87 __
Cd -2 1,03 0,97 0,99 0,92 1,03 Pt +6 — 0,81
In -3 0,92 0,81 0,92 — 0,88 Pt 4-5 — 0,87
In -1 — — 1,30 — —• Au +1 1,37 1,37
Sn . -4 0,74 0,71 0,67 — 0,77 Au 4-3 0,85 __
Sn -2 — » — 1,02 — — Hg 4-2 1,12 1,10 1,12 1,05
Sb -5 — 0,62 0,62 — 0,69 T1 4-3 1,05 0,95 1,05 0,97
Sb -3 0,90 —- 0,90 — — T1 4-1 1,49 1,44 1,36 1,58
Sb -3 —— 2,45 2,08 — —• Pb 4-2 1,32 1,21 1,26 1,17 1,26
Те 4-6 — 0,56 0,56 0,61 —• Bi 4-5 0,74 0,74
Те 4-4 0,89 0,81 0,89 — — » Bi 4-3 1,20 1,16 1,10
Те -2 2,11 2,21 2,22 — •— Bi —3 — 2,13
2*
34
35
Продолжение табл. 19
Символ иоиа Заряд иона В. Гольд- шмидт Л. По- линг Г Бокий и Н. Белов Л. Аренс В. Уитте- кер, Р. Мантуе
At +7 .— — 0,62 —
Fr + 1 — — 1,75 — ——-
Ra +2 1,52 — 1,44 — —
Ac +3 — — 1,11 '— —
Th +4 1,10 1,02 0,95 0,99 1,08
Th +3 — — 1,08 1,08 —
Pa +3 — — 1,06 1,05 —
Pa +4 — — 0,91 0,96 —
U +6 — — — 0,83 0,81
U +5 — — — 0,87 0,84
U +4 1,04 0,97 0,95 0,93; 0,89 —
U +3 — 1,04 1,03 1,12
рубежом широкое распространение получила система ионных р?-
г диусов Э. Уиттекера и Р. Мантуса. В ней радиус иона О2- при-
нят равным 1,32-10-8 см.
ВеЛйчины ионных радиусов сильно зависят от координаци-
онных чисел (КЧ), поэтому они обычно даются для структур
с КЧ = 6 (структура поваренной соли). Поправка при КЧ = 4
равна —6 %, при КЧ = 8 соответствует +3 %, а при КЧ—12
равна +12%. В табл. 19 приводятся ионные радиусы элемен-
тов в 10-8 см.
Современное состояние проблемы атомных и ионных радиу-
сов в геохимии и кристаллохимии критически освещены в ра-
ботах В. И. Лебедева, а также в исследованиях Дж,- Слетера,
Дж. Вебера и Д. Кромера, Р. Шеннона и С. Прюита.
ПОТЕНЦИАЛЫ ИОНИЗАЦИИ АТОМОВ И ИОНОВ
Потенциалом ионизации называется энергия, необходимая
для отрыва электрона от атома или иона. Сродство к элек-
трону— величина энергии, выделяемая (или поглощаемая) при
соединении нейтрального атома с электроном. Электроотрица-
тельность элемента — сумма ионизационного потенциала атома
и его электронного сродства. Последовательные потенциалы ио-
низации атомов и ионов (в эВ) приведены в табл. 20.
36
Таблица 20
Потенциалы ионизации атомов и ионов
37
Продолжение табл. 20
« 3 £ о. гический вол Энергия, необходимая для отделения электрона
от одиократ- ,но отрица- тельно заря- от нейт- рального второго третьего четвертого пятого шестого седьмого
2 s с§ Хи» СИМ! жеииого иона денного атома от однозарядного положительного иевозбуждеииого иона
27 Со — 7,86 17,05 33,49 (53) (82) (109) 133±1
28 Ni — 7,633 18,15 36,16 (56) (79) (ИЗ) (143)
29 Си 0,99 7,724 20,29 36,83 (59) (83) (109) (148)
30 Zn — • 9,391 17,96 39,70 (62) (86) (114) (144)
31 Ga — 6,00 20,51 30,70 64,2 (90) (Н8) (149)
32 Ge — 7,88 15,93 34,21 45,7 93,4 (123) (155)
33 As —— 9,81 18,7±0,1 28,3 50,1 62,0±0,1 127,5 (160)
34 Se — 9,75 21,5 32,0 42,9 68,3±0,1 82,1 ±0,2 155
35 Br 3,64 11,84 21,6 35,9 47,3 59,7±0,1 88,6±0,2 103,0±0,4
36 Kr — 13,996 24,56 36,9 52,5 64,7 78,5±0,1 111,0±0,4
37 Rb — 4,176 27,56 40 52,6 71,0 84,4 99,2±0,1
38 Sr — 5,692 11,026 43,6 57,1 71,6 90,8 106
39 Y — 6,38 12,23 20,5 61,8 77,0 93,0 116
40 Zr — 6,835 12,92 24,8 33,97 82,3 99,4 116
41 Nb — 6,88 13,90 28,1 38,3 50 110,4 124
42 Mo — 7,131 15,72 29,6 46,4 61,2 67 131
43 Tc — 7,23 14,87 31,9 (43) (59) (76) (94)
44 Ru — 7,36 16,60 30,3 (47) (63) (81) (ЮО)
45 Rh — 7,46 15,92 32,8 (46) (67) (85) (105)
46 Pd — 8,33 19,42 (33) (49) (66) (90) (1Н)
47 Ag 1,1 7,574 21,48 36,10 (52) (70) (89) (116)
48 Cd — 8,991 16,904 44,5 (55) (73) (94) (115)
49 In — 5,785 18,86 28,0 58 (77) (98) (121)
50 Sn — 7,332 14,6 30,7 46,4±0,1 91 (ЮЗ) (126)
51 Sb — 8,64 16,7±0,5 24,8 44,1 63,8±0,5 119 (132)
52 Те — 9,01 18,8±0,5 31 38 66±1 83+2 149
53 I 3,30 10,44 19,0 33 (42) 71 83±2 104+3
54 Xe — 12,127 21,2 32,1 (45) (57) 89 102+3
55 Cs — 3,893 25,1 34,6±0,7 (46) (62) (74) 108
56 Ва 5,810 10,00 . 37± 1 (49) (62) (80) (93)
57 La 5,61 11,43 19,17 (52) (66) (80) (100)
58 Се 6,91 12,3 19,5 36,7 (70) (85) (100)
59 Рг — 5,76 — — — — (89) (106)
60 Nd — 6,31 — — — — — (Hl)
' 61 Pm — — —— — —‘ — —— —-•
62 Sm — 5,6 11,2 —— — —- — —
63 Eu 5,67 11,24 — —- —- — ——
64 Gd -2- 6,16 12 — — — — —
65 Tb — 6,74 —- — —— - — —
66 Dy — 6,82 — — — — — —
67 Ho — — — — — — — ——
68 Er — — — — — — — —
69 Tm — — — — —• — — —
70 Yb 6,2 12,10 — — —- — —
71 Lu — 6,15 14,7 (19) — — — —
72 Hf 5,5 14,9 (21) (31) — — —
73 Ta 7,7 16,2±0,5 (22) (33) (45) — —
74 W 7,98 17,7±0,5 (24) (35) (48) (61) —•
75 Re 7,87 16,6±0,5 (26) (38) (51) (65) (79)
76 Os 8,7 17±1 (25) (40) (54) (68) (89)
77 Ir 9,2 17,0±0,3 (27) 39 57 72 (88)
78 Pt 8,96 18,54±0,l (29) 41 55 75 (92)
79 Au 2,4 . 9,223 20,5 (30) 44 58 73 (96)
80 Hg 1,8 10,434 18,751 34,2 46 61 77 (94)
81 TI 6,106 20,42 29,8 50 64 81 (98)
82 Pb 7,415 15,03 31,93 39,0 69,7 84 (ЮЗ)
83 Bi 7,287 19,03 25,9 45,3 56,0 94,4 (Ю7)
84 Po 8,2±0,4 19,4± 1,7 27,3±0,8 38 61 73 (П2)
85 At 9,2±0,4 20,l±l,7 29,3±0,9 41 51 78 (91)
86 Rn 10,745 21,4±1,8 29,4±l,0 (44) (55) (67) (97)
87 Fr 3,98±0,l 22,5±1,8 33,5±1,5 (43) (59) (71) (84)
88 Ra 5,277 10,144 (34) (46) (59) (76) (89)
89 Ac 6,89±0,6 ll,5±0,4 (49) (62) (76) (95)
90 Th __ 1 l,5±l,0 20,0 28,7 (65) (80) (94)
91 Pa — — — — (84) (100)
92 U — 4 — — — — — (104)
ЭЛЕКТРООТРИЦАТЕЛЬНОСТЬ ЭЛЕМЕНТОВ
Понятие электроотрицательности (ЭО) в современном его
значении ввел в 1947 г. Л. Полинг. Электроотрицательность
представляет собой энергию притяжения данным атомом ва-
лентных электронов при соединении его с другими атомами. Она
характеризует силовое поле атомного ядра и зависит как от его
заряда, так и от степени экранирования ядра законченными
электронными слоями и отдельными электронами. Следова-
тельно, величина электроотрицательности зависит прежде всего
от валентности, проявляемой данным атомом в соединении,
а также от строения электронной оболочки.
Существуют различные методы расчета электроотрицатель-,
ности элементов, важнейшие из них следующие: 1) термохими-
ческий (Л. Полинг), 2) из атомных (ионных) радиусов, разра-
ботанный в разных вариантах У. Горди и др., 3) спектроскопи-
ческий, 4) потенциалов ионизации, использованный разными
авторами.
Одним из наиболее простых методов, хотя и не менее точ-
ных, чем другие, является метод потенциалов ионизации в трак-
товке А. С. Поваренных, который предложил использовать для
вычисления электроотрицательности следующую формулу:
ЭО=A-4-F,
п
*где 1п — потенциал ионизации до соответствующего валентного
состояния, п — валентность атома, F — сродство к электрону.
По этой формуле легко можно найти ЭО большинства элемен-
тов. Соответствующие величины даны в табл. 21.
Таблица 21
Электроотрицательность элементов, кДж/моль.
По А. С. Поваренных с изменениями автора
Элемент ЭО Элемент ЭО Элемент ЭО Элемент ЭО
н+ 1320 Mn3+ 1088 Ru9+ 1445 Ta4+ 755
L1+ 504 Mn2+ 753 Ru4+ 1130 We+ 984
Ве2+ 880 Fe4+ 1362 Ru3+ 984 W4+ 837
В3+ 1215 Fe3+ 984 Rh4+ 1109 Re7+ 1088
С4+ 1550 Fe2+ 774 Rh3+ 1046 Re«+ 1046
№+ 1883 Co4+ 1278 Pd4+ 1172 Re4+ .900
Ов+ 2219 Co3+ 1088 Pd2+ 942 Os8+ 1214
F7+ 2553 Co2+ 816 Ag2+ 1045 Os4+ 963
Na+ 502 Ni4+ 1362 Ag+ 733 Ir6+ 1151
Mg2+ 733 Ni3+ 1151 Cd2+ 816 Ir4+ 941
Als+ 921 Ni2+ 879 In3+ 900 Pt2+ 900
40
Продолжение табл. 21
Элемент ЭО Элемент ЭО Элемент ЭО Элемент ЭО
Si4+ 1088 Cu2+ 984 In+ 565 Au3+ 963
ps + 1299 Cu+ 753 Sn4+ 1109 Au- 879
S6+ 1571 Zn2+ 858 Sn2+ 712 Hg2+ 900
S4+ 1151 Ca3+ 984 Sbs+ 1235 Hg+ 1004
Cl7+^ 1925 Ge4+ 1109 Sb3+ 795 Tl3+ 963 .
к+ 419 Ge2!- 774 Te6+ 1341 T1 + 586
Са2+ 565 As5+ 1257 I7+ 1571 Pb4+ 925
Sc3+ 795 As3+ 921 P+ 1046 Pb2!" 733
Ti4+ 1045 Se6+ 1466 Cs+ 377 Bi4+ 1088
Ti3+ 900 Se4+ 1046 Ba2+ 481 Bi3+ 816
Ti2+ 649 Br7+- 1758 La3+ 628 Pp6+ 1172
V5+ 1257 Rb+ 398 Ce4+ 879 At7+ 1341
V4+ 1151 Sr2+ 523 Ce3+ 628 Fr+ 377
V3+ 963 Y3+ 670 Sm2+ 544 Ra2+ 481
V2+ ' 691 Zr4!- 816 Eu2+ 544 Ac3+ 607
Cr2+ 1466 Nb5+ 963 Gd2+ 686 Th4+ 691
Cr4+ 1235 Nb4+ 921 Yb2+ 686 Pa5+ (795)
Cr3+ 1045 Mo6+ 1088 Lu2+ 713 U6+ (879)
Mn7+ 2219 Mo4+ 984 Hf4+ 753 U4+ (753)
Mn4+ 1278 Te7+ 1299 Ta5+ 879
НЕКОТОРЫЕ ТЕРМИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА ЭЛЕМЕНТОВ
В табл. 22 приведены термические свойства химических эле-
ментов в чистом виде: температуры плавления и кипения, удель-
ная теплоемкость. Эти данные имеют определенное значение
в понимании геохимической миграции элементов, особенно в том
случае, если они в процессе миграции временами пребывают
в химически несвязанном (самородном) состоянии.
41
Таблица 22
Некоторые термические свойства элементов
Элемент Температура, °C Удельная теплоемкость, Дж/(кг*°С)
плавления кипения область темпе- ратур значение
на —259,1 —252,5 —253 25,1
U 186 1372 0—100 4,56
Na 97,5 892 0 1,185
К 62,3 774 0—56 0,80
Rb 38,5 679 — 0,33
Cs 28,5 690 0—26 0,101
Fr 27 (?) 879
Си 1083 2595 15—100 0,40
Ag 960,5 2212 15—100 0,235
Au 1063 2966 17—100 0,130
Be 1350 1530 0—100 1,780
Mg 651 1107 17—100 1,035
Ca 851 1487 0—20 0,624
Sr 800 1384 __.
Ba 850 1140 18 0,29
Ra 960 1140 —
Zn 419,4 907 20 0,4776
Cd 320,9 765 20 0,2300
Hg —38,9 357 20 0,1395
В 2300 2550 0—100 1,286
Al 660 2056 17—100 0,909
Ca 29,75 2071
1п г 155 1450 0—100 0,239
T1 ' 303,5 1457 20—100 0,138
Sc 1200 2400
Y 1490 2500
La ’826 1800 0—100 0,188
Ce 640 1400 0—100
Pr 940 3017
Nd 1024 3101
Pm - 1027
Sm 1300 1601 ___
Eu 827 • 1469
Gd 1327 (?) 1497
Tb 1417 (?) 2480
Dy 1500 2330
Ho 1461 2490
Er 1527 2390
Tm . 1545 1720
Yb 824 1387
Lu 1652 2262
Ac 1197 (?) 3054
C 3527 4200 11 0,670
Si 1420 2287 20 0,712
Ge 958,5 2854 0—100 0,310
Sn 231,9 2270 20 0,226
42
Продолжение табл. 22
Элемент Температура, °C Удельная теплоемкость, Дж/(кг.°С)
плавления кипения область темпе' ратур значение
РЬ 327,5 1744 20—100 0,128
Ti 1800 3169 20 0,595
Zr 1900 4325 0—100 0,280
Hf 1977 5687 — —
Th 1845 4227 0—100 0,117
P 44,1 280 7—30 0,79
As 814 В. 610 0-100 0,33
Sb 630,5 1440 20 0,2095
Bi 271 1470 17—100 0,1250
V 1710 3000 0—100 0,482
Nb 2500 3700 — —
Ta 2996 5292 58 0,151
Pa 1500 (?) — — —
S 112,8 444,6 0—55 0,75
Se 217 680 22—62 0,355
Te2 452 1390 15-100 0,201
Po 254 962 — —
Cr 1615 2482 17—100 0,460
Mo 2622 4804 15—93 0,301
W 3370 5927 20—100 0,142
u 1133 3862 0—100 0,14
f2 —223 — 187 — —
Cl2 — 101,6 —34,6 0—24 0,947
Br2 —7,2 58,8 13—45 0,448
I2 112,9 183 9—98 0,226
At2 302 434 — — •
Mm 1260 2151 0—100 0,461
Tc 2127 3927 — —
Re 3180 5642 — —
Fe 1535 2735 18—100 0,473
Co 1480 3000 15—100 0,435
Ni 1452 2732 15—100 0,457
Ru 2450 4227 0—100 0,255
Pd 1553 2200 18—100 0,247
Os 2700 5300 18—98 0,130
Ir 2350 4800 — —
Pt 1773,5 4300 1 15—100 0,135
В. — возгонка, вещества.
ГЕОХИМИЧЕСКИЕ КЛАССИФИКАЦИИ ЭЛЕМЕНТОВ
Любая геохимическая классификация элементов обычно объ-
единяет химические элементы в определенные группы по при-
знаку их геохимического сходства, т. е. по признаку их совмест-
ного нахождения в определенных природных системах. По-
скольку геохимические свойства элементов (также как и хими-
43
ческие) отчетливо выражаются в таблице Д. И. Менделеева, то
естественно, что она явилась основой для большинства предло-
женных геохимических классификаций элементов. Наиболее из-
вестные геохимические классификации были предложены
В. М. Гольдшмидтом, В. И. Вернадским, А. Е. Ферсманом, А. Н.
Заварицким, Н. А. Солодовым.
Классификация В. М. Гольдшмидта была создана в 1924 г.
По этой классификации все элементы подразделяются на четыре
геохимические группы: элементы атмофильные, литофильные
(оксифильные), халькофильные и сидерофильные. Особо выде-
ляются элементы биофильные из разных вышеотмеченных геохи-
мических групп. Классификация В. М. Гольдшмидта в интерпре-
тации В. В. Щербины представлена в табл. 23. [43].
Классификация В. И. Вернадского основана на следующих
признаках:
1) присутствие или отсутствие в истории данного химиче-
ского элемента химических и радиохимических процессов.
2) характер этих процессов — обратимость или необрати-
мость.
3) присутствие или отсутствие в истории химических элемен-
тов в земной коре их химических соединений или молекул, сос-
тоящих из нескольких атомов.
Согласно этим признакам, В. И. Вернадский разделил эле-
менты на шесть геохимических групп, которые представлены
в табл.24.
, Классификация А. Е. Ферсмана (рис. 6) основана на развер-
нутой таблице Д. И. Менделеева. А. Е. Ферсман [35] выделил
элемент^, создающие концентрации в определенных магматиче-
ских горных породах: кислых, средних и ультраосновных магм
и сульфидных месторождений.
Металлоиды обычного пола
н
Не
Ne
Аг
Кг
Хе
Rn
Li
Na
К
Be В С ♦ N О F
Mg| AL Si Р S С1 [ /
Са Sc Ti V Сг Мп Fe Со Ni
Металлы обычного пола
Си Zn Са
Ge As Se
Br
Rb Sr Y Zr Nb Mo Tc Ru Rh Pd Ag Cd In Sn Sb Те 1
Cs Ba TR Hf Ta W Re Os Ir Pt Au Hg Tl Pb Bi . Po At
Нижнее кислое
Er Ra Ac Th Pa U попе Сульфидное none
Рис. 6. Классификация A. E. Ферсмана
44
Таблица 23
Геохимическая классификация элементов.
По В. М. Гольдшмидту с дополнениями В. В. Щербины
Другие свойства >6 о 3 j> 3 я UJ з ° О й Я е- S О. (- й га о § g Я 5 Зга os °§-Og в я г_ -т> Ж sS t- •< a ° о “tri У о га § « о J о « га ч о- и о 2 s £ S 4 с га 9 а га л £ S "S. ®Я сх о н ?? с; ® S j) w 2“ "° g £ i " 2 s S § = Е <D Я z* * К a S as Я ° g Я К г 3 5 J 2 и х £1 sja=j s
Специфическое химическое сродство o = 6 05 о а а Вви°° ° ° й ° к ® ч = е е = 3 3 a U- о- 5 а ч о | 5Н §< га О & 5 о> - Си ф Си - Оз-ЛЕ^СРн Осо (JCU
Магнитные свойства я о с °о Ь i а S- S* я 2 S Я f > fc" О о >- ¥ « а 3 — 2 — «»яя9*2*’Яия ® 1 ? Os® ® S “ =3 £ ==*&* й= И * и “°=С s 2 Й £ o' °- да Ч Е Л Я я g н g s 0.5 2 S X SS S з Я О % Я из S С Е(Е U U Л ’9* Е
Расположение иа кривой атомных объемов X й А 6 X ЧИ я 3 2 ± я Й Яд я * Я ^3 г“ Л И tc Rte НЕ. -О "S 8S -1 = о п- х а к. S ? к>я5 га а гад га 2 XsS ХЗ ХЗ ХмЙ
Строение иона е н о. 3 до?_цэ go? о и> У ows^S.go-S’S ° °-Й?га g а ч 5 о „ 9 g fc £ я о о- s s S о §• а И- 2 9т^,9 р5в§-^ 22aS|X O'2araSigb X S 0.00 Г я о 3 5 е: 5 яе:.5 £ <у о я г = а3 = § 3»S» ,'°B-gBa»{ g-з а о з а = а§8§§ а?«в s sisl!2^ 8 » 3 5 i_ Sj. I 5 Ц . CQ -г в в я С 4 as я я С^яхяяяс/) X f- f- 0
Группы элементов I-? fr u7 да *“) c" UC ' (J Ч-Г < ^£-></5(3 HQ" <« «<5??яО «ОЛ «Z » ,-~(U'OfU& 3 -U<0. 3S^ 3 3 0 C/5 к Я . — S И г -с г - С iCc/'u • Й--О Zos’ чСА< я®л[-* з г-aZ 3 - * .3 -О - "Й"М - - "& -42 •S- га я •О-щМ „С .22 g^-eja Г? 2Осй 5ХХ ®я‘йИ£ - 2 с: С 3 го - г»-. * Ci* «с - сГ с •-~ з ф’ з ^C/)CZ)CZ)H OCxCtffX
45
Классификация А. Н. Заварицкого (рис. 7) также основана
на развернутой таблице Д. И. Менделеева, но несколько иначе,
чем у А. Е. Ферсмана. По А. Н. Заварицкому, все поле делится
на 10 блоков, объединяющих элементы, геохимически особенно
близкие.
Таблица 24
Геохимические группы элементов. По В. И. Вернадскому
Номер группы Г руппа Элементы %
I Благородные газы Не, Ne, Аг, Rr, Хе 5 5,44
II Благородные металлы Ru, Rh, Pd, Os, Ir, Pt, Au 7 7,66
III Циклические элементы H, Be, В, C, N, 0, F, Na, Mg, Al, Si, P, S, Cl, K, Ca, Ti, V, Cr, Mn, Fe, Co, Ni, Cu, Zn(Ge), As, Se, Sr, Zr, Mo, Ag, Cd, Sn, Те, Ba, Hf, W, Re, Hg, TI, Pb, Bi 44 47,82
IV Рассеянные элементы Li, Sc, Ga, Br, Rb, Y, Nb, In, I, Cs, Ta 11 11,95
V Элементы сильно радио- активные Po, Rn, Ra, Ac, Th, Pa, U 7 7,61
' VI Элементы редких земель г La, Ce, Pr, Nd, Pm, Sm, Eu, Gd, Tb, Dy, Ho, Er, Tm, Yb, Lu 15 16,30
Fl Элементы
He .Li. Be В C N 0 F- _ магматических ъклаыяний
Элементы * Металлоидные
Me Na Mg Al Si P S CT Группа железа элементы / \
iорных \
Ar К Ca Sc Ti V Cr Mn Fe Со Ni Cu Zn Ga Ge As' Se Br
Металлические
Kr Rb.Sr Y Zr Nb Mo Tc Ru Rh Pd Ag Cd In Sn Sb Те I
Редкие элементы Группа элементы
Xe Cs Ba TR Hf Ta W Re Os Ir Pt Au Hg TI Pb Bi Po At
платины
Rn Ff Ra Ac Th Pa Радиоактивные элементы Тяжелые галоидь
Рис. 7. Классификация А. Н. Заварицкого
46
Благородные газы
Оксифильные металлы
Сульфурофи льн ые
металлы и метал-
лоидные элементы
Na
К
Rb
Mg Al
Сидерофильные
металлы
Благородные
металлы
Ca Sc Ti Y Cr Mn Fe Col Ni Cu Zn
Sr Y Zr Nb Mo Tc
Ru Rh Pd Ag
Cd
Неметаллы
В c'' N o”
Si P S
Ga Ge As Se
In Sn Sb Те
Cs Ba TR Ht Ta W Re Os Ir Pt Au Hg TI Pb Bi Po
H
F
Cl
Br
1
At
He
Ne
Ar
Kr
Xe
Rn
Fr Ra Ac- Th Pa U Np Pu Am Cm Bk Ct Es Fm Md No Lr Ku
Радиоактивные
элементы
Ce Pr Nd Pm Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu
----------------------------------------------------
Лантаноиды
Рис. 8. Классификация H. А. Солодова
Классификация Н. А. Солодова (рис. 8) основана также на
развернутой таблице Д. И. Менделеева и названа им минераге-
нической группировкой. Согласно этой классификации выделя-
ются геохимически близкие группы элементов.
ТЕМПЕРАТУРА ПЛАВЛЕНИЯ МИНЕРАЛОВ
Температура плавления некоторых минералов может быть
использована для определения верхнего температурного пре-
дела, при котором эти минералы могут кристаллизоваться. Све-
дения о температуре плавления минералов приведены в табл. 25.
Данные для кварца и силикатов взяты из годичного отчета гео-
физической лаборатории института Карнеги.
Таблица 25
Температура плавлении минералов
Формула Минерал Температура плавления, °C
Самородные элементы
S Сера 112,3
Bi Висмут 271,3
Pb Свинец 327,6
Ag Серебро 961
Au Золото 1063,0
47
Продолжение табл. 25
Формула Минерал Температура плавления, "С
Оксиды
А12О3 MgO МоО3 Sb2S3 » Sb2S3 ! FeO SiO2 Корунд Париклаз Молибдит Валентинит (ромб.) Валентинит (куб.) Вюстит Кварц 2050+10 2800+13 795±2 655 642 1370 1413±5
Сульфаты
BaSO4 Барит 1580*
CaSO4 Ангидрит 1450*
SrSO4 Целестин 1005*
Фосфаты и нитраты
Ca10/PO4/eClF Апатит 1270
Ca5/PO4/3Cl Хлорапатит 1580
Ca6/PO4/3F Фторапатит 1660
Ca6/PO4/3OH Гидроксилапатит 1400*
Ca6/PO4/3CaCO3 Карбонатапатит (при 100 СО2) 1470
NaNO3 Натриевая селитра 370
Галоиды
AgCl Керраргирит 455+5
AgBr Бромаргирит 430
CaF2 Флюорит 1378
FeCl2 Молизит 300±5 (кипит при
370 °C)
Hg2Cl2 Каломель 543
HgCl2 Сулема 277
KC1 Сильвин 770
NaCl Галит 800,4±0,5
* Сульфиды и их аналоги
Ag2Te Гассит искусственный 959±2
АВ^з Аурипигмент искусственный 310
AsS Реальгар искусственный 320
Cu2S Халькозин (в вакууме) ИЗО
'FeSx Пирротин, троилит 1175
(x — от 1 до 1,14)
MoS2 Молибденит 730
Sb2S3 Стибнит искусственный 546
* Плавится с распадом.
48
Продолжение табл. 25
Формула Минерал Температура плавления, °C
Силикаты
CaAl2Si2O3 Анортит 1553
NaAlSigOs Альбит 1118±3
NaAlSiO, Нефелин 1526±2
KISiO, Калифилит 1750
KAlSi2O„ Лейцит 1686±5
. CaSiOg Волластонит 1544±2
CaMg(SiO3)2 Диопсид 1391,5
MgSlOg Энстатит 1557
Mg2SiO4 Форстерит 1890
FegSiO, Фаялит 1205
Ca2Al2SiO7 Геленит 1590±50
Ca2MgSi2O7 Акерманит 1554±2
ТЕРМОДИНАМИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА МИНЕРАЛОВ
К термодинамическим свойствам минералов относятся: эн-
тропия, теплота образования, свободная энергия образования.
Эти величины отражены в табл. 26 наряду с молекулярным объ-
емом и молекулярной массой минералов.
ИЗОМОРФИЗМ
Термин изоморфизм, предложенный в 1819 г. Э. Митчерли-
хом, первоначально обозначал способность веществ с аналогич-
ными свойствами кристаллизоваться в одинаковых формах. В
настоящее время под изоморфизмом понимают все явления, свя-
занные с образованием непрерывных смесей и твердых раство-
ров на основании замещения в кристаллической структуре мине-
ралов атомов и ионов одних элементов атомами и ионами дру-
гих элементов, которые не сопровождаются принципиальным
изменением строения кристаллической решетки.
К факторам, определяющим возможность изоморфного заме-
щения, относятся: координационное число (КЧ) атомов, тип кон-
фигурации связей (в ковалентных соединениях) и отчасти валент-
ность атомов. Факторами, определяющими совершенство изо-
морфизма, являются межатомные расстояния и состояние (тип)
химической связи. В природных условиях существенную по-
правку к степени совершенства изоморфизма дополнительно
вносит физико-химический фактор — концентрация атомов в ходе
49
g Та б лица 26 4
Термодинамические данные для минералов. По Р. Роби
Формула Минерал Относи- тельная молеку- лярная масса Молярный объем, см’/моль Энтропия , (S 298,15) Дж/моль- С Теплота образо- вания (ДН° 298,15), Дж/моль Свободная энергия образования (ДЕ° 298,15), Дж/моль
Элементы
Ag Au С С Си Fe Ni Pt S S s, Серебро Золото * Алмаз Графит Медь а-Железо Никель Платина а-Сера Р-Сера Идеальный 107,880 197,0 12,011 12,011 63,54 55,85 58,71 195,05 32,066 32,066 64,132 10,274±0,005 10,216±0,005 3,4167±0,0005 5,299±0,002 7,114±0,004 7,093±0,004 6,589±0,005 9,092 ±0,005 15,53±0,02 24 466,1± 1,0 42,74±0,21 47,72±0,08 2,370±0,012 5,750±0,021 33,30±0,12 27,20±0,12 29,91±0,84 41,69±0,21 31,72±0,21 32,59±0,25 228,35±0,49 о 0 453±5 1879±21 0 0 0 0 0 293±84 30 840±838 0 0 2903±15 63 0 0 0 0 0 63±42 19 137±838
Pb Sn Sb As Bi Zn Se Те o3 газ Сиииец Р-Олово Сурьма Мышьяк Висмут Цинк Селен Теллур Кислород (идеальный 207,21 118,70 121,76 74,91 209,00 65,38 78,96 127,61 32,00 18,269±0,005 16,290±0,01 18,18±0,02 12,96±0,05 21,311±0,01 9,164±0,005 16,42±0,02 20,48±0,02 24 466,1±1,0 64,94±0,21 51,53±0,25 45,67±0,25 35,02±0,84 52,37±0,84 41,69±0,21 42,70±0,21 49,86±0,42 Ю5,30±0,04 129 219 0 0 0 0 0 0 0 0 800 445 0 0 0 0 0 0 0 0
Clj газ) Хлор (идеальный 70,914 24 466,1± 1,0 223,33±0,04 0 0
Si газ) Кремний 28,09 12,058±0,006 18,800±0,038 0 0
Галоиды
NaCl Галит 58,448 27,018±0,007 72,47±0,42 —411 580± 1,257 —384 68О±1466
КС1 Сильвин 74,557 37,528±0,007 82,54±0,21 —436 590±838 —406,640± 1037
NaF Вилиамит 41,991 14,99±0,01 51,36±0,29 —671,090± 1257 —540,050± 1466
AgBu Бромирит 187,796 28,88±0,01 107,20±0,42 —99,470±838 —96,370±838
AgCl Кераргирит 143,337 25,73±0,01 96,30±0,42 —127,160± 1037 —Ю9,570±838
Agl Иодерит 234,79 41,31±0,02 115,64± 168 —61,090±1466 —63,200±1466
CaF2 Флюорит 78,08 24,54±0,01 68,96±0,33 —1 216,300± 1676 —1 163,980±1885
MgF2 Селаит 62,32 19,64+0,02 57,40±0,29 — 1 104,060± 1257 —1 050,800± 1466
HgCl Каломель 236,067 32,94±0,02 96,37±1,26 —132,650±1257 —105,580±838
Na3AlFe Криолит 209,953 70,86±0,25 238,80± 1,68 —3 287,800±3770 —3 123,200±4188
MgCl2 Хлормаг- незит 95,234 40,95±0,05 89,74±0,84 —642,700± 1676 —593,300± 1885
HC1 Идеальный газ 36,465 24,4661± 1,0 187,00±0,21 —92,180±628 —95,030±754
MnCI2 Сашит 125,854 42,11 ±0,20 Оксиды 118,40±0,21 —482,040±503 —441,800± 1257
A12O3 Корунд 101,96 25,57±0,01 51,11±0,12 — 1 677 676±1257 — 1 584,100± 1380
Al (OH) Бемит 59,988 19,54±0,02 48,60±0,21 —986 740± 14 665 —912 030±14 660
НА1Ог Диаспор 59,988 17,76±0,03 35,30±0,16 — —
A1(OH)3 Г иббсит 78,004 31,96±0,04 70,18±0,42 — 1 283 300±1250 — 1 345 750±1466
ASgOg Арсенолит 187,82 51,12±0,03 107,2±20,9 —657 830±1670 —541 340±2095
BiO Бромелит 23,013 8,315±0,005 14,12±0,09 —599 580±628 —585 420±838
BigOg Биемит 466,0 49,73±0,06 151,7±2,5 —574 440± 1250 —506 990± 2095
CaO Известь 56,08 16,76±0,01 39,8±0,84 —627 000±1250 —604 826± 1466
Ca(OH)2 Портл андит 74,096 33,06±0,04 83,50±0,4 —987 160± 1885 —897 738±2095
CdO — 128,41 15,59±0,01 54,9±1,2 —256 420±838 —222 070± 1047
CO Идеальный газ 28,011 24,4661± 1,0 197,85±0,08 —ПО 680±250 —137 616±335
CO2 То же 44,011 24,4661± 1,0 213,98±0,08 —395 955±126 —394 870±209
C1O2 Цирианит 172,13 23,86±0,02 62,38±0,12 — 1 089 900± 1466 —1 026 550±1885
CoO — 74,94 11,64±0,01 53,04±0,33 —239 240± 1250 —269 400±1466
СГ2Од Эсколант, 152,02 29,98±0,05 81,3±1,2 — 1 142 600± 1676 — 1 050 900±2095
CuO СЛ Тенорит 79,54 12,22±0,02 42,73±0,21 — 155 600±1250 — 127 790±1466
gПродолжение табл. 26
Формула , Минерал Относи- тельная молеку- лярная масса Молярный объем, см3/моль Энтропия . (S 298,15), Дж/моль-°C Теплота образо- вания (ДЯ° 298,15), дж/моль Свободная энергия образования (ДЕ° 298,15), Дж/моль
Cu2O FeO Куприт 143,08 23,44±0,02 93,8±0,8 — 169 276±6280 — 146 700±6700
В гостит 68,89 12,04±0,04 57,7±0,42 —267 300± 1676 —246 200±2095
FejjOg Fe3O4 H2O H2O Г ематит 159,70 30,28±0,02 87,57±0,21 —825 380± 4609 —742 Зи0± 5866
Магнетщ Вода 231,55 44,53±0,02 150,96±0,42 — 1 120 400± 2095 — 1 018 630±2933
18,016 18,069±0,003 70,00±0,12 —237 520±42 —237 520+ЬЗ
Идеальный 18,016 24 4661 ±1,0 188,97±0,04 —232 180±42 —229 916±63
HfO2 газ Гафния 210,50 20,82±0,01 59,49±0,42 —1 114 500±1250 — 1 057 590±1466
HgO Монтрои- дит (крас- 216,61 19,3'2±0,02 70,30±0,33 —115 900±377 —58 660±209
MgO Mg(OH), ный) Периклаз 40,32 11,25±0,01 26,98±0,17 —602 500±419 —570 750±628
Брусит , 58,336 24,64 ±0,03 63,26±0,21 —926 800±2095 —735 695±2304
MnO Манганозит 70,94 ; 13,22±0,01 59,79±0,42 —385 480±460 —363 306±628
Пиролюзит 86,94 16,61 ±0,06 53,20±0,42 —521 445±838 —466 500± 104/
Mn263 Mn3O4 MOO3 Биксбиит 157,88 31,38±0,03 110,60±2,09 —950 340±8380 —882 240±9218
Г аусманит 228,82 46,96±0,08 148,7±4,19 — 1 388 500±1676 — 1 281 190±3352
Молибдит 143,95 30,56±0,02 77,98±0,42 —746 000±419 —641 400±628
NiO” Бунзенит 74,71 10,97±0,01 38,04±0,16 —230 080±419 —211 890±628
PbO Глет (крас- 223,21 23,91±0,02 65,3±0,8 —220 070±1257 — 189 590±628
PbO нын) Массикот 223,21 23,15±0,02 66,4±0,8 —216 790±1257 — 1 887 590±628
SO2 (желтый) Идеальный 64,066 24,4661± 1,0. 248,46±0,42 —297 260±209 —300 590± 251
so3 газ Идеальный 80,066 24 4661 ±1,0 256,4± 2,09 —395,820±293 —360 940±419
Sb2Og газ Валенти- 291,52 50,01 ±0,06 123,1 ±2,5 —707 120±5866 —624 700±4185
SiO3 нит сс-Кварц 60,09 22,690±0,005 41,39±0,08 —911 950±1676 —857 440±2095
SiO2 «-Кристо- балит 60,09 25,74±0,02 43,49±0,08 —908 810±3352 —855 050±3771
SiO2 а-Тридимит 60,09 26,53±0,20 43,49±0,42 —908 800±3771 —855 060+4185
SiO2 Коэсит 60,09 20,64 38,9 -
SnO2 Касситерит 150,70 21,55±0,02 52,37±0,12 —581 650+628 —520 800±838
• TeO2 Теллурит 159,61 27,75±0,02 70,3±4,19 —325 730±3352 —260 600±2933
ThO2 Торианит 264,05 26,38±0,01 64,36+0,21 — 1 228 500±1676 — 1 170 800± 1885
тю2 Рутил 79,90 18,80±0,02 50,44+0,17 —945 680±419 —888 500±628
TiO2 Анатаз 79,90 20,49±0,03 49,86 —-
uo2 Уранинит 270,07 24,62±0,01 18,63±0,42 — 1 085 200+2514 — 1 033 040± 2933
ZnO Цинкит 81,38 14,34±0,01 46,70±0,42 —348 870+838 —318 800±838
ZrO2 Бадделеит 123,22 21,15±0,06 50,78±0,33 — 1 102 380± 2095 — 1 044 600±1676
Шпинели, алюминаты и титанаты
MgAl2O4 Шпинель 142,28 39,72±0,03 70,70
FeAl2O4 Г ерцииит 173,81 40,82±0,06 106,4±0,8 — -
MgFe2O4 Магиезио- 200,02 124,0±2,5 — 1 429 500±2933 — 1 318 050±4185
NiFe^Oj феррит Треворит 234,41 43,66±0,08 131,9±0,8 — .
MgCr2O4 Пирохромит 192,34 43,57±0,06 106,0+0,8 — —
FeCr2O4 Хромит 223,87 44,01±0,10 146,2± 1,7 .— —
CaTiO3 Перовскит 135,98 33,72±0,08 93,8± 1,2 — 1 663 000+2514 — 1 577 500± 2933
FeTiO3 Ильменит 151,75 31,71±0,05 106,0± 1,2 — 1 238 390±2514 — 1 160 080+ 2933
Fe2TiO4 Ульвошпи- 223,06 169,00±2,51 — —
нель
MgTiO3 Гейкилит 120,22 30,86±0,03 74,58±0,42 — 1 575 000± 1676 — 1 486 500±2095
Фосфаты
A1PO4 Берринит 121,955 46,59±0,05 90,90±0,2Г
Ca6(PO4)3OH Гидрокси- 502,333 159,66±0,40 390,90±0,40 — —
лит — апа- тит
Ca6(PO4)3F Фторапатит 504,325 157,60±0,50 388,40± 0,17 — —
Fe(PO4)-2H2O Стренгит 186,857 171,49±0,13 — 1 891 700±4185 — 1 666 320± 5447
СЛ GO
сл Продолжение табл. 26 Относи- тельная молеку- лярная масса Молярный объем, см’/моль Энтропия (S 298,15), Дж/моль-°C Теплота образо- вания (ДЯ° 298,15), Дж/моль Свободная энергия образования (ДЕ° 298,15), Дж/моль
Формула Минерал
Карбонаты и нитраты —1 130 500+838 —2 173 350+3770 —625 200+4185 —674 840+3350 — 1 031 060+1885 —813 600+ 4185 —731 680+ 4185 — 1 139 200+6285 —1 130 000+ 838 —627 900+4185 — 1 138 370+838
СаСО3 CaMg(CO3)2 CdCOs FeCO3 MgCO3 Mg3Ca(CO3)4 MnCO3 ZnCO3 BaCO3 CaCO3 PbCO3 SrCO3 Кальцит Доломит Отавит « Сидерит Магнезит Гунтит Родохрозит Смитсонит Витерит Арагонит Церуссит Стронциа- 100,091 184,422 172,421 115,861 84,33 353,084 114,951 125,391 197,371 100,091 267,221 147,641 36,94+0,02 64,33+0,04 34,40+0,02 29,38+0,02 28,08+0,01 122,90+0,30 31,08+0,01 28,28+0,01 45,81+0,04 34,16+0,02 40,60+ 0,03 39,01+0,03 93,0+0,8 155,40+0,29 97,6+2,5 100,16+2,5 65,70+0,8 100,10+2,09 84,46+1,25 102,2+2,09 88,7+1,25 131,1+3,3 88,7+ 17 — 1 207 050+1047 —2 336 200+3352 —750 170+ 2514 —746 600+5020 — 1 114 700+1676 —889 900+3352 —812 870+2933 —1 219 140+4693 — 1 205 840+1046 —570 250+2933 —1 216 630+2095
нит 54,86+0,05 —905 810+2095
Cu2(OH)2CO3 Cu3(OH)2(CO3)2 KNO3 NaNO3 Малахит 221,107 —1 440 020
Азурит К-селитра Na-селитра 334,653 101,108 84,999 91,02+0,07 48,04+0,05 37,60+0,02 133,24±6,3 116,55+4,0 —492 940+1257 —466 900+1257 —393 096+2095 —366 029+ 2095
Сульфаты и бораты ~ — 1 362 880+8370 — 1 326 060+4185 —690 830+628
BaSO4 CaSO4 H2SO4 Барит Ангидрит Серная 233,426 136,146 98,082 51,11+0,05 45,94+0,05 53,57+0,07 132,4+0,8 106,7+ 1,7 157,09+0,21 — 1 474 670+9637 —1 438 373+4185 —814 850+419
PbSO4 SrSO4 ZnSO4 кислота Англезит Целестин Цинкозит 303,276 183,696 161,446 47,96+ 0,05 46,25+0,05 51,58+0,05 65,51+0,4 53,54+ 0,06 148,73+0,29 118,02+4,19 113,0+4,19 175,8+1,7 149,37+0,29 —920 700+ 1247 — 1 452 200+ 7542 —985 723+6285 — 1 439 900+3350 —814 130+838 — 1 340 070+6285 —874 963+ 3770 — 1 322 154+ 2095
K^O, Na2SO4 Арканит Тенардит 174,266 142,048 — 1 390 230+2304 — 1 272 500+ 2095
CaSO4-2H2O Гипс 172,178 74,31+0,16 199,02+1,25 —2 025 540+4693 —1 700 273+4185
MgSO4 • 7Н2О Эпсомнт 246,498 146,85+0,50 —. —3 384 410+8380
Na2SO4- ЮН2О Мирабилит 322,208 219,83+0,40 592,11+0,63 —3 648 740+2933 —2 969 136+2933
CuSO4 • 5Н2О Халькантит 249,686 109,08+0,20 305,60+4,2 —2 262 280+4185 —1 880 320+5028
CuSO4-Cu3(OH)e Брошантит 452,274 113,60+1,15 293,8+17,0 —2 206 564+4920 —1 821 933+2511
Ма2Ва4О7- 10Н2О Бура 381,422 — — —6 266 830+ 8370
Силикаты у
A12S1O5 Андалузит 162,05 51,54+0,01 92,32+0,42
AlaSiOs Кианит 162,05 44,11+0,02 83,78+0,34
A12S1Q5 Силлиманит 162,05 49,91+0,02* 96,27+0,46
CaSiO3 Волласто- 116,17 39,94+0,08 82,00+0,84 —88 930+2930 —89 200+3348
НИТ
CaSiO3 Псевдовол- 116,17 40,08+0,08 87,46+ 0,84 —
ластонит
CaMg(Si(J3)2 Диопсид 216,58 66,10+0,10 143,23+0,8 — 152 900+6280 —151 630+7110
MgSiO3 Клиноэи- 100,41 31,47+0,07 67,88+0,0 —36 360+628 —36 240+837
статит
MgSiQ3 Родонит 131,03 35,32+0,30 102,53+ 2,50 —24 780+711 —25 210+1674
NaAlSi2Oe Жадеит 202,151 60,98+0,40 133,65+1,26 —152 900+ 4185 —149 220+5860
Тремолит 812,496 172,95+0,90 549,30+1,26 —505 710+10 460 —486 148+12 570
CaTiSiOg Сфен 196,07 55,70+0,30 129,38+0,84 — 112 360+1046 —11 257+1460
vCa2SiO4 Са-оливин 172,25 58,63+0,35 120,52+0,84 — 137 180+2511 — 137 080+2930
FegSiO4 Фаялит 203,79 46,39+0,8 145,37+1,67 —34 650+ 1674 —30 470+2093
CaAlgSigOg Анортит 278,22 100,73+0,15 202,76+1,26 —91 275+2930 — 100 037+3767
NaAlSi3O3 Альбит 262,241 100,21+0,19 210,13+1,67 — 150 390+6280 — 157 218+7533
KAISigOg Ортоклаз 278,35 —. 219,70 —213 620+4185
kaisio4 Калифилит 158,17 59,90+0,08 133,44+1,26
KAlSi2Oe Лейцит 218,26 88,39+0,05 184,35+1,67 — 193 340+6280
NaAlSiO4 -Нефелин 142,061 54,17+0,15 124,38+1,26 — 129 460+4185 — 135 410+5442
Na2AlSi2Oe-H2O Анальцим 220,167 97,50+0,10 234,53+ 2,51 — 137 200+2930 — 142 775+3767
NaAlSi2Oe. Дегидрати- 202,151 — 147,47+1,67 — 107 050+ 2930 — 115 880+4185
анальцим
СП СП
сл Продолжение т О а б л. 26 *
Формула Минерал Относи- тельная молеку- лярная масса Молярный объем, смэ/моль Энтропия (S 298,15), Дж/моль- X , Теплота образо- вания (ДЯ° 298,15), Дж/моль Свободная энергия образования (ДЕ° 298,15), Дж/моль
CaAl2Si2O8 Гексаго- нальный 278,22 — 181,84± 1,26 —70 820±2511 —76 302±3348
CaAl2Si2O,(OHXH2O) CajMg^SisCVZHssO Ca2MgSi2O7 Mg2SiO4 CaMgSiO4 анортит Лаусонит Леоиарди'Р Акерманит Форстерит Моитичел- 314,252 922,91 272,68 140,73 156,49 101,33±0,15 92,82 43,67±0,08 51,37±1,5 237,750±2,09 922,37±6,70 95,21 ±0,82 — 150 800±2511 —318 670±6280 — 183 440± 2930 —63 290±646 — 115 344±2511 — 133 234±3348 —284 890±8370 —63 208± 14 466
Mn^iC^ (3-Ca2SiOt BegSiOj — Zn2SiO4 ZrjSiO4 Mg3Si4O10(OH2) KMgaAlSisOwF ЛИТ Тенорит Ларнит Феиакит Виллемит Циркон Тальк Фторфло- гопит Флогопит Каолинит Диккит Г алуазит Аргентит Ольдгамит Гринокит Коввелин Халькозин Троилит Пирит 201,97 172,25 110,116 222,85 183,31 379,336 421,31 48,62±0,10 51,60±0,40 37,20±0,06 52,42±0,13 39,27±0,15 134,30±0,80 146,38±0,50 139,37±4,18 127,79±0,82 64,34±3,35 131,15±0,84 84,53±0,84 260,89±0,63 317,70±2,09 —49 260±2511 — 126 490±646 —29 250±586 — 187 860±2093 —87 380±8370 —49 990±4185 — 128 500±1446 —30 080± 1674 — 171 370±2093
KMg3AlSi3O10(OH)2 Al2Si2OB(OH)4 AlgSiaOsCOH)* Al2Si2O5(OH)4 Ag2S CaS CdS CuS Cu2S FeS FeSa 417,326 258,172 258,172 258,172 Су 247,826 72,146 144,476 95,606 127,672 87,916 119,982 149,66± 1,00 л 99,31 ±0,30 льфиды, теллуридь 34,21 ±0,05 27,81±0,02 29,94±0,02 20,43±0,04 27,47±0,06 18,17±0,05 23,94±0,02 314,76± 1,26 203,10± 1,26 197,12± 1,26 203,51± 1,26 it, селениды 143,02±0,42 56,68±1,26 70,30± 1,67 66,80±1,67 120,78±2,09 60,35±0,21 53,15±0,13 —29 880±2093 —28 620±2093 — 11 170±2093 —32,380±1257 —478 830±2511 —80 200± 1257 — 111 360±1046 — 171 500±1674 —8 296±2930 —5 820± 2930 —9 349± 2930 —40 020±837 — 113 070± 2093 —86 747± 1257 — 101 742±1257 — 160 406±1883
FeSe2 HjS Ферросилит Идеальный газ 134,81 34,082 29,92±0,08 24 466,1± 1,0 86,88±0,25 . 205,61±0,42 —20 150±419 —33 124±419
HgS Киноварь 232,676 30,17±0,04. 96,27±4,18 —46 297±2093 —42 278±837
MnS Алабандин 87,006 21,46±0,01 78,27±1,67 —205 070± 1674 —209 384± 1674
MoS2 Молибденит 160,082 32,03±0,07 62,62±0,21 —253 19О±646О —244 370± 6460
NiS Миллерит 90,776 . 16,89±0,01 66,13±4,18 —84 910±4185 —86 200±4185
PbS Галеиит 239,276 32,49±0,01 91,40±1,3 —97 778± 1046 —96 200±837
PbSe Клаусталит 286,17 34,61±0,01 102,45±2,09 — —
PbTe Алтаит 334,82 40,60±0,01 109,99±2,09 —70 737±2093 —69 480±1257
PtS Куперит 227,156 22,15±0,02 55,10±0,12 —82 460±3348 —78 560±3767
SnS Герцеибер- гит 150,766 '29,01±0,02 78,85±0,83 — 105 300± 1257 — 100 240± 1466
ws2 Тунгстенит 247,992 32,07±0,05 95,00±8,4 — —
ZnS Сфалерит 97,446 23,83±0,01 57,65±0,83 —205 900±4185 —201 160±4600
S2 Идеальный газ 64,132 24 466,1 ±1,0 228 17±0,42 — 129 215±837 —75 925±837
s3 То же 256,528 24 466,1± 1,0 432,43± 1,67 — 102 575±209 —49 890±646
Таблица 27
Важнейшие примеры изовалеитногр изоморфизма в минералах с существенно ионной связью
СП Элемент Д</, % КЧ Различие в ковалент- ной связи, % Минералы Характеристика изоморфизма Условия образования
Li+ Na+ 18,9 6 6 6 6 1 Трифилин Варулит Амблигонит Сподумен Несовершенный. В трифилине Li на 26 % замещается Na; в варулите до 20 % Na замещается Li До 30 % Li замещается Na в амбли- гоните и до 38 % Na замещается Li во фремонтите Весьма несовершенный. До 8 % Li замещается Na Средняя и высокая Т Средняя и высокая Т Высокая Т
gПродолжение табл. 27
Элемент Ad, % КЧ Различие в ковалеит* Минералы Характеристика изоморфизма Условия образования
иой связи. % - , - ,..а-„С11
Na+ 15,1 6 4 Квасцы Ограниченный. В квасцах вулкаии- Средняя Т
К+ 8 — Альбит ческого происхождения (фумаролы) до 26 % К замещается Na Непрерывный ряд замещения при Т плавления: с понижением Т — рас- Высокая Т
15,5
пад
15,8 15,8 12 12 — Ортоклаз Ярозит Ограниченный. В ярозите до 29 % К Низкая Т ,
замещается Na, а в натрояроэите до 25 % Na замещается К 1
Mg2+ 1,0 6 9 Карбонаты Ограниченный. До 20—25 % Zn за- Низкая Т
Zn2+ Сульфаты мещается Mg Высокая, средняя
Mg2+ 1,9 6 2 Все кислородные Весьма совершенный. Непрерывные
Fe2+ 1,9 6 2 соединения ряды замещения Mg—Fe и низкая Т
Mg2+ Mn2+ 5,7 6 1 Магнезит Ограниченный. До 10 % Mg заме- Средняя Т
6 Родохрозит щается Мп и до 51 % Мп замещается Mg Ограниченный. До 11 % Mg заме-
6 Магнезиоферрит Высокая Т
щается Мп и до 50 % Мп замещается
6,6 8 1 ЯкобсНт Mg Ряд замещения с разрывом от 1о Высокая Т и Р
до 97 % Мп
Mg2+ Ca2+ 14,0 8 6 10 Гранаты Магнезит Несовершенный. До 11 % Mg заме- Средняя Т
6 Кальцит щается Са и до 22 % Са замещается
магнием —
6 Энстатит Ограниченное замещение и распад Высокая Т
Mg2+ Ba2+ 31 6 6 14 Диопсид Оксиды Весьма несовершенный. Практиче- ски изоморфное замещение отсутст- Высокая Т
i .., ... ‘ вует •
Fe2+ Zn2+ Fe2+ Мп24- 2,9 3,7 6 6 6 6 7 6 Сульфаты Карбонаты Фосфаты Все кислородные соединения Весьма совершенный. Непрерывные ряды замещения Fe—Zn Весьма совершенный. Непрерывные ряды замещения Fe—Мп Средняя и низкая Т Высокая и средняя Т
Fe2+ Cu2+ Fe2+ Ca2+ Mn2+ Ca2+ Sr2+ 3,9 12,2 11 8,1 7 7,5 6 6 6‘ 8 6 8 9 14 12 9 2 Сульфаты Сидерит Кальцит Гранаты Карбонаты Гранаты Стронцианит Совершенный. До 70 % Си замещает- ся Fe (разрыв обусловлен геохими- ческими причинами) Ограниченный. До 22 % Fe заме- щается Са и до 18 % Са замещается Fe Ряд замещения с разрывом от 41 до 75 % Са Ограниченный. Ряд замещения с не- большим разрывом Ряд замещения с разрывом от 66 до 29 % Са Ограниченный. Ряд замещения с большим разрывом Низкая Т Средняя Т Высокие Т Средняя Т Высокие Т Низкая Т и Р и Р
Ba2+ AI3+ Fe3+ Fe3+ Mn3+ Sc3+ y34+ Si4+ Ti«+ 7,1 5,2 6,2 1,0 8,6 22,5 12 12 12 6 6 6 6 4 6 6 6 4 6 4 10 3 Витерит Целестин Барит Варисцит Штренгит Са-граиат Эпидот Ортоклаз Г етерозит Пурпурит Тортвейтит Силикаты Совершенный. Непрерывный ряд за- мещения Sr—Ва Весьма совершенный. Непрерывный ряд замещения А1—Fe Непрерывный ряд замещения Ряд замещения с разрывом Несовершенный до 8 % А1 замещает- ся Fe Весьма совершенный. Непрерывный ряд замещения Fe—Мп Ограниченный. Ряд замещения с раз- рывом. До 17 % Sc замещается Y Весьма несовершенный. Отмечаются не вполне доказанные примеси Ti (10-12 %) Средняя и Низкая Т Высокая Т Средняя Т Высокая Т Высокая Т Высокая Т низкая т
gОкончание табл. 27
Элементы д</. % КЧ Различие в ковалент- ной связи, % Минералы Характеристика изоморфизма Условия образования
Ti 4+ Zr 4+ 13,3 7,1 6 8 6 16 Циркон Группа ловени- та — мозандрита Эвдиалит Весьма несовершенный. Изоморфное замещение Zr титаном ие более 1 % Ограниченный. До 10—15 % (в сей- дозернте до 25 %) Zr замещается ти- таном Несовершенный. До 2,2 % Zr заме- щается титаном Высокая Т Высокая Т
Nb5+ Та5+ 0,5 1,0 6 4 8 Оксиды Фергусонит Весьма совершенный. Непрерывный ряд замещения Nb—Та Совершенный. Ряд замещения с не- большим разрывом (геохимическая причина?) Высокая н средняя Т Высокая и средняя Т
р5+ As5+ V6+ As5+ 8,5 3,0 4 4 4 4 3 1,5 Пироморфит Миметезит Ванадинит Миметезит Весьма совершенный. Непрерывный ряд замещения Р—As Совершенный (?). До 60 % V заме- щается As. В миметезите до 4,1 % As замещается ванадием Низкая Т Низкая Т
Moe+ w«+ 0,5 4 4 10 Повеллит Шеелит Вульфенит Ограниченный. До 10 % Мо заме- щается W; в шеелите до 40 % W за- мещается Мо Совершенный (?). До 50 % Мо заме- щается вольфрамом Средняя и низкая Т Низкая Т .
Таблица 28
Важнейшие примеры гетеровалентного изоморфизма в минералах с существенно ионной связью
Элементы Д4, % КЧ Схема заме- щения Мииер алы
к+ 4,8 - 8 KSi—BaAl Полевые шпаты
Ва2* 8 2К—Ва Цеолиты
Na+ 4,0 8 NaSi—CaAl Плагиоклаз
Са2+ 8 Скаполит
NaAl—CaMg Амфиболы
2Na—Са Цеолиты
3,6 . 12 NaNb—CaTi Лопарит
Li+ 1,0 6 ' LiAl—2Fe Слюды
Fe2+ 6 Турмалин
Са2+ 1,0 12 2Ca—NaCe Перовскит
Се3+ 12 Лопарит
2,0 9 CaAl—CaFe Эпидот
9 Ортит
2,5 8 CaNb—CeTi Ферснт
8 Эвксенит
Пнрохлор
Са2+ 5,7 8 3Ca—2Y Иттрофлюорит
Y3* 8
Характеристика изоморфизма Условия образования
Совершенный. Непрерывный ряд за- мещения К—Ва Высокая Т
Ограниченное замещение Совершенный. Непрерывный ряд за- мещения Na—Са Средняя и низкая Т Высокая Т
Неполный ряд замещения Высокая и средняя Т
Ограниченное замещение Ограниченное замещение Средняя н низкая Т Высокая Т
Весьма совершенный. Непрерывный ряд замещения Li—Fe Неполный ряд замещения (геохими- ческие причины) Са—Се Высокая и средняя Т Высокая Т
Совершенный. Непрерывный ряд за- мещения Са—Се Непрерывный (?) ряд замещения .- Неполный ряд. До 70 % Са заме- щается на Се (точнее — на TR) Высокая и средняя Т Высокая Т Высокая Т
Ограниченный. До 17 % Са заме- щается Y Средняя н низкая Т
ст>
“Окончание табл. 28
Элементы Дй, % кч Схема заме- щения Минералы Характеристика изоморфизма Условия образования
Mg2+ А13+ 10,0 6 6 3Mg—2А1 Биотит Мусковит Ограниченный. Ряд замещения с большим разрывом Высокая Т
А13+ Si4+ 11,0 6,4 6,4 2AU-MgSi Авгит Роговая обманка Ограниченный. Ряды замещения с разрывом, увеличивается с пони- жением Т Высокая и средняя Т
12,0 4 4 2А1—MgSi Мелилит Ограниченный. Непрерывный ряд за- мещения А1—Si (при Т плавления) Очень высокая Т
уз+ и4+ 2,0 8 8 YNb—UTi 2Y—UFe Эвксенит Браннерит Самарскит Ограниченный. Ряд замещения не- полный, не более 10—15 % Y заме- щается и Ограниченное замещение Высокая То же Т
уз+ Lr4+ 9,9 8 8 YP-ZrSi Ксенотим Циркон Ограниченный. До 3 % Y замещает- ся Zr. В цирконе до 15 % Zr заме- щается Y Высокая Т
Т,4+ Nb5+ 2,0 6 6 3Ti—2Nb + + Fe Рутнл Ильменорутил Ограниченный. До 30 % Ti заме- щается Nb (плюс Fe) То же
Таблица 29
Важнейшие примеры нзовалентного изоморфизма элементов в существенно ковалентных соединениях
Элементы Д4, % КЧ Различия в ковалент- ной связи, % Минерал Характеристика изоморфизма Условие образования
Си1+ Ag1+ 10,7 4 4 0 Тетраэдрит Совершенный. До 34 % Си заме- щается Ag Средняя Т гидротерм
10,7 4 0 Пи рент Совершенный. До 36 % Ag замещает- ся Си Низкая Т гидротерм
Zna+ Cda+ 7,7 7,7 4 4 4 3 3 Гринокит Сфалерит Совершенный. До 58,3 % Cd заме- щается Zn Ограниченный (?). До 3,5 % Zn за- мещается Cd То же »
Pda+ pta+ 2,7 4 4 7 Брэггит Ограниченный (?). До 39 % Pt заме- щается Pd Высокая Т гидротерм
Fe»+ Nia+ Nia+ 6,6 6 6 0 Пирит—ваэсит Совершенный. В пирите содержание Ni достигает 20 %, в ваэсите Fe до 16 % Высокая и гндротерм средняя Т
Cos+ ? . 6 1 Скуттерудит Весьма совершенный. Существует не- прерывный ряд замещения Со — Ni То же
As3* Sba+ 8,9 3 3 6 Тетраэдрит Весьма совершенный. Существует не- прерывный ряд замещения As — Sb Средняя Т гидротерм
8,9 3 6 Полибазит Совершенный. Изоморфный ряд As — Sb с разрывом; до 55 % Sb за- мещается As Низкая Т гидротер- мы или зона цемен- тации
Sb3+ Bi3+ 3,7 3 3 0 Висмутин Совершенный. До 17 % Bi (в хоро- бетсуите — до 50 %) замещается Sb Средняя / гидро терм
Ge‘+ 3,7 4 0 Ульменит Ограниченный. До 14 % Sb заме- щается Bi (калнлит) То же
Sn<+ 9,5 4 6 Аргиродит Весьма совершенный. Существует не- прерывный ряд замещения Ge — Sn Средняя и гидротерм низкая Г
того или иного геохимического процесса, изменение которой
в широких пределах может оказаться основной причиной изме-
нения степени изоморфизма. Поэтому наряду с кристаллохими-
ческим существует также энергетический подход к проблеме изо-
морфизма,— который интенсивно разрабатывается советскими
учеными — Е. С. Макаровым, Л. Л. Перчуком, В. С. Урусовым
и др.
Важнейшие примеры изовалентного и гетеровалентного изо-
морфизма приведены в табл. 27—29 по данным работы [21].
ПЛОТНОСТЬ МИНЕРАЛОВ И ГОРНЫХ ПОРОД
Плотность минералов и горных пород относится к важней-
шим физическим характеристикам.
Величины плотностей образцов горных пород в основном оп-
ределяются плотностью слагающих их породообразующих мине-
ралов. Плотность породообразующих минералов приведена по
данным «Минералогической энциклопедии» (табл. 30). Глав-
нейшие породообразующие минералы — полевые шпаты, кварц,
пироксены, оливины, амфиболы, слюды — имеют средние значе-
ния плотностей от 2,5 до 4,4 г/см3. Наиболее высокие значения
плотностей имеют рудные и акцессорные минералы.
Таблица 30
Плотность породообразующих минералов
Минерал Состав Плотность, г/см3
Эгирин NaFe3+Si2Og 3,3—3,558
Актинолит Ca2(Mg, Fe2+)6Si8O22(OH, F)2 2,9—3,2
Акерманит Ca2MgSi2O7 2,944—2,98
Альбит NaAlSi8O8 2,603—2,688
Андезин Анортит 30—50 % 2,647—2,69
Андалузит AlsjSiOs 3,118—3,29
Анкерит CaFe(CO8)2 2,93—3,10
Анортит CaA!JSi2O8 / 2,703—2,763
Антофиллит Mg7Si8O22(OH, F)2 2,85—3,2
Апатит Ca5(PO4)8(F, Cl) 3,1—3,35
Барит BaSO4 4,3—4,6
Биотит K(MgFe2+)8AlSi8O10(OH, F)2 2,8—3,2
Битовнит Анортит 70—90 % 2,692—3,16
Кальцит - CaCO8 2,699—2,82
Хлорит (Mg, Al, Fe2+)12(Si, Al)8O20(OH)]8 2,6—3,3
Хромит FeCr2O4 4,32—4,47
Кордиерит (Mg, Fe)2Al4Si4O18X H2O 2,53—2,78
Коруид A12O8 3,9—4,1
Кристобалит SiO2 2,32—2,36
Алмаз C 3,150—3,525
Диопснд CaMgSi2O8 3,22—3,38
64
Продолжение табл. 30
Минерал Состав Плотность, г/см3
Доломит CaMg(CO3)2 2,80—2,99
Энстатит MgSiO3 3,10—3,43
Эпидот Ca2(AI, Fe3+)3Si3O12(OH) 3,07—3,50
Фаялит Fe2SiO4 -3,91—4,34
Форстерит Mg2SiO4 3,191—3,33
Гранаты (Ca, Mg, Fe2+, Mn)3(Al, Fe3+, Cr, TP+)2 3,4—4,6
(Si, Al, Fe3+)3O12
X3Y2Z3O12
Геленит Ca2AI2SiO7 2,9—3,07
Г нпс CaSO4-2H2O 2,314—2,328
Г еденбергит CaFeSi2Oe 3,50—3,56
Гематит 4,9—5,3
Роговая обманка 3,0—3,5
Гидраргилит A1(OH)3 2,3—2,4
Иллит KI.6(Si7_,.6Al)O22(OH)4 2,6—2,9
Ильменит FeTiO3 4,44—4,90
Жадеит NaAISi2Oe 3,24—3,43
Каолинит Al2Si2O5(OH)4 2,32—2,59
Кианит Al2SiO5 3,55—3,66
Магнезит MgCO3 2,95—3,2
Магнетит Fe3O4 4,967—5,18
Микроклин KAISi3o8 2,54—2,57
Мусковит KAl3Si3O]0(OH)2 2,77—2,88
Нефелин NaAISiO4 2,56—2,665
Олигоклаз Анортит 10—30 % 2,612—2,672
Опал SiO2- H2O 2,06—2,222
Ортоклаз KAlSi3O8 2,55—2,63
Пироп MgaA^igOw 3,510—3,75
Пирофиллит Mg3Si4OI0(OH)3 2,65—2,90
Кварц SiO2 2,649—2,697
Пирит FeS2 4,95—5,17
Родохрозит MnCO3 3,30—3,76
Рутил TiO2 4,12—4,4
Санидин KAlSi3O8 2,56—2,69
Силлиманит AI2SiOs 3,23—3,27
Сидерит FeCO3 3,63—3,96
Шпинель MgAl2O4 3,63—3,92
Тремолит Ca2Mg5SisO22(OH, b)2 2,9—3,4
Тридимит SiO2 2,267—2,33
Волластонит CaSiO3 2,80—3,09
Ксенотим ypo4 4,45—4,56
Циркон ZrSiO4 4,02—4,86
Стишовит SiO2 4,2874
Среди интрузивных горных пород малой плотностью, обла-
дают граниты (табл. 31). По мере увеличения основности пород
она возрастает. Аналогичным образом у эффузивных пород на-
блюдается тенденция к увеличению плотности от кислых к ос-
3 -Заказ № 639 65
новным эффузивам. При одинаковом или близком химическом
составе интрузивных и эффузивных пород последние всегда
имеют пониженную плотность. Плотность кристаллических по-
род и соответствующих им стекол показана в табл. 32, а в табл.
33 приведены данные о плотности осадочных горных пород и
почв [44].
Таблица 31
Средняя плотность полнокристаллических изверженных пород [211
Порода Число измеренных образцов Средняя плотность, г/см3 Пределы колебания плотностей, г'см3
Гранит 155 2,667 2,516—2,800
Гранодиорит 11 2,716 2,668— 2'787
Сиенит 24 2,757 2,630—2,899
Кварцевый диорит 21 2,806 2,680—2,960
Диорнт 13 2,839 2,721—2,960
Норит 11 2,984 2,720—3,020
Габбро (включая оливи- 27 2,076 2,850—3,120
новые) Диабаз (свежий) 40 2,965 2,804—3,110
Перидотит (свежий) 3 3,234 3,152—3,276
Дуиит 16 3,277 3,204—3,314
Пироксенит 8 3,231 3,10—3,318
Анортозит 12 2,734 2,640—2,920
г
Таблица 32
Плотность кристаллических пород и соответствующих им стекол
(искусственно приготовленных) [21]
Порода, местонахождение • Плотность, г/см3 Разница между плотностью породы н стекла, %
породы . стекла
Гранит, Шап Филлс 2,656 2,446 7,90
Гранит, Питерхид 2,630 2,376 9,66
Снеинт, Плаишер, Граунд 2,724 2,560 6,02
Тоналит, Новая Зеландия 2,765 ' 2,575 6,87
Диорит . 2,883 2,680 5,40
Диорит, Макфилд 2,880 2,710 5,90
Габбро, Каррок Филд 2,940 2,791 5,07
Оливииовый долерит 2,889 2,775 3,95
Долерит, Роули Par 2,800 2,640 5,71
Долернт, Уии Силл 2,925 2,800 2,27
Диабаз, Палнсадес 2,96 2,76 6,8
Эклогит 3,415 2,746 19,6
66
Таблица 33
Плотность осадочных пород и почв [44]
Материал р, г/см3 Материал р, г/см3
Почва (сухая) 1,1-1,3 Сланец шиферный 2,39—2,87
Почва (влажная) . 1,2—1,7 Бентонит 2,44—2,78
Гумус рассыпчатый 1,22—1,68 Глинистый песчаник 2,48
Гумус влажный 1,55—1,95 Горючий сланец 2,48—2,80
Почва утрамбованная су- 1,6—1,9 Песчаник 2,1—2,72
хая
Почва утрамбованная 2,1—2,2 Разнозернистый песчаник 2,3—2,5
влажная Лёсс 2,64 Известковый песчаник 2,31
Песок сухой 1,4—2,0 Известняк 2,3—3,0
Песок влажный 1,7—2,3 Известковый туф 1,57—1,71
Галька с песком 2,0—2,5 Доломит 2,44—2,90
Формовочный песок 2,54—2,63 Кораллы 2,66
Суглинок 1,50—2,20 Оолитовый известняк 2,66
Суглинок влажный 1,70—2,20 Диатомит 2,0—2,35
Суглинок известковый 1,5 Травертин 2,63
Глии а 2,2—2,7 Гипс 2,17—2,31
Мергель 2,3—2,6 Ангидрит 2,96
Глина с галькой 2,6—2,7 Цемент /2,3—3,15
Гончарная глина 1,7 Бетон 1,51—2,54
Гравий сухой 1,9—2,0 Лед (0 °C) 0,917
Конгломераты 2,10—2,70
Сиенитовая брекчия 2,10 Снег 0,125
Известковая брекчия 2,28
Глинистый сланец 2,22—2,88
Глава III
РАСПРОСТРАНЕННОСТЬ ХИМИЧЕСКИХ
ЭЛЕМЕНТОВ
ФОРМЫ НАХОЖДЕНИЯ ЭЛЕМЕНТОВ В ПРИРОДЕ
Изучение распределения и распространения химических
элементов в различных природных телах представляет собой
одну из основных задач космохимии и геохимии. Химический со-
став различных природных тел отражает сложные пути их эво-
люции и определяется рядом физических и химических факто-
ров, главными из которых по А. Е. Ферсману являются: пре-
образование и образование атомов во времени, распределение
уже готовых атомов под влиянием космических причин (тяготе-
ние, световое давление, электромагнитные поля и т. п.), физико-
химическое перераспределение групп атомов, электронов,
3* I 67
молекул. При оценке распространенности атомов на Земле ив
космических телах нужно учитывать явления, связанные со всеми
этими факторами, а также формы нахождения самих элемен-
тов. В масштабах изученной части Вселенной вещество нахо-
дится в трех главных формах бытия.
Первая форма — концентрированные атомы, образующие
звезды различных типов, газовые туманности, планеты, кометы,
метеориты и космические твердые частицы вещества. Степень
концентрации вещества во всех перечисленных телах резко от-
личается: от звезд белых карликов со средней плотностью
106 ii/см3 до газовых молекулярных туманностей с плотностью
10~7 г/см3. Наиболее рассеянные состояния атомов в газовых
туманностях удерживаются гравитационными силами или нахо-
дятся на грани их преодоления.
Вторая форма — рассеянные атомы и молекулы, образующие
межзвездный и межгалактический газ, состоящий из свободных
атомов, ионов, молекул, электронов. Средняя плотность этого ве-
щества оценивается в пределах 10-25—10~26 г/см3. Количество
его в нашей Галактике значительно меньше, чем вещества, ко-
торое сосредоточено в звездах и газовых туманностях. Меж-
звездный газ находится на различных стадиях разреженности.
Третья форма — интенсивно мигрирующие, летящие с гро-
мадной скоростью атомные ядра и элементарные частицы, со-
ставляющие космические лучи.
Все эти формы нахождения вещества связаны материальным
единством, что проявляется в сходстве относительного распро-
странения главных химических элементов. Однако этими тремя
формами, по-видимому, не исчерпываются все возможные со-
стояния вещества в космосе. Имеется вероятность особого «без-
атомного» состояния вещества в форме сплошной нейтронной
фазы, возникающей за счет вырождения электронов, которые
объединяются с ядерными протонами под влиянием ультравы-
соких давлений в наиболее массивных космических телах. В на-
стоящее время астрофизики допускают, что такими телами яв-
ляются пульсары, открытые сравнительно недавно.
Однако в пределах Солнечной системы и Земли мы встреча-
емся с атомами, структура которых известна. Поведение хими-
ческих элементов в различных термодинамических условиях
земной коры существенно зависит от формы их нахождения,
а она определяется состоянием атома данного элемента в при-
родных "растворах, включениях, кристаллической решетке мине-
ралов и т. д.
В. И. Вернадский выделил четыре фофмы нахождения хими-
ческих элементов в земной коре и на ее поверхности: 1) горные
породы и минералы, 2) магмы, 3) рассеяние, 4) живое веще-
ство. Каждая из этих форм отличается особым состоянием их
атомов.
68
Таблица 34
Формы нахождения элементов по степени их подвижности
Состояние н свойство вещества Химические элементы н их соединения Геологическая обстановка
Газообразное о2, n2, со2, сн4, h2s, Не. Ne, Аг, Кг, Хе, Rn Надземная и подземная атмосферы, природные во- ды, живое вещество, в меньшей степени мине- ралы (радиогенные газы в них)
Легкорастворимые соли и их ионы в растворах NaCl, Na2SO4, Na2CO3, ZnSO4, CuSO4, Na+, Cu2+ Почвы, кора выветри- вания, континентальные отложения и озера сухих степей и пустынь, зона окисления сульфидных месторождений, грунтовые воды в областях с су- хим климатом, глубокие горизонты подземных вод (рассолы) соляные место- рождения
Труднорастворимые соли и их ионы в растворах CaCO3, CaSO4-2H2O, CuCO3-Cu(OH)2, PbSO4 Почвы, кора выветрива- ния и континентальные от- ложения степей и пус- тынь,'частично зона окис- ления сульфидных мес- торождений, грунтовые во- ды
Элементы в телах живых организмов (растения, животные, микроорга- низмы) Белки, жиры, углеводы, витамины и другие орга- нические соединения, со- стоящие в основном из С, Н, О, N и в меньшей сте- пени из S, Р, К, Са, Mg, Си, Zn, Fe Ландшафты суши, особен- но районы с теплым и влажным климатом (влаж- ные тропические леса), в меньшей степени тайга, степи, тундра, пустыни. Моря и океаны, главным образом поверхностные горизонты и прибрежные участки. В незначитель- ной степени горизонты подземных вод (только микроорганизмы)
Коллоидные осадки и растворы Гумусовые вещества, коллоидные осадки гид- роксидов железа, мар- ганца, кремния, алюми- ния, частично глинистые минералы Почвы, кора выветрива- ния и илы водоемов
69
Продолжение табл. 34
Состояние и свойство вещества Химические элементы и их соединения Геологическая обстановка
Адсорбированные ионы Са2+, Mg2+, Na+, Cu2+, Н+, Ni2+, А13+ и другие в коллоидных минералах Почвы, илы водоемов, ко- ра выветривания, глинис- тые осадочные породы, же- лезные и марганцевые руды, углеродисто-крем- нистые сланцы, угли, торф
Межблочная форма в на- рушениях кристаллов и Горные породы
Элементы в узлах крис- таллической решетки ми- нералов Si, Al, Fe, Са, Na, К, Mg Минералы горных пород
А. И. Перельман в 1968 г. выделил подвижные и инертные
формы нахождения химических элементов в литосфере. Со-
гласно его определению, подвижная форма представляет собой
такое состояние химического элемента в горных породах, поч-
вах и рудах, находясь в котором, элемент легко может перехо-
дить в раствор и мигрировать. Инертная форма нахождения хи-
мического элемента представляет такое его состояние в горных
породах’ рудах, коре выветривания и почвах, в котором элемент
в условиях данной обстановки обладает низкой миграционной
способностью и не может или почти не способен переходить
в раствор и мигрировать.
Естественно, что формы нахождения элементов в реальной
обстановке земной коры могут меняться и элемент может пере-
ходить от относительно инертной к подвижной активной форме
существования. Наиболее сложные сочетания различных част-
ных форм нахождения элементов отмечаются в зоне гиперген-
ных процессов, которая входит в состав биосферы Земли.
Основные формы нахождения элементов в зоне гипергенеза
по степени их подвижности, согласно А. И. Перельману, приве-
дены в табл.34.
Основная форма нахождения элементов в земной коре свя-
зана с узлами кристаллических решеток, которые могут быть
заняты как непосредственно главными элементами данного ми-
нерала, входящими в'его химическую формулу, так и изоморф-
ными примесями. Изоморфное замещение одного элемента дру-
гим широко развито в земной коре.
70
ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ О РАСПРОСТРАНЕННОСТИ ЭЛЕМЕНТОВ
Изучение распространенности химических элементов в при-
роде началось в первой половине XIX столетия. Большое вни-
мание этому уделяли классики геохимии Ф. Кларк, В. М. Гольд-
шмидт, В. И. Вернадский, А. Е. Ферсман. Уже первые анализы
горных пород позволили установить ряд эмпирических законо-
мерностей распространения химических элементов. Д. И. Мен-
делеев впервые отметил, что в природе более распространены
элементы начала построенной им таблицы, а более редкие на-
ходятся в ее конце. Позже было установлено, что преобладают
четные элементы таблицы по сравнению с нечетными. Эта зако-
номерность, как известно, получила название правила Оддо—
Гаркинса. Изучение химического состава метеоритов, а впослед-
ствии и состава звездных атмосфер с помощью спектрального
анализа показало, что главные особенности распространения
элементов или, вернее, основные черты первоначальной распро-
страненности их в Солнечной системе в значительной мере явля-
ются общими для космических тел Галактйки и Земли. В на-
стоящее время не вызывает сомнения то обстоятельство, что
главные особенности распространения элементов определяются
ядерными свойствами их атомов. Поэтому для выяснения более
детальных особенностей распространения элементов важно знать
распространенность не только их самих, но и отдельных ядерных.
видов — изотопов. Этот вопрос рассмотрен в главе, посвященной
геохимии изотопов.
Большое внимание проблеме распространения элементов
в различных естественных скоплениях вещества уделял В. И. Вер-
надский, который рассматривал геохимию как науку об истории
атомов-земного шара, как часть космической химии. Он много
внимания уделил изучению химического состава земной коры,
океана, природных вод, атмосферы и живого вещества. Он уточ-
нил химический состав оболочек Земли, разделил все элементы
по их распространенности в этих оболочках на десятки, устано-
вил более точное содержание некоторых редких элементов в зем-
ной коре [6]. По его инициативе в 1935 г. при Академии наук
СССР была создана Комиссия по метеоритам, которая в 1939 г.
была преобразована в Комитет по метеоритам. Он был председа-
телем этого комитета до 1945 г.
Ученик и соратник В. И. Вернадского, выдающийся советский
ученый А. Е. Ферсман занимался исследованием многих проб-
лем геохимии. Особое внимание он уделял проблеме распростра-
ненности химических элементов в космических и земных объек-
тах, которую стремился разрешить на основе теории атома. Им
был введен в науку термин кларк (назван по имени американ-
ского геохимика Ф. У. Кларка), означающий среднее распро-
странение элемента в какой-либо природной системе. Он
71
Й Таблица 35
Распространенность элементов в природе. По В. М. Гольдшмидту
N Элемент ’ . Литосфера . Метеориты Атмосфера
МЛН 1 атомов на 100 МЛН 1 атомов на 100 солнечная звездная
атомов на 100 атомов на 100
1 2 н Не — • — — 1 550,00 —
3 4 5 6 Li Be В С 65 6е 10 320 0,1 0,0067 0,0095 0,27 4 1 1,5 300 0,01 0,0020 0,0024 0,33 0,0003 0,0002 0,32 1 000 —
8 О 466 000 296 323 000 347 2 100 2 800 —
9 10 F Ne 800 0,43 3,3 0,03 0,32 —
11 Na 28 300 12,4 5 950 4,42 98 100 71
12 Mg 20 900 8,76 123 000 87,24 170
13 Al 81 300 30,5 13 800 8,79 11 RS
14 Si 277 200 1С0 163 000 100 100
15 P 1 200 0,391 1 050 0,58 0 03
16 S 520 0,16 21 200 11,4 43
17 18 Cl Ar 480 0,14 1 000—1 500 0,4—0,6 —
19 К 25 900 6,70 1 540 0,69 0,81 2,2 50
20 Ca 36 300 9,17 13 300 5,71 8,7
21 Sc 5е 0,0011 4 0,0015 0,011
22 Ti 4 400 0,92 1 320 0,47 0,47 1,3 0 3
23 V. 150 0:030 39 0,013 0,058
24 Cr 200 0,039 3 430 1,13 1,95 0 8
25 Mn 1 000 0,18 2 080 0,66 1 48 21
26 Fe 50 000 9,13 288 000 89,1 270 i 12
27 Со 40 0,0069 1 200 0,35 0,55
28 Ni 100 0,0175 15 680 4,60 4,6 —
29 Си 70 0,010 170 0,046 0,090 —
30 Zn 80 0,0124 138 0,0362 0,31 0,69
31 Ga 15 0,0022 35,6 0,088 0,0003 —'
•32 Ge 7 0,000 97 55 0,0130 0,003 —
33 As 5 0,000 67 — 0,000 019 —
34 Se 0,09 0,000 012 7 0,0015 — —-
35 Br 2,5 ' 0,000 32 20 0,0043 — —
36 Kr — — — — —
37 Rb 280 0,033 0,45 0,0007 0,0002 —
38 Sr 150 0,017 20 0,004 0,011 0,035
39 Y 28,1е 0,003 07 4,72 0,000 974 0,008 —
40 Zr 220 0,026 73 0,0139 0,0012 —
41 Nb 20 0,002 — — 0,000 03 —
42 Mo 2,3 0,000 24 5,3 0,000 95 0,0003 .—
43 Те — — — — — —
: 44 Ru — — 2,23 0,000 36 0,000 16 —
45 Rh 0,001 0,000 000 1 0,80 0,000 13 0,000 01 —-
46 Pd 0,010 0,000 000 9 1,54 0,000 25 0,000 04 —
47 Ag 0,02 0,000 0001 8 2 0,000 32 0,000 03 —
^"48 Cd 0,18 0,000 016 2,4 — 0,0005 —
49 In 0,1 0,000 007 1 0,15 0,000 023 0,000 003 —
50 Sn 40 0,003 43 20 0,0029 0,000 02 —
51 Sb (1) 0,000 083 — 0,000 02 —
52 Те (0,0018) — (0,1) — —
53 ’ I 0,3 0,000 024 1 0,000 136 — —
54 Xe — — — — — —
55 Cs 3,2 0,0006 0,01 0,000 01 — —
56 Ba 430 0,0312 6,9 0,000 83 0,000 46 0,0082
57 La 18е 0,001 28 1,58 0,000 208 0,002 —
58 Ce 41,6е 0,003 21 1,77 0.000 232 0,0008 —
59 Pr 5,53е 0,000 389 0,75 0,000 096 4 0,000 01 —
60 Nd 23,9 0,001 62 2,59 0,000 331 — —
61 Pm — -— — — — —
62 Sm 6,47е 0,000 419 0,95 0,000 115 0,0001 —
Продолжение табл.
Примечание, а — данные наиболее высокой точности, в — средние, с — приближенные.
74
Таблица 36
Распространенность элементов на Солнце, в метеоритах и космических лучах
по отношению к 10е атомам кремния.
По сводным данным В. Тримбл
Z Элемент Метеориты Солнечная фотосфера Солнечная корона Космические лучи
1 н 3,18X 1010 2,5X 101» 2,ЗХ 1010 4,1 X Ю9
2 Не 2.21X 10" 2X109 2,0 XI О9 3,1X 10»
3 Li 49,5 0,2 — —-
4 Be 0,81 0,2 — —
5 В 3,2 4,0 -— —
б С 1,18X10’ 10’ 1,4X 10’ l,18x 10’
7 N 3,74X 10» 3X106 2,8X 10» 1,3X10»
8 О 2,15X10’ 1,6X 10’ 2,OX 10’ 1,3X 10’
9 F 2450 1000 — —
10 Ne 3.44X 10» 10» 1,7X 10» 1,8X 10»
И Na 6,OX 104 5X104 5,3X 104 9,4X 104
12 Mg 1,061 X 10« 8X 10» 9,4X 10» 2,7X 10»
13 Al 8,5X 104 8X104 • 7,9X 104 2,4X 10»
14 Si IX 10е 10е 1,1X10® 2,4 X 10»
15 P 9600 104 7100 2,4X 104
16 S 5,OX 10» 4X 10» 3,5X 10» 3,5X 10»
17 Cl 5700 8X 103 — —
18 Ar 1.172X 10» 2,4X 104 8X104 8,3X 104
19 К 3790 8X103 1.4X104 —
20 Ca 6,25X 104 6X104 6,3X 10» 2,6X10»
21 Sc 35 30 315 —
22 Ti 2775 1600 5000 —
23 V ' 262 250 1,6X 104 —
24 Cr l,27X104 1,6X 104 1,8X 104 3,5X104
25 Mn 9300 6000 8900 2.4X104
26 Fe 8,9X 10» 6X10» 8,2X 10» 2,6X10»
27 Co 2210 800 5600 —
28 Ni 4.80X 104 8ХТ04 8,5X 104 9,4X104
29 Cu 540 400 1000 7.4X103
30 Zn 1244 630 — 9750 (Z = 30—31)
31 Ga 48 16 -— -—
32 Ge 115 80 -— l,2X103
33 As 6,6 — (Z = 32—34)
34 Se 67,2 —
35 Br 13,5 — 113 (Z = 35—39)
36 Кг/ 46,8 — -—
37 Rb' 5,88 10 .— —
38 Sr 26,9 20 25 -—
39 Y 4,8 1,6 — -—
40 Zr 15,1 16 — 61 (Z = 40—44)
41 Nb 1,4 5 — —
42 Mo 4,0 8 — -—
44 Ru 1,9 2,5 — —
45 Rh 0,4 0,8 — 0,9 (Z = 45—49)
46 Pd 1,3 0,6 — —
47 Ag 0,45 0.2 — —
75
Продолжение т а б л. 36
Z Элемент Метеориты Солнечная фотосфера Солнечная корона Космические лучн
48 Cd 1,48 2,5
49 In 0,189 1,3 — —•
50 Sn 3,6 0,8 — 14,4 (Z = 50— 54)
51 Sb 0,316 0,25 —
52 Те 6,42 — —
53 I 1,09 —
54' Хе 5,38 .— — -
55 Cs 0,387 2,0 — —
56 Ba 4,8 2,0 10 10,6 (Z ----- 55— 59)
57 . La 0,445 1,6 — —
58 Ce 1,18 2,0 - —
59 Pr 0,149 1,0 .— —
60 Nd 0,78 1,6 — 0,5 (Z - 60—64)
62 Sm 0,226 1,3 .—
63 Eu 0,085 0,13 —
64 Gd 0,297 0,3 .—- ,—
65 Tb 0,055 — — 0,2 (Z = 65—69)
66 Dy 0,36 0,3 —. —
67 Ho 0,079 —. .—
68 Er 0,225 0,16 — —
69 Tm 0,034 0,06 — -—
70 Yb 0,126 0,16 — 1,2 (Z = 70— 74)
71 Lu 0,036 0,16 — -—
72 Hf 0,15 0,2 — —
73 Ta 0,021 .— .—
74 W 0,16 10 — —
* 75 Re 0,053 0,01 — 13,4 (Z = 75—79)
76 r Os 0,75 0,16 —
77 Г Ir 0,717 4,0 — —
78 Pt 1,4 3,2 — —
79 Au 0,202 0,13 — —
80 Hg 0,4 3 — 5,6 (Z = 80—84)
81 T1 0,192 0,2 — .—
82 Pb 4 2,0
83 Bi 0,143 2,0
90 Th 0,045 0,20 —
92 U 0,0262 • 0,27 — 6,1 (Z = 90—94)
с максимальной полнотой использовал данные атомной физики
и астрофизики Для выяснения путей миграции химических эле-
ментов в космических телах и в пределах Земли. Яркую кар-
тину химического состава космических тел блестяще нарисовал
А. Е. Ферсман в книге «Химические элементы Земли и космоса»*
изданной в 1923 г., а затем в монографии по геохимии [35].
Существенные исследования космической распространенно-
сти элементов и их изотопов были проведены норвежским гео-
химиком В. М. Гольдшмидтом, который использовал данные
анализов метеоритов, выполненные немецкими химиками — И. и
76
В. Ноддак, и данные о составе звездных атмосфер. Результаты
расчетов В. М. Гольдшмидта в интерпретации П. Курода пред-
ставлены в табл. 35.
Особенности распространения элементов в природе тесным
образом связаны с их образованием в космических телах. Рас-
пространенность элементов и их происхождение представляет
собой единую проблему, которая подробно была рассмотрена
В. В. Чердынцевым.
Успехи современной астрофизики определенно указывают,
что эволюция звезд органически связана с атомно-ядерными пре-
вращениями в их недрах. На ранних этапах развития Вселенной
основным строительным материалом для образования атомов
химических элементов был водород, и поныне господствующий
в звездном мире и рассеянном межзвездном веществе. Естест-
венный синтез химических элементов в истории Вселенной за-
ключался в образовании сначала легких, потом средних и в за-
ключение самых тяжелых трансурановых элементов путем раз-
личного типа ядерных реакций в недрах массивных звезд. Со-
временная распространенность элементов и их изотопов явилась
результатом наложения ряда ядерных реакций, а не единого
одноактного процесса. Современная теория происхождения хими-
ческих элементов разработана в основном английскими астро-
физиками: Дж. Бэрбидж, М. Бэрбидж, Ф. Хойлем и В. Фауле-
ром. Синтез наиболее тяжелых элементов, включая трансурано-
вые, произошел накануне формирования Солнечной системы [11].
Сравнение распространенности элементов в метеоритах, на Сол-
нце и в космических лучах представлено в табл. 36 на основании
обширной сводки, сделанной в 1975 г. В. Тримбл.
АТОМНАЯ КОСМИЧЕСКАЯ
РАСПРОСТРАНЕННОСТЬ ЭЛЕМЕНТОВ
Открытие и использование спектрального анализа в астроно-
мических наблюдениях необычайно расширило наши представ-
ления о химическом элементарном составе космических тел —
бесчисленного множества звезд. Еще творцы спектрального
анализа Г. Кирхгоф и Р. Бунзен обнаружили в составе Солнца
те же самые химические элементы, что и на Земле. Спек-
тральный анализ стал широко применяться в астрофизических
исследованиях и привел к новым открытиям. В 1868 г. новый эле-
мент— гелий был обнаружен Дж. Н. Локьером на Солнце, и
лишь в 1895 г. спустя 27 лет он был найден на Земле В. Рам-
зеем в радиоактивном минерале клевеите. Однако количествен-
ная оценка распространения элементов в звездах и на Солнце
сопровождалась большими трудностями. Высокие температуры
звезд вызывают неравномерное возбуждение разных атомов и
соответств-енно определяют различную интенсивность испускае-
77
Таблица 37
Распространенность атомов в Солнечной системе по отношению к Si — 10“
по оценкам разных авторов
Z Элемент Г. Зюсс н Г. Юрн Г. Голе А. Камерон Э. Андерс. M. Эбнхар
1 н 4X 1010 4.8X1010 г^ббх ю10 2,72х 1010
2 Не 3,08X 109 3,9 X 109 i,8X109 2.18X 109
3 Li 100 16 60 59,7
4 Be 20 0,81 1,2 0,78
% В 24 6,2 9 24
6 С 3,5X10“ 1,7X 10’ 1,1 IX 10’ 1,21 X 10’
7 N 6,6X 106 4,6X 10“ 2,31X10“ 2,28X10“
8 О 2,15X10’ 4,4X 10’ 1,84X10’ 2,01 X 10’
9 F 1600 2500 780 843
10 Ne 8,6X10“ 4,4X 10“ 2,6X 10“ 3.76X 10“
11 Na 4,38X 104 3,5X 104 6X 104 5,7 X 104
12 Mg 9,12X10“ 1.04X 10“ 1,06X10“ 1,07X10“
13 Al 9,48X 104 8.4X104 8,5X 104 8.48X 104
14 Si 1X10“ IX 10“ 1X10“ IX 10“
15 P 1X104 8100 6500 1.04X104
16 S 3,75X10“ 8X10“ 5X 10“ 5,15X10“
17 Cl 8850 2100 4740 5240
18 Ar 1,4X10“ 3,4X10“ 1,06X10“ 1,04X10“
19 К 3160 2100 3500 3770
20 Ca 4,9X104 7,2X 104 6,25X 104 6,11X 104
21 Sc 28 35 31 33,8
22 Ti 2240 2400 2400 2400
23 V 220 590 254 295
*. 24 Cr 7800 1,24X 104 1.27X Ю4 1.34X104
25 Mn 6850 6200 9300 9510
26 г Fe 6X10“ 2,5X10“ 9X10“ 9X 10“
27 Co 1800 1900 2200 2250
28 Ni 2,74X 104 4.5ХЮ4 4,78 X 104 4,93X 104
29 Cu 212 4200 540 514
30 Zn 486 630 1260 1260
31 Ga 11,4 28 38 37,8
32 Ge 50,4 76 117 118
33 As 4,0 3,8 6,2 6,79
34 Se 67,6 27 67 62,1
35 Br , 13,4 5,4 9,2 11,8
36 Kr 51,3 25 41,3 45,3
37 Rb 6,5 4,1 6,1 7,09
38 Sr 18,9 25 22,9 23,8
39 Y 8,9 4,7 4,8 4,64
40 Zr 54,5 23 12 10,7
41 Nb 1,0 0,9 0,9 0,71
42 ‘ Mo 2,42 2,5 • 4,0 2,52
44 Ru 1,49 1,83 1,9 1,86
45 Rh 0,214 0,33 0,40 0,344
46 Pd 0,675 1,33 1,3 1,39
47 Ag 0,26 0,33 0,46 0,529
48 Cd 0,89 1,2 1,55 1,69
49 In 0,11 0,10 0,19 0,184
78 .-Г'
Продолжение т а б л. 37
z Элемент Г. Зюсс и Г. Юри Г. Голе А. Камерон Э. Андерс, М. Эбнхар
50 Sn 1,33 1,7 3,7 3,82
51 Sb 0,246 0,20 0,31 0,352
52 Те 4,67 3,1 6,5 4,91
53 I 0,80 0,41 1,27 0,90
54 Xe 4,0 3,0 5,84 4,35
55 Cs 0,456 0,21 0,36 0,372
56 Ba 3,66 3,0 4,8 4,36
57 La 2,00 0,47 0,37 0,448
58 Ce 2,26 1,38 1,2 1,16
59 Pr 0,40 0,19 0,18 0,174
60 Nd 1,44 0,88 0,79 0,836
62 Sm 0,664 0,28 0,24 0,261
63 Eu 0,187 0,10 0,094 0,0972
64 Gd 0,684 0,43 0,42 0,331
65 Tb 0,0956 0,061 0,076 0,0589
66 Dy 0,556 0,45 0,37 0,398
67 Ho 0,118 0,093 0,092 0,0875
68 Er 0,316 0,28 0,23 0,253
69 Tm 0,0318 0,041 0,035 0,0386
70 Yb 0,220 0,220 0,20 0,243
71 Lu 0,050 0,035 0,035 0,0369
72 Hf 0,438 0,31 0,17 0,176
73 Ta 0,065 0,019 0,020 0,0226
74 W 0,49 0,16 0,30 0,137
75 Re 0,135 0,059 0,051 0,0507
76 Os 1,00 0,86 0,69 0,717
77 Ir 0,821 0,96 0,72 0,660
78 Pt 1,625 1,4 1,41 1,37
79 Au 0,145 0,18 0,21 0,186
80 Hg 0,284 0,60 0,21 0,52
81 Tl 0,108 0,13 0,19 0,184
82 Pb 0,47 1,3 2,6 3,15
83 Bi 0,144 0,19 0,14 0,144
90 Th — 0,04 0,045 0,0335
92 U — 0,01 0,027 0,0090
мого или поглощаемого света. Поэтому расшифровка звездных
спектров потребовала существенных поправок на ионизацию ве-
щества, что бцло выполнено индийским физиком М. Саха- Пер-
вую количественную оценку состава верхних оболочек Солнца
произвел американский астрофизик Г. Ресселл в 1929 г. Он об-
наружил, что по соотношению металлов вещество Солнца ближе
к хондритовым метеоритам, чем к земной коре. Последующее
уточнение состава солнечной атмосферы было выполнено не-
мецким астрофизиком А. Унзёльдом.
Оценка атомной распространенности элементов в космиче-
ских телах в астрофизике и космохимии чаще всего выража-
ется в числе атомов данного элемента на 106 атомов кремния.
79
Кремний выбран потому, что он относится к довольно распрост-
раненным элементам и труднолетуч. В табл. 37 приведена рас-
пространенность элементов на Солнце.
СРЕДНЕЕ СОДЕРЖАНИЕ ХИМИЧЕСКИХ ЭЛЕМЕНТОВ
В ЗЕМНОЙ КОРЕ
Средние содержания многих химических элементов в зем-
ной коре (кларки по А. Е. Ферсману; рис. 9) первоначально ус-
танавливались как средние значения из результатов анализов
нескольких тысяч образцов горных пород для 16-километрового
(10-мильного) слоя земной коры, доступного для химического
изучения. При установлении средних содержаний малораспро-
страненных элементов, требующих трудоемких анализов, изу-
чались смеси из многих образцов горных пород с разных тер-
риторий. Состав этих смесей подбирался близким к петрографи-
ческому составу зейной коры. Анализ элемента в смеси отра-
жал его среднее содержание в земной коре. Таким образом, пер-
воначально определялось среднее содержание некоторых ред-
ких элементов (рения, гафния и др.)- В последующих подсчетах
брались наиболее точные анализы двух типичных групп горных
пород литосферы — гранитов и базальтов и затем при пересче-
тах учитывалось наиболее вероятное их соотношение в том слое
Земли, который расположен между поверхностью н сейсмиче-
ской границей Мохоровичича.
Рис. 9. Логарифмы атомных кларков элементов земной коры. По А. Е. Ферс-
ману
80
Таблица 38
Распростраиеииость главных элементов земной коры.
По В. Гольдшмидту
Элемент Распространенность, Радиус иона, 10—8 см
по массе по объему атомная
о 46,60 91,97 62,55 1,32
Si 27,72 0,80 21,22 0,39
Al 8,13 0,77 6,47 0,57
Fe 5,00 0,68 1,92 0,82
Mg 2,09 0,56 1,84 0,78
Ca 3,63 1,48 1,94 1,06
Na 2,83 1,60 2,64 0,98
К 2,59 2,14 1,42 1,33
Таблица 39
Средняя атомная распростраиеииость элементов в земной коре. %.
По А. А. Беусу
Элемент Оболочка Континенталь* ная кора (без осадочной оболочки) Вся кора (без осадочной оболочки)
осадочная гранитная базальтовая
о 48,9 48,0 46,0 46,6 46,3
Si 24,3 30,9 26,2 27,7 26,7
Al 6,0 8,0 8,1 8,1 8,1
Fe 3,9 3,6 6,7 5,7 6,0
Mg 2,0 1,2 3,0 2,4 3,0
Мп 0,07- 0,07 0,1 0,09 0,09
Ca 8,0 2,5 5,1 4,3 5,0
Na 1,3 2,2 2,4 2,3 2,3
К 1,8 , 2,64 1,5 1,8 1,6
Ti 0,4 0,33 0,7 0,6 0,6
H 0,3* 0,12 0,1 0,1 0,1
p 0,07 0,08 0,1 0,1 0,08
* Без учета поровой воды.
81
Табл и ц а 40 Продолжен не т а б л. 40
Данные по среднему содержанию элементов в земной коре по оценкам
разных авторов, % z Элемент Ф. Кларк и Г. Вашингтон A. E. Ферсмаи А. П. Виноградов С. P. Тейлор
Z Элемент Ф. Кларк и Г. Вашингтон A. E. Ферсман А. П. Виноградов С. P, Тейлор 47 Ag n-10-6 1-Ю-5 7-Ю-6 7-Ю-6
48 Cd n-10-5 5-Ю-4 1,3-ю-6 2,5- IO-5 2-10~5
0,88 1,00 Ь10-« 49 In я-10-’ i-io-5 1 10-5
2 Не 50 Sn n-Ю-4 8-Ю-3 2,5-Ю-4 2-Ю~4
3 Li 0,004 0,005 0,0032 0,0020 51 Sb n-10-5 5-10~5 5-Ю-5 2-Ю-5
4 Be 0,001 0,0004 0,00038 0,00028 52 Те n-10-7 l-10~6 1 • ю—7 <
5 В 0,001 0,005 0,0012 0,001 53 I n- IO-5 1 - Ю-4 4- Ю-5 5-10-5
6 7 С N 0,087 0,03 0,35 0,04 0,023 0,0019 0,02 0,002 54 Xe 3-10-’
8 О 49,52 49,13 47,0 46,40 55 Cs n-10-7 1-10-3 3,7-IO-4 З-Ю-4
9 F 0,027 0,08 0,066 0,0625 56 Ba 0,047 0,05 0,065 0,0425
10 Ne — 5-10-’ — — 57 La 6,5- IO-4 2,9-IO-3 з-ю-3
11 Na 2,64 2,40 2,50 2,36
12 Mg 1,94 2,25 1,87 2,33 58 Ce — 2,9-10~3 7-Ю-3 6-Ю-3
13 Al 7,51 7,45 8,05 8,23 59 Pr — 4,5-10-4 9-Ю-4 8,2-Ю-4
14 Si 25,75 26,00 29,00 28,15 60 Nd 1,7-10~3 3,7-Ю-3 2,8-IO-3
15 16 P S 0,12 0,048 0,12 0,10 0,093 0,047 0,105 0,026 61 Pm — —
17 Cl 0,19 0,20 0,017 0,013 62 Sm — 7-10~4 8-Ю-4 6- ю-4
18 Ar — 4-10~4 — — 63 Eu — 2-10~5 1,3-ю-4 1,2-Ю-4
19 К 2,40 2,35 2,50 2,09 64 Gd 7,5-Ю-4 8- IO-4 5,3-10~4
20 Ca 3,29 3,25 3,96 4,15 65 Tb 1 io-4 4,3-IO-4 9-10-5
21 Sc я IO-5 6- io-4 0,001 0,0022 66 7,5-10-4
* 22 Ti 0,58 0,61 0,45 0,57 Dy — 5-Ю-4 з-ю-4
23 V 0,016 0,02 0,009 0,0135 67 Ho — 1-Ю-4 1,7-Ю-4 1,2-Ю-4
24 Cr 0,033 0,03 0,0083 0,010 68 Er 6,5-10-4 з,з-10-4 2,8-Ю-4
25 Mn 0,08 0,10 0,10 0,095 69 Tm 1 • io-4 2,7-10- 5 4,8-Ю-5
26 Fe 4,70 4,20 4,65 4,63
27 Co 0,01 0,002 0,0018 0,0025 70 Yb — 8-10-‘ з,з-10-5 з-ю-5
28 Ni 0,018 0,01 0,0058 0,0075 71 Lu — 1,7-Ю-4 8-Ю-5 5-Ю-5
29 Cu 0,01 0,01 0,0047 0,0055 72 Hf 3-Ю-3 4-10—4 1 • ю—4 з- ю-4
30 Zn 0,004 0,02 0,0083 0,0Q7 73 Ta 2,5-10~5 2,5-Ю-4 2-10~4
31 Ga «•10-’ 0,0001 0,0019 0,0015 1,5-Ю-4
32 Ge n-10-9 0,0004 1,4-10-4 1,5-Ю-4 74 W 5- IO-3 7- IO'3 1,3-10-4
33 As «•I»-4 5-10-4 1,7-10-4 1.8-10-4 75 Re — 1 - IO-7 7-Ю-8 —
34- Se n-10-6 8-10~5 5-10-6 5- IO-6 76 Os n-10-8 5-10-6 . —
35 Br n-10-4 0,001 2,1-IO-4 2,5-Ю-4 77 Ir «•IO-8 1-10-6
36 Kr 2-Ю—8 2-10-5
37 Rb n-10-3 0,008 0,015 0,009 78 Pt n-10-7 — —
38 Sr 0,017 0,035 0,034 0,0375 79 Au n-10-7 5-Ю-7 4,3-Ю-7 4-10-’
39 Y — 5-10-3 0,0020 0,0033 80 Hg n-10-5 5-10-6 8,3-Ю-6 8-Ю-6
40 Zr 0,023 0,025 0,017 0,0165 81 TI n-10~8 1 -10—5 1 •10~4 4,3-Ю-5
41 Nb 3,2-10-5 0,002 0,002 Pb 1,6-IO-3
42 Mo «•IO-4 0,001 1,1-10-4 1,5- Ю-4 82 2-10-3 1,6-10-3 1,25- Ю-3
43 Tc —. — — 83 Bi n-10-6 1 • IO-5 9-Ю-7 1,7-10~5
44 Ru n-10-’ 5-10-’ — — 90 Th 2-10-3 1 • IO-3 1,3-ю-3 9,6-10~4
45 Rh 1-10-» — —- 92 U 8-Ю-3 4-Ю-4 2,5-IO-4 2,7-Ю4
46 Pd n-10_• 5- IO-6 1 1.3-10-6 —
82
83
Таблица 41
Среднее содержание химических элементов в земной коре, %. По А. А. Беусу
Z Элемент Литосфера континенталь- ная (без осадочного чехла). Гранитная оболочка
1 н 0,10 0,10
2 Не 6-10-3 см3/г породы
3 Li 2,0-103 3,0 10-3
4 Be 1,5-10—4 2,5-10-4
5 В 0,7-10-3 1,0-10“3
6 С 1,7-10—2 3,0-10~2
7 N 2,0-10'3 2,6-10~3
8 О 46 ' 48,1
9 F 6,0-ю-2 7,2-10-2
10 Ne 7,7-10~8 см3/г породы
11 Na 2,3 2,2
12 Mg 2,4 1,7
13 Al 8,1 8,0
14 Si 27,7 30,9
15 P 0,10 0,08
16 S 0,03 0,04
17 Cl 1,0- ю-2 1,7-10-2
18 Ar 2,2-10—5 см3/г породы
19 t К 1,8 2,7
20 Ca 4,3 2,5
21 Sc 2,4-10-3 1,1 • ю-3
22 Ti 0,6 0,33
23 V 1,9 10-2 7,6-10-3
24 Cr 1,2-10-2 0,34-10-2
25 Mn 0,09 0,07
26 Fe 5,7 3,6
27 Co 3,4-10-3 7,3-10-*
28 Ni 9,5-10-3 2,6-10-3
29 Cu • 6,5-10-3 2,2-10-3
30 . Zn 8,7-10-3 5,1 10—3
31 Ga 1,7-10-3 1,9-10-3
32 Ge 1,3-10~4 1,3-10-*
33 As 1,9-10-4 1,6-10-*
34 Se 1,0-10—5 1,4-10-5
35 Br 2,0-10—4 2,2-10~4
36 Kr 4,2-10~9 см3/г породы
37 Rb 9,0-10-3 18-10-3
38 Sr 3,8-10-2 2,3-10-2
39 Y 2,6-10-3 3,6 io-3
84
Продолжение табл. 41
г Элемент Литосфера континен- тальная (без осадочного чехла) Гранитная оболочка
40 Zr 1,3-10~2 1,7-10-2
41 Nb 1,9-10-3 2,0-10~3
42 - Mo 1,3-10-“ 1,3-10—4
43 Тс — —
44 Ru Нет данных
45 Rh Нет данных
46 Pd и-1Ь~7 п-10-«
47 Ag 9,0- Ю~6 4,8-10-6
48 Cd 1,9-10-5 1,5-10—5
49 In 2,3-10~5 2,5-10~5
50 Sn 1,9-10~4 2,7-ТО-*
51 Sb 2,0-10~5 2,0-10—5
52 Те 1,0- ю-7 1,0-10-’
53 I 5,0-10-5 5,0-10-5
54 Xe 3,4-10-10 см3/г породы
55 Cs 2,0-104 3,8-10-4
56 Ba 4,5-10-2 6,8-10-2
57 La 2,5-10-3 4,6-10-3
58 Ce 6,0-io-3 8,3-10-3
59 Pr 5,7-10-« 7,9-10-4
60 Nd 2,4-10~3 з,з-ю-3
61 Pm
62 Sm 6.5-10~4 9,0-10-4
63 Eu 1,0-10~4 1,4-10-4
64 Gd 6,5-10-4 9-10-2
65 Tb 1,0-10~4 1,0-10~4
66 Dy 4,6-10—* 6,5-10—4
67 Ho 1,3-10~4 1,8-10-4
68 Er 2,6-10-4 3,6-10-4
69 Tm 0,2-10~4 0,3-10-4
70 Yb 2,6-10~4 3,6- ю-4
71 Lu 0,8-10-4 1,1 - ю-4
72 Hf 2,6-10~4 3,5-10—4
73 .Ta 1,0-10-4 2,1 -10—4
74 • W 1,1-ю~4 1,9-10-4
75 Re 7,0-10-« 7,0-10-«
76 Os Нет данных
77 Ir 2,0-10-« —
78 Pt Нет данных
85
Продолжение табл. 41
Z Элемент Литосфера континен- тальная (без осадочного чехла) Гранитная оболочка
79 Au 1,7-10-’ 1,2-10-’
80 Hg 4,6-10-6 3,3-10-в
81 Т1 0,7-10-4 1,8-10-4
82 Pb 0,9-10-3 1,6-10-з
83 Bi 0,8-10-в 1,0-10-»
84 Ро — —
85 At —
86 Rn — —
87 Fr — —
88 Ra — —
89 Ac — —
90 Th 7,3-10-4 1,4-Ю-з
91 Pa — —
92 U 1,5-10~4 2,6-10-4
Среднее содержание элементов в земной коре можно вы-
ражать в разных единицах: в массовых, объемных и атом-
ных кларках. Для редких элементов обычно принима-
ется выражение — одна часть на миллион (ррт), что соответ-
ствует IO-4 %, или 10-6 г/г; обозначается эта величина у нас
млн-1. Среднее содержание элементов в земной коре, выражен-
ное в массовых объемных и атомных кларках, приведено в табл.
38. Распространенность элементов в слоях земной коры и коре
в целом представлена в табл. 39,40, 41.
РАСПРОСТРАНЕННОСТЬ ЭЛЕМЕНТОВ В ГОРНЫХ
ПОРОДАХ ЗЕМНОЙ К(Й»Ы
В табл. 42 приведены данные о среднем содержании элемен-
тов в главных типах горных пород (в %). В табл. 43 даньгте же
данные, но в атомных единицах по отношению к 106 атомам
кремния,- что дает возможность сравнивать атомную распрост-
раненность элементов земных объектов с распространением
в космических объектах [7].
Содержание элементов в горных породах по К. Таркьяну и
К. Ведеполю показаны в табл. 44. В отдельных случаях установ-
лен только порядок распространенности данного элемента.
Данные о средней распространенности элементов в главных
типах изверженных пород представлены в табл. 45-
86
Таблица 42
Распространенность элементов в горных порода) :, %. По А. П. Виноградову
X ф S менные ме- >рнты (ХОНД- РЫ) ьтраосновные >оды (дуни- и др.) ровные поро- (базальты, бро н др.) ;днне породы орнты, анде- ы) :лые породы шиты, гра- иориты) дочные no- bi (глины н нцы) 1СТН кислых од + 1 часть овных пород
я й X S 0.5 Ои О) с о
н
Не — — — —
Li 3-10-“ 5-Ю-6 1,5-10-3 2-Ю-3 4-IO’3 6-10-3 3,2-10"3'
Be 3,6-10~4 2-10-5 4-10-» 1,8-10-* 5,5-IO'6 310-* 3,8- Ю-4
В 2-Ю-4 1- ю-4 5-10~4 1,5-IO-» 1,5-10-3 1•10-2 1,2-Ю-3
С 4-Ю-2 1•io-2 1 • ю-2 2rIO'2 З-Ю'2 1,0 2,3-10-2
N 1 • 10~4 6-Ю-4 1,8-10-3 2,2-Ю-з 2-Ю'3 6-10-2 1,9-Ю-3
О 35,0 42,0 43,0 46,0 48,7 52,8 47,0
F 2,8-Ю"3 1•io-2 3,7-IO"2 5-Ю-2 8-Ю-2 5-IO’2 6,6- IO"2
Ne — — — —— _
Na 7-10"1 5,7.10-1 1,94 3,0 2,7 0,66 2,50
Mg 14,0 25,9 4,5 2,18 0,56 1,34 1,87
Al 1,30 0,45 8,76 8,85 7,7 10,45 8,05
Si 18,0 19,0 24,0 26,0 32,3 23,8 29,5
P 5-10-2 1,7-10-2 1,4-10-1 1,6-10-1 7-IO'2 7,7- IO"2 9,3- IO*2
S 2,0 1 • io-2 з- ю-2 2-Ю-2 4-Ю-2 3- ю-1 4,7-IO"2
Cl 7- IO’3 5-10-3 5-10-3 1•IO"2 2,4- IO'2 1,6-10-2 1,7-10-2
Ar — — —
К 8,5-10-2 3-10-2 8,3-10-1 2,3 3,34 2,28 2,50
Ca 1,40 0,7 6,72 4,65 1,58 2,53 2,96
Sc 6- ю-4 5-10“4 2,4-10-3 2,5-IO-* з-ю-4 1 • ю-3 1 • Ю-3
Ti 5-10-2 з-ю-2 0,9 0,8 0,23 0,45 0,45
K V 7-10"3 4-Ю"3 2-Ю-2 1-10-2 4- Ю'3 1,3-10-2 9-Ю-3
Cr 2,5-10-3 2-10-1 2-10~2 5-10-з 2,5- Ю-3 1-Ю-2 8,3- Ю"3
Mn 2-Ю-1 1,5-10'1 2-10-1 1,2-10-1 6- IO'2 6,7-IO"2 1 • Ю"1
Fe 25,0 9,85 8,56 5,85 2,7 3,33 4,65
Co 8-10"2 2-Ю-2 4,5-10-3 1-ю-3 5-10-* 2-Ю-3 1,8-10~3
Ni 1,35 2-10-1 1,6-10-* 5,5-10-3 8-Ю'4 9,5- Ю-3 5,8- IO’3
Cu 1•10~2 2-Ю"3 1•10-2 3,5-10"3 2-Ю-3 5,7- IO'3 4,7- Ю"3
Zn 5-10-3 3-io-3 1,3-10-2 7,2-10-3 6- Ю~3 8-Ю'3 8,3-Ю-3
Ga з- ю-4 2-10~4 1,8-10-3 2-Ю-3 2- Ю-3 3-IO’3 1,9- Ю*3
Ge LIO’3 1 • ю-4 1,5-10-4 1,5-IO’4 1,4-10-* 2- IO*4 1,4- Ю-4
As 3-10~5 5-Ю-5 2-10“4 2,4-10-* 1,5-Ю"4 6,6-10~4 1,7-Ю"4
Se 1 • 10"3 5- Ю-6 5-10-е 5- IO"6 5-IO’6 6-ю-6 5-10~6
Br 5-10~5 5-IO"3 3-10"4 4,5-10-‘ 1,7- Ю-4 6-io-4 2,1-Ю-4
Kr — — — .— .
Rb 5-10-4 2-Ю-4 4,5- IO'3 1 - IO"2 2,0-IO"2 2-Ю-2 1,5- IO-2
Sr ь ю~3 1 • ю-3 4,4-10-2 8-10-2 3-IO"2 4,5- IO’2 3,4-IO*2
Y 8-10-5 —— 2-Ю'3 — 3,4- Ю-3 З-Ю"3 2,9-1О'3
Zr 3-10~3 3-10-3 1-Ю-2 2,6-10-2 2-Ю-2 2-IO"2 1,7-10-2
Nb 3-10-5 1•10-“ 2-Ю'3 2-Ю-3 2-Ю-3 2-Ю-3 2-IO"3
Mo 6-10-6 2-10-6 1,4-Ю~4 9-Ю-5 1 • ю-4 2-Ю-4 1,1- ю-4
Tc — — — —
Ru 110-4 — —
Rh 1,9-10-5 — — — — — —
87
Элемент
9-01 -S‘I 9-01 •t' i-oi -е 9-oi -г £-01 ' I 9-01 е g-oi-z'i 9-од-г 9-01 -8*Р 9-01 -S 8-01 -8 9-01 9*1 9-01 г 9-01-S 9-01-S'e 9-01 -г 9-01•« 9-01-а 9-017 9-01 s‘e 9-01 -S 9-01-Р 9-01-8 9-01 г 9-01 -9 9-01 I 9-01-9 9—01 -е т-01-9 9-01 ‘ I 9-01-Р 9-01-9 9-01•I 9—01 • I £-01 • I 9-01•I 9-01 P‘Q 1-01-I Каменные ме- теориты (хонд- риты)
д-01-8 £-01 -9 i-01-I 9-01-1 9-01’I 9-01'I 1-01-9 д-ol - г 9-01 • I 9-01 -8‘1 ( 9-01•I 9-01 9 1 9-01-I 9-01 -I 9-01 I 9-01 I 1-01 I 9-01•I 9-01 -9 9-01-8‘1 9-01-9 9-01 -9 д-01-г‘1 Ультраосиовные породы (дуниты и др.)
9-01-9 9-01 -8 1-01 -z 9-01-8 9-01-г 9-01-6 1-01 -Й 9-01-1 9-01 -VI 9-01-I 9-01-8‘Р 9-01•I 9-01-9 9-01 г 9-01 -г 9-01-г 9-01•I 9-01 -г 9-01-8 9-01 9 9-01I 9-01-9 s-oi-г 9-01-Р 9-01-9‘р S-OI -z‘s г-01 -8 9-01•I 9-01-9 1-01•1 9-01 I 9-01 -9*1 9-01 -г‘г 9-01 -6*1 9-01•1 9-01-6*1 Основные поро- ды (базальты, габбро и др.)
о 1 1 1 1 1 --^1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 । - 1 1 I 1 1 | i ® *• ф W V “ _ Средние породы (диориты, анде- зиты)
9-01 -9*8 8-01-8*1 9-01•I s-oi -г 9-01-9*1 9-01-8 1-01 -9*Р 1-01 -8*9 в—01’Z‘9 9-01-9*1 9-01 9*8 9-01 • I 9-01 • I 9-01-Р 9-01-8 9-01-Р 9-01-г 9-01-z‘9 9-01-9‘г 9-01'6 9-01-9*1 9-01-6 8-01 -9‘р 8-01-2*1 г-01' I 8-01 -9 г-01 8*8 9-01 -9 9-01-й 1-01-I 9-01-9*2 9-01-8 9-01-9*2 9-01•I я—01-9 9-01'I Кислые породы (граниты, гра- нодиориты)
9-01 2*8 8-01-1*1 9-01 • I s-oi - г 9-01•I 9-01 Й 1-01 • I 9-01 -г 9-01-9*8 9-01 -9 9-01-Z 9-01-8 9-01-9*2 9-01 -9*2 9-01 • I 9-01-9‘р 9-01-6 9-01-9*9 9-01'I 9-01-9*9 8-01 -8*2 9-01-9 8-01 9 s-О! -Р г-01-8 8-01 -2*1 9-01 -I 9-01•I 9-01-г 8-01•I 9-01 9 9-01-8 9-01 • I Осадочные по- роды (глины и сланцы)
*" . 1^ „ со № О Со ьэ ьэ .Г* Г- Ъ Ъ --м w w w <» w <» । <р т* <р । « -J W * « 00 **»»»» 2 части кислых пород 4- 1 часть основных пород
Таблица 43
Распространенность элементов в горных породах (в атомных единицах по отношению к 10s атомам кремния).
