Геохимия — это наука , которая использует инструменты и принципы химии для объяснения механизмов, лежащих в основе крупных геологических систем, таких как земная кора и ее океаны . [1] : 1 Область геохимии простирается за пределы Земли , охватывая всю Солнечную систему , [2] и внесла важный вклад в понимание ряда процессов, включая конвекцию мантии , образование планет и происхождение гранита и базальта . [1] : 1 Это интегрированная область химии и геологии .
Термин «геохимия» впервые был использован швейцарско-немецким химиком Христианом Фридрихом Шёнбейном в 1838 году: «Сравнительная геохимия должна быть начата, прежде чем геогнозия сможет стать геологией, и прежде чем тайна происхождения наших планет и их неорганической материи может быть раскрыта». [3] Однако до конца столетия более распространенным термином был «химическая геология», и контакты между геологами и химиками были незначительными . [3]
Геохимия возникла как отдельная дисциплина после того, как были созданы крупные лаборатории, начиная с Геологической службы США (USGS) в 1884 году, которая начала систематические исследования химии горных пород и минералов. Главный химик USGS, Фрэнк Вигглсворт Кларк , отметил, что элементы, как правило, уменьшаются в распространенности по мере увеличения их атомного веса, и обобщил работу по распространенности элементов в The Data of Geochemistry . [3] [4] : 2
Состав метеоритов исследовался и сравнивался с земными породами еще в 1850 году. В 1901 году Оливер К. Фаррингтон выдвинул гипотезу, что, хотя и существуют различия, относительное содержание должно быть одинаковым. [3] Это было началом области космохимии и внесло большой вклад в то, что мы знаем о формировании Земли и Солнечной системы. [5]
В начале 20 века Макс фон Лауэ и Уильям Л. Брэгг показали, что рассеяние рентгеновских лучей может быть использовано для определения структур кристаллов. В 1920-х и 1930-х годах Виктор Гольдшмидт и его коллеги из Университета Осло применили эти методы ко многим распространенным минералам и сформулировали набор правил группировки элементов. Гольдшмидт опубликовал эту работу в серии Geochemische Verteilungsgesetze der Elemente [Геохимические законы распределения элементов]. [4] : 2 [6]
Исследования Манфреда Шидловски с 1960-х годов и примерно до 2002 года были посвящены биохимии ранней Земли с упором на изотопную биогеохимию и свидетельства самых ранних жизненных процессов в докембрии . [7] [8]
Некоторые разделы геохимии: [9]
Строительными блоками материалов являются химические элементы . Их можно идентифицировать по их атомному номеру Z, который представляет собой число протонов в ядре . Элемент может иметь более одного значения для N, числа нейтронов в ядре. Сумма этих значений является массовым числом , которое примерно равно атомной массе . Атомы с одинаковым атомным номером, но разным числом нейтронов называются изотопами . Данный изотоп идентифицируется буквой для элемента, которой предшествует надстрочный индекс для массового числа. Например, два распространенных изотопа хлора - это 35 Cl и 37 Cl. Существует около 1700 известных комбинаций Z и N, из которых только около 260 являются стабильными. Однако большинство нестабильных изотопов не встречаются в природе. В геохимии стабильные изотопы используются для отслеживания химических путей и реакций, в то время как радиоактивные изотопы в основном используются для датирования образцов. [4] : 13–17
Химическое поведение атома — его сродство к другим элементам и тип связей , которые он образует — определяется расположением электронов на орбиталях , особенно внешних ( валентных ) электронов. Эти расположения отражены в положении элементов в периодической таблице . [4] : 13–17 В зависимости от положения элементы делятся на широкие группы щелочных металлов , щелочноземельных металлов , переходных металлов , полуметаллов (также известных как металлоиды ), галогенов , благородных газов , лантаноидов и актинидов . [4] : 20–23
Другая полезная схема классификации для геохимии — классификация Гольдшмидта , которая делит элементы на четыре основные группы. Литофилы легко соединяются с кислородом. Эти элементы, в том числе Na , K , Si , Al , Ti , Mg и Ca , доминируют в земной коре , образуя силикаты и другие оксиды. Сидерофильные элементы ( Fe , Co , Ni , Pt , Re , Os ) имеют сродство к железу и имеют тенденцию концентрироваться в ядре . Халькофильные элементы ( Cu , Ag , Zn , Pb , S ) образуют сульфиды ; а атмофильные элементы ( O , N , H и благородные газы) доминируют в атмосфере. Внутри каждой группы некоторые элементы являются тугоплавкими , оставаясь стабильными при высоких температурах, в то время как другие являются летучими , испаряясь легче, поэтому нагревание может разделить их. [1] : 17 [4] : 23