По А. П. Виноградову
Элемент Каменные метеориты (хондриты) Ультраосиовные породы (дуниты и др.) Основные .породы (базальты, габбро н др.) Средние породы (диориты, андезиты) Кислые породы (граниты, гранодиориты) «Осадочные породы (глины н сланцы) 2 части кислых пород + часть основных пород
н — . — — — —
Не — — —
• * Li 6,75-10» 1,06-ю1 2,52- Ю2 3,1 1- ю2 5-102 1,02-Ю2 4-102
Be 6,23- 10» 3,28-10° 5,19-10* 2,15- 10* 5,3-10* 3,91-10° 3,7-10*
В 2,86-101 1,36- 10* 5,40- 10* 1,5-102 1,2- 102 1,09- 102 1-Ю2
С 5,19-Ю3 1,23-Ю3 9,74-102 1,8- 103 2,17-Ю3 9,81-10* 1,77- 103
N 1,12- I01 6,32- 10* 1,5- 102 1,7-102 1,24-102 5,47-103 1,33-102
О 3,43-10е 3,9- 10® 3,18-10® 3,1-10® 2,64- 10® 3,89-10® 2,8- 10®
F 2,31-102 7,77-102 2,28-103 2,8-103 3,65-103 3,1- 103 1,2-103
Ne __ __ — — — — —
Na 4,75-10* 3,66-10* 9,85- Ю* 1,4-10® 1,04- 105 3,38- 10* 9,9- 10*
Mg 9,04-Ю5 1,57- 10е 2,16-10® 9,67- 10* 2,0-10* 6,48-10* 8,5- 10*
Al 7,79- 10* 2,46- 10* 3,79-105 3,54- Ю5 2,47-105 4,56- 10® 3- 105
Si 1- 10® 1-10® 1-10® 1-10® 1-10® •1-10® 1-10®
P 2,52-103 8,1- 102 5,28- 103 5,57-10® 1,96-10’ 2,93-103 3-103
S 9,76-10* 4,6- 102 1,09- 103 6,72- 102 1,08- 103 1,1- 103 1-Ю3 .
Cl 3,12-102 2,08- Ю2 1,65-102 3,04-102 5,87- 102 5,31- 102 4,4- 102
Ar — — — — — —
К 3,40-Ю3 1,13- ю3 2,48-10* 6,34-10* 7,41-10* 6,87-10* 5,8-10*
Ca 5,45- 10* 2,58-10* 1,95- Ю5 1,25- 105 3,43-10* 7,44- 10* 8,8-10*
Sc 2,09-10» 1,64- 10* 6,23-10* 5,97- 10° 5,77-10° 2.6-10* 2,46-10*
Ti 1,62-103 9,2-103 2,2- 10* 1,8- Ю* 4.17-10* 1,1- 103 3,5-10*
V 2,14- 102 1,16-Ю2 4,6-102 2,11 -102 6,8- 10* 3,0- 102 2-102
Cr 7,53- 103 5,69-103 4,5- 10* 1,04- 10* 4,17- 10* 2,26-102 1,8- Ю2
оо со Mn 5,71-Ю3 4,0-I03 4,26-103 2,35- 103 9,46- Ю2 1,44- 103 . 2-Ю3
§ Продолжение табл. 43
Элемент Каменные метеориты (хондриты) Ультраосноаные породы (дуниты и др.) Ос новные породы (базалдоы, габбро и др.) Средние породы (диорнты. андезиты) Кислые породы (граниты. гранодиориты) Осадочные породы (глины и сланцы 2 части кислых пород 4“ 1 часть основных пород
Fe 6,93-105 2,60-105 1,79- 10* 1,13-104 4,2-104 7,02-104 8,8-104
Со 2,12- IO3 5,04- IO3 8,9-10' 1,82-Ю1 7,35- 10" 3,4-10' 3,4-10'
Ni 3,58-104 5,Q4-103 3,2-Ю2 1,01 -101 1,18-10' 1,9-Ю2 1.1 10-
Си 2,4-102 4,65- IO1 1,83-10* 5,93-10' 2,72- I01 1,05-10' 7.9- 10'
Zn 1,2-IO2 6,78- IO1 2,32-I02 1,19-I02 7,96- 10' 1,44- I02 1,3- 10*’
6,75-10° 4,24- 10° 3,09-I01 3,09-10‘ 2,48-10' 5,06-101 2.7- 10'
Ge 2,16-IO1 2,04-10° 2.42-10" 2,22-10° 1,67-10" 3,24-10" 2,9- 10"
As 6,26- IO-1 9,85- 10~r 3,24- 10° 3,45-10" 1,74- 10" 1,04-10" 2,2- 10"
Se 1,98- IO1 9,35-Ю-2 7,4-10-2 6,83-10-2 5,48- 10-2 8,94-10-' 6-10
Br 9,79-IO’1 9,25- IO-1 4,38- 10° 6,07- И”2 1,84- 10" 8,84-10" 2,1- 10"
Kr Rb 9,14-10° 3,46-10° 6,15- 10' 1,25-Ю2 2,02-102 2,74-102 1,6-102
Sr 1,78- IO1 1,68-10' 5,87- 102 9,84-I02 2,97-102 6,05-102 3,9-102
Y 1,40-10° 2,63-101 — 3,16-10‘ 3,97-10' 3-10'
Zr 5,14-Ю1 4,86- IO1 1,3-I02 3,08-102 1,9-102 2,58-102 1,7-102
Nb 5,04-10-' 1,6-10° 8,03-10" 2,32-Ю1 1,87-10' 2,53-10' 3,9-10'
Mo 9,76- IO-1 3,07- IO1 2,75- 10" 1,01- ю-1 9,02-10-' 2,45-10° 1,5-10"
Tc — — — — — — - -
Ru 1,53-10° — — — — —
Rh Pd 2,88- IO’1 1,46-10° 1,85- 10"' 2,08-10“2 — 8,13-10-3 — 1,2-107*
Ag 1 36-IO-1 6,84-10-2 1,08-10-1 7,0-1 О*2 4,02-10-2 1,09-Ю"2 6-10*2
Cd 1 39-IO-1 6,57- IO’2 1,69- Ю^1 — 7,72-IO’2 3,14- Ю"1 1- ю-‘
in 1 36- IO-3 1,67- IO"2 2,23-10-' — 1,96- IO"2 5,13-10~2 8'10 *
1 3110° 6,22-10-' 1,47-10° -— 1,93-10° 9,92-10“ 1,8-10°
Sb 1 28-IO1 1,21-IO-2 9,58- 10-’ 1,77-10"1 1,85-10-1 1,93-10° 4,4-10 1
Те 6 1 IO-1 1,16-IO"4 9,16-IO"3 8,45-IO'3 6,8-IO"4 9,22-IO"3 7- 10 4
I 4’9-IO"2 1,16-10-2 4,60-10' 2,55- IO"1 2,73-IO”1 9,27-Ю"1 1,6-10-'
Хе Cs 1,17-IO"1 1,11-10-2 8,8-Ю-1 — 3,26-10“ 1,06-10“ 2,3-10°
Ва 6,85-10° 1,08- IO-1 2,6-102 5,11-102 5,24-102 6,86-102 4.3-103
La 3,37- IO-1 — 2,27- Ю1 — 3,75-101 3,39-IO1 3,3-10'
Се 3,37- IO-1 — 3,75-10» — 6,2-101 4,2-IO1 1,7-10°
Рг i.ii-io-2 . — 3,32-10° — 7,38-101 4,18-10“ 5-101
Nd Pm 6,49- IO’1 1,62-Ю1 — 2,77-IO1 1,88-IO1 2,4-Ю1
Sm 2,08-IO"1. — 3,5-10° 5,21-10° 5,1 • 10“ 4,9-40“
Eu 8.23-10-2 9,72- IO-3 7,69- IO-1 — 8,56-IO’1 7,74-IO"1 8,3-10-'
Gd 4,0-Ю-1 — 3,73-10“ — 4,97-10“ 4,88-10° 4,5-10“
Tb 4,93- Ю-2 — 5,88-IO"1 —— 1,36 i.lO° 6,67-IO-1 1,1-10“
Dy 3,37- IO-1 4,56-10-2 1,44-10“ — 3,57-10“ 3,26-10“ 2,9-10“
Ho 6,62-Ю-2 — 7,08-Ю-1 — 1,05-10“ 6,93-IO"1 9-10*'
Er 1,87- IO’1 — 1,4-10° — 2,07-10“ 1,76-10“ 1,2-10°
Tm 3,69-10-2 — 1,38-ГО"1 — 1,54-IO"1 1,74-IO'1 1,5- IO-1
Yb 1,81-Ю"1 — 1,34-10“ — 2,0-10“ 2,04-10“ 1,1-10“
Lu 3,12-Ю-2 — 4-Ю-1 — 4,96-IO-1 4,76- IO"1 4,6-Ю-1
Hf 4,36-Ю-1 8,27-IO’2 6,54- IO-1 6,03-ю-1 4,86- IO-1 3,96-10° 5,4-IO-1
Ta 1,73-IO’2 1,47: IO"2 3,1-io-1 4,17-iO-1 1,67-10“ 2,28-10“ 1,2-10°
W 1,25-IO-1 8,03- IO-2 6,35-10-1 5,86- IO-1 7,07- IO-1 1,28-10° 7- IO-1
Re 6,73-10-« — 4,45-IO’4 3,12-IO’4 3,5-IO-4
Os 4,1-IO-1 —
Ir 3,9-IO"1 — 2,83- IO’3
Pt 1,60-10°, 1,51-Ю-1 6,0-IO-2
Au 1,35-Ю-1 3,74- IO’3 2,37- IO-3 1,98-IO”3 5,97- IO-4 1,4-10-2
Hg 2,34-10° 7,37- IO"3 5,24-IO’2 4,3-IO"2 3,47- IO’2 2,35-IO-1 4-10-2
TI 7,63- IO’4 7,22-IO’3 1,14-IO’1 2,64-iO-1 6,36- IO-1 1,13-10-1 4,6-Ю-1
Pb 1,51-IO-1 7,13- IO’2 4,51-10° 7,8-10° 8,38-10° , 1,14-10° 7-10“
Bi 2,24- IO’3 7,06-Ю-4 3,91-IO"3 5,16-IO"3 4,15-IO'2 5,63-10-3 4,4-IO’3
Th 2,7- IO’2 3,16-io-3 1,51-10“ 3,25-10° 6,73-10“ 5,57-10° 5- 10“
U 9,84-IO’3 1,86- IO’3 2,45- IO-1 8,16-iO-1 1,27-10“ 1,58-10“ 9-10-1
о Таблица 44. Данные о содержании элементов а горных породах разного типа. По К. Таркьяну и К. Ведеполю
Z Эле- мент Изверженные породы Осадочные породы Глубоководные осадки
ультра- основные базальто- вые граннтонды сненнты глины песчаники карбонат- ные известко- вые глинистые
богатые Са бедные Са
1 н A' A A я А А А А А А
2 Не В В В в В В В В В В
3 Li x- 10~4 1.7- 10~3 2,4-10“3 4-10-’ 2.8-10-' 6,6- 10’3 1,5-Ю"3 5-10-4 5-IO*4 5,7-IO"3
4 Be x-10"4 1 Ю"4 2-10~4 з- ю-1 1 ю-4 3-Ю"4 х-10~5 х- Ю"5 х-IO"5 2,-10"4
5 В 3-IO"4 5-10~4 9- 10~4 1-10~3 9-Ю-4 1- ю-1 3,5-10“3 2-Ю"3 5,5- IO’3 2,3-10~2
6 С A A А А А А А А А А
7 N 6- IO"4 2-10"3 2- 10-3 2- 10-3 3- ю-3 А А А А А
8 0 A A А А А А А А А А
9 F 1-10"4 4-IO"2 5.2- 10~2 8,5-IO"2 1,2- 10-' 7,4- IO'2 2,7- IO'2 3,3- ю-2 5,4-10~2 1,3-Ю"1
10 Ne В В В В В В В В В В
11 Na 4,2- 10'1 . 1,8 2,84 2,58 4,04 9,6-10-' з.з- ю-1 4-Ю-2 2,00 4,00
12 Mg 20,5 4,6 9.4-10-1 1,6- ю-1 5,8-10-' 1,5 7-Ю"1 4,7 4-IO"3 2,10
13 Al 2,0 7,8 8,2 7,2 8,8 8,0 2,5 4,2 2,0 8,4
14 Si 20,5 23.0 31,4 34,7 29,1 7,3 36,8 2,4 3,2 25,0
15 P 2,2-10~2 1,1-10"' 9,2-10"2 1,6- ю-’ 8-IO’2 7-Ю"2 1,7-10~2 4-Ю"2 3,5-10"2 1,5-10-'
16 S 3-IO"2 3-IO"2 з- ю-2 з- ю-2 3-10~2 2,4-10-1 2,4-10-2 1,2- 10-' 1.3- ю-' 1,3- ю-'
17 Cl 8,5- Ю"3 6- io-1 1.3- ю-2 2-IO"2 5,2-Ю"2 1,8-10~2 1-10~3 1,5-IO’2 2,0 2,0
18 Ar В В В В В В В В В В
19 К 4- 10~:‘ 8,3- IO’1 2,52 4,2 4,8 2,66 1,07 2,7-10-' 2,9-10"’ 2,5-10"'
20 Ca 2,5 7,6 2,53 5,1 - IO"1 1,8 2,21 3,91 30,23 31,24 2,9
21 Sc 1.5-10"3 3-20-1 1,4- Ю"3 7-10-* 3- ю-4 1,3-10~4 1•10~4 1- ю-4 2- 10~4 1,9-10~3
22 Ti 3- IO"2 1.38 3,4-10"' 1,2-10-’ 3,5-10-> 4,6-10~' 1,5-10-1 4-Ю"2 7,7- IO’2 4,6-10-'
23 V 4-Ю"3 2.5-10" 2 8,8-Ю"3 4,4- 10-! 3-Ю-" 1,3- ю-2 2-10-3 2- 10-' 2-10"3 1,2-Ю"2
24 Cr 1,6- 10-’ 1.7-10-2 2,2- Ю-3 4,1-Ю-4 2-Ю-4 9-Ю"3 3,5-10-3 1,1-10-" 1,1-10“" 9-IO”3
25 Mn 1.62-10"' 1,5- 10"' 5,4-10-2 3,9-10-2 8,5-Ю"2 8,5-IO"2 х-10~4 1,1-10-' 1•10“' 6,7-10-'
26 Fe 9.43 8,65 2,96 1,42 3,67 4,72 9,8-10“' 3,8- 10-' 9-10-1 6,5
27 Co 1.5-IO"2 4,8-IO-3 7-IO"4 1 -Ю“4 1- Ю"4 1,9- Ю"3 3-Ю-5 1 • ю-5 7- 10~4 7,4-102
28 Ni 2- KF1 1.3-10~2 1,5-10-3 4,5- 10~4 4-Ю-4 6,8-10-3 2-Ю-4 2-10-' 3-10"3 2,25-10“2
29 Cu 1 -10“:' 8,7-IO"3 з- ю-! 1 - ю-3 5-10"4 4,5-10-" х-IO"4 4-IO’4 3 io-3 2,5-10-2
30 Zn 5-IO"3 1,05-IO"2 6-10~3 3,9-10"3 1.3- io-2 9,5-10-2 1,6-Ю-3 2-40-3 3,5-10"® 1,65-10"2
31 Ga 1.5- 10"4 1.7- IO’3 1,7-10-* 1,7-IO’3 з- ю-® 1,9-10-' 1,2- 10~3 4-10~4 1.3- IO”3 2-Ю-3
32 Ge 1,5-10’4 1.3-10~4 1,3- ю-4 1,3- io-4 1-10~4 1.6- ю-4 0,8-10"4 0,2-10~4 0,2-10-4 2-IO"4
33 As 1-10-* 2-Ю'4 1,9- IO-4 1,5-Ю'4 1,4-10"4 1,3- Ю"4 1 • Ю"4 1-ю-4 1-Ю-4 1,3- ю-®
34 Se 5-10~® 5-10-® 5-10*® 5-IO"® 5-IO"® 6-Ю-5 5-IO’6 8-Ю"® 1,7- Ю"5 1,7-Ю"5
35 Вг 1- IO”4 3,6- io-4 4,5-IO-4 1,3- io-4 2,7- Ю-4 4-Ю-4 I-IO”4 6,2-10 7- Ю-3 7- Ю"3
36 Кг В В В В В В В В В В
37 Rb 2- KF5 3-IO-3 1,1-IO"2 1,7-Ю"2 1,1-Ю-2 1,4-IO"2 6- ю-3 3- Ю"4 1 • Ю"3 1,1-Ю"2
38 Sr i-io-* 4,65-IO-2 4,4-Ю-2 1-Ю-2 2-IO”2 з- ю-2 2-Ю'3 6,1- Ю-2 2-10“' 1,8-Ю"2
39 Y x-IO-5 2,1- IO-3 3,5- IO"3 4-Ю-3 2- Ю-3 2,6- Ю-3 4- Ю-3 3- Ю"3 4,2-10~3 9-Ю"3
40 Zr . 4,5- IO-3 1,4-IO"2 1,4-IO-2 1,75- IO’2 5-Ю-2 1,6- ю-2 2,2-Ю"2 1,9- Ю"3 2-IO'3 1,5- Ю"2
41 Nb- 1,6-10~3 . 1,9-10“® 2-IO"3 2,1- Ю”3 3,5-IO'3 1,1-10-® х- Ю-5 3- ю-5 4,6-IO”4 1,4- Ю-3
42 Mo 3- IO"5 1,5- IO-4 i-io-4 1,3- Ю-5 6- Ю-5 2,6- Ю-4 2- Ю-5 4- Ю-5 З-Ю’® 2,7- Ю-3
43 Tc C C C С С С С С С С
44 Ru D D D D D D D D D D
45 Ph D D D D D D D D ' D D
46 Pd 1,2-IO"5 2-10-® x-IO"7 х-Ю-’
47 Ag 6- IO-6 1,1-ю-5 5,1-10-® 3,7-10-® х- Ю-® 7-10"’ х-Ю-® х- Ю-® х- Ю-® 1,1-Ю-5
48 Ca x-Ю"5 2,2-10~5 1,3-IO-5 1,3- ю-5 1,3-10"® з- ю-5 х- Ю-® 3,5-IO"6 х- Ю-® 4,2- Ю-5
49 In 1- io-« 2,2- Ю-5 x- Ю-® 2,6-10"5 х-10-® 1-ю-5 х-IO"® х-10-® х-10"® 8-10"®
50 Sn 5-IO'5 1,5-10-4 l,5-10"4 З-Ю"4 . х-Ю’4 6-10~4 х- Ю~5 х- Ю"5 х- Ю"5 1,5- Ю~4
51 Sb i-io-® 2-IO-5 2-IO-5 2-IO’5 х- Ю-5 1,4- IO”4 х-10"® 2-10-5 1,5- Ю"5 1- Ю"4
52 Те D D D D D D D D D D
53 I 5- IO"5 5-IO-5 5- IO"5 5- Ю"5 5-Ю-5 2,2-IO”4 1,7- Ю-4 1,2-IO’4 5- Ю-® 1-10"®
54 Xe В В В В В В В В В В
55 Cs x-10-5 1,1-Ю-5 2-IO-5 4-Ю-4 6- Ю"5 5- Ю"4 х- Ю-5 х-Ю"5 4-Ю-5 6- ю-4
56 Ba 4- Ю-5 3,3-IO"2 4,2-IO-2 8,4- Ю-2 1,6-10-' 5,8- Ю"2 х- Ю-3 1 - Ю"3 1,9-Ю"2 2,3-10"'
57 La x* IO-5 1,5-Ю"3 4,5- Ю-3 5,5-Ю"3 7- Ю-® 9,2- IO"® з- ю-3 х-10~4 I-IO"3 1,15-Ю"2
58 Ce x-IO"5 4,8-1 O’3 8,1-IO"3 9,2-10-® 1.61 -Ю"2 5,9-10'3 9,2-IO*3 1,15- io-3 3,5- Ю-3 3,45- IO”2
59 Pr x-IO"5 4,6- Ю-4 7,7- IO"4 8,8-10~4 1,5-Ю-3 5,6-IO”4 8,8-IO”4 1.1 • ю-4 3,3- ю-4 3,3- Ю"3
60 Nd x-10~5 2-10-® 3,3-Ю-3 3,7- Ю-® 6,5-Ю"3 2,4-10"3 3,7-IO”3 4,7-IO”4 1,4- Ю"3 1,4- Ю-2
61 Pm C C C С С С С С С С
62 Sm x-10-5 5,3-10-® 8,8- IO-4 1-ю-® 1,8-10-® 6,4 - Ю"4 1 • Ю-®. 1,3-Ю-4 3,8 -Ю'4 3,8- Ю"2
63 En X-10~5 8-IO-5 l,4-10-4 1,6- Ю"4 2,8- Ю"4 I-IO"4 1,6- Ю"4 2-IO"5. 6- Ю-5 6- Ю"4
64 Gd X- IO"5 5,3-IO"4 8,8-IO-4 1-Ю-3 1,8-10-® 6,4- IO”4 1 • ю-3 1,3-Ю-4 3,8- IO”4 3,8- Ю-3
65 Tb x-IO"5 8-IO-5 1,4-IO-4 1,6- Ю"4 2,8-Ю"4 I-IO”4 1,6- Ю-4 2- Ю-5 6- Ю"5 6- Ю"4
66 Dy x- IO”5 3,8-IO"4 6,3-Ю-4 7,2- Ю"4 1,3-ю-3 4,6- IO”4 7,2-IO”4 9- Ю"5 2,7-IO”4 2,7- Ю"3
67 Ho x- IO-5 1,1-Ю-4 1,8- IO"4 2- Ю-4 3,5-10~4 1,2-Ю"4 2- Ю"4 з- ю-5 8- Ю"5 7,5- Ю"4
68 Er x-10"5 2.1-10-4 3,5- IO"4 4-Ю-4 7-IO”4 2,5- Ю"4 4-IO”4 5- Ю"5 1,5-Ю-4 1,5-Ю"3
69 Tm x-10-5 2- Ю-5 3-10~5 3- Ю-5 6- Ю-5 2- Ю-5 3- Ю-5 4- 10-® 1-Ю"5 1,2- Ю"4
1
ные осадки глинистые » «# «# »га м< г* Л л и ч> *ч 1 1 1 1 1 1 1 1 1 II ооооо оооо о о 1П1П~* нк ч X 00 об Ч 00
| Глубоковод известко- вые *4 Л Л ® tO t» Ф Л Ч Ч> iC 1 1 1 1 1 Illi II ООООО ОООО О О ю Ю и К • Ч сП СТ> ч
3 ЕС карбонат- ине Л Л ift Ф iH г* ф ф «# ч> «ч 1 1 II 1 1 1 1 1 II ооооо оооо о о 1ПСМ0О Й4 Йо ь. СЧ —Г сч
Р. О С ф 3 X Я" о ЕС X X X X л У ф с •Ч нЧ »Ч Ф чЧ Г- Ф «Ч «Ч «ч Л 1 1 1 1 1 Illi II ооооо оооо о о TT’7T’7QQQQ’7’7V’7QuJUJUJUJUJUJ’7uJTh'h' сч ст> ч ч об сч г- ь. in —" 00 — 00 — '«*’
о глины ч ю ч ю Ч Г» Л И и »ч 1 1 1 1 1 .1111 II ооооо оооо о о — — — 7~ qqqq777-;quimmmmm7m-7t.t. О ь. 00 00 00 * 4* 4’ СЧ СЧ С4* сч сч —" — — со
«Продолжение табл. 44
сиениты -> «# п «# »ч Г- Ф •# и и *ч 1 1 1 1 1 1 1 1 1 II ооооо оооо о о и Й 4 СМ 00 об сч — сч — —Г —Г —*
граннтонды бедные Са | »Ч »Т •» 'Ч Г- Ф «# и Ф w •# 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 II еоооо ооооо о о c-“-“qqqq-----^^^-^-^ СЧ СТ> СЧ СЧ Tt0O0OCT>— ой. об —’ об Tt ci СЧ — —-
богатые Са | •# »т «# «# "» Г- Ф Л и «#«# 1 1 1 1 1 Illi II ооооо оооо о о in ~ СО сЬ об 4* об СЧ in in об об —Г сч об -- г-Й —• оо
базальто- вые •ч л «ч «# л г» Ф л •# г» «ч »• 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 II ООООО ООООО О О — tn СЧ — Г- СХ - S Tt —• сч —• сч
1Л Д Л Ч й г» Ф Ф г» г-
*11111 Illi I I
ООООО ОООО О О
<П — сП Ч <Х> —• —•
2^— -° — о *- с и. я и х: я _ о- я
>J-h?KO-Q.<Xf-Q.CQQ.<<^U-<X<f-a3ZQ.
О — СЧСО^МПсПС^ООСТ^О — СЧС0чМП<ПС^.00СТ>О — СЧ со Tf
r-r*b-t^.t^.t^.t^.t^.t^.t^.OOOOOOOOOOOOOOOOOOOOCT>CT>CT>CT>CT)
Таблица 45
Средняя распространенность элементов в главных типах магматических
пород (содержание микроэлементов, млн1). По обобщенным данным С. Тейлора
Компоненты Андезиты Андезнт Гранодиорит Гранит Базальт Океаниче- ский толеит
Средний состав Пределы колебаний
I. Оксиды, %
SiO2 59,5 — 57,3 66,9 71,2 48,9 49,3
А120з 17,2 -- 17,4 15,7 14,7 15,7 17,0
FeO 6,10 — 7,30 3,78 3,24 10,7 8,61
MgO 3,42 — 3,52 1.57 0,55 8,70 7,19
CaO 7,03 —- 8,65 3,56 2,00 10,8 11,7
Na2O 3,68 — 2,63 3,84 3,54 2,32 2,73
K2O 1,60 — 0,72 3,07 4,18 1,02 0,17
TiO2 0,70 — 0,58 0.57 0,40 1,82 1,49
II. Катионы с большим радиусом
Cs 1,3 0,3—1,5 — 4 5 1 —
Rb 31 19—44 10 НО 145 20 1.2
TI 0,2 Не опред. — 0,9 1,0 0,1 —
Ba —0,5
Ba 270 180—400 но 500 600 250 14
К 1,33 0,59 2,55 3,47 0,85 0,14
Pb 6,7 2—11. 4,0 15 30 5 —
Sr 385 215—570 215 440 285 465 115
Ca, % 5,02 .—. 6,20 2,54 1,43 7,72 8,34
Na, % 2,73 — 1,95 2,85 2,63 1,72 2,03
K/Rb 430 590 230 240 425 1170
Rb/Cs 24 — 28 29 20 —
K/Cs 8300 — 6380 6940 8500 —
Ba/Sr 0,70 0,51 1,14 2,1 0,54 0,12
Rb/Sr 0,08 0,047 0,25 0,51 0,043 0,01
Ba/Rb 8,7 11 4,5 4,1 12,5 11,7
III. Редкие земли
La 11,9 7,8—27 3,1 36 55 17 4,7
Ce 24 13—43 6,8 47 57 66 16
Pr 3,2 2,5—4,2 1,8 8,5 7,2 8,5 2,4
Nd 13 9—17 9,8 26 33 32 14
Sm 2,9 2,4—4,5 2,6 6,8 7,1 6,9 4,9
Eu 1,0 0,64—2,3 1,0 1,2 1,1 2,7 1,9
Gd. 3,3 2,1—4,9 4,0 7,4 7,1 5,9 7,0
Tb 0;68 0,39—1,1 1,0 1,3 1,3 1,1 1,37
Dy 2,2 1,8—2,9 2,8 3,2 — (5) (5)
Ho 0,71 0,55—1,1 1,0 1,6 1,2 1,1 1,7
Er 2, Г 1,3—3,1 3,1 4,8 4,4 3,3 4,9
Tm 0,30 0,19—0,46 0,46 0,50 0,68 0,44 0,82
Yb 1,9 0,96—3,2 2,7 3,6 4,0 2,7 3,9
Lu — — — —_ — 0,74
SP33 68 41 148 184 153 69
Y 21 17—25 25 30 40 25 43
SP33 + У 89 66 178 220 178 112
95
Продолжение табл. 45
Компоненты Андезиты Андезнт Г раноднорнт Граннт Базальт Океаниче- ский толеит
Средний состав Пределы колебаний
IV. Катионы с большим радиусом и большим зарядом
Th 2.2 1.1- 4,7 1.3 10 17 2,7 0,18
и 0,69 0,38—1.4 0.4 2.7 4.8 0.60 0,10
Zr 110 90—170 90 140 180 но. 95 .
HI 2,3 1,3—3,0 2.0 3 4 2 —
Sn 0,8 0,44—1,4 0,70 2 3 1 —
Nb 4,3 2.6—5.6 0,30 — — — —
Ti, % 0,42 0,37 0,34 0.24 0,67 0,89
Mo 1,1 0.58-1.6 — 1 2 1 —
K'u 19 300 — 14 750 9440 7230 14 170 14 000
Th U 3,2 — 3.3 3.7 3.5 4,5 1,8
Zr/Hf 48 .... 45 47 45 55 —
V. Железо-магнезиальные элементы
Mn 1200 820—1600 1000 600 400 1500 1300
Fe+\ % 2,84 -— 3.18 2,01 1,40 6,37 5,30
Cu 54 25—150 55 25 10 100 80
Co 24 13 32 20 10 2 48 32
Ni 18 5—38 15 15 4 150 100
Mg. % 2.06 2.12 0,95 0,33 5.25 4,34
Li 10 6 - 12 25 30 10 9
Ее (ббщ.), % 4,74 5,67 2.94 2.52 8.35 6,69
Sc 30 15 34 21 14 6 38 60
V r 170 95 245 195 75 40 250 290
Fe+3. % 1.90 2.49 0.93 1.12 . 2:00 1.39
Cr 56 19 100 44 30 10 200 300
Ca 16 14 18 18 20 12 17
Al, % 9.10 9.21 8,31 7.78 8.31 8,99
Ni/Co 0.75 0,75 1.5 2 3.1 3.1
Fe+2/Ni 1580 1590 1340 3500 425 530
Al/Ga 5690 4620 3890 6930 5290
Cr/V 0.32 0,23 0,40 0,25 0,80 1,0
V/. ^Катионы < небольшим радиусом
Ge .... 1.3 1,5 1,5
Si. % 27.8 26.8 31,3 33,3 22,8 23,0
P 920 . 700 1400 700
В .. . 10 ю 5 —
1'7/. Халькофильные элементы
TI ' 0,2 Не опред. — 0,9 1,0 0,10 .—
-0,50
Ag 0,13 <0,05—0,25 —. 0,05 0,04 0,10 —
Pb 6,7 2—11 4.0 15 30 5 —
Cd — — 0,13 0.2 0,2 —
96
Продолжение табл. 45
Компоненты Андезиты 1 Андезит Г раноднорнт Г раинт Базальт Океаниче- ский толент
Средний состав Пределы колебаний
Bi -0,1 0,18 0,15
In 0,40 >0,15—0,47 0,25 — 0,1 0,1 .—
Sb 0,22 >0,14—0,79 — 0,2 0,2 0,2 •—
Си 54 25—150 55 25 10 100 —
As — — 1,9 1,5 2 —
Ga 16 14—18 — 18 20 12 —
Таблица 46
Распространенность элементов в образцах, доставленных «Аполлон-11 и -12»
и «Луна-16», по сравнению с земным диабазом (W— 1), эвкритами
и углистым хондритом типа 1*
N Элемент «Аполлон-11» «Аполлои-12», среднее 1 i «Луна-16» среднее : Диабазы Эвкриты Углистые хондриты
интервал зна- чений среднее
3 Li 9—23 12 11 10,8 12 8 1,3
4 Be 1—6 2 — 2,5 0,8 0,1 0,04
5 В 1—4 2 — 4,4 15 0,8 5
6 С 64—230 140 по — — 700 3,4 %
7 N 30—150 100 — — 14 30 2000
8 О . 37,5—43,4 % 40 % — — 44,6 % 42,7 % 45,3 %
9 F 30—340 140 — 200 250 60 190
11 Na 2600—4000 3300 3000 — 1,6 % 3000 5500
12 Mg 3,4-5,1 % 4,5 % 7,2 % — 4,0 % 4,3 % 9,6 %
13 Al 3,7—7,8 % 5,6 % 7,4 % — 7,9 % 6,5 % 8500
14 Si 17,7—20,6 % 19,2 % 19,6 % — 24,9 % 22,8 % 10,3 %
15 P 200—900 500 — — 610 400 1400
16 S 1200—2400 1700 — — 1300 900 6,2 %
17 Cl 3—30 14 — 42 200 20 260
19 К 400—2800 1400 1500 — 5300 400 1400
20 Ca 7,2—9,0 % 8,0 % 7,1 % — 7,8 % 7,7 % 1,1 %
21 Sc 60—100 75 47 37,2 34 35 5
22 Ti 4,3—7,4 % 5,9 % 1,9% — 6400 4600 420
23 V 20—100 50 64 67,5 240 75 57
24 Cr 1300—2800 2100 2800 — 120 2100 2200
25 Mn 1500—2400 1900 1900 — 1300 3900 1700
26 Fe 11,8—15,6 % 14,3 % 13,2 % — 7,7 % 14,5 % 18,4 %
27 Co 11—35 25 42 41 50 4 480
28 Ni 3—200 — 200 171 78 13 1,0 %
29 Cu 4—25 11 — 37 НО 7 140
♦ Содержания элементов даны в г/т, наиболее распространенные—в %.
4 Заказ № 639
97
Продолжение табл. 46
N Элемент «Аполлон-11» «Аполлон-12», среднее «Луна-16», среднее Диабазы Эвкриты У гл нстые хондриты
интервал зна- чений среднее
30 Zn 2—40 15 5,4 33,4 82 2 320
31 Ga 3—6 4,5 4,9. 4,5 16 2 10
32 Се 0,1—0,4 — — 1,25 1,7 0,2 34
33 ,;As 0,01—0,09 0,05 — 0,41 2,4 0,05 2,0
34 Se 0,4—1,6 0,8 0,24 0,36 0,11 0,002 27
35 Br 0,01—04 0,1 0,13 0,5 0,4 0,4 5
37 Rb 0,00—6 3,4 8,7 1,9 22 0,35 2,3
38 Sr 110-220 170 170 220 180 85 8
39 Y 70—170 120 130 70,4 25 23 1,6
40 Zr 180—160 370 670 294 100 46 9
41 Nb 14—31 21 — 15,9' 10 — 0,5
42 Mo 0,4—0,7 0,5 — 5,3 0,5 — 0,6
44 Ru — — — 0,1 0,4 0,7
45 Rh — — — 0,15 0,005 — 0,2
46 Pd 0,001—0,023 0,006 — 0,38 0,01 — 0,6
47 Ag 0,001—0,024 0,008 0,005 ' 0,28 0,05 — 0,4
48 Cd 0,003—0,11 0,004 0,004 0,52 0,3 0,04 1,0
49 In 0,003—0,05 0,003 0,009 1,7 0,07 0,001 0,09
50 Sn 0,3—1,2 0,6 — 3,0 3 1,6
51 Sb 0,005—0,01 0,007 — 0,85 1,1 0,01 0,15
52 Те 0,008—0,073 0,2 0,075 — 0,2 0,0002 3,3
53 I 0,006—1,4 — — 0,4 0,05 0,2 0,3
55 Cs 0,02—0,17 0,10 0,32 0,09 > 1,0 0,09 0,19
56. Ba 70—340 200 420 185 180 35 4
57 La r 7—29 18 — 13,4 12 3,7 0,19
58 Ce 23—83 54 — • 40,8 23 9,7 0,19
59 Pr 5—16 11 — 8,6 4 1,4 0,09
60 Nd 21—69 46 — 35,7 27 6,9 0,42
62 Sm 8—23 15 — 15 4 2,3 0,13
63 Eu 1,5—2,7 1,9 — 2,23 1,1 0,72 0,05
64 Gd 12—29 20 10,0 4 2,9 0,24
65 Tb 2,1—5,0 3,6 - 1,21 0,8 0,57 0,04
66 Dy 14—36 25 — 12,5 4 3,8 0,22
67 Ho 2,2—8,7 4,9 — 2,8 1 0,80 0,06
68 Er 9—21 • 14 — 5,8 3 2,3 0,14
69 Tm 1,2—2,8 1,9 — 0,97 0,35 0,38 0,02
70 Yb 8—20 13 —. 5,9 2,2 1,9 0,13
71 Lu 1,2—2,9 1,7 — — 0,7 0,1 0,02
72 Hf 7—18 13 — 7,8 2 0,8 0,32
73 Ta 1,0—2,7 1,7 — — 0,7 0,1 0,02
74 W 0,1—0,4 0,3 — — 0,45 — 0,14
75 Re 0,01 — — — 0,0003 0,00005 0,04
76 Os 0,0003 — — 0,03 0,0003 0,0005 0,45
77 Ir 0,00001—0,01 0,00007 0,009 0,0012 0,0003 0,0002 0,40
78 Pt —- — — 0,05 0,02 — 0,90
79 Au 0,00002—0,004 0,00004 0,002 0,002 0,005 0,001 0,18
80 Hg 0,0003—0,013 — — 0,4 0,1 — 1 ?
98
Продолжение табл. 46
Элемент «Аполлои-U» «Аполлон-12», среднее «Луна-16», среднее Диабазы Эвкрнты Углистые хондриты
интервал значе- ний среднее
81 Т1 0,0003—0,003 0,0006 0,002 0,002 0,13 0,0007 0,14
82 РЬ 0,3—1,8 1,2 4 8 0,5 2,9
83 Bi 0,0001—0,001 0,0003 0,002 —>- — — 0,13
90 Th 0,5—3,4 2,0 6,0 — 2,4 0,4 0,04
92 и 0,6—0,9 0,5 1,5 — 0,5 0,1 0,01
РАСПРОСТРАНЕННОСТЬ ЭЛЕМЕНТОВ В ГОРНЫХ ПОРОДАХ
ЛУНЫ
В настоящее время благодаря полетам межпланетных стан-
ций «Аполлон-11, -12, -14, -15, -16, -17» и «Луна -16, -20» получен
обширный каменный материал с поверхности Луны, который
тщательно изучен в различных лабораториях мира. Определе-
ние содержания редких элементов в лунных образцах произво-
дилось рентгеноспектральным анализом, а также другими наи-
более совершенными методами. В результате этих исследований
был получен материал по химическому и изотопному составу
лунных образцов горных пород. Наиболее существенные данные
по содержанию химических элементов в трех районах лунного
шара (образцы, доставленные «Аполлоном-11, -12» и «Луна-16»)
приведены в табл. 46. Данные табл. 46 взяты из работ Б. Мэй-
сона и У. Мелсона’и сборника «Лунный грунт из моря Изо-
билия»,
Глава IV
МЕТЕОРИТЫ И ПЛАНЕТНЫЕ ПОРОДЫ
КЛАССИФИКАЦИЯ МЕТЕОРИТОВ И ИХ СОСТАВ
Метеориты представляют большую научную ценность, по-
скольку они позволяют восстановить раннюю историю Солнеч-
ной системы и способствуют пониманию происхождения Земли
и планет. Все до сих пор изученные метеориты принадлежат
Солнечной системе, хотя не исключена возможность, что неко-
торые их представители имеют галактическое происхождение.
4* 99
Таблица 47
Средний состав метеоритного вещества, %
Элемент Железо-никель (металлическая фаза) Тронлнт (сульфидная фаза) Каменная (силикатная) фаза Средний состав метеоритного вещества
о 43,12 32,30
Fe 90,78 61,1 13,23 28,80
— — 21,61 16,30
Mg — — 16,62 12,30
s — 34,3 — 2,12
Ni 8,59 2,88 0,39 1,57
Al — — 1,83 1,38
Ca — — 2,7 1,33
Na — — 0,82 0,60
Cr — 0,12 0,36 0,34
Mn — 0,046 0,31 0,21
К —— — 0,21 0,15
Ti — — 0,10 0,13
Co 0,63 0,208 0,02 0,12
P — 0,305 0,17 0,11
В зависимости от минерального и химического состава все
метеориты подразделяются на три основных класса: каменные
(аэролиты), железокамеииые (сидеролиты) и железные (сиде-
риты).
Во всех метеоритах можно выделить три раздельно сущест-
вующие^части или фазы: железо-никелевую или металлическую,
каменную (или силикатную) и сульфидную (или троилитовую).
Другие составные части имеют второстепенное значение. Все ме-
теориты по составу можно рассматривать как сочетание сили-
катной и металлической фаз, иногда с большей или меньшей
примесью сульфидной — троилитовой фазы. Каменные метео-
риты состоят преимущественно из силикатных минералов, же-
лезные из иикелистрго железа, а железо-камеииые — примерно
из равных количеств силикатной и металлической фаз. Средний
химический элементарный состав метеоритного материала и от-
дельных метеоритных фаз приведен в табл. 47. Очевидно, что
основная масса метеоритов сложена немногими химическими
элементами. Первое место по распространению занимают четыре
элемента: О, F, Si, Mg (содержание их более 10 %). Второе ме-
сто занимают S, Ni, Al, Са (распространенность их в среднем
более 1 %). В настоящее время основные классы метеоритов
подразделяются следующим образом:
( Хондриты
Каменные <
Ахондриты
100
ЖелезокаМеипые
Железные
( Мезосидериты
( Палласиты
{Г ексаэдриты
Октаэдриты
Атакситы
Метеориты разных класов обнаруживают разную распрост-
раненность. Еще в прошлом столетии начался систематический
сбор образцов метеоритов, которые хранились в музеях и по ним
составлялись каталоги. При изучении разделяют метеориты па-
дения и находки. Статистика собранного метеоритного матери-
ала приведена в табл. 48. Очевидно, что наиболее часто выпа-
дают каменные метеориты, а среди них резко преобладают хон-
дриты. Среди находок чаще встречаются метеориты железные,
что связано с их более легким обнаружением в полевых усло-
виях по сравнению с каменными, которые быстро окисляются, и
их трудно отличить по внешнему виду от обломков обычных зем-
ных пород. Тысячи образцов метеоритов собраны за последнее
время на поверхности материка Антарктиды, где их легко обна-
ружить на белом фоне Снега и льда. Однако статистически ан-
тарктические находки совпадают с тем процентным соотноше-
нием падений, которое показано в табл. 48.
Таблица 48
Статистические данные по достоверным находкам и падениям метеоритов.
По А. Т. Базилевскому и др.
Класс н подкласс метеоритов Падения Находки Всего %
число % число %
Каменные В том числе: 752 92,9 576 46,7 1328 64,9
хондриты 685 84,6 558 45,1 1243 60,1
ахондриты 67 8,3 18 1,5 85 4,8
Железокаменные 11 1,4 66 5,3 77 3,8
Железные 46 5,7 595 - 48,1 641 31,3
Всего 809 100,0 1237 100,1 2046 100,0
В результате систематического изучения метеоритов были
предложены их разные классификации. Первоначально в течение
довольно длительного времени исследователи метеоритов при-
меняли классификацию Розе — Чермака — Бжезииы, основан-
ную преимущественно на минералогических признаках. В 1920 г.
она была заменена классификацией Г. Прайора. В настоящее
101
время разработана единая международная классификация ме-
теоритов, которая приведена в табл. 49 с указанием ведущих ми-
нералов, слагающих метеориты.
Метеориты представляют собой космические породы, сложен-
ные различными минералами и в отдельных частях стеклова-
тыми образованиями, которые не успели раскристаллизоваться.
К настоящему времени в составе метеоритов обнаружено более
100 минералов. Однако распространение их неравномерное. Ос-
новная масса метеоритов сложена 5—6 минералами, как это
указано в табл. 49. Другие известные минералы встречаются
редй), а некоторые из них обнаружены как единичные находки.
Вопросы минералогии метеоритов рассмотрены во многих рабо-
тах, в том числе [18].
Наиболее изученные минералы метеоритов с указанием их
состава и условий нахождения перечислены в табл. 50. Перечис-
ленные в табл. 50 минералы встречаются преимущественно в ме-
теоритах резко восстановительного характера — в энстатитовых
хондритах и ахондритах, железных и железо-каменных метеори-
тах. Общая средняя количественная оценка минерального со-
става метеоритов разных классов дана в табл. 51.
Химический состав метеоритов.изучался во многих лабора-
ториях разными исследователйми с применением различных ана-
литических методик: В настоящее время для определения со-
става метеоритов применяются методы: нейтронной активации
в сочетании с радиометрией, рентгено-флюоресцентного анализа,
* метод изотопного разбавления в сочетании с масс-спектромет-
’‘’рией.
Широко используется масс-спектрометрия для определения
изотопного состава вещества метеоритов, что уже привело
к крупным открытиям. Наиболее существенные результаты изу-
чения химического состава метеоритов опубликованы. Общая
оценка химического состава метеоритного материала приведена
в табл. 52.
Метеориты являются обломками более крупных тел асте-
роидов, большая ч^сть которых движется в обширном поясе
между орбитами Марса и Юпитера. Возраст метеоритов по дан-
ным ядерной геохронологии 4,5—4,6 млрд, лет, что совпадает
с возрастом Земли и Луны. Таким образом, метеориты представ-
ляют собой древнейшие космические породы Солнечной системы,
отражающие в какой-то степени условия ее образования. Про-
исхождение метеоритов — крупная научная проблема, которая
находится в стадии решения.
Большинство исследователей рассматривают хондриты как
прямые конденсаты солнечного вещества в процессе охлажде-
ния газовой туманности. Относительно других метеоритов во-
прос менее ясен. Представления о происхождении метеоритов
изложены в работе [15].
102
Таблица 49
Классификация метеоритов. По Г. Прайору
Класс Символ Основные минералы '
Хондриты
Энстатитовые Е Энстатит, никелистое железо
Бронзитовые И Оливин, бронзит, никелистое железо
Г иперстеновые L Оливин, гиперстен, никелистое железо
Амфотеритовые LL Оливин, гиперстен, никелистое железо
Углистые С Серпентин, оливин
Ахондриты
Обриты Ае Энстатит
Диогениты Ah Гиперстен
Шассиньиты Ас Оливин
Уреилиты Аа Оливин, бронзит, никелистое железо
Ангрит Аа Авгит
Наклит Ап Днопсид, оливин
Говардиты Aho Гиперстен, плагиоклаз
Эвкриты Аеи Пижонит, плагиоклаз
Железо-каменные
Палласиты Р Оливин, никелистое железо
Сидерофир S Ортопироксен, никелистое железо
Лодранйт Lo Ортопироксен, оливин, никелистое же лезо
Мезосидериты М Пироксен, плагиоклаз, никелистое же лезо
Железные
Гексаэдриты Их Камасит
Октаэдриты О Камасит, тэнит
Атакситы D Тэнит
Таблица 50
Минералы метеоритов
Минерал Формула Где обнаружен
Аваруит Ni3Fe Акцессорный в железном мете- орите Одесса и метеорите Альен- де
Алабандин (Мп, Fe)S Акцессорный в некоторых Ае
Алмаз С Встречается в уреилитах н же- лезных метеоритах
Андрадит Акцессорный в метеорите Альен- де
103
Продолжение табл. 50
Продолжение табл. 50
Минерал Формула Где обнаружен
Барринджерит (Fe, Ni)2P Акцессорный в палласите Оллеж Акцессорный в метеорите Ивина (С1)
Бледит (астраха- нит) Na2Mg(SO4)2-4H2O
Брейнерит CaNa2Mg(PO4)2 Акцессорный в некоторых желез- ных метеоритах
Бржезианит* Cr3S4 Акцессорный в' железном мете- орите Туксон
Вавеллит CaC2O4-H2O Акцессорный в метеорите Мур- чисон (С2)
Витлокит* Ca8MgH(PO4)7 Акцессорный во многих метео-
Волластонит CaSiO3 Акцессорный в метеорите Альен-
Гентнерит* GUgFCgCr |jS]8 Де Акцессорный в железном метео- рите Одесса
Герцинит (Fe, Mg)Ai2O4 Акцессорный в некоторых СЗ
Г ипс CaSO4-2H2O Акцессорный в С1 и С2
Графит C Обычный акцессорный в желез- ных и некоторых каменных мс-
Графтонит (Fe, Mn)3(PO4)2 Редкий акцессорный в некоторых железных метеоритах
Гроссуляр Ca3Al2Si3O]2 Акцессорный в метеорите Альен- де (СЗ) Акцессорный в некоторых Се, Ае и железном метеорите
^Джерфишерит* K3CuFe12S14
Добреелит’*. FeCr2S4 Акцессорный в Ае во многих железных метеоритах
Доломит CaMg(CO3)2 Акцессорный в С1
Ибонит CaAl]2O19 Акцессорный в некоторых С2 и СЗ
Ильменит РеТЮя Акцессорный во многих камен- ных и железных метеоритах
Калиевый полевой шпат (K, Na)AISi3O8 Редкий акцессорный в отдель- ных железных метеоритах
Кальцит CaCO3 Акцессорный в С1 и С2
Камасит* (Fe, 4<i) В железных, железокаменных метеоритах и большинстве хон- дритов
Карлсбергит* CrN Акцессорный во многих желез- ных метеоритах
Кварц SiO2 Акцессорный в некоторых эв- критах и Се
Клинопироксен (Ca, Mg, Fe)SiO3 Обычный минерал каменных и железокаменных метеоритов
Когенит* (Fe, Ni)3C Акцессорный во многих желез- ных метеоритах и Се
* — минералы, обнаруженные только в метеоритах.
Минерал Формула Где обнаружен
Кордиерит Mg2Al4Si30j8 Акцессорный в метеорите Альеи-
Космохлор* NaCrSi2Oe де (СЗ) Редкий акцессорный в некоторых
(юриит) Криновит* NaMg2CrSi3Oi0 железных метеоритах Редкий акцессорный в отдель-
Кристобалит SiO2 ных железных метеоритах Акцессорный, в основном в С1
Лауренсит (Fe, Ni) Cl2 Акцессорный в некоторых мете-
Лонсдэлеит C оритах , Редкий, в уреилитах и железных
Магнезит (Mg, Fe)CO3 метеоритах Акцессорный в С1
Магнетит Fe3O4 Акцессорный в Сс
Маккинавит FeSx_i Обычный акцессорный минерал
Меджор ит Mg3(MgSi)Si3O12 В хондритах Курара, Тенам
Медь Cu Обычный акцессорный минерал
Мелилит Ca2(Mg, Al)(Si, A1)2O7 В хондритах СЗ
Меррихьюит* (K, Na)2Fe6Si12O30 Редкий акцессорный в хондрите
Монтичелит Ca(Mg, Fe)SiO4 Мезо — Мадрас Акцессорный в хондрите
Нефелин NaAlSiO4. Акцессорный в отдельных хон-
Найнингерит* (Mg, Fe)S дритах Акцессорный в некоторых Се
Оливин (Mg, Fe)2SiO4 Обычен в каменных и железока-
Ольдгамит* CaS мениых метеоритах Акцессорный в Се и Ае
Ортопироксен (Mg, Fe)SiO3 Обычен в каменных и железо-
Осборн ит* TiN каменных метеоритах Акцессорный в Ае
Панетит* (Ca, Na)2(Mg, Fe)2(PO4)2 Акцессорный в железном метео-
Пентландит (Fe, Ni)8S8 рите Дайтон Акцессорный в основном в С2
Перовскит CaTiO3 и СЗ Акцессорный в СЗ
Перрьерит (Ni, Fe)6(Si, P)2 FeS2 Акцессорный в Се и Ае
Пирит Акцессорный в метеорите Ка-
Пирротин Fex_, S (Na, Ca)(AlSi)4O3 руида Акцессорный в С1
Плагиоклаз Обычен в каменных и железо-
Рёддерит (K, Na)2Mg6Si]2O30 каменных метеоритах Редкий акцессорный в Се и же-
Рёнит CaMg2TiAl2SiO4 лезных метеоритах \ Акцессорный в метеорите Альеи-
Рингвудит (Mg, Fe)2SiO4 де (СЗ) В хондритах Курара и Тенам
Рихтерит Na2CaMg6Si8O22F2 Редкий акцессорный в отдель-
Рутил TiO2 иых железных метеоритах (Абби) Редкий акцессорный
• _ минералы, обнаруженные только в метеоритах.
104
105
Продолжение табл. 50
Минерал Формула Где обнаружен
Саркопсид (Fe, Мп)3[(РО4)]2 Редкий акцессорный в некото-
рых железных метеоритах
Сера S Акцессорный в С1
Серпентин (или хлорит) (Mg, Fe)6Si4O10(OH)s Слагает основную массу С1 н С2
Синои^ Si2N2O Редкий в некоторых Се
Содалит Na8AleSi6O24Cl2 Акцессорный в некоторых СЗ
Станфильдит Ca4(Mg, Fe)e(PO4)„ Акцессорный в некоторых желе- зо-каменных метеоритах
Сфалерит (Zn, Fe)S Акцессорный в Се н некоторых железных метеоритах
Тридимит SiO2 Акцессорный в некоторых ка- менных, железо-каменных и же- лезных метеоритах
Троилит FeS Присутствует в большинстве ме- теоритов .
Тэнит* (Fe, Ni) См. камаснт
Фаррингтонит Mg3(PO4)2 Акцессорный в некоторых пал- ласитах
Халькопирит CuFeS2 Акцессорный в метеорите Ка- рунда СЗ
Хизлевудит г NiaS, Акцессорный в железном метео- рите Одесса
Хлорапатит Ca6(PO4)Cl Акцессорный во мнбгих метео- ритах
Хромит FeCr3O,| Акцессорный в большинстве ме- теоритов
Хэксонит* Fe23C Акцессорный во многих желез- ных метеоритах
Циркон ZrSiO4 Редкий акцессорный минерал
Чаоит C Редкий в уреилитах
Шпинель MgAl«O4 (Fe, fti)3P Акцессорный в основном в Сс
Шрейберзит Акцессорный в железных, желе- зокаменных метеоритах и неко- торых хондритах
Эпсомит MgSO4-7H2O Часто в С1
Ягиит (K, Na)2(Mg, A1)B Редкий акцессорный в железном
- (Si, А1)12Озо метеорите Коломера
•—минералы, обнаруженные только в метеоритах
Примечание. Сс — углистые хондриты, Се — энстатитовые.хондриты.
Остальные усл. обозначения см. в табл. 49.
106
Таблица 51
Средний минеральный состав метеоритов разных классов, %
По Р. А. Дэли
Минералы Железные Палласиты Мезосиде- риты Хондриты Ахондриты
общий без металла 1 общий без металла общий 1 без металла общий i । без металла
Никелистое желе- зо 98,34 50,0 — 45,0 — 10,58 — 1,57 —
Оливин — 48,0 96,0 1,5 96,0 42,31 47,34 12,82 13,03
Пироксены — — — 30,6 55,6 28,91 32,40 62,25 63,24
Анортит — — — 16,4 30,0 3,34 3,73 13,23 13,44
Альбит — — — — — 7,37 8,20 5,83 5,92
Ортоклаз — — — — — 1,11 1,24 1,69 1,72
Троилит 0,12 0,3 0,6 3,1 5,6 5,01 5,58 1,53 1,55
Шрейберзит 1,12 0,2 0,4 2,6 4,7 — — 0,40 0,41
Хромит — — — 0,8 1,4 0,70 0,78 0,68 0,69
Когенит 0,42 11,5 3,0 — — — — — .
Апатит — — — — — 0,67 0,73 — —
Таблица 52
Средний состав метеоритного вещества по оценкам разных авторов
N Элемент В. Гольдшмидт Г. Юри Б. Левин н ДР- Б. Мэйсон
П-10“4' % л-io-4, % колнчестро атомов на 106 атомов Si п-10-4, % количество атомов на 101 атомов Si
3 и 4 5 45 2 47
4 Be 1 1 0,5 1 (?) 18 (?)
5 В 1,5 1,5 6 2 (?) 30 (?)
8 О 323 000 — 410 000 330 000 3 420 000
9 F 28 40 200 30 (?) 260 (?)
И Na 550 7 500 40 000 6 800 49 000
12 Mg 123 000 135 500 900 000 138 600 945 000
13 Al 13 800 14 300 82 000 И 000 68 000
14 Si 163 000 179 600 1 000 000 169 500 1 000 000
15 P 1 050 1 500 8 000 1 300 6 950
16 S 21 200 20 100 . 100 000 20 700 107 000
17 Cl 1000—1500 (?) 470 3 500 100 (?) 500 (?)
19 К 1 540 900 3 000 1 000 4 300
20 Ca 13 300 14 300 63 000 13 900 7 600
21 Sc 4 5 30 9 33
22 Ti 1 320 580 2 000 800 2 800
23 V , 39 50 . 2 000 65 210
107
11 р од о л жен ие г а б .1, 52
N Элемент В. Гольдшмидт Г. Юри Б Левин и др. Б. Мэйсон
n 10 ~4’ °- n-10'4. % количество атомов на 10е атомов Si п 104, •„ количество атомов на ЦТ атомов Si
24 Сг 3 430 2 700 6 000 3 000 9 600
25 Мп 2 080 2 400 6 300 2 000 6 000
26 Fe 288 000 241 000 723 000 286 000 849 000
27 Со 1 200 1 100 2 400 1 000 2 800
28 Ni 15 680 14 500 38 000 16 800 47 400
29 Си 170 ’ 170 50 100 260
30 Zn 138 76 50 50 125
31 Ga 4.2 4,6 10 . 5 12
32 Ge 79 53 20 10 23
33 As — 18 2 2 4
34 Se 7 6.7 20 9 19
35 Br 2.0 25 12 Ю (?) 21 (?)
37 Rb 3,5 8 7 3 6
38 Sr 20 23 18 И 21
39 Y 4,72 5,5 3,6 4 7
40 Zr 73 80 50 33 75
41 Nb — 0,41 1 0.5 0,9
42 Mo 5.3 3,6 1.6 1,6 2,8
44 Ru 2,23 1,4 1,6 1 1.6
45 Rh 0,80 0,47 0,6 0,2 0,3
46 Pd 1.54 0,92 0,4 1 (?) 1,6 (?)
47 Ag 2,0 1,35 0,6 0,1 0,15
48 Cd — 1,6 3 0,5 (?) 0,7 (?)
49 In 0,15 0,2 (0,1) 0,001 0,001
*50 Sn 20 14 1 1 1,4
51 Sb 0,64 0,1 0.1 0,14
52 Те ' 0,l() 0.13 (0,1) 1 1,3
53 I 1 1,25 . (1) 0,04 0,05
55 Cs 0,08 1,1 2,9 (0,001) 0,1 0,12
56 Ba 6,9 5 3,4 4,1
57 La 1,58 1,9 0,3 0,33 0,40
58 Ce L77 (?) 2,1 1 0,51 0,62
59 Pr 0,75 0,88 0.1 0,12 0,15
60 Nd 2,59 3,0 0,6 0,63 0,74
62 Sm 0,94 1,1 0,2 0,22 0,25
63 Eu 0,25 • 0,27 0,07 0,083 0,097
64 Gd 1,42 1,7 0,3 0,34 0,36
65 Tb 0,45 052 0,05 0,051 0,056
66 Dy 1,80 2,1 0,3 -0,37 0,39
67 Ho 0,51 0,60 0,06 0,075 0,078
68 Er 1,48 1,7 0,2 0,21 0,21
69 Tm 0,26 0,31 0,03 0,038 0,039
70 Yb 1,42 1,7 9,15 0,19 0,19
71 La 0,46 0,54 0,03 0,036 0,036
72 Hf 1,6 1,6 1 1,4 1,4
73 Ta —- 0,28 (0,1) 0,02 0,019
74 W 15 16 0,1 0,14 0,13
75 Re 0,0020 0,08 0,1—0,01 0,08 0,08
76 Os 1,92 1,2 0,3 1,0 1,0
108
Продолжение табл. 52
Z Элемент В. Гольдшмидт Г. Юри Б. Левин и др. Б. Мэйсон
n-IO”4, % количество атомов иа I0'1 атомов Si п.10—% количество атомов на 10я атомов Si
77 1г 0,65 0,38 0,4 0,5 0,43
78 Pt 3,25 1,9 1 5 (?) 4,3 (?)
79 Au 0,65 0,25 0,1 0,3 . 0,25
80 Hg — 0,01 (0,02) 0,1 (?) 0,8 (?)
81 Ml — 0,15 (0,001) 0,0004 (?) 0.0003 (?)
82 Pb 11 — 1 0,15 0,12
83 Bi — 0,02 0,001 0,003 (?) 0,002 (9)
90 Th 0,8 — 0,04 0.04 0,028
92 U 0,36 — 0,01 0,014 0,0097
Хондриты
Хондриты представляют собой наиболее примитивный и на-
иболее распространенный класс метеоритов. Термин хондриты
был предложен немецким минералогом Густавом Розе в 1864 г.
при составлении каталога метеоритов в Берлинском универ-
ситете. В структурном отношении хондритовые метеориты ха-
рактеризуются наличием хондр — сферических тел разного раз-
мера— от долей до нескольких миллиметров в диаметре (по-гре-
чески «хондрос» — зерно, крупа). Хондры сложены силикатными
минералами различной степени раскристаллизации и находятся
в мелкозернистой массе близкого минерального состава. Они со-
стоят главным образом из оливина и ромбического пироксена.
Остальная масса хондритов представляет собой тонкозернистую
смесь оливина и пироксена с никелистым железом, троилитом и
плагиоклазом. Смесь заполняет промежутки между хондрами.
Иногда встречается также стекло. По химическому и минераль-
ному составу хондритовые метеориты подразделяются на следу-
ющие группы: энстатитовые хондриты Е; обычные хондриты Н,
L, LL-, углистые хондриты С, которые подразделяются на типы
Cl, С2, СЗ. Химическая характеристика этих групп хондритов
приведена в табл. 53.
Наиболее часто встречаются обычные, или обыкновенные,
хондриты. Энстатитовые и углистые хондриты отмечаются зна-
чительно реже. Различные группы хондритов отличаются друг
от друга содержанием железа и формой его нахождения. В 1953 г.
Г. Юри и Г. Крейг выделили две основные группы хондритов
в зависимости от общего содержания железа: //-группу (//—
high с высоким содержанием железа и L-группу (L— low) с от-
носительно низким содержанием. В //-группе содержится в сред-
109
Таблица 53
Данные по химическим группам хондритов
Группа Fe : SiQ, Fe : Fe FeO (FeO х Mgo) SiOa: MgO
Е 0,77+0,30 0,80+0,10 —. 1,90+0,15
С 0,77+0,07 — — 1,42+0,05
Н 0,77+0,07 0,63±0,07 18+2 1,55+0,05
L 0,55+0,05 0,33+0,07 24+2 1,59+0,05
LL i 0,49+0,03 0,08+0,07 29+2 1,58+0,05
нем 28 % железа, в А-группе— около 22%. Все изученные и
известные хондриты тяготеют к той или другой группе. Впослед-
ствии была выделена еще ЛЛ-группа (LL — low, low), которая
характеризуется тем, что большая часть железа находится
в окисленном состоянии, а меньшая — в металлическом, в про-
тивоположность Л-группе (см. табл. 58), где наблюдается об-
ратное соотношение. В минералогическом отношении обычные
хондриты подразделяются на оливин-бронзитовые, оливин-ги-
перстеновые и оливин-пижонитовые. Наиболее часто встреча-
ются оливин-гиперстеновые хондриты, которые обычно состоят
из оливина (35—60 %), гиперстена (25—37%), плагиоклаза,
никелистого железа и троилита. Данные о химическом составе
хондритов разных групп приведены в табл. 54 и 55.
Таблица 54
Мимический состав представителей различных групп хондритовых метеоритов, %
Г Компонент E H L C3 ci Cl
Fe 23,70 15,15 6,27 4,02 0,00 0,00
Ni 1,78 1,88 1,34 1,43 0,00 0,00
Co 0,12 0,13 0,05 0,09 0,00 0,00
FeS 8,09 6,11 5,89 5,12 3,66 5,65
SiO2 38,47 36,55 39,93 34,85 27,81 21,74
TiO2 0,12 * 0,14 0,14 0,15 0,08 0,07
A12O3 1,78 1,91 1,86 2,18 2,15 1,59
MnO 0,02 0,32 0,33 0,20 0,21 0,18
FeO 0,23 10,21 15,44 24,34 27,34 22,86
MgO 21,63 23,47 24,71 23,57 19,46 15,24
CaO 1,03 2,41 1,70 2,17 1,66 1,18
Na2O - 0,64 0,78 0,74 0,69 0,63 0,71
K2O 0,16 0,20 0,13 0,23 0,05 0,07
P2O6 — 0,30 0,31 0,20 0,30 0,27
H2O 0,34 Q,21 0,27 0,10 12,86 19,17
Cr2O3 0,23 0,52 0,54 0,58 0,36 0,35
NiO 0,11 — — — 1,53 1,19
CoO — — — — 0,07 0,06
C 0,32 — 0,03 0,19 2,48 2,99
ПО
Гиблина 55
Элементный состав представителей различных групп хондритовых
метеоритов, %
Элемент E H L Cl C2 C3
Fe 28,52 26,32 21,85 25,72. 26,18 27,34
Ni 1,65 1,74 1,27 1,38 1,41 1,37
Со 0,11 0,12 0,04 0,08 0,06 0,07
Si 34,98 . 33,17 36,78 32,77 31,85 31,12
Ti 0,08 0,10 0,09 0,14 0,09 0,09
Al 1,91 2,04 2,01 . 2,42 2,90 2,68
Мп 0,02 0,25 0,26 0,16 0,19 0,22
Mg 29,43 31,72 33,92 33,03 33,19 32,48
Ca 1,67 2,34 1,57 2,19 '2,04 1,81
Na 1,13 1,37 1,30 1,25 1,40 0,97
К 0,18 0,23 0,17 0,27 0,07 0,12
P — 0,23 0,25 0,16 0,29 0,33
Разные группы хондритовых метеоритов характеризуются
различным состоянием окисления вещества. В материале метео-
ритов наблюдаются соответствующие переходы от состояния
максимального окисления у углистых хондритов до состояния
полного восстановления железа у хондритов энстатитовых. Эта
закономерность была впервые замечена Г. Прайором., который
сформулировал правило: чем меньше содержится металличе-
ского никелистого железа в хондритах, тем богаче никелем и
железом магнезиальные силикаты этих метеоритов.
Таким образом, для хондритовых метеоритов типична ши-
рокая вариация окисленного состояния (рис. 10). В обычных
L-хондритах много оксидного железа, весь кремний, кальций,
хром и большая часть фосфора находятся в соединении с кисло-
родом. При более интенсивном восстановлении у //-хондритов
значительная часть фосфора встречается в виде шрейберзита
(Fe, Ni, Со)3Р. А еще при более высоких состояниях восста-
новления у энстатитовых хондритов кальций отмечается в виде
ольдгамита (CaS), фосфор в форме шрейберзита, и хром в со-
ставе добреелита.
В зависимости от состояния окисления меняется средняя
плотность хондритов от 2 г/см3 у углистых хондритов до
3,5 г/см3 у хондритов энстатитовых. Поэтому можно полагать,
что формирование хондритовых метеоритов (их родоначальных
111
*
ш
30
I I
' Обычные
। хондриты
' Углистые
I хондриты
25
1 Н- I L--
(группа, группа
Рис. 10. Соотношение окислен-
ного (Fe0K) и металлического
железа (FeMo,) в хондритовых
метеоритах. По А. Рингвуду
20
qj
15
10
I । II_____________I___I ।_______------------
О 5 10 15 20 25 FeO(t,%
Рис. 11. График соотношений
Fe06in/Si и степени окисления
РеМет/Реовщ в хондритах на ос-
новании анализа 130 хондритов
о
5 -
тел) было связано с окислительно-восстановительными реакци-
ями в первичной туманности. Степень окисления вещества ме-
теоритов может быть выражена отношением металлического
железа к его общему содержанию Рем/РеОбщ. Количество железа
выражается атомным отношением Fe06m/Si. На рис. 11 показан
график зависимости указанных выше соотношений. На этом
графике можно видеть, что определенные образцы метеоритов
рассеяны не хаотично, а образуют группы сгущений.
112
\ На основании полученного большого материала по петрогра-
фии, минералогии и химическому составу хондритовых метеори-
тов можно построить их общую классификацию. Наиболее удач-
ная классификация была предложена В. Ван-Шмусом и Дж. Ву-
дом в 1967 г. Она получила широкое признание. В классифика-
ции было учтено 10 петрологических и структурных признаков,
на\ основании которых выделено шесть петрологических типов
хондритов.
^Первый тип характеризуется отсутствием хондр и высоким
содержанием летучих компонентов. Метеориты состоят из очень
тонкозернистого материала.
Второй тип имеет хорошо выраженную структуру, содержит-
стекло, неравновесные силикаты, металл и сульфидные мине-
ралы. Эти метеориты вообще не подвергались метаморфизму.
Третий характеризуется хорошо выраженной структурой и
состоит из стекла, силикатов в неравновесных соотношениях,
металла и троилита, находящихся в равновесных соотношениях.
Четвертый тип — границы хондр слегка размыты, стекло
встречается редко; соотношение силикатов близко к равновес-
ному, равновесны металл и троилит.
Пятый тип — границы хондр сильно размыты, но многие хон-
дры еще различимы. Стекла нет. Отсутствуют кристаллы поле-
вого шпата, которые мо-
гут быть замечены в шли-
фе. Силикаты, металл и
троилит находятся в рав-
новесных соотношениях.
Шестой тип — хондры
редки и почти незаметны.
Стекло отсутствует. По-
левой шпат не виден.
Силикаты, металл и тро-
илит равновесны. Этот
петрологический тип наи-
более метаморфизован.
Классификация хон-
дритов изображена на
рис. 12, где каждый
класс хондритов имеет
буквенно-цифровое обо-
значение (буква — хими-
ческая группа, цифра —
петрологический тип).
Увеличение цифр соот-
ветствует возрастанию
метаморфизма. Располо-
жив шесть метаморфиче-
Метаморфическии. тип
§ Метаморфизм возрастает —»-
/ 7 J в 5 6
Е\ Е2. ЕЗ Е$ Е5 Е6
Л сг СЗ £4 С5 СБ
НУ Н2 ИЗ /74 Н5 ИБ
L\ Z2 L3 Z4 ' Z5 Z6
ZZ1 ZZ2 LL3 ZZ4 ZZ5 ZZ6
Знстатитовые хондриты
Углистые хондриты
4^* tS 5 вронзитовыехондриты
Гиперстеновыехондриты
Амфотериты
Рис. 12. Классификация хондритов, осно-
ванная на различиях состава и степени ме-
таморфизма. Штриховка — область обыч-
ных хондритов.
113
Таблица 56
Химический состав углекислых хондритов, %
уких типов хондритов по горизонтали и пять клеток по верти-
кали, мы получаем таблицу, состоящую из 30 клеток. Учтенные
в! классификации образцы хондритов помещаются в 20 клетках.
10 клеток, заштрихованных на рис. 12 остаются вакантными.
Возможно, что некоторые из них будут заполнены в процессе
дальнейших находок метеоритов и их изучения.
В последнее время особое внимание привлекают к себе угли-
стые хондриты, которые содержат довольно сложные органиче-
ские соединения. Природа и происхождение органического ве-
щества в метеоритах рассмотрены в работах Г. П. Вдовыкина,
Э. Андерса, Р. Хаятсу и М. Штудира. Химический состав от-
дельных углистых хондритов показан в табл. 56. Органические
соединения, найденные в углистых хондритах, приведены ниже:
Насыщенные углеводороды:
н-Алканы
Алканы с разветвленной цепью
Изопреноиды
Циклоалканы
Карбоновые кислоты:
Жирные кислоты с неразветвлен-
ной цепью
Бензолкарбонатные кислоты
Оксибензойные кислоты
Олефиновые углеводороды
*
Ароматические углеводороды:
Нафталин
Аценафтены
Аценафтилены
Фенантрены
Алкилбензолы
Пирены
114
Азотистые соединения:
Пиримидины
Пурины
Гуанилмочевина
Триазины
Порфирины
Аминокислоты
Ахондриты
Эти метеориты характеризуются большим разнообразием. За
редким исключением хондры в них отсутствуют. Обычно ахон-
дриты отличаются полнокристаллической структурой и имеют
большое сходство с земными изверженными горными породами.
В минералогическом отношении ахондриты А. Н. Заварицким
подразделены на бесполевошпатовые и полевошпатовые. По об-
щему химическому составу ахондриты отчетливо различаются
по содержанию кальция и подразделяются на два типа: бедные
и богатые кальцием (табл. 57).
Химический состав ахондритов показан в табл. 58. Наиболее
часто встречаются говардиты и эвкриты. Значительно реже —
энстатитовые, бронзитовые и оливин-пижонитовые. Остальные
представлены единичными находками.
115
Таблица 57
Классификация ахондритов
Ахондриты . Обозначение Минералы у'
Бедные кальцием: 1
Энстатитовые Ае Обриты, буститы
Бронзитовые Ah Диогениты, гиперстено- вые ахондриты
Олцвиновые Ас Шасингиты
Оливин-пижоннтовые Богатые кальцием: Аи Уреилиты
Авгитовые Аа Ангрит
Диопсид-оливиновые Ап Наклиты
Полимиктовые ортопироксен-пи- жонит-плагиоклазовые Aho Г овардиты
Моиомиктовые пижонит-плагио- клазовые Аеи Эвкриты
Таблица 58
Химический состав ахондритов, %
Компоненты Энстатитовые Бронзитовые Оливиновые Олнвнн-пи- жоннтовые 1 Авгитовые Диопсид- оливиновые 1 i Говардиты Эвкриты'
SiO2 54,01 52,11 37,12 40,83 44,58 48,96 49,75 48,17
TiO2 Г 0,06 0,19 0,16 0,15 — 0,38 0,11 0,51
А12О3 0,67 1,18 1,26 0,54 8,86 1,74 8,71 13,91
Fe2O3 — — — — , 1,81 1,29 2,62 1,17
FeO 0,91 16,06 26,82 12,16 8,50 19,63 13,26 15,99
МпО 0,14 0,32 0,49 0,40 — 0,09 0,78 0,46
MgO 35,95 25,85 32,05 37,43 10,50 12,01 16,10 7,10
CaO , 0,91 1,41 0,56 0,87 24,51 15,17 6,53 10,94
Na2O 1,32 0,004 0,19 0,11 (0,26) (0,41) (0,95) (0,67)
K2O 0,10 0,001 0,09 0,04 (0.19) (0,14) (0,28) (0,13)
Р3Ов 0,22 01)1 0,10 0,08 0,07 0,11
н2о 1,14 0,14 0,24 — — . 0,24 0,25 0,44
NiO 0,26 —. .—
СГ2Од 0,06 0,80 0,88 0,85 — 0,33 0,42 0,39
Сумма сц- ликатиой части 95,78 98,06 99,96 93,46 98,76 99,84 99,83 99,99
Fe 2,29 0,79 . 3,94 0,33 0,80
Ni 0,17 0,03 0,06 0,11 .— —— 0,11
Со — — — 0,05 — — —
116
Продолжение табл. 58
Компоненты Энстатитовые Бронзитовые Олнвнновые 1 Оливин-пн- жоннтовые Авгитовые Днопсид- олнвиновые Говардиты Эвкриты
Сумма ме- таллической части 2,46 0,82 — 4,10 — —• 0,44 —
FeS 1,25 1,12 0,6 1,66 1,26 0,06 ( ) 0,73 0,41
С — — 2,23 —— — —
Другие 0,51 — — — — — — —
Сумма 100,00 100,00 100,62 101,48 101,02 99,90 100,00 101,20
Примечание. В графах 2,3 — среднее нз 4 анализов, 4 — 1 анализ, 5 — среднее
из 3 анализов, 6,7—1 анализ, 8— среднее нз 6 анализов, 9 — среднее нз 13 анализов.
Железокаменные метеориты
Железокаменные метеориты состоят примерно из равных
частей каменного (силикатного) и железного (металлического)
материала. Железная фаза метеоритов состоит из камасита и
тэнита. Камасит представляет собой кубическую модификацию
самородного железа с объемно-центрированной решеткой (а-
железо). Тэнит — это кубическая модификация железа с гране- /
центрированной решеткой (у-железо). В камасите отношение,"
никеля к железу понижено и близко к 0,06, а в тэните содержа-
ние никеля повышено, и отношение его к железу находится в пре-
делах от 0,14 до 1. При травлении кислотой полированной по-
верхности метеорного железа выделяются особые структуры,
так называемые видманштеттеновы фигуры, которые появля-
ются вследствие разного отражения тэнита и камасита.
Железокаменные, метеориты подразделяются на лондраниты,
сидерофиры, мезосидериты и палласиты. Их химический состав
приведен в табл. 59. Первые два встречаются как единичные
находки. Лодранит сложен камаситом, тэнитом, оливином,
бронзитом и троилитом. Сидерофир состоит из камасита, тэнита,
бронзита, тридимита. Он имеет грубозернистую структуру, и
железо обнаруживает видманштеттеновы фигуры.
Наиболее распространены палласиты и мезосидериты. Пал-
ласиты имеют весьма простой минеральный состав. Основная
масса сложена никелистым железом, в которой вкраплены
зерна оливина различных размеров и очертаний. Никелистое же-
лезо обнаруживает отчетливые видманштеттеновы фигуры.
Палласиты обстоятельно описаны П. Н. Чирвииским. Мезоси-
дериты состоят из камасита и тэиита, распределенных в сили-
117''
катном материале, который представлен пироксеном и плагио-
клазом. Пироксена больше, чем плагиоклаза, который по со-
ставу близок к анортиту.
Таблица 59
Химический состав железокамениых метеоритов, %
Компоненты i Лодраннт Сндерофнр Палласиты (среднее из 10 анализов) Мезосиде- риты (среднее из 4 анализов)
SiO2 28,94 34,61 17,05 19,51
MgO 23,33 10,08 19,83 6,36
FeO 7,71 4,40 6;65 5,73
РвгОз — — — 1,85
АЦОЗ 0,19 — 0,38 4,10
CaO 0,18 — 0,28 0,89
Na2O — — (0,07) (0,17)
K2O — — (0,03) —
СГ2ОЗ 0,17 — 0,68 0,36
MnO — — 0,08 0,22
NiO — — 0,29 0,40
H2O — — — 0,69
Сумма силикатной части 60,52 49,09 42,38 45,34
Fe 27,77 46,02 48,98 45,95
Ni 4,05 4,74 4,66 4,39
Co — 0,15 0,30 0,28
p Г — — 0,11 0,11
Сумма металлической 31,82 50,91 54,05 50,73
части
FeS 7,40 — 0,53 2,83
С — — 0,08 —
Железные метеориты
Железные метеориты в зависимости от структуры, связанной
с содержанием никеля, подразделяются на три основные
группы: гексаэдриты, октаэдриты и атакситы. Основные мине-
ралы этих метеоритов — камасит и тэнит в разных пропорциях.
Гексаэдриты состоят из крупных кристаллов камасита. На
их протравленной полированной поверхности выступают тонкие
линии, названные неймановыми. Содержание никеля от 4 до 6 %.
С увеличением содержания никеля гексаэдриты переходят в ок-
таэдриты с грубой структурой. По распространению гексаэдриты
составляют 12% от общего числа железных метеоритов.
118
Октаэдриты наиболее распространены среди железистых ме-
теоритов, составляя 80 % от всех известных. Они обнаруживают
отчетливые видманштеттеновы фигуры, представляющие собой
сочетание балок камасита и тэнита, расположенных парал-
лельно октаэдрическим плоскостям. Повышенное содержание
никеля приводит к увеличению количества тэнита. который оп-
ределяет более четкий характер видманштеттеновых фигур. В за-
висимости от ширины камаситовых балок (в мм) октаэдриты
подразделяются на пять структурных типов:
Весьма грубоструктурные (Ogg) ................................. >2,5
Грубоструктурные (Og) ...................................... 1,5—2,5
Среднеструктурные (От)......................................0,5—1,5
Тонкоструктурные (О/) ..................................... 0,2—0,5
Весьма тонкоструктурные (Off) ................................. <0,2
Грубоструктурные октаэдриты переходят в гексаэдриты,
а тонкоструктурные — в богатые никелем атакситы. Среди ак-
цессорных минералов в октаэдритах встречаются — шрейберзит,
троилит, когенит и графит.
Атакситы содержат никеля более 12 °/о, что приводит к суже-
нию балок камасита и исчезновению видманштеттеновых фигур.
Атакситы обычно состоят из тонкозернистой смеси тэнита и ка-
масита, которая называется плесситом. В атакситовых метеори-
тах с очень высоким содержанием никеля (более 25%) наблю-
дается состав, представленный в основном тэнитом с неболь-
шими включениями камасита.
Химический состав железных метеоритов довольно прост и
однообразен (табл. 60).
Таблиц а60
Средний химический состав железных метеоритов, %
Тнп метеорита Fe Ni Со FeS Cu р с
Октаэдриты Весьма грубоётруктур- 87,96 6,23 0,48 4,60 0,01 0,15 0,26
ные Г рубоструктурные 87,67 7,11 0,52 3,64 0,17 0,17 0,20
Средиеструктуриые 88,95 8,08 0,58 1,80 0,03 0,18 0,08
Т онкоструктурные 88,94 8,85 0,56 0,65 0,05 0,17 0,60
Весьма тоикострук- 86,76 11,80 0,62 — 0,11 0,24 0,01
Гексаэдриты 93,76 5,56 0,66 — 0,35 0,29 0,19
Атакситы Ni-бедные 91,88 6,95 0,55 0,19 0,18 0,08
Ni-богатые 79,63 18,90 1,01 : 0,05 0,12 0,10
119
Таблица 61
Статистические и аналитические данные для 480 железных метеоритов.
По Дж. Бассону___________________________________
Группа Чи паде- ний ело общее Часто- та паде- ния Ширина балок, мм Структур- ный тип Ni, %
I I — Ано- мальн. ПА ПВ ПС П IIIA II IB П1С HID ШЕ IVA IVB Аномал ьн. 5 2 4 1 0 2 4 1 1 0 0 1 0 4 69 19 43 14 7 11 117 40 6 5 7 39 11 92 14,4 4,0 9,0 2,9 1,4 2,3 24,4 8,3 1,2 1,0 1,5 8,1 2,3 19,2 .1,1—3,2 0,01—4 50 5—10 0,03—0,07 0,45—0,85 0,0—1,5 0,5—1,3 0,2—0,5 0,01—0,05 1,3-1,6 9,23—0,43 0,006—0,03 От—Og От—Og Н Ogg Opl OI—От От—Og От OI Off—D Og Of D 6,5—8,5 6,2—2,5 5,35—5,75 5,5—6,9 8,9—11,6 9,9—11,4 7,1—8,8 8,6-10,6 11,3—13,3 16—23 8,3—8,8 7,5—9,5 16—18 5,1—6,1
Продолжение табл. 61
* Группа У р, % Са, ГО-4 % Ge. 10~4 % Ir, 10~4 % Ge—NI, корреляция
I I — Ано- мал ьн. ПА ПВ ПС II ША 111В IIIC - IIID IIIE IVA IVB Аномал ьн. Приме 0,12—0,40 0,12—0,50 0,20—0,34 0,3—0,9 0,3—0,5 • 0,2—0,9 0,06—0,35 0,25—1,0 0,3—0,6 0,15—0,4 0,19—0,45 0,02—0,18 0,05—0,20 0,01—2,1 чайке. D — а 55—100 12—80 57—62 45—60 35-40 70—85 17—22 16—22 11—26 1—5 17—19 1,6—2,4 0,17—0,27 0,05—87 таксит, Н — ге 190—520 25—350 170—185 105-185 85—115 80—100 32—46 28—46 8—35 1—4 34—36 0,09—0,14 0,03—0,08 0,005—2000 ксаэдрит, Ор1 0,6—5,5 0,2—10 2—60 0,01—0,5 4—11 3—20 0,15—20 0,01—0,15 0; 07—0,55 0,01—0,07 0,05—0,6 0,1—4 4—36 0,007—54 — плесситовый Отрица- тельная To же Отрица- тельная Положи- тельная То же » Отрица- тельная Отрица- тельная Положи- тельная То же октаэдрит.
120
Дж. Вассон предложил использовать содержание никеля,
галлия и германия для Классификации железных метеоритов.
Им было учтено 480 образцов железных метеоритов. Оказалось,
что по соотношению галлия и германия выделяются четыре
группы железных метеоритов, обозначенные I, II, III, IV, кото-
рые в свою очередь подразделяются иа'подгруппы. Соответству-
ющие данные по железным метеоритам приведены в табл. 61.
Тектиты
Тектиты представляют собой небольшие стеклянные обломки,
близкие к обсидианам, имеющим вулканическое происхождение.
Однако тектиты найдены на поверхности почвы в районах, где
вулканическая деятельность отсутствует. Тектиты имеют самую
разнообразную форму и массу в десятки граммов. Самые круп-
ные образцы, достигают 10 кг. Термин тектиты происходит от
греческого «тектос*, что означает расплавленный или рас-
плавляющийся. Первоначально предполагалось, что тектиты —
стеклянная разновидность метеоритов. В 1933 г. было высказано
мнение, что тектиты — это импактные стекла, образованные при
плавлении пород земной поверхности под действием тепла, воз-
никшего при метеоритном ударе. В настоящее время это пред-
ставление остается наиболее вероятным.
Тектиты — стекла с высоким содержанием кремнезёма и ред-
кими включениями акцессорных минералов. Возраст их относи-
тельно молодой. По данным аргонового метода, он установлен
в пределах от 0,7 до 34 млн. лет. Тектиты группируются по на-
званиям в соответствии с районом находок. Так, выделяют ав-
стралиты, бедиазиты, молдавиты, тектиты Кот д’Ивуара. Дан-
ные о химическом составе тектитов приведены в табл. 62;
Таблица 62
Примеры химического состава тектитов
Компонент Австр алиты Бедиазиты Молдавиты Тектиты Кот д*Ивуара
SiOg 73,45 76,37 80,07 71,05
ТЮ, ' 0,70 0,76 0,80 0,70
AlgOg 11,53 13,78 10,56 14,60
MgO 2,05 0,63 1,46 3,29
CaO 3,50 0,65 1,87 1,67
Na2O 1,28 1,54 0,51 1,71
K2O 2,28 2,08 2,95 1,53
FeO 4,54 3,81 2,29 5,51
PaO5 — 0,04 — —
FejOa — 0,19 0,15 0,18
Mn — 0,04 0,11 0,08
121
Лунные породы
Луна оказалась первым планетным телом, материал которого
попал в земные лаборатории и был исследован всеми современ-
ными методами физико-химического анализа. Ни один минерал,
ни одна горная порода Земли не были столь тщательно и все-
сторонне исследована, как материал лунных образцов. Общая
масса всего материала Луны, доставленного на Землю, дости-
гает 380 кг.
Поверхность Луны состоит из светлых участков, образо-
ванных горными системами и возвышенностями, и темных, так
называемых морей. В отношении названия лунных объектов со-
хранилась терминология, установленная еще в XVII в. Вся по-
верхность Луны покрыта бесчисленным множеством воронок
разного размера, наиболее крупные из которых получили на-
звание лунных цирков. Большие цирки названы именами круп-
ных деятелей науки и культуры.
Возвышенные области Луны образованы основными извер-
женными породами — анортозитами, норитами. Лунные моря
сложены базальтами. Минеральный состав лунных материков
(в %) может быть представлен В следующем виде:
Анортозиты Нориты
Ортоклаз ................-................... 0,35—0,47 1,18—1,77
Альбит ................................. 2,54—2,96 3,22—4,82
Анортит ..............‘ . .................. 69,06—71,95 42,20— 49,46
Диопсид . . ............................. 2,44—4,91 4,78—10,01
Гиперстен . .............................. 8,74—.16,52 19,21—36,91
Оливин' . .................................. 5,31—10,01 1,13—24,52
Ильменит ................ / ....... . 0,38—0,78 1,73—2,92
Апатит ................................... 0,07—0.11 0,42—0,76
Общая химическая характеристика типичных лунных пород
дана в табл. 63. Химический состав горных пород лунных воз-
вышенностей и лунных морей показан в табл. 64 и 65. Среди
норитов материковых областей Луны выделяются два типа по
содержанию калия ,(К), редкоземельных элементов (REE) и
фосфора (Р), обозначаемые как богатые или бедные RREEP.
Данные по содержанию элементов в лунных норитах приведены
в табл. 66. Возраст материковых лунных пород по данным ядер-
ной геохронологии 3,8—4,5 млрд, лет, что соответствует периоду
максимального магматизма Луны. х
Лунные моря представляют собой широкие депрессии, запол-
ненные темными базальтами. От земных базальтов лунные от-
личаются резко повышенным содержанием железа и титана и
пониженным содержанием щелочных металлов — натрия и ка-
лия..
Сочетание обломочного материала образовало на поверх-
ности Луиы слой определенной мощности, который составляет
122
I а б л и ц а 63
Основные разновидности лунных пород
Компонент Морской базальт (среднее из 4 анализов), «Аполлои-Н» Габброанор- тозит *Луна-20> Анортозит № 15415. « АпоЛЛои-15> Норит ИЛИ иеморской базальт № 14 310, «Аполлон-14» Дацит № 12013, «Аполлои-12»
SiOa 40,5 42,4 44,1 50,0 61,0
а12с>з 9,7 20,2 35,5 • 20,0 12,0
FeO 19,0 6,4 0,2 7,7 10,0
TiO2 11,4 0,4 — 1,3 1,2
CaO 9,6 18,6 19,7 11,0 6,3
MgO 8,0 12,2 0,1 8,0 6,0
Na2O 0,53 0,40 0,34 0,63 0,69
K2O 0,16 0,52 — 0,53 2,0
Таблица 64
Химический состав лунных базальтов, %
Компоненты Среднее no мор- ским базальтам' Океана т- Бурь, «Аполлон-12» Среднее по рего- литу Океана Бурь, «Апо- ллон-12» Среднее по ба- зальтам Моря , Спокойствия, । «Аполлон-11» | Базальт из Моря Изобилия, «Лу- । на-16» Реголит из Моря ! Изобилия, «Лу- на-16» 1 Базальт из рай- i она кратера Литтров, «Апо- । ллон-17»
SiO2 45,03 46,4 40,30 43,8 41,7 41,27
ТЮ2 3,36 3,0 11,49 4,90 3,39 10,17
А12О3 9,17 14,1 8,72 13,65 15,33 9,75
FeO 21,60 10,6 19,55 19,35 16,64 18,24
MnO — — — 0,20 0,21 0,29
MgO 10; 89 10,3 7,64 7,05 8,78 6,84
CaO 9,81 10,0 10,45 10,4 12,49 12,30
Na2O 0,29 0,40 0,52 0,38 0,34 0,44
K2O 0,58 0,20 0,30 0,15 0,10 0,09
P2O5 0,10 0,21 0,18 — — 0,07
S — —• — — — 0,19
Cr2O3 — — — 0,28 0,28 0,27
123.
Таблица 65
Химический, состав лунных анортозитов, %
Компо- ненты Среднее нз 8 анализов анортозитов Океана Бурь Среднее нз 6 анализов анортозитов Моря Спокойствия Анорто- зит, «Луна-20» Реголит «Луна-20» Анортозит № 78155 из района кратера Лнттров Дунито- вый обломок № 72415, «Апол- лон* 17»
SiO2 48,41 73,5 44,2 44,4 45,57 39,93
TiO2 t 1,66 0,5 0,52 0,56 0,27 0,03
A12O3 20,13 12,2 19,1 22,9 25,94 1,53
FeO 8,14 0,9 6,91 7,03 5,82 11,34
MnO — — 0,12 0,12 0,10 0,13
MgO 7,41 0,4 13,37 9,70 6,33 43,61
CaO 11,03 1,2 13,30 15,20 15,18 1,14
Na2O 0,89 1,4 0,48 0,55 0,33 0,02
K2O 0,88 6,9 0,47 0,10 0,08 0,00
PA 1,2 — 0,17 0,14 0,04 0,34
S — — 0,03 0,08 0,04 0,34
Cr2O3 — — — — 0,14 0,34
Таблица 66
Содержание некоторых элементов в лунных анортозитах и иорнтах, %
Компоненты Анортозиты KREEP — бедные нориты и троктолиты KREEP — богатые норнты
А12Од 25 20—25 15—20
FeO 0-5 4—9 8—10
MgO 2-8 8—16 7—13
РА 0—0,06 0,1—0,3 0,3—2,0
К2О 0,01—0,2 0,005—0,1 0,2—2,0
U (10-*) 0,4 0,4—1,0 2—6
La (10-«) 0,1—4,5 10—30 40—80
Ей (10-*) 0,6—1,2 1—2 2—3
Еи-аномалия Положительная- Отрицательная Отрицательная
Hf (!0-«) 0,01—0,5 4-10 10—30
лунный реголит или грунт. В состав лунного реголита входят
отдельные зерна различного происхождения. Они являются об-
ломками. коренных лунных пород, которые подверглись разру-
шению главным образом под действием метеоритной бомбарди-
ровки. Стекла самых различных типов — одна из главных сос-
тавных частей большинства лунных реголитов. Состав лунных
брекчий и реголита приведен в табл. 67.
Самая важная химическая особенность всех лунных пород —
высокая концентрация тугоплавких литофильных элементов и
пониженная — летучих элементов по сравнению с углистыми
124
Таблица 67
Примеры средних химических составов луиных брекчий и реголита, %
Компонент Брекчии Реголит
«Апол- лон-11» «Апол- лон-12» «Апол- лон-14» « Апол- лон-!!» «Апол- лон-12» «Апол- лон-14»
SiO2 41,80 46,52 47,78 42,04 46,40 47,93
А12Оз 13,10 14,64 16,76 13,92 13,50 17,60
0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
FeO 15,90 13,85 10,24 15,74 15,50 10,37
MgO 7,70 9,06 10,57 7,90 9,73 9,24
CaO 11,80 11,15 10,48 12,01 10,50 11,19
Na2O 0,46 0,61 0,83 0,44 0,59 0,68
КЭО 0,16 0,40 0,56 0,14 0,32 0,55
TiO2 8,49 2,17 1,68 7,48 2,66 1,74
p2o5 0,2 — 0,54 0,12 0,40 0,53
MnO 0,22 0,19 0,13 0,21 0,21 0,14
Cr2O3 0,32 0,33 0,21 0,30 0,40 0,25
хондритами С1. Особенно резкий контраст обнаруживают тяже-
лые летучие халькофильные элементы, такие как Ag, Zn, Cd,
Au, Tl, Bi, концентрация которых в лунных породах на два по-
рядка ниже, чем в аналогичных породах Земли. Повышенное
содержание тугоплавких элементов определяет нахождение спе-
цифических минералов — армалколита—(Mg, Fe)Ti2O3, транк-
вилитита Fe8(Zr, V)2 Ti3Si3O24, а также пироксенманганита,
ферропсевдобрукита и хром-титанистой шпинели.
Породы поверхности планет земной группы
Меркурий. Непосредственных данных о составе поверхности
материала этой планеты нет. По данным телевизионной съемки,
поверхность Меркурия во многом сходна с поверхностью Луны.
Обнаружены многочисленные кратеры, поперечник которых от
0,8 до 120 км, а также продолговатые узкие долины и располо-
женные на далеком расстоянии друг от друга хребты. Меркурий
имеет низкое отражение в области видимого света (альбедо
0,056), что указывает на темный материал его поверхности. По
данным изучения отражения в широком диапазоне спектра, по-
верхность Меркурия покрыта луноподобным грунтом, богатым
стеклом с повышенным содержанием железа и титайа. Преоб-
ладающим минералом, вероятно, может быть пироксен, который
под воздействием метеоритных ударов превратился в стекло.
В общем тепловой фон Меркурия имеет такой характер, что ми-
нералы, богатые титаном и железом, присутствуют в значитель-
ной мере в стеклообразном состоянии.
125
Венера по размерам, массе и средней плотности наиболее
близка Земле. Обладает мощной и теплой атмосферой по срав-
нению с другими планетами земной группы, состоящей преиму-
щественно из СО2 (~97 %).
По данным радиолокационных измерений, поверхность Ве-
неры неровная. На ней преобладают равнины, уровень которых
приближается к среднему значению радиуса. Часть равнин, ве-
роятно, вулканического происхождения образовалась при из-
лиянии лав. Над равнинами возвышаются значительные горные
системы, средняя высота которых 4—5 км. Наиболее крупные
горные районы — Земля Афродиты и Земля Ичинавар. К настоя-
щему времени построены различные морфологические карты по-
верхности Венеры.
О составе горных пород поверхности Венеры первоначально
можно было судить на основании измерений у-радиоактивности,
выполненных автоматической межпланетной станцией (АМС)
«Венера» с мягкой посадкой на планете. Более полные данные
получены путем рентгено-флюоресцентного анализа автоматиче-
скими приборами на АМС «Венера-13», «Венера-14», «Вега-2».
Эти данные приведены в табл. 68. Они были получены группой
сотрудников лаборатории геохимии планет Института геохимии
и аналитической химии им. В. И. Вернадского АН СССР под
руководством Ю. А. Суркова.
Таблицам
Химический состав пород поверхности Вейеры, %.
По В. Л. Барсукову, А. П. Базилевскому
Компонент «Венера-13» «Венера-14» «Вега-2>
.SiO2 45,1±3,0 48,7+3,6 45,6±3,2
тю2 1,59±0,45 1,25±0,41 0,2±0,1
А12Оз 15,8±3,0 17,9±2,6 16,0±1,8
Fe2Og Ц),3±2,1 9,8+2,0 7,74+1,1
МпО 0,2±0,1 0,16±0,08 0,14±0,12
MgO 11,4+6,2 8,1±3,3 11,5±3,7
CaO 7,1±0,96 10,3+1,2 7,5±0,7
К2О 4,0+0,63 0,2±0,07 0,1+0,08
SO3 1,62+1,0 0,88+0,77 4,7±1,3
Данные химических анализов свидетельствуют о том, что по-
роды поверхности Венеры близки к основным изверженным по-
родам типа габбробазальтов. Однако на месте посадки косми-
ческого корабля «Вега-2» обнаружена горная порода с высоким
содержанием серы. Она могла образоваться при взаимодействии
коренной породы с газами атмосферы планеты. Данные по у-ра-
126
диоактивности указывают, что на отдельных участках поверх-
ности Венеры встречаются горные породы, близкие по составу
к гранитоидам.
Марс. Из всех планет земной группы он наиболее удален от
Солнца. К настоящему времени установлено, что поверхность
Марса покрыта многочисленными воронками аналогично по-
поверхности Меркурия и Луны. Большая часть их имеет ударное
метеоритное происхождение. Весьма прозрачная атмосфера пла-
неты позволила детально изучить поверхность. На планете вы-
делены три типа поверхности — «материковые» районы — пре-
имущественно светлые участки, «морские»-—темные и белые —
полярные шапки. Значительная часть поверхности Марса имеет
оранжевую окраску, что, по данным оптических характеристик,
указывает на мелкозернистый характер раздробленных силикат-
ных горных пород, покрытых оксидами и гидроксидами железа.
В отдельных местах наблюдается ровный рельеф, представляю-
щий собой пустыню с большим количеством каменных обломков,
занесенных слоем тонкой пыли. Большинство камней имеют
размеры десятки сантиметров, изредка встречаются глыбы в не-
сколько метров.
Рентгеновские флюоресцентные спектрометры, установлен-
ные на АМС «Викинг-1» и «Викинг-2», передали сведения о со-
ставе марсианского грунта. Состав грунтов описан в табл. 69.
Данные указывают на то, что изученные места Марса соответ-
ствуют основным горным породам или продуктам их изменения.
Полученным данным соответствует минеральная сМёсь богатых
железом глин, характерных для процессов, выветривания основ-
ных изверженных пород.
Таблица 69
Химический состав образцов (S2—S3, U—1) грунта Марса, %
Компоненты s, s2 $3 U-l
SiO2 44,7±5,3 44,5±5,3 43,9±5,3 42,8±5,3
А12Оз 5,7±1,7 H.o. 5,5±1,7 —
Fe2O3 18,2±2,9 18,1±2,9 18,7±2,9 20,3±2,9
MgO 8,3±4,2 H.o. 8,6±4,2 —
CaO < 5,6±1,1 5,5±1,1 5,6±1,1 5,0±l, 1
к2о 0,1±0,1 0,1 ±0,1 0, l±0,1 0,0±
TiO2 0,8±0,3 0,8±0,3 0,8±0,3 l,0±0,3
so3 7,7±1,3 9,4±1,3 9,5±1,3 6,5±1,3
Cl 0,7±0,3 0,8±0,3 0,9±0,3 ' 0,6±0,3
91,8±7,8 — 93,6±7,8 —
Rb. 3 — — 3
Sr IO"8 % 6±3 — — 10±4
Y 7±3 — — 5±3
Zr J 3 — — 3±2
127
Тонкозернистый грунт поверхности Марса, по всей вероят-
ности, представляет собой продукт химического выветривания
коренных пород. Содержание главных химических элементов
приближается к смеси железосодержащих глин с добавлением
кизерита, возможно также хлоридов и карбонатов. Реголит на
Марсе, судя по оптическим характеристикам, относительно хи-
мически однороден на всей поверхности планеты.
Модельный химический и минеральный состав планет зем-
ной группы приведен в табл. 12, 13, 14.
Глава V
ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ ИЗВЕРЖЕННЫХ
ГОРНЫХ ПОРОД
ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ИЗВЕРЖЕННЫХ ГОРНЫХ ПОРОД
Изверженные горные породы представляют собой твердые
тела нашей планеты — продукты застывания магмы на разных
глубинах и на ее поверхности. По физико-химической природе
магма представляет собой ионный расплав—раствор, содержа-
щий в разном количестве летучие вещества в зависимости от
условий образования.
К основным свойствам магмы следует отнести: 1) состав,
^.преимущественно силикатный; 2) относительно высокие темпе-
ратуры (в пределах 500—1500 °С);'3) способность к перемеще-
нию в ^пространстве — подвижность (текучесть).
Магматические процессы, ведущие к образованию кристал-
лических изверженных пород, протекают при общей тенденции
понижения температуры магмы при ее остывании и сопровож-
даются выделением различных минеральных фаз в определен-
ной последовательности в зависимости от исходного состава и
кристаллохимических параметров минералбв. При этом в той или
иной мере происходит разделение относительно однородной
магмы на химически неоднородные части, что является следст-
вием процесса ее дифференциации.
Магматическая дифференциация связана с происхождением
родоначальной материнской магмы, которая в результате после-
дующих процессов .могла дать известные изверженные породы
литосферы. Большинство петрологов недавнего прошлого, такие,
как Н. Боуэн, Р. Дэли, Г. Тиррель и другие, считали, что пер-
вичная единая магма была по составу базальтовой. Ф. Ю. Ле-
винсон-Лессинг допускал существование двух самостоятельных
магм: гранитной И базальтовой. А. Холмс выдвинул гипотезу
о трех первичных магмах: гранитной, базальтовой и перидоти-
товой. Наибольшее распространение имела гипотеза о первич-
128
иой единой базальтовой магме, которая в общих чертах под-
тверждается в настоящее время материалом космохимии планет
земной группы.
Однако в исторической последовательности первичные магмы
- возникали за счет выплавления материала верхней маитии. По-
этому можно считать, что продукты выплавления по определен-
ным физико-химическим закономерностям являются перерабо-
танным веществом первичной мантии и по существу первичной
магмой. Различные модели состава мантии и данные геохимии
изотопов указывают иа то, что ие более половины и ие меиее чем
одна треть мантии оказывается обедненной крупными ионами
литофильных элементов. Таким образом, довольно значительный
объем мантии был вовлечен в процесс дифференциации, который
выразился в возникновении магм на разных глубинах и их пе-
ремещении в верхние горизонты планеты с последующим засты-
ванием в виде кристаллических горных пород разного химиче-
ского и минерального состава [4]. Общая схема образования
магм и их дифференциации показана на рис. 13, где можно ви-
деть, что ювенильная магма может быть разного состава.
Источник парциально-
го плавления
Г енерироаанные ти-
пы магм
Дифференциация
в вулканических
провинциях
Дифференциаций
в интрузивных ус-
ловиях
Первичная андези-
товая магма
Первичная щелочная
(опивиновая) ба-
зальтовая магма
Щелочной трахит,
-«» фонолит
Пераичная дпивин^
толеитовая магма
Смешивание
Щелочной базальт
Щелочной риолит
Андезит.
Щелочной риолит
А
I
Оливиновый риолит
Андезит, дацит
Щелочной риолит
Глубинные коровые
породы ”
Пераичная гранитная ->Дацит, риодацит
магма
Контаминация с ко-
Щелочной сиенит,
нефелиновый сиенит
t
Эссексит, иолит,
тешенит, мельтейгит
Щелочной гранит
Диорит
Щелочной гранит
t
Габбро
Диорит, кварцевый
диорит
Щелочной гранит
▲
I
Каарцееый диорит
Диорит, кварцевый
диорит
ровыми породами
Рис. 13. Генерации и дифференциация магм, возникающих из верхней маитии
и коры
5 Заказ № 639
129
Химический состав изверженных горных пород известен в на-
стоящее время и подтвержден многими тысячами анализов. Ре-
зультаты анализов обычно выражаются в процентах главных
компонентов, которые даются традиционно в оксидах. Значи-
тельно реже состав пород выражается непосредственно в коли-
чествах слагающих их химических элементов, как это выполнено
в работе А. А. Беуса.
Тысячи анализов изверженных горных пород, выполненные
за последние годы, принципиально не внесли ничего нового в све-
дения о химическом составе наиболее распространенных горных
пород, которые были сведены и обобщены в работах Р. Дэли,
А. Н. Заварицкого, Э. С. Ларсена, Г. Розенбуша. Поэтому ос-
новные данные по составу изверженных горных пород, приводи-
мые в таблицах этой главы, взяты преимущественно из сводок
этих авторов с небольшими дополнениями.
Обширный материал по химическому составу изверженных
горных пород территории СССР опубликован в работах
В. Ф. Морковкиной, С. П. Соловьева, Э. А. Струве.
В целом химический состав изверженных горных пород оп-
ределяется по массе немногими элементами. В сочетании эти
элементу создают небольшое количество главных породообра-
зующих минералов, которые подразделяются на светлые —
кварц, полевые шпаты, фельдшпатоиды, и темноцветные — оли-
Рис. 14. Минеральный состав изверженных горных пород. В скобках указаны
эффузивные разности
130
вины, пироксены, амфиболы, слюды. Приближенный минераль-
ный состав наиболее распространенных типов изверженных по-
род представлен на рис. 14. Диаграмма показывает, что отдель-
ные типы изверженных пород постепенно переходят друг в друга.
Наиболее общее подразделение изверженных горных пород
традиционно основывается на содержании SiOg (в %). В связи
с этим выделяют изверженные породы:
Ультраосновные...................... 30—44
Основные ........................... 45—53
Средние ............................ 54—64
Кислые ............................. 65—78
""Х. Анионы (ряд пород по ^\содержанию Катионы Ультра- основные (у) 41,20 Основные (о) 40,20 Средние '(с) 56,57 Кислые (к) 72,60
30-44 44-53 53-64 64-78
Увеличение размеров ионов, уменьшение энергетических характеристик
1. Mg (Fe) Ж Группа F’
2. Са, Мд, Fe ^^щелочно^х Хземельнь?>с\ X\\\\\\\\\\v ультра основных ^Х?ПО^ДХ^§ 1ШШ1ПТ | Группа основных | щелочной • земельных 11 'Н6род| |
3. Са, Na, Мд (Fe,K) :: Группа::::: :: диорита — ::: ёндёзита- --
4. Na, Са, К (Мд, Fe)
5. Na, К (Са, Мд, Fe) 2&Г pynnaxw ОгрэнитоидовХ
6. К, Na
Рис. 15. Геохимическая систематика изверженных пород. По А. И. Перель-
ману
5* 131
Химический состав изверженных пород далеко не полностью
отражает химический состав магм, из которых они возникли.
В магмах в разном количестве присутствуют летучие вещества,
выделяющиеся при извержениях вулканов. Ведущее место среди
них занимают пары воды и СОг.
С позиций геохимии удобна систематика изверженных пород,
предложенная А. И. Перельманом [27], которая представлена
на рис. 15. На рис. 15 можно увидеть, что от ультраосновных
пород к кислым увеличиваются размеры катионов и анионов,
уменьшаются энергетические характеристики ионов (ионный
потенциал), уменьшается энергия кристаллической решетки (при
расчете «на единицу скелета»), С возрастанием кислотности по-
род увеличивается содержание Na и К и уменьшается содержа-
ние Fe и Mg. Особое место занимает группа щелочных пород,
которая отличается большим разнообразием.
Ультраосиовные породы
Эти породы характеризуются малым содержанием кремне-
кислоты по сравнению с другими изверженными породами и по-
вышенным содержанием железа и магния. Они состоят почти
исключительно из темноцветных железисто-магнезиальных си-
ликатов. Главные породообразующие минералы: оливин, пирок-
° сен, амфибол. Еще реже встречается биотит, иногда магнетит,
хромит. К акцессорным минералам относятся ильменит, пирро-
тин, хромит, шпинель, корунд, гранат, основной плагиоклаз,
Платина, алмаз.
Ультраосиовные породы, или ультрабазиты,— продукты глу-
бокого выплавления материала мантии, когда температура воз-
никновения магматических очагов достигает максимального зна-
чения. В качестве материала верхней мантии как источника пер-
вичных магматических пород А. Рингвуд предложил пиролит,
который по составу соответствует смеси трех частей перидотита
и одной части базальта. Химический состав пород, близкий к со-
ставу пиролита, приведен в табл. 70.
К группе бесполевопгпатовых ультраосновных пород отно-
сятся дуниты, перидотиты, пироксениты, диаллагиты, кимбер-
литы, меймечиты. Они принадлежат к интрузивным глубинным
породам. Эффузивные аналоги ультраосновных пород встреча-
ются редко и представлены пикритами. Дуниты — почти моно-
минеральные породы и сложены преимущественно оливином.
К перидотитам относятся зернистые породы с преобладанием
оливина. Пироксениты содержат значительную пропорцию пи-
роксенов. Верлиты представляют собой пироксеновые перидо-
титы с диопсидом и диаллагом. К породам с ромбическим пи-
роксеном относятся гарцбургиты. Меймечит — полустекловатая
разность дунита, состоящая из оливина и черного стекла. Хими-
ческий состав ультраосновных пород приведен в табл. 70, 71.
132
Таблица 70
Химический состав пород, приближающихся по составу к пиролиту, %.
По Д. X. Грину, А. Е. Рингвуду
Пиролит Пироксеновый пнролит Гранатовый пиролит
Компоненты состав модели олнвин 4~ глиноземистые пироксены 4“ шпинель оливнн -|- малоглнноземи- стые пироксены + пиропо- вый гранат
SiO2 MgO FeO Fe2O3 Суммарное Fe в виде FeO А12О3 CaO Na2O K2O Сг2О3 NiO СоО TiO2 MnO P2o5 H2O co2 43,06 39,32 6,66 1,66 (8,15) 3,99 2,65 0,61 0,22 0,42 0,39 0,02 0,58 0,13 0,08 0,21 44,69 39,80 9,54 0,09 (7,63) 3,19 2,97 0,18 0,02 0,45 0.26 Н. о. 0,08 0,14 0,04 0,43 0,21 44,77 39,22 ' (8,21) 4,16 2,42 0,22 0,05 0,40 0,24 Н.о. 0,19 0,11 0,01 45,58 42,60 6,41 0,27 (6,65) 2,44 2,10 0,24 Отс. 0,09 Н.о. 0,15 0,12 0,03 43,22 39,69 ‘ (9,52) - 3,51 3,25 0,45 Сл. Сл. 6,23 0,13
100,00 100,05 100,00 100,00 100,00
Основные породы
К данным породам относится группа габбробазальтов. Глав-
ные породообразующие минералы этой группы — плагиоклазы,
оливины и пироксены. В химическом отношении габбробазальты
отличаются от ультраосновных пород меньшим содержанием же-
леза и магния и большим кальция и особенно алюминия. При-
сутствуют иногда в значительном количестве щелочи, преиму-
щественно натрий. Калий в ряде случае почти совершенно от-
сутствует. .
Обширная группа габбробазальтов встречается на земной
поверхности преимущественно в виде эффузивных представи-
телей.
Габбро — равномернозериистая кристаллическая горная по-
рода, состоящая главным образом из сочетания основного пла-
гиоклаза с цветными минералами. Цветные минералы образо-
ваны преимущественно моноклинным пироксеном, а также ром-
бическими или роговой обманкой. Иногда содержатся оливин
133
5 Табл ица 71
Химический состав ультраосновных изверженных горных пород, %.
По А. Н. Заварицкому
Компоненты Дунит Гортоно- литовый дунит * Верл ит Гарцбур- гит Амфибо- литовый перидо- тит Сл юд я- ной перидо- тит Диалла- гит Пикрит Кимбер- лит Мейме- чит (среднее из двух) Эклогит
SiOa 40,49 34,25 45,07 40,91 40,91 33,94 46,80 42,80 34,73 35,38 46,5
TiOa 0,02 0,05 0,64 0,11 0,65 4,95 0,97 1,62 1,62 1,41 0,5
А1аО3 0,86 1,45 5,75 1,25 5,00 10,28 6,37 10,55 2,88 2,73 15,6
FeaO3 2,84 2,90 3,43 2,53 4,64 4,59 4,08 6,62 6,10 6,91 4,2
FeO 5,54 35,55 9,53 6,15 7,97 11,12 10,85 9,16 3,13 6,06 7,6
Mn 0,16 0,40 0,26 0,18 0,07 0,16 0,20 0,24 — — —
Mg 46,32 22,00 22,88 42,36 30,82 20,45 12,13 12,48 31,41 31,82 10,5
CaO 0,70 2,35 7,48 1,29 4,41 5,35 16,03 11,67 5,79 5,99 12,3
NajO 0,10 0,20 1,14 0,29 0,58 0,48 0,82 1,89 0,33 0,27 2,3
KaO 0,04 — 0,57 0,13 0,36 4,90 0,49 1,00 1,17 0,09 0,5
HaO 2,88 0,55 3,10 5,02 4,56 2,96 1,01 1,73 9,20 9,06 —
PaO6 0,005 — 0,15 0,04 0,03 0,82 0,22 0,20 3,64 — —
Таблица 72
Химический состав габбро, %.
По А. И. Заварицкому
Оксиды Габбро Габбро из оливина Норит без .оливина Оливниовый норит Толеит Анортозит Эвкрит Оссипит
SiOa 48,24 49,50 46,49 50,39 45,09 50,40 48,05 47,82
TiOa 0,97 0,84 0,17 1,13 — 0,15 0,49 2,0
А1аО3 17,88 18,00 17,73 16,06 10,81 28,30 15,35 . 19,99
FeA 3,16 2,80 3,66 2,43 5,83 1,06 1,86 2,10
FeO 5,95 5,80 6,17 7,86 7,94 1,12 7,53 6,48
MnO 0,13 0,12 0,17 0,17 Сл. 0,05 0,28 Сл.
MgO 7,51 6,62 8,86 8,08 13,47 1,25 12,53 4,94
CaO 10,99 10,'64 11,48 9,20 15,21 12,46 11,02 11,65
NaaO 2,55 2,82 2,16 2,61 1,39 3,67 1,26 3,51
KaO 0,89 0,98 0,78 0,79 0,16 0,74 0,19 0,67
HaO 1,45 1,60 1,04 0,79 0,46 0,75 0,60 0,28
PaOs 0,28 0,28 0,29 0,20 — 0,05 — 0,56
и магнетит, который является обычным второстепенным мине-
ралом. Химический состав габбро и родственных им пород при-
веден в табл.72.
Таблица 73
Химический состав горных пород базальтовой группы, %.
По А. Н. Заварицкому
Оксиды Все базальты Базальты Долериты Мелафиры Платобазальт Базальт Декан- ского плато 1 1 Кварцевый ба- зальт Сакалавнт
SiO2 49,06 48,78 49,94 50,60 48,80 50,18 55,46 50,74
тю2 1,36 1,39 1,57 . 0,68 2,19 2,20 0,88 1,71
А12О8 15,70 15,85 14,50 17,40 13,98 13,70 16,85 12,89
Fe2O3 5,38 5,37 3,74 4,57 3,59 3,72 2,13 5,97
FeO 6,37 6,34 8,01 6,29 9,78 ' 9,08 4,86 7,49
MnO 0,31 0,29 0,33 0,46 0,17 0,21 0,22 —
MgO 6,17 6,03 6,93 4,89 6,70 6,58 6,31 4,74
CaO 8,95 8,91 9,71 8,09 9,38 11,44 7,86 9,42
Na2O 3,11 3,18 2,65 3,23 2,59 1,70 3,30 2,48
K2O 1,52 1,63 0,97 1,76 0,69 0,73 1,40 1,04
H2O 1,62 1,76 1,28 1,83 1,80 — 0,58 1,96
P2O5 0,45 0,47 0,37 0,20 0,33 '— 0,15 0,19
Г
Продолжение табл. 73
Оксиды Базальт Гавай- ских островов (среднее) Океанит Анкарамит Тулейскнй пла- тобазальт 1 Непорфировый базальт(среднее) Порфировый тип базальта Спилнт
SiO2 50,29 • 45,6 43,82 48,33 51,94 47,78 48,78
Т1О2 3,03 1,7 8,3 3,32 2,76 2,01 0,93 1.77
А120д 12,92 8,81 14,14 13,55 21,70 14,58
Ре2Од 1,48 2,3 3,08 3,65 4,05 з,3о 1,89
FeO 9,77 10,2 8,01 9,55 9,16 4,85 7,65
МпО 0,14 0,1 —- 0,22 0,31 0,22 0,46
MgO СаО 8,07 21,7 15,50 6,94 5,12 5,48 6,36
10,84 7,5 13,50 10,00 9,52 13,10 9,80
Na2O 2,26 1,3 1,51 2,94 2,76 2,09 4,02
к2о 0,46 0,4 0,81 1,03 1,28 0,40 0,43
Н2О 0,38 0,6 1,17 —
₽А 0,36 0,3 0,41 0,44 ' 0,30 0,15 0,19
136
Базальты — широко распространенная эффузивная основная
порода темного, почти черного цвета. По минеральному составу
они сложены примерно из равных количеств плагиоклаза (лаб-
радора— битовнита) и железо-магнезиальных минералов, кото-
рые состоят преимущественно из авгита. Оливин встречается до-
вольно часто, но ие всегда. Химический состав пород базальто-
вой групйы показан в табл. 73. Среди основных пород широкое
распространение имеют жильные фации с переходами в эффу-
зивы разного типа (траппы и др.). Состав пород трапповой фор-
мации и жильных основных пород дан в табл. 74.
Таблица 74
Химический состав трапповой формации и жильных пород габбробазальтовой
группы, %. По А. Н. Заварицкому
Оксиды Сибирский трапп (среднее) Долериты Карру (среднее) Диабаз (среднее) Диабаз с мнкропег- матитом Олив и новое габбро Однннт Мнкрогаббро беер- бахит Г ареваит Иснт Диабаз (геохимиче- ский стандарт)
SiO2 48,58 52,51 50,48 50,42 49,88 46,69 46,29 42,80 37,80 52,46
TiO2 1,23 1,07 1,45 2,25 1,19 0,91 1,21 — 1,27 1,07
Al2Og 25,88 15,38 15,34 13,35 18,55 17,63 17,46 3,60 12,90 15,03
Fe2O3 2,80 1,00 3,84 3,92 2,06 2,81 2,57 5,69 7,09 1,41
FeO 8,74 9,17 7,78 12,00 8,37 5,78 9,87 8,48 14,02 8,74
MnO 0,13 0,53 0,20 0,35 0,09 0,30 — — — 0,16
MgO 6,48 7,08 5,79 3,99 5,77 6,75 7,79 24,60 7,12 6,62
CaO 9,98 10,60 8,94 7,99 9,70 9,32 12,04 11,41 15,02 10,96
Na2O 2,10 1,52 3,07 2,77 2,59 4,91 2,21 0,61 1,85 2,07
K2O 1,02 0,87 0,97 1,35 0,68 1,49 0,16 0,62 0,95 0,64
H2O 1,98 — 1,89 1,04 1,04 1,97 0,51 1,80 2,46 0,69
P2O6 0,10 0,27 0,25 ,0,15 0,16 0,97 — — — 0,14
CO2 '— — — — — — — — — 0,05
Согласно Л. В. Таусону, существует три геохимических типа
базальтовых магм: толеитовый, андезитовый и латитовый. То-
леиты— наиболее распространенный тип базальтов. Они насы-
щены SiO2 и оливин встречается у них редко.
Средние породы
К этим горным породам относятся породы группы диорита —
андезита. Они непосредственно примыкают к группе габброба-
зальта. В отдельных случаях породы той иди другой группы
тесно связаны постепенными переходами, так что границу между
ними установить трудно. Горные породы группы диорита —
137
андезита по распространению несколько уступают группе габ-
бробазальтов. В группе средних пород также отмечается резкое
преобладание эффузивных мелкозернистых разностей над глу-
бинными крупно- и. среднезернистыми, аналогичная картина от-
мечается в группе габбробазальтов. В природе существует не-
прерывная и тесная связь не только между габбро и диори-
тами, или базальтами и андезитами, но также между гранитами
и диоритами через граиодибриты и кварцевые диориты.
К диоритам относятся глубинные породы, состоящие из сред-
него плагиоклаза и одного или нескольких темноцветных мине-
ралов, чаще всего из роговой обманки и примесей пироксена и
биотита. Средний состав плагиоклазов соответствует андезину.
Темноцветные минералы содержатся в количестве 30—35 %.
Диориты — бескварцевые породы или с небольшим содержанием
кварца. Химический состав диоритов приведен в табл. 75.
Таблица 75
Химический состав диоритов, %. По Р. А. Дэли
Оксиды Бескварцевый диорит Кварцевый диорит Оксиды Бескварцевый диорит Кварцевый диорит
Sio2 56,77 61,59 MgO 4,17 2,80
тюа 0,84 0,66 СаО 6,74 5,38
А1аО3 16,67 16,21 NaaO 3,39 3,37
Fe2O3 3,16 2,54 КаО 2,12 2,10
FeO 4,40 3,77 нао 1,36 1,22
r MnO с- 0,13 0,10 Р2О6 0,25 0,26
Андезиты и андезитовые порфиры по химическому составу и
в значительной мере по минеральному — эффузивные аналоги
диоритов. Они вместе с базальтами относятся к весьма распро-
страненным излившимся породам. Химический состав андезитов
перечислен в табл. 76. Состав жильных пород, близких к диори-
там, показан в табл. 77.
•
Таблица 76
Химический состав андезитов, %. По А. Н. Заварицкому
Оксиды. Андезиты (вообще) Авгитовые андезиты Гиперстено- вые андезиты Роговообмаи- ковые андезиты Слюдяные андезиты
SiOa 59,59 57,50 59,48 61,12 62,25
тюа 0,77 0,79 0,48 0,42 1,65
А120з 17,31 17,33 17,38 17,65 16,10
Fe2O3 •3,33 3,78 2,96 2,89 3,62
138
Продолжение табл. 76
Оксиды Андезиты (вообще) Авгитовые андезиты Гиперстено- вые андезиты Роговообман- ковые андезиты Слюдяные андезиты
FeO 3,13 3,62 3,67 3,40 2,20
МпО 0,18 0,22 0,15 0,15 0,21
MgO 2,75 2,86 3,28 2,44 2,03
СаО 5,80 5,83 6,61 5,80 4,05
Na2O 3,53 3,53 3,41 3,83 3,55
К2О 2,03 2,36 1,64 • 1,72 2,44
Н2О 1,26 1,88 0,74 1,43 1,50
Р2О5 0,26 0,30 0,20 0,15 0,40
Таблица 77
Химический состав лампрофировых жильных диоритовых пород, %.
По А. Н. Заварицкому
Оксиды Керсантит (среднее) Малхит i Спессартит 1 | Одинит Оксиды Керсантит (среднее) Малхит Спессартит Одинит
SiO2 50,79 56,22 53,52 46,69 MgO 6,33 3,96 6,60 6,75
ТЮ2 1,02 1,19 1,24 0,91 СаО 5,73 6,47 7,03 9,32
А12О3 15,26 17,59 14,57 17,63 Na2O 3,12 3,68 3,48 4,91
Fe2O3 3,29 2,78 3,52 2,81 К2О 2,79 1,33 2,28 1,49
FeO 5,54 5,05 5,29 5,78 Н2О 5,71 0,95 1,75 1,97
МпО 0,07 — 0,38 0,30 Р2О5 0,35 0,11 0,34 0,97
Кислые породы
Наиболее типичными и распространенными кислыми поро-
дами являются граниты. Они играют исключительно важную
роль в общем составе земной коры имеют разное происхожде-
ние— как чисто Интрузивное магматическое, так и палингенное,
когда они возникли в процессе ультраметаморфизма материала
осадочных толщ. Выходы на поверхность кислых интрузивных
пород значительно превышают выходы эффузивных их анало-
гов — риолитов, липаритов, дацитов, которые встречаются в виде
тонкого плаща.
В одних случаях природа гранитов как типичных представи-
телей изверженных горных пород — продуктов извержения гра-
нитной магмы не вызывает сомнений, что связано с геологиче-
скими условиями залегания в виде различных плутонов. В дру-
гих и довольно частых случаях граниты тесно связаны с мета-
морфическими горными породами — гнейсами, которые возникли
139
путем изменения первично осадочных пород. В этих условиях
теряется четкая граница между гранитом и вмещающей мета-
морфической горной породой. На довольно обширных простран-
ствах поверхности континентов господствуют граниты, представ-
ляющие глубоко эродированные участки земной коры. Это гра-
ниты древних кристаллических щитов и кристаллического фун-
дамента платформ. В этих районах гранитный материал, тесно
проникая в древние породы, как бы смешивается с веществом
этих пород, образуя мигматиты, и создавая непрерывный и часто
незаметный переход от гранита к метаморфизованной вмещаю-
щей Городе, в которой при метаморфизме и видимом внедрении
гранита развиваются существенные минералы гранита. Это так
называемые анатектические граниты — характерные образова-
ния для древних щитов и платформ. В то же время в более мо-
лодых геосинклинальных зонах мы встречаемся с интрузивными
комплексами, которые в существенных чертах повторяют при-
знаки, более свойственные кристаллическим щитам.
Гранитоиды в целом в зависимости от характера полевого
шпата подразделяются на две большие подгруппы: а) граниты
и гранодиориты, б) плагиограниты и кварцевые диориты с пре-
обладанием плагиоклаза. Граниты представляют собой кристал-
лические равномернозернистые или иногда порфировидные гор-
ные породы, состоящие преимущественно из щелочного полевого
шпата и кварца. Гранодиориты встречаются как кристалличе-
ские породы с кварцем, в которых содержится полевой шпат
«Таблица 78
Химический состав гранитов и гранодиоритов, %. По Р. А. Дэли и
А. Н. Заварицкому
Оксиды Щел оч н 0- земел ь- ные граниты Щелоч- ные граниты Грано- диорит Трондье- мит Кварце- вый диорит Стандарт- ный гранит
SiO2 69,21 73,30 65,01 69,30 61,59 72,41
тю2 0,41 0,11 0,57 0,23 0,66 0,26
A12O3 14,41 • 12,33 15,94 16,81 16,21 14,27
Fe2O3 1,98 2,58 1,74 0,28 2,54 0,87
FeO 1,67 1,28 2,65 1,26 3,77 0,98
MnO 0,12 0,02 0,07 —' 0,10 0,03
MgO 1,15 0,26 1,91 1,08 2,80 0,41
CaO 2,19 0,46 4,42 3,34 5,38 1,39
Na2O - 3,48 4,55 3,70 6,00 3,37 3,32
K2O 4,23 4,20 2,75 1,39 2,10 5,45
H2O 0,85 0,86 1,04 0,50 1,22 0,40
P2O6 0,30 0,05 0,80 0,03 0,26 0,09
co2 — — — — — 0,08
CO2 — — — — 0,08
H2O+ — — — — 0,34
H2O~ — — — — — 0,06
140
(преимущественно кислый плагиоклаз) с небольшим добавле-
нием калиевого или калинатрового полевого шпата. Химический
состав гранита и гранодиорита приведен в табл. 78.
Крупнокристаллические разности гранитоидов обозначаются
как пегматиты. Некоторые районы развития пегматитов харак-
теризуются богатой редкоземельной минерализацией и присут-
ствием гигантских кристаллов некоторых минералов (микро-
клина и ортоклаза до 100 т, кварца до 14 т, биотита с поверх-
ностью 7 м2). Минерализация пегматитов происходила при дея-
тельном участии летучих веществ. Обстоятельно минералогия
и геохимия пегматитов описаны А. Е. Ферсманом и другими ис-
следователями.
Химический состав жильных гранитных пород показан в табл.
79, а состав эффузивных аналогов кислых интрузивных пород
приведен в таблицах 79 и 80.
Таблица 79
Химический состав жильных гранитных пород, %. По А. Н. Заварицкому
Оксиды Гранито- вый аплнт Пэзанит Грорудит Оксиды Гранито- вый аплнт Пэзанит Грорудит
S1O2 75,00 73,32 70,91 MgO 0,30 0,14 0,11
тю2 0,30 0,20 0,48 CaO 1,13 0,42 0,39
A12O3 13,14 12,36 11,50 Na2O 3,54 4,70 4,08
Fe2O3 0,58 1,80 4,48 К2О 4,80 4,71 4,08
FeO 0,40 1,66 1,88 Н2О 0,71 0,58 0,25
MnO 0,07 0,08 0,39 Р20б 0,03 0,03 —
Таблица 80
Химический состав кислых эффузивных пород, %. По А. Н. Заварицкому
Оксиды Риолиты Кварце- вые порфиры Комендит Кварце- вый керато- фир Пантел- лерит Кварце- вый латнт Дацит
SiO2 72,80 72,36 73,51 75,45 68,63 62,43 65,68
тю2 0,33; 0,33 0,29 0,17 0,35 0,85 0,57
13,49 14,17 11,43 13,11 10,30 16,15 16,25
Fe2O3 1,45 1,55 2,97 1,14 5,60 4,04 2,38
FeO 0,88 1,01 1,08 0,66 2,61 1,20 1,90
MnO 0,08 0,09 0,04 0,29 0,21 0,09 0,06
MgO 0,38 0,52 0,16 0,34 0,37 1,74 1,41
CaO 1,20 1,38 0,28 0,83 1,07 4,24 3,46
Na2O 3,38 2,85 4,65 5,88 6,14 3,34 3,97
K2O 4,46 4,56 4,53 1,26 4,17 3,75 2,67
H,0 1,47 1,09 1,02 0,69 0,53 1,90 1,50
P2O* 0,08 0,09 0,04 0,18 0,02 0,27 0,15
141
Щелочные породы
Описываемые породы являются относительно редкими и за-
нимают небольшие участки земной коры, составляя 0,5 % ее об-
щей массы. Вся группа щелочных пород характеризуется боль-
шим разнообразием. По составу она может быть подразделена
на ультраосиовные, основные и средние. К наиболее распростра-
ненным щелочным породам относятся сиениты и нефелиновые
сиениты, к ультраосновным щелочным изверженным породам —
иефелииит, мельтейгит и ийолит. Нефелиниты и нефелииитовые
базальты характеризуются почти полным отсутствием полевых
шпатов. Преобладающий минерал — нефелин. Присутствует пи-
роксен, а в нефелиновых базальтах еще и оливин. Мельтейгит и
ийолит представляют собой также нефелиновые горные породы.
Это зернистые горные породы, которые состоят преимущест-
венно из пироксена и нефелина. Пироксен мельтейгита представ-
лен титанистым авгитом, часто с каймой эгирин-авгита. Пирок-
сен ийолита — желтоватый авгит с зеленой оболочкой эгирин —
авгита (до 50 % всей породы).
К основным щелочным породам относятся тералиты, эссек-
ситы и уртиты. Тералиты представляют собой богатые цветными
минералами,-иногда почти черные изверженные породы, состоя-
щие из титанистого или «базальтического» авгита, основного
плагиоклаза и нефелина. В подчиненном количестве встречается
щелочной полевой шпат, который иногда отсутствует. Эссек-
ситы — зернистые бескварцевые породы, занимающие по сос-
таву положение между нефелиновыми сиенитами, с одной сто-
роны, и тералитами — с другой. Главный минерал — основной
плагиоклаз (лабрадор — андезии), который сопровождается не-
большим количеством ортоклаза, нефелина, авгита, биотита, ро-
говой обманки, иногда оливина. Уртит представляет собой свет-
лую породу, наиболее богатую нефелином и бедную пироксе-
ном. В целом содержание нефелина в средних щелочных по-
родах находится в следующих пределах: уртит >75 %, ийолит
75—45 %, мельтейгит 45—15 %.
Средние щелочные породы характеризуются наибольшим
разоообразием. К ни1и относятся миаскиты, фонолиты, мариупо-
литы, фойяиты, тингуаиты и др. Миаскит — представитель сЛю-
дяиых нефелиновых сиенитов. Ои обычно гиейсовидный с бе-
лыми ортоклазом и альбитом, с красноватым нефелином и чер-
ной слюдой. Фонолиты и нефелиновые порфиры представляют
излившие'ся аналоги нефелиновых сиенитов. Роговообмаиковые
нефелиновые сиениты названы фойяитами. Мариуполит — мине-
рал ряда нефелиновых сиенитов, лишенный калиевого полевого
шпата. Ои состоит из альбита (до 70 %), темио-серого нефе-
лина и частично флюидального эгирииа.
Как считает Л. С. Бородин, возможны три вероятных пути
образования щелочных пород:
142
\ 1) дифференциация базальтовой магмы с образованием не-
фелиновых пород — уртитов;
\ 2) выплавка из мантии, которая приводит к образованию ме-
сторождений апатитов и щелочных пород с ниобиевыми, цирко-
нйевыми и редкометалльными рудами и карбонатитами;
Таблица 81
Химический состав сиенитов, %. По Р. А. Дэли
Оксиды Роговообманковый сиенит известково- щелочной Слюдяной сиенит известково-щелочной 1 Авгитовый сменит 1 известково-щелочной Сненнт известково- щелочной (вообще) Нордмаркит Пуласкит Умптекит Акерит Ларвикит Монцокнт
SiO2 60,79 59,25 51,59 58,65 64,36 61,58 61,96 62,00 57,45 56,12
TiO2 0,80 0,79 0,61 0,86 0,45 0,33 0,99 0,57 — 1,10
А12бз 16,10 15,28 18,77 16,38 16,81 18,37 17,07 17,44 21,11 16,96
Р^Оз 3,21 2,59 6,11 3,65 1,08 2,28 2,35 2,06 2,89 2,93
FeO 2,92 3,47 3,26 3,09 2,71 1,71 3,37 2,68 2,39 4,01
МпО 0,11 0,24 0,15 0,15 0,11 0,09 0,12 — 0,16
MgO 2,20 5,07 4,11 3,06 0,72 0,69 1,38 0,91 1,06 3,27
СаО 3,87 3,68 7,35 4,45 1,55 1,77 3,41 2,26 4,10 6,50
Na2O 3,37 3,10 4,35 3,48 5,76 6,45 4,65 5,86 5,89 3,67
К2О 5,43 4,41 2,99 4,79 5,62 5,70 3,80 5,17 3,87 3,76
Н2О 0,90 2,06 0,26 1,13 0,70 0,80 0,93 0,79 0,70 1,05
₽А 0,30 1,30 0,36 0,31 0,09 0,21 — 0,17 0,54 0,47
Таблица 82
Химический состав жильных пород сиенитовой группы, %.
По А. Н. Заварицкому
Оксиды Бостонит (среднее) Сельвсбергнт 1 (среднее) Г аутеит Минетта (среднее) Натровая минетта Проверзит Вогезит (среднее) Дурбахнт
61,32 62,16 54,15 49,45 51,95 50,41 52,62 51,05
ТЮ2 0,89 0,31 1,23 1,95 1,47 0,54 1,76
ALjOs Fe2O3 FeO 18,43 17,58 18,25 14,41 14,95 12,30 14,84 14,49
3,84\ 3,05 3,68 3,39 4,05 5,71 3,60 4,16
1,60 1,80 2,09 5,01 5,70 3,06 4,18 4,37
МпО 0,01 0,18 — 0,13 0,30 0,15 0,84 —
MgO CaO 0,46 0,48 2,56 8,26 3,54 8,69 8,55 8,16
1,45 1,11 4,89 6,73 6,10 7,08 5,86 5,11
Na2O K2O H2O PA 5,75 7,30 4,43 2,54 5,43 0,97 3,21 1,85
4,95 4,95 6,56 4,69 4,45 7,53 2,83 7,24
1,31 1,04 3,69 3,04 1,10 2,26 2,70 1,05
0,04 0,41 1,12 1,15 0,45 0,21 0,70
143
3) воздействие мантийных щелочных растворов и эманаций'
на гранитоиды и осадочно-метаморфические породы, что привод
дит к нефелинизации и альбитизации пород — образованию
нефелиновых сиенитов и альбитов, обогащенных местами ред-
кими металлами. Г
В таблицах 81—84 представлены данные о химическом Со-
ставе щелочных изверженных горных пород на основании работ
Р. Дэли и др.
Таблица 83
Химический состав трахитов и родственных им пород, %. По Р. А. Дэли
Оксиды Трахит Трахит из- вестково-ще- лочной Трахит ще- лочной Кератофир Ромбен-пор- фир Латит Трахианде- зит Банакит
SiO2 60,68 63,91 62,63 61,51 56,36 57,65 57,84 52,04
тю2 0,38 0,59 0,62 0,45 0,48 1,00 1,11 0,76
A12<Jj 17,74 15,88 17,06 17,37 20,10 16,68 17,24 17,65
FejO3 2,64 3,22 3,01 1,92 2,86 2,29 3,97 4,66
FeO 2,62 2,23 1,98 3,35 2,01 4,07 3,18 2,75
MnO 0,06 0,01 0,13 0,01 0,01 0,10 0,05 0,13
MgO 1,12 1,14 0,63 1,26 1,15 3,22 1,25 3,33
CaO 3,09 2,81 1,51 1,08 2,73 5,74 4,20 5,11
Na2O 4,43 3,08 6,26 5,23 7,65 3,59 5,67 4,10
1C (J 5,74 5,80 5,37 5,29 4,97 4,39 3,62 5,03
H2O 1,26 1,28 0,71 2,45 1,20 0,91 1,30 3,74
₽2и5 c— 0,24 0,05 0,09 0,08 0,48 0,36 0,57 0,70
Таблица 84
Химический состав жильных пород группы нефелиновых сиенитов, %.
По А, Н. Заварицкому
Оксиды Нефелиновый аплит ТЯЬгуаит (среднее) Тиигуант (Сьерра де- Тиигуа) Лейцитовый тиигуант (Маги ет-Ков) Нефелиновый ромбен- пор- фир Суссексит Берешит
SiO2 54,92 55,02 53,10 52,91 56,04 45,18 47,25
TiO2 0,43 0,36 — 0,65 0,56
A12U3 20,81 20,42 19,07 19,49 21,50 23,31 23,66
FejO3 1,28 3,06 5,57 4,78 1,06 6,11 4,79
FeO ‘ 1,36 1,82 — 3,08 3,28 3,28
MnO — 0,22 — 0,44 — 0,20
MgO 0,37 0,59 0,17 0,29 1,12 1,45 0,80
CaO 0,95 1,67 1,33 2,47 2,42 4,62 4,30
Na„O 8,95 8,63 9,41 7,13 8,39 11,17 8,94
7,26 5,38 6,84 7,88 5,03 5,95 2,60
HjO 1,34 2,77 3,98 1,19 0,67 1,14 4,18
P3Oj — 0,06 — — — *— —
144
Г л а в a VI
ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ ОСАДОЧНЫХ
фрных ПОРОД
О^ЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ОСАДОЧНЫХ ГОРНЫХ ПОРОД
(Осадочные горные породы слагают преобладающую часть
поверхности континентов и океанического дна. Они целиком и
полностью сформировались и осаждались' в течение всей исто-
рии Земли в той ее зоне, которая включает биосферу. Можно-
считать, что все осадочные породы являются функцией био-
сферы. Весь ход их образования от процессов выветривания,
транспортировки, седиментации и литофикации—диагенеза про-
исходил под прямым и косвенным воздействием живого веще-
ства; Общее количество осадочных пород в отношении объема
оценивается разными авторами в пределах 3—14Х108 км3. В мо-
дели земной коры А. Б. Ронова и А. А. Ярошевского объем оса-
дочных пород определяется величиной 9-Ю8 км3, что, вероятно,
ближе соответствует действительности.
Главным источником материала для осадочных горных по-
род являются ранее существовавшие породы и в конечном счете
породы изверженные. Эти породы на ранних этапах развития
Земли были почти единственными источниками осадков и оса-
дочных пород. Но с ростом осадочного покрова в ходе геологи-
ческого времени осадочные породы как источник материала но-
вых отложений все более вытесняли породы магматические.
Связь магматических и осадочных горных пород может быть
подтверждена данными о их химическом составе, которые при-
ведены в табл. 85. При сравнении данных табл. 85 можно уви-
деть почти полное сходство величин содержания разных компо-
нентов. Но в то же время видны и существенные расхождения,
которые заключаются в следующем:
1) отношение Fe2O3 к FeO в осадочных и изверженных поро-
дах имеют противоположные значения. В осадочных породах
преобладает оксидное железо. Это связано с тем, что осадоч-
ные породы формировались в биосфере в присутствии свобод-
ного кислорода, который окислил значительные количества же-
леза (и других поливалентных элементов);
2) количество натрия, выраженное как Na2O, значительно
понижено (почти в три раза) в породах осадочных по сравне-
нию с породами изверженными, при почти одинаковом количе-
стве КгО. Это объясняется тем, что натрий в условиях биосферы
легко выщелачивается и переносится в океан, где он находится
в больших количествах и фиксируется также в пелагических
коллоидных осадках морского дна;
145
Таблица 85
Сравнение среднего химического состава магматических (а, Ь) и осадочных (с,
горных пород, %. По М. С. Швецову
a b c d a b c d 1
& X £ X a
Компоненты 0 Компоненты 0 к
s « >* s 3%
Д e e £ » Д e e . S
*• s E E Ей 0 E E E По В.
siOjj 61,69 59,14 58,53 62,20 Cr2O3 - 0,055
А1гО3 15,47 15,34 13,07 14,38 V2O3 — 0,026 — —
FaA 2,71 3,08 3,37 3,73 MnO — 0,124 Сл. —
FeO 3,54 3,80 2,00 2,24 NiO — 0,025 — —
MgO 3,87 3,49 2,51 2,85 BaO — 0,055 0,05 —
CaO 4,98 5,08 5,44 6,33 SrO — 0,022 — —
Na3O 3,48 3,84 1,10 1,22 LiaO — 0,008 Сл. —
K2O 3,14 3,13 2,81 3,05 Cu — 0,00 — —
TiOj 0,82 1,05 0,57 0,62 Zn —>' 0,004 — — .
p2o6 0,30 0,299 0,15 0,15 Pb — 0,002 — —
KrOs 0,039 — — H2O — 1,150 4,28 3,47
Cl 0,048 Сл. CO2 — 0,101 4,94 5,78
F — 0,030 — — — — 0,65 0,72
S — 0,052 0,54 0,58
* 3) осадочные породы более обогащены НгО и СО2, которые
как компоненты встречаются в изверженных породах в самых
минимальных количествах;
4) осадочные породы в разном количестве содержат орга-
нический углерод, который совершенно отсутствует в извержен-
ных породах. Органические соединения в осадочных породах —
продукты фотосинтеза, протекавшего в биосфере Земли с неза-
памятных времен.
Возникновение основной массы вещества осадочных горных
пород происходило» в процессе выветривания коренных магмати-
ческих пород. Оно совершалось под воздействием химически ак-
тивных - веществ биосферы: Ог, СОг, НгО, которые приводили
к образованию новых минералов, занимающих больший объем,
чем минералы исходных изверженных пород. Эта закономер-
ность показана на рис. 16.
Выветривание — процесс изменения и разрушения минера-
лов и геологических пород на поверхности Земли под воздейст-
вием физических, химических и органических агентов, происхо-
дящих в биосфере.
Химическое выветривание — неразрывный и непременный про-
цесс в биосфере Земли, связанный с значительной переработкой
материала первичных изверженных пород, а также пород мета-
146
\морфических. Устойчивость по-
родообразующих минералов при
химическом выветривании под-
чиняется определенным законо-
мерностям. Так, степень устой-
чивости обычных породообразу-
ющих минералов относительно
выветривания совпадает с реак-
ционной последовательностью
кристаллизации минералов из
магматических расплавов по
К. Г. Розенбушу — Н. Л. Боу-
эну. Менее устойчивые минералы
(в начале кристаллизаций)—
оливин, пироксены, основные
плагиоклазы. Более устойчивые
(завершающие последователь-
ность кристаллизации) — аль-
бит, калиевый полевой шпат,
кварц.
По устойчивости к химиче-
скому выветриванию А. Куха-
ренко и Е. Мильнер выделили
четыре группы минералов:
1) весьма устойчивые: кварц;
хром-шпинелиды, топаз, турма-
лин, брукит, анатаз, лейкоксен,
Рис. 16. Изменение объема пер-
вичного материала при выветри-
вании
рутил; шпинель, платина, осми-
стый иридий, золото, циркон, корунд;
2) устойчивые: мусковит, ортоклаз, микроклин, кислые пла-
гиоклазы; альмандин, гематит, магнетит, титаномагнетит, ко-
лумбит— танталит, сфен, силлиманит; дистен, барит, торианит,
перовскит, ксенотим, монацит;
3) малоустойчивые: амфиболы, пироксены, диопсид, геден-
бергит; вольфрамит, шеелит, апатит, гроссуляр, ортит, актино-
лит, цоизит; эпидот, хлоритоид,ставролит;
4) неустойчивые: основные плагиоклазы, фельдшпатоиды,
щелочные амфиболы, биотит, авгит, оливин, глауконит, кальцит,
доломит, гипс; пирротин, сфалерит, халькопирит, арсенопирит,
киноварь, пирит.
Химическое выветривание горных пород происходит в связи
с многочисленными химическими реакциями, которые подраз-
деляются на гидролиз, гидратацию, катионный обмен, комплек-
сообразование и просто химическое растворение. Полевые
шпаты разлагаются главным образом в результате гидролиза.
Железосодержащие силикаты и большинство сульфидных ми-
нералов относительно легко окисляются.
147
В связи с выветриванием и всем комплексом геохимических;
процессов в биосфере устанавливается такое состояние, что миУ
неральный состав осадочных горных пород отличается от сос-
тава изверженных пород. /
Сравнение минерального состава магматических и осадоч-
ных пород проделано в табл. 86. Согласно данным этой таблицы
можно разделить осадочные породообразующие минералы на
три группы:
Таблица 86
Сравнение минерального состава магматических и осадочных горных пород, %.
По М. С. Швецову
Минералы Средняя магматическая порода (гранит 65 % ба- зальт 35 %) Средняя осадочная порода (глинистые породы 82 % + песчаники 12 % известняки 6 %)
Оливин 2,65
Биотит 3,86
Роговая обманка 1,60 -—
Авгит 12,90 —-
Аиортит 9,80 —
Альбит 25,60 4,55
Ортоклаз 14,85 11,02
Магнетит 3,15 0,07
Титанит и ильменит 1,45 0,02
Кварц 20,40 34,80
Белая слюда 3,85 15,11
Глинистые минералы — 14,51
Железистые осадочные минералы — 4,0
Доломит, частью сидерит — 9,07
Кальцит — 4,25
Гипс и ангидрит — 0,97
Фосфатные минералы — 0,35
Органическое вещество — 0,73
1) встречающиеся в заметных количествах только в магмати-
ческих породах;
2) унаследованные от изверженных горных пород. Они ус-
тойчивы и наблюдаются как в осадочных, так и в магматиче-
ских породах;
3) осадочного новообразования, отсутствующие в извержен-
ных породах. Они имеют обычно простой состав и представлены
солями, оксидами и гидроксидами.
Таким образом, по условиям образования, осадочные породы
существенно отличаются от пород кристаллических — извержен-
ных и метаморфических. Сравнение химического состава наибо-
лее распространенных типов осадочных горных пород со сред-
ним составом изверженных пород показано на рис. 17. По этим
148
Рис. 17. Соотношение химического состава трех наиболее распространенных
типов осадочных горных пород со средним составом изверженных пород
данным можно судить о том, что химический состав осадочных
горных пород характеризуется значительно большим разнооб-
разием по сравнению с наиболее распространенными извержен-
ными породами.
Соотношение главных трех типов осадочных горных пород —
глинистых, песчаных и карбонатных устанавливалось по-раз-
ному. Наиболее вероятное соотношение приведено Л. Б. Рухи-
ным. Он считает, что в коре земли глинистый породы занимают
50%, песчаные (и обломочные) 30 % и карбонатные 20%. Эти
значения близки к тем, которые приводит А. Б. Ронов.
Результаты расчетов соотношения трех главных типов оса-
дочных пород приведены в табл. 87. Очевидно, что они получены
при изучении разрезов и приводят к довольно близкому значе-
нию распространенности карбонатных пород.
149
Таблица 87
Соотношение трех главных групп осадочных горных пород, %
S Автор, год Глинистые Песчаные Карбонатные
Данные, полученные вычислениями
К- Лизе и В. Мид, 1915 82 12 6
У. Лйндгрен, 1923 77 11,3 5,9
Ф. Кларк, 1925 80 15 5
А. Холмс, 1937 70 16 14
Ф. Петтнджон, 1949 58 22 20
Данные, полученные при изучении разрезов
К. Лизе и В. Мнд, 1915 46 32 22
Ч. Шухерт, 1931 44 37 19
Ф. Кюнен, 1941 56 14 29
П. Крынин, 1943 40—42 40 15—18
А. Б. Ронов, 1949 80
Примеч аиие. Поданным Л. В. Рухииа, наиболее достоверные соотношения
глинистых, песчаных и карбонатных пород 5:3:2.
Формирование осадочной оболочки Земли — стратисферы
* происходило в-тесном взаимодействии с атмосферой и гидросфе-
рой, а т^акже было связано с процессами вулканизма как пос-
тавщиками газов и туфогенного материала. Состав и распрост-
раненность осадочных толщ разного геологического возраста —
отражение комплекса естественных процессов в биосфере нашей
планеты [6].
Различные вопросы происхождения и эволюции осадочных
пород в истории Земли относятся к главным задачам историче-
ской геологии, литологии и геохимии. Эти вопросы изложены
в работах Р. Гаррелса и Ф. Маккензи, А. Б. Ронова, Н. М. Стра-
хова и других исследователей.
Обломочные породы
Эти породы возникают за счет измельчения в разной сте-
пени коренных кристаллических пород при физическом выветри-
вании. Отдельную группу обломочных пород составляют пиро-
кластические — эффузивно-осадочные породы, среди которых
выделяются:
1) аггломерированные лавы (собственно к осадочным по-
родам не относящиеся);
150
2) туфы и туфобрекчии, которые состоят из обломков эффу-
зивных пород и минералов. Они обычно сцементированы пепло-
вым материалом, реже осадочным и являются продуктами вул-
канических извержений. По составу они более близки к поро-
дам изверженным, чем к осадочным. Эти породы отличаются
обычно отсутствием сортировки по величине зерен и отсутствием
окатанности;
3) туффиты — породы, близкие к туфам, но содержащие
меньшее количество пирокластического материала;
4) туффитовые песчаники близки к туффитам, но в них пре-
обладают осадочные компоненты. Это нормальные осадочные
породы лишь с примесью вулканогенного материала.
Обычно нормально осадочные обломочные породы различа-
ются величиной обломков и степенью окатанности. Они могут
быть также рыхлыми или сцементированными. По генетиче-
скому признаку обломочные породы подразделяются на псефи-
товые, псамитовые и алевритовые. Псефиты с неокатанными об-
ломками представляют собой брекчии, а с неокатанными— кон-
гломераты.
К псамитам относятся пески и песчаники, объединяющие по-
роды, размер зерен которых от 2 до 0,05 мм. В полимиктовых
песках и песчаниках содержатся минералы разного состава
в сильно смешанном состоянии. Малосмешаниый материал
представляют олигомиктовые песчаники. Встречаются также
мономинеральные однородные пески и песчаники. Главная их
составная часть почти всегда образована кварцем. Аркозы пред-
ставляют собой песчаники, сложенные преимущественно из зе-
рен кварца и полевого шпата. Полевой шпат выполнен,ортокла-
зом. Граувакки — полимиктовая порода, состоящая изтобломков
плагиоклаза, реже ортоклаза. Присутствуют также.н обломки
кварца.
Алевриты — рыхлые обломочные породы. Преобладающая
часть минеральных зерен их имеет диаметр от 0,1 до 0,01 мм.
Сцементированные алевриты названы алевролитами. Из алеври-
тов выделена порода, получившая название лёсс. Для типич-
ного лёсса характерно отсутствие слоистости, присутствие кар-
бонатов. Большая часть лёсса состоит из мельчайших угловатых
зерен кварца £ значительной примесью кальцита и темно-бу-
рого красящего железистого красящего вещества.
Состав обломочных осадочных горных пород приводится
в таблицах 88—101 на основании сводной работы [28] и др.
Глинистые породы
Глины — весьма распространенные осадочные породы, со-
стоящие более чем наполовину из мельчайших минеральных ча-
стиц (меньше 0,001 мм или меньше 0,01 мм) с резким преобла-
151
Таблица 88
Минеральный состав субаркозов н аркозов, % [28]
Компоненты А Б в г Д Е ж 3 и
Кварц 60 57 60 71 35 37,7 57 51 53,1
Микроклин 34 27] 13 25 59* ** / 0,7 24 30 18,5
Плагиоклаз — 1/ 145,4 6 11 0,4
Слюды —- — Сл. —— — 4,2 3 1 6,9
Глина — — 5 — — 12,0 9 7 17,0
Карбонаты — — — — 2 — Сл.2* Сл.2* —
Прочие 63* 14 8 4 ^4* — 1 — 4,1
* Модальное содержание полевого шпата у Мэкки равно 60.
2* Присутствует в количестве, меньшем 1 %.
8* Хлорит.
4* Оксиды железа (гематит и каолин).
А — спарагмит (докембрий), Норвегия. Б — нотннй (докембрий), Финляндия. В —
субаркоз, песчаник Лемотт (кембрнй), шт. Мнссурн. Г — субаркоз, песчаник Потсдам
(кембрий), шт. Нью-Йорк. Д — нижний древннй красный песчаник (девон), Шотлан-
дия. Е — аркоз (пермь), Овернь, Франция. Нормативный или расчетный состав. Ж-^
палевый аркоз (триас), шт. Коннектикут. 3 — красный аркоз (триас), шт. Коннектикут.
И — аркоз (олнгоцен), Овериь, Франция.
^Таблица 89
Минеральный состав граувакк, % [28]
Компоненты м А Б в г д Е ж 3 и к
Кварц 4 24 56 33 9 Сл. 26 33 27 30
Полевые шпаты 10 32 37 15 43 30 5 21 19 12
Обломки пород 50 19 7 3 10 13 26 7' 30 16
«Матрикс» 32, * ** 45 25 45 43 33 21 39
Слюда и хлорит — 16 — —. 4 — — 6 — 3
Прочие 2 8 — — 43* 103* •— 3 —
* Отдельно не отмечен; 38 % породы составляют «глииа и алеврит». \
** Отдельно не отмечен. \
3* Роговая обманка н пироксен.
А — лнтитовая граувакка (девон), Австралия. Б — полевошпатовая граувакка, Тан-
нер (девон т- нижний карбон), Гарц. В — полевошпатовая граувакка, францисканская
формация (юра?), шт. Калифорния, США. Г—полевошпатовая граувакка (докембрий),
провинция Онтарио, Канада. Д—граувакка Пурари (мел), Папуа —Новая Гвинея. Е —
туфогенная граувакка Ауре (миоцен), Папуа — Новая Гвинея. Ж— лнтитовая граувакка
Мартинсберг (ордовик), шт. Пенсильвания, США. 3 — граувакка (инжинй мезозой),
район Порнрура, Новая Зеландия. И — граувакка (кульм), Гарц. К — формация Бе-
руош (архей), Йеллоунайф, Северо-Западные территории. Канада.
152
Таблица 90
Химические анализы граувакк, % [28]
Компо- ненты А Б в г Д Е Ж 3 И К
SiO, 60,51 66,24 76,84 69,11 68,85 74,43 60,6 71,1 68,84 65,65
TiO2 0,87 0,64 — 0,60 0,74 0,83 0,7 0,5 0,25 0,46
А12О3 15,36 15,28 11,76 11,38 12,05 11,32 13,5 13,9 14,54 13,89
Fe^j 0,76 0,70 0,55 1,41 2,72 0,81 2,2 Сл. 0,62 0,74
FeO 7,63 4,53 2,88 4,64 2,03 3,88 1,6 2,7 2,47 2,60
МпО 0,16 0,06 Сл. 0,17 0,05 0,04 • 0,1 0,05 Не оби. 0,11
MgO 3,39 2,74 1,39 2,06 2,96 1,30 1,6 1,3 1,94 1,22
СаО 2,14 1,70 0,70 1,15 0,50 1,17 1,3 1,8 2,23 5,62
NajO 2,50 3,12 2,57 3,20 4,87 1,63 2,9 3,7 3,88 3,13
К2О 1,69 1,91 1,62 1,76 1,81 1,74 1,6 2,3 2,68 1,41
Н2О+ 3,38 2,49 1,87* 4,13 2,30 2,15 2,8 1,9 1,60 2,30
н2о- 0,15 0,08 — 0,05 0,77 0,20 0,3 0,26 0,35 0,28
^2^6 0,27 0,12 — 0,03 0,06 0,18 0,2 0,10 0,15 0,08
ZrO2 — -— — — — — — • 0,05
со2 1,01 0,38 — — 0,08 0,48 0,6 0,12 0,14 2,83
so3 — — — — —. — — — 0,15
S 0,42 — — — 0,08 0,12 — Сл. —. 0,05
Ва — — — — Сл. — — — 0,04
С — — — — 0,07 0,17 — 0,09 —• —
Сумма 100,24 99,99 100,18 99,69 99,94 100,45 100,0 99,8 99,93 99,77
* потери при прокаливании-
А — архей, оз. Маниту, пров. Онтарио, Канада. Б — среднее нз 3 образцов граувакк
формации Веруош (архей), залнв Йеллоунайф, Северо-Западные территории, Канада.
В — сланцы Тайлер (аннмнк), Херли, шт. Висконсин, США. Г — ордовик (,), Ренселер,
близ Сненсертауна, шт. Нью-Йорк. Д —граувакка Таннер (верхний девон — нижний
карбон). Шварцфельд, ГДР. Е — граувакка из сланцев Стэнли (карбон), близ Мины,
шт. Арканзас, США. Ж — средняя проба из 6 образцов граувакки Кульма из Обер-
гарца, ГДР. 3 — средняя проба (инжний мезозой), приготовленная смешением равных
частей из 20 образцов граувакк, отобранных в обнажениях вдоль берега между Палмер
Хед н Уз-Те-Така, Веллингтон, Новая Зеландия. И — францисканская формация (юоа?),
карьер компании Окленд — Пейвиит, Пидмонт, шт. Калифорния. К—эоцен, близ Сол-
дака, горы Олнмпик, шт. Вашингтон, США.
Таблица 91
Представительные химические анализы литнтовых песчаников (субграувакк)
и протокварцитов (сублнтареиитов), % [28]
Компо- ненты А Б в г д Е ж 3
SiO2 84,01 65,00 56,80 51,52 92,91 47,75 40,35 74,45
ТЮ2 0,05 — 0,10 0,32 — 0,20 0,30 0,50
А12О3 2,57 9,57 8,48 5,77 3,78 6,41 7,43 10,83
НСдОз 0,17 1,59 1,67 2,43 Сл. 2,39 3,27 4,62
FeO 0,26 1,08 — — • 0,91 — ‘—
i
153
Продолжение табл. 91
Компо- ненты А Б в г д Е Ж 3
МпО 0,04 0,14 — — —
MgO 0,67 0,40 1,24 0,95 Сл.' 4,48 10,28 1,30
CaO 5,41 10,10 15,25 16,96 0,31 18,75 12,00 0,35
Na.0 0,17 2,14 1,31 1,32 0,34 1,20 0,54 1,07
к.о 0,86 1,43 1,46 1,90 0,61 1,02 0,93 1,51
Н2О+ 0,54 0,82 0,50 2,25 | 1,19 | 1,32 6,75 4,95
Н2О* 0,19 0,23 — 2,54 / —
Р.О, 0,04 — Сл. 0,10 — 0,10 — Сл.
со2 4,65 6,90 12,95 13,34 — 17,78 17,80 —
SO3 — 0,04 — 0,52 — — — —
S 0,02 0,16 — — — — — —
Сумма 99,73* 99,54»* 99,76 100,06 100,05 101,40»* 99,65 99,58
•Включает С1 — 0,02, F —0,01, БаО —0,05.
’• Включает С — 0,06, Си —0,002. V — 0,017, Zn<0,03, Cr — 0,003.
•• В оригинале сумма 99,40,
А — протокварцит, пачка С отл — Уош. формация Моррисон (юра), плато Колорадо.
Б — известковая граувакка (лнтитовый аренит). <Фрио» (олигоцеи), площадь Снлигсон,
шт. Техас, США. В — известковая субграувакка, аквитанская моласса, Лозанна, Швей-
цария. Г — известковая субграувакка, моласса Грёихеи, Бургхальде, кантон Ааарау,
Швейцария. Д — протокварцит из песчаников Берна (миссисипий), Берма, шт. Огайо,
США. Е — известковая субграувакка (?), бурдигальская моласса, Вореи, Изер, Фран-
ция. Ж — песчаник (известковая субграувакка?) из угленосной толщи (карбон), Вест-
фальский угольный бассейн, Франция — Бельгия. 3 — песчаник (субграувакка.) нз
угленосной толщи (карбои). Вестфальский угольный бассейн.
С
Таблица 92
Химический анализ тиллитов, % [28]
Компоненты A Б В г Д Е
SiO2 61,98 61,68 64,59 80,34 59,34 61,57
А12О3 17,20 .16,48 14,66 7,66 12,34 14,5/
FeA FeO 1,42 4,49 1,73 5,61 2,89 3,55 1,39 0,72 2,29 3,72 1,80 5,54
MnO 0,10 0,09 0,08 — 0,45 —
MgO 3,27 3,18 3,83 0,83 4,01 3,01
CaO 1,00 0,53 0,46 1,51 5,20 2,40
Na.0 5,27 3,99 1,60 2,13 1,80 2,46
K2O 2,04 2,62 5,86 1,94 2,52 2,27
HaO+ 2,70 2,95 1,66 2,63»* 7,7&* 2,88
H.O- 0,10 0,08 0,08 0,55 0,50
TiO2 0,60 0,49 0,47 0,42
PA — 0,20 0,22 Сл. 0,30 0,18
*• Потерн при прокаливании.
154
Продолжение табл. 92
Компоненты А Б В г Д Е
со2 0,12 0,31 2,87
с — 0,00 0,07 — — —
S — 0,11 0,01 — —
ВаО — 0,04 — — — —
99,97
Минимум 0 — 0,08 — — —
Сумма 100,15 99,89* 100,35 99,59 100,27 99,69
* Включает SO3 0,01, F 0,05.
А — тиллиты Гоугаида (гурои), Онтарио. Б — ленточный аргиллит (пелодит), фор-
мация Гоугаида, Онтарио. В — тиллит Фери-Крик (докембрий), округ Дикинсон,
шт. Мичиган, США. Г —тиллит Ипаиема (пермо-карбон), Саи-Паулу, Бразилия. Д —
тиллит Барра-Боиита (пермо-карбон), Параиа, Бразилия. Е —Тиллит Динка (пермь),
Южная Африка.
Таблица 93
Химические анализы современных песков, % [28]
Компо иеиты A Б Б г Д E
SiO2 67,7 86,10 75,90 99,72 31,10 76,70
ТЮ2 0,8 0,74 0,34 —- Сл. —
A12O3 13,6 5,45 13,30 0,27 4,06 13,48
FejOa ) 5,1 1 1,20 1,55 0,08 0,79 0,92
FeO f I 1,41 0,56
MnO 0,1 0,06 0,04 — —
MgO 1,9 0,61 0,56 0,02 1,20 0,74
CaO 3,4 0,98 1,12 0,06 30,55 1,40
Na2O 2,8 0,55 2,34 0,09 1,51 1,75
K2O 2,1 0,96 4,01 0,01 1,07 3,41
h2o- He onp. 1,101 1,80 3,25
H2O+ 0,271
P2O6 —— 0,14 0,02 —. Сл. Сл.
CO2 He onp. 0,58 0,12 —. 25,20 »
П.п.п. — — — . —
S — 0,02 - — —
Сумма 97,5 100,17 99,27 100,25 98,75 —
А — усредненный образец, р. Колумбия — песок и крупнозернистый алеврит. Литн-
товый аренит, предшественник граувакки. Б — песок р. Огайо, Кэйро, шт. Иллинойс,
США. Сублнтнтовый ареиит. Б — современный, р. Западная Чнуауа, Мексика. Вулка-
иомиктовый ареинт. Г — пляжевые пески (смесь 22 проб), восточная часть побережья
Мексиканского залива. Ортокварцитовый песок, второй цикл. Д — дюииый песок Сеит-
Касти (северное побережье Франции). Обогащен обломками ракушек, кварцем и не-
большими количествами полевого шпата и биотита. Е — речной песок, р. Луара, Фран-
ция. Содержит детритовый кварц, полевой шпат, кремнистый сланец и иемиого глау-
конита. __________________________________________________ __________ _____
155
Таблица 96
Химические анализы аркозов и субаркозов, % [281
Компоненты A Б в Г Д Е Ж 3 И К Л
SiO2 тю2 А12О8 FegOg FeO MnO MgO CaO Na2O K2O H2O+ h2o- P2OS co2 П.п.п. 79,30 0,22 9,94 1,00 0,72 0,02 0,56 0,38 2,21 4,32 0,55 0,41 0,05 75,80 - 0,15 11,14 0,59 1,31 0,05 0,54 1,41 2,40 4,51 0,86 1 0,03 J 0,60 Следы 80,89 0,40 7,57 2,90 1,30 0,04 0,04 0,63 4,75 1,11 73,32 11,31 3,54 0,72 0,24 0,75 2,34 6,16 0,30 0,92 59,24 6,65 2,02 1 0,31 / 0,50* 0,12 16,04 0,19 2,30 | 1,26 12,16 69,94 13,15 2,48 0,70 Следы 3,09 5,43 3,30 1,01 92,13 4,42 / 0,37 1 0,33 0,24* 0,14 1,27 0,11 0,72 Нет 0,42 87,02 2,86 0,49 0,29 0,20 3,41 0,00 1,98 3,35 85,74 0,383* 6,84** 0,795* 1,11 0,49 1,16 2,19 0,01 1,12 72,21 0,22 10,69 0,80 0,72 0,22 1,47 3,85 2,30 3,32 1,46 0,08 0,10 2,66 76,6 0,6 12,4 0,7 0,2 0,3 0,4 0,3 3,8 } 2,7 0,2
Сумма 99,68 99,99 99,63 99,60 100,79 99,10 100,15 99,652* 99,83 100,10»* 100,6
А —₽нстний°(докембрий) КёйлиТ^уурунняк^^инТяняия^ДД ** Содержнт МпО» °* суммарное железо; в оригинале сумма 99,90.
рий). Кинлок, Скай, 53 % нормативных полевых шпатов” ^^спарагмитР^^жин^кембтНП Л “ тоРРндонокий песчаник (докемб-
лолевых шпатов. Г — нижний древний красный песчаник <дево^аР*пй^НИПАИ,Н н “МбРп“2’ Л^ДВРДЛЛВН\.?°РЛег_ия.:.33’5 « нормативных
Д — известковый аркоз, древний кпасный пягчэмик гп«пгъы\ d и» «"^ерс. Лох Несс, Шотландия, 52 % нормативных полевых шпатов.
™> и,28 % норматиРв„огоДкРаель^таРЕ - пе^чТииМГт^ полевых шпа-
иых полевых шпатов. Ж - субаркоз из песчаников рЛбЛТн к Р*4 триас). Портленд, шт. Коннектикут, США, 74 % норматив-
тов. 3 - известковый сТбаркТ(Sp^ft ил/опдо^нк?3^^!0" 1^°3ЛРЛЙ ,2. % нормативных полевых шпа-
цита. И — субаркоз Уайтхорс (пермь? шт Канзас К ’ °мллЯГгЛа?Т?РД’ ро,в' ОнтаР”°- Канада; около 12 % полевых шпатов и 7 % каль-
- (олигоцеи),ЬвеРриь, франция, около 19 % поХыхшп7тов Р (°ЛНГОЦеН)’ Унтерстерн, кантон Цуг, Швейцария. Л - аркоз
Таблица 97
Химические анализы ортокварцитов (кварцевых аренитов), % [28]
co <© *-< т- ю o> co "1 I 1 I I i I i ( ] ** Л I co o Q । d o ' । 1 ' • 1 1 —* о 99,51
x co OoOoO OCOlOlOQ О СОСЧм^СО lOOOOOl 1 { .о 1 I sd4o I oooo© 1 I I о > 1 ° vv 99,57
СП" So®о 1 «aoor-ocSo i“ ojo’o'o OoooUooXo 1 o' ® V V & о 8
* S8&8 , , 82 £ , goQ-o 1 1 o'o 1 1 o' 1 1 1 | 1 100,51
Щ о oo 8 io-< m r' j * °. 1 i q®. i I i I i i « 1 eg1 co1 O 00 1 1 1 1 1 CO 1 И со О О
Et т«»2счф CM —<OQ I I о О О I | | | | сч со О Q О 1 1 о* О* О 1 1 1 1 1 О 99,99
Г со о [>. со —< о о О О —< Ю —< О | | | g^o'o'cfo'oo'o 00 00*0 1 > 1 99,94
№ |iS5-i |§гЙ-| 11 и| 99,62*
[Д й , £8 » з а ®. 5 § 1 NO 1 Id| О 1 I I 1 | _- О о о о
< «I,3,82,4111! 001©0о1о'00'©1 1 1 1 от 99,91
Компоненты ddd °”о ° <2,0 9.0 о 6 dd> н ЛХ — еч лГ flj К Си) ад 03 еч в, «иУП 35н<й£^«и2:б<яЯ(СЛос Сумма
О
с J |
SraSn--
га к w « ®
55SosG
C S S * £
S 3 ra s -
sg
«Я
§8
, в С . о.
<£> « я
_ я ы, —•
с о я S
« 4> га
" ы га
®*g°*5S3
_И I * я s g я
О f т S' га я s
=»\J -«*55
(j< • * 2 о c s
?I c ® л
sugSI^S
§4aw-5 -
S
3 3" я я -
<= £Чя<
я s к Е? я 3=1
“ sr g НЗ я 5го
o^Sg’rS®
2Эо§3ls§
*-• с- — Van _ еп
х«®5
5.^*3 2
I а - <v”"
йа5и"
и о Tftftfe St в
|о^2 ?3S. 2
S<5=S*lh&
S®
88
S
’-g I S 6 о X
э m _ ?» и О
ё Л S ц га га □
5 2 * * га
Sс «в**£
03 S ч ® •>
= * = =£
ОчЧ?С sO
158
Таблица 98
Химический состав алеврита, алевролита и лёсса, % [28]
Компоненты A Б в г Д E
SiO2 64,61 60,69 74,46 59,30 59,20 59,19
TiO2 0,40 0,52 0,14 0,60 1,20 1,45
А12О3 10,64 7,95 12,26 11,45 16,14 14,61
FejO3 2,61 2,61 3,25 2,32 4,36 1,51
FeO 0,51 0,67 0,12 1,55 3,24 11,28
МпО 0,05 0,12 0,02 —• 0,09 0,10
MgO 3,69 4,56 1,12 2,29 3,14 2,94
CaO 5,41 8,96 1,69 9,78 2,52 0,09
Na2O 1,35 1,17 1,43 1,80 3,82 0,12
K2O 2,06 1,08 1,83 2,17 1,97 2,38
H2O+ h2o- 2,05 1,14 2,70 0,96 / 1,16 I 1,15 4,69 0,07
p2o5 0,06 0,13 0,09 0,20 0,17 0,01
co2 6,31 9,63 0,49 7,41 — 1,25
SO3 0,11 0,12 0,06 — — 0,08
Сорт 0,13 0,19 0,12 — 1,94 0,25
Cl 0,07 0,08 0,05 — — —
Сумма 100,06 99,62 99,83 99,83 100,10 100,02
* Сульфидная сера.
А — лёссы, вблизи Галена, шт. , Иллинойс, США. Б — лёсс, Виксберг, шт. Мисси-
сипи. В — лёсс, Канзас-Сити, шт. Миссури. Г — лёсс, Канцу, КНР. Д— летний алеврит,
ленточные отложения позднеледннковой эпохи, Леппакозн, Финляндия. Е — алевролит,
аспидные сланцы Дан-Крик (докембрий), керн из буровой скважины, рудник Хомер,
Айрон-Ривер, шт. Мичиган.
Таблица 99
Изменение химического состава песчаных пород Русской платформы
по стратиграфической шкале, %. По А. Б. Ронову и др.
Система, отдел S iO2 ТЮ2 A12O3 FesO3 FeO
Кембрий 79,61 0,50 7.56 1,87 1,70
Ордовик 70,20 0,28 4,43 2,59 1,02
Силур 66,58 0,15 2,88 2,72 0,72
Дезой 76,57 0,54 6,70 2,24 1,59
Карбон 76,11 0,47 7,19 2,47 0,71
Средняя пермь 48,79 0,38 8,82 2,89 1,01
Триас 61,31 0,45 9,60 4,91 0,93
Юра 67,56 0,43 7,47 2,17 1,57
Мел 71,31 0,41 5,65 3,56 1,75
Палеогеи 87,28 0,34 2,89 2,82 0,65
Неоген 61,48 0,60 11,84 3,31 1,16
Четвертичная 73,58 0,34 6,55 2,10 0,94
159
Зой S s J f х <2 а о -о ® о s тэ в-о •о ж Ч м я s s S3 » * » £ S м та » S ст Система, отдел |
— NO О О — NO 7- 7- 7- 7- Т- "с© C*jVj с0^- оф ОСЛ— ч о rfk.cON5OOrfk.*^COCnt0O>*-C*3 MgO
СЛ СЛ О СЛ О>р> С*Э С*Э NO NOOO^- "bo 00 00 00 О rfk. Сл СЛ СЛ — w*-qNpa>oooocoa>a> — CaO
ОООо о о ОООООо оООООООООООо —^СлФЧСа)ФСа)ФЧ ^OOCOCO^^OKJCnCO^b-O MnO
ьо ~ 7- 7- no 7- Г- Г- Г- Г- Г- cxjVjui-sj^qcnoooocpoop ОО«***“ЮСЛ^СЛОО00О Я О
ООО оо О — о оо рр ООО^ОООЬОС*ЭС*ЭОСЛС*Э ОСлОЮЮСЛСаЗОСаЗЮ^ОО z V 0
to (О to СО СО Сл C*3jo NO О to NO NO О NO — ОО О op 00 — — toooooo — to co 0 to 0 0 00 П. n. n.
ен и е табл. 99
‘’’Таблица 101
Заказ № 639
Изменение минерального состава песчаных пород Русской платформы по стратиграфической шкале, %. По А. Б. Ронову
Система, отдел Кварц (Толевой шпат Слюда Циркон Рутил Турмалин Гранат | Ставролит Апатит Эпидот Амфиболы 1 Пироксены Анатаз Лейкоксен
Кембрий 77,15 16,63 3,58 11,87 2,42 5,20 2,97 0,36 1,04 0,32 0,80 0,01 8,67 14,91
Ордовик 58,66 8,73 0,98 16,91 5,14 7,48 4,12 1,44 1,23 4,33 2,24 Сл. 0,35 7,39
Силур 58,97 9,57 0,92 16,07 4,83 7,10 4,60 1,41 1,14 4,02 2,14 Сл. 0,42 7,21
Девон 80,96 8,77 2,86 14,94 2,60 9,34 3,19 1,95 0,85 0,37 0,15 0,07 9,70 31,47
Карбон 84,23 4,81 1,96 7,17 2,13 2,28 1,08 0,75 0,60 0,20 0,37 0,13 1,42 12,16
Средняя пермь 22,47 49,53 2,13 2,70 2,19 1,69 4,65 0,37 2,20 20,80 0,36 0,69 1,06 5,43
Триас 23,98 61,59 1,82 3,59 2,20 1,34 2,34 0,57 1,36 52,41 — 2,41 1,71 13,05
Юра 35,05 42,76 0,81 6,57 2,81 1,97 0,98 0,33 0,39 7,53 0,09 0,25 0,96 10,96
Мел 41,17 15,05 1,80 6,68 3,85 3,18 5,29 1,29 0,27 5,52 0,51 0,09 1,73 6,50
Палеоген 57,78 20,35 0,74 4,91 2,33 2,07 3,89 1,12 0,09 10,06 1,01 0,08 0,44 4,83
Неоген 41,07 37,28 1,88 3,71 3,63 3,17 8,03 1,25 3,04 83,95 4,37 0,41 4,50 13,23
Четвертич- ная 63,49 23,62 3,94 7,70 2,68 3,60 12,80 3,76 1,36 20,23 49,00 29,01 1,65 5,20
данием осадочных минеральных новообразований. Глины — по-
лимиктовые породы. Они образуются из глинистых минералов
как продуктов выветривания преимущественно полевых шпатов.
Глинистые минералы представлены водными силикатами со
слоистыми решётками, состоящими из слоев кремнекислород-
ных тетраэдров [SiOl-], и образующими гексагональные конфи-
гурации, соединенные с октаэдрическими слоями. Главные ми-
нералы глин следующие:
каолинит Al1Si1O10 (ОН)8,
мойтмор иллонит А14 (Si4О10) (ОН)4,
иллит К2А14 (Sig-iAU) О20 (ОН)4.
Кроме этих минералов, встречаются гидрослюды, обломоч-
ные зерна кварца, полевых шпатов. В состав глин также входят
эпигенетические неглинистые минералы, возникшие Одновре-
менно с глинистым осадком или в процессе превращения его
в породу. К ним относятся оксиды и гидроксиды железа, карбо-
наты, сульфаты, сульфиды, фосфаты, опал. Кроме того, в неко-
торых группах присутствуют поглощенные катионы щелочей и
щелочных земель, а также органическое вещество, в основном
приуроченное к коллоидной фракции.
Образование глин определяется двумя факторами — химиче-
ским (минеральным) составом первоначального материала и
физико-химическими условиями среды. Так, каолинит Образу-
ется преимущественно в кислой среде из полевых шпатов путем
выщелачивания оснований, монтмориллонит требует присутствия
оснований, в частности магния. Поэтому железо-магнезиальные
силикаты, анортиты, вулканические стекла и туфы обычно пре- i
вращаются в минералы монтмориллонитовой группы.
Химический состав глинистых пород приводится в табл.
102—108.
Карбонатные породы
К карбонатным породам относятся мергели, известняки и до-
ломиты. Между известняками и доломитами (в %) находятся '
переходные разности карбонатных пород, которые согласно i
С. Г. Вишнякову подразделяются следующим образом:
Известняк ............
Доломитистый известняк
Доломитовый известняк
Известковый доломит .
Известковистый доломит
Доломит .......
162
СаСО3
95-100
75-95
50—75
25-50
5-25
CaMg (СО3);
25-5
50—25
75-50
95—75
100-^95
Сумма ©eoTr©©C4©**cococ>^t***©C4 сча>а>сч*^ео~***©©а>©©©© о о ф о о о о о* о о’ S о о о’ о ©©©©©©©©©оо©©©© 100,11
П. п. п. ©©*ноо©^*о©еосоо©ь**^ь* 1О 1Й N оо iO СО Ф 1О 1О 1О ** 1О 5,58
со, ь©соь-сосчч,ч,счо)©счс>©-* Ч « * * <0 * * ® ©; ** © ~ b** Ь*Г *** ©’. b*" © ТГ ©’ ©* 6,10
о (/) — ©©©©*niQoO©©b*©C4©C4 — «*^oeou5 b* © *- —’ —» co © сч ©’©©©*^©*^©©O©©'©©© 0,63
Na,O ©©©©©©©счео©©**©^*© b* b* ©- © © co © ^* сч co ** b* © © ©* © ©• © © ~ © - ~ ,-: ~ - © ~ © ©
О bi ©C4©C4*^b**^Q0©C4C4©C4©© о oo а ч* ©ж oo n й сч ** ч» n to -« © co co ч* co co сч* eo сч eo сч* сч* сч* co сч* 3,49
MgO ©Ь*©©ООСЧЬ*Ь*00 00©СЧ©Ь*СЧ СЧ- ** ^ © © © ©~ ©~ © © oO —« ** © ^ сч сч to* * to* сч ю to* с*э *^ *^ сч* сч* со сч* 3,31
СаО © СО СЧ © © СЧ 4, -<OaOrft-<lOCOS ©- о©- оо © ©- © © ^ ** г- g о©- сч © © ©“ © сч оо оо сч ь** © ©’ ь? ©’ 7,19
TiO, ©тГ^©Ь*^Ь*©*иЬ*тГ©ОЬ*СЧ 00- © ©- © 00 © ©- ©- Ь* Ь*Ь* Ь» ©- ©- ©_ о о*©’©*©’©*©*©’©’©’©’©*©*©* ©* © ©
О о» ь. Ь*—«©©^’**00©СЧ^’©©’*Ь*© со ь* cn©- ©- ь* © —сч © © —« © © 00 ©* ©* ©* ©* ©* © ©* ©* ©’ ©* ©’ ©’ ©’ ©’ 6,47
о ’Ч’сосчсч©чг©—<сч©© — ©*»*© ео ©-©-©-© сч СЧ- ь* ©- © —« © ©- *н об ь** *^ сч’ ©’ ь** *^ ©* ©’©’©’ *^ со сч’ 15,10
SiO, -<©S0Q4,©S004,C4a) ’f!P©© n to t> й ео * а> to N —«©©**©-00 00 О со О)’ ь** сч’ сч’ © © ©* ©* ^** < © ь** ©©*J*^r^*©^*^r©©©©©©© 50,65
Число образцов в пробах ©©оо*^сооо©©*^оо©-^счоо© ©СО©СО^‘©еОСЧСЧСЧ©©©СЧОО b.4,-<ir5©©t>t>-<cocssco со сч © 6804
Число проб и анали- зов Г^тГОО©чГ© ооеОтГ©СЧСЧСЧ©Ь* *н —« о со сч © —. ео *м сч 252
Система, группа к СО К У »s ’s «о х х¥ «г 2 « х ь 2 * X X со О У О, 2 зхсхасхходоо и i и ® •©•ЗЕе<е-®2«с1.5Х{хЧл5ь»х XO>CLxVCO«)®CL Лг eJ V CL ь <8 a.*C(j4*cCb2:sst-:r* Сумма или среднее
163
Таблица 103
Химический состав глии разного минерального состава*, %. По М.Ф. Викуловой
Местонахождение О <75 б о о FeO MnO
Каолинита
Подсоска, Ленннгр. обл. (фрак- ция) Боровичи, Новгор. обл. (порода) 43,56 1,74 38,18 2,09 — —
45,54 2,87 36,84 0,99 Не обн.
Овсянка, Новгор, обл. (порода) 43,97 1,10 38,90 1,06 — Не обн.
Любютино, Новгор. обл. (по- рода) Якутия (фракция) 44,11 1,09 37,90 2,12 0,29 Сл.
45,35 0,94 37,25 1,14 — —
Монтморилло
Аскана, ГССР (фракция) Тюмень, скв. (фракция) 53,50 57,23 0,15' 0,45 25,12 16,63 3,96 7,4 Ю 0,01
Насосная, АзОСР (порода) 57,25 0,45 14,84 5,38
Эгрн-Чала, АзССР (фракция) 60,81 0,23 19,77 3,61 0,39 \\\
Фергана УзССР (фракция) 62,91 Сл. 17,16 2,88 0,22 Сл.
Г идрослю ди
Поповка, Ленннгр. обл. (фрак- ция) Сиверска^, Ленннгр. обл. (фрак- ция) Туя, Латв. ССР (фракция) Новая Русса, Новгор. обл. 50,00 1,19 23,95 3,25 4,44 0,05
51,83 1,07 20,11 6,92 3,25 —
48,71 1,20 26,02 7,18 0,03
52,32 1,28 20,58 8,31 0,79 0,04
(фракция) Бурегн, Новгор. обл. (фракция) 51,52 0,79 23,32 8,15 1,18 —
Монотермито
Часов-Яр, Донбасс, УССР (фрак- 47,43 1,31 35,50 1,31 0,44 Сл.
Часов-Яр, УССР (порода) 57,81 1,18 28,37 0,96 — —
Бейделлита
Тюмень, екважнна (фракция) 50,65 0,70 23,62 9,75 0,06
То же 49,52 0,55 26,19 9,36 0,01
Колпашево, скважина 49,00 0,54 26,90 7,40 — ——
То же 48,80 0,73 24,00 7,81 2,07 —
* Породы или фракции менее 0,001 мм.
164
СаО MgO О £ о, я Z so. со., П. п. п. Сумма 1 о S + Ч. в
вые глины
0,99 0,53 0,64 | 0,33 — — 11,54 100,00 2,15 —
0,19 0,15 0,07 0,01 0,04 13,30 100,00 1,59 —
0,32 0,27 0,26 | 0,22 0,10 0,08 13,72 100,00 1,30 —
0,31 0,28 0,69 Сл. 0,12 13,1 100,00 1,62 —
0,29 0,39 0,80 | 0,73 0,18 — 12,93 100,00 1,71 —
нитовые глины
2,16 5,22 0,83 | 2,16 — 7,26 100,36 13,50 —
0,98 3,63 1,59 1 2,74 — 9,21 100,27 12,71 —т—
4,07 5,41 2,87 0,56 — 8,78 99,61 18,52 8,22
1,17 3,60 0,12 | 2,56 0,65 — 6,59 99,50 19,14 5,94
0,74 5,41 1,54 1 1,53 — — 7,36 99,75 11,30 —
стые глины
0,58 3,01 4,80 0,56 — — 5,58 100,41 4,66 —
0,87 2,84 5,16 0,70 — — 7,12 100,00 3,56 —
0,92 2,95 4,16 0,54 — 8,29 100,00 6,87 —
0,47 4,17 5,61 0,38 — — 6,05 100,00 5,62
0,93 2,37 4, >9 0,03 — 6,78 99,36 5,76 5,76
вые глины
0,65 0,74 2,15 0,49 — 1 9,65 100,22 5,30 —
0,65 0,98 2,03 0,54 — — 7,48 100,00 2,61 ——
вые глины
1,41 2,91 1,83 0,77 — — 8,80 100,50 8,64
0,81 2,71 1,75 0,84 — — 7,98 99,72 9,27
0,46 3,64 1,62 0,94 — — 9,25 99,75 8,90
1,91 2,38 1,07 0,86 — — 9,87 99,50 5,80
165
Таблица 104
Химический состав ленточных глии (осадка и породы), % [28]
Компоненты A . Б в r Д
SiO, 59,20 50,33 52,00 62,74 66,87
Т1О2 1,20 1,13 — — 0,47
AlgOg 16,14 19,17 16,11 16,94 15,36
FejOs 4,36 6,50 1 / 5,07 2,81
FeO 3,24 2,52 J I 1,59 1,89
MriO- 0,09 0,13 — 0,05
MgO 3,14 3,77 4,10 3,05 2,40
CaO 2,52 1,43 8,26 1,39 0,34
Na.0 3,82 1,78 2,76 1 / 1,21
K2O 1,97 4,03 1,74 J D,UZ t 6,60
H2O+ 1,16 4,87 — 3,20* 1,35
HgO" 1,15 3,74 9,64* 0,36 Нет
₽A 0,17 0,14 0,23
CO2 — —r 2,00s* 0,28
so8 — . — 0,09 —
c 1,94 0,41 — — 0,04^
Сумма 100,10 99,95 99,39 100,41 99,93
* Потерн при прокаливании-
2* Включено в потерн при прокаливании.
А —летний алеврит, ленточный осадок позднего ледникового возраста, Финляндия.
Б — зимняя глина, та же, что и А, В —ленточная глина, северная часть оз. Тнмнска-
мннг. Г — аргнллнт, серия кобальт (докембрий), район Кобальт, Онтарио. Д — аргнл-
г лит, Фери-Крик (докембрий), округ Дикинсон, шт. Мичиган, США.
Т а б л hSi а 105
Химический анализ глинистых сланцев (исключая углистые
и кремнистые сланцы), % [28]
Компоненты A Б В Г' Д Е
SiOg 20,05 51,38 49,85 56,73 58,82 58,10
TiOg * 1,22 1,45 0,88 0,73 0,65
AlgOg 8,28 23,89 13,88 19,27 16,46 15,40
FegOa 0,27 2,05 3,75 5,57 1,10 4,02
FeO 2,41 5,01 14,10 1,89 7,20 2,45
MnO 4,11 0,02 0,24 0,09 —-
MgO 2,61 2,71 3,32 1,93 4,92 2,44
CaO 27,87 0,24 0,20 0,01 0,76 3,11
Na2O — 0,59 0,10 0,49 4,03 1,30
K2O — 7,08 2,74 8,85 1,60 3,24
H2O* 2,86 4,66 4,90 3,77* 3,73 1
нао- 1,44 0,21 0,14 0,38 0,11 J
* Потерн при прокаливании.
166
Продолжение табл. 105
Компоненты А В в г Д Е
Р.О, 0,08 0,01 0,09 0,17 0,17
сб» 24,20 0,14 4,09 0,00 0,01 2,63
SO, 1 » Нет — 0,02 0,64
S Нет 1,51 — 0,05 1 »
С — 0,16 0,69 — 0,80
Сумма 99,18 99,52 101,05 99,77 99,87s* 99,95
»• Включает 0,03 С1; 0,04 F.
А — меловой сланец, гора Диабло, шт. Калифорния, США. Сильно известковый
глинистый сланец с высоким содержанием МпО. Б аспидный сланец нз формации Тай-
лер (докембрий), около 1,3 км к западу от Монреаля, шт. Висконсин. Порода с высо-
ким содержанием алюминия, а также калия. В ~ аспидный сланец Дап-Крик, рудник
Хомер, Айрон-Ривер, шт. Мичиган. Аспидный сланец, богатый железом. Г —среднее
шести анализов аспидного сланца Картерсвилл (кембрий), Джорджия. Аспидный сла-
нец с очень высоким содержанием калия. Д — ленточный аргиллит (гурон), поселок
Олив, пров. Онтарио, Канада. Аргиллит, обогащенный натрием. Е —средний глини-
стый сланец для сравнения, по Кларку.
Таблица 106
Данные химического анализа пелитовых осадков и метаосадков Русской
платформы, %. По А. Б. Ронову
Компоненты Архей’ Ранний протерозой** Поздний протерозой Палеозой . Мезозой и кайнозой
SiOg 64,15 58,42 57,65 47,94 55,61
TiOg 0,48 0,79 0,86 0,78 0,72
A12O3 15,79 16,63 17,04 14,26 14,45
FejOa 2,47 2,53 4,26 4,10 3,65
FeO 3,51 6,56 3,17 1,85 1,95
МпО 0,07 0,15 0,11 0,06 0,06
MgO 2,45 4,12 2,38 3,85 2,20
CaO 4,02 2,34 1,20 7,53 4,90
NagO 2,84 1,57 0,93 0,65 1,10
KgO 2,32 3,08 4,18 3,70 2,39
HgO 1,68 2,85 6,19 6,07 7,67
PgO6 1,14 0,09 0,09 0,11 0,11
COg 0,04 0,59 1,10 6,80 3,62
SO8 ' 0,08 0,20 1,05 2,18 1,40
Copr — 0,33 0,35 0,70 9,04
Сумма 100,04 100,25 100,68 100,75 100,87
Число аналн- 247 460 34 (1226) 401 (6734) 259 (4764)
ЗОВ
* Парагнейсы.
» Филлиты, кристаллические сланцы и парагнейсы. В скобках приведено число
проанализированных образцов.
167
• Таблица 107
Химический состав остаточных глии, % [28]
Компо- ненты A Б в г Д Е Ж
SiOg 40,7 55,42 55,07 66,01 44,80 9,28 48,00
TiOg 7,3 Сл. 1,03 0,10 2,44 3,78 1,00
AlgOs 30,9 22,17 26,14 21,21 38,84 69,76 34,56
FegOs 8,7* 8,30 3,72 2,11 0,36* 1,10* 1,54*
FeO — Сл. 2,53 0,57
MnD — ' — 0,03 __
MgO — 1,45 0,35 0,05 0,10 0,15 0,35
CaO 1,0 0,15 0,16 Нет 0,05 0,40 0,23
Na2O 0,4 0,17 0,05 Нет 0,30 0,40 0,51
KgO 0,3 2,32 0,14 0,85 0,23 0,55 0,59
HgO+ 11,0 7,76 9,75 7,55 13,62»* 13,37 12,30
HgO" — 2,10 0,64 1,24 — 1,30
P»O5 — Сл. 0,11 __
SOs — —. Сл. — — —
cog — — 0,36 0,08 II.,.
BaO — — 0,01 — 1 » — X
S — — 0,04 — — —
Сумма 100,3 99,84 100,11 99,77 100,74 99,23 100,38
* Общее количество железа.
2* Общее количество воды.
А — остаточные глины по базальту, округ Спокан, шт. Вашингтон, США. Б — ос-
таточные глины по доломиту, Моррисвнлль, шт. Алабама. В — остаточные глины по
гнейсу, Мортон, Резвуд Фолз, шт. Миннесота. Г — выветрелый гранит Гонконг («пол-
ностью разрушенный»), Гиндриикер-Бей, район Гонконга. Д — белая огнеупорная глина,
округ Фелпс, шт. Миссури. Е — диаспоровая глина, Гнндрникер-Бей, район Гонконга.
Ж — пластичные глины Айон, Джонс-Бютт, шт. Калифорния.
Таблица 108
Средний минеральный состав глинистого сланца, %.
По оценкам разных авторов
Компоненты * Кларк Лейт и Мид Яалон Шоу и Уивер
Кварц 22,3 32 20 36,8
Полевые шпаты 30,0 18 8 4,5
Глинистые минералы 25,0 34* 50 66,9
Оксиды Железа 5,6 5 3 <0,5
Карбонаты 5,7 8 7 3,6
Другие минералы 11,7 1 3 <2,0
Органическое вещество — 1 — 1
* Каолинит и глинистые минералы — 10, серицит и парагонит — 18, хлорит и сер-
пентин — 6.
168
169
Таблица! 10
Химический анализ карбонатных конкреций, % [28]
Компоненты A Б В г Д
SiOg 9,08 23,92 14,18 4,72 13,10
AljOg 1,87 5,82 4,09 2,45 35,10
Fe^Os 5,03* 1,12 1,47 1,64 4,71
FeO - 2,57 35,73 41,68 —
MgO 13,80 2,26 2,75 4,34 —
CaO < 27,29 31,35 4,44 6,13 22,90
Na.0 — 1,16 0,55 0,22 —
као — 1,84 0,60 0,27 —
HSO+ — 2,04 2,39 2,11
H,O- 0,20 0,64 — 0,38 •—
T1O, 0,12 0,62 0,49 0,10 —
P»Og Сл. 0,36 0,52 1,77 —
MnO 0,50** 0,93 1,04 0,60
co2 38,83 24,24 31,00 33,37 18,00
c 2,25 — 0,87 —. —
s 0,67 — —7 0,35 —
Сумма 99,65 99,87 100,13 100,15»* 93,80
* Общее содержание железа.
•• Приведено как МпО2.
‘•Сумма включает 80s — 0,07; ВаО — 0,01; SrO — 0,05; F — 0,03.
А —конкреции из сланцев Огайо (девон), Огайо. Б — иматров камень, известко-
вая конкреция в позднеледниковых глинах, Восточная Финляндия. В — сидеритовая
'конкреция («глинистый, железняк»), верхний карбон. Кантабрийские горы, Испания.
Г — железистые карбонатные желваки, средний лейас, Великобритания. Д—септарне-
вый желвакГ частичный анализ внутреннего матрикса из лейасового сланца, Велико-
британия.
Таблица 111
Химический состав доломитов, % [28]
Компоненты A Б в r Д E
S1O, ♦ 2,55 7,96 3,24 24,92 0,73*
ТЮа — 0,02 0,12 —. 0,18 —
AlgOs — 0,23 1,97 0,17 1,82 0,20
Fe^O» FeO — 0,02 0,14 0,17 0,66 —
— 0,18 0,56 0,06 0,40 1,03»*
MnO 0,04 0,07 — 0,11 ——
MgO 21,9 7,07 19,46 20,84 14,70 20,48
CaO 30,4 45,65 26,72 29,58 22,32 30,97
Na.0 K»O 0,01 0,42 0,03 —
— 0,03 0,12 — 0,04 —
• «Остаток (преимущественно кремнезем)».
Подсчитано по приведенному содержанию железа.
170
Продолжение табл. Ill
Компоненты А Б В г д Е
НаО+ — 0,05 0,33 30,00 0,42 —
н2о- — 0,18 0,30 0,36 —
P2OS — 0,04 0,91 — 0,01 0,05
СО, 47,7 43,60 41,13 45,54 33,82 47,51’*
so3 — 0,03 — — 0,013* —
S — 0.304* 0,19 — 0,164* —
ВаО — 0,013* Нет — Нет —
SrO — 0,013* Нет — Нет —
Органика — 0,04s* — — 0,08s* —
Сумма 100,0 100,06 100,40 99,90 100,04 100,97
3* Содержание не превышает указанной цифры,
** Подсчитано как пирит,
5* Органический углерод,
в* Подсчитано по оксидам железа, магния и кальция.
А — теоретический состав чистого доломита, Б — доломитовый известняк, формация
Монро (девон). В—доломит, Ниагара (силур), Джолиет, Иллинойс, США. Содержание
MgO соответствует 89,5 % теоретического. Г —доломит <Нокс> (кембро-ордовнк), Мор-
рисвилл, Алабама, США. Содержание MgO соответствует 96,5%. Д —кремневый доло-
мит, группа Ниагара (силур)', округ Хайленд, Огайо, США.' Е — доломит Рэндвнлл (до-
кембрий), округ Днкннсон, Мичиган, США. Содержание MgO соответствует 94,5%.
Мергели представляют собой промежуточные породы между,
глинами и чистыми карбонатными породами. Они состоят tia
25—50 % из мелких частиц глинистых силикатных минералов
и на 50—75 % из карбонатов. В состав глинистых мергелей вхо-
дят глинистые минералы, а глинистые известняки или доломиты
содержат преимущественно карбонаты — до 90 %.
Главные минералы, слагающие карбонатные породы,— каль-
цит, арагонит, доломит.
Химический состав карбонатных пород приведен в таблицах
109—113.
Карбонатные горные породы — результат химического и био-
генного осаждения вещества в водной среде. В течение истории
Земли состав и происхождение карбонатных пород менялись.
В докембрии возникали карбонатные породы химического осаж-
дения с существенным содержанием магния. В фанерозое осаж-
дались преимущественно карбонаты биогенного происхождения
с пониженным содержанием магния.
171
— Таблица 112
143 Химический состав карбонатных скелетных образований различных современных беспозвоночных и растений, %
По Л. В. Пустовалову
Класс СаСО, MgCO, CaSO, Са,р,О, S1O2 (Al, Fe), О,
Пелециподы 98,74—90,87 0,00—1,00 — Сл.—0,40 0,00—0,36 0,04—0,50
Мадрепоровые 97гв7—99,95 0,09—1,11 0,00—0,21 Сл. 0,00—1,25 0,00—0,74
Гидроиды 96,77—99,63 0,22—1,28 0,06—1,80 » 0,02—0,24 0,05-0,21
Г астроподы 96,84—99,95 0,00—1,78 0,00—0,20 Сл,—0,85 0,00—2,10 0,04—1,89
Морские желуди 95,53—97,73 0,75—2,49 — 0,00—0,77 0,03—2,12 0,15-0,72
Головоногие 93,76—99,50 0,16—6,02 — Сл. 0,00—0,19 0,06—0,15
Брахноподы известковые 88,59—98,61 0,49—8,63 0,36—1,72 Сл,—0,57 0,06—0,52 0,04—0,48
Аннелиды 89,66—91,55 0,00—9,72 Сл,—0,13 Сл.—0,99 0 0
Мшанки 63,29—96,60 0,63— 11,08 1,32—2,83 Сл.—2,68 0,18—16,71 0,12—2,25
Форамнннферы 77,02—90,11 1,79—12,55 0 Сл. Сл,—15,33 Сл,—4,94
Морские лнлни 83,13—91,55 7,91—13,74 0,00—1,44 Сл,—1,44 0,02—5,73 0,08—1,41
Морские ежн 77,91—93,13 5,41—13,79 Сл.—2,56 Сл,—1,85 0,05—9,93 0,14—5,20
Губкн известковые 71,14—84,96 4,61—14,10 0 ? —9,96 Сл.—7,81 Сл.—5,72
Морские звезды 83,42—91,06 7,79—14,35 1,84 0,21—0,78 0,03—8,47 0,12—0,94
Офиуры 79,37—92,70 6,61—14,95 Сл,—4,17 Сл,—1,14 0,00—2,39 0,11—3,47
Альцнонарнн 72,99—98,93 0,35—16,90 Сл,—5,43 Сл,—8,57 0,00—1,70 Сл,—1,01
Водоросли известковые 73,63—99,21 10,93—25,17 0,03—1,39 Сл,—0,43 0,02—2,11 0,01—1,62
Ракообразные 28,56—82,64 4,80—15,99 Сл,—5,33 8,68—27,44 v 0,00—3,82 0,06—8,86
Брахиоподы фосфатные 1,18—8,35 0,79—6,68 2,93—8,57 74,23—91,74 0,50—0,91 0,29—1,16
Таблица 113
Неорганические компоненты морских беспозвоночных, %. По Ф. Дж. Петтиджону
Класс / Число определений СаСОэ MgCO3 Са3Р «Ов Si О.. (Al, Feb О3 CaSO,
Форамнннферы 7 77,0—90,1 1,8—11,2 Сл. Сл,—15,3 Сл,—4,0 —
Известковые губкн 4 71,1—85,0 4,6—14,1 ?—10,0 Сл,—7,8 1,0—5,7 —
Кораллы: мадрепориты восьмищупальцевые 30 22 97,6—99,7 73,0—98,9 0,1—0,8 0,3—15,7 Ср. 11,1 0—сл. Сл,—8,3 0—1,2 0—1,7 0—0,6 Сл—1,0 0,5—5,4
Иглокожие: крннонден морские ежи 24 14 83,1—91,5 77,9—91,7 7,9—13,7 Ср. 10,8 6,0—13,8 Сл—1,1 Сл,—1,8 Сл—2,0 Сл,—9,9 0,1—1,4 0,1—5,2 Сл,—2,0
Мшанкн 13 63,3—96,9 0,2—11,1 Сл.—2,9 0,2—16,7 0,1—2,2 —
Брахиоподы: известковые фосфатные 5 4 88,6—98,6 ?—8,3 0,5—8,6 1,7—6,7 Сл.—0,6 74,7—91,7 0,1—0,5 ' 0,5—0,9 Сл,—0,5 0,3—1,2 ?—8,4
Моллюски: пелециподы гастроподы цефалоподы 11 20 3 98,6—99,8 96,6—99,9 93,8—99,5 0—1,0 0—1,8 0,2—6,0 Сл.—0,4 Сл.—0,8 Сл. ООО 1 1 1 о to р to to^ Сл.—0,5 Сл,—1,9 Сл—0,1 —
Панцирные 13 28,6—82,6 3,6—16,0 6,6—49,6 0—1,1 Сл,—8,8 —
Водоросли известковые 16 73,6—88,1 10,9—25,2 Ср. 17,4 Сл—0,4 Сл.—3,5 Сл.—1,6
Кремнистые породы
Эти породы в основном сложены кремнеземом. К кремни-
стым породам не относятся породы с обилием кварца обломоч-
ного происхождения. Кремнезем кремнистых горных пород
в основном органогенного происхождения — типичный продукт
биосферы. Он представлен аморфным опалом, скрытокристал-
лическим халцедоном и кварцем, который возникает вторично
при перекристаллизации аморфных форм кремнезема. Опал и
халцедон образуются при химических процессах или как ре-
зультат‘жизнедеятельности организмов. Иногда органогенные
остатки преобладают. Главными представителями кремнистых|
пород являются диатомиты, трепелы, спонголиты, радиоляриты,
опоки, яшмы, кремни и отчасти гейзериты.
Диатомиты состоят преимущественно из остатков диатомо-
вых водорослей. Они представляют собой белую или желтова-1
тую пористую породу (пористость до 90%). 1
Трепелы сложены из остатков диатомей, но скелеты их раз-
рушены и выражены в виде округлых обломков опала с при-
месью обычных зерен кварца и карбонатных частиц.
Таблица 114
Химический состав кремнистых сланцев и близких к иим пород, % [28]
Компоненты А Б в
'SiOj 84,14 73,71 84,54
TiOa А12О3 г 0,22 5,79 0,50 7,25 0,35 4,14
FeaO3 1,21 2,63 1,48
FeO — 0,44 0,51
MnO
MgO 0,41 1,47 0,52
CaO 0,13 1,72 1,25*
Na2O 0,99 1,19 0,46
KaO 0,50 1,00 0,64
НаО+ 1 н2о- / , 5,56 / 6,94 1 2,88 3,11 3,25
РзО5 — 0,24 0^8
СОа Нет Сл. *
SO3 s — 0,16 0,18
с 1,21 0,00 0,12
Сумма 100,03 100,13 100,74**
* СОа н соответствующее количество СаО, необходимое для образования СаСОз,
подсчитано по составу.
*♦ СаСО3, согласно подсчетам равное 5,16, не включено в сумму.
А —кремнистый сланец, формация Маурн (мел), Блэк-Хилс, Южная Дакота.
Б — диатомитовый сланец, формация Модело (миоцен), Калифорния. В — кремнистый
сланец, формация Модело (мноцен), горы Санта-Моннка, Калифорния.
174
ч 91,63 1,34 0,04 0,02 1,33 „ 0,03 CS cs cs । [ qqq-;©^ 1 1 odoioic 99,87 В — радио- - опока чер- ая, оттуда И. Устино-
X 96,88 0,44 1,00 0,36 0,20 co ® 1 0 1 0,03 0,98 | 99,92 с. Сенгнлей, Ульяновская обл. Жиздра, Калужская обл. Е — Эрска, девон. 3 —яшма сургучи — гейзерит, п-ов Камчатка (по T.
S 90,65 5,21 2,92 0,21 0,11 1 1 1 0,33 . 0,14 99,57
со 86,30 4,65 6,15 1,16 0,13 Сл. 0,70 1 1 1 0,61 0,15 99,85
' < тою сП з-= оо о co cs । cocs^eq 1 00*O*t^O 1 1 1 0,38 0,25 j 99,67 к, палеоген, турок» г. а севернее < ыаторск. Л
* о * щ CS ОО СО Q <0 — cs о ю —1 Og^CM ООООО 1 <£> 00 — CSC>CS~ ООО 0,17 0,08 2,10 0,73 CS 0 0 тнб, ГССР. Б — диатомит морской , ГССР. Д — трепел палевый, шма ленточная из пос. Калиновк зный из пвсчего мела, турой, Кра 0.21% и BjO, 0,17 %.
По Г. И. Б ушит rs-eo*-оаоо-^ео eo 00 сч —cs —* 00 G> । —« co Tt* 0 0 —• О О ' 00 —' ь. 0 ОЮ cs 0 co 0 л q q q 0 0 0 0 0" cs* 0* SS‘66 |
(- СЧ СЧ 00 0 co 0 оо eo cs 00 1 1 1 1 0,82 3,02 100,05
\О О'- ffi 94,90 2,31 1,19 1 !§§ । 0,50 Сл. 1,35 99,73 ген с. Кнса , олнгоцен 5л. Ж —« кремень че] едено AsjO5
с к 3 X 85,26 4,40 2,03 cs 0 0 1 CS 10 | 1 O«O 1 0,21 <£> —» -qq 1 00^ । 99,92 А — диатоынт пресноводный, нес лярит с о-ва Борнео. Г — спонголит мая» турон г. Жнэдра» Калужская о( же. И — яшма белая, оттуда же. К— вой). В образце дополнительно опред
ю встав креи CO CS Ю cs 00 cs uf 00 0 0,04 0,79 0,16 0,01 0,11 0,05 0,15 0,12 0,31 1,80 1,07 99,75
«а Sf X ч о са Н X X 8 X X Компоненты o<^o-o^ooojc 1 P2O6 SO3 HjO+ H2O- Сумма 5
i
Таблица 116
Химические анализы кремней и других конкреционных тел, %. [28]
Компо- ненты A . Б В г Д Е Ж
SiOg 99,47 70,78 98,36 4,46 0,73 45,13 1,805*
А1а03 0,06 0,45 0,12 1,10 0,572* 0,88 —
0,00 0,02 0,00 7,02 0,27 0,96 —
FeO 0,17 0,30 0,08 0,47 — — —
Fe — — — -— — — 45,80
МоО — 0,02 — 0,08 Сл. 0,02 —
MgO — 1,88 0,01 0,30 Нет Нет —
CaO 0,06 12,90 0,16 44,22 Нет Нет —
NagO 0,01 0,05 0,04 0,16 — — —
K2O 0,03 0,06 0,04 0,04 — — —
HgO+ h2o- 0,19 0,02 0,48 0,32 0,84 0,11 0,35 1 - 1,65 f 0,254* 0,314*
TiOg — 0,03 — 0,07 — — —
PA — 0,16 0,02 33,92 Нет Сл. -—
COg Нет 12,04 0,07 0,90 0,16 Нет —
SOs — — — — 33,15 17,87 —
BaO — — — — 64,85 34,25 —
C 0,03 0,33 0,02 0,49 — — —
S — — — 0,04 — — 51,50
Сумма 100,04 100,09* 99,873* 99,52 99,55 99,42 98,70
* включает ZrOa<0,01; FeS2 0,27; SO3 0,01,
2* — включает F 2,25; без 0 для F — 0,95.
э* - Р20з.
4* — Потери при нрокаливанни.
s* — нерастворимый.
А —оолитовый кремень, доломит Майиес (кембрий), Пеиснльваиия. Б —кремне-
вый желвак, известняк Делавэр (девон), Огайо, США. В — кремневый желвак, свита
писчего мела Довер (мел), Великобритания. Г — сферолитовые фосфоритовые желваки,
слаицы Колорадо (мел), горы Бэрпо, Моитана, США. Д — баритовый желвак из глини-
стых слаицев, Оклахома, США. Е — баритовый желвак из песчаников, ОкДахома, США.
Ж— пиритовые желваки, морская глниа, Виктория, Австралия.
Т а б л и ц а 117
Химические анализы кремней и других, иеобломочиых кремнистых осадков, %
[28]
Компо- ненты А Б в г Д Е Ж 3
93,54 98,93 99,47 82,69 70,78 43,43 73,71 82,94
TiOg 0,005 — — 0,03 — 0,50 0,27
2,26 0,14 0,17 1,76 0,45 11,25* 7,25 0,1
0,48 0,06 0,12 1,00 0,02 0,18 2,63 3,4
* — включает РаОз.
176
Продолжение табл. >17
Компо- ненты А Б в г Д Е Ж 3
FeO 0,08 0,31 0,30 21,00 0,44
МпО 0,79 0,01 — 0,01 0,02 — —
MgO 0,23 0,02 0,05 1,08 1,88 1,39 1,47 0,19
CaO 0,66 0,04 0,09 2,93 12,90 0,70 1,72 1,60
NagO 0,37 Сл. 0,15 0,50 0,05 1,21 1,19 0,65
К»О 0,51 Сл. 0,07 2,61 0,06 3,99 1,00 1,40
FLO+ 0,72 0,17 1,122* 4,752* 0,321 1 6,944
н2о- 0,21 0,27 — • — 0,48/ 1 2,88/
РА — Сл.. — 0,21 0,16 — 0,24 0,8
СО2 — 0,02 — 2,28 12,04 15,76 Сл. ? 0,40
SO3 — Нет — — Сл. — 0,16 —
Cl — — — 0,15 — —
с — 0,18 — — 0,33 0,08 0,00 —
Сумма 99,86 99,92 100,24 100,28 100,14 99,45 100,13 92,383*
2* — потери при прокаливании.
3* —включает F 0,10; S 0,14; VaO5 0,06.
А — францисканские кремни (юра?), Багли-Каиьои; гора Дьябло, Калифорния, США.
Б —«флинты» Ваниорт (карбон), Флинт-Ридж, Огайо, США. В —новакулиты (девон),
Рокпорт, Арканзас, США. Г — среднее из 10 кремниевых пород, формация Монтерей
(миоцен), Калифорния. Д — известковый желваковый кремень, известияки Делавэр (де-
вой), Огайо, США. Е — сидеритовый порцеланнт (докембрий), округ Айрон, Мичиган,
США. Ж — диатомовый «слацец», формация Монтерей (миоцеи), Голливуд, Калифор-
ния, США. 3 — кремень, формация фосфория (пермь), Бразер-Каньои, Юта, США.
Спонголиты содержат остатки (спикул) кремнистых губок и
халцедоновых метаморфоз по ним.
Радиоляриты включают остатки одноклеточных животных —
радиолярий. Многие разновидности переходят в яшмы. Встре-
чаются относительно редко.
Опоки — породы, сложенные опаловым кремнеземом, тонко-
зернистые. Породы легкие, пористые, с раковистым изломом. От-
мечаются в них плохо сохранившиеся остатки диатомей и спи-
кулы губок.
Кремни представляют собой плотные относительно однород-
ные, конкреционные образования, состоящие преимущественно
из халцедона, кварца и опала.
Гейзериты — продукты отложений кремнезема горячими во-
дами гейзеров. Химический состав кремнистых пород показан
в табл. 114—117.
177
Фосфориты ж
К фосфоритам относятся минеральные осадочные образова- Я
ния, состоящие в значительной части из фосфатных минералов. Я
Они содержат около 12—40 % Р2О5. Осадочные фосфориты Я
представляют собой скопления тонкодисперсной смеси фтор- В
апатита и кальцита. Могут также присутствовать карбонат апа- Л
тит и гидроксил апатит [ЗСа3 (РО4) 2 • Са (ОН) 2]. Фосфаты входят И
в состав костей позвоночных и животных и некоторых раковин И
беззнаковых брахиопод. Я
В фосфоритах также присутствуют минеральные примеси Я
кремнезема в виде обломков диатомей, радиолярий и спикул
кремневых губок. Встречается мелкозернистый пирит. Харак- Я
терно присутствие органического вещества в виде гуматов, би- Я
тумов и нерастворимого углистого остатка. Эти органические Я
примеси окрашивают значительную часть фосфоритов в темный В
и даже черный цвет и придают им характерный запах. Фосфо- Я
риты обычно подразделяются на два главных типа: Я
1) конкреционные платформенные, которые представлены В
отдельными конкрециями, заключенными в породах иного со- В
става и иногда сцементированными в сплошную массу; Я
2) пластовые геосинклинальные, состоящие из коллофана В
(плотный, тонкозернистый или аморфный фосфат). Они ветре- В
чаются реже желваковых, но образуют более мощные скопле- В
ния. Залегают обычно среди карбонатных пород. Химический В
*" состав фосфоритов приведен в табл. 118 и 119. Я
Я
Эвапориты Я
Эвапориты представляют собой химические осадки, выпав- Я
шие на дно бассейнов из пересыщенных солеродных растворов. Я
Процесс образования эвапоритов происходит наиболее интен- Я
сивно в замкнутых и полузамкнутых бассейнах, в которых со- Я
здаются растворы с высокой концентрацией растворимых ве- Я
ществ. * Я
Общая последовательность выпадения минералов в осадок Я
определяется в основном свойствами растворимых солей. Пер- Я
выми выпадают наименее растворимые минералы, последними— Я
наиболее растворимые. Важнейшие минералы морских эвапори- Я
тов показаны в табл. 155. Я
Отложение солей обычно характеризуется большой частотой, Я -
что обусловлено их отложением в сухом — аридном климате. Я „
В эвапоритовых соленОсных отложениях встречаются тонкодис- Я 3
персные продукты химического осаждения пирита, в небольших Я *
количествах оксидов железа. В незначительных концентрациях Я <о
отмечаются фтор, литий, бром и следы редких металлов, иног- Я “
178 Ш
т- Продолжение табл. 118
Компоненты Конкреционные фосфориты
• и 1 К | •% 1 м | Н 1 ° 1 п Р
SiO, 9,09 12,46 16,08 13,71 33,90 47,01 8,11 3,25
A13O3 2,36 2,06 3,18 3,30 2,10 0,70 4,10 0,23
FejOj 2,08 3,34 6,22 5,80 2,05 2,37 2,50
FeS. 1,12 2,81 0,43 1,85 0,00 0,00 0,00
TiO, 0,10 0,10 0,10 0,08 0,08 0,11 0,06 0,07
MnO 0,13 * 0,16 0,09 0,08 0,08 . 0,05 0,03 0,20
CaO 41,-95 37,17 35,06 40,05 29,82 24,01 45,94 49,79
MgO 0,67 0,80 0,78 0,82 0,62 0,42 0,24 0,35
Na,О 0,08 0,81 0,09 0,71 0,71 0,70 \ 0,19
K.O 0,12 1,05 0,12 0,44 0,68 0,37 / 0,27 0,11
PA 27,07 23,47 24,42 22,84 19,99 15,61 33,48 36,18
CO, 5,24 4,49 3,97 4,15 3,88 2,73 0,61 4,43
F 3,28 2,59 2,57 2,48 2,06 1,88 3,50 0,47
soa 3,02 1,36 1,38 1,37 1,06 1,20 — 0,00
П.п.п. 4,04 4,76 4,98 4,28 3,27 2,60 1,86
О соотв. — 1,35 —1,09 —1,08 — 1,04 —0,86 —0,79 — 1,47 —0,24
Сумма 98,97 98,08 98,39 100,93 99,40 98,97 94,87 99,87
С 0,89 0,74 0,50 0,70 0,66 0,48 0,33 0,38
F: Р,О6 0,12 0,11 0,10 0,11 0,10 . 0,12 0,10 0,01
СОа : Р3О5 0,19 0,16 0,18 0,19 0,18 0,18 0,02 0,12
СаО : Р,О5 1,55 1,58 1,44 1,75 1,49 1,54 1,37 1,38
А — кость из Курска, сеноман. Б—раковины оболюс нз Эстонии, силур. В — Г — фосфатнзнроваиные остатки древесины (В) и губки
(П) из Курска, сеноман. Д — белый пластовый фосфорит из Вольска. Е— пластовый фосфорит нз Каратау. Ж—пластовый фосфорит. Ма-
рокко. 3—натечный фосфорит, с. Липовка, Свердловская обл. И — желваки глинистого фосфорита, Егорьевский p-и, Московская обл..
К — желваки глауконито-глинистого фосфорита с участка Олений бор, левобережье р. Вятки, валанжнн. Л — плнта глауконнт-песчани-
стого фосфорита, Егорьевский p-и Московской обл., верхневолжскнй ярус. М — плнта железисто-оолитового фосфорита, Егорьевский р-н.
Московская обл.» рязанский горизонт. Н — желваки .кварцево-алевролитового фосфорита из Брянска, сеноман. О —желваки кварцево-пес-
чанистого фосфорита из Брянска, сеноман; П — конкреционно-лучистый фторапатитовый фосфорите. Миньковцы, Подолия, нижний
кембрий УССР. Р — конкреционно-лучистый карбонат-апатитовый фосфорит из с. Вербовка. Подолия, УССР.
Таблица 120
Важнейшие минералы морских эвапоритов
Класс Состояние Минералы Формула минерала
Сульфаты Безводные Ангидрит Барит Целестин Ca(SO4) Ba(SO4) Sr(SO4)
Водные Кизерит Гипс Полигалит Астраханит Гексагидрит Эпсомит Каинит Mg (SO4)H2O Ca(SO4)-2H2O Ca2K2Mg(SO4)-2H2O Na2Mg(SO4)-4H2O Mg(SO4)-6H2O Mg(SO4)-7H2Q K4Mg4[Cl(SO4)]-.llH2O
Г алоиды Безводные Галит Сильвин Флюорит NaCl KC1 CaF2
Водные Бишофит Карналлит MgCl2-6H2O KMgCl3-6H2O
*" FeOOH, лимонит — HFeOs-nFLO) и гематита (гематит Fe2Os
и гидрогематит). Они характеризуются темно-бурой, бурой или
охристой окраской.
Сидеритовые железистые породы состоят главным образом
из сидерита FeCOs, небольшой примеси сульфидов железа, кар-
бонатов кальция (и магния, шамозитов, фосфатов и глинистых
частиц. Они образуют сплошные мелкозернистые массы светло-
серого или голубовато-серого цвета. Могут быть первично-оса-
дочными и диагенетическими.
Шамозитовые |или лептохлоритовые) породы образуют
скопления минералов, представляющих сложные оксиды сили-
катов железа. Многие шамозиты близки к глауконитам и в чи-
стом виде встречаются редко. Обычно присутствуют и значи-
тельные примеси оксидного железа. В других разновидностях
встречаются сидерит или кальцит. Для шамозитовых руд харак-
терна оолитовая структура.
Сернисто-железистые породы состоят преимущественно из
сульфидов железа (пирит, марказит и др. )в тесном парагене-
зисе с органическим веществом. Крупные скопленйя образуются
редко и залегают в карбонатных или глинистых породах, бога-
тых органическим веществом.
182
кс1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 0,5339 . .. о*
NaBr 00 00 00 о 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 o o’ о" o“ 0,2224 0,3300 0,5524
MgCl, 1111111 iliOii Ci Ci Ci О О ^0 0,1532 3,1640 2,3172
'os3w ,,,,,,, JSSSSS 1 l.l 1 1 1 1 IgSSoSS о о о о о о 0,6242 1,8545 2,4787
NaCl i i i i .1 i i 'i sii111 CO Cb СЧ СЧ -4 27,1074 2,5885 29,6959
CaSO. X 2H,O 0,5600 0,5620 0,1840 0,1600 0,0508 0,1476 0,0700 0,0144 1,7488 1,7488
CaCOa 0,0642 Сл. » 0,530 0,1172 0,1172
FejOa l| 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 о 0,0030 0,0030
Объем раствора» i отн. ед« 1 —1000000000 0“ 000 1 1
Плотность, г/сма SSSS5SS$!2828;2K8 CWfipOOqGNQ-- СЧ co in b* 0 0 ® 4. -1 ~ *4 A Осадки Соли в послекрис- таллизациояиых ще- лочах Сумма
Данные по эксперимент амУсильо; количество солей указано в г/мл.
183
Т а б л н ц a 122 Химический состав некоторых соляных пород, % [43] О'Н о о ~ _ 00 СЧ О С© О 00 _ о, о,® Т £ °- i ДД 1. J, 1 1 1 г'г' ~ ’t о Г* 00 00 СЧ О СЧ
1 MgCl 10 т °4- — °- « Эг? - о со см n I Ош 1 н II Ц 3 Ш 3 я’ = ~
КС1
*3 <О S 2 W 1 1 1 1 1 I 2 1 7 ю » J, 2 2
[ NaCl iO « lO тГ о? ” сч с? о й со со 1 1 I 1 1 <1 2- I I о Й Ч с* со 00 сч сч о
MgSO, 00 СО СО О Ю СЧ Г* СЧ 00 о —Г — со* о со 1 11 1 1 II 1 1 1 00 СЧ СЧ СЧ 00 о О О о °- *°- о ОО О О сч
CaSO3 00 СЧ'-' сч со _ г* со сч о - - • - - о о *о ь* со О 00 ао - - - СО oof4- 0> О*4 О СЧ Д Л J .1 3J. 3 «1 J. СУ> Ю СЧ^ 00 Q об счоо со Ь- о <3 г* г* о о>
о” <и tt. Ю ю СО Q 00 тг со СР сч о оо со о J 1 1 1 " * СЧ" °. 5 о оо о
1 Иераство- 1 римый остаток <О Ю оо °Р сч (О СЧ Г» Ю ’Т Г» ’Т о <о t< СЧО О О ® О о» " 'О J. 1 1 1 1 -I - J. 1 1О 00 со О О СО о о сч со '-i о о —" о о о о о
Породы, место- рождение чз § к S Ч | 5 § -» „ >о В К G “’S'egaSSa g « о 5я „ (CSC grg u grg л § S К §. g § asggg.«il& а о <ч у о r>, о я и © « S S о S 2 о о 5 S § § S 8ч§-§ -с эу§ з §&§ S’ § S’ * * tftS'g с « с
184
Т а б л н ц а 123
Хпмпческпй состав эвапоритовых сульфатов, % [28]
Компоненты А Б в Г Д Е
SiO2 2,20 0,40 0,10 Сл.
А12О3 1 FeaO3 J 0,20 2,97 0,77 0,12| 0,14 Сл. 0,03
MgO 2,11 1,53 0,33 0,24 — 0,02
СаО 36,76 30,76 32,44 38,46 40,61 42,64
NaaO — — / — О’,07 — —
КгО — — — 0,19 — —
so3 36,11 43,70 45,45 39,53 56,82 51,52
СОг 6,43 2,80 0,85 7,73 — 5,15
нго 16,27 17,53 20,80 12,69 1,87 —
Органика — — — — 0,46 0,05г*
Сумма 100,00 100,54 100,09 99,54* 99,76 99,86s*
* «Нерастворимый» остаток, 0,45 %.
2* Растворима в хлороформе.
3* Включает 0,28 % нерастворимого остатка.
А — гипс (силур), Каледония, Онтарио, Канада. Вычисленное содержание гипса
77,6 %. Б — гипс (силур), Нью-Йорк. Вычисленное содержание гипса, 94,26 %. В — гипс
(триас), восток Каскайда, Блэк-Хилс, Южная Дакота. Г — гипс (юра?), Нифай,
шт. Юта. Вычисленный состав: кальцит 17,5 %, гнпс 60,5 %, ангидрит 19,3 %. Д —ан-
гидритовая порода (пермь?), гипс, Колорадо. Е — ангидрит-карбонатная порода, скв.
Сизар-Грэнд № 1, округ Эдди, Нью-Мексико. Вычисленный состав: ангидрит 88,0%,
кальцит 11,7%.
В морских и пресноводных водоемах железо осаждается
в разных минералогических формах в зависимости от pH и Eh
среды. Поля устойчивости главных минералов железа в зависи-
мости от этих параметров показаны на рис. 18.
Максимальная концентрация
железа в осадочных толщах отме-
чается в докембрийских железо-
кремнистых формациях, с ними
связаны уникальные месторожде-
ния железных- руд мирового значе-
ния (Кривой Рог, КМА, СССР,
Верхнее Озеро, США и Канада,
Минас-Жейрас, Бразилия, Хамер-
слей, Австралия и др.). Большин-
ство этих формаций метаморфизо-
вано. Однако сохранились и слабо
метаморфизованные разности, по-
зволяющие восстановить первичные
условия седиментации. В же-
Рпс. 18. Поля устойчивости ми-
нералов железа прп разных
зпачеипях pH п Eh
185
Таблица 124
Химический и минеральный состав калийных солей, %. По М. Л. Вороновой
Порода Месторождение КО MgCl2
Сильвинит красный Верхиекамское 19,7-42,9 0,2—0,4
Сильвинит пестрый То же 20,8—38,7 0,1—1,2
Сильвинит Верхнепечорское 15,3—23,2 0,1—0,8
То же Старобинское 13,8-51,8 0,1—1,7
» 1 Г аурдакское 13,0-43,6 Сл—1,7
Карлюкское 18,3-42,8 0,3—2,2
» Эльзасское 30,0 0,3
Йоркширское 40,3 0,5
» Предкарпатские 19,6-36,0 0—0,9
Цехштейовый бассейн 27,6 1,8
Твердая соль (кизерито- То же 20,5 2,3
вый сильвинит)
То же Калушско-Голынское 12,3—20,0 0—2,4
Карналлитовая порода Верхнекамское 13,4—20,6 14,5—19,0
» Верхнепечорское 11,4—21,4 14,9—27,1
Карлюкское 12,0—21,2 11,3—23,1
Предкарпатские 10,5—13,8 5,1—13,9
» Цехштейновый бассейн 15,5 21,5
Клодавское 12,7 16,0
Цайдамское 3,6—19,5 7,2—30,2
Кайнитовая порода Предкарпатские 10,2—21,4 —
То же Цехштейновый бассейн 20,5 —
К аии ито-л ан гбей н итовая Предкарпатские 9,0—16,6 0—2,0
порода
*"Лаигбейнитовая порода » 0,8—4,8 —
То же Цехштейновый бассейн — —
Полигалито-галитовая Каировка — —
порода
лезистых формациях докембрия Г. Джеймс выделил четыре
типа фаций: сульфидные, карбонатные, силикатные и оксидные.
К сульфидным фациям относятся графитовые, богатые пи-
ритом углисто-филлитовые (аспидные) сланцы, содержащие до
40 % пирита и 10 % органогенного углерода, представленного
главным образом графитом. К карбонатным фациям относятся
сидерито-кремнистые породы, состоящие из 60 % карбоната
(сидерита), 30 % кремнезема и небольших количеств графита,
фосфата и хлорита. Силикатные фации пород состоят из сиде-
рита, магнетита, железистых хлоритов и кремнезема. Оксидные
фации почти целиком образованы из тонко переслаивающихся
гематита и кварца. Все четыре фации соответствуют окислитель-
но-восстановительным условиям образования. Генезис полосча-
тых железистых кварцитов рассмотрен в работе [24].
Химический состав железистых пород и железных руд при-
веден в табл, 125—132.
186
NaCl KsSO, MgSO, CaSO, н2о Нераство- римый остаток
51,6—77.2 , 1,3—2,5 0,2—0,4 1,1—4,6
54,5—76,7 — .—- 0,9—2,3 0,1—1,4 0,9—6,3
44,2—71,5 ~ I .— 4,3—5,7 0,1—0,9 5,3—27,3
25,0—64,8 — — 0,2—10,6 0,1—1,9 0,5—30,5
48,5—76,8 ~ , — 0,2—1,6 0,1—1,9 0,8—16,5
44,2—72,4 — — 0,8—2,3 ’ 0,7—2,5 4,0—13,4
58,0 — 1 3,0 1,0 7,7
49,5 — 4,0 0,5 8,8
24,7—42,7 56,7 0—4,4 2,5—20,4 3,4 3,6-11,4 2,8 1,6—4,2 4,5 10,6—22,5 3,2
46,3 — 20,8 1,8 5,7 2,6
22,4—48,1 0—0,7 20,8—26,0 1,6—3,7 3,2—7,2 4,7—13,8
33,0—53,6 — — 0,8—1,6 16,4—21,5 1,3—4,5
17,6—64,5 - 1 — 0,6—4,3 16,8—30,6 0,8—16,7
28,1—61,5 — —. 0,4—1,2 13,0—26,2 1,3—5,2
33,8—41,2 — . 0—1,0 2,4—7,1 8,1—17,8 11,9-34,9
-22,4 — 12,1 1,9 26,1 0,5
40,0 — 10,3 0,5 18,1 0,6
13,3—76,3 — 0—0,2 0,3-2,0 10,0—36,6 0,1—0,8
18,2—44,8 1,8—7,4 20,0—39,2 1,7—2,5 9,7—13,7 2,8—5,6
24,0 — 36,4 1,7 16,5 0,8
30,4—36,8 7,2—9,6 21,8—29,5 2,2—3,1 4,9—7,4 5,4—12,8
32,2^—38,8 19,4—24,4 29,0—34,0 1,0—2,0 1,2-3,6 4,3-6,4
40,4 11,8 43,4 — 4,2 0,8
53,0—86,9 3,4—10,5 2,3—11,2 5,2—22,5 0,8—3,0 0,2—13,0
Таблица 125
Валовой состав некоторых типичных бурых железняков, %. По Дж. Мейнард
Компоненты Гётитовые, Лотарингия Гематитовые, Ньюфаундленд Шамозитовые, Норт-камптон- шнр Сидеритовые, Йоркшир
SiO2 5,4 9,9 13,4 7,8
А1гО8 ' 4,3 3,2 7,4 8,4
FejOg ' 40,5 67,8 8,5 1,7
FeO 8,7 10,0 31,9 35,6
MnO 0,4 — — , 0,4
MgO , 1,6 0,4 2,5 4,0
CaO 15,1 2,4 6,1 10,5
H2O 7,2 2,8 8,5 4,2
TiO2 0,2 0,4 — 1 0,2
РгО5 1,7 2,3 2,8 1,3
co2 15,0 1.1 17,4 25,3
S 0,04 — < 0,5 0,1
187
Таблица 126
Химический состав железосодержащих пород. % [28]
Компо- ненты A Б в Г Д Е Ж 3
SiO2 36,67 28,86 24,25 31,84 61,90 8,51 12,59 8,71
тю2 0,39 0,20 — 0,12 Нет 0,36 0,27 —
А12О3 6,90 1,29 1,71 2,09 0,37 6,12' 5,71 3,67
FejOj — 1,01 0,71 13,83 15,00 1,77 75,12 30,24
FeO 2,35 37,37 35,22 20,59 10,28 36,91 — —
FeS2 38,70 — — — — - — — —
МпО Сл. 0,90 2,11 2,35 — 0,42 0,06 —
MgO 0,65 3,64 3,16 3,80 2,33 3,75 0,42 7,84
CaO 0,13 0,74 1,78 1,49 0,28 5,54 1,49 20,64
Na2O 0,26 — 0,04 Н. о. Нет 0,05 — —
K2O 1,81 — 0,20 Н. о. Нет 0,03 — —
H2O+ 1,25 0,68* •• 0,21 1,80 4,17 4,05 2,17* —
H2O- 0,55 — 2,50 10,00 0,52 —
P2O6 0,20 Сл. 0,91 0,83 Нет 1,30 1,63 0,75
" co2 — 25,21 27,60 19,40 2,04 20,70 — 24,78
so3 V 2,60 — — Нет — — — 0,15
s — — H. о. 0,33 — 0,05 Нет —
c 7,60 — 1,96 — — 1,27 — —
Сумма 100,212* 99,90 99,86 99,47 99,533* 99,86 99,98 96,70
*
* Прокаливание.
2‘ Включает 0,15 % VjOs
•• Включает 0,64 % оксидов железа и алюминия в растворимой части.
А — сульфидный железистый кварцит (докембрий). 10-ф горизонт, рудник Бак.
Айрои-Ривер, Мичиган, США. Б — кремневый железистый к^рбоиат. железистые квар-
циты. Айронвуд (Докембрий), Мичиган, США. Приблизительно 29 % кремния и 62 %
сидерита. В — кремневый железистый карбонат (докембрий), район Айрои-Ривер, Мичи-
ган, США. Около 24 % кремния и 70 % сидерита. Г — кремневый железистый карбонат
(докембрий). Кристалл-Фолз, Мичиган. США. Около 20 % кремня, 48 % сидерита и
23 % стильпномелана, Д — грнналитовый железистый кварцит, формация Бивабик (до-
кембрий). Миннесота, США. Приблизительно 50,4 % грииалита и 50 % кремня. Е — си-
дерит-шамозитовый аргиллит, железняк Кливленд (юра). Великобритания. Около 34,2 %
шамозита, 34,7 % сидерита. Ж — шамозитовый гематит, пласт Доминион, зона 2 (ор-
довик), Уобана, Ньюфаундленд, КвиаДа. Около 65 % гематита н 24 % шамозита. 3 —
гематитовая «окаменелая руда>, формация Клинтон (силур)., Алабама. Около 30 % ге-
матита, 17 % кальцита и 36 % доломита.
188
Таблица 127
Распределение редкоземельных элементов в железосодержащих осадочных
породах, млн-1 [24]
Осадочные породы La Се Nb Sm Eu Tb Yb Lu
Железистые кварциты типа Алгома Докембрийские Карбонатные фации, 2,44 4,06 2,01 0,43 0,22 0,62 0,10
Мичипикотен Пиритоносные сланцы, 26 63 31 6,7 4,5 0,99 3,8 0,62
Судан Гематитовые руды, Мэри- 2,55 3,92 1,97 0,39 0,21 0,29 0,058
Ривер Магнетитовые руды, 3,93 6,17 3,60 0,60 0,39 0,66 0,11
Мэрн-Ривер Ордовикские Карбонатные фации 16,8 13,9 3,08 4,19 0,9 1,38 0,21
Батерст, Нью-Брансуик Магнетитовые руды, 3,75 0,51 1,75 0,42 0,32 0,12
Батерст Железистые кварциты 4,55 0,82 2,54 0,54 0,13
типа озера Верхнего Оксидные фации, Лаб- 2,72 4,52 2,37 0,43 0,15 0,24 0,032
радор Кремнисто-карбонатные 1,41 2,50 1,36 0,25 0,08 0,21 0,030
фации, Лабрадор Г ематитовые руды, 0,37 - 0,10 0,08 .
Австралия Магнетитовые руды, 2,60 0,32 0,11 0,82 0,19
Австралия Стильпномелановые фа- 25,8 50,3 6,84 1,65 1,65 5,89 0,85
ции, Австралия Прочие железосодер- жащие осадочные по- роды Склоны Восточио-Ти- 15,1 5,85 13,6 2,94 0,70 0,47 2,46 0,44
хоокеанского поднятия Г ребеиь Восточно-Ти- 28,7 18,0 28,6 5,62 1,34 0,95 3,14 0,53
хоокеанского поднятия Охра, Кипр 66,7 21,7 59,0 14,3 3,60 3,92
Морская вода (пХ 10*) 2,9 1,3 2,3 0,44 0,11 — 0,52 0,12
189
Таблица 128
Химическая характеристика разновозрастных вулканогенно-осадочных
и осадочных железных руд, %. По Е. А. Панских
Компоненты н их отно- шения 1 2 3 4 5 6 7
Fe 33,4 34,3 35,3 35,2 36,0 33,0 47,2
SiO2 44,1 44,5 47,1 39,6 41,4 35,0 26,1
TiO2 He 0,37 0,00 0,07 0,07 0,66 0,25
А12О3' onp.
3,85 1,98 0,35 0,69 0,84 8,00 3,51
CaO 1,31 1,75 0,99 2,54 0,96 0,90 1,17
MgO 2,80 3,60 1,24 2,35 1,43 1,50 1,16
co2 He He He onp. He He 0,22 0,85
onp. onp. onp. onp.
MnO 0,09 0,87 0,01 0,51 0,00 0,67 0,98
P2O6 He 0,11 0,15 0,55 0,18 0,58 0,93
Fe/Mn onp. 477 264 3530 90 . 63 63
Al2O3/SiO2 0,087 0,044 0,007 0,017 0,020 0,228 0,134
AljOs/Fe 0,115 0,058 0,010 0,020 0,023 0,242 0,074
CaO/MgO . 0,47 0,49 0,80 1,08 0,67 0,60 1,01
Продолжение табл. 128
Компоненты и их отно- шения 8 9 10 11 12 13 14
Fe 33,4 51,7 40,4 30,2 27,8 32,1 29,0
SiO2 г 35,5 17,3 26,7 39,1 42,9 42,2 12,9
TiO2 0,60 0,74 1,07 0,05 0,15 0,23 0,45
A12O3 9,69 4,20 6,31 5,70 1,60 2,20 6,10
CaO 7,13 2,50 0,11 3,70 1,50 1,90 14,30
MgO 1,98 2,27 0,20 1,90 2,80 2,30 2,90
co2 He He 1,56 He 8,1 3,20 17,80
onp. onp. onp.
MnO 4,78 0,54 0,00 2,70 1,00 1,00 0,34
P2O6 He 0,40 0,05 0,40 0,26 0,56 0,86
Fe/Mn onp. 9 1^3 14 36 42 112
Al2O3/SiO2 0,273 0,243 0,236 0,146 0,037 0,157 0,478
Al2O3/Fe 0,290 0,081 0,156 0,189 0,057 0,068 0,210
CaO/MgO 3,60 1,10 0,55 1,95 0,54 0,83 4,93
Примечание. 1—10 — средние химические составы вулканогенно-осадочных
железных руд: 1 — месторождение Атлантик-Сити 27, 2 — пироксе-магиетитовые квар-
циты Китайской группы месторождений, 3 — железисто-кремнистые породы Зимбабве,
4 — грюиерит-магнетитовые кварциты спилит-диабазовой формации, Карэлия, 5 — сн-
ликатио-магнетитовые кварциты слаицево-лептитовой формации, Карелия, 6— место-
рождения Удского района, туфогениая фация, 7 — месторождения Удского района,
хемогеиная фация, 8 — месторождение Кудымкуль, 9 — месторождение Бурултас,
10 — Месторождение Холзунское; 11 — железистый осадок Красного моря; 12—14 —сред-
ние химические составы осадочных железных руд; 12 — докембрийские железистые
кварциты Канадского щита, 13 — железистые кварциты Дальнего Востока, 14 — фаие-
розойскне железистые руды.