Химический состав Земли и других тел определяется двумя противоположными процессами: дифференциацией и смешением. В мантии Земли дифференциация происходит в срединно-океанических хребтах посредством частичного плавления , при этом более тугоплавкие материалы остаются у основания литосферы , а остальная часть поднимается, образуя базальт . После того, как океаническая плита опускается в мантию, конвекция в конечном итоге смешивает две части вместе. Эрозия дифференцирует гранит , разделяя его на глину на дне океана, песчаник на краю континента и растворенные минералы в океанских водах. Метаморфизм и анатексис (частичное плавление пород земной коры) могут снова смешивать эти элементы. В океане биологические организмы могут вызывать химическую дифференциацию, в то время как растворение организмов и их отходов может снова смешивать материалы. [1] : 23–24
Основным источником дифференциации является фракционирование , неравномерное распределение элементов и изотопов. Это может быть результатом химических реакций, фазовых переходов , кинетических эффектов или радиоактивности . [1] : 2–3 В самом большом масштабе планетарная дифференциация представляет собой физическое и химическое разделение планеты на химически различные регионы. Например, планеты земной группы образовали богатые железом ядра и богатые силикатом мантии и коры. [16] : 218 В мантии Земли основным источником химической дифференциации является частичное плавление , особенно вблизи срединно-океанических хребтов. [17] : 68, 153 Это может происходить, когда твердое тело является гетерогенным или твердым раствором , и часть расплава отделяется от твердого тела. Процесс известен как равновесное или пакетное плавление, если твердое тело и расплав остаются в равновесии до момента удаления расплава, и фракционное или рэлеевское плавление, если он удаляется непрерывно. [18]
Изотопное фракционирование может иметь формы, зависящие от массы и независимые от массы. Молекулы с более тяжелыми изотопами имеют более низкие энергии основного состояния и, следовательно, более стабильны. В результате химические реакции показывают небольшую изотопную зависимость, причем более тяжелые изотопы предпочитают виды или соединения с более высокой степенью окисления; и при фазовых переходах более тяжелые изотопы имеют тенденцию концентрироваться в более тяжелых фазах. [19] Масс-зависимое фракционирование является самым большим в легких элементах, поскольку разница в массах составляет большую долю от общей массы. [20] : 47
Соотношения между изотопами обычно сравниваются со стандартом. Например, сера имеет четыре стабильных изотопа, из которых два наиболее распространены — 32 S и 34 S. [20] : 98 Соотношение их концентраций, R = 34 S/ 32 S , сообщается как
где R s — это то же самое отношение для стандарта. Поскольку различия невелики, отношение умножается на 1000, чтобы сделать его частями на тысячу (называемым частями на мил). Это представлено символом ‰ . [19] : 55
Равновесное фракционирование происходит между химическими веществами или фазами, которые находятся в равновесии друг с другом. При равновесном фракционировании между фазами более тяжелые фазы предпочитают более тяжелые изотопы. Для двух фаз A и B эффект может быть представлен фактором
В фазовом переходе жидкость-пар для воды, l -v при 20 градусах Цельсия составляет 1,0098 для 18 O и 1,084 для 2 H. В общем, фракционирование больше при более низких температурах. При 0 °C факторы составляют 1,0117 и 1,111. [19] : 59
Когда нет равновесия между фазами или химическими соединениями, может произойти кинетическое фракционирование . Например, на границах между жидкой водой и воздухом прямая реакция усиливается, если влажность воздуха меньше 100% или водяной пар перемещается ветром. Кинетическое фракционирование обычно усиливается по сравнению с равновесным фракционированием и зависит от таких факторов, как скорость реакции, путь реакции и энергия связи. Поскольку более легкие изотопы обычно имеют более слабые связи, они имеют тенденцию реагировать быстрее и обогащать продукты реакции. [19] : 60
Биологическое фракционирование является формой кинетического фракционирования, поскольку реакции, как правило, идут в одном направлении. Биологические организмы предпочитают более легкие изотопы, поскольку разрыв энергетических связей требует меньших энергетических затрат. В дополнение к ранее упомянутым факторам, окружающая среда и вид организма могут оказывать большое влияние на фракционирование. [19] : 70