ИХ 0,041010 о, о о тН тН 00’1’*’-. 1 "1 "I 1 °. " U5 ОС4g | О ОО 1 1 ГО Т § gg-SswgSS V-uj- g—
X ОО СЧ ОО СО 00 Г* -N О <©СЧ СО C4iO "A. О —’ о Г*” О* —Г U* сч 1 1 ° о о | со •ч счсч сч Оч, X О ъ О m E5a«< - 4 « Й4 & ° 8 3 «> >-S “ 5 c >,3 x g 1 .5. = 5 я »!*g 31«52.2x
X 5533383 83 28 3 сооооооо о о I I® 6s ю' СО СО <•—к I- 100,83 | Копченовой); III — Лнпещ эвалова); V - месторождеи проб (VIII) [тское место] орнто-сидерн я оолнтова
x руд, %. По Д. M. Сердюченко, А. Л. Яницкому IV V VI VII VIII IX 1 1,70 11,39 9,44 6,17 5,50 3,14 Сл. — — 0,89 0,18 0,04 0,32 6,96 1,55 10,81 9,49 3,00 83,61 64,60 74,40 59,27 56,80 550,17 — 0,57 — 4,35 4,73 19,75 0,05 0,44 2,75 1,20 0,58 0,48 (Мп3О4) 0,70 1,66 0,64 0,40 0,91 1,40 0,96 1,00 0,55 0,12 2,49 10,13 — 0,88 — 3,06 2,41 0,98 — — — 0,21 1,05 0,38 — — — 0,02 0,05 0,04 1,09 — 0,28 0,51 0,30 0,08 — — — 0,04 0,10 0,007 0,30 — 0,01 — — — 0,02 0,03 0,07 — — — 12,26 12,00 2,88 — — — _ _ (7,90) 12,30 12,42 10,70 — 3,10 — 100,76 | 99,92 | 100,06 | 99,33 | 99,72 | 100,45 j ангинный рудник (данные А. Д. Архангельского н Е. В. 1 4 (данные А. Д. Архангельского и *Е. В. Копченовой); -Тульский район, Киреевский рудник (данные Л. В. Пустс Д. Архангельского и Е. В. Копченовой); VI — Байкальское ! месторождение. Среднее из 6 проб (VII) и среднее нз 7 а магнетнто-хлорнтовая (данные М. И. Калганова); X —Ая Кова и др.); XI—Аятское месторождение, глауконнто-хл ‘ месторождение (Кустанайская область), гндрогётнтова:
Таблица 129 Химический состав железных осад очи ы Компоненты I II III Ю чф СЧ СО сч sS.i I I 1б и I is сч Q — Ю Си—О — О IQ СО о 00 СЧСЧ О О О СЧ — сл О О mcg О ГО п'о С> | . 1 1 С4 О 1 1 I I го оосчсог* QO со О г* О СЧ СО оо I | О 1 I ] 00 1 1 I I Ю 1 1 о"—- 1 1 । счо 1 1 ' 1 -И Ю «-Ч ?uuZuo.>« «luE Сумма | 98,87 | 100,87 99,60 | I — Керченское месторождение, Новокар сторожденне, НовокарантннныЙ рудник № рудник (данные Л. В. Пустовалова); IV- рожденне, Поскотннскнй рудник (данные А. VII и VIII — Халиловскнй район. Орловское кого); IX — Малкннское месторождение, руд гидрогётнтовая руда (данные А. А. Жиме А. А. Жнмекова и Др-); XII—Лнсаковское А. Л. Яннцкого).
190
191
Таблица 130
Химический состав карбоиатио-железистых пород оз. Верхнего, %.
По Г. Джемсу
Компо- ненты 1 3 4 5 6 7 8 9
SiO2 24,25 32,2 42,2 42,37 26,97 46,46 39,52 31,84 30,15
1,71 1,5 1,30 0,24 0,80 — 2,09 0,40
FesO3 0,71 0,6 1,09 2,31 0,64 1,05 — a 5,27
FeO 35,22 31,6 31,41 39,77 26,28 31,67 26,3 26,00 31,34
MgO 3,16 2,8 2,48 1,84 3,10 2,88 — 3,80 4,77
CaO 1,78 1,6 0,50 0,66 1,87 0,59 — 1,49 1,25
Na^O 0,04 — — — — .— — — —
K2O 0,20 0,2 — 0,09 — — — — —
H2O 0,21 0,2 0,61 1,15 1,13 — 1,80 0,36
TiO, — — — — — 0,15 — 0,12 0,02
PA 0,91 0,8 — — . 0,13 0,02 — 0,83 0,67
co2 27,60 24,8 21,8 26,2 19,26 21,15 — 19,40 24,65
MnO 2,11 1,9 — 0,29 0,21 1,00 — 2,35 2,27
C 1,96 1,8 — — — — — — —
s — — — — — 0,05 — —
Примечание. 1 — полосчатая кварц-карбонатная железистая 'формация, место-
рождение Айрои-Ривер (шт. Мичиган}; 2 — анализ 1, перечисленный прн общем содер-
жании железа 25%; 3—4 — карбонатная железистая формация, кряж Маркетт; 5 —
карбонатная железистая формация, кряж Гапорлннт; 6 — карбонатная железистая фор-
мация, кряж Годжебнк; 7 — вариант образца 6; 8 — карбонатно-снлнкатиая железистая
формация, месторождение Айрон-Рнвер (шт. Мичиган); 9 — тонкозернистая, светло-се-
рая силикатно-железистая карбонатная порода нз рудника Кеннеди вблизи Кайуна.
Таблица 131
Химический состав силикатио-железистых пород оз. Верхнего, %.
По Г. Джемсу
Компо- ненты 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10
SiO2 50,96 51,54 42,48 65,42 49,43 36,40 52,85 51,18 48,11 34,18
1,09 0,08 0,53 0,08 — 3,54 8,71 11,95 3,27 15,04
FeaOs 5,01 5,29 5,63 4,19 8,16 14,07 24,03 8,09 13,62 10,89
FeO 30,37 26,51 33,76 23,63 30,52 20,93 — 12,15 16,69 15,93
MgO 5,26 4,22 4,29 2,45 4,77 4,25 2,87 2,42 2,91 1,65
CaO 0,04 — — — 0,18 3,50 0,10 1,12 0,80 1,00
Na,0 — — — — 1,48 2,12 0,24 0,11
K2O — — — — — 1,89 1,86 2,32 0,48
H2O 1,11 3,20 4,80 4,18 6,24 1,57 5,56 1,19 1,74 —
CO2 7,34 7,44 — 0,43 9,44 0,20 3,70 5,62 1,54
p2o5 — — — — — 2,29 0,78 0,54 0,44 0,32
S Сл. — — — — — 0,03 z — 0,22
MnO — — — — 0,17 1,95 1,10 2,71 3,27 —
TiO2 — — — — * — 0,03 0,60 0,51 0,52 0,79
C 0,21 — — — 0,20 — — — —
Fe + Mn 27,11 24,47 20,18 21,30 29,43 27,65 17,77 18,20 25,03 21,26
Примечание. 1 — грнналнтовая порода, кряж Мезаби; 2 — таконит, содер-
жащий 20 % кварца, 18,5 % сидерита и 61,5 % миннесотанта, кряж Мезаби; 3 — тако-
нит, содержащий 8,5 % кварца, 19 % сидерита, 71 % мнниесотанта; 4 — таконит, содер-
жащий 28 % кварца н 72 % миннесотанта; 5 — грнналнтовая порода, кряж Мезабн;
6 — снлнкатио-карбонатная железистая формация; 7 — хлоритовая порода, месторожде-
ние Айрон-Рявер (шт. Мичиган); 8 — «магнитный железняк» — полосчатая порода нз
хлорита, магнетита, карбоната, кварца, месторождение Айрон-Рнвер (шт. Мичиган); 9 —
полосчатая порода, подобная (8) нз керна, месторождение Айрон-Рнвер (шт. Мичиган);
10 — шамознтовый оолнт из Норт-Хамгтона (Великобритания).
192
Таблица 132
Кларки концентраций Fe, Mn, Р, Ti, А1а03 в современных и древних
железных рудах. По А. Д. Архангельскому, Е. В. Копченовой
Месторождения AljOj Fe Mn р Ti
Современные
Озерные 0,4 8,2 45,5 10,7 0,4
болотные 0,1 8,0 8,4 21,7 0,51
Древние
Керченские 0,5 8,5 18,8 16,0 0,4
Мугайские (Урал) — 6,1 3,7 6,4 —
Хоперские 0,46 8,8 12,1 17,3 0,3
Майкопкие сидериты 0,2 7,2 41,7 7,3 0,33
Юрские 0,22 8,9 7,9 1,6 0,2
Липецские и тульские 0,12 11,3 1,2 4,3 0,08
Приокские сидериты 0,13 7,1 20,1 3,3 0,35
Алапаевские 0,23 10,0 1,2 1,1 —
Халиловские 0,38 8,9 5,2 3,7 1,0
Невыясненного возраста и генезиса
Комарово-зигазииские 0,04 9,6 3,9 1,1 0,1 0,4
Бакал ьскне 0,13 10,6 24,9 0,2
Докембрийские
Курская магнитная аномалия 0,47 10,1 1,3 1,7 0,2
Марганцевые породы и руды
Марганцевоносные породы значительно более редки, чем же-
лезные, но по происхождению и характеру распространения
близки к ним. В составе марганцевых пород принимают участие
марганцевые минералы — преимущественно оксиды, отражаю-
щие различные стадии окисления марганца в результате окис-
ления первоначально возникшего родохрозита.
Крупные скопления марганца осадочного происхождения
встречаются в виде двух типов минералов — оксидов и карбо-
натов. К оксидным минералам марганца относятся: псиломелан-
вад тпМпО • МпОг • пН2О, пиролюзит МпО2, манганит
МП2О3 • Н2О. Скопления гипергенных минералов — вадов, пси-
ломеланов, пиролюзитов образуют самые богатые месторожде-
ния марганца.
Большая часть осадочных месторождений марганца встре-
чается в ассоциации с кремнистыми отложениями. Кремнезем и
оксиды железа — обычные примеси в марганцевых рудах и об-
разуют иногда крупные скопления. Марганцевые месторождения
приурочены к карбонатным породам. В отдельных случаях
7 Заказ № 639 ' 193
Т а б л и ц а 133
Химический состав марганцевых руд, %. По М. С. Швецову
Компоненты Черная оолитовая руда. Чнатурское месторождение «Бурая бельта», Чнатурское месторождение Средняя руда, полуночное месторождение (Урал)
SiOa 3,50 8,11 35,07
Т1О, — 0,07 —
AljOa — 2,49 5,24
Fe t — -— 2,56
FegOg 0,70 0,99 —
Mn — — 26,50
MnO 24,90 34,12 —
MnO« 60,60 37,40 —-
BaO — 1,10 —
CaO 3,04 0,49 1,36
MgO — 0,18 1,26
Sr —— Сл. —
KgO 1 NagO J — 0,44 —
P — 0,14
PA 0,52 — —
ASgS — Сл.
П.п.п. —— — 13,84
H,0 (—105) — 5,10 —
HgO (+105) 5,53 9,92 —
98,79 100,40 —
Г
Таблица 134
Химический состав некоторых типов марганцевых руд, %.
По А. Г. Бетехтину
Месторождение, тип руд * Мп Fe Р SiO„
Чнатурское месторож- дение, первичиооксид- иые руды среди кремнис- тых пород 42—58 0,5—1,2 0,15—0,22 3—12
Карбонатные руды 6—30 2—4 0,20—0,30 2—35
Полуночное месторож- дение, карбонатные руды 21,7 3,3 0,22 26,3
Лабинское месторожде- ние, оруденелые песча- ники 13,4—26,1 12,0—3,2 0,13—0,19 40,5—59,2
194
Продолжение табл. 134
Месторождение, тип руд А12О3 СаО MgO П. п. п.
Чнатурское месторож- дение, первичнооксид- ные руды среди кремнис- тых пород 1—7 0,5—2,0 — 2—12
Карбонатные руды 2—9 10—35 1-2 20—38
Полуночное месторож- дение, карбонатные руды 2,9 5,5 1,2 21,7
Лабинское месторожде- ние, оруденелые песча- ники 1,4—6,5 1,8—3,0 0,10—0,85 12,8—16,8
марганцевоносные породы содержат значительное количество
обломочного материала, а соединения марганца играют при этом
роль цемента. Особое место в геохимии марганца занимают его
скопления на океаническом дне в виде железо-марганцевых кон-
креций. Химический состав марганцевых пород и руд дан
в табл. 133—139.
Таблица 135
Кларки концентраций элементов в марганцевых рудах.
По А. Г. Бетехтину
Месторождения АЬО3 Fe Мп р
Никопольское, Пробка 0,08 0,1 535,1 3,1
То же, серые оксидные руды 0,34 0,5 288,0 3.0
Полуночное, оксидные руды 0,34 0,9 322,0 2,0
То же, карбонатные руды 0,18 0,7 217,0 3,1
Марсятское, окисленные карбонатные руды 0,18 1,7 260,0 5,7
Успенское, карбонатные силикатные РУДЫ 0,11 1,1 321,0 3,0
Аккермаиское, кварцеио-пиролюзи- товые руды 0,45 1,2 180,0 0,7
7*
195
Таблица 136
Химический состав марганцевых конкреций (% по сухой массе)
со диа Тихого и Атлантического океанов. По Дж. Л. Меро
Тихий океан (54 образца) Атлантический океан (4 образца)
1 2 3 1 2 3
В 0,06 0,007 0,029 0,05 0,009 0,03
Na 4,70 1,5 2,6 3,5 1,4 2,3
.-Mg 2,40 1,0 1,7 2,4 1,4 1,7
Al 6,90 0,8 2,9 5,8 1,4 3,1
Si 20,10 1,3 9,4 19,6 2,8 11,0
К 3,10 0,3 0,8 0,8 0,6 0,7
Ca 4,40 0,8 1,9 3,4 1,5 2,7
Sc 0,003 0,001 0,001 0,003 0,002 0,002
Ti 1,70 0,110 0,670 1,300 0,30 0,800
V 0,11 0,021 0,054 0,110 0,02 0,070
Cr 0,007 0,001 0,001 0,003 0,001 0,002
Mn 50,10 8,200 24,20 21,50 12,00 16,30
Fe 26,60 2,400 14,00 25,90 9,10 17,50
Co 2,30 0,014 0,35 0,68 0,06 0,31
Ni 2,00 0,160 0,99 0,54 0,31 0,42
Cu 1,60 0,028 0,53 0,41 0,05 0,20
Zn 0,08 0,040 0,047 . — —
Ga 0,003 0,0002 0,001 — —
Sr 0,16 0,024 0,08 0,140 0,040 0,090
Y 0,045 0,033 0,016 0,024 0,008 0,018
Zr 0,12 0,009 0,063 0,064 0,044 0,054
Mo 0,15 0,010 0,052 0,056 0,013 0,035
Ag 0,0006 — 0,0003 — — —
Ba 0,640 0,080 0,180 0,360 0,100 0,170
La V 0,024 0,009 0,016 — —
Yb 0,0066 0,0013 0,0031 0,007 0,002 0,004
Pb 0,36 0,02 0,09 0,14 0,08 0,10
П.п.п. 39,00 15,50 25,80 30,00 17,50 23,80
Примечание: 1 — максимальные значения, 2 — минимальные, 3—средние.
Т а б л и ц а 137
Сопоставление среднего химического состава (%) конкреций
Тихого океана (1) с кларковым содержанием элементов в базальтах (2),
красных глубоководных глинах (3) и морской воде (4)
Элемент 1 2 3 4
Ва 0,022 44,00 1,00 48
Na 1,990 1,03 0,50 1,89
Mg 1,490 0,33 0,71 11,5
Al 3,60 0,41 0,43 3,6X 10е
Si 7,40 0,31 0,29 2,4X 104
P 0,15 1,07 1,00 2,1X10*
196
Продолжение табл. 137
Элемент 1 2 3 4
к 0,89 1,07 0,36 23,4
Са 1,40 0,21 0,48 34,3
Sc 0,0014 0,50 0,73 3,5X 10s
Ti 0,69 0,77 1,50 7,OX 10е
V 0,033 3,30 2,80 1,1X 106
Cr 0,0063 0,27 0,59 5,3X 10е
Мп 18,40 92,00 27,50 18,4X 109
Fe 12,40 1,44 ’ 1,91 12,4X10®
Со 0,29 64,44 39,20 7,OX 10е
Ni 0,67 41,18 30,40 3,3X 10е
Си 0,43 48,30 17,20 2,2X 10е
Zn 0,072 5,54 4,50 1.4X105
Ga — — —
Sr 0,13 2,95 7,20 1,6X 10a
Y — — —.
Zr 0,077 7,70 5,10 1,5X 10’
Mo 0,027 192,90 10,00 2,7X 104
Ag — — — —
Ba 0,1800 6,00 0,72 3,6X 104
La 0,0170 6,17 1,50 6,0X10’
Yb 0,0019 9,35 1,30 —
Pb 0,0840 105,00 10,50 2,7X 10’
As 0,0089 44,65 — —
Br 0,0032 10,77 — —
Sb 0,0072 27,20 — —
Ce 0,0670 148,10 —
Ne 0,0130 6,59 — —
Sm 0,0043 8,62 — —
Eu 0,0011 10,80 — —
Tb 0,0007 8,63 — —
Ho 0,000088 8,80 — —
Tm 0,00030 15,00 — —
Lu 0,00025 4,17 — —
Hf 0,00078 7,90 — —
Ta 0,00009 1,88 — —
W 0,00460 45,60 — —
Th 0,00250 8,33 —
U 0,00048 9,60 — —
C 0,12000 12,00 - —
Таблица 138/
Средние содержания (в %) элементов в железо-маргаицевых конкрециях
(1) и глубоководных осадках океана (2). По Б Н. Батурину
Эле мент 1 2 KK ♦ Эле- мент 1 2 KK
Li 0,008 0,0047 1,7 Sr 0,083 0,075 1,1 1,5
Be 2,5X 10-4 2,6X IO-4 1,0 Y 0,015 0,010
* Коэффициент концентрации.
197
Продолжение табл. 138
Эле- мент 1 2 KK * Эле- мент 1 2 KK
в 0,03 0,02 1,5 Zr 0,056 0,017 3,0
с 0,10 0,30 0,3 Nb 0,005 0,001 5,0
N 0,02 0,06 0,3 Mo 0,04 0,010 40,0
О 33,0 43,0 0,8 Ru 8X10“’ 0,2X10-’ 40,0
F 0,02 0,05 0,4 Rh 13X10-’ 0,4X 10-’ 32,0
Na 2,00 1,82 1,1 Pd 6X 10“’ 3,5X 10-’ 2,0
Mg, 1,60 1,42 1,1 Ag 90X10-’ 37X10-’ 2,5
АГ 2,70 5,35 0,5 Cd 0,001 0,00003 30,0
Si 7,70 19,65 0,4 In 0,25X10-“ 0,08X 10"“ 3,0
Р 0,25 0,11 2,2 Sn 0,0002 0,001 0,2
S 0,50 0,30 1,7 Sb 0,004 0,0002 20,0
Cl 0,50 2,50 0,2 Те 0,001 (?) 0,0001 (?) 10,0 (?)
К 0,70 1,33 0,5 I 0,04 (?) 0,0(*0 ?
Са 2,30 13,60 0,16 Ca 0,0001 0,0007 0,14
Sc 0,0010 0,0014 0,70 Ba 0,230 0,260 0,90
Ti 0,67 0,26 0,26 La 0,018 0,006 3,0
V 0,05 0,01 5,0 Hf 0,0008 0,0004 2,0
Сг 0,0035 0,006 0,5 Ta 0,001 (?) 0,0001 10,0 (?)
Мп 18,60 0,30 60,0 W 0,01 0,001 10,0
Fe 12,50 3,80 3,3 Re IX io-’ 0,3 X 10-’ 3,0
Со 0,27 0,0065 41,0 Os — 0,2X 10"’ 30 (?)
Ni 0,66 0,0100 66,0 Ir 7X10-’ 0,3X 10“’ 23,0
Си 0,45 0,0240 19,0 Pt 230X 10-’ 5X1 O’’ 46,0
Zn 0,12 0,0130 9,0 Au 2X10-’ 2X 10-’ 1,0
Ga 0,001 0,0020 0,5 Hg 20X 10-’ 45X10"’ 0,5
Ge 0,8X 10-‘ 1,6X 10'“ 0,5 Tl 0,0150 0,00018 80,0
As. 0,014 0,002 7,0 Pb 0,09 0,004 22,0
Se 6X IO"5 2X 10“ 6 3,0 Bi 7X 10"“ (?) 0,1X10-“ (?) 70 (?)
Br Г0,004 0,007 0,6 Th 0,003 0,0012 2,5
Rb . 0,0017 0,010 0,17 U 0,0005 0,0002 2,5
* Коэффициент концентрации.
Таблица 139
Содержание рассеянных элементов в скоплениях оксидов железа н марганца, %
По Дж. Мейнарду
j Типы марганецсодержащнх образований, месторождения Мп Fe Со N1 Си Zn РЬ, млн”1
Конкреции: пелагические 20 20 5000 5000 500 500 1000
прибрежные 30 10 50 50 50 50 50
пресноводные 20 15 200 200 600 1600 500
Марганцевые руды: Никополь, СССР Оурзазате, Марокко 45 1,0 30 200 70
40 0,4 200 60 1300 900
Сннгей, Филиппины — 2,5 500 50 10 250
Люцифер, Мексика 50 0,7 350 20 2700 1200 6400
Эреглн, Турция — 1,2 25 50 90 —
198
Бокситы и алюминиевые породы
Бокситы представляют собой тонкодисперсную породу, со-
стоящую из смеси гидроксидов алюминия — гиббсита, бёмита,
диаспора. Несмотря на широкую и резко повышенную распрост-
раненность алюминия в земной коре, гидроксиды алюминия
в качестве руды образуются относительно редко. Это обуслов-
лено тем, что алюминий кристаллохимическй тесно связан
с кремнеземом в структурах алюмосиликатов и отрыв глинозема
от кремнезема возможен лишь в условиях жаркого гумидного
климата, при котором образуются красноземы, латериты и бок-
ситы. В результате весьма активного химического выветрива-
ния из верхних горизонтов выносятся все компоненты материн-
ских пород, за исключением наименее подвижных соединений —
гидроксидов алюминия и железа.
Бокситы по внешнему виду довольно разнообразны. Оии
имеют разную окраску из-за наличия различных примесей.
Обычно бокситы представлены плотными яшмовидными, реже
рыхлыми разновидностями.
Обогащенные алюминием породы иногда называют алли-
тами или алюминиевыми породами. У них отношение
А120з: SiO2> 1. Они близки к глинистым породам, в частности
к каолинам, и каолиновым глинам, у которых отношение
А120з : SiO2 С1.
Химический состав алюминиевых пород и бокситов приво-
дится в табл. 140—150.
Таблица 140
Среднее содержание (в %) некоторых оксидов и минеральный состав глинистой
фракции структурного элювия различных кор выветривания.
По Ю. В. Давыдову, В. М. Мишнину
Компоненты Долериты (3) * Базальты н туфы (17) Переотложенные продукты (4)
SiO2 49,29 39,80 38,24
тю8 1,74 2,28 2,35
AlgOg 25,31 30,02 27,77
FejOs 11,26 14,18 11,12
КаО 0,34 0,26 0,76
Na2O 0,12 0,22 0,24
ALjOg/SiOg 0,524 0,754 0,726
AlgOg/TiOg 14,54 13,17 11,82
Минеральный со- став Монтмориллонит Каолинит Каолинит, монтмо- риллонит, гидрослюда
♦ В скобках — число анализов.
199
Таблица 141
Среднее содержание (в %) основных оксидов в породах различных зон локальной
коры выветрпваппи туфобазальтов.
По Ю. В. Давыдову, В. М. Мишнину
Компоненты IV зона, 17,6—56,5 м (7) » 111 зона 56,5—67 м (5) 11 зона 67,0-92 м W I зона, 92 —97 м (1)
3iO2 33,08 37,02 37,56 41,40
Т1О2 2,57 1,93 2,21 2,10
А1аО3 24,57 28,88 24,72 24,26
FejO, 21,89 13,191 19,09 5,80
МпО 0,23 0,06 0,07 0,05
СаО 0,63 0,75 1,04 1,27
MgO 0,86 0,58 0,90 1,79
NajO 0,08 0,06 0,08 0,14
к2о 0,13 0,09 0,49 0,58
р2о5 0,20 0,13 0,19 0,14
н2о- 4,77 4,31 3,73 7,04
Н2О+ 10,31 10,24 9,12 8,80
П.п.п 0,37 0,36 0,55 0,55
* В скобках — число анализов.
* Т а б л н ц а 142
Среднее стдержанпе основных (в %) оксидов в породах различных зон коры
выветрпваппя долерптов. По Ю. В. Давыдову, В. М. Мишнину
Компоненты Структурные глины по долернтам (9)* Дезинтегрированные долериты (5) Неизмененные долериты (2)
SiO2 • 39,26 45,08 48,95
ТЮ2 1,65 1,83 1,49
A12O3 18,01 16,13 14,74
FeaOs 19,73 13,93 13,52
MnO 0,28 0,17 0,15
CaO 3,01 9,78 10,21
MgO. 4,29 4,83 4,68
Na2O 0,47 1,37 2,42
K2O 0,49 0,66 0,65
H2O 8,29 5,29 1,38
П.п.п. 7,39 4,82 0,70
* В скобках — число анализов.
200
Таблица 143
Типичный химический состав (в %) пикелепоспых латеритов Новой Каледонии.
По Дж. Мейнарду
Компоненты Исходные породы, ультрабазиты Крупнозерни- стые сапролиты Тонкозернистые сапролиты Железистая корка
SiO2 38 33 1,2 0,5
А1аО3 0,4 2 . 4,5 5
FejOs 3,5 17 72 74
FeO 5 2 1 0,3
CaO 0,1 — — —
MgO 41 29 0,9 0,5
Сг2О3 0,4 0,8 4,0 5,5
МпО2 0,14 0,29 1,0 0,5
NiO 0,40 2,5 1,0 0,4
CoO 0,02 0,08 °-2 0,07
П.п.п. 10,5 13,0 13,7 13,5
NiO/Al2O3 1,0 1,25 0,22 0,08
NiO/Cr2O3 1,0 3,1 0,25 0,07
NiO/MnO2 2,9 8,6 1,0 0,80
Примечание. Мощность крупнозернистых сапролитов 0,2—6 м, тонкозерни-
стых — 10—40 м, железистой корки 2—10 м, плотность (в кг/м3): исходных пород — 2,8,
крупнозернистых сапролитов 1,6, тонкозернистых — 0,9.
Таблица 144
Содержание породообразующих компонентов (в %) в бокситах основных
бокспторудпых районов мира. По Б. М. Михайлову
Рудные районы SiO2 А12Оз Fe2O3 Кремниевый модуль
Австралия 3—5 50—58 — 10—20
Венгрия 4—5 50-55 10
Гайана 1—2 55—58 — 30
Гвинея 0,5—2- 44—60 — 20
Г рецня 2,5—6 50—55 — 10
СФРЮ 2,5—6 48—55 — 10
201
Таблица 145
Химический состав бокситов, %. По Г. И. Бушинскому
Компоненты A Б в г Д Е Ж 3 и
SiO2 49,06 2,45 2,85 0,14 1,14 1,24 3,52 1,80 1,24
АЦ03 18,87 54,16 67,28 53,17 35,45 22,19 57,71 60,52 57,29
Fe2O3 1,89 11,84 1,53 13,16 35,54 55,33 17,88 14,29 6,39
FeO 4,51 — — 0,31 0,96 0,62 3,76 3,74 9,10
TiO2 0,88 0,98 1,07 0,01 3,15 4,30 1,93 2,50 2,48
MnO 0,34 — — 0,39 0,05 Сл. 0,10 0,09 0,09
CaO 11,70 0,14 0,02 0,39 0,33 Нет 1,44 1,16 2,72
MgO 10,95 0,18 0,07 0,36 0,09 0,29 0,36 0,46 0,62
K2O 0,06 0,09 0,08 — — — — — —
Na2O 0,97 0,18 — Сл. — — — — —
P2OB Сл. Сл. — » 0,30 Сл. 0,71 0,78 0,68
r SO3 — — — 0,69 0,04 0,07 — — 0,59
S r — — — — — — 0,11 0,38 3,63
co2 — — — — — — 0,61 2,32 6,32
c — — — — — — 0,12 0,11 0,07
H2o+ 0,43 30,22 27,46 31,16 19,46 13,19 11,72 11,53 11,03
H2O- — * — 0,80 1,76 3,00 0,68 0,39 0,45
Сумма 99,66 100,24 99,36 100,58 98,27 100,23 100,05 100,07 102,70
А — эпидиорит с холма Иссорора, Гайама, Б — боксит метасоматический (пер-
вично-латеритный) на эпидиорите, оттуда же, В — боксит гиббситовый из Британской
Гвианы. Вероятно, с примесью бёмнта, Г — боксит гиббситовый плотный коричневый,
микрокристаллический, Енисейский кряж, Д—боксит гиббситовый буро-красный, ка-
менистый, Енисейский кряж, Е — бобовины железистые из того же боксита. Енисейский
кряж. Ж—боксит черный хлорит-Диаспоровый с анкеритом и сидеритом, девон р. Не-
дель, Урал. 3 — боксит вишнево-красный яшмовидиый, девон, Урал. И — боксит светло-
серый, обесцвеченный около жилы пирита, пересекающий пласт красного маркого бок-
сита, девон, Северный Урал.
202
Таблица 146
Распространенность химических элементов в бокситах основных генетических
классов и в бокситах в целом. По В. А. Тенякову
Элементы Платформы Геосинкли- нали Бокситы в целом2* КК; бокситы в целом По А. П. Ви- ноградову
Основные генетические классы месторождений бокситов
элювиаль- ный осадоч- ный* бокситы платформ в целом* осадочно- элювиальный (карстовый
Главные элементы, %
А1 25,44 23,32 25,18 28,09 25,54 3,2
Fe 14,00 12,60 13,83 15,40 14,02 3
Si 2,35 3,76 2,53 1,65 2,42 0,1
Ti 2,1 1,7 2,1 1,4 2,0 4,4
Al2O3/SiO2 9,6 5,5 9,1 15,1 9,8 —
Второстепенные элементы, %
Na 0,04 0,10 0,05 0,15 0,06 0,02
К 0,03 0,04 0,03 0,70 0,11 0,04
Mg 0,24 0,24 0,24 0,36 0,26 0,1
Ca 0,36 0,32 0,36 0,50 0,37 0,1
Mn 0,06 0,04 0,05 0,08 0,06 0,6
S 0,01 0,03 0,01 0,08 0,02 0,5
P 0,07 0,10 0,07 0,24 0,09 1,0
Con 0,18 0,26 0,16 0,37 0,19 91,3
Элементы-примеси, г/т
Малоподвижные в большинстве обстановок (Кх = 0 — 0,0 и менее4*)
Сг 623 424 , 598 547 592 7,1
Y 28 64 33 156 48 1,6
La 27 20 26 100 35 1,2
Ga 49 50 49 55 50 2,6
Th 46 29 44 41 44 3,4
Sc 26 45 28 56 32 3,2
Yb 7,0 6,5 6,9 19 8,5 25,8
In 0,30 0,46 0,32 0,44 0,34 1,4
Bi 0,5 2,2 0,7 1,4 0,8 200
Zr 647 417' 618 518 606 3,6
Hf 8,0 8,0
Nb 154 36 139 51 128 6,4
* Осадочно-элювиальный+осадочиый (терригенный).
2* Расчет выполнен из следующих принятых нами соотношений распространенно-
сти основных генетических классов; элювиальный платформенный: «осадочный» плат-
форменный— 7:1, бокситы платформ в целом: осадочио-элювиальный (карстовый) гео-
синклинальный — 7:1.
4* Геохимическая классификация элементов по особенностям гипергеииой миграции
дана по А. И. Перельману. КК — коэффициент концентрации.
203
Продолжение табл. 146
Элементы Платформы Геосинкли- нали Бокситы в целом3* КК; бокситы в целом По А. П. Ви- ноградову
Основные генетические месторождений бокси слассы ГОВ
элювиаль- ный осадоч- ный* бокситы платформ в целом* осадочио- элювиальный (карстовый)
Та 4,1 4,7 4,2 3,4 4,1 1,0 1,6 0,8
Au3* 0,0030 0,0020 0,0029 0,0036 0,0030 0,7
Подвижные и слабоподвижные в глеевой среде (Кх = 0, п— п)
и инертные в окислительной и сероводородной средах
Со 21 30 22 36 24 1,9
Подвижные и слабоподвижные в окислительной среде (Кх = 0, п—п) и инертные в восстановительных обстановках
V 173 312 190 393 216 2,4
Мо 8,0 8,6 8,1 8,1 8,1 7,4
Se — — — 3,5 70,0
и 8,6 8,0 8,5 7,5 8,4 3,4
Re —— — — — 0,01 14,2
Se — — — 3,5 70,0
и 8,6 8,0 8,5 7,5 8,4 3,4
г Re — — — — 0,01 14,2
Подвижные и слабоподвижные в окислительной и глеевой обстановках
(Кх = 0, п—п) и инертные в сероводородной среде (К.х = 0, п)
Zn 46,0 103,0 53,0 115,0 61,0 0,7
Си 35,0 56,0 38,0 51,0 39,0 0,8
Ni 22,0 70,0 37,0 137,0 50,0 0,9
Pb 26,0 44,0 28,0 67,0 33,0 2,1
Hg 0,20 0,60 0,25 0,40 0,27 3,3
Ag 0,20 0,30 0,20 0,02 0,20 2,9
Слабоподвижные (Кх = 0, п — п)
Ra 30,0 60,0 34,0 90,0 41,0 0,06
Rb 25,0 20,0 24,0 15,0 23,0 0,2
Li 8,0 80,0 17,0 118,0 30,0 0,9
Be 2,3 2,6 2,3 7,0 2,9 0,8
Cs 1,5 i.o 1,4 1,0 1,4 0,4
TI 0,5 0,5 0,5 0,5 0,5 0,5
Ge 2,0 3,0 2,1 2,5 2,2 1,6
* Осадочно-элювиальный+осадочный (терригенный).
2* Расчет выполнен из следующих принятых нами соотношений распространенности
основных генетических классов; элювиальный платформенный: <осадочный» платфор-
менный— 7:1, бокситы платформ в целом: осадочно-элювиальный (карстовый) гео-
сннклииальиый — 7 : 1.
•• Отнесены условно, по А. И. Перельману; Au входит в группу водных мигран-
тов, не образующих химических соединений и встречающихся в самородном состоянии.
204
Продолжение табл. 146
Элементы Платформы- Геосинкли- Y F нали Бокситы в целом2* КК; бокситы в целом По А. П. Ви- ноградову
Основные генетические классы месторождений бокситов
элювиаль- ный осадоч- ный* бокситы платформ в целом* осадочно- элювиальный (карстовый)
Sn 4,2 11,4 5,1 8,9 5,6 2,2
As 6,0 Не опр. 6,0 Не опр. 6,0 3,5
Sb 2,0 Не опр. Подвиж 2,0 ные (К х- Не опр. = п — 10п) 2,0 4,0
Sr 30,0 150,0 45,0 330,0 68,0 0,2
F 550,0 590,0 555,0 570,0 557,0 0,8
В 12,0 0 48,0 чень nodei. 17,0 сжные (К> 56,0 = 10п — 100 21,0 1,8
Cl 36,0 37,2 36,2 36,7 36,2 0,2
Br 8,0 5,9 7,7 5,4 7,5 3,6
J3* STR 16,5 23,2 17,3 31,3 19,1 236,0 47,7
* Осадочно-элювиальный-Ьосадочный (терригенный).
2* Расчет выполнен из следующих принятых нами соотношений распространенности
основных генетических классов; элювиальный платформенный: «осадочный» платфор-
менный — 7; f, бокситы платформ в целом: осадочно-элювиальный (карстовый) гео-
синклииальиый — 7 : 1.
3* Отнесены условно, по А. И. Перельману; Ан входит в группу водных мигран-
тов, не образующих химических соединений и встречающихся в самородном состоянии.
Таблица 147
Кларки концентраций элементов в бокситах. По А. Д. Архангельскому,
Е. В. Копченовой
Месторождения А12О, Fe Мп р Ti
Катавское Шайтанское: 2,2 3,9 0,07 0,03 2,2
яшмовидная руда 3,0 1,9 — — 1,8
то же — 5,3 0,35 — 2,3
диаспор-гематитовая руда 2,5 4,2 0,35 — 1,9
оолитовая руда 1,8 2,7 0,21 — 2,3
Таранчийское Красная Шапочка: 2,3 — — — —
красные бокситы 4,0 2,3 2,8 4,4 4,0
зеленовато-серые бокситы 3,6 4,1 2,0 2,1 3,4
то же 3,6 2,9 0,5 3,1 3,8
бокситы переходного типа 3,0 3,3 0,8 0,5 3,2
205
Продолжение табл. 147
Месторожден н я А1,О3 Fe Мп р Ti
Синячиха 3,1 1,8 0,17 3,4
Соколовское 1,9 5,8 6,7 7,3
Пироговское 3,5 1,2 0,35 6,4
Бокситы Акмолинского района 2,6 5,3 0,9 4,0
Бокситы Енисейского кряжа 2,8 4,4 0,6 6,3 3,1
Бокситы Режевского района 1,1 10,7 3,3 1,4 1,0
Пината (Истрия) 3,1 2,6 4,5
Медиви 2,8 1,5 4,2
Маковец 2,6 1,5 0,5 2,5
Кремгна 2,2 1,8 0,45 2,3
Черхе 1,3 1,9 — 4,0
Таблица 148
Средний химический состав руд месторождений Куроко, %. По Дж. Мейнарду
Компо- ненты, Черные руды Желтые РУДЫ Кремни- стые РУДЫ Компо- ненты Черные РУДЫ Желтые РУДЫ Кремни- стые РУДЫ
SiO2 1,78 0,76 48,5 Си 1,41 5,38 2,24
А12О3 0,37 0,42 0,81 РЬ 9,42 0,27 0,48
MgO 0,06 0,07 0,08 Zn 18,3 0,15 0,16
СаО 0,02 0,11 0,12 As 0,12 0,04 0,04
ВаО 37,1 0,28 0,29 Аи, млн-1 2,1 0,7 0,4
S (общая) 24,4 49,8 24,4 Ag, млн-1 646 27 18
*-Fe 2,50 42,8 21,6
Таблица 149
Содержание главных и второстепенных компонентов (в %)
в металлоносных осадках средиземноморских островов Стромболи и Санторин.
По Дж. Мейнарду
Компоненты Стромболи Санторин* Компоненты Стромболи Санторин*
Na Mg Al Si К Ca Мп Fe P co2 H2o Mn/Fe Г лавные 1,7—2,2» 0,4—0,7 0,4—0,2 7,9—5,1 0,5—0,8 0,4—0,5 9,2—22,4 28,0—14,3 0,4—0,3 8,6 0,33—1,6 0,3 0,9 0,6 13,0 0,2 0,9 0,2 26,6 0,1 12,2 4,3 0,001 В Рассеянные элементы, млн-1 Ti V Сг Со N1 Си Zn Zr Mo Ba торостепенные 60—60 2500 90—55 70 <5 7 15—30 20 10—15 — 160—420 20 — 80 40—70 — — 40 550—1070 —
* Введена поправка на состав морской воды с использованием содержаний С1.
206
Медистые породы и руды
Геохимические свойства меди таковы, что в биосфере она
в растворенном виде попадает в природные воды и в благоприят-
ных условиях осаждается и находится в некоторых осадочных
породах в повышенной концентрации, а также образует значи-
тельные месторождения. В осадочных породах медь Может со-
средоточиваться в процессе их образования в восстановительных
условиях, когда в водоемах находится в растворимом виде серо-
водород, благоприятствующий осаждению сульфидов меди.
Медь отмечается в песчаных породах, где ее соединения могут
играть роль цемента в песчаниках. При седиментации медь
осаждается преимущественно в черных глинах и сланцах, бога-
тых органическим веществом. В осадочных породах совместно
с другими халькофильными металлами медь образует довольно
распространенные стратиформные свинцово-цинковые место-
рождения.
Некоторые вопросы нахождения и распространения меди
й осадочных толщах рассмотрены в работах А. Е. Мирошникова,
Л. Ф. Наркелюна и других исследователей.
Химический состав некоторых меденосных горных пород и
медцых руд приведен в табл. 151 —154.
Т а б л и ц а 151
г Типичные составы руд урановых месторождений различных типов [24]
Г Тип месторождений Содержание, %
SiOj А1,О3 Ге, О, MgO CaO
Золото-урановые в кон- гломератах (Витватер- сранд) 86,1 2,3 6,7 — —
Несогласные (Раббит- Лейк) — —_ 10 — —
В черных сланцах (Огайо- Шейл) 49,8 12,6 9,3 1,6 1,0
В роллах (Южный Техас) — — 1 — —
В калькретах (Австра- лия) 6,2 0,2 0,2 17,5 30,6
208
Продолжение та б л. 151
Тип месторождений Содержание, млн-1
Мо и V Th/U
Золото-урановые в кон- гломератах (Витватер- сранд) Несогласные (Раббит- Лейк) В черных сланцах (Огайо- — 940 — 0,70
500 140 000 100—900 0,001
160 50 . 200 0,19
Шейл) В роллах (Южный Техас) 17 4 000
В калькретах (Австра- лия) — 1 700 320 —
Таблица 152
Распределение пелагических осадков
Тип осадков Площадь
занимаемая осадками, 10® км осадков пелагических областей, % океана, %
Красная глина 102,2 38,1 28,3
Известковые илы и пески 127,9 47,7 35,4
Кремнистые илы 38,0 14,2 10,5
Всего 268,1 100,0 74,2
Таблица 153
Химический состав основных типов пелагических осадков, %.
По С. К. Эл.-Векилс
Компоненты Крас- ная глина Извест- ковый ил Крем- нистый ил Компоненты Крас- ная глииа Извест- ковый ил Крем- нистый ил
SiO2 53,93 24,23 67,36 Р2О6 0,09 0,10 0,10
TiO2 0,96 0,25 0,59 н2о 6,30 3,31 6,33
17; 46 6,60 11,33 СаСОз 0,39 56,73 1,52
Fe2O3 8,53 2,43 3,40 MgCO3 0,44 1,78 1,21
FeO MnO 0,45 0,78 0,64 0,31 1,42 0,19 О2 (активный) 0,11 0,050 Не обн.
CaO 1,34 0,20 0,89 Органиче- ский С 0,13 0,30 0,26
MgO 4,35 1,07 1,71 Органиче- ский N 0,016 0,017 —
Na2O 1,27 0,75 1,64 Сумма 100,20 100,17 100,10
K2O 3,65 1,40 2,15 Общее FejO3 9,02 3,14 4,98
209
Т а б л и ц a 154
Средний химический состав (в %) металлоносных осадков юго-восточной части
и красных глубоководных глин Южной котловины Тихого океана
По Е. Г. Гурвич и др.
Элемент Металлоносные осадки (в пересчете на бескарбоиат- ное вещество) Красные глубоковод- ные глины Южной котловины Элемент Металлоносные осадки (в пересчете на бескарбонат- иое вещество) Красные глубоковод- ные глины Южной котловины
Si* 16,19 21,17 Sb 12 2,5
Ti 0,1 0,53 и 3,8 1,3
Al : 3,32 8,1 Th 4,7 12
Fe 16,86 6 Zr 456 174
Мп 5,07 1,5 •Hf 6,3 5
V 428 126 Ga 8 18
Сг 29 40 Sc 26 27
Ni 826 412 La 156 45,6
Со 218 185 Ce 155 145,2
Си 1041 307 Sm 29 14,5
Pb 155 66 Eu 7,7 4
Zn 411 238 Ba 9570 1400
Sn 1 3,6 Li 32 45
Mo 75 . . 5,6 Rb 33 64
F 1282 650
В 210 184
Современные морские осадки
Дно современных морей и океанов — обширная площадь
осаждения различного материала, который может быть подраз-
делен на три группы в зависимости от гипсографического поло-
жения района седиментации:
1) литоральные — прибрежные и мелководные (шельфовые)
образования, где отлагаются осадки преимущественно терриген-
ного происхождения;
2) полупелагические (гемипелагические) отложения конти-
нентального склона, которые называют также батиальными. Это
глубоководные (200—5000 м глубины), но относительно близ-
кие к берегу отложения в большей части состоят из терриген-
ного материала;
3) пелагические осадки — отложения больших глубин, уда-
ленных от берега.
210
Таким образом, дно Мирового океана представляет собой
весьма обширную и неоднородную среду, которая разделяется
на части в зависимости от удаленности от береговой линии и
глубины. Главные типы океанических осадков также в зависи-
мости от места и условий образования подразделены на шель-
фовые, гемипелагические и пелагические. Из площади океана
(361 X 10б км2) занято соответствующими областями:
Шельфовые ............30-10® км2 (8 %)
Гемипелагические ..... 63-10® » (18 %)
Пелагические.......... 268-10® •» (74 %)
Очевидно, что область распространения пелагических осад-
ков занимает более половины поверхности Земли.
Среди пелагических отложений выделяются известковые и
кремнистые илы, а также красная глубоководная глина. Рас-
пространенность этих осадков показана в табл. 152.
Пелагические осадки подразделяют по преобладающему
компоненту. Так, например, неорганические осадки, содержа-
щие менее 30 % органогенного материала, относят к красным
глинам. Собственно органогенные отложения, которые отлича-
ются широким развитием, в свою очередь можно подразделить
на известковые илы, содержащие более 30 % СаСОз (сложен-
ные раковинами глобигерин), и кремнистые илы с повышенным
содержанием кремнезема (скелетного материала диатомовых
водорослей и радиолярий). Химический состав наиболее типич-
ных представителей трех основных типов пелагических осадков
приведен в табл. 153.
Пелагические осадки характеризуются определенным мине-
ральным составом. Основная часть их представлена тонкодис-
персными минералами. В пелагических осадках присутствуют
фракции алюмосиликатов и силикатов, оксидов и гидроксидов,
карбонатов, сульфатов, сульфидов, фосфатов. Все илы и осо-
бенно красная глина содержат в значительных количествах
фракцию глинистых минералов мельчайших размеров (порядка
1 мкм и десятых долей микрометра). Терригенные полевые
шпаты и другие силикатные минералы подвергаются интенсив-
ному гидролизу, что приводит к образованию иллита, гидромус-
ковита, монтмориллонита, нонтронита, хлорита, палагонита. Ши-
роко распространены в пелагических осадках гидроксиды же-
леза и марганца, образующие местами стяжения — конкреции.
Их состав был перечислен в табл. 138, 139, 140. Весьма важной
составной частью является СаСОз в виде скелетов или фрагмен-
тов организмов планктона в известковых илах — глобигериновом
и птероподовом. Встречаются и другие карбонаты эолового про-
исхождения. Химический состав морских осадков разных райо-
нов образования представлен в табл. 155—158.
211
Таблица 155
Сравнение химического состава океанской взвесн и донных осадков, %
от сухого вещества
Компоненты Взвесь Донные осадки Среднее Континент
карбонат- ные кремни- стые глини- стые
SiO2 9,10 24,23 67,36 53,93 42,08 51,98
ТЮ2 * 0,03 0,25 0,59 0,96 0,57 0,67
А120з 1,40 6,60 11,33 11,33 10,11 11,30
Fe2O3 1,20 3,14 4,98 9,02 5,42 5,50
MnO 0,03 0,31 0,19 0,78 0,37 0,09
Na2O 5,70 0,75 1,64 1,27 2,45 1,75
К2О 4,40 1,40 2,15 3,65 1,60 2,16
Основные биоген- ные компоненты 3,50 — — — — —
SiO2 (аморф.) СаСО3 8,90 56,73 1,52 0,39 24,87 —
Сорт 34,60 0,30 0,26 0,13 0,27 —
Т а б л и ц а 156
*• ,
Средний химический состав различных фракций осадков впадин Красного моря,
% По Дж. Бишоффу
Компоненты Фракции
обломочная Fe-монтморил- лонитовая гетитовая и аморфных гидроксидов сульфидная манганитовая
SiO2 27,30 * 24,4 8,7 24,7 7,5
А12О3 8,40 1,7 1,1 1,5 0,7
Fe2O3 (общ.) 6,50 37,1 64,2 24,3 30,5
FeO 1,40 Н,7 2,7 13,4 0,4
Мп3О4 0,60 2,1 1,1 1,1 35,5
СаО 23,60 4,8 3,4 2,5 2,9
ZnO 0,08 3,2 0,7 12,2 1,4
CuO 0,01 0,8 0,3 4,5 0,1
со2 23,10 8,6 3,6 5,7 2,2
S 0,30 3,9 0,6 16,8 0,6
212
Таблица 157
Химические анализы металлоносных осадков (в %) в современных
срединно-океанических хребтах*. По Дж. Мейнарду
Элементы Галапагосский рифт Восточно-Тихоокеанское поднятие Аденский залив
тодоро- китовые смектито- вые «Железная шляпа» глины оксиды глины
Главные Na З.о 1,1 0 1,0 3,0 1,2
Mg 1,4 1,5 0,4 0,3 1,8 ' 1,8 -
Al 0,2 0,1 0,3 0,3 0,7 0,2
Si 0,8 22,0 5,3 18,6 7,3 22,0
К 0,6 1,5 0,2 0,9 1,4 3,2
Ca 1,5 0,5 0,3 0,7 1,5 0,5
Mn 50,0 0,2 0 0 32,9 0
Fe 0,3 25,4 39,6 19,8 2,7 22,2
S — — 1,8 0,1 0,1 0,05
Рассеянные элементы, млн-1 Ca 5 1 30 5
Ni 470 15 — — 400 4
Cu 100 4 — 0 — 0
Zn 380 37 — 50 000 310 0
As 14 7 — —. — —
Sb 26 1 — — —
Ba 1700 250 — — 1180 70
* Пропуск означает, что элемент не определялся, а нуль — отсутствует или устана-
вливаются его следы.
Таблица 158
Содержание металлов в отложениях гидротермальных источников в районе
Матупи, о. Новая Британия*. По Дж. Мейнарду___________________________
Элементы Т авурвур Рабаланкайя Осадки в бухте Континенталь- ная кора
Fe 25,6 17,6 7,95 5,6
Мп 1,03 0,068 O.'fe 0,09
Zn 1150 34 300 70
Си 26 18 50 55
РЬ <100 <100 <100 13
Mn/Fe 6,040 0,004 0,060 0,016
* Fe. Мп - в %, Zn, Си, РЬ — В млн-1.
213
Глава VII
ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ МЕТАМОРФИЧЕСКИХ
ГОРНЫХ ПОРОД
ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ О МЕТАМОРФИЗМЕ
И МЕТАМОРФИЧЕСКИХ ПОРОДАХ
Эти горные породы представляют собой переработанный ма-
териал изверженных и осадочных горных пород, поступивший
в иные термодинамические условия по сравнению с первона-
чальным, местом образования. Первичные породы могут в боль-
шей или меньшей степени измениться, приспосабливаясь к но-
вым условиям температуры и давления. В процессе метамор-
физма могут меняться минеральный состав и структура первич-
ных пород’, а также химический состав. При метаморфизме
происходит перекристаллизация исходных пород преимущест-
венно в твердом состоянии в результате резких изменений
температуры, давления и химических условий. Эти изменения
приводят к установлению новых минеральных равновесий, новых
минеральных ассоциаций, которые более устойчивы при данном
местоположении в разрезе земной коры. Общий характер изме-
нения некоторых главных изверженных и осадочных пород при
метаморфизме можно проследить по данным табл. 159.
Д а б л и ц а 159
Главные типы нормально метаморфических пород. По П. Эскола
Исходный материал Соответствующие метаморфические породы Главные составляющие минералы
Гранодиориты и соответ- ствующие эффузивы Аркозы , Гнейс Филлонит Лептит Геллефлинта Гранулит Кварц, полевые шпаты, темноцветные минералы То же, плюс (Fe, Mg) Al- гранат
Глина Роговик Al-силикатный гнейс Слюдяной сланец Кварц, полевые шпаты, темноцветные минералы, андалузит, кордиерит Кварц, полевые шпаты, биотит, мусковит, силли- манит, кордиерит, андалу- зит Кварц, слюда и часто бо- гатые А1 силикаты, хло- рит, андалузит, силлима- нит, дистен, хлоритоиды, альмандин, ставролит
214
Продолжение табл. 159
Исходный материал Соответствующие метаморфические породы Главные составляющие минералы
Глина Филлнт Филлонит (частично) Кварц, слюда и часто бо- гатые А1 силикаты, хло- рит, хлоритоиды, аль- мандин
Песчаники Кварцит Кварц и акцессорные: слюда, полевой шпат, дистен, силлйманнт, грю- нерит, диопсид, тремолит' волластонит, Кальцит, доломит
Мергели, габбро и соот- ветствующие эффузивы Роговик (частично) Амфиболит Эпидотовый амфиболит Зеленый сланец Глаукофановый сланец Полевые шпаты, пирок- сены, кварц Плагиоклаз, роговая об- манка, ДИОПСИД Альбит, эпидот, роговая обманка Альбит, эпидот, хлорит (Mg, Fe, Са)-гранат, омфа- цит Глаукофан (Mg, Fe, Са)- гранат, эпидот, хлорит
Перидотит Оливиновая порода Пироксеновая порода Амфиболовый сланец Хлоритовый сланец Тальковый сланец Тальковый камень (гор- шечный камень) Серпентинит Оливин Пироксены Амфиболы Хлорит, магнетит Тальк Тальк, магнезит и доло- мит Серпентин
Известняк и доломит Осадочные и магматиче- ские железные руды Боксит и латерит Мрамор Магнетитовые руды Гематитовые руды Наждак Кальцит, доломит Магнетит, ильменит Г ематит Корунд, гематит, магне- тит (диаспор)
Следует отметить, что в природе трудно провести границу
между окончанием диагенеза и началом метаморфизма. Наибо-
лее кардинальные изменения структуры и состава исходного
вещества происходят при ультраметаморфизме, когда какая-то
часть породы переходит в жидкое — расплавленное состояние.
Подобным образом возникает магма, выходящая за пределы ме-
таморфических процессов. Однако регенерация магмы может
достигать определенного значения температур и давлений и пре-
215
рываться на любой стадии. Поэтому возникают смешанные по-
роды, которые обладают свойствами как изверженных, так и
метаморфических горных пород.
В настоящее время метаморфизм можно рассматривать как
звено геохимического круговорота у поверхности Земли и био-
сферу. Этот круговорот особенно интенсивно происходил в кон-
тинентальном сегменте Земли, где возникали мощные осадочные
толщи [10]. Главные химические элементы земной коры, по
В. И. Вернадскому, относятся к циклическим элементам и участ-
вуют, в большом круговороте вещества — магматическая поро-
да— осадочная порода — метаморфическая порода — переплав-
ление — регенерация магмы. Разные участки земной коры на
различных ее горизонтах представляют собой отдельные звенья
этого круговорота. Следует отметить, что значительная часть
гранитов континентального сегмента возникла в результате гра-
нитизации древних осадочных формаций при усиленном мета-
морфизме и переплавлении, что происходило во время их по-
гружения в нижние горизонты с повышенными температурами.
В. И. Вернадский рассматривал гранитный слой земной коры
как область былых биосфер.
Таким образом, метаморфизм охватывает неизбежно тот ма-
териал, который был продуктом развития биосферы в целом. Ме-
таморфизм, при котором происходит замещение одних минера-
лов другими, называется метасоматозом. В зависимости от
ведущего значения того или другого природного фактора выде-
ляют следующие виды метаморфизма горных пород:
I. Контактовый метаморфизм происходит в вмещающих гор-
ных породах при внедрении в них магмы. Резкое повышение тем-
пературы вмещающих пород и поступление в них компонентов
магмы (подвижных и летучих) приводит к появлению новых
минеральных ассоциаций, образованию контактово-метаморфи-
ческих пород — роговиков и скарнов.
2. Динамометаморфизм обусловлен преимущественно давле-
нием. К нему относятся кластический и метаморфизм нагрузки.
Существенных изменений в состав пород этот метаморфизм не
вносит.
3. Региональный метаморфизм наиболее распространенный
и происходит в глубинных зонах под влиянием внутреннего тепла
Земли. В результате перемещения и погружения толщи горных
пород попадают в чуждую им термодинамическую обстановку.
При значительных погружениях региональный метаморфизм пе-
реходит в ультраметаморфизм с образованием гнейсов и мигма-
титов.
Интенсивность метаморфических процессов определяется
температурой, давлением, исходным химическим составом пер-
вичных пород и наличием поровых растворов. Сами поровые
растворы становятся химически очень агрессивными и прини-
216
СТРУКТУРА МИНЕРАЛЬНЫЙ СОСТАВ ПОРОДА
Сланцеватые Весьма тонко- зернистая h'ls'i'i i( i&i । [hlxi!)1 '[i l!l 1 |[ф[ф; Слюда Кварц Сланец
Тонко- зернистая Филлит
Полевой шпат
Г рубо- зернистая
Кристаллический сланец
Тонко- зернистая
Гнейс
Несланцеватые ТОН КО-ДО крупно- зернистая Слюда Роговик
— — -
Тонко-до крупно- зернистой Кварцит
Три ко-до крупно- зернистой Кальцит Мрамор
О 200 400 600 800 1000 1200 t°C
г
<М>, I
.'''Эклогито-
вая срация
2 -
Роговиковая
фация -1000
6 -
-2000
8-
I 1
। Амфиболи-1
товаяфа-1/ 9_i
I ЦИЯ I/
। /Гранулитовая
/ фация 1.
14--4000
16-
-5000
18-
20
-6000
22-
24-
z -7000
26-
Н,*м
Рис. 19. Минераль-
ный состав наибо-
лее распростра-
ненных метамор-
фических горных
пород
Рис. 20. Схема ме-
таморфических фа-
ций
10 ~ - 3000
2
Р, юЪа
217
мают активное участие в различных химических реакциях, в том
числе в образовании гидроксилсодержащих минералов. Они,
в частности, также играют роль катализаторов при различных
геохимических процессах. Метаморфизм и его крайнее проявле-
ние— ультраметаморфизм приводят к чрезвычайно интенсив-
ной миграции химических элементов, что освещено в работе
[46] и др.
Метаморфические породы образуются при широком интер-
вале температур и давлений, что приводит к возникновению
в них определенных минеральных ассоциаций. Наиболее типич-
ные представители минералов метаморфических пород показаны
на рис. 19 и в табл. 160. Цифры в табл. 160 выведены из идеаль-
ных формул минералов и все приведены к 24 ионам (О, ОН).
Минеральные ассоциации, слагающие метаморфические гор-
ные породы, составляют так называемые фации метаморфизма.
Главные причины, определяющие эти фации,— это исходный со-
став и глубина погружения материала. Глубина погружения ес-
тественно связана с перемещением пород в горизонты высоких
температур и давлений (давлений нагрузки). П. Эскола впервые ,
подразделил метаморфические породы по минеральным фациям. >
Он широко истолковал это понятие. Так, по его представлениям j
фации не зависят от происхождения исходных пород. Они не 1
зависят от того, кристаллизовались они непосредственно из. ;
магмы или же образовались путем метасоматоза. Классифика- 3
ция минеральных фаций представлена в табл. 161. 3
Схема метаморфических фаций на диаграмме в зависимости j
от давления и температуры показана на рис. 20, где по верти- 1
кали отмечены значения давлений, на горизонтальной оси ко- ;
ординат указаны температуры. Область метаморфизма на ]
диаграмме ограничена кривой линией, которая отмечает рост 1
давления и температуры и соответствует геотермическому гра- |
диенту, который принят как усредненный. Обычно нормальные 1
фации регионального метаморфизма указывают на то, что гео- i
термический градиент мог быть выше, особенно при формирова- I
нии докембрийских Метаморфических пород. i
При интенсивном метаморфизме происходит интенсивная де- а
гидратация формирующихся пород. В одном из разрезов докем- 1
брия Финляндии было установлено, что породы, относящиеся I
к фации зеленых сланцев, содержат 3,15 % воды, амфиболито- 1
вой фации 0,33 %, а гранулитовой — 0,35 % Н2О. В эклогитовой |
фации содержание воды ничтожно мало, и она является ниж-
ней границей зоны растворения. Главным источником раство- |
ренного вещества для межгранулярных растворов служат по- |
роды гранулитовой и амфиболитовой фаций. Следовательно, по- |
ставщиком летучих веществ, мигрирующих прц метаморфизме |
в верхние горизонты литосферы, являются ее глубинные зоны, 1
в которых развивается метаморфизм высокой ступени развития. |
218 I
Таблица 160
Состав минералов метаморфических пород. По Б. Мейсону
Минерал Формула Si Al Mg Ca Fe Na К
Кварц SiO2 12
Андалузит, Al2SiO5 5 10
кианит, сил- лиманит Кордиерит Mg2Al4Si6O18 7 • 5 3
Пироп М§зА12(5Ю4)з 6 4 6
Хлорит Mg5AI(AlSi3Oi0)(UH)e 4 3 7
Энстатит MgSiO3 8 8
Антофиллит Mg7(Si4On)(OH)2 8 7
Тальк MgsSi4Oio(OH)2 8 6
Серпентин Mg3Si2O5(OH)4 5 8
Форстерит Mg2SiO4 6 12
Ставролит F e2 AI9S H) 4 9 2 2
Хлоритоид Fe2Al2(A12Si2O10) (OH)4 4 8 4
Альмандин Fe3Al2(SiO4)3 6 4 6
Куммингтонит Fe7(Si4On)2(OH)2 8 7
Волластонит CaSiO3 8 8
Гроссуляр Ca3Ai2(SiO4)3 6 4 6
Цоизит Ca2Al3(SiO4)3(OH) 6 6 4
Анортит CaAljjSijOg 6 6 3
Диопсид CaMgSi2Oe 8 4 4
Тремолит Ca2Mg5(Si4On)2(UH)2 8 5 2
Жадеит NaAISi2Oe 8 4 4
Глаукофан Na2Mg3Al2(Si4Ou)2(OH)2 8 2 2
Альбит NaAlSi3O3 9 3 3
Калиевый по- левой шпат KAlSi3Og 9 3 3
Мусковит KAl2(AlSi3O10)(OH)2 6 6 2
Флогопит KMg3(AlSi3O10((OH)2 6 2 6 2
Таблица 161
Классификация минеральных фаций. По П. Эскола
Падение температуры
Повышение давления Магматические фации Метаморфические фации
Санидинитовая Диабазовая Пироксен- роговиковая Г аббровая Амфиболито- вая Амфибол- габбровая Образование цеолитов
Эпидот-амфи- болитовая Зелено- сланцевая
Гранулитовая Эклогитовая Г лаукофаи-слаицевая
219
Изучение метаморфизма показывает, что в целом это до-
вольно сложный процесс, связанный с кристаллохимической пе-
рестройкой минералов. Различные аспекты природы метамор- j
физма горных пород и его геохимические стороны рассмотрены
в работах Т. Барта, Д. С. Коржрнского, А. А. Маракушева, !
Г. Рамберга, Ф. Тернера и других исследователей.
Данные о химическом составе метаморфических горных по- j
род чрезвычайно многочислены. Поэтому в таблицах этого раз- [
дела отобраны наиболее типичные и характерные случаи на- j
хождения анализированных пород, преимущественно на терри-
торий СССР. i
ПОРОДЫ РАЗЛИЧНЫХ СТУПЕНЕЙ МЕТАМОРФИЗМА 1
В процессе метаморфизма различают варианты изохимиче- |
ского и аллохимического характера. Химический состав мета- 1
морфических пород — один из важных диагностических призна- 1
ков, позволяющих выяснить их первичную природу, термодина- 1
мические условия формирования, геохимическую эволюцию, I
перспективы рудоносности и возможность практического ис- 1
пользования. Химический состав метаморфических пород в этом |
разделе выражен в оксидах соответствующих элементов, а в ряде 1
случаев приводятся сведения о содержании редких элементов. S
Путем'тщательных петрохимических сопоставлений и интер- |
претации химического состава метаморфических пород рёша- |
иотся задачи из парагенетического анализа, выявления прост- |
ранствен^ых изменений химического состава, определения их I
изохимического или аллохимического характера метаморфизма, |
его прогрессивной или регрессивной направленности. 1
Метаморфические породы представляют собой большую и |
разнородную группу образований. В частности, среди них прак- |
тйческое значение имеют полосчатые железистые кварциты — 1
джеспилиты, которые встречаются на разных стадиях развития 1
метаморфизма.' Согласно Г. Джеймсу, среди них можно выде- |
лить три зоны метаморфизма. Изменение минеральных ассо- 1
циаций в этих зонах показано в табл. 162. 1
Иногда по ряду признаков удается восстановить первона- |
чальный облик исходных пород, подвергшихся метаморфизму. 1
Данные о химическом составе метаморфических пород как про- |
дуктах регионального и контактового метаморфизма приведены 1
в табл. 163—173. I
ДРЕВНЕЙШИЕ ГОРНЫЕ ПОРОДЫ ЗЕМЛИ 1
Ранняя история Земли не была зафиксирована геологиче- 1
скими документами, и поэтому о составе первичных пород нашей 1
планеты мы почти ничего не знаем. Тем не менее применение |
220 I
По Г. Джеймсу 1 сильного Пирит, графит, пир- ротин, слюда, гранат Грюнерит, кварц, магнетит, пироксен Грюнерит, кварц, магнетит Грюнерит, кварц, магнетит, гранат, | роговая обманка, пироксен Магнетит, грюнерит, кварц, пироксен Спекулярит, кварц, магнетит, кальцит
гезорудных формаций. Зона метаморфизма | умеренного Пирит, графит, кварц, слюда, гра- нат (редкий) Грюнерит, кварц, магнетит, карбонат 1 Грюнерит, кварц, магнетит 1 1 Грюнерит, кварц, магнетит, эпидот, гранат, карбонат, слюда Магнетит, грюнерит, кварц, гранат Спекулярит, кварц, магнетит, кальцит
ческих (II) фаций же/ | слабого Пирит, углерод (аморфный), серицит Карбонат, кварц, стильпномелан, мин- несотаит | 1 Миннесотаит, стильп- номелан, кварц, кар- бонат, магнетит Хлорит, стильпно- мелан, кварц, кар- бонат, магнетит, биотит | Магнетит, стильпно- мелан, миннесотаит, карбонат, кварц Гематит, кварц, маг- нетит, кальцит
садочных (I) и метаморф» - Состав Сульфиды железа, ор- ганический углерод, глина Карбонат, кремнезем, гриналит Гриналит, кремнезем, карбонат, магнетит Глина, обогащенная железом, кремнеземом, карбонат, магнетит (?) Магнетит, карбонат, гриналит, кремнезем Оксидное железо, крем- незем, магнетит
О — —
сч со й метаморфизм фации К пз Частично кластическая Магнетит-по- лосчатые Гематит-по- лосчатые
пз я я ч \о 3 X 5 X о X (ч £ Тип Сульфидная К пз X ПЗ X о \о о, пз * X .0) я пз ч я 0) X Силикатная 1 Оксидная
221
Таблица 163
Химический состав седиметогенных метаморфических пород, %.
По О. М. Розену, О. В. Горбачеву
Компо- ненты 1 2 3 4 5 6
S1O2 51,45 87,67 76,31 53,00 38,48 12,50
ТЮ* 1,02 0,10 0,95 0,33 2,15 0,89
А12О3 20,33 5,42 6,48 8,64 36,06 78,30
Fe2O3 2,42 0,68 2,57 2,17 3,69 0,90
FeO 11,64 4,33 8,12 30,30 7,13 0,88
MnO 0,12 0,02 0,09 0,09 0,11 0,01
MgO 2,52 0,49 3,63 3,10 4,64 2,11
CaO 0,33 0,04 0,30 2,04 0,73 2,52
Na2O 0,22 0,11 0,18 0,09 1,04 0,55
K2O 6,18 0,95 0,89 0,09 4,00 0,21
H2O+ — — 0,67 0,44 1,70 1,22
h2o- — — — — — —
co2 —— — — — —
P265 0,13 / 0,09 — — — —
П.п.п. 4,18 1,60 — — — —
Сумма 100,54 101,50 100,30 100,29 99,73 100,09
Продолжение табл. 163
Компо- ненты 7 8 9 10 И 12
SiO2 65,50 47,26 33,74 56,33 77,58 47,60
TiO2 0,62 1,36 0,84 1,23 0,75 2,30
AlaO3 18,18 * 37,07 39,42 33,24 10,67 16,20
Fe2O3 1,65 — 8,74 0,62 . 0,83 3,54
FeO 5,33 10,89 6,98 0,26 5,30 10,56
MnO 0,09 0,27 1,15 0,01 0,11 0,39
MgO 1,01 0,96 0,70 0,12 0,11 2,16
CaO 1,14 0,65 0,20 0,59 5,30 9,86
Na2O — 0,11 0,50 0,95 0,97 2,24
K2O 2,94 0,53 1,63 2,16 1,84 1,33
H2O+ — — — 3,20 0,54 1,00
h2o- 0,42 —. 0,22 0,33 0,22 0,09
CO2 — — — 0,12 — —
P2O6 — — —. 0,09 0,01 1,37
П.п.п. 3,48 0,95 5,45 0,18 — 1,21
Сумма 100,26 100,22 99,70 99,65 100,17 99,66
222
Продолжение табл. 163
Компо- ненты 13 14 J 15 16 17 18 19
Si Од 43,77 61,52 55,58 55,80 62,80 47,85 43,20
тю2 3,29 0,45 0,89 0,74 0,59 1,07 0,43
A12O3 28,03 15,93 16,16 16,23 10,50 13,60 4,76
Fe2O3 8,80 3,97 4,21 4,43 0,41 158,00 2,68
FeO 11,77 1,54 5,03 5,10 3,59 8,04 6,18
MnO 0,66 0,13 0,17 0,11 0,12 0,11 0,37
MgO 0,63 1,93 4,85 5,60 • 5,33 12,09 6,08
CaO 0,80 8,49 6,34 3,52 7,48 9,74 20,40
Na,0 0,14 3,70 3,11 2,46 1,67 1,13 0,40
K2O 0,13 0,80 2,10 4,30 0,58 0,50 0,44
H2O+ — — — — 1,22
H2O- 0,51 0,1.2 0,16 — — 0,02 0,08
co2 — 0,10 — — 1,95 0,98 2,60
pa 0,09 0,19 0,21 0,23 0,08 0,20 0,07
П.п.п. — 0,65 1,70 1,06 3,68 3,25 12,08
Сумма 100,26 99,41 100,51 99,58 100,00 100,37 99,77
Примечание. 1—2 — кора выветривания, основание криворожской серин, Сак-
саганский район; 1 — биотит-серицитовый сланец в докриворожской коре выветри-
вания, 2 — слюдистый кварцито-песчаиик основания криворожской серии; 3—6 — вы-
сокоглииоземистый тип отложений, архей Алдана, алдаискнй комплекс: 3 — кварцитогнейс
с гранатом, 4 — кварц-гнперстеновый сланец, 5 — силлиманит-биотнт-корднеритовый
гнейс, 6 — корундит; 7—9 — высокоглиноземнстый тип отложений, протерозой Байкаль-
ской горной области, топторннская серия; 7 — ставролитовый сланец, 8 — днстен-став-
ролнтовый сланец, 9 — оттрелитовый сланец; 10—13 — глинистый тип отложений: 10 —
ставролит-кианит-слюдистый сланец; 11 — граиат-слюдяиой сланец; 12 — гранатовый ам-
фиболит, 13 — граиатит; 14—16 —песчаный тип отложений, протерозой Карелии, свита
лоппялампи; 14 — сланец амфибол-эпндот-плагиоклазового состава, 15 — сланец амфи-
бол-кварц-плагиоклаз-бнотнтового состава, 16 — сланец плагиоклаз-бнотнт-амфиболового
состава с микроклином и эпидотом; 17—19 — терригеиио-карбоиатиый тип отложений,
протерозой Карелии, район оз. Кукас, свита хирвииаволок; 17 — амфибол-флогопитовый
сланец с углеродистым веществом, 18 — порфиробластический амфиболит, 19 — амфибо-
лит карбонатсодержащнй.
методов ядерной геохронологии позволило обнаружить древние
породы в пределах докембрийских щитов. Эти породы обнару-
жены в пределах Канадского щита, Балтийского, Южной Аф-
рики, Северо-Китайского щита, Индии и Западной Австралии.
Возраст их бо.лее 3 млрд. лет. Обнаруженные древние породы
характеризуются разной степенью метаморфизма — от отно-
сительно слабого в серии Онвервахт в Южной Африке (где об-
нажаются халцедоновые и филлитовые сланцы с остатками древ-
нейших известных микроископаемых — следов древней жизни)
до сильно метаморфизованных пород, представленных кристал-
лическими сланцами, гнейсами, мигматитами и полосчатыми же-
лезистыми кварцитами. Чаще всего в древнейших разрезах
земной коры отмечаются сильно метаморфизованные горные
породы.
223
to Таблица 164
to
* Вероятный компонентный состав (в %) исходных отложений (для пород, перечисленных в табл. 163).
По О. М. Розену, О. В. Горбачеву ________________________
Состав Расчетный нормативно- минералогический состав Ко££ выветривания Высокоглиноземистый тип
архей архей протерозой
1 2 3 4 5 6 7 8 9
Обломочный Кварц • Плагиоклаз 21,23 2,14 77,12 65,48 1,85 40,69 1,09 3,41 0,73 44,23 3,25 1,75
Ортоклаз 5,80 — — — — — —
Сумма 29,17 77,12 67,33 41,78 3,41 0,73 44,23 3,25 1,75
Глинистый Высокоглиноземистый Щелочно-глиноземис- тый Маги ези ал ьн о-жел е- зистый Гиббсит Каолинит Иллит Монтмориллонит Хлорит 1,19 48,74 3,21 0,25 7,33 4,29 3,40 7,53 16,72 1,38 29,88 38,08 25,59 16,07 4,72 78,00 1,04 12,20 16,91 23,81 7,86 63,84 2,71 3,96 21,45 22,06 38,71 11,41 8,36
Сумма 53,14 15,27 24,25 30,24 84,46 91,24 48,58 91,91 80,54
Железистый Гётит 15,37 7,26 6,64 21,51 8,52 1,45 1,88 1,02 14,8.9
Карбонатный Кальцит Доломит Анкерит 0,64 — 0,74 6,09 1,79 4,47 1,50 4,56 2,33 0,62
Сумма 0,64 — 0,74 6,09 1,79 5,97 4,56 2,33 0,62
Минералы титана, фосфора и др. 1,67 0,34 1,14 0,38 1,81 0,62 0,75 1,45 2,20
Заказ № 639
“Продолжение табл. 164
to
to
сл
Состав Расчетный нормативно- минералогический состав Глинистый тип Песчаный тип Террнгенно-карбонатный тип
10 11 12 13 14 15 16 17 18 19
Обломочный Кварц Плагиоклаз Ортоклаз 8,32 8,37 8,57 51,92 7,80 6,50 10,15 21,65 2,56 25,24 31,86 21,25 28,83 18,10 23,08 9,62 39,83 13,80 24,62 9,34 32,78 3,17
Глинистый Высокоглиноземистый Щелочно-глиноземис- тый Магнезиальн о-жёле- зистый Сумма Гиббсит Каолинит Иллит Монтмориллонит Хлорит 25,26 67,58 4,34 66,22 12,27 4,05 41,80 10,41 26,36 2,56 51,99 9,76 4,08 16,75 57,10 13,70 5,50 50,18 15,93 13,39 50,80 1,05 21,41 6,76 53,63 0,48 6,90 25,84 34,06 2,69 36,71 35,95 2,78 11,81
Железистый Карбонатный Сумма Гётит Кальцит Доломит Анкерит 71,92 0,31 0,83 16,32 0,99 15,69 36,77 10,00 0,73 7,05 82,58 8,56 2,21 19,20 2,38 7,26 13,24 29,32 9,60 9,36 29,22 9,22 9,57 33,22 10,66 1,52 39,40 4,03 14,35 6,57 14,59 18,02 15,83 14,36
Минералы титана, фосфора и др. Рассчитанные типы рассчнтар как серпентн? 4 — песчаная гётит-шамоз снт) с карбонатным маа гнббснт-глиннстая порода 12 — карбонатно-песчано-г с карбонатным материал бонатным материалом и с хлоритом. Сумма исходных пород: 1 — гётЕ *); 2 — гётнт-кварцевый итовая порода с карбона ерналом; 7 — кварцевый ; 10 — каолнннтовая гли линнстая порода с шамс эм: 15—16 — полевошпатоЕ хлоритом; 18 — карбонать 0,83 1,67 т-глиннс глинисты тным м песчаниь с пе< )знтом; ый песч о-песчан 16,68 0,78 тая поре й песчан атерналов с шам :чаным 3 — каол аник с О-ГЛНННС1 17,78 3,65 да коры нк; 3 — а; 5 — гё ознт-глнн латерналс ннитовая слорнтом "ая поро 2,21 4,09 выветрь кварцевы гнт-гнббс истым м; 11 — глнна и карбо? да с xj 22,88 0,83 вання с й песчан нт-глннис цементом кварцевь гётнтол 1атным м орнтом; 19,96 2,53 кварцем нк с гё! тая поре 8 — ша й песча н ша> атернало 19 — гли 9,57 1,19 н полевь НТ-ГЛННН( да; 6 — мознт-ка ннк с к ознтом; м; 17 — г ннсто-пес 12,18 0,96 мн шпат :то-хлорн гнббентов □ЛНННТОВс арбонатн 14 — ква лнннстый чано-кар( 24,95 1,58 амн (нзб товым ц ая поро; 1я поро; ым мате эцевый песчанн 5онатная 48,21 1,25 □iToK Mg зментом; la (бок- ia; 9 — риалом; тесчаннк с кар- порода
5
g T а б лица 165
05 Содержания петрогеииых компонентов в осадочных породах различной степени Метаморфизма мамско-бодайбииской толщи, %
По В. А. Буряку
Группа пород Зоны метамор- физма Si О.. по. А1.О3 Fe;O3 FeO Mg CaO Na.O K2O П. n. n. FeO Fe^Oa K2O/A1;O.,
Песчаники I 72,00 0,78 11,35 1,67 3,70 2,20 1,23 1,43 1,81 3,42 5,37 0,16 ,
II 76,80 0,74 10,00 0,90 3,70 1,87 1,05 1,48 1,72 2,05 4,60 0,17
III 76,80 0,63 10,30 0,50 4,21 1,55 1,49 1,41 1,95 0,96 4,71 0,19
IV 78,52 0,52 9,77 1,46 2,69 1,27 1,05 1,30 2,29 0,96 4,15 0,23
Алевролиты I 63,57 0,90 16,50 2,33 4,30 2,97 0,75 1,41 2,96 4,30 6,63 0,18
II 64,95 0,92 15,89 1,92 4,54 2,86 1,28 1,09 3,28 3,20 6,46 0,20
III 65,85 0,82 15,56 1,23 5,61 2,66 1,31 1,82 3,40 1,70 6,81 0,22
IV 67,60 0,80 14,20 1,95 4,37 2,18 2,01 2,10 3,47 1,32 6,32 0,24
Известковистые I 61,66 0,79 14,15 1,48 4,19 3,69 3,80 1,78 3,28 6,30 5,67 0,16
алевролиты II 62,80 0,89 15,75 1,49 4,78 3,90 3,59 1,95 3,03 1,90 6,27 0,19
III 63,03 0,88 15,77 1,65 5,76 3,44 3,49 1,92 3,95 1,54 7,41 0,19
IV 64,87 0,63 14,61 2,43 4,38 2,71 3,12 2,72 3,17 1,30 6,81 0,22
Пелиты (высо- I 56,97 1,06 20,84 3,36 2,86 2,41 0,77 1,28 4,18 6,20 6,22 0,20
кокалиевые) II 59,22 1,12 20,42 2,54 4,38 2,62 0,55 0,89 4,24 4,00 6,92 0,21
III 56,18 0,75 20,66 2,54 4,97 2,58 1,23 1,53 5,37 4,15 7,51 0,26
Пелиты (низко- I 60,88 1,10 18,60 2,62 3,88 2,37 0,61 1,54 2,41 5,60 6,50 0,13
калиевые) II 62,19 1,07 18,88 2,45 5,83 2,47 0,97 0,97 2,54 2,60 8,28 0,13
III 62,54 0,94 17,97 1,29 6,34 3,17 1,00 1,18 3,00 2,50 7,63 0,17
Пелиты IV 60,69 0,92 17,55 2,41 5,46 3,60 1,94 1,85 3,34 2,24 7,87 0,19
Мергели I 48,39 0,72 11,76 2,11 3,51 3,31 15,29 1,23 1,89 12,70 5,62 0,16
II 53,93 0,79 12,01 1,28 4,44 3,50 12,35 1,29 1,53 8,44 6,72 0,13
III 54,50 0,86 14,32 2,43 7,10 4,90 9,33 1,48 1,57 3,14 9,53 0,22
IV 55,41 0,79 13,66 2,11 6,84 4,62 9,63 1,48 1,60 3,86 8,95 0,12
Известняки I 9,28 0,17 1,74 0,63 0,27 1,75 45,93 0,34 0,23 39,50 0,90 0,13
II 8,24 0,03 ’1,84 0,67 0,14 1,15 48,13 0,29 0,25 38,90 9,81 0,14
III 7,98 0,06 2,56 0,74 0,72 1,64 46,41 0,28 0,23 36,00 1,43 0,09
IV 7,98 0,06 2,56 0,71 0,72 1,64 46,41 0,28 0,23 36,00 1,43 0,09
* I — зеленослаицевая, 11 — альмандии-ставролнтовая, 1II — днстеновая, IV
силлиманитовая.
Примечание. В силлиманитовой зоне пелиты на высоко- н низкокалиевые не разделены.
0° Таблица 166
Сопоставление составов (в %) иеизмеиеииых базальтов и их спилитизироваииых разностей Карлсберг, Индийский океан.
По А. А. Маракушеву
Компоненты Базальты Среднее Спилиты Среднее
1 2- 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14
SiO2 49,19 49,20 48,88 48,96 49,50 49,10 49,14 50,52 48,32 45,85 39,43 49,43 52,24 47,63
TiO2 2,02 1,84 1,54 1,51 1,47 1,51 1,65 1,86 1,76 1,59 1,78 1,94 1,83 1,79
A12O3 15,66 15,75 16,31 16,17 16,64 16,80 16,22 14,59 15,17 14,60 15,46 15,04 15,02 14,98
FCgOg 3,48 4,14 2,22 2,49 0,99 2,85 2,70 1,61 2,34 2,63 2,43 2,21 2,93 2,36
FeO 7,54 6,16 8,12 7,71 8,94 6,95 7,57 7,74 7,05 13,56 16,68 7,39 6,31 9,79
MnO 0,20 0,20 0,20 0,17 0,17 0,25 0,20 0,26 0,25 0,15 0,14 0,23 0,14 0,19
MgO 6,96 6,60 8,42 8,15 8,39 7,19 7,62 7,90 9,19 10,69 12,01 8,40 6,01 9,03
CaO 10,57 10,75 10,76 10,67 10,88 11,35 10,83 6,89 . 7,81 1,28 1,81 6,69 8,73 5,54
NajO 3,10 3,50 2,95 2,93 2,98 2,63 3,02 5,20 4,41 1,54 1,22 4,45 4,02 3,44
K2O 0,28 0,04 0,16 0,27 0,15 0,20 0,18 0,04 0,06 0,10 0,10 0,11 0,21 0,10
P2O6 0,07 0,13 0,12 0,07 0,02 — 0,08 0,05 0,07 0,17 0,18 0,19 0,20 0,14
H2O+ 0,78 1,95 0,61 0,62 0,17 0,60 0,79 3,26 3,51 7,26 8,14 3,16 2,25 4,59
h2o- 0,59 0,18 0,19 0,31 0,00 0,54 0,30 0,23 0,41 0,55 0,43 0,86 0,50 0,49
Ca/Na 1,88 1,71 2,02 2,02 2,02 2,35 2,01 0,72 0,98 0,46 0,82 0,83 1,20 0,90
K/Na 0,060 0,009 0,032 0,053 0,031 0,045 0,042 0,006 0,014 0,040 0,051 0,014 0,031 0,018
Ca/Al 0,61 0,62 0,60 0,60 0,59 0,61 0,61 0,43 0,47 0,08 0,11 0,41 0,53 0,34
Na/Al 0,33 0,36 0,30 0,30 0,29 0,26 0,30 0,59 0,48 0,18 0,13 0,49 0,44 0,37
K/Al 0,020 0,003 0,009 0,016 0,009 0,012 0,013 0,004 0,007 0,007 0,007 0,007 0,014 0,004
Na + K/Al to 0,35 0,37 0,31 0,31 0,30 0,28 0,31 0,60 0,49 0,18 0,14 0,50 0,45 0,38
Таблица 167
ю
оо Средние составы главных типов эклогитов и базальтоидов (в %), приведенных к 100 (в пересчете на безводное вещество).
По А. А. Маракушеву
№ п/п SiO2 Т1О2 Al^Og Fe2O3 F?O Mn MgO CaO Na2O K2O PA Na/K Mg/Fe-f-Mn Fe3+/Fe2+ Na+K/Al
1 47,51 0,42 13,54 1,30* 4,99 0,17 23,00 Эклс 7,86 >гиты 0,96 0,18 0,07 8,00 6,48 0,23 0,14
2 41,10 0,19 29,99 0,24 2,54 0,06 9,68 14,31 1,65 0,19 0,05 13,25 6,18 0,09 0,097
3 45,97 0,41 15,65 3,25 5,73 0,14 18,79 9,27 0,58 0,16 0,05 6,33 3,79 0,51 0,07
4 44,85 — 28,18 1,71 2,84 — 7,72 12,45 1,57 0,68 — 3,57 3,15 0,56 0,12
5 46,57 0,44 16,54 3,91 6,20 0,21 14,24 10,28 1,25 0,36 —- 5,00 2,58 0,56 0,15
6 47,16 0,61 44,66 4,60 7,30 0,20 13,84 9,82 1,31 0,50 — 4,20 2,10 0,57 0,18
7 45,33 0,86 14,38 3,66 8,69 0,23 14,43 9,55 1,76 1,11 — 2,29 2,10 0,38 0,28
8 44,64 0,63 15,63 3,54 9,01 0,30 14,52 9,66 1,42 0,65 — 3,62 2,07 0,36 0,20
9 48,83 0,62 10,51 2,59 5,63 0,18 17,98 12,27 1,24 0,11 0,04 20,00 3,94 0,41 0,20
10 50,25 0,26 19,99 1,44 •3,12 0,10 9,84 12,96 1,93 0,09 0,02 32,00 3,94 0,42 0,17
11 46,66 0,25 21,25 1,05 5,39 0,10 11,11 11,93 1,95 0,31 10,50 3,08 0,17 0,17
12 50,36 1,82 11,12 5,25 5,46 0,27 7,58 12,44 5,15 0,41 0,14 20,76 1,29 0,87 0,80
13 49,51 2,30 15,39 3,62 8,65 0,16 6,64 9,73 3,39 0,61 — 9,17 0,98 0,38 0,40
14 48,61 2,45 13,45 2,36 13,47 0,22 5,39 11,64 2,10 0,31 — 11,33 0,88 0,15 0,28
Продолжение табл. 167
№ n/n SiO2 TiO.2 A12O3 Fe2O3 FeO Mn MgO CaO Na.O K>O| P2O3 Na/K Mg/Fe+Mn Fe3+/Fe2+ Na+K/Al
15 47,48 1,95 14,20 5,47 7,60 0,23 6,18 12,47 4,12 0,21 0,12 33,00 0,87 0,64 0,49
16 46,23 3,15 13,86 4,42 10,60 0,25 6,41 11,61 2,98 0,42 0,07 12,00 0,77 0,38 0,38
Базалыпоиды
1 7 41,50 2,21 12,66 6,55 6,03 0,14 .14,83 10,84 3,51 1,33 0,40 4,00 2,19 0,98 0,56
1 / 1Я 49,74 0,97 17,68 0,87 7,22 0,15 8,67 11,74 2,68 0,14 0,14 28,67 1,99 0,06 0,26
1 о IQ 48,74 0,81 18,34 0,26 8,74 0,15 9,02 11,61 2,24 0,09 — 36,00 1,78 0,025 0,21
1<7 20 48,93 1,51 17,24 2,01 6,91 0,17 7,28 11,86 2,77 0,16 0,16 30,00 1,47 0,25 0,27
21 48,92 2,27 15,70 4,19 7,69 0,15 7,16 9,22 2,92 1,34 0,44 3,24 1,11 0,49 0,40
22 49,87 1,38 15,96 5,47 6,48 0,31 6,28 9,09 3,16 1,55 0,45 3,09 0,96 0,76 0,43
23 51,32 1,05 17,89 3,95 6,39 0,17 5,42 9,90 2,71 1,01 0,19 4,00 0,95 0,55 0,31
24 48,24 2,91 18,33 4,25 5,90 0,03 4,88 8,81 4,04 1,68 0,93 3,61 0,90 0,65 0,46
25 50,03 1,51 15,43 3,23 9,47 0,20 6,32 10,64 2,26 0,76 0,15 4,50 0,89- 0,30 0,29
26 51,97 1,72 16,14 5,26 7,15 0,18 4,81 9,38 3,02 1,37 — 3,31 0,71 0,67 0,39
(среднее нз 10
2 — корундовый, 3 —
пироповые
Примечание,
модулей)- z
- .....- 1—8— эклогиты
г е --- _
4— гроспиднты, о- --------
эклогиты из =“л”че;ийк В средний Состав), 6 - эклогиты (по Н. В. Соболеву), 7 - алмазосодержащие
модулей), т— 'i~-“-л . — эклогиты (по в. А. Ку л У §_п _ЭКЛогИты в базальтоидах н гипербазнтах: 9 — эклогит, включение
эклогиты (ПО н. В. Соболеву), 8- Som? 10-кианитовый эклогит массива Мюнхберг (ФРГ), ! 1 - кианитовые Эклогиты По-
в нефелиновом базаните (Оаху, Галай^“®и’’ комплексов: 12 - эклогит из тектонического блока в глаукофановых сланцах (Кали-
лярного Урала; 12-16-эклогиты метаморфических комплек ^ по 18 анализам), 14-эклогиты кокчетавского комплекса, Казахстан
фориня), 13-эклогиты максютовского £0“"^«са> ' подчиненные поясам глаукофанового метаморфизма (средний состав), 16 - гиперстен-
среднее по 6 анализам), 15 — эклогиты Калифорнии .подчие^ п Тайгонос; 17_26 — базальтоиды: 17 — базаниты, 18 — базальты
плагиоклаэовые эклогиты граиулнтового комплекса о т^ базальты Калифорнии, 20 - толентовые базальты океанических хребтов,
Индоокеанского Срединного хребта, 19- высокоглннозем^ 22 - геосинклинальиые базальты, 23-базальты андезитовой формации,
21 - базальты континентальной оливнн-б aj3ал™ древних платформ, 26-траппы молодых платформ.
24 — океанические щелочные базальты, 25 — траппы дне __________________________________________________________
g Таблица 168
о •
Средний химический состав главных типов метаморфических пород, % (щелочноземельный ряд).
По А. А. Маракушеву -и
С с 2 Порода о (Л о о < о ф и- FeO МпО MgO CaO O’BN О, о £ О < о Z + о, FeO/Fe-дОз FeO+FeaO3/MgO О о & Z
1 2 Серпентиниты Куммингтонитовые 40,76 44,97 0,07 1,69 0,82 5,87 8,77 3,59 32,62
3 сланцы Тальковые сланцы 56,35 . 3,37 1,96 3,87
4 Актинолитовые сланцы 52,36 0,25 2,18 2,52 4,87
5 Антофилл итовые 54,90 0,13 9,14 3,47 4,90
6 сланцы Амфиболиты 49,11 0,98 18,35 3,22 6,33
7 Зеленые сланцы и пор- 45,67 1,69 15,22 3,02 8,10
8 фиритоиды Пироксеновые роговики 50,04 1,58 10,99 3,28 6,83
9 Эклогитовые породы 48,12 2,63 14,23 3,47 10,91
10 гранулитовых и ам- фиболитовых комплек- сов Эклогиты включений 48,36 0,38 17,25 1,69 4,72
11 в базальтах и гиперба- зитах Эклогиты включений 45,39 0,51 18,57 2,78 5,91
12 в кимберлитах Амфиболовые и пирок- 53,35 — 16,28 10 98
сеновые основные
0,02 35,55 2,29 — — 10,13 — 0,61 0,27 —
0,23 8,03 1,00 — 0,31 1,50 — 3,72 5,15 —
— 26,90 2,83 0,01 0,06 4,71 0,21 0,58 0,20 0,17
0,03 22,10 12,21 0,03 0,10 3,11 0,06 1,93 0,33 0,30
— 24,51 1,88 — — 1,34 — 1,41 0,34 —
0,13 6,66 10,64 2,84 0,67 1,14 0,19 1,96 1,43 4,23
0,17 7,43 10,42 2,53 1,04 4,09 0,23 2,68 1,50 2,43
1,0 3,86 19,09 1,04 1,26 1,13 0,21 2,02 2,62 0,83
0,21 6,15 10,99 2,82 0,45 — 0,23 3,14 2,34 6,26
0,13 12,98 12,39 1,71 0,17 — 0,11 2,79 0,49 10,05
0,19 14,53 10,4 1,31 0,48 — 0,96 2,13 0,60 0,27
0,61 5,85 9,50 2,19 0,91 — 0,19 — 1,88 2,40
гнейсы и кварцевые
13 амфиболиты Глиноземистые основ- ные гнейсы (силлима- нитовые, гранатовые, 56,72 1,23 19,78 3,33 6,73 0,07 3,17 2,63 1,83 3,36 1,29 0,73 2,02 3,17 0,54
14 кордиеритовые и др.) Андалузитовые рого- 57,87 0,19 25,82 5,67 3,45 0,20 1,76 0,94 1,22 2,12 1,74 0,13 0,61 5,18 0,58
15 вики Слюдяные основные 58,44 Сл. 27,49 4,87 1,25 Сл. 0,86 0,83 0,64 2,50 3,55 0,11 0,26 7,11 0,26
16 гнейсы Глинистые сланцы 58,19 Сл. 25,07 7,45 0,71 0,23 0,88 0,62 1,36 2,81 3,90 0,17 0,09 9,27 0,48
17 Роговообманковые 63,41 0,58 17,04 1,56 2,04 — 2,20 3,97 4,43 3,31 0,96 0,45 1,30 1,64 . 1,34
18 19 гнейсы Пироксеновые гнейсы Биотит-мусковитовые 66,72 68,28 0,69 13,63 14,81 7, 2,63 61 3,06 0,04 2,21 2,19 4,54 1,15 2,18 3,23 2,87 2,27 0,07 1,43 0,49 0,37 1,16 3,44 2,60 0,76 1,42
20 гнейсы Силлиманитовые 62,46 1,00 20,81 1,32 3,00 — 2,74 0,92 2,26 3,31 1,97 0,27 2,27 1,58 0,68
21 99 гнейсы Слюдяные сланцы Филлиты 66,07 64,86 0,67 0,72 16,97 16,29 3,44 2,16 2,47 3,69 0,12 0,11 1,58 2,17 0,98 1,22 1,43 2,13 3,93 3,20 3,48 3,03 0,32 0,33 0,72 1,70 3,74 2,46 0,36 0,67
- 23 Песчано-глинистые 61,76 0,90 17,66 1,34 5,42 0,12 2,48 1,23 2,24 3,05 2,99 0,30 4,04 2,73 0,73
24 сланцы Биотитовые кварцнто- 70,93 0,49 13,20 2,14 2,40 0,02 2,14 1,76 3,60 2,51 0,80 0,41 1,13 2,12 1,43
25 гнейсы Слюдяные кварцито- 77,52 0,55 8,40 3,28 2,24 — 0,61 1.И 2,15 3,29 o,ei 0,39 0,68 9,04 0,52
гнейсы Порфироиды Гранитогнейсы Гр анат-биот итовые 77,87 0,11 11,40 1,35 0,68 — 0,27 0,37 2,72 4,71 0,68 0,65 0,50 7,27 0,58
• 07 74,30 0,19 13,15 0,75 1,04 0,04 0,49 1,24 4,12 3,68 0,95 0,59 1,39 3,73 1,12
28 72,17 0,55 13,32 0,72 2,94 0,04 2,16 2,64 3,02 2,66 0,51 0,42 4,08 1,69 0,87
29 кварцнтогнейсы Геллефлннты и лептиты 78,04 0,14 11,54 0,80 1,19 0,04 0,75 1,18 3,23 2,25 0,63 0,47 1,48 2,65 1,44
кэ Таблица 169
140 Средний химический состав метапелитов в разных метаморфических зонах, % (Патомское нагорье).
По Б. В. Петрову, В. А. Макрыгину
Порода м * SiO2 Т)О2 Д12О3 SFe2o3 МпО MgO CaO Na2O К2О П. п. п.
Углистые железистые метапелиты I 62,60 1,13 18,60 4,48 0,07 3,24 0,40 1,60 2,52 6,16
анангрской свиты II 62,90 1,32 19,45 6,24 0,10 1,69 0,ЬЗ 0,70 3,89 3,89
III 62,74 1,26 18,25 8,16 0,10 1,87 0,56 0,76 3,49 3,23
IV 65,44 1,15 17,75 8,86 о,п 1,20 0,36 0,47 2,96 2,10
Бурошпатовые метапелиты валю&- I 63,64 0,98 17,10 6,13 0,08 3,71 0,41 1,63 3,12 4,78
тинской свиты II + 16 57,64 0,91 18,00 8,46 0,11 5,7b 0,92 1,45 3,01 4,51
III 61,34 0,94 17,60 7,85 0,10 4,47 1,12 1,40 3,10 3,16
IV 64,23 0,98 17,50 7,31 0,07 3,52 0,60 1,50 3,17 2,62
Светлые метапелиты анангрской I 58,84 1,13 19,28 8,69 0,11 3,79 0,34 1,13 3,00 4,28
СВИТЫ 16+ Па 56,30 1,05 19,90 9,19 0,14 4,27 1,09 1,39 3,20 3,96
Пп 58,24 1,П 19,45 9,06 0,11 3,99 0,74 1,00 3,20 4,14
III + IV 61,00 1,04 18,00 8,46 0,13 4,01 1,42 0,95 2,66 3,12
Метапелиты баллаганахской свиты I 60,74 0,79 19,60 7,89 0,12 3,25 0,55 1,33 3,54 4,79
П+ 16 59,00 0,88 20,50 7,85 0,15 3,81 0,81 1,70 3,12 4,24
Пп 58,70 0,85 21,24 7,53 0,13 3,28 0,69 1,32 3,72 4,36
Метапелиты валюхтинской свиты 16+ Па 62,24 1,06 17,13 7,48 0,12 3,95 0,46 1,94 3,35 3,94
1х 60,50 1,02 18,53 7,15 0,12 3,67 0,43 1,89 3,48 4,62
1с 58,10 1,17 19,70 6,81 0,13 4,63 0,48 1,74 3,80 5,00
1х 61,79 1,11 18,50 6,56 0,13 3,37 0,39 1,78 3,34 4,52
16 + Па 58,40 1,21 19,48 7,65 0,15 3,67 0,49 2,03 3,85 4,56
Высокоглиноземистые метапелиты I 47,82 1,26 30,30 12,20 о.н 1,17 0,21 1,33 1,86 1,85
пурпольской свиты 16+ II 49,50 1,15 28,90 13,37 0,15 0,58 0,31 1,07 2,02 3,31
Ша 50,54 1,16 32,00 11,63 0,20 0,41 0,32 0,48 1,07 1,75
Шб 50,90 1,20 28,60 11,35 0,16 0,77 0,42 0,52 1,89 1,68
• М— метаморфические зоны здесь и в других таблицах: I —зеленосланцевая, 16 — бнотит-хлорит-мусковнтовая; 1с сернцнт-хлорн-
товая, 1х — хлорит-хлорнтондная; II—эпндот-амфнболнтовая, Па — альманднн-хлорнт-альбнтовая; Пп альмаиднн-хлорнт-олнгоклазо-
вая; III—ставролнт-альмандниовая, Illa — ставролит-хлоритондная, IПб — ставролнтовая; IV — кианит- или снлнманнт-мусковнтовая.
Таблица 170 Химический состав (в %) и содержания ред1 Белой Выемки, Шарыжалгай, Прибайкалы [их элементов (в г/т) в карбонатных юродах ультраметаморфического этапа
По Ф. А. Летникову и др.
—. — Мигматитовая стадия Магматическая стадия
Оксиды 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11
SiO2 TiO2 А12О3 Fe2O3 FeO MnO MgO CaO Na2O K2O P2O5 CO2 П. n. n. Сумма Ba Sr Ce У Cr V Co Sc В Sn Zr 2,19 H.o. 0,27 0,30 0,01 21,56 30,28 0,10 0,06 0,02 44,93 He опр. 99,72 24 27 8 .. 44,74 0,35 8,25 1,96 0,80 0,05 14,76 24,71 0,26 0,11 0,08 3,61 0,08 99,76 42 83 130 16 27 34 4,7 4,8 37 2,4 155 50,04 0,05 1,13 0,44 0,07 Сл. 18,67 25,49 0,17 0,07 0,01 3,78 0,18 100,10 44 39 28 0,7 И 6 <1 <1 13 2,2 16 44,66 0,16 8,59 0,58 0,01 12,30 21,20 2,58 2,15 Сл. 7,45 99,68 60 30 25 0,5 2,2 24 <1 0,7 18 2,5 70 36,44 0,16 7,70 0,03 0,93 0,02 34,46 7,30 4,00 1,92 0,02 7,30 0,42 100,28 66 30 <1 22 1,0 1,0 45,03 2,34 10,68 3,09 0,36 0,06 15,12 21,00 0,27 1,04 0,27 0,96 100,22 2700 630 190 44 16 450 32 27 9,5 7,2 170 45,61 0,40 10,23 3,33 0,29 0,07 15,50 22,58 0,23 0,13 0,09 Не опр 1,17 99,83 58 73 73 17,2 14 38 7,5 8,3 49 9,05 349 50,33 0,12 2,51 1,09 0,33 0,01 17,64 23,60 0,46 0,32 0,06 2,89 0,17 99,53 51 53 44 8,2 12 24 4,2 3,5 41 5,3 132 47,85 0,10 15,57 0,36 Сл. 9,32 13,30 4,91 4,31 0,25 3,19 0,20 99,36 405 79 • 35 1,5 5,5 18 1,0 2,5 16 3,6 250 66,63 0,20 15,54 1,27 0,07 0,05 0,38 2,10 3,04 10,11 0,07 Не опр. 0,74 100,20 4000 380 250 17 9,3 22 1,5 4,7 12 0,8 30 61,98 н.о. 16,60 0,70 0,54 0,02 1,51 2,80 1,92 12,28 0,19 0,80 1,02 100,36 5500 330 НО 5,5 6,5 13 2,8 6 14,5 2,3 45
шпннель-пнроксеновый
5 — нефелнн-кальцнт-форстернтовая порода; 6 — апосланцевыи -
1мн (10) и во внутренних частях пластов доломитовых мраморов (II).
Примечание,
калншпат- пироксеновая
10—11 - .....- - -----
скарн; 3,8 —диопсидовый скарн; 4,9—нефелин-
6 — апосланцевый — шпннель-фассантовый скарн;
— доломитовый мрамор; 2,7 —
nidL-nnpu^.cnuuu.. порода, . • „ „„
— сиениты в контакте со сланцами (10) и во ... _
g Таблица 171
Средние составы метабазитов из различных толщ Сибири, %.
По Н. Л. Добре цову и др.
Компоненты 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11
SiOg 50,30 52,89 49,64 47,71 43,14 47,58 45,96 50,93 . 47,17 47,78 45,53
тю2 1,38 1,94* 1,59 2,89 2,89 0,85 1,24 1,66 1,43 0,36 1,58
А12О2 11,44 17,43 15,62 15,43 14,68 16,81 15,70 13,26 16,28 15,08 14,11
2 FeO 11,01 7,77 9,19 12,88 16,91 12,35 10,37 13,53 13,29 7,6 12,06
MnO 0,23 0,18 0,17 0,22 0,18 0,15 0,17 0,19 0,19 0,14 0,18
MgO 12,73 7,11 8,36 5,68 7,14 9,07 6,97 6,41 6,67 12,91 6,82
CaO 3,12 8,98 9,97 7,77 10,78 10,95 11,63 9,44 8,35 11,83 9,72
Na2O 7,06 1,78 2,15 3,19 2,48 2,30 2,25 2,33 2,62 1,16 2,30
К2О 0,14 0,37 0,57 1,05 0,29 0,40 0,63 0,32 0,64 0,67 0,50
Р2О6 — 0,18 0,26 0,55 0,19 — — 0,10 0,30 — —
н2о 1,78 0,34 0,17 0,10 1,17 — — 0,10 0,15 — —
П. п. п. 0,14 1,01 1,76 2,37 0,96 — + 2,3 + 2,47 + 1 +
Пр к меч ан не. 1 — амфиболиты чуйской серии (1); 2 — амфиболиты вмещающей толщи Чайского плутона{5): 3 — амфиболнзирован-
нь®® га*бро н габбронорнты Чайского плутона (17); 4—метагаббро Тонкого мыса (6); 5—7—породы Холоднннского рудного поля: 5 —
габбродиабазы (9), 6 — габбронорнты н габбро (15), 7—амфнболнзированные габбронды (13); 8—9 — ортоамфнболнты олокнтской серии (3,
5); 10 олнвин-перндотнты троктолитовой формации (Йоко-Довыреи) (19); 11 —базальтоиды сыннырской свнты (18). В скобках указано число
Таблица 172
Средний химический состав чарнокитоидов умеренных (1), повышенных (2) и высоких (3) давлений, %.
По В. М. Шемякину
Компоненты I 2 3 3
Ннмнырскнй блок Алданского массива Тнмптоно-Учурскнй блок Алданского массива Украинский кристалличе- ский массив Сутамскнй блок Алданского массива
ЧМ ПАВЧ ПАЛЧ ЧМ ПАВЧ ПАЛЧ ЧМ ПАВЧ ПАЛЧ ЧМ ПАВЧ ПАЛЧ
SiO2 63,45 68,27 69,74 67,29 67,32 67,29 66,47 66,99 65,17 69,93 66,02 66,48
ТЮ2 0,77 0,39 0,17 0,41 0,51 0,37 0,41 0,33 0,37 0,35 0,57 0,21
А120з 15,33 14,48 15,02 15,20 15,69 16,15 15,59 16,49 17,11 15,02 15,67 16,64
Fe2O3 1,66 1,56 0,55 1,33 1,26 1.01 1,58 1,55 0,76 0,82 1,37 1,11
FeO 4,53 1,95 1,76 2,92 2,69 1,96 3,39 2,32 2,92 2,00 2,57 1,77
MnO 0,11 0,05 0,04 0,06 0,05 0,05 0,06 0,06 0,01 0,03 0,05 0,04
MgO 2,55 1,41 0,82 1,56 1,31 0,94 1,88 1,10 0,91 1,68 2,06 1,33
CaO 4,88 3,05 1,23 3,48 3,46 2,96 3,72 3,17 3,65 2,81 4,40 3,98
Na2O 3,75 4,11 3,49 3,45 3,47 3,65 3,52 3,90 4,05 3,68 3,77 3,84
K2O 2,11 3,42 6,33 3,55 3,56 4,37 2,41 3,27 3,76 2,86 1,76 3,19
Число анализов 8 15 3 17 44 6 36 32 5 14 9 8
Примечание. ЧМ — чарнокнт-мнгматнты, ПАВЧ — постмнгматнтовые автохтонные чарнокнтонды, ПАЛЧ — постмнгматитовые
аллохтонные чарнокнтонды.
Т а б л и ц а 173
Химический состав углеродистых верхнепротерозойских миогеосинклинальных
алевросланцев, в различной степени подверженных метаморфогенно-
метасоматическим изменениям, %.
По В. А. Буряку
Компоненты i Исходные регио- нально-метамор- фнзованные неизмененные Подверженные раннеметаморфи- ческим изменениям с Метаморфогенно-гндротер- мальноизмененные.
отдельное рудное поле в целом по району отдельное рудное поле в целом по району слабонзме- ненные умеренно- измененные ннтенсивно- измененные
SiOg 62,61 63,42 61,86 61,82 62,53 61,65 56,21
ТЮ2 1,14 1,07 1,17 1,13 1,25 1,17 1,03
А1аО3 17,55 71,59 17,60 17,63 17,42 18,09 16,98
FeaO3 + FeO 5,75 6,06 6,05 6,16 6,99 6,78 6,40
MnO 0,05 0,05 0,05 0,05 0,035 0,06 0,11
MgO 2,38 2,71 1,91 1,97 1,84 1,14 3,30
CaO 0,28 0,49 0,40 0,43 0,26 0,51 1,50
Na2O 1,72 1,74 1,80 1,70 1,93 1,89 2,01
K2O 2,96 3,02 3,20 3,16 3,10 3,22 2,94
p2o5 0,10 0,10 0,12 0,11 0,11 0,13 0,12
П.п.п. 4,95 3,28 5,50 5,49 4,20 5,02 9,20
2 99,49 99,53 99,62 99,65 99,67 99,66 99,80
CO2 0,21 0,13 0,37 0,39 1,17 1,01 4,29
Наиболее древние участки земной коры, известные в настоя-
щее время, обнаружены в Западной Гренландии в районе Исуа.
Их возраст установлен 3,8 млрд. лет. Они представлены слан-
цами, гнейсами, гранитами, полосчатыми железистыми квар-
цитами. Химический состав некоторых пород этого района при-
веден в табл.174—176.
Химический состав менее древних пород, слагающих ком-
плекс фундамента Состочно-Европейской платформы, показан
в табл. 177, 178.
МЕТАМОРФИЧЕСКИЕ ПОРОДЫ РАЗНЫХ РАЙОНОВ СССР
Метаморфические породы — типичные представители форма-
ций докембрия. Они обнажаются на обширных территориях
СССР, слагая докембрийские щиты: Балтийский, Украинский,
Алданский, Анабарский, либо составляют материал фундамента
Русской и Сибирской платформ. В табл. 179—188 приведены ре-
зультаты многочисленных химических анализов, выполненных
для метаморфических пород Балтийского щита (Северное При-
236
\
Та б л н ц а 174
Химический состав древнейших метаосадочных пород; район Исуа,
Гренландия, %.
По\Я- Аллерту
Компоненты 1 2 3 4 5
SiO2 46,72 57,75 55,10 47,40 52,68
ТЮ2 1,50 1,97 0,60 1,31 1,22
А12О3 21,08 21,31 16,69 14,41 13,02
FejOa 4,94 3,99 7,33 . 2,09 2,53
FeO 11,57 5,86 9,56 11,76 11,42
MnO 0,18 0,11 0,31 0,27 0,23 -
MgO 2,67 1,60 3,23 3,52 5,35
CaO 1,39 1,20 1,36 7,50 4,94
Na2O 0,55 1,04 1,80 0,48 1,06
K2O 5,86 2,99 2,45 4,60 3,89
p2o5 0,22 0,12 0,09 0,22 0,18
CO2 — — — 4,90 2,05
H2O+ 2,05 1,66 1,26 1,18 1,08
Сумма 98,73 99,60 99,78 99,64 99,65
Примечание. 1 — турмалннсодержащне граиат-мусковит-бнотитовые- сланцы;
2 — граиат-ставролитовые сланцы; 3—гранат-ставролит-бнотитовые сланцы (графитсо-
держащие); 4 — гранат-биотнтовые сланцы (черные и карбонатсодержащие); 5—роговоб-
маиково-бнотнтовые сланцы (темноокращениые).
Т а б л и ц а 175
Химический состав древнейших метавулканитов; район Исуа, Гренландия, %.
По Я- Аллорту
Компо- ненты Метавулканнческне породы» кислые до средних Амфибол- альбнт-хлори- товые сланцы (2)
Амфиболиты (2) Основная масса (3) Фрагменты (3)
SiO2 51,32 49,88 49,63 61,07 67,73 52,42 69,47 70,30 49,39 47,97
TiO2 1,31 0,90 0,28 0,55 0,47 0,35 0,50 0,45 0;33 0,28
A12O3 13,84 13,21 8,18 12,86 15,14 9,44 15,31 14,12 17,40 14,72
FeaOg 3,01 2,80 0,97 0,93 0,80 0,64 0,52 0,71 1,41
FeO 11,05 10,30 4,25 3,94 3,05 4,49 2,14 0,98 8,08 8,68
MnO 0,23 0,29 0,48 0,17 0,07 0,43 0,06 0,06 0,24 0,22
MgO 4,38 /8,20 5,39 2,68 1,77 4,69 1,25 1,18 11,65 15,95
CaO 10,53 10,83 12,66 5,02 5,88 11,32 3,17 1,22 7,98 6,35
Na2O 2,08 2,13 0,04 0,19 2,43 0,00 3,14 0,13 0,69 1,03
K2O 0,38 0,49 4,09 7,05 1,67 4,24 2,34 8,09 0,16 0,11
p2o5 0,18 0,16 0,21 0,22 0,18 0,22 0,14 0,13 0,17 0,13
co2 12,20 3,55 10,10 1,10
H2O+ 0,84 1,06 0,92 1,00 0,89 0,92 0,86 1,10 3,28 2,67
Сумма 99,15 100,25 99,30 99,23 99,29 99,42 99,02 99,38 100,03 99,52
Примечание. В скобках указано число образцов.
237
Таблица! 76 /
Средние химические составы архейских амфиболитов Гренландии и Канады
в сопоставлении с океаническими и островодужными толеитами, %. !
По Дж. Риваленти <
Компоненты 1 2 3 4 5 6 7
SiO2 49,50 47,61 50,16 51,05 48,9 49,3—50,5 45—70
TiOa 1.12 0,98 1,10 1,03 1,06 1,4—2,4 0,5—1,5
А12О3 14,43 14,65 14,53 14,13 14,5 14,6—17,0 14—19
FejOy 3,24 2,73 2,55 4,23 2,14 0,9—3,2 1,6—8,8
FeO 8,39 8,94 10,27 8,04 9,03 6,8—9,7 1,8—7,0
MnO 0,20 0,20 0,21 0,20 0,21 0,13—0,20 • 0,12—0,23
MgO 6,90 7,00 6,72 7,63 6,27 7,1—8,6 0,6—6,7
CaO 10,55 11,71 10,48 8,95 8,74 10,6—11,7 2,6—11,7
Na2O 2,78 3,31 1,92 2,55 2,51 2,2—2,8 2,4—6,7
K2O 0,46 0,54 0,36 1,03 0,45 0,12—0,53 0,4—1,2
РД 0,14 0,10 0,04 0,25 0,07 0,15—0,26 0,06—0,58
H2O+ 1,37 1,03 1,32 3,34 0,32—0,79 1,7—4,3
Cr 366 342 242 310 296—400 2—50
Ni 141 123 83 217 97—170 6—30
Rb 11 11 0,2—5 3—10
Sr 121 122 70—130 100—200
Zr 80 62 95—115 54—103
Ba 20 15 140 14—66 50—279
CaO/AlaO3 0,73 0,80 0,72 0,70 0,60 0,69—0,73 0,21—0,74
Г ^общ/ (Ь еОобщ+ 4- MgO) 0,62 0,62 0,65 0,61 0,64 0,54—0,61 0,59—0,84
N a2O/K2O 6,04 6,13 5,33 2,48 5,58 4—24 3—6
Примечание. 1 — среднее нз 22 образцов толеитовых амфиболитов района Фнс-
кенессет; 2*— среднее нз 22 анализов амфиболитов состава щелочных олнвнновых ба-
зальтов района Фискенессет; 3 — среднее нз 23 образцов толентовых амфиболитов
района Фредериксхоб; 4 — среднее из 54 образцов толеитовых амфиболитов района
Нерня; 5 — среднее нз 162 образцов архейских амфиболитов Канады; 6 — пределы кон-
центраций в океанических базальтах; 7 — пределы концентраций в островодужных то-
леитах.
Т а б л и ц а 177
Среднее содержание петрбгенных элементов (в %) и элементов-прнмесей (в г/т)
в эндербит-плагиогнейсовых комплексах архейского фундамента
Восточно-Европейской платформы и расчетный состав континентальной
протокоры. По Л. Н. Овчинникову, А. А. Кременецкому
Компоненты Глубокие и сверхглубокие скважины Континентальная протокора (расчетный состав)
СГ-3 20 000 2000 663
SiO2 67,27 66,68 66,23 66,16 66,10
TiO2 0,43 0,59 0,51 0,58 0,50
AI2O3 16,77 15,91 16,71 15,30 16,20
238
родол женпе табл. 177
Компоненты Глубокие и сверхглубокие скважины Континентальная протокора (расчетный состав)
сг-з 20 000 2000 663
FejOi 0,75 1,24 1,27 1,94 0,00
FeO 1 3,33 5,28 2,90 4,60 4,50
MnO 0,04 0,07 0,07 0,06 0,08
MgO ’ 1,68 1,79 1,88 . 2,10 2,20
CaO । 2,35 3,12 4,32 4,91 5,10
Na2O 4,73 3,02 4,47 3,19 4,70
K2O 2,58 2,18 1,50 1,05 0,62
p2oB 0,07 0,12 — 0,16 0,10
Lia 21,7 16,0 — 14,0 10.0
Rba 81,2 48,0 — 3,0 2,0
C^6 2,5 2,5 — 0,7 0,5
SrB 180,6 180,0 — 200,0 220,0
BaB 426,4 400,0 — 260,0 150,0
BB 7,8 13,0 — 17,0 25,0
Sc6 5,6 7,0 — 4,0 3,0
GaB 28,0 20,0 — 20,0 15,0
La6 24,9 — — 13,0 10,0
Ce6 46,3 — — 21,0 15,0
Nd6 15,2 — — — 8,0
Sm6 2,5 — — 2,2 2,0
Eu6 0,8 — — 0,8 0,8
Tb6 0,3 — — 0,3 0,3
Yb6 0,7 — — 1,0 1,5
Lu6 0,1 — — 0,1 0,1
Th6 7,9 — — 0,4 0,1
U6 4,3 — — 0,6 0,3
Zr6 86,0 55,0 — 30,0 20,0
Hf6 3,7 — — 2,1 1,5
Nb6 3,3 4,0 — 6,5 8,0
Ta6 0,3 — — 0,1 0,05
FB 341,6 — — 230,0 200,0
CuB 30,5 23,0 — 34,0 35,0
Zn” 78,0 80,0 — 90,0 100,0
PbB 24,4 24,5 — 17,0 15,0
VB 52,3 57,0 — 76,0 80,0
CrB 71,0 20,0 — 50,0 60,0
CoB 8,9 10,0 — 17,0 20,0
NiB 29,1 20,0 25,0 30,0
Примечание. Определения элементов-примесей выполнены в ИМГРЭ мето-
дом фотометрии пламени с индексом (а), иейтрОнно-актнвацнонного с индексом (б)
и количественного спектрального с индексом (в) анализов. Прочерк — содержание вс
определялось.
239
Примечание. 1—среднее из 14 анализов амфиболитов, пояс Хант-Ривер; 2 —среднее из 6 анализов амфиболитов, район Саг-
лек; 3 —среднее из 6 анализов диопсидовых амфиболитов, пояс Хаит-Ривер; 4 — среднее из 4 анализов гранатовых амфиболитов пояс
Хаит-Ривер; 5 —среднее из 10 анализов океанических толеитов; 6 — среднее из 98 анализов океанических толеитов; 7 —среднее из 86
анализов метабазальтов и пород ультраосиовиого — основного комплекса. Норсмеи, Западная Австралия; 8-—среднее из 45 анализов
метабазальтов и пород известково-щелочного комплекса, провинция оз. Верхнего; 9 — средний базальт толеитовых серий~пстрадцых дуг
240
мадожье, Северная Карелия), докембрийского (дорифейского)
Фундамента Русской платформы, для метаморфизованных пород
Сибири — Таймыра, Патомского иагорья и Прибайкалья. При-
ведены данные по содержанию редких элементов, которые полу-
чены для отдельных зон метаморфизма в районе Патомского на-
горья.
Таблица 179
Химический состав (в %) метаморфизованных карбонатных пород верхнего
карбонатного горизонта пнткнрантско-ятулнйскон серин докембрия
(Северное Прнладожье). По А. А. Предовскому и др.
Компо- ненты 1 2 3 4 5 6 7 8 9
SiO2 13,76 Н,1 19,7 16,33 7,76 21,50 15,32 12,24 38,43
TiO2 0,09 0,24 0,04 0,21 0,18 0,74 0,16 0,19 0,57
Al2Og 0,74 2,37 2,57 2,33 1,33 8,06 1,55 1,64 5,59
Сг20з Сл. 0,02 0,004 Нет Сл. 0,006 0,001 0,001 —
v2o5 Нет 0,005 0,005 Сл. » 0,03 0,02 0,04 —
Р2О6 0,14 0,05 0,09 0,18 1,64 Ъ,07 1,09 5,38 —
РегОз 0,12 0,52 0,11 0,91 0,48 0,52 0,85 2,11 1,57
FeO 1,91 1,50 0,49 0,28 0,72 2,79 0,43 5,17 3,55
МпО 0,06 0,05 0,02 0,08 0,005 0,07 0,03 0,04 0,10
СаО 28,97 46,03 29,56 41,13 34,35 36,61 39,05 39,95 24,40
MgO 18,87 2,32 16,72 1,12 14,07 3,48 8,06 6,55 13,02
ВаО 0,09 0,56 0,01 0,02 0,18 0,45 0,19 0,02 0,07
Na2O 0,06 0,40 0,08 0,20 0,16 0,74 0,08 0,09 0,54
К2О 0,23 0,24 0,24 0,70 0,58 0,80 0,50 0,48 0,78
П. п. п. 34,84 35,01 30,14 33,63 37,84 24,43 29,84 21,23 8,88
Сумма 99,88 99,53 99,78 97,13 99,34 100,29 97,17 87,21 99,32
$общ (на SO3) 0,03 3,26 0,01 0,92 0,13 0,25 0,83 5,93 1,26
со2 34,51 39,42 26,72 31,66 37,67 23,47 29,71 20,13 7,60
Н2Огнгр 0,06 0,82 0,20 0,05 Нет 0,92 0,16 Нет 0,22
Примечание. 1—5 — мраморы, 6—8 — кальцнфнры, 9 — скарны. То же для
табл. 180.
241
л
У Таблица 180
к>
Химический состав (в %) метаморфизованных карбонатных пород нижнего карбонатного горизонта
питкярантско-ятулийской серии докембрия (Северное Приладожье). По А. А. Предовскому и др.
Компоненты 1 w 2- 3 4 5 6 7 8 9
SiO2 37,91 21,58 8,1 14,7 22,34 47,75 54,84 19,42 46,14
TiO, 0,28 0,94 0,06 0,04 0,12 0,36 0,15 0,08 0,07
А1гбз 8,91 2,79 1,80 1,40 2,92 8,92 3,74 1,22 0,38
Сг,О3 0,004 0,009 0,004 0,004 0,004 0,005 0,008 Сл. Сл.
v2b5 Сл. 0,08 0,005 0,005 0,09 Сл. Сл. » 0,01
Р2О5 0,13 0,04 0,08 0,06 0,17 0,34 0,04 0,39 0,04
Fe2O3 0,73 0,25 0,19 0,18 0,93 1,00 0,65 0,16 1,23
FeO 1,44 2,51 0,99 0,71 1,08 2,58 1,44 0,71 9,41
MnO 0,04 0,14 0,63 0,30 0,12 0,08 0,10 0,06 0,22
CaO 14,13 25,64 47,15 26,43 34,94 18,51 11,60 38,50 19,66
MgO 13,15 12,60 1,78 17,16 5,84 14,42 23,02 9,64 15,5
BaO He обн. 0,02 0,01 0,01 0,01 0,04 0,01 0,22 0,17
Na2O 0,06 0,08 0,15 0,04 0,42 . 0,42 0,20 0,12 0,12
K2O П. n. n. 1,88 0,72 0,24 0,24 0,84 1,08 0,30 0,50 0,08
21,08 32,57 38,86 38,85 29,94 4,15 3,82 28,48 4,65
Сумма 99,67 99,97 100,05 100,13 99,76 99,65 99,91 99,50 97,68
Сл. 0,01 0,03 0,01 1,19 Сл. 0,06 0,01 4,27
CO, 16,04 31,85 38,25 39,85 26.09 0,33 0,20 24,12 1,19
Н2ОгиГр 0,45 Нет Нет 0,16 0,18 0,17 Нет 0,04 0,18
Таблица 181
Химические составы (в %) метапород хирвинаволокской свиты протерозоя Северной Карелии. По Н. И. Московченко
Оксиды Кварциты, кварцитовндные и кварцево-полевошпатовые сланцы (51* Эпидот- слюди- стый сланец (1) Амфиболиты пебозерского типа (4) Мраморы и каль- цифнры (2) Измененные породы (мета- соматиты) (2)
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14
SiO2 94,24 81,68 75,39 69,44 76,91 59,06 48,88 38,09 52,76 45,18 25,06 4,86 53,48 43,5
Т1О2 — 0,14 0,15 0,15 0,15 0,61 1,61 1,44 0,73 1,20 0,26 0,14 1,43 1,12
A12O3 3,90 9,12 13,44 7,57 5,52 15,93 14,99 15,31 15,93 16,06 5,42 0,90 13,25 20,00
FejOg — 1,04 1,63 0,63 1,16 4,99 1,90 3,60 1,93 1,60 0,65 0,49 1,30 0,95
FeO 0,26 0,36 — 0,30 0,24 2,30 12,53 16,69 8,92 11,52 1,58 1,15 15,40 13,06
MnO — 0,03 0,23 0,04 0,03 0,07 0,04 0,12 0,15 0,20 0,02 0,08 0,06 0,07
MgO 0,21 0,85 1,68 2,23 1,97 4,69 6,66 10,57 6,60 10,47 16,60 4,15 9,28 9,81
CaO 0,33 1,40 0,92 9,82 7,28 4,13 10,36 7,88 5,93 8,28 19,46 49,4 1,64 3,77
Na2O 0,35 2,44 1,42 0,93 0,52 2,27 2,04 0,65 3,66 1,16 0,04 0,01 2,04 0,22
K2O 0,37 2,10 3,32 0,76 0,45 4,36 0,12 1,73 0,95 1,09 1,47 0,01 0,25 1,45
H2O 0,05 0,08 0,15 0,17 0,20 0,04 — 0,17 0,16 0,22 0,24 0,02 0,04 0,10
П. n. n. 0,42 0,86 1,74 7,49 5,28 1,18 1,16 3,91 2,05 2,64 29,00 38,96 1,64 5,45
Сумма 100,13 100,10 100,07 99,53 99,71 99,63 100,29 100,16 99,77 99,62 99,80 100,17 99,81 99,5
* В скобках указано число образцов.
W __________
5
к> Таблица 182
* Средний химический состав (в %> главнейших типов дорифейского фундамента Волго-Уральской „нефтегазоносной провинции.
По Г. А. Лапинской и др.
Компоненты 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14
SiO2 50,95 50,53 62,10 59,20 49,92 59,79 65,56 69,58 43,91 61,63 64,47 69,87 70,00 70,31
ТЮ2 1,19 1,0(1* 0,73 0,77 1,31 0,54 0,60 0,41 0,45 0,65 0,58 0,31 0,28 0,22
А12О3 14,80 14,63 15,33 15,03 14,49 17,83 15,67 15,16 5,26 15,75 15,55 15,40 14,00 14,46
Fe2O3 3,46 3,71 1,98 3,50 4,21 1,69 1,31 1,04 7,56 1,77 1,72 1,15 1,00 0,56
FeO 9,49 8,24 5,38 4,48 9,68 4,58 4,39 3,49 9,06 5,18 3,78 2,23 2,00 2,20
MnO 0,16 0,20 0,08 0,27 0,14 0,07 0,08 0,05 0,18 0,09 0,07 0,04 0,05 0,03
MgO 5,86 6,79 3,06 3,53 6,14 3,01 1,87 1,17 20,99 2,62 2,24 1,10 0,83 0,86
CaO 8,46 8,43 4,91 6,24 9,35 6,68 4,25 2,34 4,92 5,40 4,17 3,04 2,00 1,70
Na2O 2,46 2,57 2,97 3,43 2,23 3,18 3,43 2,90 0,60 3,51 3,60 3,91 3,00 2,35
K2O 0,90 1,31 1,68 1,74 0,64 1,12 1,53 3,99 0,26 1,38 2,21 1,78 3,00 6,17
P2O5 0,26 0,15 0,18 0,20 0,18 0,22 0,21 0,12 0,13 0,21 0,23 0,11 о,н 0,18
Число анализов 57 50 72 29 97 46 334 66 24 38 61 138 48 64
Процент вскры- тия 3,4 7,8 0,8 2,2 7,2 2,4 16,2 2,8 0,2 2,5 4,6 17,1 2,2 5,9
Продолжение табл. 182
Компоненты 15 16 17 18 19 20 21 22 23 24 25 26 27 28 29
SiO2 63,47 66,45 53,68 69,42 70,86 70,05 68,15 55,82 48,32 59,55 61,90 48,16 55,81 45,10 58,86
TiO2 0,64 0,57 0,68 0,41 0,36 0,27 0,54 1,00 0,96 1,54 0,71 0,94 1,00 0,35 0,62
А12О3 16,84 15,59 8,57 14,37 14,01 13,27 16,32 14,02 13,91 16,18 16,30 13,93 14,02 5,80 16,83
FejOa 1,23 1,70 8,61 1,07 1,03 0,81 . 1,48 2,09 4,29 1,14 0,62 7,37 2,08 5,39 0,73
FeO 6,30 3,13 19,71 4,40 3,35 2,63 2,93 9,17 10,53 7,30 0,82 10,37 9,16 5,14 6,64
MnO 0,07 0,04 0,20 0,07 0,06 0,04 0,03 0,16 0,14 0,12 0,07 0,10 0,16 0,17 0,32
MgO 2,76 1,99 2,10 1,36 1,15 0,98 1,92 4,57 7,12 4,30 5,00 7,49 4,15 25,83 2,44
CaO 1,76 2,69 3,23 2,80 2,25 1,47 1,45 6,48 10,67 2,41 1,44 10,86 6,44 5,45 9,12
NajO 1,93 2,88 0,70 3,43 2,81 2,46 2,32 3,17 1,92 5,12 1,14 1,66 3,17 0,48 0,43
K2O 2,95 2,82 0,56 1,58 3,03 5,52 3,82 1,47 0,42 0,55 3,62 0,32 1,47 0,12 1,25
P3O5 0,05 0,13 0,30 0,11 0,07 0,09 0,09 0,16 0,12 0,39 0,06 0,17 0,16 0,07 0,10
Числр анализов 183 27 И 60 34 52 14 9 4 2 1 • 3 9 12 1
Процент вскры- тия 10,7 1,1 0,5 2,1 1,2 3,1 0,8 0,1 0,1 0,06 0’06 0,09 0,06 0,06 0,06
Примечание. 1—двупироксеновые и гиперстеновые кристаллосланцы; 2—амфиболиты; 3 — амфнбол-пнроксеновые гнейсы; 4 —
оиотнт-амфиболовые гнейсы; 5 — габбронорнты; 6 — анортозиты; 7 — эндербнты; 8 — чарнокнты; 9 — перидотиты, пироксениты; 10 — диориты;
Н гранодиориты; 12 — плагиограниты; 13 — граниты; 14 — микроклиновые и микропертитовые граниты; 15 — биотит-гранат-силлнманит-кор-
диеритовые кристаллосланцы и плагиогнейсы; 16 — биотитовые. плагиогнейсы; 17 — эулнзнты, железистые кварциты; 18 — плагиограниты
с гранатом 19- граниты с гранатом; 20—микроклиновые и микропертитовые граниты с гранатом; 21—калишпатовые гранулиты; 22 —
оиотнт-амфиболовые кристаллосланцы; 23 — амфиболовые кристаллосланцы; 24 — бнотит-жедрнтовые кристаллосланцы; 25 — кнанит-гра-
нат-мусковит-биотнтовые кристаллосланцы; 26 — метаандезнто-базальты; 27 — амфиболовые кристаллосланцы; 28 — метакоматннты; 29 —
биотит-амфиболовые сланцы.
& Химический состав (в %) метатеррнгенных пород докембрийских ритмичнослонстых толщ Таймыра. По А. И. Забияке
Номер ан&ряза SiO2 TiO2 AI2O3 Fe.p, FeO MnO MgO CaO Na2O K2O P2OS П. n.n. Сумма
1 49 43 1,27 22,99 0,50 8,37 0,11 5,57 1,48 1,39 4,49 0,11 2,99 98,70
2 48 50 1,02 22,90 0,82 9,20 0,15 6,90 1,05 1,17 4,13 0,16 4,00 100,00
3 5900 0,99 18,22 0,91 8,84 0,12 4,05 0,99 1,94 2,57 0,10 2,77 100,50
4 52 66 6,99 19,06 2,17 7,97 0,09 7,82 0,53 1,03 3,13 0,07 5,00 100,52
5 49 86 1,22 9 22,07 1,56 9,24 0,12 5,05 0,88 1,36 4,16 0,09 4,87 100,48
6 53 50 1,22 21,06 2,11 7,16 0,10 4,00 0,65 1,89 3,69 0,09 5,02 100,49
7 52 63 1'33 24,25 2,18 5,29 0,08 3,26 0,36 1,56 5,14 0,11 4,24 100,43
g 49 63 1,11 24,33 0,83 8,91 0,13 3,26 1,26 2,23 2,94 0,20 4,20 99,08
9 50 66 1,22 22,23 1,80 9,24 0,14 4,86 0,84 1,34 3,74 0,18 4,00 100,25
10 47 40 1'06 25,05 1,44 9,04 0,08 5,28 0,40 1,28 4,09 0,16 4,87 15
[ I 57 63 1,06 21,05 0,59 6,43 0,07 3,31 0,44 0,61 4,52 0,09 4,20 100,00
12 59 03 0,78 18,24 1,10 7,64 0,07 4,35 0,95 1,82 2,79 0,11 3,40 100,28
13 45,30 0,99 23,49 1,86 9,77 0,16 5,52 0,65 1,48 4,14 0,10 5,53 98,99
Таблица 184
Средний химический состав (в %) метавулканнтов докембрии Таймыра. По А. И. Забияке
Формация SiO2 TiO2 А12О3 Fe2O3 FeO MnO MgO CaO Na2O K2O П. n. n. Сумма Чйсло проб
Верхиелаптевская базальтовая Нижиелаптевская липаритовая Проичищевская базальт-аидезитовая Верхиеоктябрьская кварц-кер атофи- 51,47 74,30 56,20 67,80 1,03 0,25 1,05 0,39 16,05 12,57 14,74 12,47 5,04 1,80 3,75 2,73 6,31 2,45 6,07 4,65 0,18 0,20 0,17 0,06 4,71 0,38 3,82 1,66 5,65 0,63 6,27 1,34 3,65 3,18 3,11 3,48 0,99 3,95 0,86 3,49 3,92 0,33 3,78 2,15 99,00 100,04 99,82 100,22 19 7 22 11
ровая Симсовская метатерригеииая Городковская метабазитовая 48,86 54,61 1,39 1,36 13,94 15,31 3,72 2,42 8,71 8,90 0,20 0,15 6,50 4,38 9,60 7,01 2,87 2,66 0,53 1,05 3,71 2,49 100,03 100,34 10 13
Таблица 185
Средний химический состав (в %) некоторых разновидностей пород в различных метаморфических зонах
(Патомское нвгорье). П о Б. В. Петрову, В. А. Мокрые иной
Порода SiO2 TiO2 А12Оз SFCgOg MnO MgO CaO Na,O K2O , ^П. n. n.
Основные известковистые 59,08 0,83 15,78 5,54 0,13 3,49 1 4,87 1,62 1,50 7,58
туфопесчаннкн аиаигрской 62,94 0,91 13,93 7,63 0,14 4,34 4,47 . 2,59 1,12 1,64
свнты 61,42 0,91 14,58 7,56 0,16 4,45 6,46 2,64 0,21 0,99
Основные туфопесчаники 66,50 0,79 14,90 6,84 0,10 4,55 0,56 2,63 1,07 2,80
аиаигрской свиты 65,55 0,84 16,04 7,37 0,13 3,66 0,72 2,52 1,30 2,90
64,70 0,94 14,24 7,65 0,17 3,96 4,61 2,08 0,40 . 1,14
61,00 0,95 15,65 7,79 0,19 4,46 6,08 2,64 0,37 1,10
Метаднабазы медвежев- 47,11 1,19 15,02 12,20 0,26 8,24 10,37 3,50 0,146 2,70
ской свнты 48,40 0,99 15,48 12,51 0,25 7,02 9,50 3,70 0,131 2,38
49,74 0,67 15,65 11,26 0,25 7,24 11,21 2,48 0,166 1,70
50,30 0,81 16,17 11,79 0,25 7,33 10,13 2,79 0,206 0,89
Известково-силикатные 45,92 0,84 13,11 5,83 0,08 4,27 12,69 1,03 2,43 13,26
породы жуннской свиты 49,18 0,60 12,25 5,29 0,09 4,37 13,31 1,20 2,18' 9,89
46,64 0,95 13,94 6,39 0,09 4,93 13,89 1,05 2,83 8,96
46,06 0,64 12,68 6,63 0,11 4,90 14,90 1,03 2,91 8,54
Известняки жуинской 7,97 0,18 1,97 1,78 0,12 1,86 46,80 0,51 0,30 38,48
СВИТЫ 12,30 0,13 2,26 1,53 0,12 1,66 45,36 0,46 0,25 36,36
10,85 0,16 2,87 1,48 0,09 1,86 45,08 0,47 0,33 36,90
10,20 0,15 3,36 1,57 0,09 1,69 45,02 0,37 0,38 36,58
Олигомиктовые песча- 79,23 0,57 8,50 5,61 0,06; 1,74 0,59 1,32 1,04 1,53
ннкн баллаганахской 77,90 0,52 8,30 5,18 0,06 1,46 2,55 1,34 0,95 2,11
СВНТЫ 77,60 0,52 7,90 3,93 0,05 1,39 2,38 1,57 1,14 2,59
75,85 0,58 9,30 4,25 0,06 1,55 1,95 2,36 1,27 2,53
Таблица 186 1
Содержание редких элементов (в г/т) в метаморфических породах амфиболовой 1
По Б. В. Петрову, В. А. Макрыгиной 1
Порода Li Rb РЬ Ва Sr Zn Sn Sc Се La
Биотитовые гнейсы с ам- 30 76 4 1000 320 35 2,7 Амд 20 Ьибол 74 ито 13
фиболйтом Плагиомигматиты 21 62 2 560 280 30 1,5 12 62 30
Гранитогнейсы 8 54 9 1400 140 35 2,7 2,4 120 54
Биотит-эпидотовые гней- 27 133 11 2800 280 40 1,7 15 74 27 1
сы Плагиомигматит 27 60 10 800 280 30 1,8 7,5 69 30
Калишпатовые мигма- 20 116 9 1900 210 30 1,7 10 87 42
ТИТЫ Диопсид- а мфибол овый 10 29 7 1100 220 55 1,7 15 87 24 1
сланец Плагиомигматиты 13 54 3 2100 160 46 0,9 3 51 27
Калишпатовые мигма- 12 52 6 1450 170 35 1,1 5 53 30
ТИТЫ Базифицированный ела- Н.о. Н.о. 4 190 150 60 1,5 3 44 29
нец Аркозовые гнейсы 17 182 12 1000 250 3 4,2 2,5 105 50
Мигматиты 7 161 30 560 ПО 27 1,8 1,6 76 34
Г ранитогнейсы — 175 16 870 180 25 1,0 1,0 96 41
Биотитовые граниты 30 179 18 1450 270 30 3,1 4,4 130 63
Гранитогнейсы 16 156 8 700 ПО 25 1,1 1 70 23
“Жильный гранит 7 234 12 450 130 27 1,4 1,4 81 24
С Амфиболиты 16 3 15 44 200 95 7,0 Г 30 рану 130 лито 25
Плагиомигматиты 16 23 11 370 310 95 5,0 21 110 35
Гранитогнейсы 16 134 33 690 140 40 1,7 28 95 48
Амфиболитовые гнейсы 23 91 19 1700 760 85 4,0 34 160 60
Плагиомигматиты 21 94 25 3100 870 85 4,8 19 150 87
Мигматиты 21 131 30 2700 840 95 5,5 23 ПО 62
Гранитогнейсы 8 113 26 2600 630 40 3,0 9 83 35
Биотитовые гнейсы 60 132 18 760 180 76 5,5 40 80 28
Плагиомагматиты • 56 109 15 880 320 76 4,5 23 50 30
Мигматиты 45 185 26 3300 420 58 4,0 15 93 65
Гранитогнейсы 37 152 47 1100 230 40 4,0 3 100 67
Гранат-биотитовые гней- 39 105 21 60 250 51 3,8 23 58 38
СЫ Мигматиты 38 119 25 120 320 57 3,5 5 56 45
То же 35 91 18 170 370 55 4,4 4,5 59 50
Гиперстен-биотитовые 37 120 20 520 200 48 4,4 34 55 54
гнейсы Мигматиты 40 106 24 210 ПО 69 3,4 35 87 62
Гранитогнейсы 15 190 46 200 57 20 3,5 5 41 22
Аркозовые гнейсы 22 108 10 1900 180 40 2,9 12 30 16
Мигматиты 23 135 12 80С 200 34 3,5 3 44 21
Г ранитогиейсы 23 236 33 1400 150 48 2,3 5 120 41
248
и гранулитовой фаций и продуктах их гранитизации (Патомское нагорье).
Nb Y Yb 2 Се Со Ni Cr V Си Be и Th
Y + Yb
вая 4 18 кщия 13 2,7 6,7 14,0 79,0 380 300 210 1,25 0,7 1,7
33 24 4,2 4,4 5,5 3,1 12 130 6,9 0,85 Н.о. 1,1
80 94 8,0 2;5 1,0 2,3 9,1 8,1 10,0 0,65 0,4 3,8
27 17 3,3 6,3 18,0 110 160 170 180 2,80 1,8 5,9
27 20 3,5 5,3 8,3 42 НО 140 7,6 0,95 0,8 3,9
31 10 2,0 13,3 5,0 16 74 130 7,9 0,70 1,0 9.0
23 13 2,3 8,8 19,0 48 360 230 30,0 2,00 1,2 4,4
22 12 1,7 7,3 4,0 9,3 60 56 8,2 1,40 1,1 1,9
22 12 1,9 7,5 3,0 8,0 40 40 5,3 1,50 0,5 5,8
19 11 1,8 7,5 6,6 8,5 28 НО 24,0 0,80 0,1 14,8
35 11 1,7 15,0 1,0 1,5 12 18 6,7 2,10 19,5 5,3
34 32 21 8 3,1 0,8 6,0 19,2 1,1 2,5 1,1 1,6 7,4 12 5,7 22 5,7 4,4 1,25 1,20 2,5 14,6
48 12 1,6 17,7 2,6 2,7 19 20 20,0 2,40 1,0 18,5
20 8 1,0 12,5 1,0 2,1 10 9,3 7,0 0,75 0,3 4,1
23 8 1,6 13,3 1,0 1,5 7,2 6,0 8,0 1,10 Н.о. 23,9
вая ф 55 ация 20 1,5 10,0 40 190 440 330 11 1,25 0,5 0,9
52 20 2,4 8,8 12 68 270 150 11 1,10 1,1 1,5
37 11 0,9 15,0 5 4 8 14 9 0,85 13,1 25,0
52 18 2,1 13,5 30 250 530 210 38
85 35 3,0 8,5 14 57 НО 190 34
65 29 3,6 7,3 16 50 130 130 12
41 26 2,9 5,5 4 8 11 52 26
35 17 3,2 7,1 23 300 380 300 67 0,95 3,5 4,3
31 15 2,3 6,4 13 84 200 210 17 1,35 Н.о. 2,1
46 16 2,4 Н,1 3 60 130 100 8 0,55 Н.о. 13,8
37 14 1,5 Н4,6 2 5 8 19 14 0,90 0,2 27,5
35 21 3,3 5,4 17 43 120 210 33 1,20 3,9 9,2
26 5,6 0,8 19,8 6 8 17 44 12 0,65 3,1 5,5
27 4,6 0,7 25,6 6 9 17 46 20 0,80 2,2 6,5
36 17 3,2 7,7 16 68 140 160 27 1,0
41 46 6,6 3,6 8 23 95 61 27 0,8 3,6 12,7
16 16 2,0 4,4 7 5 8 5 7 0,4 10,1 20,6
18 15 2,2 3,7 4 3 8 19 7 0,86 1,8 8,5
21 5 0,7 16,7 7 4 10 18 10 1,10 1,8 6,2
38 15 1,7 12,0 5 2 7 23 8 1,40 3,8 41,4
249
Таблица 187
Химический состав (в %) и редкометалльиая характеристика мигматитов,
базификатов и граиитоидов Шарыжалгая, Прибайкалье.
По Ф. А. Летникову и др.
Плм. T. m. Б Э1 Э11 4 Л/к r. C ;
Компо- ненты n = 12 n = 5 n = 4 n = 8 n = 6 n = 3 n = 13 n = 5 '
SiO2 65,28 68,70 47,09 66,06 67,53 72,86 72,30 65,42
TiO2 0,69 0,62 1,31 0,53 0,53 0,18 0,27 0,66
A12O3 14,96 14,47 13,56 14,38 14,65 ' 13,65 13,79 14,62 1
2,09 1,37 3,19 1,60 1,41 0,91 0,95 1,19
FeO 4,20 3,34 9,81 3,93 4,58 0,90 , 0,79 0,32
MnO 0,08 0,05 0,20 0,07 0,07 0,03 0,02 0,03 ••
MgO 2,38 1,65 8,71 2,57 2,18 0,67 0,44 1,24
CaO 4,53 2,37 10,72 4,58 ' 2,44 1,77 1,68 3,47 J
Na3O 3,88 2,78 2,29 3,42 2,85 3,02 3,03 2,00 ;
K2O 1,32 3,86 1,06 1,52 2,55 5,15 5,555 9,85 1
P«O6 0,14 0,20 0,38 0,11 0,16 0,08 0,12 0,20 ;
П. n. n.. 0,63 0,92 1,33 0,83 0,85 0,56 0,68 0,91
Сумма 100,18 100,33 99,65 99,60 99,80 99,78 99,52 99,91
Co 27 9 34 19 18 4,7 5,3 2,4
Ni 52 24 143 59 51 15 13 5
Cr 87 49 50 11 126 25 15 7
V 127 52 355 85 96 17 36 33 *
Zr 144 24» 159 141 272 113 159 250
Sc 21 6,6 20 17 26 5 4 6
Ba 441 1664 252 534 917 1275 1833 3780
Sr 296 249 145 294 194 283 283 350
Li 17 19 12 13 25 7 7 3
Rb 34 109 17 36 82 96 129 324
Примечание. Плм — плагиомигматиты биотит-роговообманкбвые, иногда с ре’
ликтовым .гиперстеном (за счет основных плагиосланцев); Т. м. — теневые калншпато-
вые мигматиты; Б — баэификаты; Э1—эндербиты; Э11 — эидербиты с гранатом; Ч —
чарнокиты; Л/к г. — лейкократовые граниты; С — сиениты и граносиениты, п — число
проб в выборке.
250
к £ со К без п. п. п. О—’ СО СО сое©’—•со—’соссотг —Г о —Г еч еч СО —1 , —« CO Tf СЧ b- CO CO О *b* b- co CO(^„S о’о’ю’
(I—IV a). гавролитовая со S о» с CJ СО 1 н to +1 1 н СЛЮСОСОЬ-ОООЮСЛО сооо—’соечю^^со —Г о* о* о* о о* о о о о” -н-н-н-н-н-н-н-н-н-н Ь-’^’СЧ’-'tJ’COGtJ’CO — 64 64 ~ со о о? ~ со cf 0 -" оГ Ф Ю —1 —• b- Ю r-cocn Tf 0 CO «сч g 0 ою* co
Я S л X •e* 0. 0 s CO S Альмандин-С’ СП О к СО S без п. п. п. N.Tj’iOOQCOOb-’-’ т*<С0ОЬ»О1Ь»С0’-’Ю —Г О тГ —тГ ei —Г О? СО —1 QQOi CO CO CO "CO b- 0 (N ~ 05 О Old
j разных зонах м без учета пе 1 н to +1 1 н COiOOiCOb*OiQpTt<OiCO —< О Ю -^СО’ —1 rj* —Г о* о о о о о о* о о сосоечтГ’-’рюсососо со ь- ьюсойсчосч со g 0 СЧ —" со СЧ 0 ~Г сч’ о? b- rf Ю 05 CO <N F- - CO »-"i lO — (N 0 co 0'0'10 (N
>ЧНОЙ ТОЛЩИ I к СО без п. п. п. тооосососсчспсо g 0 СЧ СО СО —оГ CO b- (N Ю (N b* Ю CO CO CO co ~ СЛ co О О 10
i-бодайбинской осадс Хлоритов —• 1 н to +1 сотгсечсослюстгсо оот? сч^сч—^со < со -Г о 6 6 д' 6 о о о 6 -н-н-н-н-н-н-н-н-н-н Ь-СОСООО-^СОСОтГСОЮ тг Ь- о 05 СО СО ~ СЧ СЧ Cg О со —СО СЧ О СЧ 3,42 0,26247 0,16730 5,29 288
CO CO CO tr X 4 co f- Химический состав (в %) мамско По В. А. Буряку Компоненты - SiO2 TiO2 А12О3 FejOg FeO MgO CaO ЫааО K2O П. n. n. K2O + NajO (K2q + Na2O)/Al2O3 K2O/A12O3 FeO/FejOs Число использованных анализов
251
Продолжение табл. 188
Примечание. Точность величин указанных содержаний оксидов оценивается средними ошибками их средних арифметических
содержаний: С=х ± ох.
Глава VIII
ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ ПРИРОДНЫХ вод
СВОЙСТВА ВОДЫ, ЕЕ СТРУКТУРА И ПОЛИМОРФИЗМ
Воде принадлежит важнейшая роль в геологической истории
Земли и возникновении жизни, в формировании физической и хи-
мической среды, климата и погоды на нашей планете. Вода —
важнейшее вещество биосферы нашей планеты, и детальное зна-
ние ее свойств необходимо для понимания биогеохимических и
геохимических процессов.
Необычные свойства воды заключены в структуре ее моле-
кулы и в действии кислотно-молекулярных сил, между которыми
возникают водородные связи. Как показано на рис. 21, два по-
ложительно заряженных атома водорода располагаются по одну
сторону от атома кислорода, и результирующее распределение
заряда можно представить в виде тетраэдра с двумя положи-
тельно заряженными вершинами (местоположение атомов во-
дорода) и двумя отрицательно заряженными вершинами (ре-
зультат общего перераспределения электронов). Хотя молекула
в целом нейтральна, суммарный отрицательный заряд сосредото-
чен на одной стороне, а общий положительный заряд —на дру-
гой. Притяжение атома водорода (протона) одной молекулы
воды к отрицательно заряженной стороне другой молекулы
воды создает водородную связь. Основные представления
о структуре молекул воды даны на рис. 22—24.
Простые процессы испарения и конденсации удаляют из воды
все, кроме растворенных газов. В воде при диссоциации уста-
навливается равновесие:
2H2O^Ht + OH~
или проще:
н2о^н++он-.
Константа равновесия для указанной реакции определяется
выражением
к _ [Н+МОН-]
Кравн [Н2О)
При комнатной температуре
Кн2о = [Н+] • [ОН"1] = 1 • 10-м.
Для чистой воды
[Н+] = [ОН-] = 7к^о = 1 • 10-’ моль/л.
Таким образом, в чистой воде молекулярные концентрации
ионов Н+ и ОН~ одинаковы при 25 °C и равны 10-7 моль/л каж-
дая.
253
Рис. 21. Распределение заряда в
молекуле воды [26]
Рис. 22. Гексагональная структура
льда [26]
Рис. 23. Схема положения роев и мо-
номерных молекул воды в структуре
жидкой воды [26]
Рис. 24. Возможные варианты
различных структурных группи-
ровок воды в структуре жид-
кой воды [26]
Отрицательный логарифм концентрации ионов водорода пред-
ставляет собой величину pH, называемую водородным показа-
телем:
pH — — lg[H+],
рОН = — 1g [ОН-].
254
г
Поскольку ионное произведение воды при комнатной темпе-
ратуре равно 1 • 10-н, pH чистой воды равен 7. При pH выше
7 раствор является щелочным, а при pH меньше 7 — кислым.
Важное свойство воды — ее высокая диэлектрическая по-
стоянная [4]. Диэлектрическая постоянная, характеризует силу
притяжения противоположных электрических зарядов. Эта по-
стоянная для воды при 18 °C равна 81. Это значит, что два за-
ряда в воде притягиваются друг к другу с силон 1/81 от силы
притяжения в вакууме. Высокая диэлектрическая постоянная
в стремлении молекул присоединиться к нонам обеспечивает
необычную способность воды к растворению ионных веществ.
Свойства воды изменяются при изменении температуры и -
давления. При низких значениях температуры и давления вода
существует в виде жидкости или газа. На рис. 25 показано из-
менение плотности и давления чистого водяного пара в зависи-
мости от температур. При температуре и давлении выше крити-
ческой точки ( + 374,15°С) и (221-105 Па) Н2О существует
в виде надкритического флюида. В этих условиях осуществля-
ется непрерывный переход от газообразного состояния в жидкое.
Плотности водяного пара надкритического флюида зависят
от давления. При высоких температурах растворимость веще-
ства в данной фазе Н2О контролируется в основном ее плот-
ностью.
При равновесии жидкости с паром давление газовой фазы
определяется величиной, называемой давлением пара жидкости.
В надкритических флюидах пропадает различие между жид-
костью и газом, а температура и давление, выше которых су-
ществует надкритический флюид, отвечает критической точке.
Удивительные свойства воды связаны с особенностями ее
структурных и полиморфных превращений. О существовании
полиморфизма жидкой воды были
высказаны догадки Л. Пау-
лннгом и другими исследовате-
лями. Однако до сих пор не соз-
дано единой модели, которая
могла бы описать все известные
свойства воды и водных раство-
ров при различных условиях.
Все теоретические построения
модели воды подразделяются на
континуальные и смешанные.
Континуальные модели рас-
сматривают воду как монокомп-
лекс. Под действием темпера-
туры изменяются значения длин
н углов водородных связей в мо-
лекуле (см. рис. 21), но сущест-
Р, 105Па
ct.r/см3
Надкритический
флюид
300
200
•100
Кривая
плотности
Жидкая
вода
Критическая
точка
Водяной
дар
Давление к
пара ( ,
'100 200 300 400 t°C
1,0
0,6
0,2
Рис. 25. Изменение плотности и
давления чистого водяного пара
о
255
венных различий от монокомплекса структурные перегруппи-
ровки не имеют. Разные ассоциаты являются участками еди-
ной сетки водородной связи и не представляют отдельных об-
разований (свободных ОН-осциляторов).
В смешанной модели, в разработке которой участвовали мно-
гочисленные исследователи [26], воду представляют как смесь
дискретных структур молекул воды (кластеров), отличающихся
друг от друга состоянием водородных связей. С повышением
температуры происходит увеличение числа разрушенных водо-
родных связей, что ведет к вариации типа и числа структурных
единиц в воде (присутствует множество ОН-осциляторов).
Смешанные структурные варианты моделей воды близки
концепции модели «мерцающих кластеров», предложенной
Г. Франком и В. Веном.
Существование одних дискретных структурных группировок
в воде и переход к другим под действием внешних и внутренних
факторов представляет собой явление полиморфизма, следую-
щее из теории Дж. Бернала и Р. Фаулера. На основе этой тео-
рии в жидкой воде существуют три типа координации молекул.
Первый тип молекул преобладает при температуре ниже +4°С
и имеет структуру Типа льда — тридимита (см. рис. 19). Второй
тип молекул воды встречается в интервале температур 4—200 °C,
характеризуется четверной координацией молекул и имеет тет-
раэдрическую структуру типа кварца (см. рис. 18). При темпе-
ратурах 200—340°C появляются молекулы третьего типа (иде-
альная жидкость типа аммиака), характеризующиеся плотной
упаковкой, возникающей в результате направленных водород-
ных связей.
Модель Л. Холла открыла перспективу расчета термодина-
мических свойств воды и плотности при различных температу-
рах. На основе последней модели дана количественная интерпре-
тация температурной зависимости коэффициента самодиффу-
зии, вязкости и времени спин-решеточной релаксации, объяснено
появление отрицательных объемов активации для вязкости и
времени спин-решеуочной релаксации в жидкой воде. Наиболее
аргументированными и широко используемыми в различных по-
строениях являются модели заполнения молекулами воды поло-
стей льдсподобного каркаса.
На основе спектроскопических и рентгеновских данных
Г. Франк и В. Вен рассмотрели воду как равновесную смесь
льдоподобных ассоциатов и мономерных молекул воды. В этой
модели между молекулами должна возникать водородная связь,
что, согласно теории Г. Н. Льюиса, приведет к кислотно-основ-
ному взаимодействию, а затем к поляризации частиц (одна
становится более кислой, другая—- более щелочной по срав-
нению с мономерной молекулой). Появление участков (кла-
стеров) в жидкой воде с высокоразвитыми связями (водород-
256
ними) чередуется с областями, где эти связи реализованы ча-
стично или их нет совсем. Модель объясняет аномальную плот-
ность воды и другие ее свойства, указывает на внутреннюю пе-
рестройку жидкой фазы различного кислотно-основного взаимо-
действия.
Различные модели структуры воды отражаются в аномалиях
свойств. Граничные эффекты в воде и водных растворах элек-
тролитов при температуре 0—500 °C обобщены в работе Л. Н. Ов-
чинникова н А. М. Масаловича [26] и приведены ниже:
t °C Процессы, явления (наблюдаемый эффект)
4 Максимальная плотность воды. Аномальная вязкость воды при по-
литермнческом нагревании. Максимум энергии активации электро- -
проводностн морской воды, раствора 0,1 М КС1, 1,0:0,33; 0,1 М НС1.
Перегибы на кривой растворов 0,01 н 0,02 М НС1.
18 Перелом температурной зависимости коэффициента диффузии и вре-
мени спии-решеточной релаксации воды. Минимум растворимости
бензина в воде.' Предельная температура для дноксана при 15—
20 °C. Минимум вязкости раствора NaCl при 20—-30 °C.
40 Минимум теплоемкости воды'-при 38 °C. Аномальная вязкость воды
при 36,3—37 °C. Аномалия в теплопроводности при 35—45 °C. Флук-
туация времени спин-решеточной релаксации в воде около 40 °C.
Максимум изотермической сжимаемости для всех растворов элект-
ролитов между 40 и 50 °C. Максимум парциальной молярной тепло-
емкости растворов NaOH и NaCl. Максимум растворимости гипса,
гелия. Минимум пьезооптического коэффициента воды при 40—
60 °C.
60 Аномалия в электронной поляризуемости воды при 55—57 °C. Мак-
симальная теплоемкость реакции ионизации НгО и NaCl при 60 °C.
Предельная температура для Вг при 59±2°, К+ при 60±2°С. Ми-
нимум объема электрострикции водных растворов KzSOi между
60—70 °C. Предельный моляльный объем КВг и NaCl имеет макси-
мум при 60 °C. Максимум электропроводности трехвалентных солей
около 60 °C. Гнпс-ангидритовое превращение прн 57 °C.
100 Аномалия в поведении параметров контуров полосы поглощения
ИК-спектров. Максимум- электропроводности щавелевой, фосфорной
и серной кислот прн 90—100 °C. Максимум теплопроводности рас-
творов сульфатов цинка н кадмия. Максимум электропроводности
сульфатов никеля н кобальта. Скачок ДН° н G° при 100—120 °C.
Максимум растворимости барита в воде при температуре 100 °C.
Максимум растворимости ксенона, метана, кислорода, азота в воде
прн 100±10°С.
dV° де
165 Перелом в зависимости и от температуры. Второй макси-
мум электропроводности разбавленных растворов серной кислоты
при 170 °C. Минимум растворимости СО2 в воде и растворах хло-
рида натрия при 160—180 °C. Перегиб на кривых гидролиза хло-
рида никеля и цинка при 165 °C. Перелом в зависимости п от тем-
пературы для соединений РЬС1П около 165 °C. Превращение гётнта
в гематит при 165—170®С.
225 Перелом в зависимости и ~^~от температуры. Максимум элек-
тропроводности растворов хлоридов кальция и магния. Начало
реакций ионного обмена при 225 °C. Перелом в зависимости п от
температуры для соединении РЬС1П при 225 °C.
9 Заказ № 639 257
270
температуры
меняет знак
Нр, т = /(0
270 °C.
340
-ЦО
480
225—270 Эффект слабой зависимости растворимости пирита от концентра-
ции НО, кварца и ангидрита от давления.
Перелом в зависимости и от температуры. Максимум вре-
мени спин-решеточиой релаксации воды от смеси обычной и тяжё-
лой воды около 580 °C. Максимум электропроводности растворов
КС1 и NaCl при 270 °C. Минимум зависимости п от
для соединений FeCln-Vp т = f(/) для SiO2 (акв)
при 265°, Sp> r = f(/) имеет минимум при 275°, а
имеет максимум. Переход вайракит — ломонтит около
ЭУ° де
Максимум зависимости и от температуры при 340 °C. Пере-
лом в термодинамических функциях активации вязкого течения
воды ц водных растворов электролитов около 350 "С. Полное раз-
рушение льдоподобного каркаса при 343 °C.. Расчет по уравнению
Г. А. Крестова. Максимум растворимости кварца в воде около
330’С. Аномалия растворимости галенита в разбавленных раство-
pax НС1 при 341~342°С. Переход вайракит — анортит около
340 °C. Переход каолинит— пирофиллит при 340 °C.
Флуктуация в растворимости пирита при 416 °C. Минимум раство-
римости ангидрита в йрисутстВии 2,08 М NaCl при 395 °C. Изохрон- !
ная кинетическая кривая реакции гидратации оливина имеет макси-
мум 400 °C.
Флуктуация в растворимости пирита в 2,08 М NaCl при 466—
470 °C. Аномалия в растворимости сфалерита при 470 °C.
иая кинематическая кривая синтеза пирофиллита имеет
при 480 °C.
Изохрон-
максимум
де
... — производная изменения объема, —-------производная изменения
дТ V дТ
с кой постоянной.
электрйче-
Систематизаций этих данных позволила авторам найти связь
особых температурных точек с разными порядками полиморф-
ных превращений в воде.
Физический смысл выделенных Л. Н. Овчинниковым и
А. М. Масаловиче^ особых температурных точек воды заклю-
чается в том, что при остывании водных растворов от 500 до
0 °C в каждой температурной точке последовательно и дискрет-
но-импульсивно происходит структурная перестройка молекул
воды, которая может привести к дискретно-импульсному кислот-
но-основному взаимодействию между ними. Таким образом, са-
мопроизвольно могут создаваться необходимые условия выделе-
ния компонентов из раствора. Экспериментальные исследова-
ния гидротермального рудообразования [26] подтвердили эти
теоретические выводы. Позже на основании нескольких ты-
сяч термовакуумных анализов монофракций жильных и рудных
минералов гидротермальных рудных месторождений Якутии ста-
тистически было показано соответствие стадий минералообразо-
258
вания точкам полиморфизма воды вне зависимости от возраста,
формационного типа исследуемых месторождений. Такое соот-
ветствие наблюдается вблизи температурных точек полимор-
физма воды: 50± 11, 85—112, 160± 13, 222± 18, 265± 17, 340±9,
430±17°С.
Статистически рассчитанное соответствие температурных
максимумов рудоотложения температурным точкам полимор-
физма послужило основанием для использования граничных
эффектов при прогнозировании вертикальной протяженности
гидротермального оруденения.
Однако не все многообразие температурных максимумов ми-
нералообразования объясняется соответствующими представле--
ниями о температурных точках полиморфизма воды. 8—10 %
из почти 10000 проанализированных монофракций минералов
различных гидротермальных месторождений не попадает в точки
полиморфизма воды, что связано с влиянием еще и других фак-
торов осаждения рудных минералов. Однако минералообразо-
вание в гидротермальных месторождениях принципиально под-
тверждает фундаментальные свойства основного раствори-
теля— воды и определяет направленность минералообразования
в развивающейся гидротермальной системе.
МОРСКИЕ ВОДЫ
Две трети поверхности Земли занимают воды Мирового оке-
ана. В океане сосредоточена большая часть воды гидросферы,
и значительно меньшая часть приходится на озера, болота, реки,
подземные воды и др. Верхняя граница гидросферы четко фик-
сируется поверхностью открытых водоемов, совпадающей в ос-
новном с поверхностью геоида. Нижняя граница гидросферы
крайне неопределенная, можно допустить, что она выражается
глубинной геоизотермой +100 °C.
Распределение водных масс в пределах гидросферы Земли
представлено в табл. 189. Площадь водной поверхности Земли
360,8-106 км2. Средняя глубина Мирового океана 3,8 км. Раз-
меры и глубины океанов приведены в табл. 190.
Все воды гидросферы представляют собой отдельные звенья
динамически активной системы. В пределах биосферы Земли
происходит обмен водных масс за определенные промежутки
времени. Происходит непрерывный активный водообмен, кото-
рый представлен в табл. 191.
Любые воды' гидросферы Земли в той или иной степени мине-
рализованы и могут рассматриваться как природные растворы
различной степени концентрации. Присутствие растворенных ве-
ществ определяет соленость вод Мирового океана. Количест-
венно соленость определяется общей массой, в граммах, раство-
ренного вещества в 1000 г морской воды и выражается в про-
9* 259
Т а б л и ц а 189
Количественная характеристика гидросферы. По М. И. Львовичу
Формы нахождения воды Общий объем, 10е км3 Объем на поверх- ности, л/смв Общая масса. 10” т Процент от общей массы гидросферы
Океаны и моря Озера и реки Лед- Атмосфера Стратисфера 1370,0 0,5 22,0 0,013 196,0 268,6 0,1 4,3 38,4 1420,0 0,5 22,0 0,013 201,0 86,48 0,03 1,33 12,16
Гидросфера в целом 1589 311,6 1644 100,00
Т а б л и ц а 190
Размеры океанов. По М. И. Львовичу
Океаны с прилегающими морями Площадь поверхности, 10е км2 Объем, 10е км3 Средняя глубина, м Наибольшая глубина, м
Атлантический и Ледо- витый 106,2 353,5 3331 8 526
Индийский 74,9 291,9 3897 - 7 450
Тихий 179,7 723,7 4028 11 034
Все океаны 360,8 1369,1 3795 11 034
милле. Более строгое определение солености морской воды фор-
мулируется следующим образом: соленость представляет собой
массу в граммах растворенного неорганического вещества в 1 кг
морской воды, после того как весь бром и иод замещены экви-
валентным содержанием хлора и все органическое вещество пол-
ностью окислено. Дополнительно еще введено понятие о хлор-
ности {содержании хлора) воды, которое определяется как со-
держание хлора в граммах на 1 кг морской воды, где бром и иод
полностью замещены хлором. Согласно эмпирической формуле
М. Кнудсена, между соленостью и хлорностью существует пря-
мая зависимость:
5 — 0,03 + 1,80500,
где 5 — соленость, С1 — хлорность.
260
Т а б л и ц а 191
Активность водообмена. По М. И. Львовичу
Часть гидросферы Объем, 10® км’ Величина баланса, тыс. км’ 8 год Активность водообмена, лет
Океан 1 370 000 452 3 000
Подземные воды 60 000 12 5 000*
В том числе зоны активного водо- обмена 4 000 • 12 300“
Полярные ледники 24 000 3 8000
Поверхностные воды Суши 280 40 7
Реки 1,2 40 0,030
Почвенная влага 80 80 1
Пары атмосферы 14 525 0,027
Вся гидросфера 1 454 000 525 2 800
Примечание. С учетом подземного стока в океан, минуя реки.
• 4200 лет.
•• 280 лет.
Таблица 192
Главные ионы океанической воды иа 1 кг океанической воды при S = 35 %0
и С1 = 19,375 %0. По С. В.ъБруевичу
Катионы Анноны
Компоненты Количество, г Эквивалент Компоненты Количество, г Эквивалент
Na‘+ 10,7638 0,46806 С11- 19,3534 0,54582
Mg2+ 1,2970 0,10666 so2- 2,7007 0,05623
Са2+ 0,4080 0,02035 HCOj- 0,1427 0,00234
К1+ 0,3875 0,00991 со|~ (0,0702) (0,00234)
Si2+ 0,0136 0,00031 Вг1— 0,0659 0,00083
Сумма — 0,60529 F'- 0,0013 0,00007
H3BO3 0,0265
Сумма — 0.60529
261
Т а б л и ц а 193
Концентрации ведущих иоиов в морской воде при различной солености, г/кг.
По Дж. Рейли, Г. Скирроу
Соленость, Na+ Mg2+ Са2+ к+ Sr2+ В
; ю 3,074 0,370 0,118 0,111 0,002 0,001
15 4,611 0,555 0,177 0,167 0,003 0,002
20 6,148 0,739 0,236 0,221 0,004 0,002
25 7,685 0,924 0,295 0,277 0,006 0,003
30 9,222 1,109 0,354 0,332 0,007 0,003
31 9,529 1,146 0,366 0,343 0,007 0,004
32 9,837 1,183 0,377 0,354 0,007 0,004
33 10,144 1,220 0,389 0,365 0,008 0,004
34 10,452 1,257 0,401 0,376 0,008 0,004
35 10,759 1,294 0,413 0,387 0,008 0,004
36 11,066 1,331 0,424 0,398 0,008 0,004
37 11,374 1,368 0,436 0,409 0,008 0,004
38 11,681 1,405 0,448 0,420 0,009 0,004
39 11,989 1,442 0,460 0,431 0,009 0,004
40 12,296 1,479 0,472 0,442 0,009 0,005
41 12,603 1,516 0,483 0,454 0,009 0,005
Продолжение табл. 193
Соленость, 7оо С1~ so2- Вг~ F~ нсо-
10 5,530 0,775 0,019 0,0004 0,041
15 8,294 1,162 0,029 0,0006 0,061
20 11,059 * 1,550 0,038 0,0008 0,081
25 13,824 1,935 0,048 0,0009 0,101
30 16,589 2,324 0,057 0,0011 0,122
31 17,142 2,402 0,059 0,0012 0,126
32 17,695 2,479 0,061 0,0012 0,130
33 18,248 2,557 0,063 0,0013 0,134
34 - 18,801 2,634 0,065 0,0013 0,138
35 19,354 2,712 0,067 0,0013 0,138
36 19,907 2,789 0,069 0,0014 0,146
37 20,460 2,867 0,071 0,0014 0,150
38 21,012 2,944 0,073 0,0014 0,154
39 21,565 3,002 0,075 0,0015 0,158
40 22,118 3,099 0,077 0,0015 0,0016 0,162
41 22,671 3,177 0,078 0,166 \
262
T a б л И ц a 194
Средний химический элементный состав воды океанов
(5= 35,00 %0, С1 = 19,375 %0), По А. П. Виноградову
Содержание Содержание
Элемент % МГ/Л Элемент % МГ/Л
Н Cd LIO"8 0,0001
Не — 0,000005 In 110-» 0,00001
Li 1,5-10"» 0,15 Sn 3- Ю-’ 0,003
Be 6- 10“n 0,0000006 Sb 5-10-» 0,0005
В 4,6-10-« 4,6 Те — —
N — 0,5 1 5- IO-’ 0,05
О —. —— Cs 3,7-10-» 0,00037
F 1,3-10-* 1,3 Ba 2-l0-« 0,02 .
Ne 0,0001 La 2,9- 10-w 0,0000029
Na 1,03534 10,354 Ce 1,3- IO-10 0,0000013
Mg 0,1297 1297 Pr 6- io-11 0,0000006
Al 1•io-« 0,01 Nd 2,3-10-» 0,00000023
Si 3-IO-4 3,0 Sm 4,2; 10-» 0,00000042
P 7>10-« 0,07 Eu 1,1-lQ-i» 0,0000011
S Cl 0,089 1,93534 890 19 354 Gd 6- IO"11 0,0000006
Ar — . 0,6 Dy 7,3- IO'» 0,00000073
К 0,03875 387 Ho 2,2- IO'11 0,00000022
Ca 0,0408 408 Er 6- io-п 0,0000006
Sc 4-10~’ 0,00004 Tm i-io-» 0,0000001
Ti 1•10~’ 0,001 Yb 5- IO-» 0,00000052
V 3-io-’ 0,003 Lu 1 • 10-w 0,0000012
Cr 2-IO'8 0,00002 HI — —
Mn 2-10-’ 0,002 Ta 1—
Fe i-io-' 0,01 W 1 •10-’ 0,1
Co 5-10-» 0,0005 Re — —-
Ni 2-10~7 0,002 Cs — —
Cu 3-IO'7 0,003 Ir —
Zn 1-io-» 0,01 Pt- —
Ga 3-io-» 0,00003 Au 4-10-1° 0,000004
Ge 6-10~’ 0,00006 Hg 3-10-’ 0,00003
As Ы0-’ 0,003 TI 1•IO*’ 0,00001
Se I-IO’8 0,0001 Pb 3-io-» 0,00003
Br 6,6- 10~s 66 Bi 2- 10"s 0,0002
Kr (• 0,0003 Po — —
Rb 2 IO-5 0,2 At — —
Sr 8-10~4 8,0 Rn 6- IO’’0 6- 10-n
Y 3-io-» 0,0003 Io — —
Zr 5-I0-’ 0,00005 Ra 1-10-11 1 • 10-1»
Nb 1•io-» 0,00001 Ac 2- IO"’0 2 10-1»
Mo 1Ю-’ 0,01 Th I-IO"’ 0,00001
Те — Pa 5-10“15 5-10-n
Ru — -— U 3-10-1 0,003
Rh — Io 5- 10-и 5- IO'10
Pd Ag 3-10-« 0,0003 Th’*8 7-10-1» 7-10-1’
263
Т а б л и ц а 195
Химический состав морской воды и основные соединения для каждого элемента.
По Э. Л. Гольдбергу
Элемент Концентрация. МГ/Л Соединения, в форме которых элемент находится в морской воде
н 108 000,0 Н2О
Не 0,000005 Не
Li ' 0,2 Li1*’
Be 0,0000006 Ве(ОН)1*, Ве(ОН)2
В 4,6 В(ОН)з, B(OH)2O1_
С 28,0 НСО3—, Н2СО3, СО3~. СО2 и органические
соединения
N 0,5 NO|~, NO2+, NH^, N2 h органические сое-
динения
О 857 000,0 Н2О, О2 и другие анионы
F 1,3 F»-
Ne 0,0001 Ne
Na 10,500 Na1+
Mg 1,350 Mg*+, MgSO4
Al 0,01 A1(OH)S
Si 3,0 Si(OH)4, Si(OH)3O1-
P 0.07 HPO^-, h2po|-, PO®-, h3po4
S 885,0 so*-, h2s
Cl 19 000,0 CP-
Ar 0,6 Ar
К 380,0 K1+
Ca 400,J Ca2*, CaSO4, Ca(HCO3)2
Se 0,00004 —
Ti 0,001 —
V 0,002 VO2(OH)|-
Cr 0,00005 —
Mn 0,002 —-
Fe 0,01 Fe(OH)s
Co 0,0005 Co**, CoSO4
Ni 0,002 Ni**, NiSO,
Cu 0,003 Cu*+, CuSO4
264
Продолжение табл. 195
Элемент Концентрация, МГ/Л Соединения, в форме которых элемент ' находится в морской воде
Zn 0,01 Zn2+, ZnSO4
Ga 0,00007 —
As 0,003 HAsO*~ H2AsO}“, H3As3O4, H3AsO3
Se 0,004 Seo;-
Br 65,0 Br1’
Kr 0,0003 Kr
Rb 0,12 Rb1+
Sr 8,0 Sr2+, SrSO4
Y 0,0003 —
Nb 0,00001
Mo о.о/ Moo4—
Ag 0.0Q03 AgCl'-, AgClj-
Cd 0,00011- Cd2+, CdSO4
In 0,02
Sn 0.0005 —
1 0,06 J1-
Cs 0,0005 Cs1+
Ba 0,03 Ba2+, BaSO4
W 0,0001 wo4“
Au 0,000004 AuC14
Hg 0,00003 HgCl4~, HgCI^-
U 0,003 UO2(CO3)«-
265
Таблица 196
Усредненные характеристики химического состава иловых растворов и вод море*
По Р. Riley, G. Skirrow
Л
Место отбора проб Природная вода Глубина, м pH Eh, мВ Сумма рас ремвых вв г/л CI1 soj-
ТихМй океан Черное море Каспийское мо- ре Охотское море Берингово море Иловая Морская Придонная Иловая Морская Иловаи Поровая » » » Иловая » » 0,05—0,2 0,05—2,9 0-11,9 0—0,3 4-55 5-58 20-36 4—86 4-35 0,05—0,2 0,1-5,3 0,2—0,2 0,1—2,3 7,4 7,4 8,4 8,3 7,8 8,3 7,5 7,4 5,4 5,4 5,4 +510 +355 — 190 —80 +250 —40 +41 —33 35,8 35,3 17,0 22,4 18,9 13,1 13,1 19,5 42,1 36,8 76,5 81,7 34,6 34,1 34,4 33,7 19,8 19,7 9,5 12,6 10,9 5,5 5,11 8,4 26,1 22,2 47,3 47,9 19,0 19,0 18,8 19,0 2,37 2,66 1,15 1,68 0,67 3,02 3,80 4,16 1,38 0,91 1,59 3,03 2,67 1,84 2,81 1,88
Т а б л и ц а 197
^ Круговорот растворенного вещества в океане (34!
С Компоненты Годовой прнвцос реками, 10" г Общая масса вещества в океане, 10й” г Время накопления общей массы за счет рек, 10“ лет Время пребывания в океане, 10* лет
без учета кругово- рота с учетом кругово- рота по при- току из рек по осаж- дению
Na+ 2,07 > 144 69,7 108 210 260
К+ 0,74 5 6,8 8 10 11
Ме*+ 1,33 19 14,3 15,4 22 45
Са^+ 4,88 6 1,23 1,24 1 8
Fe*+ 0,223 0,0000137 0,00006 0,00006 0,00001
Als+ 0,003 0,0000137 0,0046 0,0046 0,004 —
SiO« 4,26 0,08 0,02 0,02 0,04 0,01
ci-’ 2,54 261 103 230 '— —
HCOS- 19,02 1,9 0,1 0,1 — —
so%- 3,67 37 10,1 10,7 — —
3,2 0,007 0,0002 —- —
H,0 325 000 13 550 0,042 — — —
266
и океанов.
Макрокомпоненты, г/л
Биогенные компоненты, мг/л
нсо’~ Са2+ Mg2+ Na’+ к'+ %рг 1 Вг N (NH3) р (РО4) S1 (SiO2)
0,11 0,41 1,22 11,1 0,41 ' 65,1 0,01 0,08 3,50
0,21 0,39 1,20 10,9 0,46 8,84 — 67,1 3,9 0,25 12,1
0,20 0,20 0,66 5,2 0,23 3,2 — 34,3 0,03 0,01 0,8
0,23 0,30 0,82 6,8 0,30 — 0,06 33,0 2,38 0,31 8,6
0,8 0,40 0,63 5,8 0,22 26,2 6,3 35,8 21,0 0,11 11,0
0,18 0,38 0,75 — 3,21 — 0,25 8,6 0,03 0,01 4,2
0,03 0,55 0,81 — 2,93 — 1,1 9,4 9,3 0,55 18,1
0,42 0,52 1,18 — 4,84 — 6,0 22,7 12,1 3,5 21
0,05 1,89 3,05 — 9,80 — 5,44 140 13,0 1,5 15
0,08 1,18 1,12 11,40 — — — —- —
0,2 5,76 3,45 — 18,45 — — 220 — —. 15
— 3,65 0,89 — 26,29 — —. — — —. —
0,16 0,40 1,19 10,7 0,5 — — 63,2 0,93 0,23 11,2
0,97 0,37 1,13 10,7 0,46 13,0 — 65,8 — 0,22 10
0,18 0,36 1,19 10,7 0,45 — — 61,6 — 0,09 2,32
0,36 0,24 1,09 10,8 0,44 — 8 — 1,06 0,35 15,9
Соленость вод Мирового океана в основном определяется не-
многими химическими элементами. Главные ионы океанической
воды в количественных соотношениях представлены в табл. 192.
Концентрация этих ионов в морской воде при различной соле-
ности показана в табл. 193. Средняя соленость морской воды Ми-
рового океана равна 35 %о, средняя величина хлорности 19%о-
Возрастание солености приводит к увеличению плотности воды.
Соленость океанических вод меняется в сравнительно узких пре-
делах— от 33 до 36 °/оо, если исключить прибрежные полузамк-
нутые водоемы тропических широт и места впадения рек. Отно-
сительный состав морских солей является величиной постоянной.
Принимая.всю сумму растворенных веществ, определяющих
соленость Мйрового океана-, за 100 %, можно показать, что
95,8 % приходится на главные ионы (см. табл. 192) и только
4,2 %—на остальные химические элементы. Средний химиче-
ский элементарный состав воды океанов охарактеризован в табл.
194—195.
Дополнительные геохимические сведения о морской воде и
балансе вещества в Мировом океане представлены в табл. 196—
199. Миграция растворенных и взвешенных веществ в Мировом
океане показана на рис. 26.
267
ПРОДУКТЫ ВЫВЕТРИВАНИЯ
И ВУЛКАНОГЕННЫЕ
-------1----Е=
Поступившие из атмосферы и
принесенные реками
ВЕЩЕСТВА ВНЕЗЕМНОГО
ПРОИСХОЖДЕНИЯ
Поступившие
из атмосферы
1 ▼
Р - Вошедшие _ Взвешенные в состав морской воды 1 в морской воде
Биологические 1 процессы Химическое 1 осаждение 1
ВОДА, ЗАКЛЮЧЕН- НАЯ в пЪрах Морские соли БИОГЕННАЯ ФРАКЦИЯ Кальцит Опал Апатит Органическое вещество ГИДРОГЕН- НАЯ ФРАКЦИЯ Железо-мар- ганцевые мине- ралы Фосфорит Барит Пирит Филлипсит Гидро магнезит Арегонит Доломит Монтмориллонит ЛИТОГЕН- НАЯ ФРАКЦИЯ Кварц Полевые шпаты Г линистые мииерелы Слюды Авгит Обсидиан КОСМОГЕН- НАЯ ФРАКЦИЯ Сферулы космичес- кого происхож- дения
Рис. 26. Миграция растворённых и взвешенных веществ в океане. По Ф. Ши*
парду
Т а б л и Д а 198
Распределение количества рудного вещества, млн. т/год, поступающего
в океаны, по источникам поставки
Fe,O3 + FeO МпО
Источник поставки 1 2 3 1 2 • 3
, . $ Сток с континентов 78 86 36 3,6 3,4 1,4
Эоловый разнос 29 16 14 0,6 0,1 0,1
Эндогенная поставка 325 14 7 14,4 0,6 0,3
Космогенный источник 10 2 5 — — —
Всего 442 118 62 18,6 4,1 1,8
268
Продолжение табл. 198
Ni Си Со'
Источник поставки 1 2 3 1 2 3 i 2 3
Сток с континентов 0,33 0,31 0,12 0,58 0,62 0,28 0,17 0,19 0,07
Эоловый разнос 0,03 0,01 0,02 0,05 0,01 0,01 0,01 0,005 0,005
Эндогенная поставка 0,49 0,02 0,01 0,52 0,02 0,01 0,2 0,01 —
Космогенный источник 0,24 0,11 0,12 ( — — — 0,02 0,01 0,01
Всего 1,09 0,45 0,27 1,15 0,65 0,3 0,4 0,21 0,09
Примечание. 1—3 —океаны: 1 — Тихий, 2 — Индийский, 3 — Атлантический.
Т а б л и ц а 199
Ионный состав рассолов во впадине Атлантис II из слоя с температурой Зв
и 44 °C. По П. Брюэру, Д- Спенсеру
Элемент 56 °C 44 “С Элемент 56 C 44 =C ‘
С1- 156,0300 80,040 Fe2+ 8,1•10“2 4-IO-4
Вг- 0,1280 0,101 Mn2+ 8,2-IO"2 8,2-10“2
so*- 1 0,8400 2,260 Zn2+ 5,4-IO-3 1,52-Ю-4
Si 0,0276 — Cu2+ 2.6-10-4 1,72-IO-5
Na+ 92,6000 46,9000 -Co2+ 1,6-10-* 8,0-10-’
К+ 1,8700 1,070 Ni2+ ' — 1,2-10“*
Са2+ 5,1500 2,470 pb2+ 6,4-10-* 8,8-10-*
Mg2+ 0,7640 —
Sr2+ 0,0480 0,027
АТМОСФЕРНЫЕ ВОДЫ
/
Под воздействием солнечной радиации воды Земли нахо-
дятся в непрерывном движении — круговороте. Находясь в ат-
мосфере, она максимально насыщается свободным кислородом
и затем расходует его, соприкасаясь с верхними слоями лито-
сферы. В процессе круговорота в единую систему связываются
все воды гидросферы, а также осуществляется тесная связь при-
родных вод с атмосферой, литосферой и живым веществом
биосферы.
269
В принципе круговорот воды состоит из трех этапов: испаре-
ния— атмосферных осадков — речного стока. Согласно расчетам
М. И. Львовича, 525 100 км3 воды гидросферы ежегодно приво
дится в движение через атмосферу и последующий сток. Общий
годовой водный баланс Земли показан в табл. 200.
Т а б л н ц а 200
Годовой водный баланс Земли. По М. И. Львовичу
1 Элементы водного баланса Объем, км3 Слой, мм
Периферийная часть суши (116 800 тыс. км2)
Осадки 106 000 910
Речной сток 44 230* 380*
Испарение 61 770 530
Замкнутая («бессточная») часть суши (32 100 тыс. км2)
Осадки 7 500** 238**
Испарение Мировой океан (361 100 тыс. км2) 7 500 238
Осадки 411 600 1 140
Речной сток 44 230* 120
Испарение 455 830 1 260
Земной шар (510 000 тыс. км2)
Осадки 525 100 1 030
Испарение 525 100 1 030
с
* Включая 2400 км3, нлн 20 мм, стока подземных вод в океан, минуя реки,
а также 300 км3 стока воды н льда с полярных ледников.
** В том числе 830 км3, нлн 26 мм; речного стока.
Исследования химического состава атмосферных осадков на
территории СССР были проведены по инициативе Е. С. Бурк-
сера, Н. Е. Федоровой. По данным 200 анализов атмосферных
осадков Н. Е. Федорова определила их общую минерализацию
и пределы колебаний каждого компонента. При характеристике
степени минерализации атмосферных вод были выделены че-
тыре группы.
1. Воды слабой минерализации с количеством растворенных
веществ 0—25 мг/л.
2. Воды умеренной минерализации, 25—50 мг/л.
3. Воды повышенной минерализации, 50—100 мг/л.
4. Воды высокой минерализации, свыше 100 мг/л.
Данные о химическом составе атмосферных осадков пред-
ставлены в табл. 201, 202, 203.
270
Т а б ли и а . 201
Относительные частоты выпадения атмосферных осадков различной
минерализации. По А. А. Колодяжной, Н. Е. Федоровой
1 'V ' • '
Минерализа- ция, мг/л Число выпадений, % NHf Сухой остаток
+ 1k + + <0 Z + <0 О 1 и -U о и X ; 1 сч * о </)
0-1 1 1-5 J 79,5 42,4 1 28,6 1 49,0 77,4 39,0 19,5
5—ГО 10—20 16,3 15,2 22,4 17,6 12,9 6,6 30,5 21,4 16,7 48,5
20—30 4,3 13,8 5,8 17,0 10,0
30—40 1,9 6,5 6,7
40-50 1,2 3,1 4,3
50—60 1,0 1,2 3,3
60—70 1,3 1,2
70—80 1,0 0,6 2,0
80—90 1,8 27,1
90—100 0,1 1,6
100—150 3,3 10,2
150-200 2,4 5,2
200—250 2,0 1,2
250—300 2,0 2,6
300—350 0,2
350—400 1,6
0-0,5 32,1
0,5—1,0 15,0
1-2 22,8
2-3 12,0
2-3 4,9
4 13,2
271
$5 Таблица 202
Химический состав морских аэрозолей. По С. Л. Шварцеву
Элемент Атлантический океан Тихий океан
мг/м3 г/т мг/м3 г/т
1 2 3 4 1 2 3 4
w
Si 783 137 000 — — 157 20 700 — 27 000
Fe 240 42 000 46 030 52 000 108 14 800 31 500 14 300
Mg 217 38 000 — — 83 11 000 — 3 300
Al 186 33 000 — — 36 4 830 — 8 200
К 100 17 540 23 090 — 14,6 6 200 20 700 —
Na 83 14 600 6 255 — 40 24 200 8 660 —
Zn 3,1 540 160 680 ' 13,3 3 250 944 2 200
Mn 2,3 400 — 1 300 0,6 124 — 140
Cu 1,8 310 — 150 3,85 470 — 210
Ba 1,0 180 — 487 4,7 490 — —
Cr 0,54 95 99 85 0,73 170 170 71
Rb 0,34 60 113 — 0,50 89,2 132 —
Hg 0,31 54 — — 0,40 52 — *—
Ga — — — 21 0,38 49 — *—
As 0,097 17 — — 0,14 59 — —
Th 0,091 16 14 — 0,0055 3,7 11,7 *—
Sc 0,08 14 17,3 — 0,0075 6,7 14,9 —
-
Продолжение табл. 202 _—-
Атлантический океан Тихий океан
Элемент мг/м3 г/т мг/м3 г/т
1 2 3 4 1 2 3 4
Со 0,068 12 19,4 9 0,0068 4,6 24,7
Cs 0,060 10,5 2,4 — 0,080 4,9 6,5 —
Se 0,033 5,8 — — 0,028 4,9 — —
Hf 0,025 4,4 3,6 — 0,0063' 0,8 3,1 —
Sb 0,009 1,7 — — 0,031 8,5 — —
La 0,30 52 51 — 0,18 23,6 37 —
Ce 0,47 83 81 — 0,42 55 48,6 —
Nd 0,25 43,6 — — 0,064 8,3 „ — —
Sm 0,037 6,6 8,0 — 0,016 0,76 5,2 —
Eu 0,006 1,1 1,8 — 0,003 0,41 1,1 —
Tb 0,003 0,54 1 - — 0,006 0,78 — —
Dy 0,014 2,5 — — 0,078 5,2 — —
Ho — — — — 0,006 0,72 — —
Er — — — — 0,01 1,4 — —
Yb 0,01 1,9 — — 0,01 1,5 — —
Lu 0,002 0,4 — — 0,002 0,3 — —
П.ри мечанне. 1—4 — номера проб,
со _______ -___________.____
Т а б ли и а 203
Глобальный поток химических элементов в атмосферу с поверхности морской
воды,- т/гбй';и:? • /
Элемент Химический состав фракционированных морских брызг, мг/л Вынос в тропосферу в составе морской компоненты Вынос в составе терригенного вещества Относитель- ный вклад р.поверхнвстн морской воды?
- - X интервалы концентрации
Со , 0,28 0,12—0,41 0,15-103 12,4-103 0,012
La ‘ 2,9 1,0-6,! 1,2-103 60-Ю3 0,02
Th 0,38 0,15—0,8 0,2- 10s 7,8-103 0;02б
Sc 0,5 0,09—1,7 0,25-103 8,5-103 0,03
Fe ’ 1 970 1040—3930 1,0-10е 31Ю6 0,32
Mn 61 4,9—120 0,31 106 5,5-10s 0,056
Rb 8,2 0,1—24 4,1-103 92-103 0,045
Ba 36,5 9,5—66 1,8-10* 28-10* 0,064
Cr 102 15—240 5-10* 60-10* 0,083
Cs 2,8 0,1—7,0 1,4-103 3,6-103 0,39
К 1 100 320—1780 5,5-106 13,8-10е 0,04
Na Ю 500 — 5,25-106 6,3- 10е 0,83
Zn 148 11-370 75-103 60-Ю3 1,25
Cu и 173- 32—360 85-Ю3 ЗОЮ3 2,8
As . . 3,3 . 0,8—6,6 16,5-103 8,5-103 1,9
Sb 6,6 0,14—1,0 3,0- Ю3 0,98-103 3,1
Se . : . о,8 0,5—1,1 4,0-103 о,з-ю3 13,3
Hg 7,9 4,1—12 40-Ю3 0,24-103 167
ВОДЫ ПОВЕРХНОСТИ КОНТИНЕНТОВ
К водаМ поверхности континентов относятся воды, которые
тесно связаны с сушей: ледники, озера, болота, реки. Эти воды
образуются за счет атмосферных осадков. Большая их часть
стекает» океан в виде рек и временных потоков. Часть идет на
пополнение’запаса подземных вод— в первую очередь грунто-
вых. При инфильтрации воды соприкасаются с почвами, мине-
раламий живыми организмами, частично растворяют их и мине-
рализуются. ^Химический состав материковых вод зависит от
конкретных физико-географических и физико-химических усло-
вий стоКД.1 Химический состав природных вод можно разделить
на пять групп.
’1. ГйаВйые ионы, присутствующие всегда.
2.' Растворенные газы.
' 3. Биогенные элементы (соединения азота, фосфора, крем-
ния). :
-4. Микроэлементы.
Н5. Органические вещества.
;?74
В отличие от океанической воды химический состав природ-
ных вод материков довольно разнообразен. Они отличаются раз-
личной степенью минерализации, которую можно классифициро-
вать согласно подразделениям табл. 204.
Таблица 904
Классификация природных вод по степени минерализации
1 ! Классы Подклассы Минерализация, г/л
Пресные Мягкие Жесткие 0,5 0,5—1
Солоноватые Слабосолоноватые Солоноватые 1—4 4—10
Соленые Соленые Сильно соленые 10—30 30-50
Рассолы Слабые рассолы Крепкие рассолы Весьма крепкие рассолы 50—100 100-150 >150
Если сравнить средний химический состав вод поверхности
континентов и морской воды, то можно видеть резкое различие:
в морской воде Na,+>Mg2+>Ca2+; С1‘~>5О4>НСОз';
в материковых водах Mg2+<Na1+<Ca2+; С1|-<5О4<НСОз--
Таким образом, несмотря на то, что минерализацию морских
и материковых вод определяют одни и те же главные ионы, их
содержания обратно пропорциональны. В большинстве рек в со-
ставе воды преобладают ионы НСОГ и Са2+-
Химический состав рек испытывает сезонные колебания. Наи-
большая минерализация речной воды наблюдается зимой во
время питания рек грунтовыми водами, наименьшая — обычно
во время половодья, сезона дождей или питания от таяния лед-
ников. Состав речных вод зависит от физико-географических ус-
ловий. В зонах избыточного увлажнения минерализация вод не-
большая. Изменяется минерализация также вдоль течения реки
в зависимости от ее притоков, водосбор которых находится
в других условиях формирования.
Минерализация воды озер зависит от их происхождения, ис-
тории и современных физико-географических условий. Озера
гумидной зоны обычно пресные, мало минерализованы. Озера
аридной зоны в результате интенсивного испарения отличаются
повышенной минерализацией и имеют своеобразный ионный со-
став. В соляных озерах аридной зоны концентрация солей мо-
жет превышать 200 г/кг, причем состав воды находится в ди-
намическом равновесии с твердыми солями, осажденными на
275
дне водоема. Наиболее часто в соляных озерах преобладают
сульфатные и хлоридные соли с растворенными в воде ионам!|1
SO1" и С11-. !
В. И? Вернадский детально описал многочисленные формы
нахождения природных вод, показав их большое разнообразие.
В настоящее время природные воды изучены и изучаются оч^нь
детально в связи с их охраной. Наиболее характерные особен-
ности химического состава вод поверхности континентов пред-
ставлены в табл. 205—210.
Таблица 205
Химический состав минеральной части внутренних вод материков в % [41]
Компоненты Внутренние воды Среднее
Северной Америки Южной Америки Европы Азии Африки
СОз 33,40 32,48 39,98 36,61 32,75 35,15
so, 15,31 8,04 11,97 13,03 8,67 12,14
Cl 7,44 5,75 3,44 5,30 5,86 5,68
NO3 1,15 0,62 0,90 0,98 0,58 0,90
Са 19,36 18,92 23,19 21,23 19,00 20,39
Mg 4,87 2,59 2,35 3,42 2,68 3,41
Na 7,46 5,03 4,32 5,98 4,90 5,79
К 1,77 1,95 2,75 1,98 2,35 2,12
(Fe, А1)20з 0,65 5,74 2,40 1,96 5,52 2,75
SiO2 8,60 18,88 8,70 9,51 17,89 - 11,67
.* Г
ПОДЗЕМНЫЕ ВОДЫ
> Подземные воды находятся в непрерывном соприкосновении
с минералами горных пород в течение продолжительного вре-
мени, поэтому они характеризуются различной минерализацией.
Из подземных вод грунтовые воды залегают вблизи поверхно-
сти Земли и участвуют в общем круговороте воды. Одновре-
менно они являют«я источником питания многих рек в период,
когда другие источники иссякают. Грунтовые воды пополняются
за счет атмосферных осадков, содержат растворенный кислород,
который выступает в качестве одного из главных химических
факторов процесса'выветривания — энергично проявляет актив-
ность, -особенно в зоне окисления сульфидных месторождений.
Мйнерализация грунтовых вод тесно связана с физико-геогра-
фическими условиями.
У значительной части подземных вод нарушен водообмен
с вышележащими водоносными горизонтами и отсутствует связь
с атмосферными водами. Поэтому воды такого типа обычно ли-
шены свободного кислорода. Химический состав подземных вод
276
м* о Ш С0 оо <£> <©
•зоной 1T/JW © $ ш* сч* о •** i 1 2 00 853
сч сч —
Таблица 206
Химический состав воды некоторых крупных озер и рек. По О. А. Аленину
JS 4- 13 2,2 11,8 00 «Г -M QI СЧ — О © О сч 6,7 5,3 3,4 СР — сч*
_|os 4,5 4,7 rt> CO 00 —* © co’ cP* co ©* ©* «—> сч 15,4 9,6 5,1 18,4 11,2 3,0 ,
о? _^0ЭН 43,3 35,5 00 00 — ^сосч* 1 1 м* со 27,9 35,5 41,5 СЧ00л^ сч сч 5
+lM + +^N . 8,9 22,6 со in © *4^ —"сЗ 20,1 5,4 СО о СЧ СО соо> сч
+a3W 13,a 8,6 © о — m* со gT o' 39,9 13,2 12,6 14,4 7,9 12,2
+гвЭ 28,1 18,8 оо — — со сч «О© 26,0 3U0 36,1 31,7 22,9 35,5
Ja + 13 1 15,8 7,7 СР Й С^З 1П СЧ’ф’т* —* сч* об со СР СО сч*©’ 9,2 19,9 15,2 2,6
_|os 4,9 2,5 53 m О? © ср ф in О 0,8 25,6 12,9 СО СЧ © СЧ* —* 4J-* — сч
сч
_^03H © in 40,2 51,1 51,4 24G,0 — о оо’оо* мйч 195,2 210,4 66,4 73,2
S +tM + +l«N <o 9*8 СО сч _ СЧ © о> сч rrm’m — N- СЧ 00 со оо со со 2,3 тоот сч* 00*—
+Z3W 4,2 1,9 со ® сч © со Ота>ж Г-Г со ТГ in ©* СО 00 © 00* 8‘Н со °о о СЧ*СО Xf сч
, +гвЭ 1 15,2 — СО^С>ЗЙ **Г СЧ -чг © о СЧ — 5,4 34,1 55,7 © со О 00© 00 — —
Примечание. Данные получены до существенного влияния антропогенных факторов.
277
Таблица 207
Средние концентрации некоторых растворенных микроэлементов в речных
и океанических водах. По В. В. Гордееву, А. П. Лисицыну
Элемент Концентрация, мкг/л Элемент Концентрация, мкг/л
речная вода морская вода речная вода морская вода
Li 2,58 180,00 Zn 20,00 5,00
Cr 1,00 0,25 Мо 1,00 10,00
Mn 1 10,00 0,40 Sb 1,00 0,30
Fe 410,00 5,00 Ва 20,00 18,00
Co 0,30 0,003 РЬ 1,00 0,03
Ni 2,50 0,50 и 0,50 3,00
Cu 7,00 1,40
Таблица 208
Вынос вещества в океан реками в виде твердого н ионного стока.
По М. И. Львовичу
Часть света Твердый сток, 10е т Слой эрознн, ММ/Год Ионный сток, 10е т Суммарный сток продук- тов эрозии. 10б т Модуль продуктов эрознн, т/кма
Европа 350 о.ой 240 590 62
Азия 16 800 0,015 850 17 630 420
Африка 600 0,009 310 910 36
Северная Америка 2 030 0,038 410 2 440 120
Южная Америка 975 0,022 550 1 525 90
Австралия 1 600 0,120 120 1 720 290
Таблица 209
Содержание некоторых металлов в хлоркальциевых рассолах, мг/л.
По Л. Г. Богашевой, Н. П. Родионовой
Регион * Минерали- зация, г/Л РЬ, мг/л Zn Си
Предкарпатский прогиб (подсолевые воды) 230 1,8 21,50 Г, 00
Припятская впадина (подсо- левые воды) 410 2,1 0,85 0,42
Афгаио-Таджикская впади- на (подсолевые воды) 267 10,4 18,30 . 0,60
Афгаио-Таджикская впа- дина (межсолевые воды) 405 2,8 15,00 0,26
Восточно-Сибирская плат- форма (подсолевые воды) 350 8,5 2,00 0,90
П-ов Челекен 235—262 3,5—10,7 3,8—5,4 0,8—3,7
278
Т а б л и ц а 210
Средняя величина ионного речного стока с территории СССР
_______,_______:-------------------:________:__________..
Ион Речной сток Ион
10” г мг/л 10» г мг/л
Са2+ 494 12,26 НСО^ 1607 39,89
Mg2+ 116 2,89 soj- 459 11,40
Na+ + К+ 198 4,91 ci- 222 5,60
Таблица 211
Классификация химических элементов по их вероятным состояниям
в подземных водах
Физико-химические периметры элементов
Элемент валентность радиус иона, Я, 10-8 fM Ионизационный потенциал w/nt электроотри- цательность, кДж/моль •
Катионогенные элементы (преобладающие состояния)
Li 1 + 0,68 1,47 504
Na 1+ 0,98 1,02 502
К 4 1,33 0,752 419
Rb 1-- 1,49 0,671 398
Cs 1-- 1,65 0,606 377
Са 2-- 1,04 1,92 565.-.
Sr 2- 1,20 1,67 523--
Ва 2+ 1,38 1,45 ..- 481 .
Элементы-комплексообразователи 8-электронные или с малым
числом d-электронов (преобладающие состояния /Ие”+, MeF™~,
МеОН™~ Me(CO3)^-) j;
Mg 2- 0,74 2,70 i 733
Be 2- 0,34 5,89 - 880
Al 3- 0,57 5,26 921
Sc 3- 0,83 3,62 795
Y 3- 0,97 3,10 670
La 3- 1,03 2,88 628
Ca / 3- 1,02 2,94 628
Ce • 4- 0,83 4,55 --. 979
Прочие РЗЭ 3- 0,80—1,0 3,0—3,75 . - 636—800
Ti 4- 0,64 6,25 <1045.,
Zr 4- 0,82 4,88 Чч 816
Nb 5- 0,66 7,60 921. >
Ta 5H 0,66 7,66 879.-
» По A. C Поваренных. .. 1 . .
ее-
- 279
Ь "а
Продолжение табл. 211
Физико-химические параметры элементов
Элемент валентность радиус иона, R(.-10~8см ионизационный потенциал электроотри- цательность. кДж/моль •
18-электронные (преобладающие состояния Men+, Mel™~, MeBr™~
MeCl™~, Me(SO^ , MeOH™~, Me(CO3)™~,
Cu 1+ — — 753
Cu ' 2+ 0,80 2,50 984
Ag 1+ 1,13 0,89 733
Au 1+ 1,37 0,73 879
Au 3+ 0,85 3,50 963
Zn 2+ 0,83 2,41 858
Cd 2+ 0,99 2,02 816
Hg 2+ 1,12 1,78 900
Pb 4+ 0,76 5,26 925
Pb 2+ 1,26 1,59 733
Bi 3+ 1,20 2,50 816
Переходные (преобладающие состояния Меп+, МеОН™,
Me(SO4)™ и dp.)
Mn 2+ 0,91 2,50 753
Mn 3+ 0,70 4,29 1088
Fe 2+ 0,80 2,50 774
Fe 3+ 0,67 4,48 984
Анионогенные элементы
Образующие простые анионы А- и анноны с кислородом МеО™-
(элементы с малым числом электронов, 8-электронные и тяготеющие
к ним переходные элементы)
В 3+ 0,21 14,29 1215
С 4+ 0,20 20,00 1550
Si 4+ 0,39 10,26 1088
N 5+ 0,15 33,30 1883
Р 5+ 0,35 14,30 1299
и 5+- 0,60 8,83 1257
S 6+ 0,30 20,00 1571
Se 4+ 0,69 5,80 1046
Se 64* 0,35 17,14 1466
W 64- 0,65 9,23 984
F 74- 0,07 100,00 2553
Cl 74- 0,26 27,00 1925
Br 74- 0,39 17,90 1758
I 74- 0,50 14,00 1571
Образующие анионы с кислородом МеО™ и серой MeS™
(IS-электронные элементы)
Ge 44- 0,44 9,10 1109
As 54- 0,47 10,60 1257
Sb 54- 0,62 8,06 1135
* По А. С. Поваренных.
Таблица 212
Средний химический состав подземных вод зоны гипергейеза.
По А. И. Перельману
Химический компонент Грунтовые воды выщелачивания Грунтовые воды континентального засоления Средний состав вод зоны гнпергенеэа
Области среднее
тропические 1 и субтропн- ; ческне i многолетней мерзлоты Г умеренного климата ; горные
pH 6,40 6,68 6,82 7,11 6,75 7,50 6,92
HCOf 96,5 98,8 212 120 132 344 174
so|- 8,87 5,88 14,7 18,3 11,9 328 75,1
Cl- 10,6 5,58 10,9 6,13 8,30 202 47,0
N(V 1,87 0,61 1,43 2,76 1,67 10,4 3,41
F- 0,42 0,19 0,37 0,29 0,32 0,97 0,45
NOIT 0,07 0,03 0,08 — 0,06 0,50 0,14
Na+ 13,9 9,46 23,8 9,85 13,9 172 45,5
Ca2+ 16,6 20,8 37,3 29,8 26,1 115 43,9
Mg2+ 8,07 6,36 10,5 8,54 8,37 59,4 18,6
K+ 2,25 1,15 3,04 1,20 1,94 15,2 4,59
nh+ 0,06 0,79 0,44 0,37 0,42' 1,Н 0,56
SiO2 21,9 9,63 14,3 15,2 15,3 26,0 17,4
Fe 302 290 759 559 482 825 547
Al 225 300 247 304 269 317 279
Sr 54,4 23,8 245 109 108 493 185
Br — 50 206 100 101 509 183
Mn 40,1 15,1 42,0 29,7 31,7 120 49,4
P 71,6 24,1 68,2 80,0 61,0 43,4 57,5
В 37,7 10,0 45,2 20,1 28,2 95,8 41,8
Zn 37,6 27,4 25,2 14,4 28,0 57,6 34,0
Ba 7,80 9,55 16,7 14,1 12,0 50,1 19,6
I 12,0 0,75 9,39 2,0 6,02 56,'5 16,1
Li 2,20 5,03 16,4 6,03 7,41 40,3 14,0
Ti 3,30 3,99 12,0 8,63 6,98 25,4 10,7
Cu 5,02 2,34 4,85 6,83 4,78 8,88 5,58
CO2 (св), мг 63,1 12,4 20 8,11 25,9 26,3 26
Сорг (иел), МПа 0,5 0,1 0,8 0,16 0,62 0,43 0,58
Pco2. МПа 1-1. • 1-1.8 1-2,• 1-М — ]-а,2 —
Примем а и и е. Ионы и SiO даны в мг/л, элементы — мкг/л.
280
281
я
к
з
еч
«I
м
ч
©
я
«5
л 1, <о <?ч .•* © ь _ 8 Й Я Я «’ = 8 § 5 я g §
я । s i В i i § § i В । © ©©€>©© © © © ©
еч 8 СЛ © «г еч <п еч чг «*5 «о *• •*< ** 1 © «о ~ р 2 g gf gj —
i uiiii § । § = । © © о о © © © о о © в»
к Ь^ ©, IQ сч © © 00 1П 00 W3 © С © « © « V СЧ ~ © еч •"* «ж
’и 1П СЧ © © H „ PJ 00 й -м in * я « г) м ь <в © ш ь л
[ Лозн 1 4 Ш — in © « <П щ 2 $ © © £ 5 2 s g g. £
+и &> I «5 in Pj * | © © © «4 * ь» © © »-• »** —Г -Д’ —*
+я я ♦ # * a I © X* ф © c*5 © 1 wj © еч co © © «е яг a© ©
1 t> IO _ * "T. •T * « еч en «о © 'Г e> ©' © © ej © © uf -J еч ее ui
tn ©QQ 00 --X Ф C*5 еч © o' —’о itf oo 01 ©
-booed, j .Н* Ф ©^ еч in ®4 Gi in © © Cb © С? C? ** **• О — »— e-^ Г-» - «“H « * —4 «-M «» «•»• «ВМ
рНг ! нам. CO 1Л 1Л 0) - N N ,00 © еч co 40 if? in <n in <© CD <e CD С© ьГ
1 1 | * . | 1 ’S I ! I , ail! a | at if 11 я R я Ц3 M s H li s S ggg g 1 i S i Sift* ,= Я x 2. & в. и a, ft *** f-j Uh Uh К U Uh Uh U Uh Um
Рейси ассаеяамяя* J I | M % j Hl- i h |s i • ? ♦ i 1 Г Is , L i 1 ^d“l hi
При условии, что С02 отсутствует.
’ Сумма На+-ЬК+«
Т а б л и u a 214
Критерии для выявления основных типов минеральных вод.
По Е. В. Пиннекер
Лечебная вода Критерий Нижние пределы
Термальная, °C Углекислая, г/л Сероводородная (сульфидная), г/л- Радоновая, эман/л Железистая, г/л Бромная, г/л Иодная, г/л Кремнистая, г/л Мышьяковистая, г/л Соленая, т/л Рассол, г/л Кислая, ед. Температура (Т) Углекислый газ (СО2) Сероводород (Нг) Радон Железо Бром Иод Кремнекисл оты Мышьяк Степень минерализации (М) » Реакция воды (pH) / 20 0,50—0,75 0,010 36—50 0,010 0,025 0,005 0,050 0,0007 1—2 35-36 5,5
Т а б л и ц а 215
Максимальные содержания некоторых металлов и формы вхождения элементов
в углекислые подземные воды
По С. В. Крайнову, В. М. Швец
Элемент Содержание» мг/л Преобладающие состояния
Li 320,0 Li2+, LiCl0, LiSOf
Rb 100,0 Rb+
Cs 20,0 Ca+
В 1200,0 Н3ВОз, H2B4O7, анноны’этнх кислот, борорганические соединения
As 120,0 H3AsO3, H2AsO^ , HAsO2-, H3AsO3, H2AsO J" А5$3~,мышьякорганнческне соединения
Sb 10,0 H3SbO°, HSbOiJ, SbO^, Sb(OH)£, SbS|~
Ge 0,2 H2GeO3, HGeCXp германнйорганические соединения
Hg 0,2 HgCl^-”, Hg(HS)2“n, HgS2, ртутьорганнческие соединения
F 10-1000 HF, F, MemF^-n, где Me(Al3+, Fe3+, Sf*+, B3+ и ДР-) r.
283
Таблица 216
Сравнение масс растворенных веществ, содержащихся в океане и
поступающих а него с подземным стоком. По В. П. Звереву
Ионы н моле* кулы Масса веще- ства в океанах, 10» г Масса вещества, поступающего ежегодно в океаны в результате подзем* иого стока, 101* г Время, необходимое для накопления раство- ренных веществ в океане за счет подземного стока, 10® лет
к+ ; 5,00 2,216* 67,200
Na+ 144,00
Са’+ 6,00 2,950 2,040
Mg’+ 19,00 0,860 22,100
HCOf 1,90 9,700 0,196
SO?~ 37,00 3,530 10,500
ci- 261,00 2,445 106,500
SiOa 0,08 1,120 0,071
H2O 13 550,00 75 400,000 0,180
• Сумма К + и N а+.
Таблица S17
Интенсивность миграции элементов в подземных водах.
По А. И. Перельману
Элемент V Содержание элементов mx в подземных водах зоны гнпергенеза, г/л Содержание элементов пх в литосфере, % Коэффициент водной миграция, Кх
С1 4,70Х 10-» 1,7Х 10’2 644,000
Вг 1.83Х 10~4 2,1X 10~4 203,000
I 1,61 X 10~5 4,0Х 10“8 99,000
Mg 1,8бХ10~2 1,87 2,300
Са 4,30Х 10'2 2,96 3,300
Na 4.55Х 10~’ 2,50 4,200
F 4,50X3 О'4 6,6X10-’ 1,600
Zn 3,40Х*10~5 8,3х 10~3 0,940
Sr ' 1,85ХЮ~4 3,4Х 10-’ 1,200
Mo 2,06X10-’ 1,1 ХЮ"4 . 4,400
К 4,59Х IO'3 2,50 0,430
P 5,75Х 10'5 9,ЗХ 10~2 0,140
Мп 4,94Х 10~5 0,10 0,110
Ni 3,31X10-’ 5,8Х 10~3 0,130
Си 5.58Х 10-’ 4,7Х 10~3 0,270
Fe 5,47Х 10-’ 4,65 0,020
Al 2.79Х 10~» 8,05 0,008
Ti 1.07Х 10-» 0,45 0,005
Cr 2.90Х 10-’ 8,3х 10~3 0,080
V 2.06Х 10“’ 9,OX 10”3 0,050
Zf 1,30X10-’ 1,7X10"’ 0,017
Th K 4,20Х 10~7 1,3х 10-3 0,070
284
Т а б л и ц а 218
pH начала осаждення гидроксидов нз разбавленных растворов И произведение
растворимости (ПР) гндроксндов (прн 25 °C). ’ <•<;
По А. И. Перельману
Г идрокснды pH ПР Г идроксиды pH ПР
Sn(OH4) 2,00 IX IO"57 La(OH)3 8,0 lx IO-20
Zr(OH), 2,00 8X IO"52 Be(OH)2 5,7 lx 1O~20
Th(OH)4 3,50 IXIO'80 Ni(OH)2 6,7 8,7x 10-w
Со(ОН)з — 2,5X IO"4’ Cu(OH)2 5,4 1,6X IO-1*
Sb(dH)3 0,90 4X 10"42 Zn(OH)2 5,2 4,5X IO"17
Fe(OH)3 2,48 4X IO'38 Fe(OH)2 5,5 4,8X 10“w
Ga(OH)3 3,50 5X 10'37 Pb(OH)2 6,0 7X 10"”
A1(OH)3 4,10 1,9X 10"42 Co(OH)2 6,8 ' l,3x IO"15
In(OH)3 3,70 IX IO'33 Mn(OH)2 9,0 4,10X10"14
Cr(OH)3 5,30 7X IO"31 Cd(OH)2 6,7 2,3X IO"14
Ti(OH)4 1,4—1,6 IX IO"3» Mg(OH), 10,5 5X 10-12
В i(OH)g 4,5 1X IO"30 AgOH 9,0 2X IO"8
Sn(OH)2 3,0 IX IO"27 Ce(OH)3 7,4 —
Sc(OH)3 4,9 1X10-27 Nd(OH)3 7,0 —
Hg(OH)2 7,0 3X 10"2’ UO2(OH)2 4,2 —
Y(OH)3 6,8 lx IO"24 NbO2OH 0,4 —
во многом зависит от процессов, которые переводят одно веще-
ство в раствор и одновременно выводят другое из раствора
(ионный обмен, окислительно-восстановительные реакции, био-
геохимические реакции и радиоактивный распад). Состав под-
земных вод районов вулканической деятельности формируется
в зависимости от генетического типа, термодинамической обста-
новки, наличия летучих веществ и характера вмещающих по-
род. Сведения о химическом составе подземных вод даны
в табл. 21Т—221.
285
286
Таблица 220
Химический состав подземных вод глубоких горизонтов Ловозррскфго
щелочного массива, мг/л. По С. В. Крайнову, В. М. Швецу <
Компоненты Номер пробы —
1 2 3
Na+ + К+ 16 596 24 260 23 432
Са2+ 1 1 1
Mg2+ 0,6 • 100 5
Сумма карбонатов 14 060 16 275 - 7 023
SC)2" 200 He обн. He обн.
Cl* 21 75 .70
F* 6 250 11 000 . 12 560.
SiO2 600 9000—13 000 7800—8800
Al 950 1 000 1 000
Cu 0,350 0,283 0,928
Zn 0,400 0,450 0,550
TI 0,670 0,900 1,500
Nb 0,070 0,010 0,400
Y 0,025 0,030 0,026
Yb 0,002 0,003 0,003
La 0,365 0,455 0,312
Ce 0,400 0,418 0,385
pH 9,9 11,74 •11,8
Таблица 221
Химический состав подземных вод с высокими содержаниями рудных
элементов, мг/л. По С. В. Крайнову, В. М. Швецу
Кислые воды сульфидных Рассолы глубоких структур
Компоненты месторождений
1 2 3 4 5 6
H+ 12,6 i,4
K+ 248,6 58,5 390,00 1 870,0 570,0 Г 4 500,0
Na+ 2 567,3 3 267,4 67 290,00 92 600,0 1 790,0’ 18 866,0
Mg2+ 69,8 867,6 3 502,90 760,0 116 860,0 20 500,0
Ca2+ 6^3,5 320,6 21 006,00 5 150,0 130,0 87 000,0
Fe2+ 10 080,0 12 923,2 7,50 80,0 1 100,0. 1 475,0
Ee3+ 1 280,0 3 934,2 1,92 25,0
Al3+ 1 042,2 381,0 0,050
Mn2+ 24,0 12,0 38,80 80,0 420,0: 800,0
Cu2+ 1 920,0 1 120,0 8,34 0,3 4,3. 7,0
Zn2+ 0,3 — 2,50 5,0 12,0 20,0
Pb2+ 0,1 — 3,08 0,6 1,6 9,0
Cd2+ — 1,00 —
TI — — 0,93 — — —
Co2+ 0,08 . 0,2
F* 1,4 0,5 — — — 1 15,0 1 X-
287
Продолжение табл. 221
Компоненты Кислые воды сульфидных месторождений Рассолы глубоких структур
1 1 2 3 1 4 | 5 6
С1- 376,4 242,2 148 000,00 156 030,0 340 610,0 251 500,0
Вг- 0,3 Сл. 646,2 130,0 5 510,0 5 500,0
I- Не обн. Сл. 25,4 — 53,0 10,0
SO*-! 347 80,8 43 008,0 474,0 840,0 5 090,0 202,0
нюг 8 924,0 7 954,0 — — — —
нсо^ — — 34,00 140,0 — Не обн.
HjSiO3 16,2 78,0 2,10 — — Не обн.
H3As64 2,5 — .— — . — ‘—
t, °C 11,0 13,5 71,0 — — —
Общая ми- нерализа- ция 62 616,7 74 168,6 — — — 390 450,0
pH 1.9 2,8 6,0 — — 4,3
Eh +373,0 .— + 150,0 — — —
Примечание. 1—2 — Урал: 1 — Гайское месторождение; 2 — Блявинск'ое место-
рождение; 3 — Челекен, красноцветная толща; 4 — Красное море, впаднна Атлантис;
5 — Магдебург, цехштейн; 6 — Ангаро-Ленский бассейн
ТЕРМАЛЬНЫЕ ВОДЫ
Термальные воды представляют собой жидкие горячие вод-
ные растворы, циркулирующие в глубинных зонах земной коры
и участвующие в процессах миграции и отложения минеральных
веществ. Они обогащены летучими газовыми компонентами.
Формирование гидротермальных растворов происходит при
смешении атмосферных — вадозных вод глубокой циркуляции
и ювенильных выделений.
Гидротермальные системы генерируются преимущественно
в связи с развитием магматических процессов и функционируют
в течение длительного времени. Образование различных типов
термальных водных растворов обусловлено их химической диф-
ференциацией в очагах разгрузки и при фильтрации через гор-
ные породы. В процессе деятельности гидротермальных систем
формировались гидротермальные месторождения. Наиболее
распространенными и характерными элементами гидротермаль-
ных жил являются халькофильные элементы, а наиболее ти-
пичными рудными минералами — сульфиды, растворимость ко-
торых в водных природных растворах ничтожна. Согласно су-
288
шествующим представлениям, перенос вещества в гидротермаль-
ных растворах происходит: 1) в виде истинных ионно-дисперс-
ных растворов и 2) в коллоидном состоянии — в виде золей с по-
следующим выпадением в виде гелей.
Внешние проявления термальных вод различны — в виде
фонтанирующих источников — гейзеров, обычных горячих ис-
точников, и особых выделений в пределах морского дна. Све-
дения о химическом составе термальных вод показаны в табл.
222—237.
Таблица 222
Классификация термальных вод.
По Е. А. Баскову, С. Н. Сурикову
Группы Классы Подклассы Преобладающие иоиы
(Кислые (pH < 4,5) Хлоридиые Сероводородио-углекис- лые Углекислые Азотные Метановые Cl", Н+, Na+ С1-, Na+ Cl~, Na+, Са2+ Cl", Na+
Сульфатные Сероводородио-углекис- лые Углекислые SO*~, J4S0-, н+, Al3+, Fe3+ SO*-, Ca*+, Mg*+, H+
Щелочные (н слабокнслые), pH >4,5 Хлоридные Сероводородно-углекис- лые У глекислые Азотиые Метановые Cl", Na+ Cl", Na+ Cl~, Na+, Ca2+ Cl~, Na+, Ca2+
Сульфатные У глекнслые Азотиые Метановые SO*-, Ca*+ SO*-, Na+ SO*-, Na+
Гидрокарбо- иатиые У глекислые Азотные Метановые HCO-3, Na+, Ca*+ HCOf, Na+ HCOJf, Na+
Ю Заказ № 639
289
g Таблица 223
° Химический соствв термальных под, мг/л. По О. В. Андреевой, А. В. Зотову
Параметры источив* Термопроявлеиие
ха, компоненты вод 1 2 3 5 6 7 8
Температура, °C >100 — — — 260 194 260 240—270
Глубина, м 410 — — 610 1092 157 695 720
pH (15-25°) 8^ 8,1 8,0 8,5 8,6 8,1 8,4 3,4
L1+ . — — — 13,2 9,5 3,5 14,2 7,03
Na 1117 951 1007 1200 910 270 1320 1186
К+ 72 83 101 200 143 И 225 228
Mg’+ Не обн. 2,3 3,5 0,05 0,05 0,02 0,03 0,47
С?’+ 80 50 54 17,5 1,1 126 17 15,0
Рвобщ Не обн. — — — — — — 32,4
АР+ — — — — — — — 6,6
NH, 7 0,2 0,2 — 1,2 — 0,15 —
С!" 1808 1557 1674 2156 1244 278 2260 1941
soj- 51 77,8 82,9 25,0 12 19,1 36 318
HSO^ — — — — — — — —
H,S — — — 2 — — 1 —
HCOJ- 430 22 14 23 553 177 19 —
СО, — — — — — — 90
Н2ВО, — 228 239 162 310 20 163 203
H4S1O4 217 355 425 1056 1016 — 1104 1002
Продолжение табл. 223
Параметры источин* ка, компоненты вод Термопроявление
9 10 и 12 13 14 15
Температура, °C 87 97 129 300 332 21 305
Глубина, м Источник Источник 75 1160—1700 1776 Поверхность —
pH (15-25°) 1,85 0,4 1,92 5,2 — 7,1 5,43
Li+ 1 — 0,8 215 210 9,6 10,9
Na 565 1540 890 50 400 53 000 6470 4730
К+ 58 380 100 17 500 16 500 466 1180
Mg’+ 58 520 88 54 10 325 0,2
Са’+ 92 2 010 186 28 000 28 800 79 272
Реобщ 126 970 625 2 290 __ 0.8 —
А1’+ 43 340 31,4 4,2 — 0,6 —
NH, — — 409 — 34 11.6
Cl" 1501 19 990 2206 155 000 155 500 8430 9040
soj- 1015 1 510 1404 5 90 900 3
'HSOf 533 6 870 722 — — — —
H,S — — — 16 — — 624
HCOf — — — — — 4340 —
CO, — — 150 5 000 — 2580
H,BO, 49 658 145 2 200 2 200 304 68
H4S1O4 308 1 025 538 640 640 94 944
Примечание. 1—7 — хлоридно-натрнево-щелочные воды: 1 — Горячий пляж, 2—3 — Паужетка, 4 Вайракей, 5 Брондлендс,
6 — Йеллоустон, 7 —Вайракей, 8—11 —кислые, сульфатно-хлоридные воды: 8 —Отаке, 9 — вулкан Менделеева, 10 — вулкан Якеяма,
to II —о. Хонсю, 12—15 — углекислые рассолы: 12 — о. Кунашир, 13—14 — оз. Солтон-Сн, 15— Сьеро-Прето.
Т а б л и ц а 224
Химический состав термальных вод, г/т. По У. Файфу н др.
Компоненты 1 2 3 4 5
Термальные воды гейзеров вулканических районов
SiOa 363 293 233 150 359
Al 0,2 0,5 — — 0,89
Fe»+ 0,06 0,05 0,2 0,1 0,02
Fe«+ 0,0 0,05 — 0,01 0,00
As •' 1,5 2,7 2,2 3,8 0,06
Sb — 0,4 0,0 0,0
Ca 0,8 5,0 79 40 0,4
Mg 0,0 0,8 0,8 0,2 0,5
Sr 0,0 0,5 14 0,3 0,02
Na 352 653 1400 350 233
К 24 71 196 18 11
Li 5,2 7,6 9,2 9,2 0,2
nh4 0,0 ^^1 J <0,1 0,1
HCO3 0 205 52 29 0
co3 70 0 0 10 128
so4 } 23 100 79 130 102
Cl f 405 865 2430 482 126
F 24 1,8 1,5 1,2 12
Br 1,5 0,2 0,8 — 0,2
I 0,3 0,1 0,0 0,0
NOS 1,8 — — 0,0 0,0
PO4 1,3 — — — 0,09
В 4,4 49 88 49 1,1
HgS 2,6 4,7 0,7 — 2,7
V
Общая сумма, 1310 2360 4590 1270 980
ph 9,6 7,9 7,8 6,9 9,7
t, °C 94 89,2 95,4 101,5 100
Продолжение табл. 224
Компоненты *6 7 A 8 9
SiOa 609 294 302 386
Al 0,55 0,8 5,7 _—
Fe3+ 0,21 5,0 0,0
Fe«+ - 0,0 0,02 —
As 0,05 .
Sb — 0,1
Ca 2,0 15 44 26
Mg 0,5 15 0,4 <0,1
Sr 0,003 0,01 —
Na 156 456 2180 ИЗО
292
Продолжение табл. 224
Компоненты 6 7 8 9
К 15 93 216 146
Li 0,2 — — 12
nh4 0,1 0,8 1,8 0,9
НСО3 112 89 70 35
СО3 17 0,0 0,0 0,0
SO4 178 150 74 35
Cl 63 700 3410 1930
F 3,3 1,2 — 6,2
Br 0,0 8,0 — —
I 0,0 — — —
NO3 0,3 — — —
PO4 0,14 — — —
В 0,68 8,4 99 26
HaS 2,5 — — 1,1
Общая сумма, 1160 1840 6400 3750
г/т
pH 8,7 8,4 7,4 8,6
t, °C 90,5 98 Кипение Кипение
Примечание. 1— Аппер-Бейсии, йеллоустонский парк, шт. Вайоминг, США;
2 — Стимбот-Сприигс, шт. Невада, США; 3 — Морган, Техама, шт. Калифорния, США;
4 — Гейзер-Байт, Умиак, п-ов Аляска, США; 5 —Хаукадалур, Рейкьявик, Исландия; 6 —
Хверавеллиер, западная часть центральной Исландии; 7 — Шумная, п-ов Камчатка,
СССР; 8 —Токаану, о. Северный, Новая Зеландия; 9 —Уайракей, о. Северный, Новая
Зеландия
Продолжение табл. 224
Компоненты 10 11 12 13
Бикарбонатно-натрово-хлоридные термальные воды вулканических
районов вне проявления гейзеров
SiOs 131 313 152 125
Al 0,0 0,04 — Сл.
Fe 0,04 0,04 4,2 1,4
Mn 0,0 0,0 4,5 0,3
Pb 0,0 0,0 0,09 —
As 1,0 2,0 0,01 5,9
Ca 4,4 22 383 249
Mg 0,2 0,0 122 32
Sr . 0,0 0,0 Сл. 0,06
Na 350 . 2500 3050 1060
К 20 488 717 144
Li 1,7 27 1,5 0
nh4 0,1 0,0 25 0,6
НСОз 497 156 1570 519
293
Продолжение табл. 224
Компоненты 10 11 12 13
СО., 7,9 0 0,0
SO4 90 73 451 445
Cl 200 4240 5220 1590
F 10 7,5 — 0,8
Br 0,7 3,3 5,1 6,0
I 0,4 0,3 0,2 1,0
no2 0,0 0,01 — Сл.
NO,1 0,0 11 — Сл.
PO4 0,8 2,2 1,4 —
В 10 38 0,2 72
H2S 0,2 — — 0
Общаи сумма, г/т рн 1330 7880 11 800 4250
8,3 7,9 6,45
tX 93 55 70,5 73
Примечание. 10 — Хот-Крик, графство Моно, шт. Калифорния, США; 11 —
Рузвельт, графство Бивер, шт. Юта, США; 12 —Агкано, Неаполь, Италия; 13 — На-
лычевский, п-ов .Камчатка, СССР
Продолжение табл. 224
Компоненты 14 15 16 17 18 19 20
у
Кислые хлоридно-сульфатные воды источников вулканических
районов и кратерных озер
SiO2 369 160 59 270 480 157 164
Al 1,5 162 62 93 13 66 1 880
Fe2+ 202 219 10 050
Fe3+ 0,8 217 37 31 35 18 130
Мп — —— 3,2 0,4 1,0 2,4 24
Ca 6,a 180 92 150 109 111 2 370
Mg 0,0 30 32 68 17 24 6 770
Na 243 169 108 121 592 68 7 100
К 61 Сл. 92 105 54 30 926
Li 3,2 2,4 — — —:
nh4 3,4 8,5 5,0 6,9 5,5 12 17
H 7,8 301 1 790 20 — 287
HCO, • 0 — — 86 —
HSO4 — — • -1 911 — — 7 600
so4 454 12 700 996 1150 274 407 2 170
Cl 408 2 640 63 200 983 1060 567 57 300
F — — 71 1,2 — 13 806
Br — 44 0,3 — 37
I — — 0,4 0,0 — 0,0 5,6
294
Продолжение табл. 224
Компоненты 14 15 16 17 18 19 20
РО4 0,6 0,3
В 6,9 — — 32 39 — 5,9
HsjS —• — — — 6,9 — 28
Общая сумма, 1570 16 900 66 800 4160 2810 1480 98 300
г/т pH 2,47 <2 1,7 3,2 2,25 <2
f, °C 87 20 100 — 91 44 >40
Примечание. 14 — Норрис-Бейснн, йеллоустонский парк, шт. Вайоминг, США;
15 —Конауэ, проа. Неукен, Аргентина; 16 —Эбеко, о. Парамушир, СССР; 17 —оз. Мен-
делеева, о. Куиашнр, СССР; 18 — Ноборнбецу, окр. Ибурн, о. Хоккайдо, Япония; 19 —
Тьятер, о. Ява, Индонезия; 20 — о. Уайт, зал. Плеити, Новая Зеландия
Т а б л и ц а 225
Содержание и вынос элементов с эксгаляциями Большого трещинного
Толбачвиского извержеивя. По Г. Ю. Бутузовой
Элементы Пределы содержаний в газоконденсатах, мг/л (среднее) Вынос в составе эксгаляцнйт т* Процент от содержания в магме **
Sb 0,021—120,7 (16) 2,8Х 103 48
Cd 0,4—2,9 (1,07) 191 21
Au 7,6~10—8,7Х 10'2 (1,4Х 10~2) 2,5 14
As 0,001—24 (8,3) 1,5Х 103 9,1
Hg 8X10-4- 0,111 (6.3Х10-2) 11 3,1
Zn 0,67—113,4(33) 5,9Х 103 2,3
Pb 0,08-4,1 (1,42) 254 1,6
Sn 0,03—0,3(0,15) 27 0,21
Cu 0,02—16,96 (6,4) 1.1Х103 0,18
Ag 6,7Х IO"4— 1,2Х 10~2 (3,4Х 10"3) 0,6 0,16
Ni 0,023—1,2(0,36) 64 0,02
Cr 0,07—1,5 (0,39) 70 0,01
Co ЗХ IO'3—5,8Х 10~2 (1,8Х 10"2) 3 0,0021
Fe 0,5—48,2 (32) 5,7Х 103 - 0,0012
Mn 0,22—0,48 (0,36) 64 0,001
Ti 0,10—2,4(1,18) 221 0,0007
• В расчете на 1,79X10* т НаО.
•• Рассчитано по среднему содержанию элементов в 3,8x10* т базальтов БТТИ.
295
g Та б л н ц a 226
Концентрация металлов в термальных растворах рифтовых зон. По Г. Ю. Бутузовой
Примечание. Содержание Mn, Fe, Cu, Zn в мг/кг; Pb, Cd, Ag, Со — мкг/кг.
Таблица 227
Вклад гидротерм Тихого океана в пелагическую седиментацию
Элемент Экзогенный вклад. Растворенный сток в океан, в млн. т/1000 лет Эндогенный вклад. Накопление в осадках, в млн. т/1000 лет Сумма Вклад гидротермального материала, %
Fe 1900 570 2470 30
Мп 46 175 221 79
Ва 92 58,7 150,7 39
V 4,6 1,5 . 6,1 24,6
Со 1,4 0,56 1,96 28,6
Си 32 3,7 3,7 10,4
РЬ 4,6 0,51 5,11 9,98
Zr 12 0,28 13,52 11,24
Т а б л и ц а 228
Среднее содержание химических элементов в термальных водах
Тихоокеанского сегмента и Байкальской рифтовой зоны
Компонент Г идротермы Степень концентрировании элементов в гидротермах Тихоокеанского сегмента относительно вод
Тихоокеанского сегмента Байкальской рифтовой эоны Западно-Сибир- ского бассейна Аигаро-Ленского бассейна
pH 6,42 7,73
С1- 4462 77,5 0,48 0,02
SO$- 1241* 195 83 0,77
нсо^ 374** 363** 0,58 0,78 .
Na+ 1813 219 0,28 0,04
Са2+ 518 55,0 0,43 0,008
К+ 245 8,2 2,0 0,03
Mg2+ 159 13,4 0,94 0,02
nh+ 44,1 — 2,7 —
SiO2 129 47,5 4,3 0,43
Fe 28,9 1,7 0,13
В 22,1 0,4 1,6 0,61
Al 19,3 3,20 — 0,08
Br 6,81 0,94 0,13 0,002
F 5,13 9,94 0,35 8,5
Li 2,85 — 1,1 0,12
As 2,32 0,015 174 —
* Сумма SO^ н HSO^ .
•♦Сумма НСО^4-СО|—.
297
Таблица 229
Химический состав термальных рассолов Исландии. По У- Файфу и др.
Объект Глу- бина, м t, °C PH sio2 В Na^ к+ Са2+ Mg2+ со2 so2- S2- Cl- F“ S
Главные компоненты, г/т (мг/л)
Морская вода < . 20 7,6 3 — 10 520 416 386 1282 — 2640 — 19 800 — —
Источник — 99 6,2 544 12 14 325 1670 2260 123 5 206 0,2 29 100 0,2 52 160
Рейкьянес Рейкьянес, 300 221 5,2 374 11,6 10 440 1382 1812 8 2650 72 50,9 20 745 0,2 34 550
скв. 2 Рейкьянес, 1754 227 6,1 636 9 610 1348 1530 16 1926 30,8 45,3 19 260 0,1 32 400
скв. 8 Район гейзеров 254 8,7 509 1,27 209 22 0,8 0,03 135 114 0,7 122 11,5 1 133
Намафьялл, скв. 3 670 268 7,0 591 0,69 133 28 1,1 0,03 88 62 119 20 1,5 822
Элементы-примеси, г/т
Объект Fe Ga Ge Мо - Ti V Li Br I
Морская вода 2 0,5 — 0,3 — 0,3 0,1 65,0 0,05
Источник Рейкьянес 192 2,6 5,5 10,9 6,1 0,7 . 7,4 98,0 0,5
Рейкьянес, скв. 2 485 7,6 6,0 6,1 5,2 2,5 — — —
Район гейзеров 12,5 1,5 23,6 47,0 1,0 15,1 0,2 0,2 0,0
Намафьялл, скв. 3 21,4 0,7 58,8 4,1 1,4 2,1
Газообразные компоненты, мольХ 10 4
Объект /, °C со2 H2S н2 N.. d2 сн,
Рейкьянес, скв. 2 221 603 15 0,45 7,3 0,91 0,02
» скв. 8 277 438 13,3 2,8
Намафьялл, скв. 4 259 34,4 53 24,6 7,6 0,0 1,48
ко Хверагердн, скв. 8 ё , - — 217 31,9 1,9 0,34 0,0 0,01
Таблица 230
Химический состав термальных рассолов впадин Красного моря, г/кг.
По К- Эмери и др.
Компонент Атлантис 11 Дискавери Чейн Вода океана
Na+ 92,60 93,05 24,0 10,76
К+ 1,87 2,14 0,78 0,39
Са2+ 5,15 5,12 1,18 0,41
Mg2+ 0,76 0,81 1,42 1,29
Sr2+ 0,04 0,04 0,01 0,08
Cl- ; 156,03 155,3 41,9 19,35
Br 0,13 0,12 0,08 0,066
so*- 0,84 0,70 2,81 2,71
HCOjf 0,14 0,03 — 0,72
Si 0,03 0,003 — 0,004
Fe 0,08 0,003 • — 0,00002
Mn 0,08 0,05 0,005 0,00001
Zn 0,005 0,0008 — 0,000005
Cu 0,0003 0,0001 — 0,00001
Co 0,0002 0,0001 — —
Pb 0,0006 0,0002 — 0,000004
Ni — 0,0003 — 0,0000001
Соленость, %0 257,76 257,37 72,19 35,71
Температура, °C 56,5 44,7 29,1 —
Плотность, г/см3 1,178 1,183 — 1,03
Таблица 231
Характеристика термальных вод, отлагающих сульфиды ртути, мг/л.
По Л. М. Лебедеву
Компоненты Источники Компоненты Источники
Апапельскне Эмедн Апапельскне | Эмеди
nh4 — 0,5 Fe2+ 10,0
к+ 61,30 6,8 Fe3+ — 10,0
Na+ 426,30 227,0 Al — 230,0
Mg2+ 7,00 0,0 Mn He обн. 3,0
Са2+ 16,00 16,0 Ti — 160,0
F" — 4,5 Hg 4,0 He обн.
ci- 126,50 288,0 As 3000,0 160,0
в- f 0,2 Sb 300,0 —
I- 0,03 0,1 Pb 2,5 9,0
so*- 578,00 160,0 Zn <5,0 —
НСО7 165,00 27,0 Cu <2,0 10,0
СО*~ 18,00 10,0 Mo 30,0 60,0
HjS — 0,2 Ni <5,0 20,0
HaSiOs 160,00 — Ge 7,5 —
рн 8,10 8,5 — —
Smin 1567,13 — — —
Температура воды при вы- ходе на поверх- ность, °C 95,00 93,0
300
Т а б л и ц а 232
Химический состав термальных вод, отлагающих гидроксиды железа,
коллоидную серу и сульфиды тяжелых металлов, мг/л. По К. К. Зеленову
Компоненты 1 2 3 4 5 6
н+ 1,07 0,72 4,96 5,71 4,79
Li+ — He обн. He оби. 2,05 0,62 —
Na+ 89,75 153,40 66,10 267,50 90,49 29,00
К+ 13,25 39,51 4,50 25,50 92,95 7,00
Мп2+ 0,62 — — •— — —
Mg2+ 50,97 83,55 24,50 135,90 80,82 41,24
Са2+ 20,82 260,84 525,25 142,50 141,20 217,27
Fe(OH)2 16,42 He обн. 5,47 24,09 9,47
Fe2+ 33,52 69,13 1,76 22,00 15,94 17,87
Fe3+ 6,35 10,09 9,71 9,52 16,19
Al3+ — 2,75 357,09 77,64 111,20 78,70
Tj4+ — He оби. He оби. He обн. He обн. —
ci- 66,65 9,89 28,37 633,34 595,70 14,18
SO2f~ 56,30 1445,28 3604,80 1058,30 1025,76 1286,40
HSO^ — 56,26 45,49 173,24 195,94 215,34
HCO7 469,07 — — — — —
CO2 30,00 — — — — —
— 2536,00 5788,00 2810,00 2472,00 2312,00
pH 7,25 3,03 3,33 2,37 2,31 2,38
t, °C * 75 18 46 — —
Примечание, i — холодные источники Унгаран, отлагающие железистый гель;
2—3 — источники о. Парамушнр, отлагающие гидроксиды железа; 4 — Курильские о-ва,
источник, отлагающий коллоидную серу, 5 —источник о. Кунашир, отлагающий колло-
идную серу; 6 — лимонитовое озеро, источник на северном берегу, отлагающий гидро-
ксиды железа;
• — сухой остаток.