Благодаря различным физическим и химическим процессам химические элементы изменяют свою концентрацию и перемещаются в так называемых геохимических циклах . Понимание этих изменений требует как детального наблюдения, так и теоретических моделей. Каждое химическое соединение, элемент или изотоп имеет концентрацию, которая является функцией C ( r , t ) положения и времени, но моделировать полную изменчивость непрактично. Вместо этого, в подходе, заимствованном из химической инженерии , [1] : 81 геохимики усредняют концентрацию по областям Земли, называемым геохимическими резервуарами . Выбор резервуара зависит от проблемы; например, океан может быть одним резервуаром или быть разделенным на несколько резервуаров. [21] В типе модели, называемой ящичной моделью , резервуар представлен в виде ящика с входами и выходами. [1] : 81 [21]
Геохимические модели обычно включают обратную связь. В простейшем случае линейного цикла либо вход, либо выход из резервуара пропорционален концентрации. Например, соль удаляется из океана путем образования эвапоритов , и при постоянной скорости испарения в эвапоритовых бассейнах скорость удаления соли должна быть пропорциональна ее концентрации. Для заданного компонента C , если вход в резервуар является константой a , а выход равен kC для некоторой константы k , то уравнение баланса массы будет
Это выражает тот факт, что любое изменение массы должно быть сбалансировано изменениями на входе или выходе. В масштабе времени t = 1/k система приближается к устойчивому состоянию , в котором C stable = a / k . Время пребывания определяется как
где I и O — это входные и выходные скорости. В приведенном выше примере стационарные входные и выходные скорости равны a , поэтому τ res = 1/ k . [21]
Если скорости входа и выхода являются нелинейными функциями C , они все еще могут быть тесно сбалансированы в масштабах времени, намного превышающих время пребывания; в противном случае будут большие колебания C. В этом случае система всегда близка к стационарному состоянию, и расширение уравнения баланса массы самого низкого порядка приведет к линейному уравнению, подобному уравнению ( 1 ). В большинстве систем один или оба входа и выхода зависят от C , что приводит к обратной связи, которая стремится поддерживать стационарное состояние. Если внешнее воздействие возмущает систему, она вернется в стационарное состояние в масштабе времени 1/ k . [21]
Состав солнечной системы похож на состав многих других звезд, и, за исключением небольших аномалий, можно предположить, что она образовалась из солнечной туманности , которая имела однородный состав, а состав фотосферы Солнца похож на состав остальной части Солнечной системы. Состав фотосферы определяется путем подгонки линий поглощения в ее спектре к моделям атмосферы Солнца. [23] Самыми большими элементами по доле от общей массы являются водород (74,9%) и гелий (23,8%), а все остальные элементы вносят всего 1,3%. [24] Существует общая тенденция экспоненциального уменьшения распространенности с увеличением атомного номера, хотя элементы с четным атомным номером встречаются чаще, чем их соседи с нечетным номером ( правило Оддо–Харкинса ). По сравнению с общей тенденцией литий , бор и бериллий истощаются, а железо аномально обогащается. [25] : 284–285
Характер распространенности элементов в основном обусловлен двумя факторами. Водород, гелий и часть лития образовались примерно через 20 минут после Большого взрыва , в то время как остальные были созданы в недрах звезд . [4] : 316–317
Метеориты бывают разных составов, но химический анализ может определить, были ли они когда-то в планетезималях , которые расплавились или дифференцировались . [23] : 45 Хондриты недифференцированы и имеют круглые минеральные включения, называемые хондрами . Имея возраст 4,56 миллиарда лет, они датируются ранней Солнечной системой . Особый вид, хондрит CI , имеет состав, который близко соответствует составу фотосферы Солнца, за исключением истощения некоторых летучих веществ (H, He, C, N, O) и группы элементов (Li, B, Be), которые разрушаются в результате нуклеосинтеза на Солнце. [4] : 318 [23] Из-за последней группы хондриты CI считаются более соответствующими составу ранней Солнечной системы. Более того, химический анализ хондритов CI более точен, чем для фотосферы, поэтому его обычно используют в качестве источника химического состава, несмотря на их редкость (на Земле было обнаружено всего пять). [23]