Таблица 233
Химический состав кислых сульфатио-хлоридных терм, отлагающих-
сульфаты и сульфиды, сульфосоли и другие минеральные новообразования, мг/л.
По Л. М. Лебедеву, Н. Б. Никитиной
Компоненты . i 2 3 4 5 6
Н+ 24,10 19,10 9,14 14,92 5,68
Li+ 0,80 1,00 0,30 0,84 0,05 —
Na+ 514,00 623,80 259,40 890,00 174,11 1484,67
K+ 59,38 67,60 27,20 100,00 16,90 26,24
Mg2+ 57,07 65,96 2,19 87,77 27,91 9,83
Ca2+ 137,83 127,45 62,70 185,95 85,77 176,89
Al»+ 29,63 28,57 11,64 31,40 11,74 He обн.
Mn2+ 11,62 12,58 5,03 21,98 2,98 »
301
Продолжение табл. 233
Компоненты 1 2 3 4 5 6
Fe2+ 95,00 89,00 15,75 625,00 10,70- Не обн.
Fe3+ 0,70 0,93 0,50 — 0,00 »
Cu2+ 0,03 0,008 Не обн. 0,75 0,002 13,83
Zn2+ 3,20 3,60 3,00 4,60 1,40
Pb2+ 0,36 0,20 0,15 0,80 —
ci- 1467,60 1580,76 661,79 2226,26 524,63 1484,48
F" . 2,70 2,90 1,32 6,08 0,64 4,00
HSO^ 669,30 438,06 211,46 721,68 86,43 —
SC)2- 807,36 761,28 324,72 1404,48 285,30 123,42
H3BO3 128,63 107,43 53,05 145,06 103,44 93,00
H4SiO4 385,31 341,69 194,84 538,00 179,20 115,00
H3ASO3 5,05 5,85 — 51,00 0,09
H3SbO3 — — — 0,156 0,013 —
H2POf 4,64 4,64 2,18 — 2,66 Сл.
^min 4402,759 4330,637 1890,29 7057,68 1519,81 4611,23
pH 1,70 1,80 2,10 1,92 2,30 6,63
Eh, В +0,4 +0,51 +0,67 — — —
t, °C 98 86 45 129 45 83
Приме' айне. 1 - Ннжие-Мен делеевские нсточиикн, отлагающие сульфурит.
ярозит, гель кремнезема; 2 -Верхне-Докторский источник «Колодец», отлагающий опал.
алунит, гель кремнезема; 3 — источник Ярозитовый, отлагающий землистый ярозит и
гель кремнезема; 4 — о. Кунашир, скв. 30а, глубина 75 м, термальные растворы, от-
лагающие сульфиды и сульфосоли меди; 5 — вулкан Головина, Кипящее озеро (сере-
дина), выпадение реальгара, аурипигмента; 6 — мыс Не пройдешь, источник 1, отла-
гающий халькозин, сфалерит, халькопирит, сульфиды серебра. висмута, мышьяка.
Табл и^ц а 234
Химический сортаа жидких включений в аакуолях минералов и пород, г/л.
По И. Н. Масловой
Компоненты 1 2 3 4 5
Na+ 23,300 26,0000 7,000 57,00 36,0000
К+ 1,150 0,0440 0,600 0,09 0,1500
Mg2+ • — 0,010 — 0,0600
Са2+ 0,310 46,0000 27,550 108,00 9,0000
А12О3 — 0,0021 0,001 0,0033
а- 36,140 130,0000 60,000 283,00 71,9000
SO^~ — 0,3600 0,050 0,57 0,2450
HCCXf 0,265 0,6000 0,455 — 0,5200
SiO2 — 0,0075 1,145 — 0,0300
s — 130,9600 60,480 283,57 72,7000
pH — 5—5,5 5—5,5 4,0—5,5 5—5,5
Формула Курлова CHOO М61 2 ’ №96 м CHOO „ CHOO „ CHOO м CI99
^“сабТЫаЗЗ Ca8INal8 Ca69N«31 IlftNa77Ca22
Примечание. 1— кварц, 2, 3 — шаровые лавы, 4 —мандельштейны, 5 — туфы.
302
Т а б л и ц а 235
Химический состав флюидных включений (г/л) в кварце, касситерите
и вольфрамите.
По Т. М. Сущевской
Компо- ненты 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10
Li+ 0,23 0,05 0,16 0,12 0,29 0,61 0,7 0,04 1,32 0,78
Na+ 7,42 4,73 14,94 13,73 10,92 3,67 12,08 1,72 3,95 11,94
К+ 2,41 2,60 2,19 3,66 18,14 2,16 7,80 1,46 0,12 13,50
Mg2+ 0,11 0,50 0,55 — 0,04 — 0,45 — 2,15
Са2+ 2,18 0,88 2,09 1,98 3,35 0,63 4,50 1,12 0,85 16,58
F- 1,28 2,11 0,95 1,95 1,66 2,52 13,78 1,31 4,43 6,02
ci- 10,70 6,71 26,78 21,63 9,65 3,58 — 2,22 5,10 —
НСО~ 17,87 9,82 5,82 27,72 52,06 4,78 15,25 12,96 4,74 118,11
Л 6 1 6 8 3 3 Ср. проба Ср. проба 2 3
Примечание. 1—2 — месторождение Солнечное (1—кварц II, кварц-касситери
товая стадия минералнзацни, 2 — касситерит); 3 — месторождения Фестивальное и Пе-
ревальное. кварц II, кварц-сульфидно-карбоиатиая стадия минерализации; 4 — место-
рождение Комсомольское, кварц II, кварц-касситерйтовая стадия минерализации; 5—6 —
месторождение Хрустальное; 5 — кварц I, кварц-касснтеритовая стадия минерализации;
6 — кварц IV, кварц-карбонатиая стадия минерализации;' 7—8 — месторождение Дедово-
горское; 7 — кварц (средняя проба по кварц-вольфрамитовым жнлам), 8—вольфрамит
(средняя проба); 9—10 — месторождение ЦниоВец; 9 — кварц, 10 — вольфрамит.
Т а б л И ц а 236
Химический состав растворов включений (г/л) в кристаллах исландского шпата.
По И. И. Маслову, Г. И. Шугуровой
Компоненты 1 2 3 4
Na+ 26,0000 7,0000 57,000 36,0000
К+ 0,0440 0,6000 0,090 0,1500
Mg2+ — 0,0100 He опр. 0,0600
Са2+ 46,0000 27,5500 108,000 9,0000
А12О3 0,0021 0,0010 He опр. 0,0033
ci- 130,0000 60,0000 283,000 71,9000
so*- 0,3600 0,0500 0,570 0,2450
НСО7 0,6000 0,4350 — 0,5200
SiO2 0,0075 1,1450 — 0,0294
2 mln 130,9600 60,4800 238,570 . 72,7000
рн 5-5,5 5-5,5 4—4,5 5-5,5
Примечание: 1—2 —в шаровых лавах, 3 —в маидельштейиах, 4 —в зоне
дробления в туфах.
303
Т а б л и ц а 237
Химический состав жидких включений , г/т
По У. Файфу и др. [58]
Включающий минерал ы+ Na+ к+ Mg2+
Кварц 10,4 8,20 3,64
Кварц — 68,8 20,19 26,69
Квэрц — 64,4 — 12,64
МиХроклин — 25,8 — 16,30
Сподумен — 168,0 — 15,07
Кварц 1,45 130,0 90,00 —
Кварц — 43,0 120,00 —
Ортоклаз — — — —
Плагиоклаз — — — —
Биотит — — — —
Оливин — 0—6 0-5 —
Доломит — 130,0 40,00 260,0
Кремень 0,70 85,0 445,00 —
Кальцит — 1,08 1,41 Не опр.
Сера — 108,5 — 6,0
Галенит — 8,80 3,80 —
Барит — 5,00 2,80 —
флюорит — 1,30 15,00 —
Галенит — 7,87 0,41 0,34
Кварц — 45,54 — 7,29
Сфалерит — Сл. — 8,37
Кальцит — 28,29 — 12,75
Кварц — 120,00 42,00 0,60
Флюорит — 16,00 2,00 Не опр.
Кварц у Не опр. Не опр. Не опр 3,20
То же » Не опр. Не опр.
Кварц 3,20 9,10
Г л а в а IX t
ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ ПРИРОДНЫХ ГАЗОВ
АТМОСФЕРА
Атмосфера Земли — газовая оболочка планеты, масса кото-
рой 5,15-1015 т. Большая часть атмосферы ( — 90%) сосредото-
чена в слое до высоты 16 км, выше 100 км находится одна мил-
лионная часть атмосферного воздуха.
Молекулярная масса сухого воздуха равна 28,966. Плотность
сухого воздуха при давлении 101,3 кПа равна 1,2928 кг/м3, или
0,012928 г/см3. Нижний слой атмосферы до высоты 11 км в по-
лярных странах и до 17 км в тропических называется тропосфе-
304
t
Са2+ C1- нсо3 so2- Вмещающая среда
30,06 26,94 61,00 20,74 Пегматит
39,63 87,94 18,30 46,66 Жилы в гнейсах
26,86 81,56 175,74 —
37,68 65,24 274,58 — | Д-пегматит в мраморе
33,26 138,28 184,40 Следы
— 50,00 — 5,00 Пегматит
7,00 109,00 — 42,00
— 256,00 — 35,00
— 230,00 — 56,00 Гранит
— 102,00 — 28,00
11,00 5—25 — 16—25 Нодуль в базальте
40,00 450,00 510,00 280,00 Доломит
— 120,00 — 140,00 Конкреция в известняке
1,96 2,10 12,80 0,42 Карбонатит
44,90 160,00 85,40 55,50 Залежь серы
— 116,10 — — ] Каверны в известняке на место-
— 25,40 — — > рождении РЬ
— 16,80 — 242,10
1,58 45,40 — 5,29 Pb-Zn — месторождение
21,08 106,38 38,43 Не опр. 1 Полиметаллическое месторожде-
24,63 9,57 91,50 7,20 1 ние
71,12 59,55 201,30 43,23
28,00 277,00 Не опр. 5,00
31,00 42,00 » Не опр. J Пегматит
140,50 428,90 » 160,60 1 Пегматит
217,50 451,10 » Не опр. >
— 645,40 » »
рой. Тропосфера — зона интенсивного перемешивания воздушных
масс, поэтому ее химический состав весьма однородный. Темпе-
ратура воздуха в тропосфере убывает на 0,5 °C на 100 м. Верх-
няя граница тропосферы отмечается так называемой тропопау-
зой — слоем постоянной температуры. Выше тропопаузы начи-
нается стратосфера. Для нее характерно уменьшение турбу-
лентного перемешивания воздуха. Свыше 35 км температура
начинает повышаться и приблизительно на высоте 50 км дости-
гает 0°. Ход изменения температур с высотой и плотности воз-
духа представлен на рис. 27.
По химическому составу вся атмосфера Земли подразделя-
ется на верхнюю — гетеросферу и нижнюю — гомосферу. Гете-
росфера— верхняя атмосфера Земли неоднородного химиче-
ского состава. Гетеросфера начинается примерно с высоты
100 км. Ниже располагается атмосферный слой, относящийся
к гомосфере, который имеет состав, сходный с приземным воз-
305
Рис. 27. Строение атмосферы Земли.
Показано изменение температуры с
высотой
духом. Определенной четкой
границы между верхней й
нижней атмосферой не су- ।
шествует. Для верхней атмос- /
феры характерны процессы /
диссоциации и ионизации га-
зов, которые происходят под
влиянием излучения Солнца. [
Атмосферный воздух пред-
ставляет собой газовую смесь
двух газов — азота и кисло- ।
рода. Наиболее точные изме-
рения состава атмосферного
воздуха были выполнены
Г. Дамклером, Ф. Панетом и
Е. Глюкауфом. В табл. 238
представлены данные о сред-
нем химическом составе ат-
мосферы.
В составе атмосферы выде-
ляют группу постоянных и
группу переменных состав-
ляющих газов. Однако такое
подразделение является ус-
ловным и относительным, по-
скольку в разрезе геологического времени по существу все ком-
поненту атмосферы выступают как переменные. Наиболее ха-
рактерные переменные компоненты перечислены в табл. 239.
Таблица 238
Средний химический состав атмосферы (сухой воздух). По Х< Юнгу
Гаэ Состав» % Состав, массовая доля в % Общая масса, 10*> г
n2 * 78,0900 75,5100 38,648
о2 20,9500 23,1500 11,841
Аг 0,9300 1,2800 0,655
со2 0,0300 0,0460 0,0233
Ne 0,0018 0,00125 0,000636
Не 0,00052 0,000072 0,000037
СН4 0,00022 0,00012 0,000062
Кг 0,0001 0,00029 0,000146
N2O 0,0001 0,00015 0,000077
н2 0,00005 0,000003 0,000002
Хе 0,000008 0,000036 0,000038
о; 0,000001 0,000036 0,000031
* Содержание увеличивается с высотой. >
306
Таблица 239
Переменные компоненты сухого воздуха
Компо* ней ты Содержание Происхождение Вероятные реакции разложения
О3 so2 no2 CHjO k NaCl NH3 CO 0—0,07-10"’ г/г (летом 0—02-10“’ г/г) 0—1-10“’ г/т 0-0,02-10“’ г/г Неопределенное 0—Ю"10 г/см3 Порядка 1О“10 г/см3 0, до следов 0, до следов Радиационное Промышленное Промышленное Биологическое или окисление СН4 Промышленное Морские брызги Промышленное Промышленное 2О3 —> ЗО2 SO2 + Н2О 4- 1/20 H2SO4 В нитраты или N и О2 Окисление до СО2 и Н2О Многие реакции Растворение в воде 2NH, + 3/20 N2 + ЗН2О СО + 1/20 О2 СО2
Состав атмосферы Земли существенно отличается от состава
атмосфер других планет Солнечной системы. Это хорошо видно
при их сравнении (табл. 240).
Таблица 240
Химический состав атмосфер Венеры, Земли, Марса н Юпитера.
По И. Леви, Р. Прину
Газ Вейера Земля Марс Юпитер
Водород Н2 <10“3 <5- 10“6 86
Кислород О2 <10“3 21 о,1
Озон О3 (?) 10“’—10-’ 10-®
Азот N2 3.5 78,1 2,5
Сера S2 «2-10"® п — * ——
Диоксид углерода СО2 96,5 3-10-2 95 —
Водяной пар Н2О 0,2 0,1 0-0,2 —
Оксид углерода СО з-ю-3 10-« 0,08 —
Метан СН4 <10“* 1,8-10"* 4-10-’ 0,04
Аммиак NH3 <2- IO"* <10~® <ю-® 0,06
Диоксид серы SO2 1,5-10“2 IO"* <ю-’ .—
Хлористый водород НС1 4-10“® <Ю“5 <ю-® -—
Фтористый водород HF 5-10-’ <ю-’ <ю~7 -—
Ацетилен С2Н2 <ю-’ <Ю“6 <5-10-* 2-10-’
Этаи С»Нв <ю-’ <10-® <4-10-* 10~*
Фосфии РН3 — ' <10-® — —
Инертные газы:
Не 10-2 5-10-* — 14
Ne 1,3-10-3 1,8-10~3 — —
Аг 1,5- IO"2 0.9 1,5 —
Кг 6,5- IO"6 1,1-10-* 3-io-®
Хе — 8,7- КГ’ 8-10-® —
Средняя молекулярная 43,5 28,8 43,5 2,3
масса
307
КЛАССИФИКАЦИЯ ПРИРОДНЫХ ГАЗОВ
В различных частях верхних горизонтов земного шара сосре-
доточены подземные газы как непременные составные компо-
ненты. В. И. Вернадский отмечал, что в связи с этим речь может
идти о «подземных атмосферах», находящихся в среде разно-
образных пород и водах гидросферы. Он подразделял природ-1
ные газы на газы земной поверхности, газы, связанные с высо-
кой температурой, и газы, проникающие в земную кору.
Состав подземных газов нашей планеты связан с составом
горйых пород и термодинамическими условиями их нахождения.
С повышением температуры ряд веществ переходит в газообраз-
ное состояние или в связи с собственными физическими свойст-
вами, или в связи с разложением некоторых минералов, в со-
став которых входил соответствующий компонент в свободном
виде. С повышением температуры и давления в глубинах Земли
изменяется состояние газов и жидкостей. При этом важное зна-
чение имеют их физические свойства, которые для наиболее
распространенных газов представлены в табл. 241.
Таблица 241
Основные физические свойства газов. По В. А. Соколову
Газ Температура Плотность (по воз- духу) Растворимость (см8/см3) в воде при давлении 98 кПа и температуре °C
плавле- ния, °C кнпення, °C критиче- ская, °C
Водород г —259,1 —252,8 —240 0,0695 0,021 0,016
Гелий —272,2 —268,9 —268 0,138 0,0099 0,0086
Азот —209,8 — 195,8 — 147 0,967 0,023 0,011
Кислород —218,4 — 183,0 — 119 1,105 0,049 0,021
Неон —248,7 —245,9 —229 0,696 0,012 0,008
Аргон — 189,0 — 185,7 — 122 1,379 0,051 0,019
Криптон — 157,0 — 152,0 —63 2,868 0,11 0,045
Ксенон — 112,0 — 107,1 16,6 4,525 0,25 0,073
Аммиак —77,7 —33,0 132 0,596 1,299 310
Метан — 184,0 -161,5 —82 0,554 0,055 0,021
Этан —482,8 -88,3 32 1,049 0,088 0,024
Пропан — 189,0 —42,2 96 1,554 0,050 0,013
Изобутан — 145,0 — 10,2 134 2,067 0,026 0,010
Н-бутан — 135,0 -0,5 153 2,085 0,031 0,012
Сероводород —82,9 —61,8 100 1,175 4,67 1,39
Диоксид углерода —56,6 —78,5 31 1,529 1,71 0,44
Диоксид-серы —72,7 — 10,0 157 2,264 79,8 —
Диоксид азота — 102,4 —88,5 36,5 1,529 1,30
ОксиД азота — 163,6 — 151,8 —94 1,036 0,074 0,031
Оксид углерода —207 — 190 — 139 0,967 0,035 0,016
Хлористый водо- —112 —83,7 51,4 1,268 Смешивается с во-
род Фтористый водо- род — 103 —34,6 188 0,690 дой в любой про- порции
308
Газы в целом являются важной составной частью магмати-
ческих систем в качестве летучих компонентов. Весь вулканизм
Земли можно представить как обширную дегазацию ее недр.
Общая оценка количества газов в верхних оболочках Земли
производилась различными исследователями в разное время.
Наиболее обстоятельные расчеты выполнены В. А. Соколовым
(табл. 242).
Т а б л и ц а 242
Общее количество газов в оболочках Земли. По В. А. Соколову
Оболочка Общее количество газа, 101’ т Количество отдельных компонентов, 10” т
со, СН, N, ' 6,
Атмосфера 5 270 2,4 4 000 1 200
Гидросфера 16 1,0 — 14 1
Стратисфера 214 93,0 43 77 —
Гранитная и базальтовая 7 800 6 300 15 500
оболочки —
Верхняя мантия 435 000 210 000 — 13 000 —
Продолжение табл. 242
Общее количество газа, 10” т Количество отдельных компонентов, 10“ т
Оболочка Н, h,s+so, HCI+HF Не Аг
Атмосфера Гидросфера Стратисфера Гранитная и базальтовая оболочки Верхняя мантия 5 270 16 214 7 800 435 000 0,2 115 8 600 0,8 200 210 000 600 83 000 0,0036 | 28 70 600
Примечание. Прочерк в таблице означает, что общее количество газов на
одни или несколько порядков меньше, чем 10|г т.
В. В. Белоусов предложил генетическую классификацию
природных газов. Он выделил четыре типа подземных природ-
ных газов.
1. Газы биохимического происхождения. Они образуются
при разложении микроорганизмами органических веществ и ми-
неральных солей. К ним относятся СН4, СО2, тяжелые углево-
дороды, азот, сероводород.
2. Газы воздушного происхождения.
3. Газы химического происхождения. Возникают при хими-
ческих процессах, протекающих в литосфере. Они могут быть
подразделены на газы метаморфического происхождения, кото-
309
w Таблица 243
Классификация природных газов. По В. А. Соколову -___________________2__________________________
Типы газов Химический состав Происхождение газа
Основные компоненты Компоненты, иногда присутствующие Мнкрокомпоненты
I. Газы атмосферы N2, О2, Аг, СО2 — Оз, NO2, N2O, Н2, бла- городные газы Смесь газов химического, био- химического и радиогенного про- исхождения
II. Газы земной поверх- ности и субаквальных отложений: а) почвы и подпочвы СО2, N2, О2 и другие газы — СН4, СО, N2O, HaS, Н2> летучие органические вещества, благородные газы (из воздуха) Газы преимущественно биохи- мического происхождения с примесью других газов. Газо- обмен с атмосферой приводит к тому, что основной образую- щийся в почве газ и другие газы примешаны к воздуху
б) болотные, торфя- ные сн4, со2, n2 — Н2, СО, N2O, nh3, H2S, летучие органические вещества, благородные газы (из воздуха) Газы преимущественно биохи- мического происхождения с при- месью других газов. Воздух при- сутствует иногда. Присутствую- щий азот преимущественно воз- душного происхождения
в) морских суба- квальных осадков СО2, СН4, Na — Н2, NH3, H2S, летучие органические вещества, благородные газы (из воздуха) Газы преимущественно биохими- ческого происхождения. В газах глубоководных осадков, соглас- но отдельным анализам, основ- ным компонентом является СО2
Продолжение табл. 243
Химический состав
Типы газов Основные кэмпоненты Компоненты, иногда присутствующие Мнкрокомпоненты Происхождение газа
III. Газы осадочных по- род: а) нефтяных место- рождений б) газовых место- рождений в) угольных место- рождений г) солеиосных отло- жений д) рассеянные СН4, ТУ* сн4 сн4 сн4, н2, n2 со2 N2, СО2, H2S, Не, Ат ТУ, n2, со2, H2S, Не, Ат СО2, n2, н2 H2S, ТУ Н2, H2S, ТУ H2, благородные газы H2, благородные газы ТУ, благородные газы Благородные газы Благородные газы Газы преимущественно химиче- ского происхождения с приме- сью газов биохимического и ино- го происхождения. На значи- тельных глубинах, где вследст- вие повышения температуры нормальная деятельность мик- роорганизмов прекращается, биохимические газы отсутствуют
IV. Г азы метаморфиче- ских пород со2, n2, н. СН4, H2S, ТУ Благородные газы Газы химического происхожде- ния с примесью газов радиацион- но-химического и радиогенного происхождения
V. Газы гранитной и ба- зальтовой оболочек. со2, н2 N2, H2S, НС1, HF СН4, благородные газы То же
VI. Вулканические газы: а) магматические (ла- вовых озер) б) фумарольные СО2, Н2, SO2 НС1, НЕ СО2, Н2, H2S, so, co, n2, nh3 CO, HCI, HF, N СН4, благородные газы СН4, благородные газы Газы химического происхожде- ния с примесью газов радиа- ционно-химического и радио- генного происхождения. Вулка- нические газы — измененные газы верхней мантии
со • ТУ— тяжелые углеводороды (газообразные).
рые образуются при-воздействии на горные породы высоких тем- |
ператур и давлений (СОг, H2S, Н2, СН«, СО, N2, НО, HF, NH3, 1
В(ОН)з, SO2, Cl, S) и газы природных химических реакций, |
протекающих при низких температурах и давлениях. 1
4. Газы радиоактивного происхождения, которые возникают 1
в результате распада радиоактивных изотопов. К ним относятся
гелий, аргон, радон. “3
Изучение природных газов показало, что один и тот же газ j
может быть разного происхождения. Например, СОг может вы- 1
делиться при метаморфизме карбонатных пород, при окислении |
органических веществ и другими путями. 1
Классификация природных газов, предложенная В. А. Соко- I
ловым (1966), основана на условиях их нахождения и образова- I
ния в том или другом слое верхних частей Земли. В связи с этим 1
он выделил шесть типов природных газов: I — земной атмо- |
сферы, II — земной поверхности, III—осадочных горных пород, I
IV — метаморфических горных пород, V — гранитной и базаль- I
товой оболочек, VI — мантии — вулканические газы. В развер- 1
нутом виде классификация В. А. Соколова представлена 1
в табл. 243. I
ПРИРОДНЫЕ ГАЗЫ ПОЧВ И |
ОСАДОЧНЫХ ГОРНЫХ ПОРОД
Газы осадочных горных пород и почв довольно широко рас- |
пространены. К ним относятся горючие газы, используемые про- |
мышленностью и в бытовых целях. Основным компонентом го- ]
Т а б 1£н ц а 244 I
Содержание различных газов и летучих органических соединений в |
почвенном и атмосферном воздухе. По Б. Г. Розанову, С. В. Комарову и др. 1
Газы Содержание в атмосфере, % Содержание в почве, %
n2 79,1 68—73
21,9 5—21
сог 3,0-10"г 0,1—20,0
н2 5,0-IO-5 1-8-10"’
со 1,0-10-5 1-8-10“’
NO 1.0-10~5 1—10-10-*
no2 5,0-10"’ 2—4-10"’
N2O 5,0-10"’ 4—40-10~5
SO2 — 3-10"7
H2S — 2-IO"7
cos — 2—25 000-10~7
CH3SH — 3-10"7 х
(CH3)2S —' 1-10"’
CH3SCH8 Углеводороды — 1—12-Ю'7
CH4 3,0-10“5 1—8-10-’
C2—-Cjo 2—240-10~7 1-35-10-’
312
Таблица 245
Состав газов в некоторых газовых месторождениях Западной Сибири, %. (
По А. К- Карпову, М. В. Огняну, В. А. Соколову
Место рожде- ние со3 N, Не Аг Н« сн. с2н„ СэН8 С,Н10 С5Н13
Мессоях- ское 0,65 0,45 0,005 ' — — 98,97 Сл. — —
Губкинское 0,10 1,20 0,02 0,02 0,004 98,50 0,12 0,015 Сл. Сл.
Уренгойское 0,21 1,10 0,01 0,0025 — 98,50 0,10 Сл. Сл. Нет
Тазовское 0,30 0,50 0,01 0,02 — 99,00. 0,15 0,030 0,005 0,002
Заполярное 0,50 0,70 — — Сл. 98,50 0,20 0,05 0,012 Сл.
Комсомоль- ское 0,28 ♦ 1,69 0,02 0,05 Сл. 97,80 0,15 0,004 0,001 —~
Ныдинское 0,30 2,12 0,01 0,01 — 98,20 0,80 0,003 0,05 0,002
Медвежье 0,22 0,73 0,007 0,01 — 98,63 0,35 0,02 0,003 0,04
Таблица 246
Среднее содержание H2S (в мг/л) в воде Черного моря
Глубина, м По Т. П. Даниль- ченко и По Н. М. Кни- повичу, 1932 г. По Л. М. Алек- сееву, 1967 г. Поданным Главного гидрографического управления, 1924—1933 гг. По Скопинцеву, 1975 г.
н. и. рниу. Чнги- 1928 г.
Число проб СО . X 1 с о ч X V СО X Число проб со X Число проб СО X Число проб СО X
125 — — 27 0,05 — —— . — — — —
150 39 0,14 53 0,26 77 0,27 63 0,15=р0,15 135 0,19
175 63 0,34 61 0,57 — — 80 0,40=р0,32 8 0,40
200 62 0,72 60 0;92 91 0,80 85 0,75=1=0,41 156 0,83
225 48 0,97 42 1,22 — — 84 1,14=}=0,48 84 1,14
300 57 2,28 ' — — 91 1,93 86 2,26=РО,51 158 2,34+0,60
400 5 4,28 4 4,64 — — — — — —•
500 38 5,82 2 5,65 52 4,60 82 5,15=5= 1,08 156 5,02+0,97
1000 34 8,69 — — 27 8,05 81 8,27=5=1,14 155 8.48Т0.96
1500 18 9,51 — — 9 9,60 5 9,41=5= 1,00 115 9,56+0,88
2000 20 9,94 — — 1 9,50 34 9,21=5= 1,55 65 9,60Т 1,42
313
рючих газов является метан СН4 с примесью более тяжелых уг-
леводородов, иногда азота, СОг, инертных газов. Газы осадочные
пород и почв преимущественно химического и биохимического
происхождения. Генерация газов в почвах происходит довольно
сложно в зависимости от условий их нахождения. Сравнение
состава почвенных газов с атмосферой показано в табл. 244.
Среди газов осадочных горных пород выделяют газы: 1) неф-
тяных месторождений, 2) газовых месторождений, 3) угольных
месторождений, 4) соленосных отложений, 5) рассеянные. Не-
которые данные по составу природных газов газовых месторож-
дений, в водах и рассолах, угольных бассейнах представлены
в табл. 245—248.
Т абл и ц .а 247
Содержание растворенных газов в воде и рассолах Красного моря.
По X. Крейгу
Газ Морская вода Рассол впадины Атлантис II Рассол впадины Дискавери
N2, см®/кг 8,05 13,09 13,49
AN2, см3/кг — 5,04 5,44
Аг, см3/кг 0,2110 0,2110 0,2320
ДАг, см3/кг 0,000 0,021
SCO2, млн-1 (125) 184,7 39,4
6«С %0 .. (-1) —5,6 —16,8
с
Таблица 248
Метанообильиость угленосных бассейнов, м3/т.
По данным Ю. И. Калимова
Глубина от дневной поверхности, м Донбасс Кузбасс Карагандин- ский бассейн Печорский бассейн
Воркутинское месторожде- ние Интинское месторожде- ние
До 50 0,5 0 0
50—100 1,0 1,0 0,7 1,0 0,5
100—150 2,5 4,0 2,7 1,5 1,0
150-200 6,0 8,0 6,5 5,0 3,0
200—300 10,5 (14,0) 15,5 11,0 (6,5)
300—400 17,0 (27,0) 18,0 (8,5)
400—500 23,0 — (37,0) (26,0) (10,5)
. Примечание. В скобках приведены предполагаемые величины метанообнль-
иостн. k
314
ГАЗЫ МАГМАТИЧЕСКИХ ПОРОД И ВУЛКАНИЧЕСКИХ
ЭКСГАЛЯЦИЙ
Газы гранитной и базальтовой оболочек содержат СО2, N2,
Нг, благородные газы. Это главным образом газы химического
происхождения с примесью газов радиационно-химического и
радиоактивного происхождения. Гранитная оболочка Земли
в связи с повышенным содержанием калия, урана и тория в от-
носительно повышенном количестве содержит радиогенные
газы — аргон и гелий.
Вулканические газы можно подразделить на собственно маг-
матические из лавовых озер и фумарольные. Эти газы представ-
ляют собой измененные газы верхней мантии. Они химического
происхождения с примесью газов радиационно-химического и
радиоактивного происхождения. К настояещму времени име-
ются в общем довольно многочисленные данные по составу вул-
канических газов, полученные главным образом советскими и
японскими исследователями в Тихоокеанском вулканическом
поясе.
Данные о составе газов магматических пород и вулканиче-
ских извержений помещены в табл. 249—256.
Таблица 249
Состав газовой фазы, выделенной при нагревании пород до 1200 °C.
По В. К- Каржавину, Б. Г. Лутцу, И. А. Петерсилье
Количество выделенного газа, см8
Компоненты 1 2 3 4
н2о 2,4480 126,7500 29,8950 332,550
Нг 6,1540 42,9640 38,0000 56,860
СН4 0,1504 2,4780 3,0010 4,594
Сан, 0,0138 0,0667 0,0168 0,140
со 6,5740 17,1720 33,6620 22,445
со2 0,8510 24,9000 22,3290 84,054
n2 0,4820 1,6820 0,7560 3,911
S выделен- ного газа 16.7810 214,7650 127,7420 504,740
Примечание. Навеска породы 10 г.
1 —шпннелевый перидотит. Богемский массив; 2 — гранат-шпннелевый перидотит;
3—пироповый эклогит; 4 — порфировидиый гранатовый перидотит, слабо серпентнзиро-
ванный. 4
315
Т а б л и ц а 250
Состав газовых компонентов включений в породах н минералах нз участков,
связанных с золоторудной минерализацией.
По 3. И. Ковалишину, Э. Л. Платонову, Г. Г. Сосину
Содержание, %
Газ 1 2 3 4 5 6 7 8
со2 63,60 47,30 65,11 65,30 22,64 3,30 3,80 28,60
Н, ' 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
сн4 28,40 29,73 13,95 12,24 66,60 2,41 3,20 1,16
N, 8,00 22,97 20,94 22,46 10,76 94,29 93,00 70,24
Объем газа, мл/кг пробы 26,60 10,60 7,10 8,70 22,90 40,00 — 41,50
Примечание. 1—риолитовый туф, гл. 480 м; 2 — риолитовый туф, гл. 369—
371 м; 3 — окварцованный риолитовый туф, гл. 101—103 м; 4 — окварцоваиный риоли-
товый туф, гл. 216—218 м; 5 — адулярнзованный риолитовый туф/ гл. 458—460 м; 6 —
сфалерит; 7—сфалерит, гл. 151 м; 8 — галенит.
Т а б л и ц а 251
Состав газов пород Кольского полуострова, %. По И. А. Петерсилье
Порода Массив или район со2 со н2 сн4 с2нб с3н8 с4н10+ 4-высшие
Г иейсы Оленегорский и др. 1,12 0 90,48 8,22 0 0 0
Нефелиновые сне- инты Сахариокский массив 22,08 0 47,31 28,40 2,21 0 0
Пнроксеннты, габ- броанортознты Массив Гре- мяха-Вырмес 7,90 0 78,96 13,14 0 0 0
Нефелиновые сие- ниты То же 4,47 6,70 83,87 5,04 0 0 0
Апатитолнвниовые породы Ковдорский массив 3,14 0 96,66 0 0 0 0
Флогопиты То же 0,07 0 99,93 0 0 0 0
Оливиниты, пнрок- сеннты Африканский массив 0,44 0 85,87 13,69 0 0 0
Рнсчоррнты Хибинский массив 0,18 1,97 4,08 90,10 3,59 0,18 —
Апатито-нефелино- вые породы То же 2,19 1,34 11,52 81,50 2,58 0,89 0,05
Йолнт-уртиты То же 0,28 0,06 3,62 93,45 2,04 0,40 0,09
Хнбнинты » 0,2 0,23 2,05 95,44 1,59 0,50 0,02
Файяннты, уртнты н другие щелочные породы Ловозерский 0,23 0 11,57 83,39 3,62 1,16 0,03
316
Таблица 252
Состав газов андезитового купола Суелнч, %. По Н. М. Страхову
Дата отбора проб 2.09.1953 4.09.1954 20.08.1955 2.08.1956 4.08.1957
t, °C 360 280 220 180 122
Компоненты НС1 1,32 0,41 0.2Q 0,16 Нет
Ог 1,89 1,88 0,83 0,60 0,05
со2 1,19 0,79 2,54 0,99 6,16
СО 0,49 Нет 0,27 Нет 0,15
н2 0,62 0,47 0,41 0,21 Нет
N2 22,19 15,45 7,38 7,95 8,82
н2о 72,20 81,00 88,36 90,09 84,82
Сумма 100,00 100,00 100,00 100,00 100,00
Таблица 253
Благородные газы и нх изотопы в базальтах океанического ложа, вулканических
газах, поверхностных водах и атмосфере *
Благородные газы н нх изотопы Метеориты ка- менные, богатые газом Базальты ложа Атлантического н Тихого океанов (стекловатые коркн) Газ вулканиче- ский Килауэа Придонные воды Восточно-Тихо- океанского под- нятия Поверхностная I вода океана при 2 °C Атмосфера
Не4Х 10-’ см3/г — — — — 0,040 —
Не3/Не4Х 10’ — 4—17 20,90 9,4—16 — 1,400
NeX 10"’ см3/г — 0,6—91 — — 174,000 —
Ne20/Ne22 — 9,9—10,3 10,30 — 9,800 —
Ne21/Ne22X 102 — 2,93—3,4 2,97 — — 2,900
He*/Ne ’ — 18—16000 1650,00 — 0,226 0,288
He3/Ne20X 102 0,10 0,007—0,32 3,80 — — 4,5Х 10~«
H2O + H2 — 0,21—0,45 — — — —
<tD % — —71—84 —74,00 — — —
Ar3’X 10"’ см3/г — 0,5 — — — —
He’/Ar3’ 1,20 0,002—0,2 — — — —
Nes»/Ar3’ 20,00 1—1,5 — — — —
HeVAr40 — 8 — — —
317
Таблица 254
Состав газов вулкана Килауэа (температура 1200 °C н нормальное атмосферное
давление), %.
По Р. J. Brancazio, А. С. W. Cameron
Компо- ненты 1* 2 3 4 . 5' 6 7 8
со2 16,44 20,93 47,68 18,03 17,25 17,55 16,96 17,9
со 0,11 0,59 1,46 0,56 0,62 0,74 0,36 1,1
н2 , 0,10 0,32 0,48 0,67 0,76 0,83 0,96 1,5
n2 ‘ 15,03 4,13 2,41 3,11 5,88 4,50 3,35 37,0
Аг 0,21 0,31 0,14 0,08 0,18 0,12 0,66 —
so2 13,57 11,42 11,15 8,53 9,75 10,81 7,91 3,51
S2 0,05 0,25 0,04 0,15 1,07 0,22 0,09 2,72
so3 3,56 0,55 0,41 2,53 0,00 3,22 2,46 —
Cl2 0,03 0,00 0,04 0,08 0,25 0,13 0,10 —
н2о 50,88 61,56 36,18 66,25 61,88 67,52 38,48 64,71
Сумма 99,98 100,06 99,99 99,99 99,94 100,00 100,56 —
* Номера проб.
Таблица 255
Средний химический состав свободно выделяющихся газов термальных
источников Тихоокеанского вулканического пояса, %.
По Е. А. Баскову, С. Н. Сурикову
р— Компоненты I П in IV V
HjS 9,340 8,830 2,500 — Не обн.
со2 69,800 79,630 78,600 1,98 17,83
со — — — — —
сн4 0,050 * 2,500 2,400 4,88 67,83
сл — — — — 0,00
СзНв — — — — 0,30
Н2 3,260 1,740 0,700 — . 0,16
n2 17,690 10,200 19,350 93,50 17,17
О2 0,090 0,290 0,880 Не оби. 0,24
Аг 1,370 0,160 0,358 1,36 0,29
Не 0,004 0,001 0,003 0,19 0,02
п 6 12 17 4 6
318
Продолжение табл. 255
Компоненты VI VII VIII IX X
H2S — — 0,210 0,03 —
со2 87,900 3,670 89,130 0,87 0,80
со — — 0,100 — —
сн4 6,600 2,080 0,510 1,20 97,20
с2нв — — — ' — —
СзН„ — — — — —
н2 — — — — —
n2 5,200 95,740 11,980 92,50 3,80
О2 0,500 Не обн. 0,410 5,05 —
Аг 0,075 1,050 0,215 1,12 —
Не <0,001 0,018 0,002 — —
п 2 6 6 5 3
Примечание. Ns — азот+редкие газы (группы Не и Ar); He=He+Ne. Аг=
=Аг+Хе+Кг. .
Термы: I — кислые хлорндные, II —кислые сульфатные, III — щелочные (н слабокнс-
лые) хлорндные сероводородно-углекнслые н углекислые, IV —, щелочные (и слабокис-
лые) хлорндные азотиые, V — щелочные хлорндные метановые, VI — щелочные (и сла-
бокислые) сульфатные углекислые, VII — щелочные (н слабокислые) сульфатные азот-
иые, VIII — щелочные (и слабокнслые) гидрокарбоиатные углекислые, IX -р щелочные
гидрокарбонатиые азотиые, X — щелочные гидрокарбоиатные метановые, п — количество
анализов.
Таблица 256
Состав фумарольных газов, %. По А. И. Кравцову
Компоненты 1 2 3 4
HF НС1 2,92 14,10 He onp. 16,46 | 30,33 23,26
so2 HjS 0,00 4,26 2,68 2,03 | 36,25 29,00
SOs 2,19 —
nh8 0,64 —
co2 co 34,36 0,09 66,65 9,27 } 37,43 43,31
H2 CH4+ T.y. 19,05 29,58 33,32 13,24 } 23,70 40,50
t, °C — 94—400 250—475 80—760
n 7 6 3 13
319
Продолжение табл. 256
Компоненты 5 6 7 8
HF НС1 } 21,66 29,91 41,45 7,92 33,49
so2 H2S | 12,13 6,13 5,18 6,32
SO3 — — — —
NH3 — — — 4,26
со2. со } 50,95 54,62 30,70 51,04
Н, сн4+ Т.У. } 21,74 22,74 46,07 7,24 4,07
/, °C 80—310 155—680 120—700 300-580
п 11 12 13 4
Примечание. Фумаролы: 1 — Прорыв Пнйпа, 2 — пирокластических потоков
вулкана Безымянного; 3—7 — вулкан Ключевской; 3 — кратеры группы Бнлюкай; 4 —
кратеры группы Юбилейных, 5 —кратер Былинкнной, 6 — кратер Белянкина, 7 — кра-
тер группы Пнйпа; 8 — вулкан Тятя.
Глава X
ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ ОРГАНИЗМОВ
И БИОГЕННЫХ ОБРАЗОВАНИИ
ОБЩИЕг ЗАКОНОМЕРНОСТИ РАСПРЕДЕЛЕНИЯ ХИМИЧЕСКИХ
ЭЛЕМЕНТОВ В ЖИВОМ ВЕЩЕСТВЕ
К настоящему времени собран огромный аналитический ма-
териал по составу растений, животных и микроорганизмов. Сис-
тематическое планомерное изучение состава организмов в гео-
химических целях было начато В. И. Вернадским и продолжено
его учениками и последователями А. П. Виноградовым, В. В. Ко-
вальским, Я- В. Самойловым и др.
В результате этих исследований возникла биогеохимия — но-
вая отрасль геохимии, изучающая организмы Земли как геохи-
мические системы вместе со средой их обитания. Ее значение
возрастает как в методах поисков месторождений полезных ис-
копаемых, так и в сельском хозяйстве и здравоохранении.
В. И. Вернадский ввел в широкое употребление термин жи-
вое вещество как совокупность массы всех живущих на нашей
планете организмов — животных и растений. Химический состав
живого вещества характеризуется преобладанием немногих хи-
мических элементов. В табл. 257 показан средний элементарный
химический состав живого вещества по оценке А. П. Виногра-
320
Т а б л и ц а 257
Средний состав живого вещества, %. По А. П. Виноградову
Эле- мент % Эле- мент % Эле- мент % Эле- мент %
о 70,0 CI 2- IO’2 Zn 5-10-* As' 3-10-4
с 18,0 Fe 1 • 10~2 Rb 5-IO'1 Co 2-IO’6
н 10,5 Al 5-10-3 Cu 2-IO"4 Li 1•10-4
Са 5-10-1 Ba 3- IO-3 V n-10-4 Mo 1 • 10-4
К 3- IO-1 Sr 2- IO”3 Cr n-10-4 Y H0-‘
N 3- 10’1 Mn 1 • io-3 Br 1,5-10-4 Cs 1 10-6
Si 2- 10-1 В 1 • 10~3 Ge n- 10-4 Se 1-10-»
Mg 4-10~2 TR n- IO"3 Ni 5- 10~5 U П-10-»
Р 7- 10~2 Ti 8-10~4 Pb 5-10-5 Hg П-10-’
S 5-10"2 F 5-10-4 Sn 5' IO"5 Ra n-10"12
Na 2- IO’2
дова. По данным этой таблицы можно заключить, что составные
компоненты живого вещества — это элементы, широко распрост-
раненные в космосе. В процессе жизнедеятельности организмы
используют для построения своего тела наиболее доступные
атомы, Способные к образованию устойчивых химических связей.
В живых организмах встречаются почти все элементы таб-
лицы Менделеева.. Однако распространены они неравномерно.
Одних элементов много, других — мало, а некоторые из них
встречаются в совершенно мизерных количествах, едва доступ-
ных современной аналитической технике. По предложению А. По-
ланьского химические элементы живого вещества можно подраз-
делить на постоянные и переменные [47]. Содержание перемен-
ных элементов обычно значительно колеблется. Общая законо-
мерность распространения элементов в живом веществе заклю-
чается также в том, что более распространены элементы начала
таблицы Менделеева (легкие), а распространенность элементов
конца таблицы (тяжелые) значительно снижается.
А. И. Перельман ввел понятие о биофильности химических
элементов. Количественно оно выражается как кларк концен-
трации элемента в живом веществе, т. е. отношение кларка в жи-
вом веществе к его кларку в литосфере. Биофильность элемен-
тов может быть выражена графически, как это показано на
рис. 28. На этой диаграмме биофильности по горизонтальной
оси отложены кларки элементов земной коры, а по вертикаль-
ной— кларки живого вещества. Величины кларков даны в ло-
гарифмическом масштабе. Линия под углом 45° характеризует
равную биофильность. По рисунку видно, что наиболее энер-
гично в живом веществе накапливаются С, слабее — Н, О, О,
у остальных элементов биофильность меньше 1. Наименее био-
фильны Al, Fe, Т1.
И Заказ № 639 321
Живое вещество
г
i Характер ; накопления Степень накопления Коэффициенты биологического h о глощения
100 • л 10 • л п n 0, On — 0, 00л
1 Элементы : биологического | накопления Энергичного Л Р, S, CI,Br, 1 •
Сильного Са, Na, К, Mg, Sr, Zn, В, Se
Элементы биологического захвата’ Среднего Mn, F, Ba, Ni, Си, Ga, Со, Pb, Sn, As, Mo, Hg, Ag, Ra
Слабого и очень слабого Si, Al, Fe, Ti, Zr, Rb, V, Cr, Li, Y, Nb, Th, Sc, Be, Cs, Ta, U,W, Sb, Cd
Рис. 29. Ряды биологического поглощения элементов. По А. И. Перельману
322
Таблица 258
Общее количество химических элементов в живом веществе Земли
Элемент % Масса элементов, т Элемент % Масса элементов.
О 70,0 4,5-1012 в 1•IO-3 6,4-10’
С 18,0 1,3-1012 Ti 8-IO-4 5,1-10’
Н 10,5 6,7-1011 F 5-IO-4 3,2-10’
Са 0,5 3,2-1010 Zn 5-10~4 3,2-10’
N 0,3 1,9-1010 Rb 5-10~4 3,2-10’
К 0,3 1,9-1010 Cu 2-IO"4 1,3-10’
Si 0,2 1,3-Ю10 Br 1,5-Ю-4 9,6-10»
Р 7-10~2 4,5-10’ Ni 5-IO-» 3,2-10»
S 5-10~2 3,2-10’ Pb 5-IO-» 3,2-10»
Mg 4,-IO-2 2,6-10’ As , 3-10”» 1,9-10»
Na 2-10~2 1,3-10’ Co 2-10"» 1,3-10»
Cl 2-IO'2 1,3-10’ Li 1•10-» 6,4-10»
Fe 1 • IO-2 6,5-108 Mo 1 • IO’5 6,4-10»
Al 5- IO-3 3,2-10" Y i-io-5 6,4-10»
Sr 2-IO'3 1,3-108 Cs 1•10~5 6,4-10»
Mn 1 • IO-3 6,5-107
Таблица 259
Сравнительное содержание химических элементов в организмах, в мг/100 г
сухого вещества. По В. В. Ковальскому
1 1 Элемент Морские водоросли Наземные растения Морские животные Наземные животные Бактерии
с 34 500 45 400 40 000 46 500 54 000
0 47 000 , 41 000 40 000 18 600 23 000
N 1 500 3 000 7 500 10 000 9 600
н 4 100 5 500 5 200 7 000 7 400
Са 1 000 1 800 150—2000 20—8500 510
Mg 520 320 500 100 700
Na 3 300 120 400—4800 400 460
К 5 200 1 400 500—3000 740 11 500
Р 350 230 400—1800 1700—4400 3 000
S 1 200 340 500—1900 500 530
Cl 470 200 500—9000 280 230
Si 150—2000 20—500 . 7—100 12—600 18
Fe 70 14 40 16 25
Cu 1 1,4 0,4—5 0,24 3,7—12
Zn 15 10 0,6—150 16 0,1—28,0
Cd 0,04 0,06 0,015—0,3 0,05
Sr 26—140 2,6 2,0—50 1,4 0,27—30,0
F 0,45 0,05—4 0,2 15—50 —_
Br 74,0 1,5 6—100 0,6
I 3—150 0,042 0,1—15 0,043 —
Mn 5,3 63,0 0,1—6 0,02 , 3—7,5
И*
323
Продолжение таб л. 259
Элемент Морские водоросли Наземные растения Морские животные Наземные животные Бактерии
Со 0,07 0,05 0,05—0,5 0,003 0,07—0,2
Ni 0,3 0,3 0,04—2,5 '0,08 0,6
Сг 0,1 0,023 0,02—0,1 0,0075 —
Мо 0,045 0,09 0,06—0,25 0,02 0,3—2,0
Se 0,08 0,02 1 0,17 0,05—0,15
V 0,2 0,16 0,014—0,2 0,015 0,022
В ' 12 5 2—5 0,05 0,55—1,4
А1 6 0,05—400 1-5 0,4—10 10—21
Be 0,0001 0,01 — 0,00003—0,0002
Ва 3 1,4 0,02—0,3 0,075 18,0—90,0
Li 0,5 0,01 0,1 0,002 2,0—50,0
Rb 0,74 2 2 1,7
Cs 0,007 0,02 — 0,0064
Sc — 0,0008 — 0,000006
Ti 1,2—8 0,1 0,02—2 0,02 2,1
Ga 0,05 0,006 0,05 0,0006
As 3 0,02 0,0005—0,03 0,02
Ag 0,025 0,006 0,3—1,1 0,0006 0,1—1,0
Au 0,0012 0,00005—0,0002 0,00003—0,0008 0,000023 (?)
Hg 0,003 0,0015 — 0,0046
Zr 2 • 0,064 0,01—0,1 0,03 1,0
Nb — 0,002 — 0,000002 - II
Sn 0,1 0,03 0,02—2 0,015 1
Sb — 0,006 0,02 0,0006 —
La 1 0,0085 0,01 0,00001 —
W 0,0035 0,007 0,00005-0,005 — —
Pb 0,84 0,27 0,05 0,2 0,6—1,5
Bi Г — 0,006 0,004—0,03 0,0004 —
Ru — 0,0005 — 0,0002 —
Ir — 0,002 —. 0,000002 —
Th — — 0,0003—0,003 0,0003—0,02 0,22—6,4
U — 0,0038 — 0,0013 4,7—190
Hf 0,04 0,001 — 0,004 —
Vb — 0,00015 — 0,000012 —
Tu 0,00015 — 0,000004 —
Re 0,0014 — 0,00005—0,0006 — —
Т
В геохимических целях иногда бывает необходимо знать сос-
тав минеральной части живого вещества — его зольность, по-
скольку организмы способны избирательно поглощать из окру-
жающей среды и накапливать в зольной части некоторые эле-
менты. Эта способность, по А. И. Перельману, может быть оха-
рактеризована коэффициентом биологического поглощения Ах,
который показывает, во сколько раз содержание элемента (х)
в золе больше, чем в литосфере. Значения величин Ах позво-
лили построить ряды биологического поглощения элементов, ко-
торые показаны на рис. 29. Элементы, у которых Ах больше 1,
324
Таблица 260
Классификация элементов по токсичности. По 1. М. Wood
Нетоксичные (некритические) Очень токсичные и относи- тельно распространенные Токсичные, но очень плохо растворимые или очень редкие
Na С F Be As Au Ti Ga’
К Р Li Co Se Hg Hf La
Mg Fe Rb Ni Те Zr Os
Са S Sr Cu Rd Pb W Rh
Н Cl Al Zn Ag Sb Nb Ir
О Br Si Sn Cd Bi Ta Ru
N Pt Re Ba
Таблица 261
Элементный состав некоторых организмов и человека, %.
По D. S. Bertrand, G. Е. Hutchison
К опепода Люцерна Человек
0 79,99 H 10,21 C 6,10 N 1,52 Cl 1,05 0 77,90 C 11,34 H 8,72 N 8,25 0 62,81 C 19,37 H 9,31 N 5,14 Ca 1,38
Na 5,4 К 2,9 S 1,4 P 1,3 n-10*1 P 7,06 n-10'1 Ca 5,80 К 1,70 S 1,037 S 6,4 n- IO'1 P 6,3 Na 2,6 К 2,2 Cl 1,8
Ca 4 Mg 3 n- 10“ 2 Mg 8,2 n-10-2 Cl 7,0 Mg 4 n-10-2
Fe 7 Si 7 В 1,5 n-10”3 Si 9,3 n-10-3 Fe 2,7 Al 2,5 Fe 5 n-IO-3 Si 4 Zn 2,5
Br 9 I 2 Cu 6 n-10-* В 7,0 n • 10-« Rb 4,6 Mn 3,6 Zn 3,5 Cu 2,5 Fe 1,5 Mo 1 Rb 9 n- IO’4 Cu 4 Sr 4 Br 2 Sn 2 Mn 1 I 1
V 5 Mo 2,4 Ti 2 n-10~5 Ti 9 n- IO'3 Ni 5 Br 5 Ti 4,6 V 1,6 Al 5 n- IO-5 Pb 5 Ba 3 Mo 2 В 2
Co 6 n-IO"» I 2,5 n- IO"* Co 2 As 5 n- 10~’ Co 4 Li 3 V 2,6 Ni 2,5
325
Т а б л и ц а 262
Среднее содержание металлов в растениях. По В. А. Ковалеву
Группа растений (число анализов) В золе, % В органическом веществе, %
к Na Са Mg Fe
Бактерии (10) 7,3 1,0 0,04 0,4 0,3 0,04
Водоросли (92) 26,3 3,9 3,25 2,5 0,83 0,16
Лишайники (112) 3,1 0,3 0,10 0,55 0,08 0,09
Мхи (29) 4,6 0,4 0,10 0,7 0,2 0,24
Папоротники (9) 6,9 2,4 0,22 0,69 0,34 0,04
Хвощн (40) 19,0 2,12 0,28 1,5 0,3 0,11
Плауны (4) 5,1 0,7 0,04 0,2 0,12 0,04
Голосеменные (22) 3,8 0,6 — 1,0 0,1 0,07
Покрытосеменные (282) 7,1 1,6 0,23 0,43 0,16 0,17
Двудольные (660) 9,6 2,2 0,7 1,4 0,4 0,16
Таблица 263
Нахождение минералов в группах организмов. По Г. Ловенстаму
Минерал Состав Растения Животные
Кальцит СаСОз Жгутиковые Форамиииферы, губки
Арагонит СаСОз Красные водорос- ли Плоские черви
Фатерит СаСОз Зеленые водорос- ли Мшанки, ание- лиды
Моногндрокальцит СаСОз-пН2О Сифоиен, мохооб- разные Членистоиогне, сипуикулы (черви)
Гндрокальцит аморфный СаСОз-пН2О Сосудистые рас- тения Иглокожие, мол- люски, хордовые
Даллит ОЬ6(РО4, СОз)з(ОН) Са5(РО4, CO3)3F Грибы Хордовые
Франколит — Брахиоподы, мол- люски, позвоноч- ные
Фосфат СазМбз(РО4)4 — Аннелиды
Брушит СаНРО4-2Н2О — Моллюски
Аморфный даллит Са5(РО4СО3)з(ОН) — Мшаики, моллюс- ки
Аморфный витло- кит Ca,(Mg, Fe)H(PO4), — Плоские черви, аннелиды, мол- люски
Аморфный желе- зистый фосфат Fe3(PO4)2-8H2O — Аннелиды, мол- люски, иглоко- жие
326
г
Продолжение т а б л. 263
Минерал Состав Растения Животные
Флюорит Аморфный флюорнт У эвеллнт Уэдделит CaF2 CaF2 СаС2О4- Н2О СаС2О4-.2Н2О Базндомнцеты, зигнематофиты, снфонофиты, мо- хообразные, сосу- дистые Базидомицеты Аннелиды,; ' мол- люски иглокожие Аннелиды, хор- довые Моллюски Аннелиды, игло- кожие, хордовые
Гнпс Целестин Барнт CaSO4'2H2O SrSO4 BaSO4 Сосудистые Харовые водорос- ли Кишечнополост- ные Радиолярии Корненожки
Кремнезем — опал SiO2-nH2O Сосудистые рас- тения Радиолярии, сол- нечники, фора- миниферы, губки, аннелиды, мол- люски, членисто- ногие, иглокожие
Магнетит Маггемит Гётит Лепидокрокит Ферригидрат Fe3O4 у—Fe,O3 a—FeO(OH) y—FeO(OH) 3Fe2O3-9H2O Мохообразные, базндомнцеты, грибы Моллюски, чле- нистоногие, хор- довые Простейшие (?) Моллюски Губки, моллюски Аннелиды, мол- люски, хордовые
Мп-оксиды MnO2nH2O Харовые водорос- ли __
накапливаются живым веществом энергично и сильно. Осталь-
ные элементы со значением. Ах меньше 1 захватываются орга-
низмами в разной степени.
Данные об общем количестве элементов в живом веществе
Земли, вычисленные по кларкам А. П. Виноградова и с учетом
общей биомассы показаны в табл. 258. Сравнительное содержа-
ние химических элементов в морских водорослях, наземных ра-
стениях, животных моря и суши и микроорганизмах согласно
сводным данным Г. Боуэна и В. В. Ковальского представлены
в табл. 259.
327
Таблица 264
Химический и минеральный состав современных морских беспозвоночных, %.
По А. В. Лапо
Группы организмов Наиболее характерный минеральный состав СаС03 MgCO3 SrCOs
Фор амин иферы Кальцит 77—90 1—16 0,363
Известковые губки » 71-85 5—14 0,116
Мадрепоровые корал- лы Арагонит 98—99 0,1—0,8 1,33
ВоСьмилучевые ко- раллы Кальцит 73—99 0,3—16 0,385
Морские ежи То же 78—92 4—16 0,334
Криноиды » 83—92 7-16 0,244
Морские звезды » 84—91 9—16 0,225
Офиуры » 83—91 9—16 0,257
Мшанки Кальцит, арагонит 63—97 0,2—11 0,383
Известковые бр ах ио- поды Кальцит 89—99 0,5—9 0,190
Фосфатные брахио- поды Хитинофосфат 7—8 2—7 —
Черви (аннелиды) Кальцит, арагонит 83—94 6—17 0,707
Двустворки То же 98,6—99,8 0-3 0,258
Брюхоногие моллюс- ки » 96,6—99,9 0-2 0,234
Головоногие моллюс- ки Арагонит 93,8—99,5 Сл,—0,3 0,492
Ракообразные Кальцит, фосфат — Ся 29—83 1—16 0,573
Известковые водорос- ли £ Кальцит, арагонит 65—88 7—29 0,322
Во всех таблицах проявляется одна особенность — элементы
пониженного распространения обычно оказываются токсичными.
Классификация элементов согласно их токсичности показана
в табл. 260. Характерные особенности распространения элемен-
тов в организме человека в сравнении с другими данными по-
казаны в табл. 261.
Образование минералов является одним из характерных про-
явлений геохимической деятельности живых организмов. Макси-
мальная концентрация некоторых химических элементов в орга-
низмах и их частях проявляется именно в образовании минера-
лов биогенного происхождения. Некоторые из биогенных мине-
ралов возникают непосредственно в процессе жизнедеятельности
организмов. К ним относятся минералы, образующие наружный
или внутренний скелеты организмов, а также продукты их мета-
болизма. Другие минералы, относящиеся к биогенным, хотя и
не являются непосредственными продуктами жизнедеятельно-
сти, образуются либо в результате превращений ранее возник-
ших биогенных минералов, либо в процессе реакций биогенного
328
вещества с абиогенным. Например, экскременты морских птиц
(биогенное вещество) при взаимодействии с подстилающими гор-
ными породами (абиогенное вещество) образуют различные
фосфаты алюминия и железа, слагающие так называемое гуаио.
Данные по распределению биогенных минералов между груп-
пами организмов показывают, что 25 минералов синтезируются
животными, 11 простейшими растениями, 7 высшими растени-
ями и 4 грибами. Карбонатные минералы оказываются наиболее
распространенными бионеорганическими образованиями. Боль-
шая часть карбонатов представлена полиморфными модифика-
циями углекислого кальция — кальцитом,-арагонитом, фатери-
том, аморфными кальций-карбонатом. Кремнезем — опал зани-
мает второе место среди минералов, возникающих биогенным
путем (табл. 262).
Данные о нахождении минералов в различных таксономиче-
ских группах организмов представлены в табл. 263. В этой таб-
лице грибы условно отнесены к растениям, поскольку сейчас
имеется тенденция выделить их в самостоятельное царство жи-
вых организмов. Минеральный состав скелетов некоторых бес-
позвоночных животных показан в табл. 264. Процессы форми-
рования биогенных минералов рассмотрены в работах Г. Лауен-
стама и А. В. Лапо.
ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ ОРГАНИЗМОВ МОРЯ
Живое вещество моря представлено планктоном, нектоном и
бентосом. Планктон занимает ведущее место в общем обмене
веществ в Мировом океане. Он охватывает растительные орга-
низмы, образующие фитопланктон, и организмы животные, об-
разующие зоопланктон. В морском фитопланктоне ведущее ме-
сто занимают водоросли — диатомовые, перидиниевые, синезеле-
Таблица 265
Химический состав планктона (в микрограммах элемента- иа грамм сухого веса
планктона). [9]
Элемент Фито- планктон Зоопланктон Элемент фито- планктон Зоопланктон
Si 58 000 1 — Ti 30
Na И ООО * 68 000 Сг 4 —
К 12 000 11 000 Си 8,5 14
Mg 14 000 8 500 Nt 4 6
Са 6 100 15 000 Zn 54 120
Sr 320 440 Ag 0,4 0,1
Ва ПО 25 Cd 2 2
Al 200 23 Pb 8 2
Fe 650 96 Hg 0,2 0,1
Мп 9 4
329
л
Таблица 266
о
Содержание металлов в различных группах организмов (в мкг/г сух. массы). По А. П. Лисицыну
Элемент Морские водоросли Фитопланктон Фильтрующие группы Среднее содержание в планктоне Плотоядные/тра- воядные 50: 50 Гетеротрофные Морская вода*
• зоопланктон оболочечник и двустворча- тые моллюски устрицы гастроподы, моллюски иглокожие ракообраз- ные кишечнопо- лостные моллюски цефалоподы рыбы
Ag 0,2 0,2 0,1 0,3 6 0,2 1 1 0,4 0,03 1 0,1 0,1
Al 800 120 70 — 500 25 120 100 160 300 55 9 20 2,1
As 20 — — 5 15 10 — 20 5 30 20 40 10 2,0
Cd 0,5 2 4 1 2 10 1 6 2 1 1 5 0,2 0,072
Co 0,7 1 1 2 1 0,3 — 1 0,4 0,2 0,5 0,1 0,2 0,032
Cr 0,9 1,5 1 0,8; 108 1,5 1,5 — 1 0,4 0,3 0,4 0,1 0,5 0,28
Cu 15 7 10 30 10 100 60 60 10 70 10 130 3 1,52
Fe 300 430 197 1500 400 300 1400 300 250 160 150 60 50 6,0
Hg 0,15 0,15 0,1 0,1 0,4 0,4 — 0,2 0,3 0,4 0,1 0,3 0,4 0,1
Mn 50 9 4 50 25 10 13 10 40 40 -5 10 10 0,43
Mo 0,5 2 2 1 2 1 — 1 2 0,5 2 0,3 1 10,0
Ni 3 3,2 2 8 3 1 12 2 2 1 3 0,1 1 0,53
Pb 4 4 3 2 5 3 25 5 2 1 10 3 3 0,06
0,1 — — 0,1 0; 0,5 0,1 — 0,05 0,02 0,02 0,03 0,02 0,02 0,3
Sb 0,1 — — — 3 2 — —. — 4 — . 3 1 0,1
Se 1 3 — 4 0,5 7 — 0,3 0,2 2 2 0,4 0,02
V 3 3 3 70 2 2 — 0,1 1 2 3 0,4 1 1,5
Zn 90 38 113 200 100 1700 850 200 100 80 50 250 80 5,3
% сухой массы 20 — 11 5 20 20 — 20 22—54 30 3—19 25 25 —
* В. В. Гордеев, А. П. Лисицын, 1979.
Таблица 267
Содержание микроэлементов (в мг/кг сырой массы) в гидробионтах разных трофических уровней. По А. П. Лисицыну
Морская вода н гидробионты Коли- чество проб Fe Мп Zn Си Ni Со Сг РЬ Cd Fe/Mn Fe/Сг Zn/Си NI/Со Zn/Cd
Морская вода 134 5,5 0,3
Взвешенный ма- териал 134 10,8 0,34
Фитопланктон 15 15,7 0,5
Зоопланктон 17 157,0 7,1
Рыбы планктофаги 30 54,9 1,9
Рыбы хищники 9 84,4 2,4
Тюлень 5 75,4 0,4
Зообентос 145 228 24,1
Рыбы бентофаги 15 70,9 3,6
Морская вода 6 5,4 0,1
Взвешенный мате- риал 5 47,2 7
Планктон (тоталь- ный) 6 350 6,9
Рыбы планктофаги 9 28,1 1,7
со Рыбы хищники СО 5 16,2 8,2
Каспийское море
18,9 3,9 0,8 0,2 — 1,5
1,8 0,38 0,3 0,06 — 0,4
2,7 0,46 0,3 0,04 0,2 0,9
69,6 7,0 4,8 2,4 3,5 6,7
31,1 2,1 1,2 0,8 1,5 2,4
23,3 1,7 1,0 0,5 1,2 1,5
30,9 1,3 2,2 0,8 1,7 1,2
67,2 19,6 10,1 6,7 17,0 13,0
34,7 4,7 1,9 1,2 4,4 3,5
Азовское море
0,5 0,5 0,03 0,5 0,18 0,3 0,07 — 0,3
53,7 9,5 — — — 10,1
46,8 1,8 2,4 0,16 1,3 0,8
21,7 1,1 1,8 0,4 2,0 1,6
0,4 18,3 — 4,6 4 45
— 32,0 — 4,7 5 —
0,03 32,0 74,8 5,9 7,5 90
0,5 22,1 44,4 10,0 2,0 131
0,2 28,6 36,8 14,7 1,5 176,7
0,2 35,9 69,2 — 1,9 123,0
0,1 188,5 44,4 23,8 2,8 309,0
2,8 9,5 13,4 3,4 1,6 24,0
0,3 19,5. 16,3 7,4 1,6 121,8
0,1 54 .— 1 1,7 5
— 6,6 — - 2,6 -
— 50,1 —- 5,7 — —
0,1 16,5 21,6 96,1 12,0 468
0,2 7,4 5,4 19,7 4,5 105
1
л
gj Продолжение табл. 267
to _________________ _____
Морская вода и гидробионты Коли- чество проб Fe Мп Zn Си Ni Со Сг РЬ Cd Fe/Mn Fe/Cr Zn/Си Ni/Со Zn Cd
Саргассово море
Морская вода 12 7,5 0,3 33,2 3,3 0,7 0,12 — 0,5 0,3 25 — 10 5,8 111
Взвешенный ма- териал 12 •2,2 0,04 0,5 0,3 0,07 0,02 0,1 0,1 0,015 55 22 1,7 3,5 33,3
Фитопланктон 12 342 2,0 128,3 9,3 7,7 0,5 0,2 9,9 0,2 171 171 13,2 15,4 64,1
Зоопланктон 12 99,7 1,1 35,6 3,8 1,7 0,3 0,1 3,6 0,1 91 997 9,4 5,7 356
Рыбы планктофаги 4 10,2 0,6 20,4 0,7 0,7 0,3 0,3 0-.1 0,1 17 34 29,0 2,3 204
Индийский океан
Морская вода 30 5,1 0,4 5,1 2,3 2,0 0,05 — 0,1 0,06 13 20 2,2 40 85
Взвешенный ма- териал 30 2,7 0,04 0,75 0,25 0,15 0,02 0,02 0,04 0,004 67,5 135 3 75 187
Фитопланктон 4 132,2 0,8 39,2 3,4 0,3 0,06 0,4 3^1 0,1 130 108 7,4 2,4 600
Зооплаиктои 14 121,5 2,7 56,5 8,3 1,7 0,4 1,7 2,1 0,3 45 72 6,8 4,3 188
Ма крозоопл ан ктон 5 112,8 2,5 33,6 3,9 2,2 0,5 1,8 2,5 0,6 45 63 8,6 4 56
Рыбы 3 14,4 0,4 14,8 0,9 0,7 0,2 0,3 0,6 0,1 36 48 16,4 3,5 148
Таблица 268
Накопление микроэлементов планктонными организмами. По А. П. Лисицыну
Акватория (число проб) Внд планктона Содержание, Me-10“’ сухого вещества Коэффициент накопления
Fe Мп Zn Си FeXlO3 МпхЮ* ZnXlO1 CuX Ю*
Фитопланктон и тотальный планктон
Черное море (28) Диатомовые водо- 10— 6Х ю4 10—35 300—500 100—200 1—6 1—3,5 3—6 5—10
Азовское море (6> росли Тотальный планк- 2370 46 359 70 2,4 4,6 3,6 3,5
той
Восточная часть Тихого Фитопланктон 2000 120 3700 340 2 12 37 17
океана' (17) 640 9 89 13,5 0,6 0,9 0,9 0,7
Северо-восточная часть Ти-
хого океана (14) Центральная часть Индий- » 2140 19 2490 5 2,1 2 25 —
ского океана (8) Юго-восточная часть Тихого Тотальный планк- 975 17,4 975 57 1,1 1,7 9,7 2,8
океана (3) тон
- Зоопланктон
Северо-восточная часть Ти- Эуфаузиды 108 446 188 3,6 7,2 5,0 71 134 15,1 7,7 0,1 0,4 0,4 0,7 0,7 1,3 0,75 0,4
хого океаиа (14) Радиолярии Копеподы 116 12,7 0,2 0,5 1,2 0,65
Мексиканский залив (24) Зоопланктон 725 2,97 103 13,4 0,7 0,3 1 4,8 0,7
Центральная часть Иидий- w ского океана (8) » 1370 18 480 1,4 1,8
.—
СО
Й Таблица 269
Содержание микроэлементов (мг/кг сырой массы) в губках, кишечнополостных и иглокожих. По А. П. Лисицыну
Г ндробнонты Район Золь-'-’ ность, г/кг сырой массы Не Мп Zn Си Ni Со Сг Sr РЬ Cd
Губки (Spongia) О. Южная Геор- гия • 117 455,1 14,3 22,2 31,0 37,6 0,35 52,0 6,13 7,1 7,4
Южные Оркней- 214 132,4 2,1 77,9 4,8 1,1 — 2,7 11,7 48,1 2,1
ские о-ва 230 818,0 34,1 22,8 57,4 25,7 0,51 15,1 1,11 6,4 0,3
К ишечнополостные: Баренцево море — 400,0 22,0 38,3 4,6 28,0 16,0 10,1 1200 20,0 3,4
Гидроидный полип (Hydrozoa) Баренцево море — 17,9 50,0 193,0 39,3 21,4 35,7 10,8 643,0 14,3 2,1
Асцидии (Tunicata) » — 214,3 6,3 18,3 4,0 0,9 0,5 1,0 18,0 0,5 •0,4
Медуза (Fisalia) Саргассово море — 20,0 1,0 57,8 0,7 0,3 0,4 1,0 0,4 0,2
Коралл О. Южная Геор- гия 500 137,5 8,8 55,0 21,3 50,0 7,3 26,3 1400 31,3 6,5
Иглокожие
Морская звезда (As- teroidea) О. Южная Геор- гия 120 22,4 1,3 36,9 15,7 6,1 1,6 3,6 170,0 7,3 12,0
Побережье Юж- ной Африки 350 85,4 4,8 60,9 6,4 20,1 5,1 11,1 548,8 17,5 4,8
Баренцево море — 164,0 18,0 88,8 3,3 19,7 12,8 11,6 1115,0 36,1 7,8
Офнуры (Ophiuroi- dea) О. Южная Геор- гия 338 37,8 3,6 97,9 5,4 18,8 4,9 7,8 630,0 13,8 4,5
Морской еж (Stro- ailosentrotus) Баренцево море — 82,6 13,4 0,51 3,1 8,5 5,6 5,9 1157,0 24,8 0,9
Морская лнлия (Cri noidea) О. Южная Геор- гия 323 40,7 3,3 146,2 15,9 17,8 5,2 7,9 652,6 15,9 5,6
Таблица 270
Содержание микроэлементов (мг/кг сырой массы) в органах и тканях ракообразных. По А. П. Лисицыну_
Ракообразные Район Орган Зольность, г/кг сырой массы Fe Мп Zn Си Ni Со Сг Sr РЬ Cd
Арктический криль Море Скотия Мышцы Хи тнн Г олово- грудь 22,6 46,0 45,6 13,9 9,1 35,4 0,5 0,76 1,7 21,2 7,9 10,7 12,3 6,1 14,4 1,0 1,8 3,5 0,15 0,3 0,4 0,23 1,84 1,94 5,8 50,6 43,3 0,85 1,9 3,3 0,3 0,4 0,6
Море Уэддел- ла Мышцы Хитин 30,5 54,1 8,2 8,25 1,25 0,85 9,24 32,3 2,44 34,0 1,3 3,0 0,2 0,6 1,5 1,9 9,0 21,4 1,3 3,2 0,15 0,81
Креветка Западная Аф- рика Хитин Мышцы 98,7 19,9 46,6 27,3 1,0 0,3 21,2 16,4 18,0 4,8 3,3 0,5 1,3 0,18 2,2 0,2 397,5 2,0 4,0 0,5 0,8 0,3
Лангуст Юго-восточное побережье Аф- рики Панцырь Мышцы Жабры Икра 243,2 25,9 34,4 29,6 32,8 13,0 18,8 38,3 12,5 0,6 1,3 0,8 22,3 29,1 42,1 53,4 16,2 20,4 129,5 4,6 7,0 0,7 1,6 0,5 3,3 0,3 0,5 0,2 5,5 0,2 0,8 0,4 1300 2,5 18,6 6,3 12,0 1,7 1,2 2,8 1,6 1,5 0,9 1,1
Краб камчат- ский Японское море Панцырь Мышцы — 715,0 23,2 6,3 0,4 115,5 119,6 16,5 4,2 15,4 1,5 3,9 0,14 13,2 0,9 1650 8,6 31,9 1,5 3,3 0,3
Т а б л и ц a 271 /
Среднее содержание металлов (в мг/кг сырой массы) в тканях и органах морских
рыб. По А, П. Лисицыну /
Орган Количе- ство проб Fe Мп Zn Си / Ni 1
Мышцы 115 28,3 1,2 32,2 1,0 i 1,4
Скелет 112 77,5 7,5 70,8 2,4 3,5
Кожа 42 50,4 5,1 94,2 2,3 2,1
Жабры 57 146,2 7,6 109,4 1,7 2,4
Печень 16 41,1 3,1 244,7 4,8 ' 0,7
Г онады 18 82,4 2,3 63,7 2,6 0,7
Продолжение табл. 271
Орган Количе- ство проб Со Сг Sr РЬ Cd
Мышцы 115 0,3 0,6 2,1 1,2 0,1
Скелет 112 1,2 4,0 21,9 4,8 0,5
Кожа 42 1,0 3,6 9,5 5,0 0,2
Жабры 57 1,5 3,6 9,5 2,4 0,6
Печень 16 0,7 1,2 0,4 0,7 1,1
Гонады 18 0,2 2,3 3,7 0,3 0,2
Т а б л н ц а 272
Баланс электроэлементов биологического цикла.
По А. П. Лисицыну, М. Е. Виноградову
Элемент Г Масса элемента в эуфотическом слое (0—200 м) океана 10е т Захват элемента планктоном, 106 т/год* Растворенный речной сток*, 106 т/год Продолжитель- ность биологи- ческого цикла, годы
Fe 217 25 15 8,7
Al 76 2,2 5,7 34,5
Мп 15,5 0,23 0,35 67,4
Zn 191 15 0,71 12,7
Сг 10 0,096 0,035 104
Си 55 1,1 0,25 50
Cd 2,4 0,02 0,007 120
Hg Т 0,0096 — 104
Ni 0,18 0,22 0,089 82
Pb 2 0,45 0,035 4,4
St 0,7 0,19 0,0014 3,7
Ag 3,5 0,004 0,007 875
Ba 620 1,1 0,7 564
Ti 35 0,54 0,11 65
• В. В. Гордеев, А. П. Лисицын, 1979.
ные, жгутиковые. В зоопланктоне преобладают фораминиферы
и радиолярии — из одноклеточных, а из многоклеточных — ки-
шечнополостные (медузы, ктенофоры и сифонофоры), ракооб-
разные (копеподы, эвфаузниды и др.), некоторые группы червей
336
\
и\оболочечников, разнообразные личинки беспозвоночных жи-
вотных и рыб.
\В. И. Вернадский отмечал, что планктон — самый грандиоз-
ный, биоценоз нашей планеты. Организмы планктона совершают
большую геохимическую работу, извлекая из морской воды раз-
личные химические элементы и их соединения. При этом эле-
менту попадают в организмы в иных соотношениях, чем те, кото-
рые Находятся в морской воде. В морской среде наиболее ярко
выступают концентрационные функции организмов.
Данные о химическом составе и распространении ряда хими-
ческих элементов в организмах моря представлены в табл. 265—
272, на основании работ А. П. Лисицына, Н. П. Морозова и дру-
гих исследователей.
КАМЕННЫЙ УГОЛЬ
Угли и горючие сланцы- являются продуктами жизнедеятель-
ности растительных и отчасти животных организмов. Накопление
органической массы первоначально происходит либо в болотах
Таблица 273
Средний состав древесины, торфа и углей, % [41]
Материал Углерод Водород Азот Кислород
Древесина 49,64 6,23 0,92 43,20
Торф 55,44 6,28 1,72 36,56
Лигнин 72,95 5,24 1,31 20,50
Битуминозный уголь 84,24 5,55 1,52 8,69
Антрацит 93,50 2,81 0,97 2,72
Таблица 274
Изменение элементного состава гумусовых каменных углей при метаморфизме, [9]
Разновидности углей Выход летучих веществ, % на органи- ческую массу Состав, %
с н N S О
Длнннопламенные 45—50 80,19 5,34 1,48 2,23 10,76
40—45 81,57 5,31 1,44 1,83 9,85
Г азовые 35—40 84,29 5,31 1,44 1,42 7,54
30—35 86,43 5,21 1,46 1,24 5,66
Жирные 25—30 88,38 5,10 1,52 1,10 3,95
Коксовые 20—25 89,58 4,81 1,51 1,04 3,11
15—20 90,43 4,60 1,51 1,06 2,40
Тощие 10—15 91,46 4,30 1,38 1,03 1,83
5—10 92,67 3,75 1,32 1,00 1,26
Антрациты 0—5 95—65 1,93 1,05 0,74 0,63
337
Таблица 275
Средний химический состав биогенных образований. По fl. Мияки
Элемент Торф ... - 7. Уголь
% в золе Фактор обогащения % в золе Фактор обогащения
Li 0,13 19
Be — — 0,003 4
В 0,038 130 0,03 108
Na 1 0,81 0,36 1,32 0,47
Mg 1,16 0,65 0,59 0,28
Al 7,57 0,84 15,9 1,85
Si 15,71 0,56 20,6 0,75
P 0,13 1,3 0,13 1,67
К 0,57 0,47 1,33 0,51
Ca 8,26 1,75 1,93 0,53
Ti 0,91 2,00 0,91 1,47
V — —_ 0,028 2,8
Cr — — 0,013 0,62
Mn 0,22 1,3 0,035 0,38
Fe 24,27 4,85 9,87 1,94
Co 0,0021 0,9 0,009 2,4
Ni 0,002 0,25 0,036 3,6
Cn 0,026 2,6 0,05 5
Zn 0,055 4,2 0,041 10
Ga — — 0,018 12
Ge — — 0,009 13
As — — 0,013 26
’"Pb — — 0,027 0,88
Sr — — 0,46 И
Zr T — — 0,021 12
Mo 0,0068 4,5 0,011 6
Ag — — 0,0014 150
Sn — — 0,017 20
Sb — — 0,004 50
Ba — 0,28 7
La — 0,026 13
W — — 0,010 1,4
Hg — .— 0,012 185
Pb — • — 0,045 28
Bi — 0,002 100
в виде.остатков наземных растений (гумусовые угли), либо
в озерах в виде остатков планктона и пыльцы (сапропелевые
угли), либо в лагунах в виде мелководных органических илов
(горючие сланцы). Согласно генетической классификации Г.По-
тонье и М. Д. Залесского, выделяются три основные группы уг-
лей.
1. Сапропелиты — угли, возникающие в стоячих водоемах из
остатков фитопланктона, который в процессе отмирания опу-
338
Таблица 276
Редкие элементы в золах углей (г/т) [43]
Элемент Содержание Коэффициент обогащения
максималь- ное среднее в земной коре максималь- ный средний
В 3 000 600 3 1000 200
Ge 11 000 500 7 1000 70
As 8 000 500 5 1600 100
Bi 200 20 0,2 . 1000 100
Be 1 000 300 5 180 50
Co 1 500 300 40 35 8
Ni 8 000 700 100 80 7
Zn 10 000 200 40 250 5
Cd 50 5 0,5 100 10
Pb 1 000 100 16 60 6
Ag 5—10 2 0,1 . 50—100 20
Au 0,2—0,5 — 0,005 40—100 —
Pt 0,7 — 0,005 120 —
Li 500 — 65 8 .—
Se 400 60 5 80 3—12
Ga 400 100 15 27 7
I 800 100 31 26 3
Zr 5 000 — 190 26
Mo 500 200 15 33 15
In 2 — 0,1 13 —
Sn 500 200 40 13 5
TI 5 1 0,3 17 —
скается на дно и образует сапропеля. Ископаемые сапропелиты
обычно однородны с раковистым изломом.
2. Гумиты — угли, образующиеся из остатков наземных рас-
тений.
3. Липтобиолиты — остаточные угли, возникшие из наиболее
устойчивых растительных остатков — спор, кутикулы, смол
И Т. д.
Сапропелиты с высокой зольностью (свыше 50%) образуют
горючие сланцы. Их материал первоначально накапливался
преимущественно в морских прибрежных водоемах.
Углефикация исходного органического материала — в целом
процесс сложный. В основном она заключается в увеличении
содержания углерода, уменьшении кислорода и других летучих.
Это можно проследить по данным табл. 273 (10]. Основным ком-
понентом материнского вещества углей являются целлюлоза
С6Н10О5 и лигнин (примерный состав С12Н16О9). В процессе уг-
лефикации они теряют водород и кислород с последующей от-
носительной концентрацией углерода. Данные о распростране-
нии некоторых элементов в углях представлены в табл. 274—277.
339
Таблица 277
Содержание элементов-примесей в углях (I) и их золах (II), г/т. [40]
Элемент Каменный уголь Бурый уголь 5 ° 4 p. Я 4? дз S Ef KK
1 11 1 11 к о к О ° S a® * 41 X 5 з g«; < X Ж t;
Li 25,0 150,0 20,0 80,0 2,0
Be 2,1 21,0 2,4 11,0 — 4,9
в 55,0 680,0 85,0 560,0 .— 72,0
F 110,0 1000,0 80,0 1000,0 — >1,0
Р 200,0 1300,0 130,0 1000,0 — 1,8
С1 1100,0 5000,0 30,0 3000,0 — 20—30
Sc 3,0 20,0 2,0 15,0 — 1,5
Ti 500,0 4600,0 500,0 2600,0 — 0,9
V 31,0 180,0 23,0 120,0 4,92 1,3
Cr 16,0 86,0 12,0 70,0 -—. 1,0
Mn 85,0 460,0 100,0 510,0 — 0,6
Co 5,2 34,0 3,4 20,0 — 1,8
Ni 16,0 90,0 8,0 51,0 — 1,2
Cu 18,5 80,0 7,5 48,0 — 1,7
Zn 22,0 150,0 18,0 100,0 — 1,5
Ca 7,0 51,0 7,0 36,0 — 2,5
Ge 2,9 20,0 1,5 9,0 — 10,0
As 20,0 90,0 14,0 60,0 0,03 6,8
Se 2,0—4,0 10,0—30,0 — —- 2 >10,0 (?)
Br 5,0—15,0 50,0—100,0 — — — >10,0 (?)
Rb 16,0 120,0 5,0 46,0 — 0,7
Sr 76,0 460,0 130,0 1100,0 — 2,9
6,0 47,0 7,0 37,0 — 1,5
Zr . 41,0 250,0 30,0 160,0 — 1,3
Nb * 1,8 12,0 1,0 5,0 — <1,0
Mo 3,0 25,0 2,4 13,0 0,012 9,0
Ag* 0,4 2,5 0,3 1,0 :— 2,4
Cd In 0,6 0,02 6,5 0,08 0,3 3,0 — >20,4 <1,0
Sn 1,0 7,5 1,0 4,1 1,2
Sb** 0,5—2,0 5,0—10,0 — — 0,03 >5,0 (?)
Те3* — 0,2 — —
I 10,0—20,0 (?) — — — — >20,0 (?)
Ca 0,4—2,0 * 5,0—15,0 —- — — 1,0—3,0
Ba 130,0 930,0 120,0 890,0 — 1,9
La* 3,0—10,0 30,0—100,0 - —. 1,0
Hf** 0, n n — —, — >1,0 (?)
Ta** 0, n n -— —. — >1.0 (?)
W* 2,0—6,0 — — — 0,0127 >5,0
Re** 0, n—n 0, n—n -— >1,0
Pt* * — 0,01—0,05 — —. — >1,0 (?)
Au* 0,003 0,02 —. — >5,0
Hg 0,3 1,0—3,0 0,1—0,2 —. — >10,0
Примечание. КК — кларк концентрации элемента в золе всех углей,
* Данные, основанные на единичных определениях.
** Средние данные по всем типам углей, ориентированные.
В летучей золе.
4* Концентратом Т1 в углях является пирит.
340
Продолжение табл. 277
Элемент Каменный уголь Бурый уголь Максималь- ные содер- жания в зо- ле. % КК
1 11 I 11
Ц4* 0, n 0,0036 >1,0
РЬ 25,0 170,0 2,5 53,0 6,0
Bi** 0, n 30,0—60,0 — — 0,02 10,0 (?)
Ra n—3X 10“7 nX IO-6 — . — — «1,0 (?)
Се 2,0—40,0 100,0—200,0 — — 1,2
Рг* 1,5 25,0 -
Nd* 2,0—20,0 30,0—50,0 —
Sm* 0,4—4,4 7,0—22,0
Ен* 0,12—0,52 2,0—5,4
Cd* 8,8 440,0 — —
Tb* 0,06—1,2 1,0—5,5 — —
Dy* 0,36—8,7 6,0—19,0 — — —
Но* 0,24 4,0 —
Er* 0,6—0,9 44,0
Та* 0,12 2,0 — — —
Yb* 0,8 7,0 0,9 5,0 — 2,2
Lu* 0,07—0,22 0,7—1,8 — — —
Th* 3,5 20,0 6,3 22,0 2,1
Tj* * 1,3 10,0—20,0 — — 0,01 6,5
Примечание. КК — кларк концентрации элемента в золе всех углей.
• Данные, основанные на единичных определениях.
•• Средние данные по всем типам углей, ориентированные.
’* В летучей золе.
•• Концентратом Т1 в углях является пнрнт
НЕФТЬ
Нефть сложена преимущественно соединениями углерода
с водородом. Содержание (%) углерода колеблется от 8 до 87,
водорода от 11 до 14, серы до 0,1—5, азота не превышает долей
процента. Сернистые соединения встречаются в виде сероводо-
рода, сульфидов, тиофенов.
По составу нефть представляет собой сложную смесь угле-
водородов с примесью органических кислородных, сернистых и
азотистых соединений. Обычно она встречается как маслянистая
жидкость красно-коричневого, иногда почти черного цвета. По
химической природе и происхождению нефть близка к природ-
ным горючим газам, озокериту, а также асфальту. Содержание
неорганических примесей в нефти невелико. Так, после ее сго-
рания получается 0,002—0,015 % золы, в которой присутствуют
341
Т а б л и ц а 278
Малые элементы в золах нефти и породах
Регион Золь- ность, % Содержание элементов в золе. %
Те V Ni
Иркутский амфитеатр Нефть Вмещающие породы Урало-Поволжье Нефть 0,0025 0,0181 6,42 3,86 Не обн. 0,0030—0,0130 25,0500 0,64 0,0006—0,0050 7,8600
Продолжение табл. 278
Регион Золь- ность, % Содержание элементов в золе. %
Си Zn РЬ
Иркутский амфитеатр Нефть 0,0025 0,2300 0,0750 3,9600
Вмещающие породы — 0,0009—0,0019 0,0018—0,0034 0,0019
Урало-Поволжье Нефть 0,0181 0,0670 0,1420 0,0121 0,1400
Т а б л и ц а 279
Распределение микроэлементов в нефтях и осадочных породах, %.
По Г. А. Ботневу
Элемент Максимальное содержание в нефти Среднее содержа- ние в осадочных породах (кларк) Нефтегазоносная провинция, область, район (НГП, НГО, НГР)
1 группа (ниже кларка)
Fe 0,78 3,33 Сухан-Вахшская НГО
Al 2Х 10~2 4,5Х 10"1
Na IX 10"2 6,6Х ю-1
Мп 6,6Х ю-’ 6,7Х IO’2 Балтийская НГО
Ba 5,4Х 10-’ 8Х IO’2
Sr 1,9Х10"3 4,5Х 10-2 »
Cr 1X10-’ 1Х10-2 Южно-Дагестанский НГР
Co 4Х 10-4 2X10’ Балтийская НГО
Pb зх ю~4 2Х 10"’ »
Sn 1,4X10-* IX ю-’
В 8Х 10~4 IX 10“2
Ca 1,8Х IO"2 2,53 Сухан-Вахшская НГО
Be IX 10—в зх Ю-* Балтийская НГО
Ti 7^Х 10—* 4,5Х 10-1 »
Si 26Х 10~4 23,8 Сухан-Вахшская НГО
342
Продолжение табл. 279
Элемент Максимальное содержание в нефти Среднее содержа- ние в осадочных породах (кларк) Нефтегазоносная провинция, область, район (НГП, НГО, НГР)
II группа (одного порядка с кларком)
Zn 4Х 10-* 8Х 10"» Балтийская НГО
Ni 7,4Х IO"* 9,5Х 10"» »
Си 1,5X10"» 5.7Х 10"» »
As 1,2Х 10“4 6,6Х 10~4 Сухаи-Вахшская НГО
Ag 0,9Х 10—» IX ю-» Южно-Дагестанский НГР
III группа (выше кларка)
V 5,2Х 10“ 2 1,ЗХ 10'» Сухан-Вахшская НГО
Mo 1,5X10-» 2Х 10-4 »
Br 1,5Х 10-» 6Х ю-4 Волго-Уральская НГП
Hg* 1Х10-4 4Х 10-» Предкарпатская НГО
* Наиболее высокое содержание ртути на месторождении Цимрик в Калифорнии
(20X10 *), где она является объектом попутной добычи
Т а б л и ц а 280
Средние величины концентрации элементов в газоконденсатах (ГК),
конденсационных водах (КВ), нефти кайнозойских (HKZ) н мезозойских (HMZ)
месторождений и законтурных водах (ЗВ) (лХ10~4 %). По В. И. Петренко,
С. С. Заводнову
Элемент гк кв hkz HMZ 3B
Li —. 0,11 18,3
Na 0,45 64,8 3,6 2,8 53 409,0
К 6,96 10,72 57,0 25,3 2 018,6
Mg — 11,20 3,1 4,5 374,0
Са — 48,00 3,7 5,5 6 399,0
Sr — 1,22 0,063 0,32 275,0
Ba —- 1,05 0,17 0,23 350,0
V 0,50 — 1,4 0,63 0,33
Cr 2,96 0,067 0,024 0,071 0,66
Мп 0,48 2,64 0,11 0,180 41,20
Fe 1,89 141,7 5,50 7,000 155,10
Co 0,10 0,11 0,32 0,031 1,75
Ni 0,27 0,53 4,20 1,400 1,75
Cu 0,14 3,77 0,31 0,22 1,13
Zn 0,59 3,25 4,00 ' 1,22 56,90
Al —. 0,51 6,40 3,20 1,50
Ca — 0,11 0,25 — 5,74
Si — 1,32 — 7,50 8,8)
Cl 17,46 80,23 14,40 31,30 114 752,60
Br 4,78 92,70 , 1,50 3,00 181,00
I 0,98 6,70 3,60 7,10 4,30
Сумма* 37,06 407,22 94,56 79,62 170 624,00
Кратность 1 11 2,6 2,2 4 604
* Для элементов, концентрация которых определена во всех объектах (Na К Сг
Mn, Fe. Со, Nt, Cu, Zn, Cl, Br, I). . , .
343
металлы (табл. 278, 279). Сопоставление средних концентраций
металлов в нефтях с их кларковыми содержаниями в литосфере
показывает, что только ванадий и никель присутствуют в коли-
чествах, значительно превышающих их кларки в земной коре
(табл. 280). Хром, кобальт, медь и свинец содержатся прибли-
зительно в тех же концентрациях и в литосфере.
ПОЧВЫ
Прчвы — уникальный природный слой биосферы, в котором
сложность состава сочетается со сложным взаимодействием раз-
личных форм движения материи. Поскольку почвы являются ис-
точником плодородия, то они изучались весьма обстоятельно
почвоведами и агрохимиками в разных странах. К настоящему
времени о почвах накопился огромный эмпирический материал.
Почвенный и растительный покров суши представляет собой не-
разрывное единство — глобальную естественную систему при
совместном функционировании растений, грибов, микроорганиз-
мов и коллоидно-дисперсного минерального вещества. Таким об-
разом, почвы выступают как биогенные образования природы.
Обычно почвой называют рыхлый поверхностный слой континен-
тов, возникший из горных пород под воздействием растений, жи-
вотных и микроорганизмов. Однако почвы занимают далеко не
всю поверхность современных континентов. Развитие земледе-
лия на 40 % сосредоточилось на четырех типах почв: чернозем,
^темные почвы прерий, серые и бурые лесные почвы. К настоя-
щему времени лучшие почвы уже распаханы и естественно, что
перед человечеством возникает проблема ограниченности почвен-
ных ресурсов планеты. Распределение этих ресурсов показано
на диаграмме рис. 30, составленной В. А. Ковдой в 1974 г.
Как видно, почвы представляют собой природные образова-
ния уникальной ценности для всего человечества. Поэтому все-
стороннее изучение почв/включая и геохимические проблемы,
приобретает сейчас большое значение. За последние десятиле-
тия перед почвоведами и геохимиками возникла проблема роли
редких и рассеянных химических элементов в Почвах, т. е. тех
элементов, которые содержатся в малых количествах.
Состав почв определяется сочетанием минеральных органи-
ческих веществ и живых организмов, которые представлены в ос-
новном- микроорганизмами.
Минеральная часть почвы возникла как прямой продукт вы-
ветривания коренных материнских горных пород. На рис. 31
представлена схема превращения минеральной части первич-
ной породы в минеральную ассоциацию почвы. Почвенная ми-
неральная ассоциация представлена гидроксидами железа и
алюминия, а также рядом глинистых минералов, которые обра-
зуют в конечном итоге коллоидно-дисперсную систему вещества.
344
Рис. 30. Распределение почвенных ре-
сурсов на поверхности континентов,
%. По В. А. Каеда
Рис. 31. Формирование минеральной
части коры выветривания и почвы за
счет породообразующих минералов
345
Т а б л и ц а 281
Количество микроорганизмов в почвах СССР. По Д. Г. Виленскому
Почва У годье Общее количество микро- организмов, мли.
на 1 г почвы на 1 мг азота
Подзол Целина 300—600 70
Дерново-подзолистая » 600—1000 200
Дерново-подзолистая Пашня 1000—2000 250
Чернозем Целина 2000—2500 600
Чернозем Пашня 2500—3000 750
Серозем Целина 1200—1600 2000
Серозем Пашня 1800—3000 2400
Таблица 282
Распространенность элементов в литосфере, почве и наземных растениях, % •
По Д. П. Малюге
Элемент Литосфера * Почва Растения (в золе)
Li 3,2-IO'3 3-IO"3 1,1-10-з
Be 3,8-10-» 6-IO-4 2- IO’4
1,2-10-3 I-IO'3 4-IO’2
F 6,6-10-3 2-IO"2 I-IO'3
Na с 2,50 0,63 2,0
Mg 1,87 0,63 7,0
Al 8,05 7,13 1,40
Si 29,5 33,0 15,0
P 9,3-IO'2 8-IO’2 7,0
S 4,7-10-3 8,5-10-2 5,0
Cl 1,7-10-3 I-IO’2 I-IO'3
к 2,50 1,36 3,0
Ca 2,96 1,37 3,0
Ti 0,45 0,46 0,1
V 9-16-3 I-IO"2 6,1-10-з
Cr 8,3-10-3 2-Ю-2 2,5-IO’»
Mn I-IO"1 8,5-10-2 7,5- IO"1
Fe 4,65 3,8 1,0
Co 1,8-10-3 I-IO’3 1,5-10-з
Ni 5,8-10-« 4-IO’3 5-IO'3
Cu 4,7-IO'3 2-IO’3 2-IO"2
Zn 8,5-10-’ 5-IO"3 9-IO"2
As 1,7-10-* 1-10"4 3-Ю-5
Se 5- IO’5 1IO"’ —
Br 2,1-10-* 5-IO"4 1,5-10-»
Rb 1,5-10-3 6-10"» 1•10-2
Sr 3,4-10-« 3-10"» 3-10"»
Zr 1,7-10-» 3-10-» -—
346
Продолжение табл. 282
Элемент Литосфера Почва Растения (в золе)
Мо 1,1-10-* 2-10-* 2-Ю"3
Ag 7-10-« I-IO'5 1 io-*
Cd 1,3-10~5 5-Ю-5 1IO-6
Sn 2,5-10-* I-IO'3 5-IO-4
I 4-10-s 5-10'* 5-Ю-3
Cs 3,7-10~* 5-Ю'* л-10-4
Ba 6,5- IO'2 5-10-2 л-IO’2
Au 4,3-IO"’ — 1 - ю-4
Hg 8,3-10-* 1 • 10-* 1-Ю"7
Pb 1,6-10-3 I-IO'8 1 •IO"3
Ra 8,3- IO'11 8-10-11 2-Ю-11
Th l,3-10-3 6-io-* —
U 2,5-IO'* i-io-* 5-IO'5
Таблица 283
Средний химический элементный состав иочв тундровой н лесной зон
европейской части СССР, %. По С. А. Кудрину
Элемент Тундро- вая (62) Торфяная (72) Подзолистая Серая лесная (140) Перегной- ная (35)
глинистая (302) песчаная (70) песчаная (90)
о 47,86 36,86 49,60 50,66 52,20 49,27 50,12
н 0,25 5,33 0,06 0,05 0,04 0,09 0,08
с* 3,49 53,33 0,66 0,67 0,64 1,25 1,21
с** — — — 0,04 0,93
N 0,125 1,90 0,08 0,066 0,06 0,115 —
Р 0,105 0,20 0,054 0,022 0,022 0,044 0,100
S 0,24 0,031 0,02 0,026 0,076 0,056
Si 29,70 0,00 34,86 39,57 43,77 33,45 30,14
Al 6,65 0,12 6,33 4,31 1,72 6,67 6,80
Fe 3,58 0,50 3,02 1,16 0,55 3,80 3,15
Ti 0,24 — 0,28 — — 0,45 —
Мп 0,29 0,05 0,20 — 0,06 0,06 0,11
Ca 2,14 1,20 0,78 0,58 0,28 1,24 3,60
Mg 0,90 0,13 0,72 0,70 0,09 1,02 1,83
К 2,07 0,30 2,04 1,81 0,33 1,60 1,18
Na 1,88 0,07 1,28 0,90 0,16 0,76 0,75
Примечание. В скобках указано число анализоа.
• Углерод перегноя.
** Углерод солей.
347
Таблица 284
Средний элементный химический состав почв южной полосы европейской части
СССР, %. По С. А. Кудрину
Элемент Чернозем (375) Каштано- вая (180) Бурая пустын- но-степная песчаная (90) Коричне- вая (36) Бурая лесная (ЮЗ) Красно- зем (35) Серозем (60)
О 48,74 48,85 52,14 49,04 47,93 48,37 50,04
н 0,16 0,08 0,04 0,16 0,11 0,13 0,04
с* _• 2,20 1,15 0,52 2,17 1,59 1,81 0,50
с** 0,38 0,86 — 0,86 0,25 — 1,24
N 0,200 0,115 0,050 — 0,150 0,110 0,070
Р 0,071 0,067 0,022 — 0,062 0,079 0,74
S 0,156 0,194 0,076 0,100 0,150 — 0,080
Si 31,71 29,90 43,77 30,00 28,89 21,50 25,86
Al 6,86 6,53 1,08 6,49 8,23 14,15 7,21
Fe 3,59 3,64 0,70 3,78 5,77 11,50 3,89
Ti 0,46 0,51 — 0,32 0,38 — ——
Мп 0,08 0,18 0,01 0,09 0,17 0,18 0,20
Ca 2,36 3,70 0,28 3,26 1,98 0,34 5,04
Mg 0,95 1,09 0,18 0,80 1,08 0,93 1,44
К 1,36 1,58 0,27 1,67 1,41 0,23 1,80
Na 0,65 1,06 0,30 1,05 1,09 0,08 1,16
Примечание. В скобках указано число анализов.
• Углерод перегноя.
** Углерод солей.
Даблина 285
Средний химический элементный состав подзолистых почв европейской части'
СССР, % Л По С. А. Кудрину
Элемент Подзол Сильно подзоли- стая Средне под- золистая Подзоли- стая Подзоли- сто-глеевая ПерегиоЙ- но-глеевая
О 49,60 49,30 50,20 50,40 49,10 49,10
Н 0,05 0,04 0,04 0,04 0,08 0,08
С* 0,67 0,56 0,56 0,56 1,13 1,17
с** — — ——
р 0,038 0,044 0,044 0,048 0,105 —
S 0,036 0,028 0,024 0,024 0,056 1
Si 36,80 35,60 35,13 34,03 33,85 33,02
Al 5,67 6,00 6,03 6,60 6,98 7,39
Fe 2,18 2,94 3,16 3,13 з,н 3,12
Ti — 0,30 0,27 — —
Мп 0,11 0,22 0,23 0,32 0,20 0,09
Ca 0,82 0,73 0,65 0,81 0,80 1,15
Mg 0,62 0,88 0,67 0,65 0,60 0,81
К 1,92 2,00 1,84 2,00 2,50 2,64
Na 1,26 1,29 1,11 1,34 1,43 1,41
• Углерод перегноя.
•• Углерод солей.
348
Т а б л и ц а 286
Средний химический элементный состав черноземов европейской части СССР, % .
По С. А. Кудрину
Элемент Выщело- ченный Типичный Обыкно- венный Южный Предкав- казский Приазов- ский
о 49,90 48,00 49,30 49,40 48,80 46,60
н — 0,17 0,22 0,15 0,11 0,12 0,10
с* 2,36 3,09 2,05 1,50 1,62 1,37
с** 0,10 0,30 0,48 0,67 0,25 0,59
р 0,61 0,100 0,070 О’,064 0,048 0,052
S 0,018 0,136 0.168 0,220 0,172 0,048
Si 31,94 31,28 31,32 31,23 31,29 31,80
Al 6,84 7,09 6,88 6,40 8,14 6,85
Fe 3,79 3,71 3,69 3,04 3,50 2,94
Ti 0,52 0,36 0,47 0,50 ' —
Mn 0,08 0,16 0,05 0,02 0,05 0,31
Ca 1,22 2,00 2,47 4,20 2,10 3,10
Mg 0,82 0,97 1,00 1,19 0,95 0,88
К 1,38 1,71 1,32 0,97 1,75 1,53
Na 0,68 0,83 0,57 0,44 1,19 0,94
* Углерод перегноя.
** Углерод солей.
В'эту систему подключаются корневая система высших растений
и множество микроорганизмов. Следует отметить, что химиче-
ские элементы в почвах и природных водах образуют множество
органических комплексов, возникающих в результате разложе-
ния отмирающих организмов. Возникают соединения, выделяе-
мые в почву в процессе жизнедеятельности корневой системой
растений, почвенными микроорганизмами, почвенной и назем-
ной фауной.
Химические и химико-биологические процессы, происхо-
дящие в почве, имеют сложный характер. Они протекают
по-разному в различных местах земной поверхности в зависимо-
сти от климата, состава материнской породы, состава раститель-
ности, рельефа местности, состава микроорганизмов, населяю-
щих почву, а также от деятельности человека. В жизни почвы
особенно велика роль микроорганизмов, количество которых до-
стигает громадных величин. В табл. 281 показано количество
микроорганизмов в некоторых почвах СССР.
Наиболее существенные данные о химическом составе почв
и распределении в них химических элементов приведены
в табл. 282—287.
349
350
Т а б л и ц а 287
Химический состав почв, %. По А. П. Виноградову
л
-* сб ф S3 CQ X
Почвы Место взятия пробы й горизонт ж 5 а is о. и с5 X X О. «9
3 X X ш в о Е Глубина, О я Z О X СаО MgO б О ш* О- О < О <л О CL Потери п нин (opt щество)
Почва туидро- Нижияя терраса А 0—15 2,06 3,12 1,90 1,04 43,44 5,18 16,51 0,46 0,33 26,16
вая, торфяно- озера, сев. берег р. Хибины В 25—50 1,68 4,36 1,13 0,58 50,25 3,10 17,45 0,39. 0,17 20,54
глеевая
Средиеподзо- листая, сугли- нистая (легкая) Лесная дача Ти- мирязевской сельскохозяйст- Ai Вг в2 0,10 35—45 55—65 0,81 0,46 0,40 2,04 1,55 1,72 0,55 0,41 0,52 0,58 0,48 0,61 79,97 85,32 81,31 1,72 1,99 2,27 8,47 7,50 10,11 0,16 0,11 0,12 0,11 0,05 0,05 6,01 1,89 2,16
почва венной акаде- С 99—105 0,49 1,87 0,42 0,23 83,47 2,82 8,05 0,12 0,08 2;33
мии, Москва
Выщелоченная В 1 км к западу А 0-5 0,93 2,81 1,26 0,82 71,11 2,27 10,28 0,20 0,20 10,03
серая лесная от ст. Ясная По- Ai 20—25 1,00 3,00 0,88 0,82 76,05 2,97 11,45 0,12 0,09 4,12
почва ляиа, Тульская область В 40—45 0,93 3,07 0,88 1,09 72,85 4,02 12,76 0,11 0,09 4,16
в2 75—80 0,93 2,91 0,98 1,26 71,86 3,62 14,77 0,14 0,12 3,97
Обыкновенный Камени осте пи ая А 0—5 0,74. 2,64 1,81 1,56 58,07 4,45 13,77 0,30 0,22 16,74
чернозем — глинистый опытная стан- а2 24—32 0,85 2,60 1,79 1,71 61,09 4,30 15,05 0,29 0,19 11,50
ция ВИР, Воро- в2 80—88 0,77 2,13 11,68 2,12 52,84 4,13 12,86 0,17 0,09 12,46
иежская обл., ст. Таловая С 128—144 0,86 2,22 9,38 2,22 55,64 4,35 13,99 0,19 0,10 9,82
Продолжение табл. 287
Почвы Место взятия пробы Почвенный горизонт Глубина, см О Я* Z О СаО MgO О сЛ 'о'эд А 1,0, О <л О CL Потерн при прокалива- нии (органическое ве- щество)
Чернозем При- Сев. Кавказ, Ai 0—5 1,16 3,04 1,44 1,66 63,41 4,65 14,40 0,21 0,18 10,00
азовья (мощ- ст. Сальск А2 40—45 1,13 2,87 4,68 2,01 61,16 4,53 15,51 0,20 0,17 8,02
ный) В 90—95 1,16 2,42 8,47 2,44 57,45 4,15 13,67 0,25 0,14 9,02
с 130—140 1,08 2,57 8,93 2,32 56,22 4,86 13,75 0,15 0,15 10,65
Светло-кашта- Хутор Гуреева, Ai 0—5 1,44 2,67 1,01 1,11 70,73 3,72 11,78 0,17 0,15 6,69
новая почва ст. Семичная, А, 30—35 1,27 2,75 1,02 1,99 67,28 5,22 15,19 0,27 0,15 4,76
Сев. Кавказ В 60—65 1,12 2,38 11,44 2,24 55,19 3,79 11,90 0,14 0,14 9,92
С 110—115 1,40 2,64 6,71 2,49 61,16 4,46 13,16 0,14 0,14 7,90
Серозем пусты- Совхоз Бакрес А 0—5 1,60 2,34 0,87 0,82 80,23 2,19 . 9,37 0,14 0,06 2,72
НИ (150 км от. г. Бу- В 160—170 1,59 2,14 5,85 1,36 70,13 2,77 10,13 0,17 0,10 5,85
деиновска) С 1,63 2,31 8,69 2,22 59,31 3,43 11,63 0,56 0,11 7,77
Краснозем Батумский бота- А 0 0,11 0,52 0,43 1,08 47,41 9,78 27,05 0,19 0,14 13,30
иический сад, В 40—50 0,11 0,22 0,17 0,96 39,31 10,11 36,40 0,19 0,14 13,40
тропическое от- деление С 90—100 0,01 0,22 0,13 0,78 40,30 13,33 33,52 0,21 0,20 12,82
Краснозем гус- Батумский бота- А 0 0,11 0,29 0,29 0,67 31,75 15,70 15,28 0,36 0,30 29,15
того рододен- дрового леса (первобытного) нический сад В 40—50 0,41 0,22 0,22 2,27 40,12 14,86 34,52 0,20 0,13 12,03
Г л а в a XI
ДАННЫЕ ОРГАНИЧЕСКОЙ ГЕОХИМИИ
КРАТКИЕ СВЕДЕНИЯ ОБ ОРГАНИЧЕСКИХ ВЕЩЕСТВАХ
Органическое вещество широко распространено в биосфере
Земли. Оно сосредоточено во всех живых организмах, в рас-
творенном виде в природных водах, в почвах, а также в ископа-
емом состоянии в виде крупных торфяных и угольных месторож-
дений, скоплений нефти и горючих сланцев или в форме рассеян-
ного органического вещества. Органическое вещество в орга-
низме животных и растениях образует сложные молекулярные
постройки в сочетании с водой и минеральными солями. Эти
постройки представлены углеводородами, липидами, белками и
нуклеиновыми кислотами. Согласно другой классификации [5],
органические вещества живой природы можно разделить на пять
групп: углеводы, липиды, протеины, пигменты и лигнин.
Углеводы — наиболее простые органические соединения, со-
стоящие из углерода, кислорода и водорода. Большинство угле-
водов имеет молекулярную формулу С«(Н2О)И. Подразделя-
ются углеводы на простые — моносахариды и сложные — поли-
сахариды. Примерами углеводов являются сахар, крахмалы,
целлюлозы и пектины (рис. 32). Углеводы — основной источ-
ник энергии клеточной, деятельности. Они строят прочные ткани
растений (целлюлоза) и играют роль запасных питательных
веществ в организмах. Простые углеводы растворимы в воде.
К углеводам относится также хитин, который в некоторых ра-
стениях и животных выполняет роль структурного материала.
Лигнин наряду с целлюлозой является важным компонентом
растительных клеток, скрепляющим отдельные клетки друг
с другом. Он составляет до 25 % сухой массы древесины.
’ Липиды — состоят преимущественно из водорода и углерода.
Они представляют собой жирообразные вещества и жиры, плохо
растворяющиеся в воде. В связи с плохой теплопроводностью
липиды выполняют в организмах защитную функцию, а также
служат запасным веществом питания. Жиры — сложные орга-
нические соединения, представляющие сочетания различных
жирных кислот. В молекулах этих кислот атомы углерода обра-
зуют цепи, соединенные с атомами водорода.
Белки — сложные органические химические соединения.
Обычно они состоят из сочетания 20 различных аминокислот.
Молекулы белков имеют большие размеры и относятся к мак-
ромолекулам. Молекула аминокислоты состоит из специфиче-
ской части, или радикала, /? и частей, одинаковых для всех кис-
лот, включающих аминогруппу NH2 и карбоксильную группу
СООН. Структурные формулы аминокислот показаны на рис. 33.
352
Молекула жирной кислоты
НС =0
неон
неон
неон
неон
н2сон
Рнс. 32. Строение молекул некоторых органических
веществ
Молекула глюкозы
Большинство аминокислот имеют только один асимметрично
расположенный атом углерода и могут образовывать два воз-
можных оптических изомера — D (право) и L (лево), вра-
щающих луч проходящего через них света. У пролина,-оксили-
зина, треонина и изолейцина, которые являются непременными
компонентами протеинов, имеется и второй асимметричный атом
углерода. Аминокислоты биологического происхождения, нахо-
димые в ископаемых геологических объектах, представлены L-
изомерами, в то время как аминокислоты, синтезированные не-
органическим (не биологическим) путем, представляют собой
смеси оптических изомеров (L и D в равных количествах) и по-
тому оптически не активны.
Молекула белка обычно представляет собой цепь, состоящую
из нескольких десятков или даже сотен молекул аминокислот.
Многие белки выполняют роль естественных катализаторов, ус-
коряющих химические реакции в десятки и даже сотни миллио-
нов раз. В настоящее время известно около тысячи подобных
ферментов. В их состав входят металлы — Mg, Fe, Мп и др.
Важную роль в жизни организмов играют протеины. Они
слагают в организмах структурные элементы, такие, как кожа
и мышцы.
Нуклеиновые кислоты сосредоточены в ядрах клеток, пред-
ставленных двумя типами кислот — дезоксирибонуклеиновой
(ДНК) и рибонуклеиновой (РНК). Их биологическая роль ис-
ключительно велика. Они регулируют естественный синтез бел-
ков в живых организмах и осуществляют передачу наследствен-
ной информации из поколения в поколение.
Пигменты — окрашенные органические вещества, присутст-
вующие в небольших количествах в организмах. К ним отно-
сятся хлорофиллы — группа зеленых пигментов, находящаяся
в растениях и некоторых бактериях. Хлорофиллы играют роль
12 Заказ № 639 353
Глицин
н н
Аланин
Валин
о
Н—N —с — С _
о
Н н
н н
.0
И золей ци н
Н Н
н
н
н-N— с — С
I I О’
Н ОН
С—С
Н С
/ \
н3с сн
0
Лейцин
H H
>0
Н — N — с — С.’
О’
Серин
Н Н
H-N
.0
Треонин
Н Н
,0
О
Н —N —С — СТ
I Г х0
Н СН
сн2чсн3
нзС
Пролин
. Н Н
Н сн2
сн
н2с СН3
Цистеин
Н H
Н
С-С
1 О
сн2
он
Н — N
С—С
I О
н сн-сн,
1 о
.0
Н — N — с — с'
' о'
сн, .сн.
М етионин
Н Н
Н—N
Н СН2
SH
О
...
Н-N—С— С
। । V
н сн2
сн2
S—СНЛ
н-он
Л изин
Н Н
.. .
Н —N— С—с
I I V
сн2
сн2
сн2
H3N—СН2
Н
сн2
Аргинин
Н Н
н —N—с—С
I । Х0
и сн2
сн2
nh-ch2
h3n-c-ch2
Аспарагиновая
кислота
Н Гн
Ацпарагин
Глутаминовая
кислота
Глутамин
.0
Н— N — с— с”
I 1 чо
Н СН2
с
Н Н
.0
Н — N-C— С.
I । V
н сн2
с —NH2
НН.
1+1
н-м-с-с^
I чо'
сн2-
сн2
Н
оА
Фенилаланин
Н Н
1+ I ^0
Н —N—С—С
1 1 чо
Н СН2
Т ирозин
Н Н п
1+1 /
Н—N-с—С_
СИ, 0
н
ОН
Рис. 33. Строение молекул аминокислот
354
Н
НН
1+ I 4й
— N—с—с
•О
Н
снг
сн2
с — ын2
Т риптосран
и и
1+ I /°
Н — N —С-С
О
Гистидин’
н н
Н
СН2
с = сн
о :
н — N — С—С „ '
I ХО
сн2
с— N
II %сн
н
НС — N
н
Таблица 288
Типичный элементный состав органических веществ, %.
По С. М. Манскай, Т. В, Дроздовой
Органические вещества с О н
Протеины 51 22 7
Липиды (жиры) 69 18 10
У глеводы 44 49 6
Лигнии 53 27 5
Органическое вещество в современных морских осадках 56 30 8
Органические вещества в осадочных по- родах 64 23 9
Нефть 79—89 — 9—15
Торф 50—65 28—45 6—7
Лигнит 65—78 15—28 5—6
Битуминозный уголь 78—87 5—16 5—6
Антрацит 87—91 2—5 4—5
Таблица 289
Состав живого вещества (массовое содержание сухого беззольного вещества, %).
[51
Вещество Протеины Углеводы Липиды Лигиии
Растения: Хвойная древесина 1 66 4 29
Дубовые листья 6 52 5 37
Иглы шотландской сосны 8 47 28 17
Фитопланктон 23 66 11 0
Диатомеи 29 63 8 0
Ликоподии 8 42 50 0
Животные: Зоопланктон (смесь) 60 22 18 0
Копеподы 65 25 10 0
Устрицы 55 33 12 0
Высшие беспозвоночные 70 20 10 0
12*
355
Т а б л и ц а 290
Средний состав органического вещества различных организмов, %
По А. А. Успенскому
Элементарный состав Г рупповой состав
Группы организмов О ш Z о + и Липиды Белки Целлюлоза, хитин Прочие уг- леводы 1 1 Лигнии, ку- тин
Деревья (древесина) 50,0 6,1 0,2 43,7 2,2 1,2 46,4 24,9 25,3
Луговые и степные тра- вы н растения-торфо- образователи 50,0 6,1 1,4 42,5 4,3 9,7 28,9 25,5 31,6
Водные цветковые растения и донные водоросли 47,2 6,2 2,8 43,8 3,3 20,1 17,7 52,9 6,0
В одор осл и п л а н ктон - иые 48,2 7,7 7,2 36,9 7,5 45,5 7,0 40,0 —
Зообентос и наземные беспозвоночные (мол- люски, насекомые, черви, ракообразные) 51,8 8,0 10,3 29,9 9,6 63,2 10,5 16,7 —
Зоопланктон, рыбы, наземные позвоночные с 52,4 7,9 11,7 28,0 28,3 68,7 3,3 4,7 —
Таблица 291
Пределы содержания органических веществ в природных объектах.
По В. М. Швецу
Источник • % Источник %
Почвы 10—0,1 Поровые (горные) раст- КУ3—10~2
Морские и океанические 10-’—10-2 воры
ИЛЫ Иловые растворы 10-*—1 о-3
Горные породы 10~2—10° Поверхностные воды су- 10-*—10-’
Подземные воды 10-*—10-’ ши Морские и океанические 10-*—10-*
Почвенные растворы 10-*—10-’ ВОДЫ Атмосферные осадки 10-*—10-*
356
Растворимость
в сероуглероде
Лигнит
Уголь
Кероген
Горный
воск
Элатерит
Альбертит
Импсонит
смола
таббит
.йефтв’
продукты
Г рэемит
Блестящая
смола
Рис. 34. Классификация битуминозных веществ
естественных катализаторов в процессе фотосинтеза. Различают
две группы пигментов — порфирины (включающие хлорофилл)
и каротеноиды.
Элементный состав природных органических веществ пред-
ставлен в табл. 288. Состав живого вещества как сочетание ор-
ганических соединений некоторых животных и растений приве-
ден в табл. 289 и 290.
Пределы содержания органических веществ в разных частях
биосферы Земли представлены в табл. 291.
Органические вещества, находящиеся в осадках и осадочных
горных породах, обычно называют битумами или битуминоз-
ными веществами. Однако по составу и физическим свойствам
битумы представляют собой разные природные тела. Э. Дегенс
предложил применять термин битумы к органическим вещест-
вам, растворимым в сероуглероде. Нерастворимые материалы
относятся к пиробитумам. Терминология и классификация би-
туминозных веществ, встречающихся в природе, приведены на
рис. 34.
В настоящее время органическое вещество земной коры изу-
чается с применением совершенных .методик, что связано глав-
357
Карбонаты
Фосфаты
Сульфиды
Силикаты
Оксиды
и гидроксиды
ОСАДОК
ПОДВИЖНЫЕ ФАЗЫ
Воды Газы Нефть
Аминосоединения
Углеводы
и их производные
Липиды, изопреноиды
и стероиды
Сульфаты
Гетероциклические
соединения
Оксиды, силикаты,
второстепенное разновидности
(карбонаты, фосфаты, сульфиды}
ПРОДУКТЫ ВЫВЕТРИВАНИЯ
МАГМАТИЧЕСКИХ
И МЕТАМОРФИЧЕСКИХ ПОРОД
Асфальты
Фенолы, хиноны, и
гуминовые соединения
Углеводороды
Рис. 35. Основные неорганические и органические вещества, возникающие
в осадках и осадочных породах
ним образом с актуальностью поисков каустобиолитов как го-
рючих'веществ — источников энергии.
Органическое вещество земной коры обычно приурочено
к различным фациям осадочных горных пород и встречается
в тесной ассоциации с некоторыми определенными структурами
и формациями. Как правило, органическое вещество более
обильно в фациях осадочных пород, возникших в восстанови-
тельных условиях. Нефть и битумы сосредоточены в различных
осадочных порода» биосферы в сочетании с различными мине-
ральными веществами. Основные неорганические и органические
вещества, возникающие в биосфере в осадках и осадочных по-
родах, приведены на рис. 35.
МАССА ЖИВОГО ВЕЩЕСТВА И ПРОДУКТИВНОСТЬ
ФОТОСИНТЕЗА
Общая масса живого вещества Земли была подсчитана
свыше 60 лет тому назад В. И. Вернадским, который дал при-
ближенную величину—1021 г, или 1015 тонн. В ходе дальней-
ших исследований оказалось, что эта величина завышена. Бо-
358
Таблица 292
Биомасса организмов Земли. По Н. И. Базилевич и др.
Среда обитания Группы организмов Масса, т Соотно- шения групп организ- мов, %
Континенты Зеленые растения Животные и микроорганиз- мы 2,4Х 1012 0.02Х 1012 99,2 0,8
Итого 2.42Х 1012 100,0
Океаны и моря Зеленые растения Животные и микроорганиз- мы 0.0002Х 1012 0.0030Х 1012 6,3 93,7
Итого 0.0032Х 1012 100,00
Всего 2.4232Х 1012
лее точная величина на основании обширных картографических
работ была получена Н. И. Базилевич и др. (табл. 292). С тех
пор она уменьшилась, главным образом за счет вырубки лесов
в тропическом поясе.
Мощным и единственным процессом, порождающим живое
вещество из окружающих неорганических веществ, является фо-
тосинтез. Фотосинтез представляет собой окислительно-восста-
новительную реакцию, протекающую при участии хлорофилла зе-
леных растений за счет энергии солнечного излучения. Процесс
фотосинтеза может быть выражен следующей реакцией:
СО2 + 2Н2О-> (Н—С—ОН) + Н2О + О2.
При восстановлении 1 моля СОг до углеводородного уровня
поглощается энергия 469 кДж. При фотосинтезе выделяется сво-
бодный кислород, поступающий в атмосферу. Продуктами фо-
тосинтеза являются не только углеводы, но и растительные
белки. Весь процесс фотосинтеза в современных зеленых расте-
ниях имеет довольно сложный характер. Простым продуктом
фотосинтеза является глюкоза, образование которой происходит
согласно уравнению
6СО2 + 6Н2О + 2722 кДж ->С„Н12О,+ 6О2.
359
Таблица 293
Продуктивность фотосинтеза в современную эпоху, 109 тонн в год. [11]
Среда обитания Используется Создается
лСО2 ЛН2О лС(Н,О) лО2
По Г. Лизсу и Р. Уиттекеру Континенты 170 67 118 119
Океаны 80 33 55 58
* Всего 250 100 173 177
По Г. В. Войткевичу Континенты 253 103 172 184
Океаны 88 36 60 64
Всего 341 139 232 248
Общая продукция фотосинтеза рассчитывалась А. ГТ. Вино-
градовым, Г. В. Богоровым, Е. И. Рабиновичем и другими ав-
торами. Но до сих пор мы еще не имеем достаточно четкой и
надежной величины этой продукции. Поэтому мы приводим ре-
зультаты двух вариантов расчета, которые' представлены
в табл. 293.
Последние исследования в области геохимии изотопов и био-
геохимии указывают, что возраст жизни, а значит, и биосферы
соизмерим с возрастом Земли, и предпосылки ее возникновения
осуществлялись в космохимических реакциях биофильных эле-
ментов в канун формирования нашей планеты [11], что согласу-
ется с идеей В. И. Вернадского о геологической вечности жизни.
ОРГАНИЧЕСКИЕ ВЕЩЕСТВА ПОЧВЫ
В почвах происходит разложение первичных органических
веществ до образования наиболее устойчивых продуктов. .Со-
держание органических веществ в почвах варьирует в широких
пределах (см. табл. 290).
Органическое вещество почвы можно разделить на две
группы: 1) неразложившиеся и полуразложившиеся остатки
растений, животных и микроорганизмов; 2) гумус, или пере-
гной почвы. Гумус составляет ту часть органического вещества
почвы, которая утратила следы органического строения и бо-
лее или Менее тесно перемешалась с минеральной частью
почвы. Содержание гумуса в различных почвах показано
в табл. 294. Состав и количество гумуса в почве зависят от со-
става поступающих в почву органических остатков, от интен-
сивности и характера сложных и разнообразных процессов ми-
360
Таблица 294
Содержание гумуса в различных почвах
Почвы Содержание гумуса в верхнем слое, % Общее количество в метровом слое почвы, т/га
Подзолистые 2,5 94
Серые лесостепные 5,2 175
Черноземы:
обыкновенные 6,8 426
выщелоченные 9,6 549
мощные 11,6 709
Сероземы:
типичные 1,9 83
светлые 1,5 67
Красноземы 7,7 282
Т а б л и ц а 295 Таблица 296
Средний^элементарный состав метро- Хнмнческий состав почвенных
вого слоя двух типов почв, /о на раствороВ) мг/л
«Элемент Подзолистая песчаная Краснозем Компоненты Тип почвы
Подзоли- стая Чернозем Солончак
О 52,4. 48,4 нсо/ 18,2 164,7 915,0
н 0,04 0,13 н+ 30,9 ю-‘ 10~5
С гумуса 0,64 1,81 Орг. ве- 268,8 4—8
N 0,06 0,11 щество
Р 0,022 0,079 SiO2 22,5 4—10 3-6
S 0,026 0,040 Fe2O 12,0 1—2 1—2
Si 43,77 21,5 FeO 3,0 — —
Al /1,72 14,15 Са2+ 24,3 200,0 902,0
Fe 0,55 11,5 ci- — 189,0 1,46-10s
Мп 0,06 0,18 NO/ 20—60 167,4 190,0
Са 0,28 0,34 Mg,+ 5—12 30,0 2,3-10*
Mg 0,09 0,93 K+ 2—5 8,58 0,7-10*
К 0,33 0,23 Na+ — 20,7 9,3-10*
\а 0,16 0,08 1—
361
Рис. 36.гСхема изменений органических веществ в почвах
нерализации и гумификации. Содержание гумуса в двух типах
почв по сравнению с другими неорганическими компонентами
дано в табл. 295.
Основная часть гумуса — гуминовые кислоты, представляет
собой смесь аморфных органических веществ коллоидной при-
роды, непостоянного состава и относительно высокой молеку-
лярной массы.
В состав гумуса входят битумы — смолы, воск, жирные кис-
лоты и их производные. Также в небольшом количестве в гу-
мусе есть различные углеводы, клетчатка, гемицеллюлоза,
крахмал. Эти вещества обычно являются неустойчивыми и
легко минерализуются. Общая картина изменений органиче-
ских веществ в почвах представлена на рис. 36. Часть органи-
ческого вещества переходит в почвенные растворы (табл. 296).
362
ОРГАНИЧЕСКИЕ ВЕЩЕСТВА ПРИРОДНЫХ ВОД
В природных водах в малом количестве содержатся раз-
личные органические вещества как в виде растворенных соеди-
нений, так и в коллоидно-дисперсном состоянии. В природные
воды органические вещества попадают двумя путями — за счет
сноса и денудации почвы в ближайшие водоемы или за счет
отмирания организмов, непосредственно обитающих в водной
среде.
Большое сходство гуминовых веществ в водных средах
и почвах дает возможность предположить, что по крайней мере
часть гуминов природных вод имеет почвенное происхождение..
Сравнение органических веществ речной воды с гуминовыми ве-
ществами почв показано в табл. 297.
Органические вещества морских вод возникают преимуще-
ственно из продуктов жизнедеятельности и при разложении
умерших организмов. Большая часть органических веществ
Мирового океана производится фитопланктоном. Основные
типы органических соединений в морской воде представлены
аминокислотами, протеинами, липидами, органическими кисло-
тами, витаминами. Все они находятся в очень малых концент-
рациях. Процессы изменения и распада первоначаль-
ных органических веществ в природных водах показаны в
табл. 298.
Органические вещества распространены в речных и подзем-
ных водах и эстуариях. Данные об их содержании в этих при-
родных водах представлены в табл. 299, 300.
Таблица 297
Сравнение органического вещества (ОВ) речной воды с гуминовыми веществами
почв. По Е. А. Романкевич
6 X * л X
Образец Общая ЛОТ НОС Т1 • я о о о я о Образец Общая лотиост соон я о
Гуминовая кис- лота почв 5,7 8,7 1,5 3,0 4,2 5,7 Фульвовая кис- лота почв 12,4 14,2 9,1 8,5 3,3 5,7
5,7 2,8 2,9 12,8 6,1 6,7
ОВ речной воды 12,2 12,4 8,4 9,6 3,8 2,8
363
г
шоф, гумусовые кислоты,
фу львокисл оты, «таниновые»
вещества
364
Т а б л и ц а 299
Растворенный и взвешенный органический углерод и углеводы в речных водах
и эстуариях, мг/л. По Е. А. Романкевичу
Реки (эстуарии) гобщ сорг граств орг гвзв иорг раство- ренные Углеводы X 4) 3 "% tn Л ЕС X
взвешен- ные 1 раство- ренные i
Дунай (устье) 9,06 3,06 6,00 0,66 0,77 21,6 12,8
Днепр (устье) 5,82 4,90 0,92 0,88 0,19 18,0 20,8
Южный Буг (устье) 4,23 2,08 2,15 0,26 0,26 12,5 13,0
Кубань (устье) 4,87 1,88 2,99 — 0,45 — 15,0
Дон (устье) 5,42 4,20 1,22 — 0,18 — 14,7
Сочи (устье) — — 4,24 — 0,97 — 22,9
Миссисипи (верхнее те- чение) 22 — — — — — —
Миссисипи (нижнее те- чение) 7,2±2,2 — — — — — —
Днепровский лиман 4,68 3,50 1,18 0,70 0,20 20,0 16,9
Темрюкский залив 4,65 2,20 2,45 0,38 0,34 17,3 13,9
Рижский залив 7,17 6,70 0,47 — 0,09 — 20,1
Таблица 300
Пределы содержания органических веществ в подземных водах.
По В. М. Швецу
Вещества Мг/л
Азотсодержащие (по Аорг) п-10-1—п-10°
Фосфорсодержащие (по Рорг) п-10-2— п-10°
Нафтеновые п-10'2—л-102
Жирные кислоты л- ICT3—л-10»
Фенолы л-10-2—л-101
Бензол л-10"2—л-101
Толуол л-10-2—л-101
Аминокислоты (по Аорг) л -10-5—л- IO"3
Амины л -10"5—л - 10'4
Битум (хлороформный экстракт) л-10"1—л-102
ОРГАНИЧЕСКОЕ ВЕЩЕСТВО УГЛЕЙ
Первой стадией образования углей является торфяная, био-
химическая стадия. В дальнейшем происходит изменение: тор-
фяная масса->-бурый уголь->каменный уголь->антрацит. Орга-
365
Таблица 301
Исходное живое вещество для образования разных фаций.
По А. А. Успенскому
Фациальные обстановки Биомасса в углероде, г/м’ Распростра- ненность, % Г одовая продукция в углероде, г/м3
Педофации Леей 2 17 106,7 2 868,2
Древесина 16 800,0 98,2 302,0
Лесной опад 294,0 1,7 211,0
Грибы 0,1 0,0006 2,87
Грибки, разрушающие древесину 5,0 0,0290 150,0
Грибки в почве 3,1 0,0180 93,0
Почвенные бактерии 1,08 0,0063 108,0
Беспозвоночные 1,87 0,00109 0,94
Позвоночные 1,57 0,0090 0,40
Луга и пашни 2 138,7 154,2
Травы 134,40 96,90 84,70
Почвенные грибки 0,27 0,20 8,10
Почвенные бактерии 0,60 0,43 60,00
Беспозвоночные 1,87 1,85 0,96
Позвоночные 1,54 1,12 оло
Болота 2 78,50 2 132,60
Растения-торфообразователи 77,20 98,34 77,20
Бактерии в торфе 0,82 1,05 41,00
Грибки в торфе 0,48 0,61 14,40
Г идрофации Озера 2 20,70 2 376,90
Фитрбентос 11,30 54,59 17,00
Фитопланктон 4,00 19,32 200,00
Зообентос 2,7 13,05 1,76
Зоопланктон 0,8 3,86 8,00
Рыбы 0,4 1,93 0,12
Бактерии в водах 0,5 2,42 50,00
Бактерии в осадках 1,0 4,83 100,00
Шельфовая часть моря 2 26,9 2 502,50
Фитобентос 15,00 55,66 30,00
Фитопланктон 1,22 4,53 250,00
Зообентос • 8,10 30,06 12,20
Зоопланктон 0,60 2,38 9’00
Рыбы 1,12 4,16 0,33
Морские млекопитающие 0,04 0,15 0,008
Бактерии в водах 0,57 2,10 171,00
Бактерии в осадках 0,30 1,11 30,00
Открытый океан 2 1,60 2 136,20
Фитопланктон 0,41 26,62 80,00
Зообентос 0,40 25,96 0^60
Зоопланктон 0,30 18,48 4,50
Рыбы 0,22 14,29 0,06
Морские млекопитающие 0,02 1,30 0,004
Бактерии в водах 0,16 10,39 4,80
Бактерии в осадках 0,03 1,95 3,00
366
нические вещества торфяников наследуются каменными углями.
Сама природа угольного вещества зависит от характера исход-
ного растительного и животного материала, который охаракте-
ризован в табл. 301, 302 его биохимического разложения и из-
менения в торфяную стадию образования углей. Последующее
превращение органического вещества, прошедшего торфяную
(биохимическую) стадию, выражается реакциями полимериза-
ции и возрастанием содержания углерода в органическом ве-
ществе. Органический материал гумусовых углей в основном
представлен гуминовыми веществами. Природные органические
соединения могут участвовать в образовании гуминовых ве-
ществ торфов и углей, но их содержание зависит от конкрет-
ных условий.
В начале разложения растительного материала при образо-
вании торфяников происходит распад растительных тканей на
более простые вещества — лигнин и целлюлозу и др. При на-
личии элементов — металлов в болотных водах, возникают ме-
таллорганические комплексы. С увеличением степени измене-
ния торфа происходит снижение содержания гумусовых ве-
ществ.
Состав некоторых типов каменных углей показан в табл. 303.
Таблица 302
Средний состав исходного живого вещества, дающего начало отложениям
разных фациальных обстановок.
По А. А. Успенскому
Фациальные обстановки Суммарный состав годовой продукции, %
Элементный состав Лнпнды 1 Белковые । вещества Целлюлоза н хнтнн 1 Прочие угле- водороды I Лигнин (так- же кутни И I
с и N S, о
(•du
Педофации Леса 50,71 6,77 5,19 S —0,41 О —36,92 3,3 29,3 25,9 24,4 17,1
Луга и пашни 52,52 6,96 6,79 S —0,56 О —33,17 5,4 39,7 19,0 18,5 17,4
Болота 52,74 6,95 6,18 S —0,50 О —33,63 5,1 35,9 19,8 18,6 20,6
Г идрофации Озера 50,72 7,08 9,78 S —0,83 0—31,59 7,3 59,0 6,6 26,8 0,3
Шельфовая часть 50,70 7,07 9,78 S —0,83 7,2 59,0 6,8 26,6 0,4
моря Открытый океан 50,81 7,09 9,86 0—31,62 S —0,83 0—31,41 7,6 59,5 6,2 26,7 —
367
Таблица 303
Химический состав разнообразных типов каменных углей по Грюнеру.
По Л. Б. Рухину
Типы углей Содержание, % O+N Н Выход , кокса, % Свойства кокса
с Н P4-N
Сухне длнннопла- менные 75—80 5.5—4,5 19.5-15.0 3—4 50—60 Порошок или чуть спекшийси
Жрриые длнннопла- менные, или газовые 80—85 5,8—5,0 14,2—10.0 3-2 60—68 Сплавленный,сильно вспученный
Жирные, или куз- нечные 84—89 5.0—5,5 11,0-5,5 2—1 68—74 Сплавленный сред- ней прочности
Коксовые 84—91 5.5—4,5 6.5—5,5 1 74—82 Сплавленный, очень прочный '
Тощне, илн полуан- трациты 90—93 4,5—4,0 5,5—3.0 1 82—90 Спекшийся нлн по- рошковидный
ОРГАНИЧЕСКОЕ ВЕЩЕСТВО НЕФТИ
По существу все виды нефти сложены преимущественно ор-
ганическими веществами — углеводородами. Нефть — важней-
ший источник жидкого топлива, смазочных масел и других
Франция
бензин
Увлвроднае
число
ТиЪка.
кипения, °C
Уеросин
Легкие
дистилляты
нефти.
Смазочные „
дистилляпХ Остаток
нефти
610
сгб
^/7 ^13
С.р — С,г
!Q
Рис. 37. Химический состав нефти
368
нефтепродуктов, а также сырья для химической промышлен-
ности. Основными элементами, образующими нефть, являются
углерод и водород. Содержание углерода в нефти 82—87 %, во-
дорода 11—14 %, серы 0,1—5 %.
Нефть состоит из метановых (алкановых), нафтеновых
(циклановых) и ароматических углеводородов, кислородных,
сернистых и азотистых соединений. К кислородным соедине-
ниям нефти относятся нафтеновые компоненты, фенолы, ас-
фальтово-смолистые вещества. Сернистые соединения содер-
жатся преимущественно в виде сероводорода, меркаптанов,
тиофенов и тиофанов. Азотистые соединения нефтей представ-
лены в основном гомологами пиридина, гидропиримидина, гид-
рохинолина. Компонентами нефтей являются также растворен-
ные в них газы, вода и минеральные соли.
На рис. 37 показано распределение углеводородных соеди-
нений в сырой нефти обычного типа. Смолы и асфальтены яв-
ляются сложными органическими веществами, содержащими,
кроме углерода и водорода, кислород, серу и некоторые ме-
таллы. На этом же рисунке указаны пределы температур ки-
пения всех углеводородных групп сырой нефти, а также их
распространенность. В образце нефти, на 50 % состоящем из
углеводородов с точками кипения ниже 300 °C, наиболее рас-
пространенной группой являются нафтены — циклопарафины.
Глава XII
ИЗОТОПЫ В ГЕОХИМИИ
ОСНОВНЫЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ
РАСПРОСТРАНЕНИЯ ИЗОТОПОВ
Различные атомы известных химических элементов характе-
. ризуются определенным сочетанием элементарных частиц (ну-
клонов), которые обозначаются Z, N, А.
Z — порядковый номер элементов в таблице Менделеева,
равный числу протонов в ядре или числу орбитальных электро-
нов в нейтральном атоме; изменяется в условиях Земли от 1 (Н)
до 92 (И).
N—число нейтронов в ядре; изменяется от 1 (нейтрон) до
150 и более (трансурановые изотопы).
А — полное число нуклонов в ядре; очевидно, массовое чис-
ло— сумма протонов и нейтронов.
Между величинами Z, N и А имеются простые соотно-
шения:
A=Z + N, N = A—Z, Z=-A — N
разность N—Z представляет собой избыток нейтронов.
369
Большинство известных изотопов неустойчиво. Но из 340
ядерных видов, находящихся в природе, 273 относится к ста-
бильным, из которых очень небольшая часть обладает чрезвы-
чайно слабой радиоактивностью.
Разновидности химического элемента с одинаковым числом
протонов в ядре, но с разным числом нейтронов называются
изотопами. Атомы с одинаковым А, но разными N и Z называ-
ются изобарами, а с одинаковым N, но разными Z и А —изо-
тонами.
; Все известные изотопы (точнее, ядерные виды или нуклиды)
могут быть разделены иа четыре типа в зависимости от четного
или нечетного числа протонов и нейтронов в их составе: четно-
четный в6О; четно-нечетный <Ве; нечетно-четный sLi; нечетно-
„ ю п 1
нечетный 5 В.
Количественные соотношения ядерных видов различного
типа приведены в табл. 304.
По данным табл. 304 нетрудно заключить, что изотопы
с четными Z и N преобладают над изотопами с нечетными Z
и У. В то же время ядерные виды четно-четного типа в при-
роде наиболее распространены и наиболее стабильны. К ним
относятся пять изотопов: 1вО, 24Mg, 48Si, 40Са, 66Fe, которые
входят в число восьми главных химических элементов извер-
женных пород верхних частей литосферы. Все они имеют мас-
совое число, кратное четырем.
Ядерные виды с четным А более многочисленны, чем с не-
четным А. Всего известно пять стабильных изотопов нечетно-
нечетиого типа: 2Н, 6Li, 10В, 14N, 5°V. Не исключена возмож-
ность, что 60V окажется слаборадиоактивным. Все другие изве-
стные нечетио-нечетные ядерные виды (например, 40К) с А> 14
радиоактивны и испытывают p-распад. Стабильность (устойчи-
вость) атомных ядер в значительной мере обусловлена опреде-
ленным сочетанием нейтронов и протонов.
На рис. 38 изображена нейтронно-протонная диаграмма, на
которой помещены известные природные изотопы. На графике
они образуют довольно узкую полосу устойчивости, которая
Таблица 304
Классификации изотопов
Тип Z N А Число изотопов
Четно-четный Четное Четное Четное 166
Четно-нечетный Нечетное Нечетное 55
Нечетно-четный Нечетное Четное » 47
Нечетно-нечетный Нечетное Четное 5
370
ы
120
Г
110
Изотоны
187₽е
Z-82
176.
100
90
80
70
60
50
40
30 г
20
10
“JSm
W=82
Область изобар с
избытком нейтронов
Z = 50
/V=50
Z = 20
Область изобар с
избытком протонов
Ne Са
Zn
Zr
Sn
Nd
Yb
ttbi.
10
20
30
40
50
60
70
Hg Th
90 Z
Рис. 38. Нейтронно-протонная
(темные кружки — стабильные
диаграмма с магическими значениями Z и N
изотопы, светлые — радиоактивные)
371
Таблица 305
Радиоактивные ряды
Ряд Родоначаль- ный изотоп Конечный продукт Признак делимости иа 4 Т ип
Ториевый Нептуниевый Урановый Актино-урановый „Th232 82U233 92U”s 82РЬ208 83BiM« 82РЬ20’ 82РЬ23’ 4п 4п + 1 4л + 2 4л + 3 Четно-четный Нечетно-четный Четно-четный Четно-нечетный
разделяет поле графика на две части. Если ядро по своему ней-
тронно-протонному составу находится слева от этой полосы, то
оно будет испытывать p-распад до тех пор, пока не войдет
в полосу устойчивости. Если ядро находится справа, то оно ис-
пытывает p-распад (позитронный) или в определенных случаях
электронный захват (е-захват).
Все тяжелые изотопы с Z>82 радиоактивны, многие из них
испытывают а-распад. Они группируются в четыре радиоак-
тивных ряда: ториевый, нептуниевый, урановый и актино-ура-
новый. При распаде изотопов этих рядов массовое число умень-
шается на четыре после каждого акта а-распада. При этом
типы изотопов не изменяются (табл. 305).
В современную эпоху на Земле отсутствует нептуниевый
ряд. Изотопы этого ряда получены искусственно. Кроме членов
радиоактивных рядов, очень слабую а-радиоактивность испы-
тывают некоторые изотопы в интервале от церия (2=58) до
свинца (Z=82). Средняя относительная распространенность
изотопов приведена в.табл. 306.
Основные закономерности относительной распространенно-
сти изотопов (точнее, ядерных видов), вытекающие из
Табл. 306, следующие:
1) элементы *с четным значением Z имеют значительно
больше изотопов, чем элементы с нечетным Z;
2) наибольшее число изотопов у олова (Z = 50) и равно 10.
У легких элементов с четным значением Z более распро-
странены самые легкие изотопы, чем тяжелые. В то же время
для более тяжелых элементов (Z>32) характерно повышенное
распространение тяжелых стабильных изотопов, а самые легкие
изотопы встречаются в незначительном количестве. У элемен-
тов с четным Z среди легких элементов преобладает изотоп
с минимальным значением N. Среди тяжелых элементов обычно
отсутствует резко доминирующий изотоп. Преобладающий изо-
топ составляет не более 60 %. Наиболее распространены сред-
ние и тяжелые изотопы. Эти особенности четче всего выражены
372
Таблица 306
Природные изотопы. По Г. Фридлендеру, Дж. Кеннеди, Дж. Миллеру
Z Элемент Символ N A Относительное распространение, %
0 Нейтрон п 1 1
) Водород (протий) н 0 1 99,9844
Дейтерий D 1 2 0,0156
Тритий Т 2 3
2 Гелий Не 1 3 1,3-Ю4
3 Литий 2 4 99,9999
Li 3 6 7,42
4 Бериллий Be 5 9 100,0
5 Бор В 5 10 19,61
Углерод 6 11 80,39
6 С 6 12 98,893
Азот 7 13 1,107
7 N 7 14 99,634
Кислород 8 15 0,366
8 О 8 16 99,759
9 17 0,0374
Фтор 10 18 0,2039
9 F 10 19 100,0
10 Неон Ne 10 20 90,92
11 21 0,257
Натрий 12 22 8,82
И Na 12 23 100,0
12 Магний Mg 12 24 78,70
13 25 10,13
Алюминий 14 26 11,17
13 Al 14 27 100,0
14 Кремний Si 14 28 92.21
15 29 4,70
15 Фосфор 16 30 3,09
P 16 31 100,0
16 Сера S 16 32 95,0
17 33 0,76
18 34 4,22
17 Хлор 20 36 0,014
Cl 18 35 75,53
Аргон 20 37 24,47
18 Ar 18 36 0,337
20 38 0,063
19 Калий 22 40 99,600
К 20 39 93,10
21 40* 0,0118
22 41 6,88
20 Кальций Ca 20 41 96,97
22 42 0,64
23 43 0,145
24 44 2,06
26 46 0,0033
28 48 0,185
* Одиночные радиоактивные изотопы.
373
Г' - - v
Продолжение табл. 306 1 Продолжение табл. 306
Относительное Относительное
* Z Элемент Символ A распространение. м Z Элемент Символ N A распространение. %
1 21 Скандий Sc 24 45 100,00 48 84 56,90
22 Титан Ti 24 46 7,93 50 86 17,37
25 47 7,28 37 Рубидий ' Rb 48 85 72,15
26 48 73,94 50 87* 27,85
28 49 5,51 38 Стронций Sr 46 84 0,56
г 28 50 5,34 48 86 9,86
23 Ванадий V 27 50 0.24 49 87 7,02
28 51 99,76 » 50 88 82,56
24 Хром Сг 26 50 4,31 Я 39 Иттрий Y 50 89 100,0
28 52 83,76 40 Цирконий Zr 50 90 51,46
29 53 9,55 51 91 11,23
30 54 2,38 52 92 17,11
25 Марганец Мп 30 55 100,0 54 94 17,40
26 Железо Fe 28 54 о,82 56 96 2,80
30 56 91,66 Я 41 Ниобий Nb 52 93 100,0
31 57 2,19 Я 42 Молибден Mo 50 92 15,84
32 58 0,33 Я 52 94 9,04
27 Кобальт Со 32 59 100,0 Я 53 95 15,72
28 Никель Ni 30 58 67,88 Я 54 96 .16,53
32 60 26,23 Я 55 97 9,46
33 51 1,19 Я 56 98 23,78
34 62 3.66 Я 58 100 9,63
36 64 1.08 Я 43 Технеций Tc 56 99*
'! 29 Медь Си 34 63 69,09 Я 44 Рутений Ru 52 96 . 5,51
г 36 65 30,91 , Я 54 98 1,87
30 Цинк Zn 34 64 48,89 Я 55 99 12,72
Г 36 66 27,81 Я 56 100 12,62
37 67 4.Н Я 57 101 17,07
38 68 18,57 Я 58 102 31,61
40 70 0,62 Я 60 104 18,58
31 Галлий Ga 38 69 60,4 Я 45 Родий Rh 58 103 100,0
40 71 39,6 Я 46 Палладий Pd 56 102 0,96
32 Германий Ge 38 70 20,52 Я 58 104 10,97
40 72 27.43 Я 59 105 22,23
41 73 7,76 Я 60 106 27,33
* 42 74 36,54 62 108 26,71
44 76 7,76 Я 64 110 11,81
33 Мышьяк As 42 75 100,0 Я 47 Серебро Ag 60 107 51,35
34 Селен Se 40 74 0,87 Я 62 109 48,65
42 76 9,02 Я 48 Кадмий , Cd 58 106 1,225
43 77 7,58 Я 60 108 0,875
44 78 23,52 Я 62 110 12,39
46 80 49,82 Я 63 111 12,75
48 82 о,ю Я 64 112 24,07
35 Бром Br 44 79 50,54 65 113 12,26
46 81 49,46 Я 66 114 28,86
36 Криптон Kr 42 78 0,354 Я 68 116 7,58
44 80 2.27 Я
46 82 11,56 Я
47 83 11,56 Я * Одиночные радиоактивные изотопы.
374
375
Продолжение табл. 306
Продолжение табл. 306
Z Элемент Символ N A Относительное распространение, Z Элемент Символ N A 1 Относительное распространение,
49 50 51 52 53 * 54 55 56 57 58 59 60 Индий Олово Сурьма Теллур Иод Ксенон г Цезий Барий « Лантан Церий Празеодим Неодим In Sn Sn Sb Те I Xe Cs Ba La Ce Pr Nd 64 66 62 64 65 66 67 68 69 70 72 74 70 72 68 70 71 72 73 74 76 78 74 70 72 74 75 76 77 78 80 82 78 74 76 78 79 80 81 82 81 82 78 80 82 84 82 82 113 115* 112 114 115 116 117 118 119 120 122 124 121 123 120 122 123 124 125 126 128 130* 127 124 126 128 129 130 131 132 134 136 133 130 132 134 135 136 137 138 138* 139 136 138 140 142 141 142 4,28 fl 95,72 Ж 0,96 fl 0,66 fl 0,35 14,30 fl 7,61 fl 61 24,03 <fl 62 8,58 fl 32,85 fl 4,72 fl 5,94 fl 57,25 fl 42,75 fl 0,089 63 2,46 fl 0,87 ^В 64 4,61 dfl 6,99 Ifl 18,71 >fl 31,79 ^«fl 34,48 |fl 100,0 >fl 0,096 ^fl 65 0,090 66 1,919 ^В 26,44 ^В 4,08 '^В 21,18 ^fl 26,89 |fl 10,44 ^В 8,87 ^В 67 100,0 ^В 68 0,101 -^В 0,097 <^В 2,42 ^В 6,59 ^В 7,81 -^В 11,32 ^В 69 71,66 ВВ 70 0,089 ^В 99,911 ^В 0,193 0,250 ^В 88,48 ^В 11.07 ^fl 100,0 ^В 71 27,11 Прометий Самарий Европий Гадолиний Тербий Диспрозий Гольмий Эрбий Тулий Иттербийг Лютеций Pm Sm Eu Gd Tb Ру Но Er Tm Yb Lu 83 84 85 86 88. 90 86 82 85 86 87 88 90 92 88 90 88 90 91 92 93 94 96 94 90 92 94 95 96 97 98 98 94 96 98 99 100 102 100 98 100 101 102 103 104 106 104 105 143 144 145 146 148 150 145 144 147* 148 149 150 152 154 151 153 152 154 155 156 157 158 160 159 156 158 160 161 162 163 164 165 162 164 166 167 168 170 169 168 170 171 172 173 174 176 175 176* 12,17 23,85 8,30 17,22 5,73 5,62 3,09 14,97 11,24 13,83 7,44 26,72 22,71 47,82 52,18 0,26 2,15 14,73 20,47 15,68 24,87 21,90 100,0 0,0524 0,0902 2,294 18,88 25,53 24,97 28,18 100,0 0,136 1,56 33,41 22,94 27,07 14,88 100,0 0,140 3,03 14,31 21,82 16,13 31,84 12,73 97,41 2,59
• Одиночные радиоактивные изотопы. * Одиночные радиоактивные изотопы.
377
376
Продолжение табл. 306
Z Элемент Символ Л’ A Относительное распространение» %
72 Г афн ий Hf 102 174 0,18
104 176 5,20
105 177 18,50
106 178 27,14
107 179 13,75
108 180 35,24
73 Т ан тал Та 107 180* 0.0123
108 181 99,9871
74 Вольфрам W 106 180 0,135
108 182 26,41
109 183 14,40
110 184 30,64
112 186 28,41
75 Рений Re 110 185 37,07
112 187* 62,93
76 Осмий Os 108 184 0,018
110 186 1,59
111 187 1,64
112 188 13,3
76 Осмий Os 113 189 16,1
114 190 26,4
116 192 41.0
77 Иридий lr 114 191 37,3
116 193 62.7
78 Платина Pt 112 190 0,012
Г 114 192 0,78
116 194 32,09
117 195 33,8
118 196 25,3
120 198 7,21
79 Золото Au 118 197 100,0
80 Ртуть Hg 116 196 0,146
118 198 10,02
119 199 16,84
* 120 200 23,13
121 201 13,22
122 202 29,80
124 204 6,85
8] Таллий TI 122 203 29,50
124 205 70,50
82 Свинец Pb 122 204 1,48
124 206 23,60
125 207 22,60
126 208 52,30
83 Висмут Bi 126 209 100,0
90 Торий Th 142 232 100,0
92 Уран U 142 234 0,0056
143 235 0,7205
1 146 1 238 99,274
* Одиночные радиоактивные изотопы.
378
у ядерных видов с четным N'. Изотопы с нечетным Л' относи-
тельно мало распространены за исключением 9Ве = 100 (М=5)
и |95Pt = 33,7 °/о (Л^=П7). Сумма изотопов с нечетным N не
превышает ЗО°/о> за исключением 12эХе+ |31Хе = 47,6 °/о и l6lDy +
j-l63Dy = 43,85 %. Из трех последовательных смежных изото-
пов средний изотоп с нечетным значением N обычно меньше
распространен по сравнению с соседними изотопами с чет-
ным N.
У элементов с нечетным значением Z число стабильных
изотопов не превышает двух. Нечетный, калий сложен тремя
изотопами, однако средний изотоп 40К является радиоактивным.
У двух изотопных элементов преобладает изотоп с четным зна-
чением N. В группе средних и легких элементов до серебра
включительно (Z=47) преобладает более легкий изотоп, у ос-
тальных, бодее тяжелых нечетных элементов изотоп с нечет-
ным значением W значительно менее распространен, чем изо-
топ с четным N. Исключение представляет изотоп l4N, имеющий
семь нейтронов и распространение 99,63 %.
Для более полного представления о закономерностях рас-
пространения изотопов в природе учитываются космохимические
Рис. 39. Зависимость между галактическим распространением элементов
(lg С) и порядковым номером Z
379
Рис. 40. Зависимость между галактическим распространением изотопов
(lg С) и нейтронным числом Л' f
данные по распространению элементов в нашей галактике
с предположением о тождественности изотопного состава эле-
ментов в различных космических телах, что справедливо лишь
в первом приближении.
На основании астрофизических данных по составу звездных
атмосфер и данных по составу метеоритов некоторые авторы
построили полулогарифмические графики относительного кос-
мического (галактического) распространения элементов и их
изотопов. Примером могут служить графики (рис. 39, 40 и 41),
построенные А. Яоланьским (Polanski, 1961), который в каче-
стве исходных величин принял данные Г. Зюсса и Г. Юри
(Suess, Urey, 1956). Соответственно они выражают логарифм
относительного распространения нуклидов в зависимости от Z,
У и Л Иначе говоря, оии выражают закономерности галакти-
ческого распространения элементов, изотонов и изобар. В ка-
честве основы для количественного выражения распространения
принято Si — 106.
Рис. 41. Зависимость между галактическим распространением нуклидов (изо-
бар) и массовым числом А
380
30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 .170 '180 190 200 210 A
381
Зависимость между распространением элемента й значе-
нием Z (см. рис. 39) выражается следующими закономерно-
стями.
1. Распространенность элементов с четным Z в общем более
высокая, чем у элементов с нечетным Z. Эта закономерность
установлена давно и получила название правила Оддо—Гар-
кинса. Оно формулируется так: распространенность нечетного
элемента всегда более низкая, чем распространенность сосед-
него четного.
2. Кривая распространенности имеет неравномерный харак-
тер с резко выраженными максимумами и минимумами. Мак-
симумы распространения характерны для Z = 2 (Не), Z = 8 (0),
Z = 20 (Са), Z = 40 (Zr). Повышенная распространенность эле-
мента с четным Z обычно сопровождается повышенным рас-
пространением соседнего элемента с нечетным Z. Элементы,
дающие резкие пики вверх, относятся к элементам «избыточ-
ным», по терминологии А. Е. Ферсмана. Наиболее отчетливые
минимумы' характерны для Z = 3—5 (Li, Be, В), затем для
Z = 9 (F) и Z = 21 (Sc). Эти элементы можно отнести к недо-
статочным.
3. Распространенность легких элементов с Z<28 резко пре-
обладает над распространенностью остальных, более тяжелых
элементов, за исключением лития, бериллия, бора. Наиболее;
распространены в нашей галактике водород и гелий; их содер-
жание в несколько тысяч раз больше суммы
всех
остальны
элементов.
Д^тя Земли характерны те же особенности распространения
элементов, за исключением резкого дефицита Н, Не, Ne и зна-
чительного преобладания Na, К, А1, что обусловлено способом
образования нашей планеты и дифференциацией ее вещества.
Зависимость между распространением и значением нейтрон-
ного числа N. Кривая распространения на рис. 40 примерно
аналогична кривой на рис. 39. Ядерные виды с четным N пре-
обладают над видами с нечетными N. Максимумы распростра-
нения отчетлив» проявляются для N, равного 8, 30, 50, 116
и 126. Минимумы- распространения характерны для N = 3—5
(Li, Be, В), а также для А = 21 (радиоактивный 40К), W = 71 и
/V = 111 (1870s). Полностью отсутствуют изотопы с N, равным
35, 39, 45, 61, 89, 115.
Зависимость между распространением ядерных видов и мас-
совым числом А. На графике распространения (см. рис. 41)
изотопы с четным А преобладают над изотопами с нечетным
А. Для легких ядер с четным А <60 кривая распространенно-
сти крайне неравномерна. На этом участке резко преобладают
ядерные виды с массовым числом, кратным четырем. Для не-
четных ядер колебания кривой менее резкие. Группы ядериых
видов с А>90 распространены более равномерно. На этом
382
участке из двух изобар более распространен тот, который
имеет больше нейтронов. Для промежуточной группы с Л =
= 60—90 наблюдаются в общем те же неравномерности рас-
пространения, что н для изотопов с Д<60. Однако среди изо-
бар преобладает тот, у которого наблюдается повышенное со-
держание нейтронов.
Среди ядерных видов с Л<90 особенно распространены
группы с значениями Л, равными 4, 16, 20, 28, 32, 36, 40, 44,
56, 80, 84, т. е. с массовыми числами, кратными четырем.
Из рассмотренных закономерностей распространения эле-
ментов, изотонов и изобар вытекает одна общая — ведущее
значение четности как фактора, обусловливающего повышенное
распространение атомов. Из того, что при четном сочетании
нуклонов в ядре силы ядерной связи особенно велики и полу-
чается устойчивый состав нуклонов, вытекает общий вывод:
распространенность атомов в природе определяется ядерными
свойствами и способом их образования в космический си-
стемах.
Однако этот вывод справедлив для космических систем боль-
шого масштаба, в которых происходят или происходили ядер-
ные реакции синтеза элементов. Для земной коры он справед-
лив не полностью, так как ее состав существенно изменился
процессами миграции элементов в течение истории Земли при
химической дифференциации планеты.
Заполненные ядерные оболочки характеризуются.так назы-
ваемыми магическими числами: 2, 8, 20, 50, 82, 126; первые
пять чисел относятся к числу протонов, и все они относятся
к числу нейтронов. Эффект заполненности ядерных оболочек
выражается . в повышенном распространении соответствующих
ядерных видов. Действительно, такие ядерные виды, как
4He(Af = 2), 4O(7V = 8), |°Ca(W = 20), $Zr (N = 50), 4gSn(Z = 50),
'seCe(N — 82), 28®Pb(Af = 126), распространены более значи-
тельно, чем соседние ядерные виды. Исключение представляет
изотоп железа 56Fe, у которого, вероятно, особое сочетание ядер-
ных свойств, в частности, наиболее прочная удельная ядерная
связь.
ПРОЦЕССЫ РАЗДЕЛЕНИЯ ИЗОТОПОВ
В ПРИРОДНЫХ УСЛОВИЯХ v
Различие между массами изотопов данного элемента опре-
деляет различную подвижность атомов или молекул, состоя-
щих из разных изотопов, что является причиной их разделения
в процессах миграции — перемещений в различных условиях
и прохождения через ряд химических реакций. Впервые
В. И. Вернадский в 1926 г. высказал мысль о возможном раз-
делении изотопов в биосфере, особенно для биофильных
383
элементов, миграция которых тесно связана с жизнедеятельно-
стью организмов. Впоследствии это предположение подтверди-
лось. Многочисленные исследования показали, что изотопы од-
ного и того же элемента и Их соединения слегка различаются
по своим химическим свойствам. Эти различия малы и снижа-
ются у тяжелых элементов по мере увеличения массы изотопов.
Но в отдельных случаях они достаточно ощутимы, чтобы вы-
звать концентрацию и разделение изотопов элементов в при-
родных условиях. В 1935 г. Г. Юри показал в своих работах,
что различие в химических свойствах изотопов одного и уого же
элемента вполне достаточно для их разделения как в лабора-
торных условиях, так и в природе. Вследствие большого разли-
чия масс изотопов водорода (протия и дейтерия) их разделе-
ние протекает наиболее эффективно.
Химические различия изотопов зависят от их термодинами-
ческих свойств. Изотопы данного химического элемента ведут
себя различно при физических процессах. Прн этом определен-
ную роль могут играть процессы испарения, физической абсорб-
ции, растворения, плавления, кристаллизации.
Различие в массах изотопов приводит к тому, что их разде-
ление совершается при обменных реакциях. Типичная обмен-
ная реакция может быть записана в виде
^-ЬВ2^аАгА-ЬВх,
где .4 и В — молекулы, имеющие один и тот же элемент в ка-
честве общего составляющего; 1 и 2—индексы, указывающие,
что молекула содержит
жельГй (2) изотопы;
преимущественно легкий
а, b — число молекул,
(1) или тя-
участвующих
в реакциях.
Константа
сана так;
равновесия
указанной
реакции
может быть
запи-
г<?лгу// QB2 у
vqaJ/kqbJ ’
где Q — разделительные функции молекул, рассчитанные с по-
мощью методов статистической механики н молекулярных ча-
стот, определяемых по спектрам молекул. Расчет каждой раз-
делительной функции очень сложен.
Примером простой реакции изотопного обмена может быть
следующая:
H12CN +13CN-« H13CN +12CN-.
(газ) (раствор) (газ) (раствор)
Константа химического равновесия для этой реакции по за-
кону действующих масс равна
К = [H13CN]-[12CN-]/[H12CN]-[13CN-] -
- {H13CN]/[H12CN]/[13CN-]/| 12CN-] - a.
384
Очевидно, что К — отношение изотопов углерода в одном со-
единении, деленное на их отношение в другом соединении. По-
этому константа равновесия представляет в то же время коэф-
фициент разделения а для ряда простых реакций, в которых
каждая из реагирующих молекул содержит только один атом
изотопа. Таким образом, а (коэффициент фракционирования
или коэффициент обогащения)—отношение двух составля-
ющих в одном соединении или фазе, деленное на такое же от-
ношение в другом соединении или другой фазе. Упрощенно это
может быть записано в виде
а = jVx : Njtix: n2,
где jVi и Л^2 — относительные числа легкого н тяжелого изотопов'
в одном соединении; п.\ и п2— соотношения этих же изотопов
в других соединениях.
Значение а> 1 приводит к разделению изотопов. Для всех
изотопов (за исключением изотопов водорода) величина а
обычно близка к единице. Разделение изотопов становится бо-
лее эффективным, если процесс обмена проходит через ряд ста-
дий обменных реакций (и). Для п стадий полный коэффициент
разделения равен ап.
Изотопы одного элемента имеют различные энергии хими-
ческой связи и активации в химических реакциях. Это (хотя и
очень мало) влияет на скорость химических реакций, в кото-
рых участвуют молекулы с разными изотопами. В данном слу-
чае разделение определяется различиями в свойствах изотопов
в кинетике химических реакций.
Естественные геохимические процессы имеют довольно
сложный характер, где единичные процессы представляют ско-
рее исключение. Некоторые периодически повторяющиеся цик-
лические процессы в геохимических условиях могут вызвать
значительное разделение изотопов, которое обнаруживается
масс-спектрометрическими измерениями. Допускается, что
в период образования Земли изотопный состав всех элементов
был одинаков. Однако такое заключение носит весьма прибли-
женный характер. В процессе охлаждения туманности солнеч-
ного состава и конденсации первых твердых фаз вполне могло
происходить небольшое фракционирование некоторых легких
изотопов. Если судить по данным изотопного состава метеори-
тов, подобное разделение отчасти имело место для изотопов
углерода. В течение геологической истории Земли изотопный
состав ее химических элементов подвергался непрерывному из-
менению. Наиболее резкие изменения связаны с радиоактив-
ными процессами и относятся к радиоактивным и радиогенным
элементам. Значительно менее резкие изменения изотопного со-
става элементов происходили в верхних, горизонтах нашей пла-
неты, в пределах биосферы, что связано с различием нзотоп-
13 Заказ № 639 3 85
иых масс и обусловлено подвижностью преимущественно ци-
кличных элементов (в понимании В. И. Вернадского), неодно-
кратно проходивших разные стадии химических реакций.
Разделение изотопов в геохимических процессах возможно
для всех элементов периодической системы, хотя для тяжелых
элементов вероятность разделения мала. До настоящего вре-
мени обнаружено разделение изотопов у элементов с массо-
выми числами от 1 до 90..
Изучение изотопного состава элементов метеоритного мате-
риала показало его существенные колебания. Часть этих коле-
баний объяснима фракционированием элементов в космических
условиях, включая реакции изотопного обмена. Другая и бо-
лее существенная часть изотопных аномалий возникла в ре-
зультате ядериых процессов в древней космической системе,
которая предшествовала Солнечной системе во времени. В раи-
ией Солнечной системе существовали короткоживущие радио-
активные изотопы, которые превратились в стабильные про-
дукты
и дают
повышенное распространение
того
же
химиче
ского элемента по сравнению с другими соседними изотопами.
Во всяком случае, первичное вещество, из которого возникла
Солнечная система, в изотопном отношении было гетерогенно.
ИЗОТОПЫ ВОДОРОДА
Водород в условиях Земли представлен тремя природными
изотопами: *Н (протий), 2Н (дейтерий D) и 3Н (тритий). Про-
тий и дейтерий относятся к стабильным изотопам, тритий —
радиоактивный, возникающий в атмосфере Земли в результате
ядериых реакций с космическими лучами. Значительное разли-
чие масс ’Н и D определяет возможность их существенного
фракционирования в условиях биосферы. Колебания изотоп-
ного состава водорода превышают колебания изотопных отно-
шений всех других известных стабильных химических элемен-
тов. Основная часть водорода Земли связана с кислородом
в воде, и поэтому колебания его изотопного состава связаны
с естествеииым#круговоротом воды. Природная вода состоит из
трех стабильных изотопов кислорода и двух стабильных изото-
пов водорода. Это определяет существование девяти изотопных
молекул воды, которые встречаются в следующей молекуляр-
ной концентрации, %:
Н^6 — 99,73
Н16 О — 0,03
D'6 О — 2,3-10~6
Н17О — 0,04
HD17O— 1,2-10“15
D^7O= 0,9-10~9
Н^8 О — 0,20
HD18O— 5,7 10—15
D'8O— 4,4-10~9
386
Изотопные виды HD16O и D’®0 представляют собой тяже-
лую воду. При характеристике изотопного состава водорода
применяют изотопную плотность, которая равна:
6D = Г (Р/Н)пр-(Р/Н)ет-| 10з
L (Р/Н)ст J
где (D/H)np—изотопное отношение в пробе, (D/H)Ct — изотоп-
ное отношение в стандарте. По предложению Г. Крейга в 1961 г.
в качестве международного стандарта принята средняя океа-
Таблица 307
Степень изотопного уплотнения водорода в зависимости от отношений Р/Н и H/D
6D, ’/<,<, D/Н, п-Ю-' H/D 6D, D/Н, п-10~’ H/D
+250 197,50 5 063,29 — 10 156,42 6 393,04
+240 195,92 5 104,12 —20 154,84 6 458,27
+230 194,34 5 145,62 —30 153,26 6 524,85
+220 192,76 5 187,79 —40 151,68 6 592,82
+210 191,18 5 230,67 —50 150,10 6 662,22
+200 189,60 5 274,26 -60 148,52 6 733,09
+ 190 188,02 5 318,58 —70 146,94 6 805,49
+ 180 186,44 5 363,65 —80 145,36 6 879,47
+ 170 184,86 5 409,49 —90 143,78 6 955,07
+ 160 183,28 5 456,13 — 100 142,20 7 032,34
+ 150 181,60 5 503,57 — ПО 140,62 7 111,36
+ 140 180,12 5 551,85 — 120 139,04 7 192,17
+ 130 178,54 5 600,90 — 130 137,46 7 274,84
+ 120 176,96 5 650,90 —140 135,88 7 359,43
+ 110 175,38 5 701,90 — 150 134,30 7 446,01
+ 100 173,80 5 753,73 — 160 132,72 7 534,65
+90 172,22 5 806,52 — 170 131,14 7 625,43
+80 , 170,64 5 860,29 — 180 129,56 7 718,43
+70 169,06 5 915,05 — 190 127,98 7 813,72
+60 167,48 5 970,86 —200 126,40 7 911,39
+50 165,90 6 027,72 —210 124,82 8011,53
+40 164,32 6 085,68 —220 123,24 8 114,21
+30 162,74 6 144,77 —230 121,66 8 219,62
+20 161,16 6 205,01 —240 120,08 8 327,78
+ю 159,58 6 266,44 —250 118,50 8 438,81
0 158,00 6 329,114 —260 116,92 8 552,85
—270 115,34 8 670,01 —390 96,38 10 375,5
—280 113,76 8 790,43 —400 94,80 10 548,5
—290 112,18 8 914,24 —410 93,22 10 727,3
—300 11.0,60 9 041,59 —420 91,64 10 912,2
. —310 109,02 9 172,62 —430 90,06 И 103,7
—320 107,44 9 307,52 —440 88,48 И 301,9
—330 105,86 9 446,43 —450 86,90 11 507,4
-340 104,28 9 589,56 —460 85,32 И 720,5
—350 102,7 9 737,09 —470 83,74 11 941,7
—360 101,1 9 889,24 —480 82,16 12 171,3
—370 99,54 10 046,2 —490 80,58 12 410,0
—380 97,96 10 208,2 —500 79,00 12 658,2
13*
387
СОЛНЕЧНАЯ АТМОСФЕРЫ ЗЕМНАЯ АТМОСФЕРА; Водород молекулярные Атмосферные осадки Метан ГИДРОСФЕРА: Реки и озера Океаны ПОДЗЕМНЫЕ ВОДЫ И ПОРОДЫ Осадочные карбонаты и силикаты Изверженные и метаморфические породы Базальты и граниты Рассолы Термальные воды Пар и газ термальных вод и вулканов ОРГАНИЧЕСКОЕ ВЕЩЕСТВО МЕТЕОРИТЫ: Тектиты Железные метеориты Вода углистых хондритов V Органическое вещество углистых хондритов ЛУННЫЕ ПОРОДЫ; Вода в породах Молекулярный водород 1 1» Г • Ч| 1, _
-1000 -800 —800 -400 -200 0 +200
60, %Ь
Рис. 42. Вариации изотопного состава водорода в природных объектах
ническая вода. Изотопная плотность выражается в промилле.
Для' стандартной океанической воды (Standard mean oceanic
water — SMOW) она равна нулю. При этом отношение D/H =
=0,000158 или H/D = 6329,l. Очевидно, что положительные зна-
чения 6D означают увеличение содержания тяжелого изотопа
водорода, а отрицательные — уменьшение по сравнению с со-
держанием в стандарте океанической воды. Зависимость ме-
жду 6D и отношениями D/Н и Н/D показана в табл. 307.
388
Колебания изотопного состава водорода в природных объек-
тах довольно существенны и превышают аналогичные измене-
ния изотопных соотношений других химических элементов
(рис. 42). Самые незначительные колебания 6D отмечаются
в земных горных породах. В то же время наибольшие колеба-
ния характерны для летучих веществ преимущественно в при-
родных водах и органическом веществе как земных объектов,
так и метеоритов.
ИЗОТОПЫ УГЛЕРОДА
Природный углерод состоит из двух стабильных изотопов
|2С и 1ЭС с соответствующей средней распространенностью
98,893 и 1,107%. Изотопный состав углерода выражается от-
ношением 12С/13С или относительной плотностью д13С, которая
равна
б13С = Ю’ (13С/12С)пр-(18С/13С)сТ . 108
evc)n
где (13С/12С)пр—изотопное отношение в исследуемой пробе,
(13С/12С)ст — то же, в стандарте. В качестве стандарта принят
Рис. 43. Круговорот углерода в биосфере Земли. По В. Гольдшмидту —
Г. Викману, г — 12С/13С.
389
”С/”С
89__________90__________91__________92
Углистые хондриты Каменные метеориты кроме углистых хондритов Изверженные породы СО, вулканических эманаций СН4 вулканических эманации Океанический бикарбонат Морские известняки Морские растения СО, атмосферы Пресноводные известняки Растения суши Органический С в осадках Каменные угли Нефти Г рафит Алмаз 1 h 1 1
4 0 4 8 12 16 20 24 28 32 36
б‘ ‘С,«/00
Рис. 44. Вариации изотопного состава углерода в природных объектах
у
углерод ископаемого моллюска Belemnitella americana из слоев
формации Пи Ди в Южной Калифорнии, обозначается ohPDB.
Для этого стандарта отношение ,2С/,3С = 88,99, и соответственно
613С = 0.
Фракционирование изотопов углерода происходит в процессе
его геохимического круговорота (рис. 43). За начало этого
круговорота можно принять выделение СОг из мантийных глу-
бин во время вулканических процессов, а также при термиче-
ском разложении известняков и доломитов в условиях мета-
морфизма. Затем СО2 распределяется между атмосферой и
гидросферой. В морской воде СОг связывается с Са и Mg,
образуя известняки преимущественно биогенного происхожде-
ния. Другая часть СОг атмосферы и гидросферы поглощается
зелеными растениями в процессе фотосинтеза. Фотосинтез при-
водит к образованию органического вещества. Часть биомассы
после гибели растений окисляется с образованием СОг, другая
часть захороняется в условиях восстановительной средЫ|. На
всех этапах геохимического цикла происходит разделение изо-
топов углерода.
390
Колебания изотопного состава углерода природных объек-
тов показаны на рис. 44. В морских известняках относительно
увеличивается содержание 13С, что типично для кальцитовых и
арагонитовых скелетов морских организмов. Изотопные отно-
шения 12С/13С в морских известняках устанавливаются в преде-
лах 88,0—89,0. Однако во время процесса фотосинтеза относи-
тельное содержание изотопа 1ЭС в тканях растений уменьша-
ется, поскольку скорость захвата молекулы 12СОг более высокая,
чем скорость захвата 13СО2. Поэтому для растений и их
остатков наблюдаются более высокие отношения 12С/13С в пре-
делах 90—92. Изотопный состав углерода растений наследу-
ется углеродом животных, которые питаются растениями. Изо-
топный состав углерода графитов из древних метаморфических
горных пород соответствует углероду растений — продуктов фо-
тосинтеза.
ИЗОТОПЫ АЗОТА
Азот биосферы Земли состоит из двух стабильных изото-
пов — легкого 14N и тяжелого !5N с соответствующей относи-
тельной распространенностью 99,643 и 0,366%. При характери-
стике изотопного состава природного азота определяют изотоп-
ную плотность:
_ Г (lf>N/14N)np — (15N/14N)CT Л 10з
L (,5N/14N)CT J
где (15N/14N)np — отношение изотопов в пробе; (15N/UN)CT'—
то же, в стандарте, равное 0,0367 и соответствующее атмосфер-
ному азоту. Изотопный состав азота, растворенного в морской
воде, одинаков с изотопным составом атмосферного азота.
В биосфере Земли изотопные отношения азота связаны с его
геохимическим круговоротом, который показан на рис. 45.
Наиболее богата азотом земная атмосфера, где он накапли-
вается вследствие своей относительной химической инертности и
является основным компонентом. Некоторое количество азота,
в среднем (20—30) • 10~в г/г, встречается в изверженных поро-
дах, где он /присутствует в структурах минералов в виде иона
NH^. Значительно богаче азотом осадочные горные породы.
В них азот содержится в виде иона NH4 и в форме органиче-
ских соединений.
Во время геохимического круговорота изотопные отношения
азота изменяются (рис. 46). Можно отметить, что азот из маг-
матических пород имеет довольно устойчивое изотопное соотно-
шение. В то же время для дождевой воды и природных газов
характерны колебания изотопных отношений азота.
391
Рис. 45. Круговорот азота в биосфере Земли
с
Изверженные породы Дождевые воды Нефти Природные газы Воздушный азот •
—I—1—1 1 1—1 J L_
—10 -8 -6 —4 —2 0 +2 +4 +6 +8 +10 +12 +14
5,5N%o
Рис. 46. Вариации изотопного состава азота в биосфере
ИЗОТОПЫ КИСЛОРОДА
В геохимических процессах биосферы кислород очень актив-
ный химический элемент, приводящий к окислению многих ми-
нералов и органических веществ. Повышенная распространен-
ность кислорода определяется главным образом ведущим зна-
392
чением дважды магического изотопа 16О. Изотопный состав
природного кислорода выражается следующими значениями, %:
ИО — 99,759
«О — 0,0374
18О — 0,203
При изотопных исследованиях чаще всего измеряют отно-
шение !8О/!6О. Изотопный состав кислорода выражается вели-
чиной уплотнения 18О, которая равна:
§180 = Г (I8O/I8°)np-(!9O/iaQ)cT 1.10з
L (18О/1вО)ст J
В качестве стандарта принят кислород океанической воды
18О/!6О= 1993,4 • 10-6 и !6О/!8О = 501,7. Зависимость между б!8О
и изотопными отношениями показана в табл. 308.
Изотопный состав кислорода некоторых природных образо-
ваний показан на рис. 47. Можно видеть, что наибольшим по-
стоянством изотопного состава кислорода отличаются магма-
тические породы Земли, Луны и каменные метеориты. Замет-
ные колебания изотопного состава кислорода характерны для
осадочных и метаморфических пород как продуктов седимента-
ции в водной среде с последующим метаморфизмом. Однако
наибольшие колебания изотопного состава кислорода отмеча-
ются в летучих и подвижных веществах, в частности в природ-
ных водах, вулканических газах и органическом веществе.
Вариации изотопных отношений кислорода происходят
в биосфере преимущественно в’ природных водах и связаны
с общим круговоротом воды. Изотопный состав кислорода
в природных водах изменяется одновременно с изотопным со-
ставом водорода, поскольку молекулы воды DOH и DDO, с од-
ной стороны, и Нг7О и Нг8О, с другой, обладают одинако-
выми физическими свойствами. В природе наблюдается корре-
ляция между изменением изотопного состава водорода и кис-
лорода. Эта корреляция, по Г. Крейгу, определяется отноше-
нием 6D = 8 б18О+10. Графически она может быть выражена
прямой Крейга, которая показана на рис. 48.
Круговорот природных вод на поверхности Земли может
быть сравним с дистилляционной системой, в которой главным
резервуаром является океан. Наиболее легкие фракции этой
системы представлены атмосферными водами и образованными
ими ледниками в полярных районах Арктики и Антарктики.
Изотопный состав кислорода снега около Южного полюса оп-
ределяется значением б!8О=—60%, водорода 6D = —440%.
Простые вычисления показывают, что если бы все ледники
растаяли, то изотопный состав океанической воды изменился
бы: б!8О на — 1 % и 6D на — 10 %.
393
Таблица 308
Степень уплотнения кислорода в зависимости от изотопных отношений
e,so, 7;о 18О/'’О, л-10-’ 1«0/,8О б"о, %. "О/'Ю, Л-10-’ i«O/i»O
+50 2093,12 477,755 -6 1981,43 504,686
+49 2091,12 478,212 —7 1979,44 505,193
+48 2089,12 478,670 —8 1977,44 505,704
+47 2087,12 479,129 -9 1976,45 506,213
+46 2085,12 479,588 -10 1973,46 506,724
+45 2083,12 480,049 -11 1971,46 507,238
+44 ' 2081,12 480,510 — 12 1969,46 507,750
+43 2079,12 480,972 — 13 1967,47 508,266
+42 2077,12 481,435 — 14 1965,48 508,781
+41 2075,12 481,897 -15 1963,49 509,295
+40 2073,14 482,360 — 16 1961,49 509,816
+39 2071,14 482,825 — 17 1959,50 510,334
+38 2069,15 483,290 — 18 1957,51 510,853
+37 2067,16 483,755 — 19 1955,51 511,375
+36 2065,17 484,221 -20 1953,52 511,896
+35 2063,17 484,691 —21 1951,53 512,416
+34 2061,18 485,158 —22 1949,54 512,940
+33 2059,18 485,630 -23 1947,55 513,465
+32 2057,19 486,099 -24 1945,55 513,991
+31 2055,29 486,570 —25 1943,56 514,518
+30 2053,20 487,044 -26 1941,57 515,046
+29 2051,21 487,517 —27 1939,57 515,576
+28 2049,21 487,991 —28 1937,58 516,106
+27 2047,22 488,467 —29 1935,59 516,637
+26 2045,22 488,943 —30 1933,59 517,170
+25 2043,24 489,418 —31 1931,60 517,704
+24 2041,24 489,898 -32 1929,61 518,239
+23 2039,24 490,376 —33 1927,62 518,775
+22 2037,25 490,856 —34 1925,62 519,313
+21 2035,26 491,337 -35 1923,63 519,853
4=20 2033,26 491,820 -36 1921,63 520,394
+ 19 2031,27 492,301 —37 1919,64 520,929
+ 18 2029,28 492,785 —38 1917,65 521,471
+ 17 2027,28 493,269 —39 1915,65 522,015
+16 2025,29 493,756 —40 1913,66 522,561
+ 15 2023,30 494,241 —41 1911,67 523,102
+ 14 2021,30 494,729 —42 1909,67 523,648
+ 13 2019,31 495,217 —43 1907,68 524,195
+ 12 2017,32 495,707 -44 1905,69 524,744
+11 . 2015,32 496,197 -45 1903,69 525,293
+ 10 2019,33 496,689 —46 1901,70 525,844
+9 2011,34 497,180 —47 1899,71 526,396
+8 2009,34 497,675 —48 1897,71 526,950
+7 2007,35 498,169 —49 1895,72 527,506
+6 2005,36 498,663 -50 1893,73 528,050
+5 2003,36 499,159 —51 1891,73 528.614
+4 2001,37 499,657 -52 1889,74 529,174
+3 1999,38 500,155 —53 1887,74 529,734
+2 1997,38 500,654 —54 1885,75 530,296
+ 1 1995,39 501,155 -55 1883,75 530,859
0 1993,4 501,655 —56 1881,76 531,414
— 1 1991,4 502,150 —57 1879,76 531,980
—2 1989,4 502,664 -58 1877,77 532,546
—3 1987,41 503,167 —59 1875,76 533,114
—4 1985,42 503,671 -60 1873,79 533,676
—5 1983,42 504,179 —61
АТМОСФЕРА: Углекислый газ Кислород молекулярный Атмосферные осадки ГИДРОСФЕРА: Кислород растворенный в воде Реки и озера Океаны ПОДЗЕМНЫЕ ВОДЫ И ПОРОДЫ: Осадочные карбонаты и силикаты Изверженные и метаморфические породы Базальты и граниты Рассолы Термальные воды Пар и газ термальных вод и вулканов ПРИРОДНОЕ ОРГАНИЧЕСКОЕ ВЕЩЕСТВО МЕТЕОРИТЫ: ТектИтЫ Хондриты Вода углистых хондритов ЛУННЫЕ ТЕЛА: Углекислый газ Образцы пород
МВ м МВ
-60 -40 —20 0 +20 +40 +60
S18 О
Рис, 47. Вариации изотопного состава кислорода в природных объектах
Рис. 48. Прямая Крейга, выражающая
зависимость между 6D и 6180 в при-
родных водах
395
<4 §88 8 8 8 8
Г-. CD 1Л CO 04 T~
Рис. 49. Определение температуры образования минеральных пар по разли-
чию изотопного состава кислорода
Анализ изотопных отношений 180/1в0 и D/Н в минералах и
их жидких включениях позволяет получить сведения о темпера-
турах формирования минералов. Изотопные отношения также
используются для выяснения происхождения вод, из которых
осаждались рудные минералы. Изотопные исследования свиде-
тельствуют о большой роли атмосферных вод в формировании
гидротермальных растворов, образующих рудные месторожде-
ния. Магматические интрузии действуют в данном случае как
генераторы тепла, возбуждающие циркуляцию воды, большая
396
часть которой возникла за счет атмосферных вод. Количество
собственно магматических вод оказывается очень малым по
сравнению с большим объемом подогретых грунтовых вод, об-
разующихся в результате инфильтрации в глубинные горизонты
атмосферных вод.
Изотопные отношения кислорода между твердой и жидкой
фазами применяют для определения температуры формирова-
ния минералов, содержащих- кислород. Ранее эти отношения
были изучены в осадочных карбонатных минералах, потом
в минералах эндогенного генезиса. Зависимость между изотоп-
ными отношениями кислорода в минералах и температурами их
образования представлена на рис. 49.
Важная роль кислорода в живом веществе хорошо изве-
стна. Но в то же время кинетика атомов и молекул кислорода
во время образования органических соединений при фотосин-
тезе оказалась выясненной благодаря изотопным исследова-
ниям. А. Виноградов и Р. Тейс показали, что изотопный состав
кислорода, выделяющегося при фотосинтезе, отличается от изо-
топного состава атмосферного и водного кислорода. В процессе
фотосинтеза происходит небольшое фракционирование изото-
пов кислорода. Изотоп 18О накапливается преимущественно
в органических продуктах фотосинтеза, несколько меньше
в свободно выделяющемся в атмосферу кислороде.
ИЗОТОПЫ СЕРЫ
Природная сера состоит из четырех стабильных изотопов
с соответствующим распространением, %:
32S = 95,1; MS = 4,3;
33S = 0,74; 3eS = 0,016.
Масс-спектрометрические определения обнаружили естест-
венные колебания изотопного состава серы различных природ-
ных объектов.
Наиболее часто употребляется отношение ^S/^S в связи
с повышенной распространенностью этих изотопов. Изотопный
состав серы характеризуется уплотнением
Sms = Г (“S/^Slnp- ^S/8^ 1.10S
L («s/MS) J
Отношение (32S/34S)CT, соответствует изотопному составу
серы из троилита железных метеоритов, который характеризу-
ется следующими значениями:
684S = 0; 32S/MS = 22,22 и MS/S2S = 0,045004.
В табл. 309 изотопные отношения серы приведены в зависи-
мости от значения S^S.
397
Таблица 309
Продолжение табл. 309
Зависимость отношения 32S/34S от величины 34S (за основу принята сера j^B метеорита Каньон Диабло, для которой 32S/34S = 22,220, 634S = О,ОО°/оо). ^В Г7~ П Л Г_,. \ S2S/3<S e«s ®s/«s 6«S »S/’*S 6«S
' ,370 6,71 ,850 27,57 ,330 47,58
32S/34S 63‘/S »S/8«S 6"S 3!S/«S 6«S >^B ,380 ’,390 7,15 7,59 ,860 ,870 ,880 ,890 28,00 28,42 28,85 29,27 ,340 ,350 ,360 ,370 47,99 48,39 48,80 49,21
21,100 +53,08 22,400 8,04
21,520 +32,53 21,940- + 12,76 ,410 8,48 ,380 49,62
,110 52,58 ,530 +32,05 ,950 12,30 ^B ,420 8,92 22,900 29,69 ,390 50,02
,120 52,08 ,540 31,57 ,960 11,84 ,430 9,36 ,910 30,12. 50,43
,130 51,59 ,550 31,09 ,970 П.38 ^B ,440 9,80 ,920 30,54 23,400
,140 51,09 ,560 30,61 ,980 10,92 ^B ,450 10,25 ,930 30,96 ,410 50,83
,150 50,58 ,570 30,13 ,990 10,46 J^B ,460 10,69 ,940 31,39 ,420 51,24
,160 50,10 ,580 29,66 ,470 11,13 ,950 31,81 ,430 51,64
,170 49,60 ,590 29,18 22,000 10,00 ^B ,480 11,57 ,960 32,23 ,440 52,05
,180 49,10 ,010 9,54 ^B ,490 12,01 ,970 32,65 ,450 52,45
,190 48,61 21,600 28,70 ,020 9^08 ,980 33,07 ,460 52,86
,610 28,23 ,030 8,63 22,500 12,44 ,990 33,49 ,470 53,26
21,200 48,11 ,620 27,75 ,040 8,17 ^B ,510 12,88 ,480 53,66
,210 47,62 ,630 27,28 ,050 7,71 .^B ,520 13,32 23,000 33,91 ,490 54,07
,220 47,13 ,640 26,80 ,060 7>25 ^B ,530 13,76 ,010 34,33 54,47
,230 46,63 ,650 26,33 ,070 6,80 ^B ,540 14,20 ,020 34,75 23,500
,240 46,14 ,660 25,85 ,080 6+4 3^B ,550 14,63 ,030 35,17 ,510 54,87
,250 45,65 ,670 25,38 ,090 5,89 ^B ,560 15,07 ,040 35,59 ,520 55,27
,260 45,16 ,680 24,91 ,570 15,51 ,050 36,01 ,530 55,67
,270 44,66 ,690 24,44 22,100 5,43 <^B ,580 15,94 ,060 36,43 ,540 56,08
,280 44,17 ,110 4,98 '^B ,590 16,38 ,070 36,84 ,550 56,48
,290 43,88 21,700 23,96 ,120 4,52 ^B ,080 37,26 560 56,88
21,300 ,710 23,49 ,130 4,07 22,600 — 16,81 23,090 —37,68 23,570 -57,28
43,19 ,720 23,02 22,140 3,61 ,610 17,25 ,580 57,68
_зю ,320 42,70 ,730 22,55 ,150 3,16 .^B ,620 17,68 23,100 38,10 ,590 58,08
42,21 ,740 22,08 ,160 2,71 ^B ,630 18,12 ,110 38,51 58,48
,330 41,73 ,750 21,61 ,170 2,26 ,640 18,55 ,120 38,93 23,600
,340 41,24 ,760 21,14 ,180 1,80 l^B ,650 18,98 ,130 39,34 ,610 58,87
,350 40,75 ,770 20,67 ,190 ^B ,660 19,42 ,140 39,76 ,620 59,27
,360 40,26 ,780 20,20 ,670 19,85 ,150 40,17 ,630 56,67
,370 39,78 ,790 19,73 22,200 0,90 ^B ,680 20,28 ,160 40,59 ,640 60,07
,380 39,29 ,210 0+5 |^B ,690 20,71 ,170 41,00 ,650 60,47
,390 38,80 21,800 19,27 ,220 0,00 ^B ,180 42,42 ,660 60,86
21,810 18,80 .,230 —0,45 j^B 22,700 21,15 ,190 41,83 ,670 61,26
21,400 36,32 ,820 18,33 ,240 0,90 ^B ,710 21,58 ,680 61,66
,410 37,83 ,830 17,87 ,250 1,35 ^B ,720 22,01 23,200 42,24 ,690 62,05
,420 37,35 ,840 17,40 ,260 1,80 ^B ,730 22,44 ,210 42,65 62,45
,430 37,35 ,850 16,93 ,270 2,25 ^B ,740 . 22,87 ,220 43,07 23,700
,440 36,38 ,860 16,47 ,280 2,69 ,750 23,30 ,230 43,48 ,710 62,84
,450 35,90 ,870 16,00 ,290 3,14 ^B ,760 23,73 ,240 43,89 ,720 63,24
.,460 35,42 ,880 15,54 ,770 24,16 ,250 44,30 ,730 63,63
,470 34,93 ,890 15,08 22,300 3,59 ,780 24,58 ,260 44,71 ,740 64,03
,480 34,45 ,310 4,03 № ,790 25,01 ,270 45,12 ,750 64,42
,490 33,97 21,900 ,910 14,61 14,15 ,320 ,330 4,48 ^B 4,93 22,800 25,55 ,280 ,290 45,53 45,94 ,760 ,770 64,82 65,21
21,500 33,49 ,920 13,69 ,340 5,37 ^B ,810 25,87 ,780 65,60
,510 33,01 ,930 13,22 ,350 5,82 ,820 26,29 23,300 46,35 ,790 6b,99
22,360 —6,26 22,840 27,15 23,320 —47,17 ^B ,830 26,72 ,310 46,76
398
399
Метеоритный ТрОИЛИТ
Сульфиды ультраоСМОВНЫХ пород
Сульфиды основных пород
Сульфиды кислых пород
Вулканический SO
Самородная сера вулканов
^Вул кинический H?S
Сульфиды осадков
Сульфаты эвапоритов
Самородная сера солеи
Биогенный Н S
Гидротермальные сульфаты
Гидротермальные сульфиды
Метаморфические сильфиды
Органическая сера
Сульфаты морской воды
Атмосферные сульфаты
Рнс. 50. Геохимический кру-
говорот серы с участием
микроорганизмов
I
Рис. 51. Вариации изотоп-
ного состава серы в при-
родных объектах
Сера — подвижный и химически активный элемент в усло-
виях биосферы. Она образует свыше 400 минеральных видов.
В естественных условиях она проявляет себя в нескольких ва-
лентных состояниях, из которых главное значение имеют S2~,
представленный в сульфидах и в сульфатах. Небольшую
400
роль играет самородная сера нулевой валентности, четырехва-
Лентная сера встречается редко. Сера относится к биофильным
элементам и входит в состав белковых тел. Геохимическая
миграция серы в биосфере связана с живым веществом, с дея-
тельностью бактерий в водной среде. Геохимический кругово-
рот1 серы показан на рис. 50.
Высокая геохимическая подвижность серы приводит к раз-
делению ее изотопов в природных условиях. Наибольшие раз-
личия в изотопном составе серы наблюдаются между серой
осадочных сульфатов (эвапоритов) и серой осадочных сульфи-
дов. Главный процесс, приводящий к такому разделению изо-
топов серы, заключается в обменной изотопной реакции в мор-
ской воде в разных окислительно-восстановительных условиях:
h234s +32so24~ & h232s+34so24_.
(газ) (раствор) (газ) (раствор)
Для этой реакции при температуре +25 °C константа рав-
новесия равна 1,074. Отсюда следует, что сера в сероводороде
будет более легкой, чем в сульфатном ионе.
К настоящему времени накопился огромный материал по
изотопному составу серы в различных объектах, позволяющий
решать целый ряд генетических вопросов генезиса металличе-
ских полезных ископаемых и источника металлов. Наиболее су-
щественные результаты по геохимии изотопов серы изложены
в работах В. И. Виноградова, В. А. Гриненко и др. исследова-
телей (см. табл. 309).
Вариации изотопного состава серы в различных природных
образованиях показаны на рис. 51. Наиболее устойчивые отно-
шения изотопов серы обнаружены во всех исследованных ме-
теоритах. Типичным сернистым минералом метеоритов является
троилит (FeS), для которого установлены ничтожно малые из-
менения изотопного состава серы от 0,0 до 0,6 %0. Даже
углистые хондриты, отличающиеся довольно значительными ко-
лебаниями изотопного состава водорода, углерода, азота и кис-
лорода, содержат серу с малыми изменениями изотопного
состава. Сульфиды преимущественно биогеохимического проис-
хождения характеризуются значительными колебаниями изо-
топного состава серы. При обширной рудной минерализации
низкотемпературные сульфиды отличаются значительно боль-
шими колебаниями изотопного состава по сравнению с высоко-
температурными сульфидами.
ИЗОТОПЫ КРЕМНИЯ И НЕКОТОРЫХ ДРУГИХ ЭЛЕМЕНТОВ
Кремний один из ведущих элементов земной коры и мантии
нашей планеты. Он образует свыше 500 минеральных видов, что
401
Тектиты .
Габбро, базальты
Граниты
биотиты из гранитов
Образцы кварца
Полевые шпаты из гранитов
Кварцы из пегматитов
биологические и осадочные
образования
-3 -2 -1 0 +1 +2 +3
S30Si °/оо
Рис. 52. Колебание изотопного состава кремния в различных породах и ми-
нералах
свидетельствует о его геохимической активности. Природный;
кремний состоит из трех стабильных изотопов, %:
8Si = 92,27;
29Si = 4,68;
30Si=3,05.
С —
Измерения изотопного состава кремния обычно произво-
дятся по отношению 30Si/28Si. Определение изотопной плотно-
сти производится по формуле
63oSi = ^(^Si/^Silnp — (30Si/MSi)CT
(s0Si/28Si)CT
Основные результаты определения изотопного состава крем-;
ния показаны на рис. 52, где видно, что изотопные колебания;
небольшие. В гранитах и кислых изверженных породах преоб-;
ладает относительно тяжелый изотоп 30Si, в основных породах;
сосредоточен более легкий — 28Si. Небольшие изотопные коле-?
бания связаны с кремнием биологического и осадочного проис-
хождения.
Небольшие изменения изотопного состава обнаружены
у других легких элементов: лития, бора, магния, калия, каль~
ция [47]. Познавательное значение этих данных пока что ие-5
большое.
402
г
Глава XIII
ЙДЕРНАЯ ГЕОХРОНОЛОГИЯ
ВВОДНЫЕ ЗАМЕЧАНИЯ
Ядерная геохронология базируется на ядерном распаде эле-
ментов в минералах и горных породах, что приводит к накоп-
лению определенных продуктов распада в течение геологиче-
ского времени. Эта новая отрасль геологической науки стала
развиваться после открытия радиоактивности и изучения гео-
химии радиоактивных элементов.
Методы ядерной геохронологии, или радиологические ме-
тоды измерения геологического возраста, основываются на
использовании основного закона радиоактивного распада, кото-
рый имеет статистический характер. Согласно этому закону, ко-
личество распавшихся атомов за единицу времени пропорцио-
нально первоначальному числу атомов:
N0 = Nteu,
где No— первоначальное число атомов; Nt— число атомов по
истечении времени t; %*—постоянная радиоактивного распада;
е — основание натуральных логарифмов (е=2,71828182).
Постоянная, или константа радиоактивного распада, X обо-
значает, какая часть атомов данного радиоактивного элемента
распадается за единицу времени (год, сутки, часы, минуты, се-
кунды) по отношению к общему первоначальному количеству,
т. е. K=dNIN.
Для более четкого представления о характере ядерного
распада вводят понятие периода полураспада Т, который равен
тому промежутку времени, в течение которого любое первона-
чальное количество радиоактивного вещества уменьшается на-
половину. Связь между константой % и периодом полураспада
Т выражается следующим образом:
N = N/2eKT-, 2 = ехг; 1п 2 = XT; Т = In 2/1 = 0,693/Х.
При измерении возраста минералов используются следую-
щие естественные типы ядерных превращений: 0-распад, элек-
тронный захват, а-распад и спонтанное осколочное деление тя-
желых ядер.
Превращение атомов химических элементов при 0-распаде
определяется правилом сдвига: образующийся при распаде но-
вый элемент занимает в таблице Д. И. Менделеева следующую
клетку вправо от родоначальиого 0-активного элемента. 0-ак-
тивность атомных ядер можно рассматривать как распад од-
ного ядерного нейтрона на протон и электрон (плюс нейтрино):
1М->2+1М + ₽.
403
гг^
Явление электронного захвата как бы противоположно
0-распаду. Оно заключается в самопроизвольном поглощении
орбитального'электрона ядром атома. Обычно происходит по-
глощение электрона с ближайшей к ядру К-оболочки. Отсюда
данный процесс называют К-захватом. При электронном за- ;
хвате атомный номер элемента (Z) уменьшается на единицу, и
новый элемент займет место в таблице Д. И. Менделеева на =
одну клетку левее. Среди естественных неустойчивых изотопов ;5
существуют такие, которые одновременно испытывают 0-распад j
и К-захват. К ним относятся 40К и 138La. i
: Схему электронного захвата можно представить в следую- j
щем виде: ]
/М + е —>- z—1Л4. |
Наиболее тяжелые атомные ядра, располагающиеся в конце |
периодической системы элементов, испытывают а-распад. По- ]
еле а-распада порядковый номер элемента уменьшается на 2, 1
а массовое число — на 4. Новый элемент, возникающий после 1
а-распада, займет место в таблице Менделеева на две клетки |
влево. Обычно a-активные изотопы группируются в естествен- ]
ные радиоактивные ряды. Схему а-распада можно изобразить 1
следующим образом: |
^М->^М+а. J
Спонтанное деление тяжелых ядер заключается в раскали- |
вании их на два осколка, которые с огромной скоростью разле- |
тают^я в разные стороны. Массы осколков соответствуют изо- 1
топам средней части таблицы Менделеева, примерно от галлия |
(Z = 31) до гадолиния (Z=62). Первоначальные продукты де- |
ления обычно обладают избытком нейтронов и избавляются от 1
них путем 0-распада. При делении выбрасывается также два-1
три свободных нейтрона. Одним из стабильных продуктов де-1
ления урана является ксенон, накапливающийся в древних ура- |
новых минералах. На этом основан ксеноновый метод опреде- 1
ления возраста» который ввиду методических трудностей!
используется редко. 1
Тяжелые радиоактивные изотопы образуют радиоактивные 1
ряды. Каждый ряд представляет собой цепь изотопов, последо-1
вательно образующихся друг от друга путем а- и 0-распада и |
оканчивающих свой распад на изотопах свинца 206РЬ (RAG), I
207Pb(ACD), 208Pb(ThD). Схемы распада радиоактивных рядов!
представлены на рис. 53, 54, 55, 56. Названия рядов происхо-j
дят от родоначальных изотопов. Естественные ряды: ураиа-238,1
урана-235, тория-232; искусственно получен ряд нептуния-237.1
Геологический возраст измеряется путем определения содер-1
жания радиоактивных элементов и продуктов их распада в ми-1
404
Рис. 53. Радиоактивный ряд урана — радия
нералах и горных породах. По любой паре радиоактивного и
радиогенного стабильного изотопа можно определить возраст,
если известна скорость распада радиоактивного изотопа. Основ-
ные типы естественных ядерных превращений, которые исполь-
зуются для измерения геологического возраста, следующие:
238U20вР b + 8Не,
235U-> 207РЬ + 7Не,
405
TI Pb Bi Po At Rn Fr Ra Ac Th Pa U
A
235
231
227
223
219
215
211
81 83 85 87 89 91 Z
Рис. 54. Радиоактивный ряд актиноурана
*
*32Th->208Pb+6He,
+ е -> 40 Ar,
‘0К->40Са + р,
87Rb->87Sr + p,
147Sm->142Nd + p,
187Re->1870s + p.
В зависимости от конечных продуктов распада основные:
методы ядерной геохронологии получили названия: свинцовый^
гелиевый, аргоновый, стронциевый и т. п. При определени)
406
A
232
228
224
220
216
212
208
TI Pb Bi Po At Rn Fr Ra Ac Th
85 87 69 91 Z
Рис. 55. Радиоактивный ряд тория
возраста древних геологических образований используются
в основном три радиологических метода: свинцовый, аргоновый
и стронциевый. Наиболее широко распространен калий-аргоно-
вый метод.
Наряду с этими методами все более широкое применение
получили методы определения возраста молодых геологических
образований: радиоуглеродный, радиево-иониевый и др. Радио-
углеродный метод основан на измерении 14С, поступающего
в живые организмы из атмосферы, где этот изотоп образуется
под действием космических излучений. Метод дает возможность
определять возраст углесодержащих остатков до 60 000 лет.
Иониевый метод основан на измерении иония и радия в колон-
ках морских грунтов, в которых радиоактивное равновесие
в ряду U — 1о — Ra является функцией времени. Метод позво-
, 407
TL Pb Bl Po At, Rh Fr Ra Ac Th Pa U Np
31 83 85 87 89 91 93 Z
Рис. 56. Радиоактивный ряд нептуния
ляет определять розраст прослойков в кернах морских грун-
тов и оценивать скорость осадконакопления в пелагических ча-
стях Мирового океана.
УРАН-ТОРИЙ-СВИНЦОВЫЙ МЕТОД
Свинцовый метод геохронологии основан на радиоактивном
распаде изотопов урана и тория. При вычислении возраста, ис-
ходя из экспоненциального закона, запишем:
U0 = UeM,
где Uq — первоначальное количество атомов урана; U — коли-
чество урана по истечении времени, равного возрасту минерала.
Поскольку после распада каждого атома урана остается один
408
атом свинца, то число распавшихся атомов урана равно числу
образовавшихся атомов свинца Uo—U = Pb. Подставляя зна-
чение Uo, получаем:
Uew—U = Pb,
Pb = U(eX/— 1).
Для трех радиоактивных рядов имеем:
206рь = 238ц Q.
207р5 = 235ц __Q-
208Pb = 232Th (е^ —1),
(1)
(2)
(3)
где А.238. А.2з5, А.232 —константы радиоактивного распада соответ-
ственно урана, актиноурана и тория.
Разделив уравнение (2) на уравнение (1), получаем:
207РЬ 236U (e^st — 1)
20#РЬ 238^ (eW_Q
Поскольку во всех минералах и горных породах отношение
235lj/283u в современную эпоху постоянно и равно 1/137,7, то
можно написать:
M7Pb 1 еХж' — 1
(4)
2»врЬ 137,7 eW_!
Таким образом, возраст урано-ториевых минералов может
быть вычислен по четырем изотопным отношениям 206Pb/238U,
2O7pb/235U, 208pb/232Th, 207pb/206pb.
В полученных расчетных формулах (1—4) величины содер-
жания радиоактивных и радиогенных изотопов выражены
в атомных количествах. Для получения этих атомных соотно-
шений массовые количества, получаемые для некоторых эле-
ментов в лаборатории, делят на атомную массу данного изо-
топа. Если даны только массовые количества, то формулы
(•1—3) примут вид;
1,155206Pb/238U = ew—1,
l,135207Pb/235U = ew —1,
l,115206Pb/232Th = ew—1.
Для вычисления возраста в
следующие постоянные распада:
Изотопы ................. M8U
А,, лет-1 ......... 1,55125-Ю-10
Г, лет ............... 4,51-10»
настоящее время используют
и»ть
4,9475-10"11
1,41-1010
M5U
9,8435-10-1®
7,07-108
409
Таблица 310
Возраст некоторых радиоактивных минералов
Минерал, местонахождение Возраст в млн. лет
**РЬ 3‘1ТРЬ 2j5lJ •ll7Pb »"«pb -ll8Pb 2.«Th
Урановая смолка, Сан-Сильвер, Фран- 146 147 157 —
ция ЦиркЬн, гранит, Редстоун, Нью-Гемп- 187 184 140 190
шир, США Самарскит, Глестонберри, США 280 253 255 266
Торианит из пегматита, Мадагаскар Урановая смолка, Шинколобве, Кин- 615 505 490 485
616 — 610 —
шаса Циркон из пегматита, о. Шри Ланка 540 544 555 538
Уранинит, Раджастан, Индия 733 733 740
Уранинит, Перри Саунд, Онтарио, Ка- 1003 1025 1030 945
нада Циркон из гранита, Тори-Хилл, Онта- 1030 1050 1090 —
рио, Канада Уранинит, Кейстоун, Южная Дакота, США Уранинит из пегматита, Балтийский 1580 1600 1630
1760 1800 1870 1800
щит Ортит, Алакурти, Карелия, СССР Монацит из гранита, Сугоклея, карьер 1700 1570 1800 1880
1905 1920 2000 1820
Монацит из пегматита, Бикита, Южная 2675 2680 2680 1645
Африка Циркон из гнейса, Мортон, США с 2820 3070 3240 —
Опыт применения свинцового метода показал, что получае-
мые возрастные значения по разным изотопным отношениям
имеют разную сходимость. Достоверность получаемых величин
возраста проверяется тем, что возрастные значения по разным
изотопным отношениям совпадают. Небольшими расхождениями
в пределах 2—5%, можно пренебречь, учитывая, что они
вполне допустима при степени сохранности минералов. При
получении возрастных значений по разным изотопным соотно-
шениям мы встречаем два случая — согласованность возраст-
ных значений или их расхождение. Таким образом, свинцово-
изотопный метод является самоконтролирующим. Он применя-
ется к радиоактивным минералам — ураниниту, бреггериту,
торианиту, браннериту, самарскиту, эвксениту, монациту, ксе-
нотиму, циркону, ториту, ортиту. В большинстве случаев свин-
цово-изотопные данные дают расходящиеся значения возраста,
что связано с миграцией радиоактивных изотопов и про-
дуктов их распада за время существования минерала. Мине-
ралы, для которых получена хорошая сходимость возрастных
значений, показаны в табл. 310.
410
Таблица 311
Вычисление возраста по атомным отношениям изотопов свинца, ураиа и тория.
По Э. В. Соботовичу и др.
2ОТРЬ/2°«РЬ «•pb/J^U 2О7рь/!заи 2O8pb/a32Th Возраст, • 10* лет
0,046065 0,000155 0,000985 0,000049 1
0,046141 0,000776 0,004936 0,000247 5
0,046237 0,0015552 0,009897 0,000495 10
0,046333 0,002330 0,014882 0,000742 15
0,046430 0,003107 0,019892 0,000990 20
0,046527 0,003886 0,024927 0,001238 25
0,046624 0,004665 0,029986 0,001485 30
0,046721 0,005444 0,035071 0,001733 35
0,046819 0,006224 0,040180 0,001981 40
0,046917 0,007005 0,045315 0,002229 45
0,047015 0,007786 0,050475 0,002477 50
0,047232 0,009351 0,060872 0,002973 60
0,047411 0,010918 0,071371 0,003469 70
0,047611 0,012487 0,081975 0,003966 80
0,047812 0,014059 0,092683 0,004463 90
0,047994 0,015476 0,102412 0,004910 100
0,048423 0,018789 0,125449 0,005955 120
0,048837 0,021955 0,147831 0,006951 140
0,049255 0,025131 0,170670 0,007947 160
0,049679 0,028316 0,193957 0,008945 180
0,050108 0,031511 0,217707 0,009944 200
0,051203 0,039543 0,279171 0,012446 250
0,052333 0,047638 0,343738 0,014953 300
0,053498 0,055795 0,411563 0,017467 350
0,054700 0,064016 0,482811 0,019987 400
0,055940 0,072301 0,557656 0,022514 450
0,057219 0,080650 0,636279 0,025046 500
0,058539 0,089064 0,718871 0,027585 550
0,059901 0,097544 0,805631 0,030130 600
0,061306 0,106090 0,896770 0,032682 650 -
0,062757 0,114703 0,9925510 0,035239 700
0,064254 0,123382 1,093082 0,037803 750
0,065799 0,132130 1,198730 0,040374 800
0,067395 0,140945 1,309711 0,042951 850
0,069042 0,149829 1,426294 0,045534 900
0,070743 0,158782 1,548761 0,048123 950
0,072499 0,167804 1,677410 0,050720 1000
0,074313 0,176898 1,812552 0,053322 1050
0,076187 0,186061 1,954516 0,055931 1100
0,078123 0,195297 2,103645 0,058546 1150
0,080122 0,204604 2,260302 0,061168 1200
0,082188 0,213983 2,424866 0,063796 . 1250
0,084322 0,233436 2,597736 0,066431 1300
0,086527 0,232962 2,779332 0,069073 1350
0,088807 0,242562 2,970094 0,071720 1400
0,091162 0,252237 3,170485 0,074375 1450
0,093597 0,261988 3,380990 0,077036 1500
0,098715 0,281717 3,834413 0,082378 1600
411
Продолжение табл. 311
зо?РЬ/я°«РЬ 2О‘'РЬ/2з;,и 2O7pb/235(J Mpb/ffiTh Возраст, • 10® лет
0,104186 0,301755 4,334765 0,087746 1700
0,110036 0,322106 4,886901 0,093141 1800
0,116292 0,342775 5,496183 0,098563 1900
0,122986 0,363767 6,168524 0,104011 2000
0,164260 0,473755 10,72971 0,131663 2500
Q,222655 0,592614 18,19308 0,160006 3000
0,305828 0,721058 30,40523 0,189060 3500
0,411049 0,845492 50,38773 0,218841 4000
Для радиоактивных минералов отмечается два типа возра-
стных аномалий:
Первый тип аномалии определяется потерей радиогенного
свинца, что характерно преимущественно для циркона и ура-
нинита. Второй тип более свойствен фосфатам — монациту и
ксенотиму. Во всех аномалиях для древних образцов- наиболее
достоверной величиной будет возраст по 207РЬ/206РЬ. Свинцовый
метод описан в руководствах [13, 33]. Для расчета возраста при-
ведена табл. 311.
ВЫЧИСЛЕНИЕ ВОЗРАСТА ПО ИЗОТОПНОМУ СОСТАВУ
ОБЫЧНОГО СВИНЦА
Возраст, вычисляемый по изотопному составу обычного
свинца, называют«модельным. Это связано с тем, что в качестве
основы для расчета выбирают определенную геохимическую
модель той системы, в которой происходило радиогенное накоп-
ление свинца. Способ построения различных моделей изложен
в работах Е. И. Гамильтона, Б. М. Найденова, В. В. Чердын-
цева и др. Природный свинец состоит из четырех стабильных
изотопов 2о4РЬ, 206РЬ, 207РЬ, 208РЬ, из которых 204РЬ не связан
с радиоактивным распадом. Его содержание принимается за
единицу, и количество других изотопов свинца выражается по
отношению к нему. В настоящее время предложен ряд моде-
лей для расчета геологического возраста по изотопному со-
ставу свинца, имеющих определенную долю вероятности. Ниже
рассматриваются три модели.
412
Таблица 312
Изотопный состаа свинца горных пород и метеоритов
Источник свинца ™РЬ/»'РЬ «прЬ/яирЬ м»РЬ/’"‘РЬ
Современные осадки н осадочные поро- ды Современные осадки Тихого океана 19,04 15,68 39,07
Красная глина 18,95 15,61 38,92
Марганцевые конкреции со дна Атлан- 18,96 • 15,63 39,07
тнческого океана (проба нз 10 образ- цов) Марганцевые конкреции со дна Тихого 18,69 15,61 38,82
океана (проба нз 16 образцов) Среднее значение для всех глубоковод- 18,92 15,80 39,40
ных марганцевых конкреций Кислые и средние изверженные породы Гранит, Питкяранта, Карелия 26,40 17,40 46,00
Гранит, Питкяранта, Карелия 17,58 15,44 37,29
Гранит, Терскей-Алатау 19,40 15,91 39,29
Гранит, Онтарио, Канада Гранит, Мутехе, ДВК 20,25 15,65 48,73
20,50 17,10 42,25
Кварцевый альбитофир, Алтай 19,15 15,20 37,35
Гранодиорит, Парыгино, Алтай 17,90 14,90 37,40
Кварцевый диорит, Кличка, Восточное 20,18 15,40 38,85
Забайкалье Основные и ультраосновные породы Диорит, Внлнмякн, Карелия 21,40 14,60 37,10
Базальт, Камчатка, СССР 17,40 14,90 36,60
Платобазальт, Айдахо, США 18,12 15,45 38,08
Траппы, Сибирь, СССР 17,94. 15,26 37,50
Вулканическая бомба, Хуалалай, Га- 19,29 15,45 37,95
вайскне острова Вулканическая бомба, Дрейзер-Вейер, 19,43 15,30 37,85
олнвнновое включение Вулканическая бомба, Сан-Бернарди- 19,16 15,46 37,78
но, Калифорния, США, олнвнновое включение Дуннт, Твнн Снстер, Вашингтон, США 19,15 16,54 39,80
Лунные горные породы Лунный базальт «(Аполлон-11» — пылевой материал 141,18 92,80 153,79
— брекчия 77,77 51,97 82,31
— кристаллическая порода Лунный анортозит, обр. 60015, «Апол- лон-16» Оторочка черного стекла 206,9 99,8 225,6
219,3 205,5 220,9
Вкрапленник плагиоклаза и ото- 29,26 27,17 47,27
рочке Белое жстекло» и плагиоклаз 63,17 67,28 75,61
413
Продолжение табл. 312
Источник света ю«РЬ/»РЬ ’°’РЬ/”‘РЬ змрь/икрь
Двухмиллиметровый плагиоклаз 50.66 62,23 63,19
из пограничной зоны стекло-пла-
гиоклаз
Внутренняя зона плагиоклаза 70,27 92,52 79,03
Хондритовые метеориты
Форест-Сити, Айова, США 19,27 15,95 39,05
Модок, Канзас, США 19,48 15,76 38,21
Саратов, СССР 19,53 16,70 40,25
Кунашак, СССР 19,64 16,24 40,04
Еленовка, СССР 21,54 16,94 39,86
Холбрук 17,52 15,52 38,93
Ричардтон 27,57 22,13 48,51
Алленде (углистый хоидрит) 9,38 10,31 (29,51)
Мурчисон (углистый хондрит) 9,40 10,32 (29,33)
Мезо-Мадрас (углистый хоидрит) 9,31 10,29 (29,57)
Ахондритовые метеориты
Нуево Ларедо, Мексика 50,28 34,86 67,97
Нортон-Каунти, США 22,75 15,87 37,70
Железные метеориты (группа I) -
Хенбери, Австралия, троилит 9,55 10,38 29,54
Каньон Диабло, Аризона, США 9,46 10.34 29,44
Каньон Диабло, № 2264, металличе- 9,43 10,58 29,80
ская фаза
Каньон Диабло, № 2264, троилит 9,41 10,27 29,16
БургабЯи, № 2262, металлическая фаза 9,34 10,53 30,28
Бургабли, № 2262, троилит 9,79 10,68 . 30,27
Толука, № 142 9,87 10,70 30,36
Биштюбе, металлическая фаза 9,80 10,74 30,08
Биштюбе, троилит 17,72 15,47 38,40
Арус, металлическая фаза 10,14 10,85 30,78
Арус, троилит 10,01 10,85 30,78
Железные метеориты (группа II)
Августиновка ( 16,80 15,20 37,30
Тубил, металлическая фаза 17,49 15,56 37,62
Тубил, троилит 17,40 15,35 37,35
Хенбери, № 171, металлическая фаза 18,12 15,72
Хенбери, № 171, троилит 18,41 15,78 39,00
Сайта Катарина, № 2179 17,99 15,67 38,51
Сихоте-Алинь, № 2052, металлическая 17,89 15,84 38,19
фаза
Сихоте-Алинь, № 2052, троилит 18,10 14,48 35,85
Сихоте-Алинь, № 2052, троилит 17,60 15,76 37,83
Сихоте-Алинь, № 1633 17,55 15,60 37,97
Греск, троилит 18,07 15,87 38,23
Греск, металлическая фаза 17,99 15,84 38,23
Чинге 16,89 15,27 35,38
Чебанкол 17,68 15,76 38,49
Богуславка, № 104 17,39 16,11 37,33
414
Т а б л и ц а 313
Модельный возраст (млн. лет) по Холмсу—Гаутермансу
ф» 0,00 0,01 0,02 0.03 0,04
0,5 —1132 —952 —782 —622 —471
0,6 290 398 500 599 694
0,7 1193 1267 1338 1407 1474
0,8 1838 1893 1946 1999 2050
0,9 2331 2375 2417 2499 2539
1,0 2727 2763 2798 2832 2899
1,1 3056 3086 3144 3144 3173
1,2 3336 3362 3387 3412 3436
1,3 3578 3601 3723 3645 3667
1,4 3792 3812 3832 3852 3871
1,5 3983 4001 4019 4036 4064
1,6 4155 4172 4188 4203 4219
‘1,7 4311 4327 4341 4355 4370
1,8 4454 4468 4482 4495 4508
1,9 4586 4599 4611 4624 4636
Продолжение табл. 313
Ф* 0,05 0,06 0,07 0,08 0,09
0,5 —372 — 192 —62 1 178
0,6 785 872 957 1039 1177
0,7 ' 1539 1602 1664 1723 1781
0,8 2099 2148 2195 2242 2287
0,9 2578 2578 2617 2654 2691
1,0 2899 2931 2963 2995 3026
1,1 3201 3229 3256 3283 3310
1,2 3481 3585 3509 3532 3557
1,3 3689 3701 3731 3752 3772
1,4 3890 3909 3928 3947 3965
1,5 4071 4088 4105 4122 4139
1,6 4235 4251 4266 4281 4296
1,7 4384 4399 4413 4427 4441
1,8 4522 4535 4548 4561 4574
1,9 4648 4661 4673 4685 4697
х—9,50
Ф—по вертикалидесятыедоли, по горизонтали—сотые доли отношения,
415
Т а б л и ц а 314
Модельный возраст (млн. лет) по Расселлу — Фаркуару — Каммингу
зоврь «‘РЬ 0,0 0.1 0.2 0.3 0.4 0.5 0,6 0.7 0.8 0,9
12 3127 3090 3053 3016 2979 2942 2904 2866 2828 2790
13 2751 2712 2673 2634 2595 2555 2515 2475 2434 2393
14 2352 2311 2270 2228 2186 2143 2102 2058 2015 2393
15 1928 1884 1839 1795 1750 1704 1659 1613 1567 1520
16 1473 1426 1378 1330 1282 1233 1184 1135 1085 1035
17 984 933 882 830 778 725 672 619 565 511
18 456 401 345 289 230 175 117 59 0 —59
го8РЬ S04pb 0.0 0.1 0,2 0.3 0,4 0,5 0.6 0,7 0,8 0,9
32 3215 3173 3133 3089 3047 3005 2962 2920 2878 2835
33 2792 2750 2707 2664 2621 2578 2534 2491 2448 2404
34 2360 2317 2273 2229 2185 2141 2097 2052 2008 1964
35 1919 1874 1829 1785 1740 1695 1649 1604 1559 1513
36 1468 1422 1376 1330 1284 1238 1192 1145 1099 1052
37 1006 952 912 865 818 771 723 676 629 581
38 533 485 437 389 341 293 244 195 147 92
39 49 0 —49 —98 -148 — 197 —247 —297 —347 —397
Т а б л и ц а 315
Таблица значений модельного свинцового возраста для случая одностадийной
эволюцииг изотопного состава свинца
Модельный возраст, 10° лет Наклон первичных изохрон, wpb/=°*pb — 10,294 10.,pb/ao<pb »”Pb/2»‘Pb s'-8Pb/-'“,Pb
’«Pb/^'Pb — 9,307
0,0 0,56903 18,773 15,681 38,736
100 *0,57741 18,624 15,674 38,555
200 0,58612 18,472 15,666 38,373
300 0,59520 18,317 15,657 38,191
400 0,60466 18,160 15,647 38,007
500 0,61451 18,001 15,636 37,822
600 0,62479 17,839 15,625 37,637
700 0,63551 17,675 15,612 37,450
800 0,64670 17,508 15,597 37,263
900 0,65838 17,338 15,582 37,074
1000 0,67059 17,166 15,564 36,885
1100 0,68335 16,991 15,545 36,695
1200 0,69669 16,813 15,524 36,504
1300 0,71064 16,633 15,500 36,312
1400 0,72525 16,450 15,474 36,119
416
Продолжение табл. 315
Наклон первичных
Модельный изохрон, »epb/«"*pb
возраст, 10*' лет ао?РЬ/*»РЬ— 10.294 2»«PbMiPb 2^Pb,3,.‘Pb
2ЛРЬ/2МРЬ — 9,307
1500 0,74054 16,264 15,446 35,925
1600 0,75656 16,075 15,414 35,730
1700 0,77336 15,883 15,379 35,534
1800 0,79098 15,688 15,341 35,337
1900 0,80946 15,490 • 15,299 35,139
2000 0,82886 15,289 15,252 34,940
2100 0,84923 15,084 15,200 34,740
2200 0,87064 14,877 15,143 34,539
2300 0,89315 14,666 15,081 34,337
2400 0,91682 14,452 15,011 34,135
2500 0,94173 14,235 14,935 33,931
2600 0,96796 14,014 14,850 33,726
2700 . 0,99559 13,790 14,757 33,520
2800 1,02471 13,562 14,654 33,313
2900 1,05541 13,331 14,541 33,105
3000 1,08779 13,096 14,416 32,896
3100 1,12197 12,858 14,278 32,686
3200 1,15807 12,615 14,125 32,475
3300 1,19619 12,369 13,957 32,263
3400 1,23649 12,120 13,772 32,050
3500 1,27910 11,866 13,567 31,836
3600 1,32419 11,608 13,341 31,621
3700 1,37190 11,346 13,092 31,404
3800 1,42243 11,080 12,816 31,187
3900 1,47595 10,810 12,513 30,968
4000 1,53267 10,536 12,178 30,740
Модель Холмса — Гаутерманса предполагает, что любой
свинец образовался как радиогенная добавка к первичному
свинцу, который по своему изотопному составу равен свинцу
железных метеоритов — наименее радиоактивных тел Солнеч-
ной системы. Расчет возраста производится по уравнению
у — b 1 / еХа<0 —еХа< \
х — 137,7 ех‘“ —ew /’
где х=206РЬ/204РЬ и у=207РЬ/204РЬ— изотопные отношения
в исследуемом образце; а и b — те же отношения в первичном
свинце; Хг и Xj — константы распада соответственно 235U, 238U;
со — возраст Земли; t — возраст исследуемого минерала.
Неопределенность вычисления возраста возникает в связи
с принятием изотопного состава первичного свинца как свинца
с изотопным составом метеорита Каньон Диабло. Отсюда воз-
никает неопределенность в определении возраста Земли, кото-
рый в данной модели принимается 4560 • 106 лет.
14 Заказ № 639 4] 7
Метод Расселла — Фаркуара — Камминга основан на пред- ?
положении, что в недрах земли, которые являются источником
рудного свинца, соотношения Pb/U/Th хорошо перемешаны, об-
разуя некоторый гомогенный источник, в котором указанные
элементы изменяют в течении геологического времени свои
количества только в результате радиоактивного распада. При
этом расчет возраста производится по уравнениям:
х = a— 137,7V (ew —1);
y=b — V(ew — 1);
z-_=c —W (ew), ;
где x, у, z — изотопные отношения в рудном свинце, соответ- 1
ственно 206Pb/204Pb, 207Pb/204Pb, 208РЬ/204РЬ, а, Ь, с — эти же со- |
отношения в современном свинце; V = 235U/204Pb и W= |
= 232Th/204Pb — в первичной системе — литосфере. 1
В модели Э. Канасевича, Б. Дое и Дж. Стейси использован ]
тот же принцип, что и в предыдущей модели, но с несколько •
иными параметрами. Так, отношения 238U/204Pb, 232Th/204Pb 1
приняты равными соответственно 9,58 и 36,5 и <о = 4570- 10е лет. j
Изотопный состав свинца из пород и различных месторож- 1
дений помогает решать ряд генетических вопросов, связан- |
ных с происхождением пород, месторождений, выяснять источ- |
ник металлов и время формирования соответствующих мине- I
ральных ассоциаций (табл. 312). Вопросы эти отчасти рассмот- |
рены в работах [10, 27, 18, 28]. Вычисление возраста по трем I
указанным моделям производится по таблицам 313—315. 1
КАЛИЙ-АРГОНОВЫЙ МЕТОД 1
Калий-аргоновый метод основан на радиогенном накопле- |
нии аргона в калиевых минералах или минералах и породах, |
содержащих калий в виде примеси. Источником радиогенного 1
аргона является радиоактивный изотоп' калия 40К. Большая 1
часть его (~89%) превращается путем р-распада в 40Са, ос- |
тальная часть путем электронного захвата переходит в аргон. 1
Аргоновый метод был разработан Э. К- Герлингом в Ленин- 1
граде и получил широкое распространение. Для вычисления воз- |
раста используется формула 1
— = А._ |е(Ч+М‘_J], I
<»К 1г + Хэ 1 р 1
где Ze — константа электронного захвата 40К; Ц—константа I
p-распада 40К; t — возраст минерала; 40Аг/40К — отношение изо- 1
топов радиогенного к радиоактивному. Вычисление возраста I
в настоящее время производится по заранее составленным гра- |
418 ]
Т а б л и ц а 316
Вычисление возраста по отношению 40Аг/40К. По Э. В. Соботовичу и др.
«Аг/мК Воз- раст, 108 лет ’°Аг/,0К Воз- раст, 10е лет “Аг/юК Воз- раст, 10е лет *°Аг/"К Воз- раст, 10° лет
0,0000142 1 0,0012077 85 0,0044117 310 0,0078406 550
0,0000284 2 0,0012788 90 0,0045543 320 0,0079837 560
0,0000426 3 0,0013499 95 0,0046970 330 0,0081268 570
0,0000568 4 0,0014210 100 0,0048397 340 0,0082843 580
0,0000710 5 0,0015632 НО 0,0049824 350 0,0084132 590
0,0000852. 6 0,0017055 120 0,0051251 360 0,0085564 600
0,0000994 7 0,0018477 130 0,0052678 • 370 0,0086996 610
0,0001136 8 0,0019900 140 0,0054106 380 0,0088429 620
0,0001278 9 0,0021323 150 0,0055534 390 0,0089861 630
0,0001420 10 0,0022746 160 0,0056962 400 0,0091294 640
0,0002130 15 0,0024169 170 0,0058390 410 0,0092727 650
0,0002840 20 0,0025593 180 0,0059818 420 0,0094161 660
0,0003551 25 0,0027016 190 0,0061247 430 0,0095594 670
0,0004261 30 0,0028440 200 0,0062676 440 0,0097028 680
0,0004971 35 0,0029864 210 0,0064105 450 0,0098462 690
0,0005682 40 0,0031289 220 0,0065534 460 0,0099896 700
0,0006392 45 0,0032713 230 0,0066963 470 0,0101330 710
0,0007103 50 0,0034138 240 0,0068393 480 0,0102764 720
0,0007813 55 0,0035563 250 0,0069823 490 0,0104199 730
0,0008524 60 0,0036988 260 0,0071253 500 0,0105634 740
0,00092234 65 0,0038414 270 0,0072683 510 0,0107069 750
0,0009945 70 0,0039839 280 0,0074113 520 0,0108504 760
0,0010656 75 0,0041265 290 0,0075544 530 0,0109940 770
0,0011366 . 80 0,0042691 300 0,0076975 540 0,0111376 780
0,0112811 790 0,0151659 1060 0,0190655 1330 0,0244337 1700
0,0114248 800 0,0153100 1070 0,0192102 1340 0,0247247 1720
0,0115684 810 0,0154542 1080 0,0193549 1350 0,0250158 1740
0,0117121 820 0,0155984 1090 0,0194997 1360 0,0253069 1760
0,0118557 830 0,0157426 1100 0,0196445 1370 0,0255981 1780
0,0119994 840 0,0158869 1110 0,0197893 1380 0,0258895 1800
0,0121431 850 0,0160311 1120 0,0199341 1390 0,0261809 1820
0,0122869 860 0,0161754 ИЗО 0,0200789 1400 0,0263266 1830
0,0124306 870 0,0163197 1140 0,0202238 1410 0,0264723 1840
0,0125744 880 0,0164641 1150 0,0203687 1420 0,0267639 1860
0,0127182 890 0,0166084 1160 0,0205136 1430 0,0270555 1880
0,0128620 900 0,0167528 1170 0,0206585 1440 0,0273473 1900
0,0130058 910 0,0168972 1180 0,0208034 1450 6,027391 1920
0,0131497 920 0,0170416 1190 0,0209484 1460 0,0279310 1940
0,0132936 930 0,0171860 1200 0,0210934 1470 0,0282229 1960
0,0134375 940 0,0173304 1210 0,0212384 1480 0,0285150 1980
0,0135814 950 0,0174749 1220 0,0213834 1490 0,0288071 2000
0,0137253 960 0,0176194 1230 0,0215285 1500 0,0302691 2100
0,0138693 970 0,0177639 1240 0,0216735 1510 0,0317331 2200
0,0140133 980 0,0179085 1250 0,0218186 1520 0,0331992 2300
0,0141573 990 0,0180530 1260 0,0219637 1530 0,0346674 2400
0,0143013 1000 0,0181976 1270 0,0221089 1540 0,0361376 2500
0,0144453 1010 0,0183422 1280 0,0222540 1550 0,0376100 2600
0,0145894 1020 0,0184868 1290 0,0223992 1560 0,0390845 2700
0,0147335 1030 0,0186314 1300 0,0225444 1570 0,0405610 2800
0,0148776 1040 0,0187761 1310 0,0229801 1600 0,0420397 2900
0,0150217 1050 0,0189208 1320 0,0237066 1650 0,0435204 3000
14* 419
фикам и таблицам. Примером является табл. 316. В настоящее
время Международной комиссией по геохронологии были пред-
ложены следующие значения констант распада калия:
Хр = 4,962 • 10-10 лет-1,
ке = 0,581-10-10 лет-1.
В последнее время получил распространение метод датиро-
вания по отношению 40Аг/э9Аг. Сущность метода заключается
в tqm, что в ядерном реакторе при облучении потоком быст-
рых нейтронов в образце по реакции 39К(щ р) образуется изо-
топ жАг, который можно использовать для определения возра-
ста К-Аг методом, поскольку его количество функционально свя-
зано с количеством калия.
КАЛИЙ-КАЛБЦИЕВЫЙ МЕТОД
Основан на радиоактивном превращении 40К в 40Са. Однако
широкое распространение и рассеяние кальция в биосфере, со-
стоящего на 96,97 % из изотопа 40Са, мешает выделить ту часть
кальция в минерале, которая действительно является радио-
генной.
При вычислении возраста минералов по накоплению радио-
генного кальция используется уравнение следующего вида:
_ [e(V»s)1 — 11
«К +
где Ке и Ар-—соответствующие константы распада, t — возраст.
До настоящего времени калий-кальциевый метод применялся
в единичных случаях. В СССР впервые были получены поло-
жительные результаты Н. И. Полевой в 1956 г. для сильвинов
с одновременным применением аргонового метода:
По отношению к калиевым минералам изверженных горных
пород применение кальциевого метода затруднено сильным
влиянием постороннего кальция. Для устранения влияния этого
первичного кальция на конечный результат данные измерений
одного и того же объекта, но по разным фракциям наносятся
на график с координатами 40К/44Са (горизонтальная ось) и
40Са/44Са (вертикальная ось). Точки, нанесенные на график,
позволяют построить по ним линию — изохрону. Изохрона об-
разует с горизонтальной осью координат угол а, который яв-
ляется функцией возраста и равен отношению 40СаРад/40К.
При этом способе обработки влияние постороннего, нерадио-
генного, 40Са исключается. Этот метод расчета возраста был
использован Л. Н. Овчинниковым и С. Н. Вороновским при
датировке возраста древних гранитов.
420
РУБИДИЙ-СТРОНЦИЕВЫЙ МЕТОД
Основан на радиоактивном распаде изотопа рубидий-87 и
превращении его в радиогенный изотоп стронция 87. Природ-
ный рубидий состоит из двух изотопов с массами 85 и 87 с от-
носительным распространением соответственно 72,15 % и
27,85 %- Изотоп 85Rb является стабильным. Стронций состоит
из четырех стабильных изотопов с распространенностью, %:
84Sr = 0,56,
885г=9,86,
87Sr = 7,02,
88Sr = 82,56.
Рубидий-87 распадается очень медленно с периодом полу-
распада 4,88-1010 лет, что соответствует константе
1,42 • 10~” лет-1, которая применяется в настоящее время по
рекомендации Международной комиссии по геохронологии.
Изотопные отношения, которые используются при масс-спек-
трометрических измерениях, таковы: 86Rb/87Sr = 2,59265,
86Sr/86Sr = 0,l 194, 84Sr/86Sr = 0,056584.
В породе или минерале находится первичный стронций, ко-
торый должен быть учтен при геохронологических исследова-
ниях. Согласно радиоактивному распаду рубидия, мы можем
написать:
(87Sr)0 = (87Sr)p4-87Rb (ew—• 1),
где 87Rb — современное количество радиоактивного рубидия
в минерале или породе, (87Sr)0— общее количество стронция,
(87Sr)p — первичный стронций, находящийся в системе до на-
копления радиогенного стронция. Результаты анализов масс-
спектрометрических измерений выражаются в изотопных отно-
шениях:
[87Sr/8eSr]0 = [87Sr/8eSr]p4- [87Rb/8eSr] (ew— 1).
Вычисление возраста по этому уравнению основано на по-
ложении, что количество рубидия в разных частях пород или
минеральных фракциях разное. Следовательно, в этих фрак-
циях за геологическое время накапливаются разные количе-
ства радиогенного стронция. Но при этом отношение радио-
генного стронция к радиоактивному рубидию будет отражать
геологический возраст. Полученные масс-спектрометрическим
методом изотопные отношения 87Sr/86Sr и 87Rb/86Sr в мине-
ральных фракциях наносятся на график с соответствующими
координатами. Точки ложатся на одну прямую линию, которая
представляет собой изохрону. Изохрона образует угол а
с осью абсцисс. Тангенс этого угла равен
. _ 87Sr/85Sr __ 87Sr
ga— 87Rb/86Sr ~ 87Rb
и представляет собой отношение, по которому легко вычислить
возраст. Пример такого построения показан на рис. 57. На
421
Рис. 57. Изохрона возраста пород,
построенная согласно отношениям
87Sr/86Sr и 87Rb/86Sr для древнего
гранита
этом рисунке изохрона построена на основании определения
изотопных отношений в пяти пробах гранита.
Методом изохрон легко вычислить возраст, если в образ-
цах отсутствует миграция рубидия и стронция. В этом случае
порода представляет собой замкнутую геохимическую систему.
Если за время существования породы происходила миграция
радиоактивного вещества и продукта его распада, то на гра-
фике это отразится в рассеянии точек, что устраняет возмож-
ность построения изохроны и получения правильного возра-
ста. В естественных условиях наблюдается как оптимальная
сохранность рубидия и стронция, так и их миграция. Метод
изохро^. позволяет одновременно выяснить пригодность мате-
риала для определения возраста рубидий-стронциевым ме-
тодом.
Метод нашел широкое применение для датировки возраста
докембрийских пород — преимущественно гранитоидов и их ми-
неральных фракций.
САМАРИЙ-НЕОДИМОВЫЙ МЕТОД
*
Метод разработан сравнительно недавно Д. де Паоло и
Г. Вассербургом в США. Он основан на а-распаде l47Sm и пре-
вращении его в 143Nd. Радиоактивного изотопа 147Sm в природ-
ном самарии 14,97%, l43Nd в естественном неодиме 12,7 %.
Оба элемента относятся к группе редкоземельных (лантани-
дов), имеют почти одинаковые геохимические свойства и
встречаются совместно в одних и тех же минералах. Возраст
минеральных образований, содержащих самарий, можно вы-
числить по уравнению
Г 14*Nd 1 г 14*Nd I 147Sm . u
1144Nd ] L 144Nd Jp + 144Nd
422
Г 143 Nd "1
где 144N~d j—измеренное отношение изотопов неодима в иссле-
г 143JJJ -1
дуемой пробе; ------- — первичный изотопный состав нео-
Р 147Sm
дима в момент образования минерала; —отношение,
измеренное в пробе; t — возраст минерала или породы. В даль-
нейшем полученные данные обрабатываются методом построе-
ния изохрон. Изохрона строится по полученным точкам, и ее
наклон к оси абсцисс соответствует определенному возрасту,
а точка пересечения с осью ординат (на которой отложены от-
ношения 143Nd/144Nd) соответствует первичному отношению изо-
топов 143Nd/144Nd. Постоянная распада а самария-147 равна
6,537 • 10-10 лет-1, что соответствует периоду полураспада Т=
= 1,06-10” лет. Такая медленная скорость распада приводит
к очень малому накоплению радиогенного изотопа 143Nd, что
требует исключительно чувствительных и точных аналитических
определений. Самарий-неодимовый метод имеет преимущество
перед другими методами. Оно состоит в том, что родоначаль-
ный и радиогенный изотопы по своим геохимическим свойст-
вам чрезвычайно близки, и их миграция практически происхо-
дит в одинаковой степени, не нарушая радиоактивного равно-
весия в самой минеральной системе.