Планеты Солнечной системы делятся на две группы: четыре внутренние планеты — это планеты земной группы ( Меркурий , Венера , Земля и Марс ), с относительно небольшими размерами и каменистыми поверхностями. Четыре внешние планеты — это планеты-гиганты , в которых преобладают водород и гелий и которые имеют более низкую среднюю плотность. Их можно далее подразделить на газовых гигантов ( Юпитер и Сатурн ) и ледяных гигантов ( Уран и Нептун ), которые имеют большие ледяные ядра. [26] : 26–27, 283–284
Большая часть нашей прямой информации о составе планет-гигантов получена из спектроскопии . С 1930-х годов было известно, что Юпитер содержит водород, метан и аммоний . В 1960-х годах интерферометрия значительно увеличила разрешение и чувствительность спектрального анализа, что позволило идентифицировать гораздо большее количество молекул, включая этан , ацетилен , воду и оксид углерода . [27] : 138–139 Однако наземная спектроскопия становится все более сложной для более удаленных планет, поскольку отраженный свет Солнца намного тусклее; и спектроскопический анализ света от планет может быть использован только для обнаружения колебаний молекул, которые находятся в инфракрасном диапазоне частот. Это ограничивает содержание элементов H, C и N. [27] : 130 Обнаружены два других элемента: фосфор в газе фосфине (PH 3 ) и германий в германе (GeH 4 ). [27] : 131
Атом гелия имеет колебания в ультрафиолетовом диапазоне, который сильно поглощается атмосферами внешних планет и Земли. Таким образом, несмотря на его обилие, гелий был обнаружен только после того, как космические аппараты были отправлены к внешним планетам, и то только косвенно через поглощение, вызванное столкновением в молекулах водорода. [27] : 209 Дополнительная информация о Юпитере была получена с зонда Галилео , когда он был отправлен в атмосферу в 1995 году; [28] [29] и последняя миссия зонда Кассини в 2017 году состояла в том, чтобы войти в атмосферу Сатурна. [30] В атмосфере Юпитера было обнаружено, что He был обеднен в 2 раза по сравнению с составом Солнца, а Ne — в 10 раз, что является удивительным результатом, поскольку другие благородные газы и элементы C, N и S были увеличены в 2–4 раза (кислород также был обеднен, но это было связано с необычно сухим регионом, который исследовал Галилео). [29]
Спектроскопические методы проникают в атмосферу Юпитера и Сатурна только на глубины, где давление примерно равно 1 бару , что примерно соответствует атмосферному давлению Земли на уровне моря . [27] : 131 Зонд Галилео проник до 22 бар. [29] Это небольшая часть планеты, которая, как ожидается, достигнет давления более 40 Мбар. Чтобы ограничить состав внутри, термодинамические модели строятся с использованием информации о температуре из спектров инфракрасного излучения и уравнений состояния для вероятных составов. [27] : 131 Эксперименты при высоком давлении предсказывают, что водород будет металлической жидкостью внутри Юпитера и Сатурна, в то время как в Уране и Нептуне он остается в молекулярном состоянии. [27] : 135–136 Оценки также зависят от моделей формирования планет. Конденсация пресолнечной туманности привела бы к образованию газообразной планеты с тем же составом, что и Солнце, но планеты могли бы также образоваться, когда твердое ядро захватило бы небулярный газ. [27] : 136
В современных моделях четыре гигантские планеты имеют ядра из камня и льда, которые примерно одинаковы по размеру, но доля водорода и гелия уменьшается с примерно 300 масс Земли в Юпитере до 75 в Сатурне и всего нескольких в Уране и Нептуне. [27] : 220 Таким образом, в то время как газовые гиганты в основном состоят из водорода и гелия, ледяные гиганты в основном состоят из более тяжелых элементов (O, C, N, S), в основном в форме воды, метана и аммиака. Поверхности достаточно холодные, чтобы молекулярный водород был жидким, поэтому большая часть каждой планеты, вероятно, представляет собой водородный океан, покрывающий одно из более тяжелых соединений. [31] За пределами ядра Юпитер имеет мантию из жидкого металлического водорода и атмосферу из молекулярного водорода и гелия. Металлический водород плохо смешивается с гелием, и в Сатурне он может образовывать отдельный слой под металлическим водородом. [27] : 138
Планеты земной группы, как полагают, произошли из того же небулярного материала, что и планеты-гиганты, но они потеряли большую часть более легких элементов и имеют другую историю. Планеты, расположенные ближе к Солнцу, могли бы иметь более высокую долю рефрактерных элементов, но если их более поздние стадии формирования включали столкновения крупных объектов с орбитами, которые опробовали различные части Солнечной системы, то систематическая зависимость от положения могла бы быть незначительной. [32] : 3–4