РЕНИЙ-ОСМИЕВЫЙ МЕТОД
Метод основан на p-радиоактивном распаде рения 187Re и
превращении его в изотоп осмия ,87Os. Рений относится к до-
вольно редким и рассеянным элементам земной коры. Значи-
тельные его концентрации довольно редки — максимальная
(2—3 %) обнаружена в минералах молибденита. Молибдениты
встречаются в кварцевых рудных жилах и отдельных пегмати-
тах, в которых первичный осмий практически отсутствует. Та-
ким образом, в молибденитах накапливается только радиоген-
ный осмий. Возраст молибденитов вычисляется по отношению
,870s/187Re с использованием формулы
18'OS
187 Re
Рений-осмиевый метод применяется довольно редко. Это
связано с тем, что скорость распада рения низкая и константа
распада определена с небольшой точностью. В перспективе
рений-осмиевый метод при дальнейшей разработке может дать
ценные результаты при датировке возраста рудных месторож-
дений.
423
ВОЗРАСТ МЕТЕОРИТОВ
Наиболее пригодными для определения возраста методами
ядерной хронологии оказались каменные метеориты. Они в из-
меримых количествах содержат торий, уран, калий, рубидий,
самарий. Поэтому их возраст можно определять разными мето-
дами. Что касается железных метеоритов, то из-за содержания
в них ничтожного количества радиоактивных элементов возмож-
ности применения к ним геохронологических методов довольно
ограничены. Некоторый выход из положения дают мелкие сили-
катные включения в железных метеоритах, которые пригодны
для датировки калий-аргоновым и рубидий-стронциевым ме-
тодами.
Впервые в СССР для определения возраста каменных ме-
теоритов был применен Э. К. Герлингом аргоновый метод. Ре-
Табл н ц а 317
Возраст метеоритов по данным разных методов
Метеориты Возраст, млн. лет
2о7рь/аоврь "’Sr/”Pb "Аг/4“К
Хондриты
Форест-Снтн 4500 4700 4670
Модок 4420 — —
Саратов 4640 — —
Кунашак 4530 — >3800
Елен<^вка 4420 — >4000
Холбрук 4660 — 4400
Ричардтон 4560 — >4150
Алленде 4560 4570 4550
Абн 4580 — —
Сан-Севернн 4550 — —
Лост-Снтн — 4680 >4100
Ахондриты
Нуево-Ларедо 4570 >3600
Нортон-Каунтн * 4500 4700 4500
Пасамонте 4530 4540 >3800
Иовинас ___ 4570
Ангра-дос-Ренс 4550 4620 —
Ибнтнра — 4570 —
Железные метеориты
(по силикатным включениям)
Викеру — 4500 4560
Толука —_ 4600 4540
Фор-Корнерс —_ . 4500 4640
Г уарена — 4560 —
Кол омера — 4560 —
424
зультаты измерений по аргону показывают, что возраст брон-
зитовых и энстатитовых хондритов 4600—4200 млн. лет, а угли-
стых и других хондритов — 4400—4200 млн. лет.
Сравнительно позже к метеоритам стал применяться руби-
дий-стронциевый метод. В настоящее время возраст метеорит-
ных образцов определен разными методами. Основные резуль-
таты определений представлены в табл. 317.
ВОЗРАСТ ЗЕМЛИ
Возраст Земли как планеты не может быть меньше возра-
ста древнейших горных пород земной коры, которые являются
в геологической истории вторичными образованиями, и больше
возраста тяжелых изотопов земного вещества (~5,5 млрд,
лет), которые синтезировались в космических условиях. По
геологическим данным древнейшие горные породы Земли зале-
гают в пределах докембрийских щитов. Радиологические дан-
ные показывают, что самые древние минералы и горные по-
роды имеют возраст не менее 3500 млн. лет. Наиболее сущест-
венные результаты определения возраста древних пород по
разным методам показаны в табл. 318.
Расчеты возраста Земли основаны главным образом на об-
работке данных свинцово-изотопных отношений в земной коре
и метеоритах. Обработка этих данных и разные методы рас-
Таблица 318
Возраст древнейших минералов и горных пород по данным разных методов
Минерал, порода, местонахождение Метод Возраст, млн. лет
Гнейс, Геброн, Канада 8’Sr/8’Rb 3600±70
Циркон из гнейса, Мортон 207pb/2°«pb 3500
Гнейсы, Викан, Северная Норвегия 2°7pb/2°epb 3460+70
Гнейсы, Хинан, КНР ’«Nd/K’Sm 3600
Серия Онвервахт, Южная Африка 8’Sr/8’Rb 3440
Гнейсы, блок Йилгарн, Западная { 8’Sr/8’Rb 3348+43
Австралия | 143Nd/U7Sm 3510—3630
Вулканогенные зеленокаменные по- роды, блок Пилбара, Западная Ав- 2°7pb/2°6pb 3452+ 16
стралия Кристаллические породы района ( 87Sr/8’Rb 3800+100
Исуа, Западная Гренландия Детритовый циркон из архейских | 207pb/20Spb 3810
2O7pb/2oepb 4100—4200
песчаников, г. Нарейр, Западная Ав- стралия
Примечание. Возраст приведен по данным Г. В. Войткевича, В. А. Рудника ,
Э. В. Соботовнча, W. Compston н др.. Huang Xuan, Bi-Ziwei, D. J. De-Paolo.
425
207. /204
Рв/ Ре
Рис. 58. Изохроны воз-
раста Земли и метеори-
тов согласно отношени-
ям М7РЬ/2МРЬ И 206РЬ/
204pb
Эон Эра Период Эпоха Возраст, млн лет Северная Скандинавия СССР ЗАПАД
Фанерооои Палеозой скал (Р2| Кембрии ский (£) Керфай (СгП Брайвик Т оммот
Стаппутиеде Мортенсиес' Ньюберг Смалфиорд Вестертана
>х 3 а V Q С (*>R| PRj - (’1900 - PR, In Синийская 1 Бендг-.кии IV) □дикарская Ed
Венд 680
Варангская Va-
Стерте кии (U) Танафиорд Кудаш о - 700 Каратау | 1 «3 — 1050 — Юрматин r2 — 1350- Бурзяы R. 1650 - 1900- | | 2300- — 2600-1 Беломорский Кггархейский
ВАДС 8Ю-
|э Рифеискич | я, R, Юрматин <v> кий I 4Й 1 - 2100 г- 2400 - 2630 - 2800 - 3060 -3800
R, Бурзянск (В)
PR, Гуронская (Н) Рэндская*’'***''* (Rani
25» (АЯ) ARj - И 2900- ar2 - (’13500 - AR,
£ Sw)
Исуанская^
X адская (Hde)
Рис. 59. Подразделения докембрия
426
чета проводились В. И. Барановым, А. П. Виноградовым и дру-
гими исследователями. Эти расчеты показали, что возраст
Земли находится в интервале значений 4500—4600 млн. лет,
что совпадает с возрастом метеоритов по разным методам. Изо-
хронный способ выражения возраста Земли представлен на
рис. 58.
ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКАЯ ШКАЛА
Геохронологическая шкала представляет собой шкалу гео-
логического развития земной коры. На ней длительность от-
дельных геологических эр и периодов выражается обычно
Центральный
Китай
Майшуцунь
800
Австралия
Хаукар
Вильпена
Наньто
Умбер
Ланьто
Деньин
Доушаиьто
Цзиибаикоу
1000
Цэисянь
Нанькоу
Чанчен
1800
футо
Утай
2600
Даиыаэи
Кяньси
3800—1
Южная
Африка
(фиш Ривер)
Нама
Г арип
Канада
|Г еологическая
служба)
Г адриний
США
(Геологи
чвская
служба)
800
Возраст,
млн.
лет
570
600
700-1
800
Бурра
(Биттер-
Спринг)
Каллана
1400
Карпентарийский
1800
Нуллагинский
2300
2630
Носиб
1800
Уотербери
2070
Трансвааль
Грнкваленд
Запад
Шамаайский
2800
^булаваискии
I 3060
Модис
Фиг-Три
Веитерсдорп
витеатерсранд
Доминион Риф
Понгола
1000 -4
(Нео )
Г еликии
(Палео )
1800
М
Эфебии -
2500
ARj
2900
AR:
3400
Себаквий
(Пре Об)
3750
(Пре Она)
16 ОС
2500
900
1000
2000
2500
3000
3500
4000
%
3
Е
Z
W
(Зимбабве) (Южная
>4600'
427
Таблица 319
Геохронологическое деление докембрия. По А. Тугаринову, Г. В. Войткевичу
Эра Деление Возраст, млн. лет Тектономагматнче- ский цикл
Общее Частное (преиму- щественно для платформ)
Протеро- зойская Поздний докембрий Поздний рифей 630+30 1000+ 100 1400+100 1750+100 1900+ 100 2600+100 3000+ 100 3500+100 3800+100 Возраст Земли 4550+ 100 Катангский Гренвильский Медвежьеозерный Карельский — Свекофеннский Беломорский Шамваянский Кольский Белозерский Древнейший маг- матизм
Средний рифей
Ранний рифей
Средний докембрий Преимущественно фундамент древ- них платформ
Архейская г Ранний докембрий Преимущественно древние ядра щи- тов
Древний докембрий Единичные участ- ки древней зем- ной коры
в миллионах лет. Большое значение построению шкалы прида-
вал В. И. Вернадский, который отмечал, что введение число-
вого измерения геологического времени является решительным
шагом в геологию будущего.
Докембрий занимает большую часть истории Земли и по-
этому заслуживает особого внимания. К 1970 г. советские уче-
ные пересмотрели и систематизировали геохронологические
данные, всех материков, где развиты декембрийские формации.
Было выяснено, что наиболее крупные тектономагматические
эпохи докембрия отмечаются возрастом 2000—1800 млн. лет и
2700—2500 млн. лет. Подразделение докембрия по тектономаг-
матическим циклам, которые выражены обилием магматиче-
ских и метаморфических пород, представлены в табл. 319. Дру-
гие предложенные подразделения докембрия показаны на
рис. 59 согласно данным У. Б. Харленда, А. В. Кокса и др.
428
Общая
шкала
сраяерозой
Кайнозой
палео-
магнитная
шкала
X ЮлетРай-»°И-й-
Мезозой
* 1О4лет:
Неоген
----------
Палеоген \
*1О^лет
Плейстоцен
*10 лет -
0,5-
Палеозой
Плиоцен
0,5 -
Эпоха
Брюнеса
OJ
1,0-.
Венд
П оздний
рифей
-У\ ЮО-
Мел
Юра
Ю-
1,0 -
Миоцен
Эпоха
Мату-
fl мы
Средний
рисрей
1,5-
1,5-
Ранний
рифей
2,0-
Средний
докемб-
рий
2,5-
\200f
Триас
Пермь
300-
Карбон
400-.
Девон
Силур
20-
20-
Олигоцен
2,5-
3,0 7
Эпоха
Гаусса
40-
3,5-
0>
i
30-,
Эоцен
3,0-
Ранний
докемб-
рий
(Архей)
| 500-
Ордовик
50-
Кембрий
4,0-
Эпоха
Джиль-
берта
' 3,5-
4,0-
. Древний
докемб-
рий
600-
Венд
60-
- Палеоцен
4,5-
5,0-
Рис. 60. Шкалы геологического времени истории Земли в разных масштабах
Для фанерозоя выполнена огромная работа по составлению
шкалы, начатая еще А. Холмсом. Применение аргонового и
стронциевого методов позволило датировать осадочные породы,
которые хорошо выражены стратиграфически и охарактеризо-
ваны палеонтологически. Шкалы разного масштаба показаны
на рис. 60.
429
Глава XIV
ГЕОХИМИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ ПОИСКОВ
ОБЩИЕ ПОЛОЖЕНИЯ
В связи с быстрым развитием геохимии возрос уровень при-
кладных геохимических исследований. Одним из существенных
прикладных направлений является разработка и внедрение
в практику геологоразведочных работ методов поисковой гео-
химйи. Уже в начале нашего столетия основополагающие ра-
боты в этом направлении были проведены В. М. Гольдшмид-
том, В. И. Вернадским, А. Е. Ферсманом.
В основе геохимических поисков лежит всеобщий закон рас-
сеяния элементов В. И. Вернадского. Из него вытекает, что
в любом геологическом объекте или геохимической системе со-
держатся все химические элементы таблицы Менделеева. Од-
нако одни элементы обнаруживаются в больших концентра-
циях, а другие — в ничтожно малых. Миграция элементов
в геохимических системах приводит к рассеянию одних и кон-
центрации других. Она зависит от геохимических свойств ато-
мов и свойств самих систем.
Каждая геохимическая система в земной коре характеризу-
ется определенным уровнем среднего содержания элемента и
может быть описана соответствующим кларком. В ральной гео-
.логической обстановке — статистически рассчитанной величи-
ной среднего содержания элемента, отличающегося низким
уровней вариации и дисперсии. Например, геофон рудовме-
щающей породы — это некоторый усредненный нормативный
(нормальный) уровень содержания элементов, характеризую-
щий их первичное распределение без участия рудного процесса,
т. е. геофон геохимических систем рассчитывается за преде-
лами влияния рудного процесса, исходя из статистически пред-
ставительной выборки.
Аномалия — это,любое отклонение от нормы (геофона) гео-
химической системы в большую или меньшую сторону. При-
чем в наиболее простой форме коэффициент аномальности рас-
считывается, исходя из зависимости
К = Со/Сф,
где К — коэффициент аномальности; Со — концентрация эле-
мента в ореоле; Сф — фоновое содержание элемента.
Поскольку концентрация элемента в геохимической системе
изменяется стохастически, то применение статистических при-
емов для оценки средних величин обязательно. Это еще дик-
туется соображениями выделения слабых геохимических ано-
малий.
430
При расчете геохимического фона необходима выборка не
'менее 100—250 проб. Вся выборка разбивается на 10—15 ин-
тервалов содержаний для получения необходимого количества
точек при построении соответствующего графика распределе-
ния случайных величин. В практике обычно пользуются при-
ближенной формулой расчета:
K = XmaX-Xmin/l+3,21g2V,
где X— величина интервала; N — количество проб; Хтах —
максимальное и Xmin — минимальное содержание элемента
в выборке.
Среднее значение интервала Х(=1/2(ХШах — Xmln) представ-
ляет собой полусумму его границ.
Относительная частота интервала Wi % представляет част-
ное от деления числа проб одного интервала п, на общее число
проб в выборке:
Wi = nilN-\GG.
Кривую распределения относительных частот проверяют, ка-
кому закону она соответствует. В практике геохимических по-
исков эта операция сводится к проверке нулевой гипотезы нор-
мального распределения. Если эта гипотеза оказывается несо-
стоятельной, то кривую распределения подвергают проверке по
логнормальному закону. Обычно случайные величины в геохи-
мической выборке подчиняются либо нормальному, либо лог-
нормальному законам. Второй случай (для микрокомпонентов
геохимической системы) встречается наиболее часто. Для мак-
рокомпонентов распределение чаще всего соответствует нор-
мальному закону.
Считается, что распределение соответствует нормальному за-
кону, если справедливы неравенства
4/д/Р3.
где А — асимметрия, численно характеризующая меру скошен-
ности кривой распределения относительно средней величины;
Е — эксцесс, численно характеризующий меру крутизны кри-
вой распределения. Величина Л = и1з/53, где /Из — выборочный
момент третьего порядка, 5 — среднеквадратичное отклонение,
которое рассчитывается как
Vw _
£(xf— xp/N — 1 ,
а x)W —1
i=i.
431
представляет собой дисперсию. Выборочная дисперсия S2 и
среднеквадратичное отклонение S являются мерой рассеяния и
отклонения содержания элемента в выборке вокруг математи-i
ческого ожидания, называемого средней величиной X.
Для сгруппированной выборки
Sz = £(Xi—x)2n{/N — l,
1=1___________________
где х — среднее содержание гго интервала, для сгруппирован-
N
- Xi + X, + . . .Х„ 1 = 1
ных данных х=-----——--------; nt-— количество сгруп-
N N
пированных интервалов групп в выборке.
Выборочный момент третьего прядка т3 рассчитывается по
n _
У. (Xi — х)3
формуле: т3 = —— -----, а в случае сгруппированной выборки:
N
У (xi — х)3 т
:_1
Величину эксцесса вычисляют следующим образом:£ = ,
где т4—выборочный момент четвертого порядка; т4 =
N X
= , а в случае сгруппированной выборки mt =
У (Xi — х)* гц
N
При несоблюдении хотя бы одного из двух неравенств ну-
левая гипотеза о нормальном распределении отвергается, и
выборку подвергают проверке соответствия ее логнормальному
распределению. Для этого рассчитывают величины А и Е:
N
У (1g Xi — 1g х)3
л т-3 , _ >=1
N _
У (1g Xi — 1g х)‘
i=l
432’
В случае сгруппированной выборки:
м
т3 --- Е (1g х,— lgx)3n(;
1=1
ЛГ
т3 Е ('g xi lg *)4 n>/A\
;_______i
где Igx— среднее арифметическое логарифмов содержаний,
Е
рассчитанное как 1g х —
интервала сгруппированной
ное отклонение логарифмов
lg Xj— среднее логарифмов ьго
выборки; 5ig — среднеквадратич-
содержаний, рассчитывается как
в случае сгруппированной вы-
(lg*i — 1g х)2 Щ
борки 5lg=
Считается, что исследуемая выборка соответствует логнор-
мальному закону, если соблюдаются неравенства:
Л^/д/бЖ < 13|;
Е1е/2д/бЖ < |3|.
Таким образом, основными параметрами, характеризую-
щими случайное распределение содержаний элементов в различ-
ных геохимических системах, являются среднеквадратичное от-
клонение, дисперсия, асимметрия и эксцесс.
Зная закон распределения случайных величин в выборке,
приступают к определению геохимического фона Сф. Строго
говоря, геофон определяется с заданной вероятностью. Для
нормального закона
Сф = х ± qS.
Для логнормального Сф=^х±<?51е, где q — коэффициент,
учитывающий значение t — критерия Стьюдента с той же ве-
роятностью расчета (табл. 320).
Определив значение фона в той или иной выборке геохими-
ческой системы, рассчитывают минимальный порог аномальных
содержаний. Для нормального закона Са = Сф + Зб, для лог-
нормального Са = Сф-е3.
433
Таблица 320
Критические значения i-критерия Стьюдента для трех уровней значимости (а)
6 Уровни значимости, % 6 а Уровни значимости, %
S X
о _• с 3 с я
си « 5 1 0,1 5 1 0,1
О'О Uc
1 12,71 63,66 18 2,10 2,88 3,92
. 2 : 4,30 9,92 31,60 19 2,09 2,86 3,88
3 3,18 5,84 12,92 20 2,09 2,85 3,85
4 2,78 4,60 8,61 21 2,08 2,83 3,82
5 2,57 4,03 6,87 22 2,07 2,82 3,79
6 2,45 3,71 5,96 23 2,07 2,81 3,77
7 2,37 3,50 5,41 24 2,06 2,80 3,75
8 2,31 3,36 5,04 25 2,06 2,79 3,73
9 2,26 3,25 4,78 26 2,06 2,78 3,71
10 2,23 ‘ 3,17 4,59 27 2,05 2,77 3,69
11 2,20 3,11 4,44 28 2,05 2,76 3,67
12 2,18 3,05 4,32 29 2,05 2,76 3,66
13 2,16 3,01 4,22 30 2,04 2,75 3,65
14 2,14 2,98 4,14 40 2,02 2,70 3,55
15 2,13 2,95 4,07 60 2,00 2,66 3,46
16 2,12 2,92 4,02 120' 1,98 2,62 3,37
17 2,11 2,90 3,97 1,96 2,58 3,29
При выделении наиболее слабых аномалий применимо вы-
ражение
Са =Сф + 38/-\Лй
для нормального закона и
Са = СфеЗ^
для логнормального закона, где т — число коррелирующих
аномальных точек в ореоле. К такому выделению аномалии
прибегают в случае оконтуривания рудных геохимических ано-
малий, которые, как правило, приурочены к благоприятным
геологическим структурам. Коррелируемость повышенных (ано-
мальных) содержаний по т смежным точкам в профилях гео-
химического опробования позволяет последовательно снижать
порог аномалий при /п=2, Зит. д., но не более 9, так как
в этом случае Са = Сф+8 или Са=Сф-е. При недостаточной
чувствительности спектральных анализов фон рассчитывается
как 0,5 минимальной величины содержаний, надежно выявляе-
мой спектральным анализом и определяющей порог его чув-
ствительности [25, 32].
Наиболее широкое распространение в практике геохимиче-
ских поисков получил метод графического исчисления фона
434
'I
(рис. 61) с определением
величины среднеквадра-
тичного отклонения, сте-
1 пени аномальности с тем
или иным уровнем зна-
чимости. Однако на гра-
фике накопленной часто-
сти некоторые точки мо-
гут отходить от осредня-
ющей линии. Для оценки
надежности установления
закона распределения
случайной величины
пользуются критерием
А. _____Н. Колмогорова
А// -у/ N/100 < 1,35, где
Рис. 61. Расчет фоновых и аномальных со-
держаний элемента с помощью вероятност-
ного трафарета
Аг/ —разность ординат
этой точки и соответ-
ствующей точки на ос-
редняющей прямой, %;
N — общее число проб
в выборке. Если самая далеко отстоящая от осредняющей пря-
мой точка соответствует неравенству, то закон распределения
случайных величин соответствует исследованному. При большом
разбросе эмпирических точек предварительно для каждой из
них строят отрезки Аг/тах = 135^п %, внутри которых на мини-
мальном удалении от эмпирических точек проводят осредняю-
щую прямую. Все параметры распределения определяют по ос-
редняющей прямой: среднее арифметическое с ординатой 50 °/о
при нормальном законе, при логнормальном — среднее арифме-
тическое логарифмов 1g х, среднеквадратичное отклонение 5
вычисляют как разность между абсциссой точки накопления
с ординатой 84,3 % к абсциссе точки с ординатой 50 %. Затем
определяют пороги аномалий с заданной вероятностью.
Для оценки точности среднего арифметического в матема-
тической статистике определяют вероятную ошибку:
±-K = ZS^N,
где ±Х — ошибка среднего арифметического, определенная
с заданной вероятностью; Z — аргумент нормированной функ-
ции Лапласа, изменяющийся в зависимости от заданной веро-
ятности (табл. 321); N — число проб в выборке.
Сравнение рядов распределения случайных величин (содер-
жаний) производится с целью определения общности или раз-
личия тех или иных геохимических образований в геохимиче-
ских системах. Чтобы сравнить среднее двух выборок, перво-
435
Таблица 321
1 с - '/2 J2
Значение функций Ф (г) = у— J е at
Z 0 1 2 3 1
0 0 0,0000 0,0040 0,0080 0,0120 0,0160
0 1 0,0398 0,0438 0,0478 0,0517 0,0557
О? 0,0793 0,0832 0,0871 0,0910 0,0948
0 3 0,1179 0,1217 0,1255 0,1293 0,1331
0 4 0,1554 0,1591 0,1628 0,1664 0,1700
0 5 0,1915 0,1950 0,1985 0,2019 0,2054
0 6 0,2258 0,2291 0,2324 0,2357 0,2389
0 7 0,2580 0,2612 0,2642 0,2673 0,2704
08 0,2881 0,2910 0,2939 0,2967 0,2996
0 9 0,3159 0,3186 0,3212 0,3238 0,3264
10 0,3413 0,3438 0,3461 0,3485 0,3508
1 1 0^3643 0,3665 0,3686 0,3708 0,3789
1*2 0,3849 0,3869 0,3888 0,3907 0,3925
1 3 0,4032 0,4049 0,4066 0,4082 0,4099
1 4 0,4192 0,4207 0,4222 0,4236 0,4251
15 0,4332 0,4345 0,4357 0,4370 0,4382
1 6 0,4452 0,4463 0,4474 0,4485 0,4495
1 7 0,4554 0,4564 0,4573 0,4582 0,4591
18 0,4641 0,4649 0,4656 0,4664 0,4671
1 9 0,4713 0,4719 0,4726 0,4732 0,4738
2 0 0,4773 0,4778 0,4783 0,4788 0,4793
2 1 0,4821 0,4826 0,4830 0,4834 0,4838
2 2 О'4861 0,4865 0,4870 0,4871 0,4875
2*3 О'4893 0,4896 0,4898 0,4901 0,4904
24 г 0,4918 0,4920 0,4922 0,4925 0,4927
2,5 О; 4938 0,4940 0,4941 0,4943 0,4945
Продолжение табл. 321
Z 5 6 7 8 9
0,0 0,1 0 2 f 0,0199 0,0239 0,0279 0,0319 0,0359
0,0596 0,0987 0,0636 0,1026 0,0675 0,1064 0,0714 0,1103 0,0754 0,1141
0 3 0,1368 0,1406 0,1443 0,1480 0,1517
0 4 0,1736 0,1772 0,1808 0,1850 0,1879
05 О'2088 0,2123 0,2157 0,2190 0,2224
0 6 0,2422 0,2454 0,2486 0,2518 0,2549
0 7 0,2734 0,2764 0,2794 0,2823 0,2852
0^8 0,9 1 0 0,3023 0,3051 0,3079 0,3106 0,3133
0,3289 0,3315 0,3340 0,3365 0,3389
0,3531 0,3554 0,3577 0,3599 0,3621
1,1 1,2 0,3749 0,3770 0,3790 0,3810 0,3830
0,3944 0,3962 0,3980 0,3997 0,4015
436
Продолжение табл. 321
Z 5 6 7 8 9
1,3 0,4115 0,4131 0,4147 0,4162 0,4177
1,4 0,4265 0,4279 0,4292 0,4306 0,4320
1,5 0,4394 0,4406 0,4418 0,4430 0,4441
1,6 0,4505 0,4515 0,4525 0,4535 0,4545
1,7 0,4599 0,4608 0,4616 0,4625 0,4633
1,8 0,4678 0,4686 0,4693 0,4700 0,4706
1,9 0,4744 0,4750 0,4756 0,4762 0,4767
2,0 0,4798 0,4803 0,4808 0,4812 0,4820
2,1 0,4842 0,4846 0,4850 0,4854 0,4857
2,2 0,4878 0,4881 0,4884 0,4887 0,4890
2,3 0,4906 0,4909 0,4811 0,4913 0,4916
2,4 0,4929 0,4931 0,4932 0,4934 0,4936
2,5 0,4946 0,4948 0,4949 0,4951 0,4952
Таблица 322
Критические значения двустороннего ^-критерия Фишера прн разных числах
степеней свободы (kr н k2) и уровнях значимости (а = 5 % — верхняя
строка и а = 1 % — ннжияя строка)
ki степени свободы для большей дисперсии
«2 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10
1 161 200 216 225 230 234 237 239 241 242
4052 4999 5403 5625 5764 5889 5928 5981 6022 6056
2 18,5 19,0 19,2 19,3 19,3 19,4 19,4 19,4 19,4 19,4
98,4 99,0 99,2 99,3 99,3 99,3 99,3 99,4 99,4 99,4
3 10,1 9,6 9,3 9,1 9,0 8,9 8,9 8,8 8,8 8,8
34,1 30,8 29,5 28,7 28,2 27,9 27,7 27,5 27,3 27,2
4 7,7 6,9 6,6 6,4 6,3 6,2 6,1 6,0 6,0 5,9
21,2 18,0 16,7 16,0 15,5 15,2 15,0 14,8 14,7 14,5
5 6,6 5,8 5,4 5,2 5,1 5,0 4,9 4,8 4,8 4,7
16,3 13,3 12,1 11,4 11,0 10,7 10,5 10,3 10,2 10,1
6 6,0 5,1 4,8 4,5 4,4 4,3 4,2 4,2 4,1 4,1
13,7 10,9 9,8 9,2 8,8 8,5 8,3 8,1 8,0 7,9
7 5,6 4,7 4,4 4,1 4,0 3,9 3,8 3,7 3,7 3,6
12,3 .9,6 8,5 7,9 7,5 7,2 7,0 6,8 6,7 6,6
8 5,3 4,5 4,1 3,8 3,7 3,6 3,5 3,4 3,4 3,3
11,3 8,7 7,6 7,0 6,6 6,4 6,2 6,0 5,9 5,8
9 5,1 4,3 3,9 3,6 3,5 3,4 3,3 3,2 3,2 3,1
10,6 8,0 7,0 6,4 6,1 5,8 5,6 5,5 5,4 5,3
10 5,0 4,1 3,7 3,3 3,2 3,1 3,1 3,0 3,0 2,9
10,0 7,6 6,6 6,0 5,6 5,4 5,2 5,1 5,0 4,9
11 4,8 4,0 3,6 3,4 3,2 3,1 3,0 3,0 2,9 2,9
9,9 7,2 6,2 5,7 5,3 5,1 4,9 4,7 4,6 4,5
12 4,8 3,9 3,5 3,3 3,1 3,0 2,9 2,9 2,8 2,8
9,3 6,9 6,0 5,4 5,1 4,8 4,7 4,5 4,4 4,3
437
Продолжение табл. 322
ki — степени свободы для большей дисперсии
ft. 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10
13 4,7 3,8 3,4 3,2 3,0 2,9 2,8 2,8 2,7 2,7
9,1 6,7 5,7 5,2 4,9 4,6 4,4 4,3 4,2 4,1
14 4,6 3,7 3,3 3,1 3,0 2,9 2,8 2,7 2,7 2,6
8,8 6,5 5,6 5,0 4,7 4,5 4,3 4,1 4,0 3,9
15 4,5 3,6 3,3 3,1 2,9 2,8 2,7 2,6 2,6 2,6
8,7 6,4 5,4 4,9 4,6 4,3 4,1 4,0 3,9 3,8
16 4,5 3,6 3,2 3,2 2,9 2,7 2,7 2,6 2,5 2,5
8,5 6,2 5,3 4,8 4,4 4,2 4,0 3,9 3,8 3,7
17 4,5 3,6 3,2 3,0 2,8 2,7 2,6 2,6 2,5 2,5
8,4 6,1 5,2 4,7 4,3 4,1 3,9 3,8 3,7 3,6
18 4,4 3,6 3,2 2,9 2,8 2,7 2,6 2,5 2,5 2,4
8,3 6,0 5,1 4,6 4,3 4,0 3,9 3,7 3,6 3,5
19 4,4 3,5 3,1 2,9 2,7 2,6 2,6 2,5 2,4 2,4
8,2 5,9 5,0 4,5 4,2 3,9 3,8 3,6 3,5 3,4
20 4,4 3,5 3,1 2,9 2,7 2,6 2,5 2,5 2,4 2,4
8,1 5,9 4,9 4,4 4,1 3,9 3,7 3,6 3,5 3,4
21 4,3 3,5 3,1 2,8 2,7 2,6 2,5 2,4 2,4 2,3
8,0 5,8 4,9 4,4 4,0 3,8 3,7 3,5 3,4 3,3
22 4,3 3,4 3,1 2,8 2,7 2,7 2,5 2,4 2,4 2,3
7,9 5,7 4,8 4,3 4,0 3,8 3,6 3,5 3,4 3,3
23 4,3 3,4 3,0 2,8 2,6 2,5 2,5 2,4 2,3 2,3
7,9 5,7 4,8 4,3 3,9 3,7 3,5 3,4 3,3 3,2
24 4,3 3,4 3,0 2,8 2,6 2,5 2,4 2,4 2,3 2,3
7,8 5,6 4,7 4,2 3,9 3,7 3,5 3,4 3,3 3,2
25 4,2 3,2 3,0 2,8 2,6 2,5 2,4 2,3 2,3 2,2
V 7,8 5,6 4,7 4,2 3,9 3,6 3,5 3,3 3,2 3,1
начально устанавливают однородность дисперсий Si2, S22
(или Sq , S*lg). Для этого используют критерий Фншера
(табл. 322):
F^St/Sl
причем в числителе всегда берется большая дисперсия. Для
каждой выборки определяется число степеней свободы (k =
= N—1). Если полученное значение Е меньше числа, найден-
ного в таблице для заданного уровня значимости, то расхож-
дение между дисперсиями является незначащим. В таком слу-
чае следующий шаг процедуры — проверка гипотезы о равен-
стве средних значений:
где / — критерий Стьюдента (табл. 321); х{ и х2— соответ-
ственно, величины средних значений для сравниваемых выбо-
438
рок; Si2 и S22 — дисперсии; AG и N2 — число проб в соответ-
ствующих им выборках.
Большое значение при геохимических поисках имеет мера
относительного рассеивания средних содержаний, называемая
коэффициентом вариации (V):
V = S/xlOO, %.
В практике геохимического картирования V играет боль-
шую роль при выделении неоднородностей в распределении
средних содержаний в геологических формациях.
Часто возникает необходимость определения степени связи
между различными варьирующими величинами. Для оценки
степени взаимной связи между переменными используют ко-
эффициент корреляции. Переменные, которые не имеют связи
друг с другом, называются независимыми; это значит, что уве-
личение или уменьшение одной переменной не сопровождается
заранее предсказуемыми изменениями другой переменной.
При поисках для расчета степени связи между перемен-
ными пользуются величиной коэффициента линейной корреля-
ции (г):
г = ху—xy/SxSy\
для нормального и логнормального законов:
rIg=ig^igxWS,jg^]g>
где
S. = Vx2-(x)2; Sy= V? -fa*.
Коэффициент линейной корреляции зависит от закона рас-
пределения сравниваемых величин. На практике чаще всего ис-
пользуют порядковую (ранговую) корреляцию гп\
где 2 (А2) сумма квадратов . разностей порядковых номеров
двух переменных; N — число проб, участвующих в подсчете
(или число переменных).
В случае повторяющихся содержаний эта формула приобре-
тает вид:
rn = 1 -6 [2 (А2) ± Тх + Ty]/N (№-1),
где Тх и Ту—поправки на повторяющиеся содержания
Для утверждения того, значима ли величина гп, прибегают
к помощи таблиц (табл. 323).
439
Т а б л и ц а 323
Критические значения коэффициентов корреляции г
Степени свободы k == п—2 Уровни значимости (а)» %
5 1
5 0,75 0,87
6 0,71 0,83
7. 0,67 0,80
8 0,63 0,77
9 0,60 0,74
10 0,58 0,71
11 0,55 0,68
12 0,53 0,66
13 0,51 0,64
14 0,50 0,62
15 0,48 0,61
16 0,47 0,59
17 0,46 0,58
18 0,44 0,56
19 0,43 0,55
20 0,42 0,54
21 0,41 0,53
22 0,40 0,52
23 0,40 0,51
24 0,39 0,50
25 0,38 0,49
26 0,37 0,48
Степени свободы k « п—2 Уровни значимости (сс), %
5 1
27 0,37 0,47
28 0,36 0,46
29 0,36 0,46
30 0,35 0,45
35 0,33 0,42
40 0,30 0,39
45 0,29 0,37
50 0,27 0,35
60 0,25 0,33
70 0,23 0,30
80 0,22 0,28
90 0,21 0,27
100 0,20 0,25
125 0,17 0,23
150 0,16 0,21
200 0,14 0,18
300 0,11 0,15
400 0,10 0,13
500 0,09 0,12
700 0,07 0,10
900 0,06 0,09
1000 0,06 0,09
Коэффициент множественной корреляции R выражает сте-
пень линейной связи нескольких переменных xh х2, ... , хп. На-
пример, в случае трех переменных коэффициент обозначается
через Ri,2, з, где первый индекс относится к независимой,
а остальные — к зависимым переменным. R может использо-
ваться наряду с обычным коэффициентом ранговой корреля-
ции. Если обозначить через ri2 обычный коэффициент корреля-
ции между рядами 1 и 2, а через г13 — коэффициент корреляции
между рядами 2 и 3,*то для случая трех переменных
П / Г13 + Г12 + 2г13Г12Г23
R всегда заключен между 0 и 1, т. е. 0^.R^. 1, а величина
R2 характеризует дисперсию переменной х, относительно пе-
ременных Х2 И Хз.
С целью прогноза месторождений полезных ископаемых
разработана оригинальная система обработки геохимической
информации с применением коэффициента множественной кор-
реляции. Ю. К. Бурковым коэффициент множественной корре-
440
ляции успешно используется при решении вопросов седимента-
ции, условий формирования метаморфизованных осадочных об-
разований путем изучения ассоциаций и рядов подвижности
химических элементов, условий образования рудных месторож-
дений.
Широкое применение в практике обработки геохимической
информации нашли микрокалькуляторы, для которых состав-
лены соответствующие программы. Однако наиболее важное
значение приобретает комплексная обработка геохимической
информации с применением ЭВМ.
При геохимических исследованиях, связанных с проведе-
нием мелко-, средне- и крупномасштабных работ, используется
полуколичественный эмиссионный спектральный анализ, кото-
рый является пока еще основным и массовым аналитическим
методом производственных организаций. При надлежащем мет-
рологическом обеспечении аналитических работ этот вид ана-
лиза дает удовлетворительные результаты и по сей день. В за-
дачи метрологического обеспечения геохимических исследова-
ний входят: метрология аналитических работ с указанием спо-
собов оценки метрологических параметров аналитических мето-
дов с использованием аппарата математической статистики;
сравнение результатов контроля с результатами межлаборатор-
ных экспериментов; выявление и устранение систематических и
случайных погрешностей в результатах анализов.
ЛИТОХИМИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ ПОИСКОВ
Поиски по первичным ореолам. Онн осуществляются путем
систематического опробования коренных горных пород, вме-
щающих рудные тела месторождений. Опробование производят
по серии строго намеченных разрезов или профилей вкрест
простирания рудолокализующих структур. Метод опробова-
ния— точечный или пунктирная борозда. Длина интервала
опробования зависит от состава вмещающих пород, их струк-
турно-текстурных особенностей, степени измененности и т. д.
Обработка проб ведется согласно существующим схемам и ин-
струкциям [17]. Анализ проб на начальной стадии поисков про-
водится на возможно большее число элементов. С повышением
детальности поисков круг элементов ограничивается с учетом
уже полученных данных мелкомасштабных исследований.
Первичный геохимический ореол представляет собой около-
рудное прбстранство рудовмещающих пород, обогащенных (или
обедненных) элементами в процессе формирования рудного
тела. Наиболее изучены первичные ореолы привноса, наиме-
нее— выноса. Поэтому поиски по первичным ореолам в основ-
ном направлены на выявление зон обогащения элементами —
индикаторами того или иного типа оруденения.
441
Форма первичных ореолов зависит от геолого-структурных
особенностей образования рудного тела, месторождения, руд-
ного поля, узла и т. д. Часто форма первичных ореолов в об-
щем близка к морфологии рудного тела, причем первичные
ореолы и зоны околорудного изменения являются генетически
близкими образованиями. Размеры ореолов, как правило, на
порядок и более превышают размеры самих рудных тел. За-
пасы металлов в первичных ореолах, по данным Л. Н. Овчин-
никова, могут превышать в несколько раз запасы их в рудных
телах.. Ширина, длина и вертикальная протяженность первич-
ного ореола определяется геолого-структурными особенностями
формирования рудного тела, интенсивностью, направленностью
и длительностью процесса рудообразования, миграционной спо-
собностью (подвижностью) элементов в той или иной обста-
новке рудообразования. Набор элементов первичных ореолов
(табл. 324), как правило, многокомпонентный.
Различают надрудные (над рудным телом), верхнерудные
(на уровне верхнерудного сечения рудного тела), рудные (на-
уровне оптимального сечения рудного тела), нижнерудные (на
уровне нижнего выклинивания рудного тела) и подрудные пер-
вичные ореолы [1, 25]. В силу различной подвижности элемен-
тов при формировании первичных ореолов рудных тел место-
рождений и в конкретной природной обстановке возникает зо-
нальность ореолов.
По отношению к рудному телу различают осевую зональ-
ность первичных ореолов — вектор зональности направлен по
направлению движения растворов. В случае -крутопадающих
рудных тел (зон) осевая зональность совпадает с вертикаль-
ной, а в случае субгоризонтальных — с горизонтальной. Про-
дольная зональность отражает строение первичных ореолов по
простиранию, а поперечная — вкрест простирания ореолов и со- ;
гласных с ними рудных тел. Независимо от геологической об-
становки формирования зональность первичных ореолов повто-
ряет зональность самих рудных тел, но зональность первичных
ореолов более устойчива (универсальна), чем рудных тел [25]. 1
Параметры зональности по разным направлениям не совпа-
дают. Однако, согласно закону рассеяния по всем направле-
ниям, от рудного тела к первичным ореолам, строение зональ-
ного ряда элементов не должно сильно меняться.
Наибольшее значение имеет выявление вертикального (осе-
вого) вектора зональности, так как с его помощью можно разо-
браться в уровне эрозионного вскрытия первичного ореола и
рудного тела, его формирующего. С помощью вертикального
вектора зональности может быть успешно решена задача по-
исков слепых рудных тел. |
По положению вектора зональности в пространстве и во 1
времени выделяют также прямую и обратную, расходящуюся, |
442 , 1
Таблица 324
Элементный состав первичных ореолов различных месторождений [17]
Тип месторождений
Редкометалльные пегматиты
Медно-никелевый
Медно-колчедановый
Вольфрам-молибден-вольфра-
мовый в скарнах
Оловорудный
Полиметаллический в скарнах
Золоторудный
Медно-порфировый
Медный
Медио-молибденовый
Полиметаллический
Урановый
Стратиформный свинцово-цин-
ковый
Сурьмяно-ртутный
Ртутный
Общий перечень
элементов-индикаторов
Элементный состав первичных ореолов
Li, Rb, Cs, Nb, Sn, Ta, W, Be, As, F, В
Cu, Ni, Co, Ba, Pb, Zn, Ag, Bi, Sn, Be, W, I, Br
Ba, Ag, Pb, Cd, Zn, Bi, Cu, Co, Mo, As, Hg, I,
Br
Ba, Ag, Pb, Zn, Sn, Cu, W, Mo, Co, Ni, Be,
W, В
Sn, Pb, As, Cu, Bi, Zn, Ag, Mo, Co, Ni, W,
B, F, I
Ba, As, Sb, Cd, Ag, Pb, Zn, Cu, Bi, Ni, Co,
Mo, Sn, W, Be, В, I
Ba, Au, Sb, As, Ag, Pb, Zn, Mo, Cu, Bi, Co,
Ni, W, Be, I
Ba, As, Sb, Ag, Pb, Zn, Au, Bi, Cu, Mo, Sn,
Co, W, Be, I
Sr, Ba, As, Pb, Zn, Ag, Sn, Cu, Bi, Co, Ni, Mo,
Hg, I
Cu, Mo, As, Ag, Pb, Zn, Bi, Co, Ni, Be, W
Cd, Ba, Sb, As, Ag, Pb, Zn, Cu, Bi, Mo, Co,
Sn, W, Sr, Hg, I
U, Ag, Pb, Zn, Cu, Mo, Co, Ni, V, As
Ba, Sb, Hg, As, Cu, Ag, Zn, Pb, Be, Co, Ni,
W, Sn
Ba, Sb, Hg, As, Cu, Ag, Zn, Pb, Be, Co, Ni,
W, Sn
Sb, Hg, Ba, Ag, Pb, Zn, Cu, Co, Ni, Sn, Mo,
W, As
Li, Rb, Cs, Hg, Au, U, Ta, Sn, W, Be, Ba, Cd,
Ag, Pb, Zn, Cu, Mo, Co, Ni, As, Sb, Sr, Nb, V,
Mn, Zr, F, В, I, Br
сходящуюся, регрессивную и прогрессивную зональности. Про-
грессивная зональность представляет собой смену минеральных
парагенезисов во времени от низко- к высокотемпературным.
При регрессивной зональности во времени высокотемператур-
ные минеральные ассоциации сменяются низкотемператур-
ными. Сходящаяся зональность — разновидность первично го-
ризонтальной зональности, при которой ряд упорядоченного
расположения минералов или элементов от высоко- к низко-
температурным ориентирован от периферии к центру, а расхо-
дящаяся—от центра к периферии.
Для установления рядов зональности первичных ореолов и
рудных тел, их формирующих, используются одни и те же
приемы расчета. Для первичных ореолов при установлении ря-
дов зональности элементов — индикаторов оруденения и вы-
бора коэффициента (показателя) геохимической зональности
П3 обычно используют отношение продуктивности ореола Рх
443
данного элемента к сумме продуктивностей.ореолов всех эле-
ментов— индикаторов данного типа оруденения [17]:
П3=
3 N
N
где Рх = У, (Сх—Сф)/„; Сх— содержание интересующего нас
i=l
элемента, Сф— его фон; 1п — длина опробуемого интервала, м.
Отсюда размерность продуктивности — метрогеофон (или мет-
ропроцент), 2Рг = Р2 + ^з + -•-^п-ь где Pz, , Рп — продуктив-
ности элементов-индикаторов в сечении.
По результатам расчета П3 составляется ряд зональности
в направлении снизу вверх, который отражает величины отно-
сительного накопления элементов по горизонтам изучаемого ме-
сторождения в направлении осевой (вертикальной) зональности.
Для элементов, максимальные значения П3 которых установ-
лены на одних и тех же горизонтах, необходимо рассчитать гра-
диент П3:
п
q _ \ ' Ртах
~ Li Di ’
1
где G — прадиент П3; Dma* — максимальное значение П3 дан-
ного элемента; Di — значение П3 на i-м горизонте; п — число
горизонтов.
Если максимальное накопление элементов установлено на
крайнем нижнем уровне сечения первичного ореола, то эле-
мент А располагается над В в случае GA>GB. Когда макси-
мальное значение П3 установлено на крайнем верхнем уровне
сечения первичного ореола, при GA>GB элемент А располага-
ется после элемента* В. Если относительное накопление эле-
ментов наблюдается на уровне средних горизонтов опробова-
ния, то используют величину разности градиентов Gi—G2 (здесь
Gj и G2 — соответственно, градиенты по направлению вверх и
вниз от уровня горизонта максимального накопления элемен-
тов). Последовательность этих элементов в ряду зональности
будет определяться указанной разностью градиентов. Чем выше
величина этой разности, тем выше место элемента в ряду зо-
нальности.
Выполнив все необходимые операции по ранжировке эле-
ментов в ряд зональности, получают ряд, который можно сопо-
ставить с универсальным рядом вертикальной геохимической
444
зональности Л. Н. Овчинникова, С. В. Григоряна и других, для
первичных ореолов сульфидных месторождений (сверху вниз):
Ва — (Sb, As, Hg) — Cd — Ag — Pb — Zn — Au — Cu — Bi —
93 80 84 87 84 86 72
— N i — Co — Mo — U — Sn — Be — W
50 55 48 100 66 60 72
Цифры под элементами отражают вероятность (в %) на-
хождения каждого элемента в соответствующей ячейке ряда.
В скобках показаны элементы, взаимоотношение которых
в ряду зональности однозначно не установлено.
Таким образом, рассчитанный на практике ряд зонально-
сти может отличаться от универсального, поскольку положе-
ние каждого элемента определяется различной вероятностью.
В таблицах 325, 326 показаны ряды зональности элементов-
индикаторов различных рудных месторождений, из которых сле-
дует, что ряды вертикальной (осевой) и поперечной зональности
для большинства рудных месторождений близки. Появляется
возможность рассчитать ряды зональности в одном сечении, ис-
пользуя изменение концентраций элементов в руде по отноше-
нию к поперечному первичному ореолу (при условии вскрытия
рудного тела и первичного ореола на полную мощность). При
этом П3 первичного ореола рассматривается как верх, а П3
руды — как низ зонального ряда (прн условии формирования
ореола в направлении от руды в боковые породы). Такая по-
пытка осуществлена при расчете зональности пластовых и се-
кущих рудных тел. Метод одного сечения может быть исполь-
зован на поисковых стадиях, когда геолог не располагает доста-
точным количеством данных по нескольким сечениям первичных
ореолов или рудных тел.
Используя современные разработки теории информации
применительно к геологическим объектам, можно построить
ряд вертикальной (осевой) зональности по первичному ореолу
или руде в одном сечении с помощью корреляционного ана-
лиза.
В первичных ореолах помимо основных элементов-индика-
торов оруденения, устанавливается целый комплекс других. При
расчете зонального ряда учитываются, как правило, только
рудогенные элементы , и те, которые согласно универсальному
ряду жестко характеризуют его верх или низ.
По величине отношения надрудных к подрудным ореолам
рассчитывают коэффициент зональности:
/=пм;/пм/ или v .nc?nc7,
где ПМг- и ПС; — произведение продуктивностей ореолов по
надрудным, а ПЛГ, и ПС; — по подрудным элементам.
445
Таблица 325
Ряды зональности элементов-индикаторов различных по составу рудных
месторождений [17]
Тип месторождений Ряды зональности основных элементов индикаторов
Медно-никелевые: Кольского типа норильского типа Со—Ni—Cu—Zn—Pb—(Ag, В а) Со—Ni—Си—(Ag, МО)—Ba—Pb—(Ti, Sn, Zr)
Редкометалльные пегматиты W—Nb—Na—Sn—Cs—R b—L i—As
Вольфрамовые: скарново-шеелитовые грейзеновые кварц-гюбнеритовые кварц-шеелитовые W—Ba—Sn—(Bi, Mo)—Zn—(Pb. Ag) Be—Sn—Bi—W(Zn, Pb, Cu) Bi—(Sn, Be)—Co—W—Zn (W, Mo, Bi)—Be—Sn—Ag
Оловорудные: кварц-касситеритовые сульфид-касситеритовые (As, Be, W)~B— Sn—Cu—(Zn., Ag, Pb) (W, Mo, As, Co)—(Zn, Cu)—(Zn, Ag, Pb)
Медно-колчедановые Mo—Co—As—Cu—Zn—Pb—Ag—As—Ba
Полиметаллические: скарновые жильные Sr—(W, Mo)—Co—Bi—Cu—Zn—Pb—Ag— (Sb, As)—Ba—I W—As—Sn—Co—В i—Cu—Zn—Pb—Ag—As —Ba—I
Золоторудное: высокотемпературные ср едн етемпер ату рн ые низкотемпературные (Be.W.Au.As.Ni.Co)—Cu—Zn—(Pb,An, As, Sb) (Co, W, Be)—Bi(Sn. Mo)—Cu—Au—Zn— Pb(Ag, As) (W, Bi, Sn)—Mo—(Cu, Zn)—Pb—Au—Ag— (As, Sb)—Be—Hg
Медно-порфировые (B, W, Co, Sn)—(Mo, Cu)—Bi—Au—(Zn, Pb. Ag) Sb—As—Ba—I
Медные (жильные) * Ni—Co—Bi—Cu—(Sn, Ag)—Zn—Pb—Ag— Ba—I
Урановые (настурансульфидной формации) Mo—Cu—Zn—Pb—Ag
СтратифорМные свинцово-цин- вые Be—Ni—Co—Zn—Pb—Ag—Cu—As—Ba
Ртутные Be—Ni—Co—Zn—Pb—Ag—Cu—As—Ba
Сурьмяно-ртутные (Ni, Co, W)-Mo Cu—Zn—Pb—Sn—Ag(Sb, As)—Hg
446
Таблица 326
Поперечная зональность/первичных ореолов [17]
Тип месторождений Ряды поперечной зональности
Свинцово-цинковые в скарнах Свинцово-цинковые жильные Шеелитовые в скарнах Кварц-золоторудные Медно-порфировые Медно-молибденовые Zn—Pb—As—Ag—Cu—Sb Pb—Ba—Zn—Ag—Cu—As—Co W—Mo—Cu—Ba—Zn—Pb Au—As—В i—Ag—Pb—Cu—Be—Mo—Co—Zn Au—Cu—Mo—Ag—As—Sb Cu—Mo—Zn—Pb—Co—Ni—Sn—Be—W— Bi—As—Ba—Ag
Медно-висмутовые Сульфидно-касситеритовые Кварц-касситеритовые Урановые Ртутные Стратиформные свинцово-цин- ковые Cu—В i—Pb—Ag—As—В a—Zn—Co Sn—Cu—Ag—Zn—Pb—As—W As—W—Ag—Sn—Cu—Zn—Pb V—Mo—Pb—Cu—Zn—Ag Hg—As—Ba—Cu—Pb—Zn—Ni—Co Ag—Pb—Cu—As:—Ba—Co—Zn—Ni
Сравнение величины коэффициентов зональности для пер-
вичных орелов служит основанием для заключения об уровне
эродированности одного ореола по сравнению с другим в рам-
ках одной формации и одного геохимического типа месторожде-
ния или рудного поля.
Существуют различные методы усиления первичных орео-
лов (аномалий): количественного анализа геохимических проб;
рационального анализа геохимических проб; анализа тяжелых
фракций геохимических проб; суммарных (аддитивных) или
мультипликативных ореолов. Последние в практике геохимиче-
ских поисков получили наибольшее распространение в силу ши-
рокого использования полуколичественного спектрального ана-
лиза геохимических проб [1, 25].
При сравнении первичных ореолов также необходимо знать
величину их контрастности, которая для одной и той же фор-
мации, одного и того же минерального и геохимического типа
оруденения конкретно рассматриваемого района измеряется ве-
личиной К:
К__ Сд max t
Са min
где К—коэффициент контрастности; Са тах — максимальное
аномальное и Са т1п — минимальное аномальное содержания
элемента в контуре аномального первичного ореола.
Для оценки вероятного направления падения предполагае-
мого слепого рудного тела по первичному ореолу может быть
использована асимметрия поперечной зональности, если рудное
тело и первичный ореол залегают в одной разновидности пород.
447
Интерпретация первичных ореолов вдоль вектора продоль-
ной зональности дает возможность определить склонение руд-
ного тела, наметить характер оруденения.
Для отделения рассеянной минерализации от рудной кон-
центрации пользуются контрастностью ореолов. Для зон рас-
сеянной минерализации ореолы характеризуются слабой кон-
трастностью, слабой дисперсией средних содержаний, рассчи-
танной методом скользящего окна, слабой корреляционной
связью элементов-индикаторов оруденения. Зоны рудной кон-
центрации выявляются по интенсивной контрастности первич-
ный ореолов, по высокой дисперсии содержаний элементов
в аномальном контуре, в котором корреляционные связи эле-
ментов-индикаторов обычно положительны с высоким уровнем
значимости.
Количественная интерпретация первичных ореолов может
быть произведена путем подсчета прогнозных ресурсов глав-
ных рудогенных элементов [17, 25, 32].
1. Подсчет прогнозных ресурсов слепого оруденения.
Он проводится по параметрам надрудных первичных орео-
лов:
Q = al/40P/f,
где а — доля балансовых руд в общих запасах полезного ком-
понента в ореоле; Р— его продуктивность в м2; /7 — прогноз-
ная вертикальная протяженность оруденения в м.
а рассчитывается опытным путем при изучении эталонных
рудных объектов данного формационного, минерального и гео-
химического типа оруденения. Например, для скарново-шеели-
тового 1гипа оруденения по вольфраму a = 0,5, колчеданно-поли-
металлического по свинцу — 0,3, медно-молибденового по меди—
0,8, молибдену — 0,6, жильного полиметаллического по свинцу—
0,2, жильного золотокварцевого по золоту — 0,3, жильного зо-
лото-серебряного по золоту — 0,3, прожилково-вкрапленного на-
стуран-сульфидного по урану — 0,4.
2. Подсчет прогнозных ресурсов слабо эродированного ору-
денения.
Проводится по формуле
где Р' — продуктивность слабо эродированного рудного тела.
3. Подсчет прогнозных ресурсов вскрытого эрозией промыш-
ленного оруденения до половины производится по формуле
Q = 1/40 Р1*-0,6/7,
где Р11 — продуктивность рудного тела на уровне вскрытия его
эрозией.
Разные задачи решаются в зависимости от стадий геолого-
разведочных работ (ГРР) при поисках рудных месторождений
по первичным ореолам.
448
На стадии общих поисков определяются формационная при-
рода оруденения, его минеральный и геохимический тип (состав
руд, тип полезного ископаемого), устанавливается уровень эро-
зионного среза первичных ореолов, месторождений, рудных по-
лей, предполагаемый масштаб оруденения в соответствии с вы-
явленной геолого-структурной обстановкой.
На подстадии детальных поисков и поисково-оценочных ра-
бот первичные ореолы используются для уточнения уровня
эрозионного среза, пространственного положения предполагае-
мого оруденения и определения прогнозных ресурсов полезного
компонента. Площадное опробование коренных пород произво-
дится по профилям вкрест простирания рудных тел (зон) по
сетке 100X10 м (масштаб 1:10 000), 50X10 м (масштаб
1 : 5000), 20X5 м (масштаб 1 : 2000).
На всех подстадиях ГРР опробованию подвергаются все
без исключения горные выработки, керн буровых скважин. Для
детализации поисков должна быть завершена интерпретация
геохимического опробования всех горных выработок.
На стадиях предварительной, детальной, эксплуатационной
разведки с помощью первичных ореолов производятся глубин-
ная оценка флангов рудных тел месторождений, поиски слепого
оруденения, уточнение морфологии рудных тел и т. д.
Результаты опробования первичных ореолов изображаются
в виде графиков, планов, разрезов. Площадное опробование
представляется в виде изоконцентраций на планах, отображе-
ния комплексных (аддитивных, мультипликативных) ореолов
или величины отношений надрудных к подрудным ореолам при
оценке уровня эрозионного среза месторождений.
Комплексная интерпретация геохимических, минералогиче-
тскцх, геофизических, геолого-структурных данных — надежная
гарантия при поисках по первичным ореолам, исключающая
грубые просчеты в оценке перспективности рудных объектов.
Большое значение приобретает геохимическое изучение раз-
резов осадочных и изверженных пород для выделения в них
уровней избыточного накопления химических элементов и вы-
яснения их геохимической специализации. Особенно это важно
при выявлении стратифицированного оруденения. Такой подход
к геохимически^ поискам дает возможность выработать регио-
нальные критерии поисков рудных месторождений, выявить це-
лые геохимические провинции и рассчитать региональные
кларки (геофоны) наиболее распространенных типов пород.
Поиски по вторичным ореолам рассеяния. Под действием
различных агентов выветривания рудные тела и их первичные
ореолы разрушаются. Формируются вторичные ореолы рассея-
ния на водораздельных пространствах, склонах. Обнаружение
вторичных ореолов даст возможность находить коренные источ-
ники рудных месторождений. Элементный состав вторичных
15 Заказ X? 639 4 49
ореолов отражает состав выветриваемых руд н их первичных
ореолов [1, 17, 25, 32].
Вторичные ореолы подразделяются на механические и соле-
вые. В механическом ореоле преобладают компоненты руд и
первичных ореолов в форме обломков горных пород, первич-
ных, окисленных (устойчивых и неустойчивых в зоне гиперге-
неза) или вторичных минералов. В солевом ореоле химические
элементы руд и их первичных ореолов присутствуют в форме
сложно связанных водорастворимых соединений.
Цо размеру вторичные ореолы превышают размеры рудных
тел и первичных ореолов. В плане они в общих чертах повто-
ряют конфигурацию рудных тел. Форма и степень искаженно-
сти вторичных ореолов по отношению к первичным ореолам и
рудам зависят от морфологии рельефа, физико-географической
и ландшафтно-геохимической обстановки их формирования.
В основу классификации вторичных ореолов положен гене-
тический принцип. В целом они подразделяются на открытые
и закрытые.
Открытые ореолы могут быть остаточными, наложенными и
оторванными. Остаточные ореолы подразделяются на: диффу-
зионные и диффузионно-дефлюкционные (надрудные и сме-
щенные); осыпные и обвальные; делювиальные и суффозион-
ные. Наложенные открытые вторичные ореолы могут быть
непрерывные и оторванные. Среди непрерывных выделяются
надрудные и смещенные. Наложенные оторванные вторич-
, ные ореолы также подразделяются на надрудные и сме-
щенные.
Закрытые вторичные ореолы могут быть остаточными, по-
гребенными, наложенными. Среди остаточных закрытых выде-
ляются выщелоченные и предельно разубоженные, дефлюк-
ционные.
Наибольшее значение в практике геохимических поисков по
вторичным ореолам имеют открытые ореолы, поскольку по ним
довольно легко можно определить положение коренного источ-
ника путем опробования материала деструкции, располагаю-
щийся на дневной поверхности с незначительной углубкой
(10J—20 см). В закрытых (перекрытых) районах необходимо
опробование вторичных ореолов с применением бурения на
глубину мощности наносов.
На .образование вторичных ореолов, их интенсивность, раз-
меры, сохранность и так далее влияют многие факторы и про-
цессы:
1) петрографический, химический состав, физико-механиче-
ские свойства горных пород, вмещающих оруденение, состав и
свойства самих руд и их первичных ореолов;
2) морфология, геолого-структурная позиция рудных ме-
сторождений;
450
3) морфоструктурные условия развития рельефа на протя-
жении всей истории формирования вторичных ореолов;
4) генезис, мощность рыхлого и почвенного покрова;
5) климатические и физико-географические условия (арид-
ная, гумидная,'мерзлотная обстановка);
6) гидрогеологические условия;
7) весь набор фактов, определяющихся ландшафтно-геохи-
мическими особенностями миграции и концентрации элементов
на геохимических барьерах;
8) физико-химическими особенностями природных вод, оп-
ределяющими среду миграции элементов в почвах, корах вы-
ветривания, водоносных горизонтах, величины pH, Eh;
9) формационный, минеральный и геохимический типы руд
коренных источников;
10) зональность первичных ореолов и руд коренного источ-
ника.
Важнейшим фактором миграции элементов в зоне гиперге-
неза является вода. Она выступает в качестве универсального
растворителя, носителя и соосадителя элементов в эпигенети-
ческих процессах. Способность элементов к гипергенной миг-
рации отражена в классификации А. И. Перельмана, которая
представлена в табл. 327.
Поиски рудных месторождений по вторичным ореолам про-
водятся путем систематического отбора литохимических проб
из элювиально-делювиальных, пролювиальных, суффозионных
и других образований вкрест предполагаемых рудных тел, зон
и так далее, по определенной сети, зависящей от масштаба
проводимых работ. На стадии региональной геологической
съемки масштаба 1:200000 главной задачей поисков по вто-
ричным ореолам является получение (наряду с опробованием
потоков рассеяния) достоверной геохимической и металлогени-
ческой характеристики площади, выделение перспективных и
отбраковка бесперспективных участков. На этой стадии могут
быть выделены геохимические узлы, поля, крупные месторож-
дения. Пробы анализируются на весь возможный спектр эле-
ментов.
Поиски масштаба 1:50000—1:25000 проводятся с учетом
результатов геохимических исследований вторичных ореолов
масштаба 1:200 000. Задачей данного масштаба исследований
является детализация участков литохимического опробования,
локализация аномалий (рудных полей, месторождений), раз-
браковка участков для постановки более детальных поисков,
вскрытие поверхностными горными выработками наиболее пер-
спективных аномалий, выяснение формационной принадлежно-
сти оруденения, составление прогнозно-геохимических карт
с подсчетом прогнозных ресурсов. Пробы анализируются
с учетом результатов геохимического опробования предыдущих
15* 451
Таблица 327
Геохимическая классификация элементов по способности их к гипергеииой
миграции.
По А. И. Перельману
Воздушные мигранты
Активные Пассивные
(образуют химические соединения) (не образуют химических соединений)
О, Н, С, N, I Не, Ne, Ar, Кг, Хе, Rn
' Водные мигранты
Катионогенные-элементы | Анионогенные элементы
Очень подвижные (Кх = Юп—100п)
С постоянной валентностью
С1, Вг
С переменной валентностью
Подвижные с постоянной валентностью (Кх = и—Юл)
Ga, Na, Mg, Sn, Ra |
Слабоподвижиые (Кх = 0, п—п)
С постоянной валентностью
К, Ba, Rb, Li, Be, Cs | Si, P
С.переменной валентностью
Ti Г | Ge, Sn, Sb, As
Подвижные и слабоподвижиые в окислительной и глеевой обстановках (Кх =
= 0, 1 (п—п) и инертные в восстановительной сероводородной обстановке
Осаждаются на сероводородном барьере
Хорошо мигрирует в кислых водах
окислительной и глеевой обстановок
и осаждаются на щелочном барьере
Zn, Cu, Ni, Pb, Cd
Мигрируют в кислых и Щелочных во-
дах окислительной обстановки
Hg, Ag
Подвижные и слабоподвижные в окислительной обстановке и инертные в вос-
становительных (глеевой-и сероводородной) обстановках. Осаждаются на се-
роводородных и глеевых барьерах
I Yl Se’ Re
Подвижные и слабоподвижные в восстановительной глеевой среде (Кх = О,
п—п) и инертные в окислительной и восстановительной сероводородной средах.
Осаждаются на кислородных и сероводородных барьерах
Fe, Мп, Со I
452
Продолжение табл. 327
Малоподвижные в большинстве обстановок
(Кх = 0, л—О, Ол)
Слабая водная миграция с органиче-
скими комплексами .Частично мигри-
руют в сильиокислой среде
Al, Ti, Сг, Се, Nd, Y, La, Се, Th,
Sc, Sm, Cd, Dy, Tb, Er, Tu, Ho, Fu,
Lu, Yb, In, Bi
Слабая водная миграция с органиче
скими комплексами. Частично мигри
руют в щелочной среде
Zr, Nb, Та, W, Hf, Те
Не образуют или почти ие образуют химических соединений,
характерно самородное состояние
Os, Pd, Ru, Pt, Au, Rh, Ir
Примечание. Подчеркнуты элементы, в истории которых биогенное накопление
играет существенную роль.
работ, нацеленных на отработку методики поисков конкретного
формационного, минерального и геохимического типа орудене-
ния в конкретных геолого-структурной и ландшафтно-геохими-
ческой обстановках. Результатами этих исследований являются:
определение связи вторичных ореолов с первичными и руд-
ными телами; выяснение зональности, строения вторичных
ореолов и их соответствия с первичными ореолами и зональ-
ным строением рудных тел; характеристика смещенности, ото-
рванности, перекрытия ореолов наносами в зависимости от
ландшафтно-геохимических особенностей и т. д.; возможность
количественного прогнозирования оруденения по вторичным
ореолам.
Результаты анализов литохимических проб по вторичным
ореолам отображаются в виде карт, карт-накладок, графиков
и т. д. Для повышения четкости ореолов отстраивают также
полиэлементные, комплексные ореолы (аддитивные, мульти-
пликативные) или отношения концентраций элементов, выяв-
ляющие дополнительную информацию о зональности элемен-
тов во вторичном ореоле.
Интерпретация вторичных ореолов рассеяния ведется с уче-
том геолого-структурных особенностей площади, ландшафтно-
геохимической обстановки формирования вторичных ореолов,
наличия геофизических, аэрофотогеологических, космофототек-
тонических данных и т. д. При изучении контакта структур
с различными вмещающими породами (карбонатная, силикат-
ная, осадочные и изверженные, осадочные и метаморфизован-
ные и т. д.) расчет геохимического фона и аномальных кон-
центраций элементов производится отдельно для каждой кон-
кретной геохимической системы. Интерпретация аномалий на
453
"W
самих контактах при геохимическом картировании является
сложной и специализированной задачей.
Обработку площадной геохимической съемки по вторичным
ореолам рассеяния обычно производят с помощью ЭВМ по
специально разработанным программам.
ПОИСКИ ПО ПОТОКАМ РАССЕЯНИЯ
Поиски основаны на литохимическом опробовании русловых
отложений (старое укоренившееся название — донное опробо-
вание). Литохимические пробы имеют тесную генетическую и
пространственную связь с вторичными ореолами рассеяния,
так как в процессе разрушения первичных ореолов и рудных
тел месторождений всегда вначале формируются вторичные
ореолы, а затем уж потоки рассеяния. В потоках рассеяния
происходит механическая дезинтеграция материала первичных
ореолов и руд. Миграция элементов осуществляется в форме
водорастворимых солей, сорбирующихся на частицах коллои-
дов, глин, песков, илов. В этой связи в потоках рассеяния про-
исходит еще более дальняя миграция элементов, чем во втр-
ричных ореолах. Создаются своеобразные ореолы рассеяния
элементов, превышающие по площади вторичные ореолы. Этим
обусловлено широкое применение метода на ранних стадиях
ведения ГРР масштаба 1 :200000—1 :50000. Именно на основе
оценки территории по данным опробования потоков рассеяния
выделяются перспективные участки для постановки опробова-
ния вторичных ореолов,, по которым выходят на коренной источ-
ник месторождений путем проходки поверхностных горных вы-
работок.
Связь потоков рассеяния с вторичными ореолами, а через
них — с первичными ореолами и рудами коренных источников
обусловливается зональным строением потоков рассеяния.
Поскольку главным агентом дезинтеграции, переноса и от-
ложения вещества в потоке рассеяния является вода, то при
*
Т а б л и ц а 328
Плотность опробования литохимических потоков рассеяния [17]
Масштаб Сеть Число проб на 1 км2 площади
Среднее расстояние между опробуе- мыми руслами, мм Расстояние между точками пробо- отбора по руслу, км
1 : 200 000 1 : 100 000 1 : 50 000 2 1 0,5—0,7 0,50 0,25 0,05—0,25 1 4 8
Таблица 329
Плотность опробования вторичных ореолов рассеяния [17]
Масштаб Сеть Число проб иа 1 км2 площади
Расстояние между профилями, м Расстояние между точками пробо- отбора, м
1 : 200 000 2 000 200 2—5
1 : 100 000 1 000 100 ' 10—20
1 : 50 000 500 50 40
1 : 25 000 250 . 50—40 80—100
1 : 10 000 100 25—20 400—500
1 : 5 000 50 10—20 2000—1000
1 : 2 000 25 10 4000
характеристике потоков рассеяния необходим строгий учет гид-
родинамической обстановки их формирования.
Объектом опробования служат русловые отложения развет-
вленной сети водотоков (табл. 328, 329).
По мере повышения детальности поисков по потокам рас-
сеяния анализы проб выполняются с понижением количества
анализируемых элементов в соответствии с выявленной геохи-
мической и металлогенической специализацией территории ис-
следования.
Интерпретация потоков рассеяния производится с учетом
данных по вторичным ореолам, шлихового и шлихогеохимиче-
ского опробования, геологии, структурных, геофизических, ми-
нералогического картирования и т. д.
При правильном отображении результатов поисков по пото-
кам рассеяния с использованием соответствующих индикатор-
ных отношений (например, более подвижных элементов к ме-
нее подвижным) удается получить пространственную зональ-
ность потоков рассеяния, согласующуюся с зональностью
вторичных и первичных ореолов, степенью вскрытости место-
рождений, рудных полей и узлов. Однако не во всех случаях вы-
деляемые аномалии соответствуют положению искомого объ-
екта. Концентрация элементов, например, в зоне многолетней
мерзлоты может происходить на границе фаз при повышенной
миграционной способности даже, казалось бы, наименее под-
вижного бериллия. Это влияет на строгий учет ландшафтно-
геохимических особенностей при геохимических поисках вообще
и по потокам рассеяния в частности.
Продуктивность потока рассеяния имеет связь с масштаб-
ностью оруденения [32], что представляет интерес при количе-
ственной- интерпретации результатов геохимических поисков по
455
454
потокам рассеяния и вторичным ореолам. Продуктивность (Р)
потока рассеяния рассчитывается:
Рх = SX(CX — Сф),
где Сх1 и Сф1 — найденное в точке опробования, соответственно,
содержание элемента и местный фон, %; — площадь бас-
сейна денудации для данной точки русла (м2).
За величину продуктивности потока рассеяния принимается
устойчивое значение продуктивности вдоль русла:
Р'х =э f (х) — const.
Для устранения неоднородностей русловых процессов при
формировании потока РХ1 в данной точке следует принимать
как среднее из трех смежных точек.
Расчет РХ1 ведется только для интервалов Сх’^Са' = Сф' е3.
Результаты отображаются в виде графика РХ1 ъцолъ русла
т
Робщ=Х^*'> гДе — устойчивое значение продуктивности
i=i
отдельных потоков рассеяния по т смежным точкам, дренирую-
щим данный участок. Оценку продуктивностей необходимо ото-
бражать следующим образом:
т т
^6[U=z^-io”2=^-sp;,
i=i 40 »=1
где ^'общ — продуктивность потока в т/м; d — плотность веще-
ства потока, принята 2,5 т/мэ.
В случае доказанного соответствия пропорциональности
продуктивности вторичных ореолов и первичных ореолов рас-
чет Р1 производится по формуле
Р^^Рр.т,
где Рр. т — продуктивность рудного тела, представленная про-
изведением его длины на среднюю видимую мощность и сред-
невзвешенное содержание металла в рудах, включая его пер-
вичный ореол; К' — коэффициент пропорциональности (соответ-
ствия), рассчитывается опытным путем для каждого района у
металла на эталонных объектах,
&=-**-,
МрГт
где М—продуктивность вторичного ореола; Мр. т — продуктив-
ность рудного тела.
Продуктивность в тоннах металла для слоя в 1 м выража-
ется зависимостью
(7=Р/4О=К1-(/р.т.
456
Численное значение /С2=S 1,0. В гумидном климате для неко-
торых тяжелых металлов, устойчивых в зоне выветривания,
/(>1,0. Для элементов, образующих легкорастворимые мине-
ралы, К< 1,0. В аридной зоне для первых — К~ 1,0, для вто-
рых— Л<1,0. В горных районах в условиях активной денуда-
ции К>1,0, в условиях сглаженных форм рельефа замедленной
денудации К находится в пределах от /<<1,0 до /С>1,0.
Для оценки вероятных прогнозных ресурсов металла в ме-
сторождениях, выходящих на современный денудационный
срез, может использоваться зависимость [17]
1 т
Q=—ЕД1/40Д,
где Н— прогнозная глубина подсчета запасов в м, выбранная
по комплексу геологических признаков, оценки зональности
оруденения, геофизическим данным. Ожидаемые прогнозные
ресурсы (категория Рг) подсчитываются по параметрам вторич-
ных остаточных ореолов при условии их полного оконтурива-
ния, наличия сведений о формационном, минеральном и геохи-
мическом типе оруденения, после осмотра аномалии:
Q=l/K-P/4O-H.
Однако следует помнить, что при количественной оценке
оруденения по вторичным ореолам и потокам рассеяния появ-
ляется множество зависимых и независимых факторов, кото-
рые иногда невозможно учесть, даже прибегая к разного рода
уточняющим и поправочным коэффициентам. Вероятность гру-
бого просчета остается еще большей, чем для первичных орео-
лов. Как показала практика по геохимическому прогнозирова-
нию, в подсчете запасов по данным литохимического опробова-
ния не может быть раз и навсегда установленных приемов
(методик). Попытки количественной оценки геохимических ано-
малий удаются только исследователям, глубоко владеющим
всеми геологическими данными исследуемых территорий и со-
путствующей информацией.
ШЛИХОГЕОХИМИЧЕСКИЙ МЕТОД поисков
В последнее время он широко применяется. Суть его заклю-
чается в спектральном анализе минералогически изученных
шлиховых проб: а) с разделением по тяжелым и легким
фракциям; б) с разделением магнитных и электромагнитных
фракций; в) без разделения на фракции в случае нехватки
объема шлиховой пробы (валовый способ спектрального ана-
лиза шлиха).
457
Достоинством метода является более четкое выделение ано-
малии, так как шлиховая проба представляет собой предва-
рительно обогащенный минеральный материал.
Особенно широко применяется метод в условиях, где по ка-
ким-то причинам не была произведена геохимическая съемка
площади по потокам рассеяния, но сохранились шлиховые
пробы в коллекциях партий или экспедиций. Тогда о металло-
гении района в целом можно судить по результатам шлихогео-
химического анализа. Особенно это важно при выполнении
геолого-поисковых исследований масштаба 1:200 000—
1 :50 000. Получаемая таким образом дополнительная геохими-
ческая информация позволяет исключить пропуски слабовскры-
тых эрозией рудных месторождений, нацелить исследования на
оценку наиболее перспективных площадей и определить мето-
дику, комплекс видов опробования, рациональную сеть отбора
геохимических проб.
В отличие от шлиховых ореолов шлихогеохимические по-
токи обладают более высокой контрастностью, интенсивностью
и непрерывностью.
При шлихогеохимических исследованиях пробы подверга-
ются полному спектральному анализу. В зависимости от объ-
ема она анализируется полностью или отдельно каждая выде-
ленная фракция. В случае раздельного анализа фракций при-
бегают к специализированному отбору шлихогеохимических
проб достаточного объема. Обработка геохимической информа-
ции в этом случае близка к методике обработки данных опро-
бования по потокам рассеяния.
МетЬд является вспомогательным при оценке перспективно-
сти площадей и рекомендуется наряду с другими поисковыми
геохимическими методами.
ГИДРОХИМИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ ПОИСКОВ
Поиски проводятся в условиях широкого развития водо-
источников в разлитых геохимических ландшафтах.
Гидрохимические методы основаны иа изучении макро- и
микрокомпонентов в подземных и поверхностных водах путем
их систематического опробования. Вода способствует растворе-
нию минералов, их окислению и переносу элементов в форме
легкорастворимых соединений. Наиболее важное значение гид-
рохимические методы получили при поисках месторождений,
связанных с изменением сульфидных минералов. Область их
применения охватывает хорошо-, средне- и плохообнаженные
районы. Они эффективны при наличии перекрытых рудных тел
ледником и другими отложениями. С их помощью можно обна-
ружить глубокозалегающие рудные месторождения, решать за-
дачи общего металлогенического районирования территории
458
Таблица 330
Плотность сети опробования природных вод при гидрохимических поисках
в зависимости от сложности геологического строения и ландшафтно-
геохимических условий [171
Условия
простые | средние сложные
Масштаб
Число пунктов опробования на 1 км1
1 : 200 000 1 : 50 000 1 : 25 000 1 : 10 000 0,1 1,1 2,3 Опробуются вс ними ие более выполнить, то и 0,15 1.7 3,4 е водолункты при р 100 м, если это ус; эиски данного масш не могут 0,2—0,4 1,5—2,0 4-5 асстоянии между ювие невозможно таба проводиться
при опробовании источников в зонах разломов, контролирую-
щих, концентрирующих, локализующих руды различных фор-
мационных, минеральных и геохимических типов. Методы
также используются для поисков лечебных минеральных вод,
нерудного сырья, предсказания землетрясений и т. д.
Недостаток гидрохимических методов заключается в непо-
стоянстве состава поверхностных, а иногда и подземных вод,
сильно зависящего от климатических условий, атмосферных
осадков. В этой связи необходимо обязательное наличие кон-
трольных гидрохимических постов, фиксирующих изменение
концентраций ионов в воде для того, чтобы определить благо-
приятные и неблагоприятные периоды опробования водотоков и
источников. Резкое изменение фоновых концентраций ионов
в поверхностных водах может существенно исказить выделе-
ние гидрохимических аномалий.
Основная ценность гидрохимических методов поисков за-
ключается в их экспрессности и возможности оперативной по-
левой разбраковки перспективности изучаемых территорий.
Плотность гидрохимического опробования зависит от мас-
штаба проводимых работ и сложности геологического строения
(табл. 330).
При гидрохимических поисках масштаба 1:200 000 (в комп-
лексе с литохимическими поисками по потокам рассеяния, шли-
ховым опробованиям) на опробуемом водопункте определяются
pH, сульфат-ион, гидрокарбонат-ион, железо общее, кислород,
хлор-иои, сероводород, углекислый газ, сумма металлов, физи-
ческие свойства воды. В лабораторных условиях концентраты
проб анализируют приближенно-количественным спектральным
анализом на весь возможный комплекс элементов. В послед-
459
нее время в полевых условиях используется рентгенорадиомет-
рический метод анализа концентратов.
На стадии поисков масштаба 1:50 000—1:25000 изучению
подлежат участки, выделенные по результатам работ масштаба
1:200 000. Пробы анализируются на комплекс соединений,
элементов, ионов, установленных при мелкомасштабных гидро-
химических поисках. Успешно применяются полевые гидрохи-
мические лаборатории.
На стадии глубинного геологического картирования, а также
при цоисково-разведочных и эксплуатационных работах опро-
бованию подлежат воды всех скважин, подземных горных вы-
работок.
При отсутствии данных для обоснованного выбора методики
гидрохимического опробования прибегают к опытно-методиче-
ским исследованиям: определяют состав, размеры, интенсив-
ность, контрастность водных ореолов эталонных месторожде-
ний; выясняют связь и соответствие водных ореолов литохими-
ческим ореолам; рассчитывают фон и определяют пороги ано-
мальных концентраций элементов, ионов, газов; выбирают оп-
тимальную сеть гидрохимического опробования в конкретных
ландшафтно-геохимических условиях; выясняют зональность
водных ореолбв и их соответствие зональности вторичных пото-
ков рассеяния; определяют благоприятные и неблагоприятные
периоды гидрохимического опробования и т. д.
Объектами опробования при гидрохимических поисках могут
служить поверхностные воды, источники, болота, озера, вода
мочажин, скважин, колодцев, канав, шурфов, других горных
выработок
В последнее время большое значение при поисках приобре-
тают исследования вод, рассолов, вытяжек из почв, повышаю-
щих информативность выделяемых солевых ореолов. В зонах
многолетней мерзлоты используется метод поисков путем опро-
бования криогенных солей.
Отбор проб в емкости для отправки их в стационарные или
полустационарные лаборатории с целью определения в них
микроэлементов производится при поисках в масштабе 1 : 10 000
и крупнее. В других случаях определение компонентов в водах
проводится на месте с дополнительным отбором концентратов
на основах модифицированных углей, сульфида кадмия, гидро-
ксида алюминия.
При опробовании вод учитываются: генетическая природа
исследуемых вод, геоморфологическое положение источника, ли-
тология, трещиноватость пород, дебит источника, газоотделение
и т. д. Участки разгрузки подземных вод выявляются по темпе-
ратуре и изменению pH.
Характеристика методов анализа, используемых при гидро-
химических поисках, приведена в таблицах 331—334.
460
Таблица 331
Чувствительность методов спектральных определений микрокомпоиеитов
минерализации природных вод [17]
Микрокомпоненты Чувствительность, мкг/л
Из сухого остатка (при простом испарении сухого остатка из канала электрода) Mo, Си, Ag, Be, Bi 0,3
Мп, Ni, Ti, V, Zr, Nb, In, Pb, Sn, Ge, Al, Ga, Yb 1
Co, Cr, Sr, Ba, Au, Pt 3
W, Sb, Cd, La, Hf, Ta, Y 10
Sc, Th 50
As, Zn, P, Ce, U, Cd 100
To же (при введении в него буферной смеси (NH4) 2НРО4 + CaSO4 + MgSO4 + Na2SO4 и внутреннего стандарта СеО3) Ag, Си, Bi 0,01
Ga, Au, Sn, Mo 0,1—0,2
Pb 0,4
Cd, Sb, V 1
Ti, As, Zn 3-4
TI, Hg 10
Из концентратов, полученных по способу ТПИ (соосажде- ние с А1(ОН)) Си, Ag 0,06
Bi, Sn 0,6
Pb, V, Cr, Sb, Cd 1-2
Co, Ni 3-5
Zr, Zn, As 7—13
W, Ti, P 20—30
Hg, Ta 50—90
Из концентратов, полученных по способу ВИТР-ЛТИ Ag 0,1—0,3
In, Ga 0,3
Bi, Be 0,6
Mo, Cu, Sn, Hg* . 1—2
Sn, Pb, Sb, As, Те, TI 3-5
Co, W, Mn, Ta** 7—13
V, Nb3* 20—30
* Чувствительность для ртути достигается при сжигании осадка в полом стальном
электроде.
♦♦ Чувствительность для тантала достигается при сжигании концентрата методом
просыпки.
3* Чувствительность для нйобия достигается при жестком режиме сжигания (время
2 мин, сила тока 20 А).
461
Таблица 332
Чувствительность химических и физико-химических методов определения
микрокомпонентов минерализации природных вод [17]
Определяемый микроэлемент Метод определения Чувствнтель- „ ность определения в расчете на чистый элемент, мкг/л Количество воды иа I анализ, мл
Бор , Колориметрический с кармином 10 100
Бром Объемное определение с гипо- хлоритом 250 50
Ванадий Колориметрический с фосфор- но-фольфрамовым реактивом .2,5 1000
Германий Колориметрический с фенил- флуороном 0,25 1000
Золото Ка пе л ьн о- колор и метр ический с диметиламинобензилиден- роданином 0,02—0,03 3000
Иод а. Колориметрический по иод- крахмальной реакции 100 20
б. Объемное определение с гипс-хлоритом 250 50
Кобальт Колориметрический с иитро- зо-солью 0,5 1000
Марганец Колориметрический в виде MnOj 10 500
Медь Колориметрический с ДДК и дитизоном 2—2,5 200—170
Молибден Колориметрический с родо- нидом аммония 0,5 500
Мышьяк Г Колориметрический с сулемой нли бромной ртутью 1 250
Никель Колориметрический с .димет- тилглиоксимом 1 1000
Ниобий Колориметрический с рода- нидом аммония 1 1000
Ртуть а. Колориметрический с реак- тивом Полежаева 0,2 100
б. Колориметрический с ди- тизоном# 0,5 200
Свинец а. Колориметрический с плюм- боном 2,5 200
б. Полярографическое опре- деление 0,5 200
Титан Колориметрический с дина- триевой солью хромотропо- вой кислоты 1 1000
Уран а. Люминесцентный 0,5 200
б. Колориметрический с ураном 1 500
Фтор Колориметрический с цирко- иом-апизарииом ' 200 25
Цинк а. Колориметрический с ди- тизином 5 100
б. Полярографическое опре- деление 15 1000
462
Таблица 333
Допустимые расхождения для химического анализа вод |17|
Компоненты Допустимые расхождения
Аммоний-ион 0,05—0,1 мг/л, если его содержание не превышает
Бор 0,5 мг/л; при более высоких концентрациях 20 % а) колориметрическое определение 0,1 мг'л, если его содержание не превышает 0,5 мг/л; при более высоких концентрациях 20 %; б) объемное определение: 1 мг/л, если его содержа- ние не превышает 20 мг/л; при более высоких кон- центрациях 5 %
Бром-ион 2 мг/л, если его содержание не превышает 50 мг/л; при более высоких концентрациях 4 %
Г идрокарбонат-ион Железо — общее, оксид- ное Жесткость общая 10 мг/л 0,1 мг/л, если его содержание не превышает 0,5 мг/л; при более высоких концентрациях 20 % 0,0001 моль/л, если общая жесткость не превышает 2,5 моль/л; при более высокой жесткости 2 %
Жесткость устранимая Иод-ион 0,00015 моль/л Объемное определение: 1 мг/л, если содержание иода более 2 мг/л
Калий ион 5 мг/л, если содержание не превышает 70 мг/л при более высоких концентрациях 9 %
Кальций-ион 3 мг/л, если его содержание не превышает 100 мг/л; при более высоких концентрациях 9 %
Карбонат-ион Кислород-свободный Концентрация водород- ных ионов (pH) Кремниевая кислота 4 мг/л 0,10 мг/л 0,1 pH 2 мг/л, если ее содержание не превышает 15 мг/л; при более высоких концентрациях 15 %
Магний-ион 1,5 мг/л, если его содержание не превышает 50 мг/л; при более высоких концентрациях 3 %
Марганец 0,1 мг/л, если его содержание не превышает 0,7 мг/л; при более высоких концентрациях 15 %
Медь 2 мкг/л, если ее содержание не превышает 10 мкг/л; при более высоких концентрациях 20—25 %
Молибден 0,5 мкг/л, если его содержание не превышает 2 мкг/л; при более высоких концентрациях 25 %
Мышьяк 1—2 мкг/л, если его содержание не превышает 10 мкг/л, и 20—10 мкг/л, если его содержание от 10 до 100 мкг/л
Натрий-ион 3 мг/л, если его содержание не превышает 50 мг/л; при более высоких концентрациях 6 %
Нитрат-ион 1 мг/л, если его содержание не превышает 5 мг/л;
Нитрат-ион при более высоких концентрациях 20 % 0,01 мг/л, если его содержание не превышает 0,07 мг/л; при более высоких концентрациях 15 %
Свинец 2,5 мкг/л, если его содержание не превышает 10 и 5 мкг/л, если его содержание от 10 до 20 мкг/л; при более высокой концентрации 25 %
463
Продолжение табл. 333
Компоненты Допустимые расхождения
Сероводород 0,01 мг/л, если его содержание не превышает 1, и 0,3 мг/л, если его содержание от 1 до 4 мг/л,
Сульфат-ион при более высоких концентрациях 8 % 3—5 мг/л, если его содержание не превышает 25 мг/л, и 5—10 мг/л, если его содержание от 25 до 30 мг/л;
Сухой остаток при более высоких концентрациях 3 % 10 мг/л, если сухой остаток не превышает 500 мг/л,
Диоксид углерода при более высокой минерализации 2 % (отн.) 3 мг/л, если ее содержание не превышает 50 мг/л, и 5 мг/л, если ее содержание от 50 до 100 мг/л;
Диоксид углерода агрес- сивный (эксперименталь- ный) Уран при более высоких концентрациях 5 % 2 мг/л 50 %, если содержание урана 10~6 г/л и 25 % (отн.),
Фосфорная кислота если содержание 10"5 г/л и более 0,01 мг/л, если ее содержание не превышает 0,7 мг/л;
Фтор-ион при более высоких концентрациях 15 % 0,1 мг/л, если его содержание не превышает 0,7 мг/л;
Хлор-ион при более высоких концентрациях 15 % 4 мг/л, если его содержание не превышает 200 мг/л; при более высоких концентрациях 2 %
Таблица. 334
Интервалы ^иачений pH и Eh различных веществ и факторы, контролирующие
эти величины. По L. С. Baas-Becking, I. R. Kaplan, О. Moore
Вещество pH Eh, мВ Контролирующие факторы
Метеорные воды 4-8 От +800 до +300 Количество растворенных СО2 и О2
Торфяные болота 7-.8 От +500 до отри- цательных значе- ний Топография, органиче- ские реакции
Вода на водоразде- лах 3—7 От +500 до отри- цательных зна- чений То же
Почвы 2,8—10 и более От +750 до —350 Количество воды, мине- ральный состав, содержание органического вещества
Грунтовые воды 5—9 От +500 до —100 Вмещающие породы, орга- нические реакции
Рудничные воды:
зона окисле- 2—9 От +800 до —200 Окисление пирита
ния
первичная зона 6—9 От +200 до —100 Вмещающие породы
464
Продолжение табл. 334
Вещество pH Eh, мВ Контролирующие факторы
Пресноводные реки и озера 4—10 От +600 до —100 Количество и вид растворен- ного вещества
Пресноводные осадки 4—9 От +600 до —200 Состав осадков (органичес- ких и неорганических)
Осадки морских окраин (в дельтах, эстуариях) 5—10 От +500 до —400 Степень изоляции, виды и количество флоры и фауны, состав осадков
Морская вода 6—10 От +500 до —-200 Водоросли, баланс между растворенными СО2 и СаСО3
Морские осадки 6—9 От +600 до —400 Водоросли, баланс между растворенным СО2 и СаСОз, состав осадков
Эвапориты 6—10 От +600 до —500 Состав рапы, содержание органического вещества
Геотермальные во- 0,85—9,5 От+700 до—185 Многочисленные факторы
ды Реликтовые воды 5—8 От +100 до —300 Изоляция от воздуха, вме- щающие породы
Т а б л и ц а 335
Характеристика подземных слабоминерализованных вод, связанных с наиболее
распространенными типами пород. По О. Е. White, I. D. Нет, G. A. Waring
Тип пород Характеристика воды
Гранит, риолит Низкое содержание ионов; преобладание ионов Na+, НСО+, pH от 6,3 до 7,9; содержание SiO2 от умерен- ного до высокого
Габбро, базальт Среднее содержание ионов; преобладание ионов Са2*, Mg2*, НСО+; pH от 6,7 до 8,5; содержание SiO2 высокое
Песчаник, аркоз, грау- вакка Высокое содержание ионов; преобладание ионов Са2* Mg2*, Na*, НСО^; pH от 5,6 до 9,2; содер- жание SiO2 от низкого до умеренного
Алевролит, глина, сла- нец Высокое содержание ионов; преобладание ионов Na+, Са2*, Mg2*, НСО^, SO2-, Ci-; pH от 4,0 до 8,6; содержание SiO2 от низкого до умеренного
Известиях, доломит, мра- мор Высокое содержание ионов; преобладание ионов Са2*, Mg2*, HCO)f; pH от 7,0 до 8,2 содержание SiO2 низкое
Кристаллический сланец Содержание ионов от низкого до среднего; преобла- дание иоиовНСО^, Са2*, Na*; pH от 5,2 до 8,1; содержание SiO2 низкое
465
Интервалы значения pH и Eh различных веществ, а также
факторы, контролирующие эти величины, показаны в табл. 334.
Характеристика подземных слабоминерализованных вод,
связанных с наиболее распространенными типами пород, да-
ется в табл. 335.
Интерпретация гидрохимических методов поисков прово-
дится со строгим учетом конкретной ландшафтно-геохимической
обстановки, геологии, структуры, металлогении исследуемой
территории, зональности ореолов, особенностей геохимических,
геофизических полей, гидрогеологического режима вод, крио-
генных процессов и т. д. Выделенные в поле аномальные по-
токи подвергаются детализации и немедленной заверке с про-
ведением необходимого комплекса опробования выявленных
признаков минерализации.
БИОГЕОХИМИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ ПОИСКОВ
Эти методы основаны на участии живого вещества в миг-
рации элементов в продуктах жизнедеятельности (преимущест-
венно растительного мира).
Метод реализуется опробованием всего растения или его
части и имеет преимущество в том, что корневая система про-
никает на значительную глубину. Такими объектами поисков
могут быть: площади развития зон окисления и кор выветри-
вания; площади неглубоко погребенных вторичных литохимиче-
ских и гидрохимических ореолов, связанных с рудами, «мине-
ралогически благоприятными» для питания растений и
площади, перекрытые дальнеприносными отложениями (аллю-
виальными или эоловыми); участки и площади развития болот
с неглубоким залеганием руд первичных, вторичных и гидро-
химических ореолов; площади развития обвально-осыпных
склонов; участки растительного покрова, для которых дока-
зана возможность ведения поисков по вторичным ореолам с от-
бором проб с глубины, 1—5 м и более.
В последнее время находит применение биогеохимический
метод поисков в условиях развития многолетней мерзлоты, где
насыщенность микроэлементами клетчатки мхов и лишайников
(после их озоления) выше концентрации в водных потоках рас-
сеяния. Исследованиями Г. И. Лапаева доказана эффектив-
ность применения этого метода при поисках месторождений
цветных металлов.
Глубинность биогеохимических поисков зависит от глубины
развития корневой системы и варьирует от 0 до 70 м (табл. 336).
Наиболее целесообразно проведение биогеохимических по-
исков на стадии геологического изучения в масштабе 1:50000
или на стадии общих поисков с выделением перспективных пло-
щадей и геохимических аномалий. При детальных поисках
466
X
и
X
09
К
я
о
Е
X
X
X
2
о
X
к
к
о
X
X
о
го
Е?
Е
S S 41 »х
U . Сь. "я
Й
о
2
х2
в
о
с к
2 »х
§ я
К
ГО
X
к
ю см
•-сч<у
ГО s--
X ctj
X «
го х 5/И
о
о
X
го
в<
Е
• - I |з §
К 1 §
- X
Подразделение растений на группы по глубине проникновения корневых систем, [17]
3
X
о
го
X
X
X
X
X
X
X
X
X
о;
смх
X
о
467
Т а б л и ц а 337
Зольность сухого вещества наземных растений, 117]
Биообъект Содержание золы в сухом веществе, %
Пределы изменений Среднее
Древесина деревьев с низкой зольностью (лиственница, сосна, кедр) 0,12—0,35 0,2
Древесина деревьев с высокой зольностью (осииа, ива); кора березы 0,7—1,4 1,0
2—8-летние стебли и ветки кустарниковых растений; кора сосны и кедра 1,0—2,6 1,6
2—8-летние части ветвей древесных растений; кора лиственницы 0,8—3,6 2,0
Семена зерновых н масличных культур (пшеница, под- солнечник, хлопчатник) 1,5—4,0 2,3
1—2-летние побеги древесных н кустарниковых рас- тений 1,7—3,8 2,5
Крупные корни древесных, кустарниковых и травя- нистых растений 1,2—5,0 2,5
Многолетняя хвоя древесных н кустарниковых расте- ний 2,0—4,3 3,0
Семена бобовых 2,5—4,6 3,4
Кора осины 3,4—5,7 4,0
Листья кустарниковых растений, хвоя лиственницы 3,7—6,5 5,0
Зеленые побеги древесных растений 4,8—11 6,0
Мелкие корни древесных, кустарниковых и травянис- твГх растений 3,6—10 6,0
Листья древесных растений 4-12 7,0
Наземные ч&тн травянистых растений с нормальной зольностью 6—12 8,0
Наземные части травянистых растений с повышенной зольностью 10—17 13
Растения с высокой зольностью (сухие и полусухие со- лянки, листья сахарной свеклы, листья хлопчатника, крапива, эбепек, хвощи и др.) Травянистые растения с очень высокой зольностью (ростки сахарной свеклы, сарсазаи, мясистые солянки, бнюргун, листовые суккул»иты и др.) 15—25 20
25—50 35
площадное биогеохимическое опробование проводится на уча-
стках биогеохимических аномалий, выявленных в процессе пре-
дыдущих работ.
Эффективность применения биогеохимических методов по-
исков определяется уровнем проведения соответствующих
опытно-методических работ с выявлением: информативности
биогеохимических ореолов; связи с вторичными и гидрохимиче-
скими ореолами, элементами — индикаторами рудных место-
рождений; высокоинформативных безбарьерных по отношению
к основным элементам-индикаторам видов и частей растений,
468
469
Т а б л и ц а 339
Средний состав золы наземных растений и коэффициенты биологического
поглощения. По А. И. Перельману
Элемент Кларк литосферы Средний состав золы наземных растений Коэффициент энологического поглощения
Si 27,6 п 0, п
Al 8,8 0, и 0, п
Fe 5,1 0, п 0, п
Са 3,6 2п п
Na 2,64 п п
К 2,60 Зп п
Mg 2,10 5п п
Ti 9-Ю-8 0,0п 0,0п
Мп 8-10“2 п-10-2 0, п—п
P 5-IO-2 5п п-10
S 5- IO'2 5п п-10
Ba 5-10~2 0,0п 0, п
Cl 4,5- IO’2 5п п-10
Si 4-10-8 0,0п п
Rb 2-10“2 п-10-3 0, п
F 2,7-10-8 0,0п 0, п
Cr 2- IO’8 п-IO'4 0,0п
Zr 2-10~8 п-10-4 0,00 п
V 1,5-10-2 п-IO"3 0, п
Cu 7- Ю-3 п-Ю-3 0, п-—п
Ni 8-IO"3 п-10-3 0, п—п
Li 6,5-IO-3 п-Ю'4 0,0 п
5-IO-3 п- IO"3 п
Sn 4-10-3 п-Ю’4 0,0 п
Co Г 3-io-3 п-Ю’4 0, п—п
I 2,8-10-2 п-Ю’4 0, п— п
La 1,8-10-3 п-Ю-2 0,0 п
Pb 1,6-ю-3 п-Ю"4 0,0 п
Nb 1-10-3 п-Ю-5 0,00 п
Ge 7-IO"4 п-10-3 0,0п
Cs 7-10-4 п-Ю"4 0, п
Sc 6-IO-4 п-Ю-6 0,00п
As 5-IO'4 п-Ю'4 п—0,п
Hf 3,2- IO'4 , п-Ю"7 0,00п
В 3- Ю"4 ООп—0,00п п
Mo 3-10-4 п-Ю'4 п—0, п
u 3-10-4 п- IO"6 0,0п
Ta 2-10-4 п-Ю’’ 0,00п
W 1 • IO-4 п-Ю"’ 0,00п
Se 6-IO-5 п-Ю"5 п
Hg * 7-10“‘ п-IO’6 0,п
Os 5-10-’ п-Ю’8 0,00п
Pd 1•io-« п-10-8 0,00п
Pt 5-10"’ п-Ю"10 0,00п
Ru 5-10-’ п-10-’ 0,00п
Rh i-io-’ п-Ю-’ 0,00п
Re 1 • io-’ п-Ю-10 0,00п
Ra I-IO"1’ п- IO’11 0, п
Ir i-io-’ п-Ю-10 0,00п ‘
.470
пригодных для систематического опробования в конкретных фи-
зико-географических и ландшафтно-геохимических условиях;
глубинности поисков; коэффициентов, учитывающих связь био-
геохимических и литохимических данных, и т. д.
Материалом и объектом опробования (табл. 337, 338) слу-
жат наиболее информативные безбарьерные илн практически
безбарьерные части широко распространенных растений (корни
растений, кора, ветви, хвоя, листья березы, ивы, осины) одного
или (для сравнения) нескольких видов.
Материалом анализа пробы является зола растений, выход
которой при сжигании определяется по табл. 339.
При озолении проб происходит частичная потеря летучих
элементов: молибдена, ванадия, серебра, урана, циика, бора,
золота, мышьяка, сурьмы, висмута, селена, теллура, свинца,
кадмия, таллия, ртути.
ПОИСКИ ПО ГАЗОВЫМ ОРЕОЛАМ
(АТМО-ХИМИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ)
Поиски основаны «на выявлении вторичных газовых ореолов,
связанных с дегазацией горных пород. Наиболее широко ис-
пользуются при поисках нефтяных и газовых месторождений,
над которыми отмечаются ореолы метана (СН4), этана (С2Нв),
пропана (СзН8), бутаиа (C4Hto).
Над первичными ореолами и рудными телами твердых ме-
таллических полезных ископаемых также фиксируются вторич-
ные газовые ореолы углекислого газа, водорода, иногда
метана. При окислении сульфидных руд над ними в подпочвен-
ном слое формируются вторичные газовые ореолы сероводо-
рода и углекислого газа. Над месторождениями ртути и ртуть-
содержащих руд могут образовываться вторичные газовые
ореолы ртути за счет миграции паров этого элемента из кино-
вари, ртутьсодержащих минералов.
Образование вторичных газовых ореолов может быть вы-
звано самопроизвольным распадом атомов радиоактивных эле-
ментов. Конечными продуктами распада урана-238 являются
изотоп радона-222, гелий-4. При К-захвате образуются атомы
аргоиа-40 за счет калия-40. Таким образом, вторичные ореолы
инертных газов могут также служить объектом изучения при
поисках радиоактивного сырья. Обычно используется радоновая
(эманационная) съемка. Радиоактивный изотоп радона-222
имеет период полураспада, равный 4 дням (3, 82 дня). В этой
связи обнаружение газовых ореолов радона обеспечивает до-
' вольно хорошую локализацию аномалий.
В основе формирования газовых ореолов лежит высокая ми-
грационная способность газов, которая определяется фильтра-
471
цнен и диффузией. Основное значение имеет фильтрация. Ее
интенсивность прн высокой проницаемости горных пород может
достигать 3000 см3/м2 в сутки н выше. Скорость же днффузнн
газов через воду составляет 0,6 см3/м2 в сутки, а через насы-
щенные водою горные породы 0,01—0,1 см3/м2. Скорость филь-
трации определяется проницаемостью пород, их трещинова-
тостью. Последняя резко увеличивает фильтрацию. Например,
фильтрация углеводородных газов, сопутствующая нефтяным н
газовые месторождениям, приводит к формированию газовых
ореолов, по выявлению которых можно судить о месте углеводо-
родных скоплении.
В результате диффузии н фильтрации вокруг месторождений
твердых полезных ископаемых также формируются газовые
ореолы, размеры которых значительно превышают размеры лн-
тохнмнческнх н гидрохимических ореолов, поэтому онн могут
быть легко обнаружены газовой съемкой.
Газовые ореолы по своей природе могут быть первичными
(сопутствующие газы нефтяных и газовых, месторождений) и
вторичными (например, образованными за счет окисления
сульфидных руд).
Для выделения аномалий газовых ореолов необходимо знать
распространенность газов в атмосфере и горных породах. Ис-
следованиями В. А. Соколова установлено, что в осадочных по-
родах в среднем содержится 2,14-1014 т газов. На долю метана
приходится (в %) 39, углекислого газа — 27,7, азота — 26, тя-
желых углеводородов — 6,4, водорода — 0,3. В магматических
породах литосферы (гранитного слоя) содержится !_• 1015 т га-
зов. В ннх преобладает углекислый газ (в %) 83,8, азота— 11,
водорода — 3, сернистого газа — 2, метана — 0,2.
В процессе диффузии и инфильтрации газ может сорбиро-
ваться на породах. Количество сорбированного газа на 1 кг
осадочных пород обычно варьирует от десятых долей до не-
скольких кубических сантиметров. Сорбция газа зависит от
природы сорбента, давления и температуры. С увеличением
давления сорбция растет в соответствии с уравнением Лан-
гюра:
— = ab-P/l+(b-P),
т
где х — общее количество газа, сорбированное т граммами
горной породы; Р — давление газа; а и b — постоянные вели-
чины.
С ростом температуры сорбция газа на частицах породы
уменьшается. Прн опережающем росте градиента давления
в глубоких зонах сорбция увеличивается при меньшем возра-
стании градиента температуры.
Максимальной сорбционной емкостью обладает уголь, за-
472
тем глины, пески и т. д. Органическое вещество увеличивает
сорбционную емкость пород. Сорбционная емкость пород умень-
шается также в ряду осадочные породы — метаморфические по-
роды — изверженные породы.
Поиски рудных месторождений по газовым ореолам не по-
лучили такого широкого распространения, как литохимические
методы.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Алексеенко В. А., Войткевич Г. В. Геохимические методы поисков ме-
сторождений полезных ископаемых. М., Недра, 1979.
2. Балашов Ю. А. Изотопно-геохимическая эволюция мантии и коры
Земли. М., Наука, 1985.
3. Биогеохимия океана/Под ред. А. П. Лисицына. М., Наука, 1983.
4. Браун Д„ Массет А. Недоступная Земля. Перев. с англ. М., Мир, 1984.
5. Браунлоу А. X. Геохимия. Перев. с англ. М., Недра, 1984.
6. Вернадский В. И. Химическое строение биосферы Земли и ее окруже-
ния. М., Наука, 1987.
7. Войткевич Г. В. Химическая эволюция Солнечной системы. М., Наука,
1979.
8. Войткевич Г. В. Происхождение и химическая эволюция Земли. М.,
Наука, 1983.
9. Войткевич Г. В., Кизильштейн Л. Я., Холодков Ю. И. Роль органиче-
ского вещества в концентрации металлов в земной коре. М., Недра, 1983.
10. Войткевич Г. В., Бессонов О. А. Химическая эволюция Земли. М.,
Недра, 1986.
11. Войткевич Г. В. Проблемы космохимии. Ростов-на-Дону, Изд. РГУ,
1987.
12. Войткевич Г. В. Возникновение и развитие жизни на Земле. М., На-
ука, 1988.
13. Галимов Э. М. Новые рубежи изотопной геохимии,—Вести. АН СССР,
1982. № 10, с. 71—79.
14. Галимов Э. М., Козина Л. А. Исследование органического вещества и
га^ов в осадочных отложениях дна Мирового океана. М., Недра, 1982.
15. Додд Р. Метеориты. Петролого-химическое обобщение. Перев. с англ.
М., Мир, 198(>.
16. Жарков В. Н. Внутреннее строение Земли и планет. М., Наука, 1983.
17. Инструкция по геохимическим методам поисков рудных месторожде-
ний. М., Недра, 1983.
18. Кинг Э. Космическая геология (введение). Перев. с англ. М., Мир,
1979.
19. Ковалев В. А. Болотные минералого-геохимические системы. Минск,
Наука и техника, 1985.
20. Крайнов С. В., Швец В. М. Основы геохимии подземных вод. М.,
Недра, 1980.
21. Краткий справочник по геохимии/Г. В. Войткевич, А. Е. Мирошни-
ков, А. С. Поваренных, В. Г. Прохоров. М., Недра, 1977.
22. Кузнецов В. А. Геохимия речных долин. Минск, Наука и техника,
1986.
23. Львович М. И. Вода и жизнь. М., Мысль, 1986.
24. Мейнард Дж. Геохимия осадочных рудных месторождений. Перев.
с англ. М., Мир, 1985.
25. Овчинников Л. И., Григорян С. В. Теоретические основы геохимиче-
ских методов поисков рудных месторождений. М., Наука, 1986.
26. Овчинников Л. Н„ Масалович А. М. Экспериментальное исследова-
ние гидротермального рудообразования. М., Наука,-1981.
27. Перельман А. И. Геохимия. М., Высшая школа, 1979.
28. Петтиджон Ф. Дж. Осадочные породы. М., Недра, 1981.
29. Посохов-E. В. Химическая эволюция гидросферы. Л., Гидрометеоиз-
дат, 1981.
474
30. Рингвуд А. Е. Происхождение Земли и Луны. М., Недра, 1982.
31. Сапрыкин Ф. Я. Геохимия почв и охрана природы. Л., Недра, 1984.
32. Соловое А. П. Геохимические методы поисков месторождений полез-
ных ископаемых. М., Недра, 1985.
33. Справочник по изотопной геохимии/Э. В. Соботович, Е. Н. Бартниц-
кий, О. В. Цьоиь, Л. В. Кононенко. М., Энергоатомиздат, 1982.
34. Файф У„ Прайс Н„ Томпсон А. Флюиды в земной коре. Перев. с. англ.
М„ Мир, 1981.
35. Ферсман А. Е. Избранные труды. Т. I—VI. М., Изд-во АН СССР,
1952—1959.
36. Физика Космоса. Маленькая энциклопедия/Под ред. Р. А. Сюняева.
М., Советская энциклопедия. 1986.
37. Хант Дж. Геохимия и геология нефти и газа. Перев. с англ. М., Мир,
1982.
38. Хендерсон /7. Неорганическая геохимия. Перев. с англ. М., Мир, 1985.
39. Шкала геологического времени/У. Б. Харленд, А. В. Кокс, Н. Г. Ле-
веллин, К. А. Пик, А. Г. Смит, Р. Уолтерс. Перев. с англ. М., Мир, 1985.
40. Юдович Я. Э., Кэтрис М. Н„ Мерец А. В. Элементы примеси в иско-
паемых углях. Л., Наука, 1985.
41. Clarke F. W. The Data of Geochemistrv (fifth edition). U. S. Geol.
Surv. Bull. 1924.
42. Dziewonski A. M., Anderson Don L. Structure, elastic and density of
the earth’s interior, gravity and pressure. In Landolt — Bornstein, New Se-
ries, Springer Verlag. Heidelberg, 1984, p. 84—96.
43. Goldschmidt V. M„ Geochemistry. Oxford and the Clarendon Press,
Oxford. 1954.
44. Landolt — Bornstein, Physical Properties of Rocke. Numerical Data
and Functional Relationships in Science and Technology. New Series, v. 1/ed.
Springer Verlag, Heidelberg, 1982.
45. Lewis J. S., Prinn R. G. Planets and their Atmospheres. Origin and
Evolution. Academic Press, New York—San Paulo, 1984.
46. Nordstrom D. K., Monoz J. L. Geochemical Thermodynamics. Black-
well, Scientific, Palo Alto. CA, 1986.
47. Polanski A. Izotopy w Geologii. Wydawnictwa Geologiczne, War-
szawa, 1979.
48. Smith D. G. (editor) The Cambridge Encyclopedia of the Earth’s
Science. Cambridge University Press. London — Hew York — London, 1981.
49. Taylor S. R., Me Lennan A. H. The continental crust: its composition
and evolution. Blacwell, 1985 xv.
50. Yoder H. S. (editor) The evolution of the igneous rocks, (dedicated
to the memory of N. L. Bowen). Princeton University Press, Princeton, New
Jersy, 1980.
ПРИЛОЖЕНИЕ
ВАЖНЕЙШИЕ ФИЗИКО-ХИМИЧЕСКИЕ
КОНСТАНТЫ
Атомная единица массы а. е. м.— 1/16 массы изотопа кис-
лорода f6O, 1 а. е. м.= 1,66035-10-24 г
Заряд электрона е~ = (4,80294±0,00008) • 10-10 Кл
Масса покоя электрона те~ (9,1086±0,0003) • 10-28 г
Отношение заряда электрона к его массе покоя
е-/те~ (1,75888 ± 0,00003)• 107 Кл-г"1
Масса протона тр = (1,67248±0,00031 )• 10-24 г
Масса нейтрона тп= (1,67470±0,00004) • 10~24 г
Масса атома водорода тн~ (1,67339±0,00012) • 10"24 г
Масса альфа-частицы
та = (6,64422 ± 0,00012) • 10’24 г
Отношение массы протона к массе электрона
тр1те = 1836,13 ±0,02
Атомная масса протона 1,0075957±0,000001 а. е. м.
* Атомная масса водорода 1,0081445 ±0,000001 а. е. м.
Отношение единицы физической и химической шкал атом-
ных масс
16,00435-16 = 1,00027
Число молекул в 1 см3 при нормальных условиях (число
Лошмидта) 2,68709 • 10’9
Объем 1 грамм-молекулы при нормальных условиях
22,4136 ±0,0030 л
Энергия, соответствующая 1 эВ, (1,60256±0,00016) • 1012 эрг
Энергия, соответствующая 1 МэВ, (1,60256 ±0,00016) X
X Ю6 эрг
Переводной множитель от 1 а. е. м. к 1 МэВ, 1 а. е. м.=
= 931,04 МэВ
Объем Г кг чистой воды (4 °C, 0,1 МПа), 1 л= 1000,028 см3
1 мм рт, ст. = 133,3 22 Па
1 кал = 4,1855 ±0,0004 Дж
Температура абсолютного нуля К~ —273,15 °C
Значения основных физических постоянных в последнее
время принимаются по рекомендации Ассамблеи Международ-
ного союза чистой и прикладной физики. Эти значения вы-
браны с учетом перехода на новую шкалу атомных масс
476
С12= 12 (точно). Некоторые новые значения важнейших физи-
ческих постоянных по новой шкале приводятся ниже*.
Единица атомной массы п 1/12 массы изотопа 12С (точно)
Скорость света в вакууме с(2,997925±0,000003) • 1010 см/с
Элементарный заряд е(4,80298±0,00020) • 1010 Кл
Постоянная Авогадро NA (6,02252±0,00028) • 1023 моль-1
Масса покоя электрона те(5,48597 ±0,00009) • 10-4 п
Константа Фарадея F(9,64870±0,00016) • 104 Кл/моль
Постоянная Планка /г (6,6256±0,005) - 10 27 эрг/с
Универсальная газовая постоянная /? = 8,31434 Дж/(мольХ
X градус)
Нормальный объем моля идеального газа V0(2,24136±
±0,00030) • 104 см3 X моль-1
* Термические константы веществ. Ред. В. И. Глушко. М., 1965 (Все-
союзный ин-т научн. и техн, информ.).
ОГЛАВЛЕНИЕ
Предисловие......................................................... 3
Глава 1. Химический состав Земли и космических тел.................. 5
Строение и состав Земли............................................. 5
Строение и состав земной коры.......................................14
Солнце..............................................................21
Сравнительная характеристика планет . 21
Глава II. Свойства элементов, минералов и горных пород..............27
Элементарные частицы вещества.......................................27
Распределение электронов в атомах............................... . 28
Атомные радиусы элементов...........................................32
Ионные радиусы элементов...........................................32
Потенциалы ионизации атомов и ионов ................................36
Электроотрицательность элементов ................................ 40
Некоторые термические свойства элементов............................41
Геохимические классификации элементов 43
Температура плавления минералов ................................... 47
Термодинамические свойства минералов................................49
Изоморфизм..........................................................49
Плотность минералов и горных пород..................................64
«Г
Глава III. Распространенность химических элементов..................67
Формы нахождения элементов в природе . . . ....................... 67
Общие сведения о распространенности элементов.......................71
Атомная космическая распространенность элементов ................. .77
Среднее содержание химических элементов в земной коре ...... 80
Распространенность элементов в горных породах земной коры .... 86
Распространенность элементов в горных породах Луны..................99
Глава IV. Метеориты и планетные породы..............................99
Классификация метеоритов» и их состав...............................99
Хондриты.......................................................... 109
Ахондриты...........................................................ИЗ
Железокамеиные метеориты...........................................117
Железные метеориты . :.............................................118
Тектиты............................................................121
Лунные породы .'...................................................122
Породы поверхности планет земной группы............................125
Глава V. Химический состав изверженных горных пород................128
Общая характеристика изверженных горных пород......................128
Ультраосиовиыо породы..............................................132
Основные породы....................................................133
Средние породы ....................................................137
Кислые породы......................................................139
478
Щелочные породы.................................................. 142
Глава VI. Химический состав осадочных горных пород.......145
Общая характеристика осадочных горных пород . :.......145
Обломочные породы.................................................150
Глинистые породы..................................................151
Карбонатные породы................................................162
Кремнистые породы.................................................174
Фосфориты ........................................................178
Эвапориты.........................................................178
Железистые породы и железные руды.................................181
Марганцевые породы и руды.........................................193
Бокситы и алюминиевые породы.................................... 199
Медистые породы и руды........................................ 208,
Современные морские осадки........................................210
Глава VII. Химический состав метаморфических горных пород .... 214
Общие сведения о метаморфизме и метаморфических породах .... 214
Породы различных ступеней метаморфизма............................220
Древнейшие горные породы Земли....................................220
Метаморфические породы разных районов СССР........................236
Глава VIII. Химический состав природных вод.......................253
Свойства воды, ее структур^ н полиморфизм....................... 253
Морские воды......................................................259
Атмосферные воды..................................................269
Воды поверхности континентов .................................... 274
Подземные воды....................................................276
Термальные воды ..................................................288
Глава IX. Химический состав природных газов.......................304
Атмосфера ........................................................304
Классификация природных газов.....................................308
Природные газы почв и осадочных горных пород......................312
Газы магматических пород и вулканических эксгаляций ............. 315
Глава X. Химический состав организмов и биогенных образований . . . 320
Общие закономерности распределения химических элементов в живом
веществе......................................................... 320
Химический состав организмов моря.................................329
Каменный уголь....................................................337
Нефть............................................................ 341
Почвы............................................................ 344
Глава XI. Данные органической геохимии............................352
Краткие сведения об органических веществах....................... 352
Масса живого вещества и продуктивность фотосинтеза................358
Органические вещества почвы.......................................360
Органические вещества природных вод............................. 363
Органическое вещество углей...................................... 365
Органическое вещество нефти.......................................368
Глава XII. Изотопы в геохимии ....................................369
Основные закономерности распространения изотопов ................ 369
Процессы разделения изотопов в природных условиях......383
Изотопы водорода..................................................386
Изотопы углерода..................................................389
Изотопы азота.....................................................391
Изотопы кислорода.................................................392
479
Изотопы серы.......................................................397
Изотопы кремния и некоторых других элементов......................401
Глава XIII. Ядерная геохронология ...........................403
Вводные замечания..................................................403
Уран-торнй-свннцовын метод.........................................408
Вычисление возраста по изотопному составу обычного свинца .... 412
Калин-аргоиовый метод..............................................418
Калий-кальцневый метод.............................................420
Рубндий-стронцневый метод..........................................421
Самарий-неоднмовый метод.......................................... 422
Рений-осмиевый метод...............................................423
Возраст метеоритов................................................; 424
Возраст Земли .....................................................425
Геохронологическая шкала...........................................427
Глава XIV. Геохимические методы поисков............................430
Общие положения....................................................430
Лнтохимнческне методы поисков......................................441
Поиски по потокам рассеяния........................................454
Шлихогеохимический метод поисков...................................457
Гидрохимические методы поисков.....................................458
Биогеохимические методы поисков....................................466
Поиски по газовым ореолам (атмо-химические методы).................471
Список литературы..................................................474
Приложение. Важнейшие физико-химические константы..................476
СПРАВОЧНОЕ ИЗДАНИЕ
Войткевич Георгий Витольдович
Кокин Александр Васильевич
Мирошников Анатолий Ефимович
Прохоров Владимир Георгиевич
СПРАВОЧНИК ПО ГЕОХИМИИ
Заведующий редакцией В. А. Крыжановский
Редакторы Л. С. Цаплина, Л. А. Журавлева
Технические редакторы О. А. Колотвина, А. А. Бровкина
Корректоры Н. А. Громова, Г. П. Вергун
ИБ № 7542 '
Сдаю, в набор 22.03.89. Подписано в печать 24.08.89. Т-08742. Формат бОХвв’Ле.
Бумага кн.-журн. ИМП. Гарнитура Литературная. Печать офсетная. Усл.-печ. л.
29,4. Усл. кр.-отт. 29,4. Уч.-изд. л. 34,63. Тираж 7000 экз. Заказ 639/1754-2. Цена
2 р. 20 К,
Ордена «Знак! Почета» издательство «Недра»
125047 Москва, пл. Белорусского вокзала, 3
Ленинградская типография № 4 ордена Трудового Красного Знамени Ленинградского
объединения «Техническая книга» нм. Евгении Соколовой Государственного комитета
СССР по печати. 191126, Ленинград, Социалистическая ул., 14.