Прямая информация о Марсе, Венере и Меркурии в основном поступает из миссий космических аппаратов. Используя гамма-спектрометры , состав коры Марса был измерен орбитальным аппаратом Mars Odyssey , [33] кора Венеры некоторыми миссиями Venera к Венере, [32] и кора Меркурия космическим аппаратом MESSENGER . [34] Дополнительная информация о Марсе поступает из метеоритов, которые приземлились на Земле ( Shergottites , Nakhlites и Chassignites , вместе известные как метеориты SNC). [35] : 124 Изобилие также ограничено массами планет, в то время как внутреннее распределение элементов ограничено их моментами инерции. [4] : 334
Планеты сконденсировались из солнечной туманности, и многие детали их состава определяются фракционированием по мере их охлаждения. Фазы, которые конденсируются, делятся на пять групп. Первыми конденсируются материалы, богатые тугоплавкими элементами, такими как Ca и Al. За ними следуют никель и железо, затем силикаты магния . Ниже примерно 700 кельвинов (700 К) FeS и богатые летучими металлами и силикаты образуют четвертую группу, а в пятой группе FeO входит в силикаты магния. [36] Составы планет и Луны являются хондритовыми , что означает, что внутри каждой группы соотношения между элементами такие же, как в углеродистых хондритах. [4] : 334
Оценки планетарного состава зависят от используемой модели. В модели равновесной конденсации каждая планета образовалась из зоны питания , в которой состав твердых веществ определялся температурой в этой зоне. Так, Меркурий образовался при 1400 К, где железо оставалось в чистой металлической форме, а магния или кремния в твердой форме было мало; Венера при 900 К, поэтому весь магний и кремний сконденсировались; Земля при 600 К, поэтому она содержит FeS и силикаты; и Марс при 450 К, поэтому FeO был включен в силикаты магния. Самая большая проблема с этой теорией заключается в том, что летучие вещества не будут конденсироваться, поэтому планеты не будут иметь атмосфер, а Земля не будет иметь атмосферы. [4] : 335–336
В моделях хондритового смешивания составы хондритов используются для оценки планетарных составов. Например, одна модель смешивает два компонента, один с составом хондритов C1 и один только с тугоплавкими компонентами хондритов C1. [4] : 337 В другой модели распространенность пяти групп фракционирования оценивается с использованием индексного элемента для каждой группы. Для самой тугоплавкой группы используется уран ; для второй — железо; отношения калия и таллия к урану для следующих двух; и молярное отношение FeO/(FeO+ MgO ) для последней. Используя тепловые и сейсмические модели вместе с тепловым потоком и плотностью, Fe можно ограничить в пределах 10 процентов на Земле, Венере и Меркурии. U можно ограничить в пределах около 30% на Земле, но его распространенность на других планетах основана на «обоснованных предположениях». Одной из трудностей этой модели является то, что в ее прогнозировании содержания летучих веществ могут быть существенные ошибки, поскольку некоторые летучие вещества конденсируются лишь частично. [36] [4] : 337–338
Наиболее распространенными составляющими пород являются почти все оксиды ; хлориды , сульфиды и фториды являются единственными важными исключениями из этого правила, и их общее количество в любой породе обычно намного меньше 1%. К 1911 году Ф. У. Кларк подсчитал, что чуть более 47% земной коры состоит из кислорода . Он встречается в основном в виде оксидов, из которых главными являются кремний , глинозем , оксиды железа и различные карбонаты ( карбонат кальция , карбонат магния , карбонат натрия и карбонат калия ). Кремний действует в основном как кислота, образуя силикаты, и все самые распространенные минералы магматических пород имеют эту природу. Из расчета, основанного на 1672 анализах многочисленных видов горных пород , Кларк пришел к следующему среднему процентному составу земной коры: SiO2 = 59,71, Al2O3 = 15,41 , Fe2O3 = 2,63 , FeO=3,52, MgO=4,36, CaO=4,90, Na2O=3,55 , K2O = 2,80 , H2O= 1,52 , TiO2 = 0,60 , P2O5 = 0,22 (всего 99,22%). Все остальные компоненты встречаются только в очень малых количествах, обычно намного меньше 1%. [37]
Эти оксиды соединяются случайным образом. Например, поташ (карбонат калия) и сода ( карбонат натрия ) соединяются, образуя полевые шпаты . В некоторых случаях они могут принимать другие формы, такие как нефелин , лейцит и мусковит , но в подавляющем большинстве случаев они встречаются в виде полевого шпата. Фосфорная кислота с известью (карбонат кальция) образует апатит . Диоксид титана с оксидом железа дает начало ильмениту . Часть извести образует известковый полевой шпат. Карбонат магния и оксиды железа с кремнеземом кристаллизуются как оливин или энстатит , или с глиноземом и известью образуют сложные железисто-магнезиальные силикаты, из которых главными являются пироксены , амфиболы и биотиты . Любой избыток кремнезема сверх того, что требуется для нейтрализации оснований , будет выделяться в виде кварца ; избыток глинозема кристаллизуется в виде корунда . Их следует рассматривать только как общие тенденции. Можно, анализируя горные породы, приблизительно сказать, какие минералы содержит горная порода, но существуют многочисленные исключения из любого правила. [37]
За исключением кислых или кремнистых магматических пород, содержащих более 66% кремнезема , известных как фельзитовые породы, кварц не встречается в изобилии в магматических породах. В основных породах (содержащих 20% кремнезема или менее) редко содержится столько кремния, их называют мафическими породами . Если магния и железа выше среднего, а кремнезема мало, можно ожидать оливина ; там, где кремнезем присутствует в большем количестве, чем ферромагнезиальные минералы, такие как авгит , роговая обманка , энстатит или биотит , встречаются скорее, чем оливин. Если только поташ не высок, а кремнезем относительно низок, лейцит присутствовать не будет, так как лейцит не встречается со свободным кварцем. Нефелин также обычно встречается в породах с большим количеством соды и сравнительно небольшим количеством кремнезема. При высоком содержании щелочей могут присутствовать содосодержащие пироксены и амфиболы . Чем ниже процент кремнезема и щелочей, тем больше преобладает плагиоклазовый полевой шпат в сочетании с содовым или калийным полевым шпатом. [37]
Земная кора на 90% состоит из силикатных минералов, и их распространенность в Земле следующая: плагиоклазовый полевой шпат (39%), щелочной полевой шпат (12%), кварц (12%), пироксен (11%), амфиболы (5%), слюды (5%), глинистые минералы (5%); остальные силикатные минералы составляют еще 3% земной коры. Только 8% Земли состоит из несиликатных минералов, таких как карбонаты , оксиды и сульфиды . [38]
Другой определяющий фактор, а именно физические условия, сопровождающие консолидацию, играет, в целом, меньшую роль, но ни в коем случае не является незначительным. Некоторые минералы практически приурочены к глубоко залегающим интрузивным породам, например, микроклин, мусковит, диаллаг. Лейцит очень редок в плутонических массах; многие минералы имеют особые особенности микроскопического характера в зависимости от того, кристаллизовались ли они в глубине или вблизи поверхности, например, гиперстен, ортоклаз, кварц. Есть некоторые любопытные примеры пород, имеющих тот же химический состав, но состоящих из совершенно разных минералов, например, горнблендит Грана в Норвегии, который содержит только роговую обманку, имеет тот же состав, что и некоторые камптониты той же местности, которые содержат полевой шпат и роговую обманку другой разновидности. В этой связи мы можем повторить то, что было сказано выше о коррозии порфировых минералов в изверженных породах. В риолитах и трахитах ранние кристаллы роговой обманки и биотита можно найти в большом количестве, частично преобразованными в авгит и магнетит. Роговая обманка и биотит были стабильны при давлении и других условиях под поверхностью, но нестабильны на более высоких уровнях. В основной массе этих пород авгит присутствует почти повсеместно. Но плутонические представители той же магмы, гранит и сиенит, содержат биотит и роговую обманку гораздо чаще, чем авгит. [37]
Те породы, которые содержат больше всего кремнезема и при кристаллизации дают свободный кварц, образуют группу, обычно называемую «фельзитовыми» породами. Те же, которые содержат меньше всего кремнезема и больше всего магнезии и железа, так что кварц отсутствует, а оливин обычно в изобилии, образуют «основную» группу. «Промежуточные» породы включают те, которые характеризуются общим отсутствием как кварца, так и оливина. Важное подразделение этих пород содержит очень высокий процент щелочей, особенно соды, и, следовательно, имеет такие минералы, как нефелин и лейцит, не распространенные в других породах. Его часто отделяют от других как «щелочные» или «содовые» породы, и существует соответствующая серия основных пород. Наконец, небольшая подгруппа, богатая оливином и без полевого шпата, была названа «ультрамафическими» породами. Они имеют очень низкий процент кремнезема, но много железа и магнезии.
За исключением последних, практически все породы содержат полевые шпаты или фельдшпатоидные минералы. В кислых породах распространенными полевыми шпатами являются ортоклаз, пертит, микроклин и олигоклаз — все они содержат много кремнезема и щелочей. В основных породах преобладают лабрадорит, анортит и битовнит, богатые известью и бедные кремнеземом, поташем и содой. Авгит является наиболее распространенным ферромагнезиальным минералом в основных породах, но биотит и роговая обманка в целом чаще встречаются в кислых породах. [37]
Породы, содержащие лейцит или нефелин, частично или полностью заменяющие полевой шпат, не включены в эту таблицу. Они по существу имеют промежуточный или мафический характер. В результате мы могли бы рассматривать их как разновидности сиенита, диорита, габбро и т. д., в которых встречаются фельдшпатоидные минералы, и действительно, существует множество переходов между сиенитами обычного типа и нефелиновым — или лейцитовым — сиенитом, а также между габбро или долеритом и тералитом или эссекситом. Но, поскольку в этих «щелочных» породах развивается много минералов, которые не распространены в других местах, удобно в чисто формальной классификации, подобной той, что изложена здесь, рассматривать всю совокупность как отдельную серию. [37]
Эта классификация основана по существу на минералогическом составе магматических пород. Любые химические различия между различными группами, хотя и подразумеваются, отводятся на подчиненное положение. Она, по общему признанию, искусственна, но она выросла с ростом науки и до сих пор принимается в качестве основы, на которой возводятся более мелкие подразделения. Подразделения никоим образом не равноценны. Сиениты, например, и перидотиты, гораздо менее важны, чем граниты, диориты и габбро. Более того, эффузивные андезиты не всегда соответствуют плутоническим диоритам, но частично также и габбро. Поскольку различные виды пород, рассматриваемые как агрегаты минералов, постепенно переходят друг в друга, переходные типы очень распространены и часто настолько важны, что получают специальные названия. Кварцевые сиениты и нордмаркиты могут располагаться между гранитом и сиенитом, тоналиты и адамеллиты между гранитом и диоритом, монцониты между сиенитом и диоритом, нориты и гипериты между диоритом и габбро и т. д. [37]
Следовые металлы легко образуют комплексы с основными ионами в океане, включая гидроксид , карбонат и хлорид , и их химический состав изменяется в зависимости от того, является ли окружающая среда окисленной или восстановленной . [39] Бенджамин (2002) определяет комплексы металлов с более чем одним типом лиганда , кроме воды, как смешанно-лигандные комплексы. В некоторых случаях лиганд содержит более одного донорного атома, образуя очень прочные комплексы, также называемые хелатами (лиганд является хелатором). Одним из наиболее распространенных хелаторов является ЭДТА ( этилендиаминтетрауксусная кислота ), которая может замещать шесть молекул воды и образовывать прочные связи с металлами, имеющими заряд плюс два. [40] При более сильном комплексообразовании наблюдается более низкая активность свободного иона металла. Одним из следствий более низкой реакционной способности комплексированных металлов по сравнению с той же концентрацией свободного металла является то, что хелатирование имеет тенденцию стабилизировать металлы в водном растворе, а не в твердых веществах. [40]
Концентрации следовых металлов кадмия , меди , молибдена , марганца , рения , урана и ванадия в отложениях отражают окислительно-восстановительную историю океанов. [41] В водных средах кадмий(II) может находиться либо в форме CdCl + (водн.) в кислородных водах, либо в форме CdS(s) в восстановительной среде. Таким образом, более высокие концентрации Cd в морских отложениях могут указывать на условия низкого окислительно-восстановительного потенциала в прошлом. Для меди(II) преобладающей формой является CuCl + (водн.) в кислородных средах и CuS(s) и Cu 2 S в восстановительных средах. Восстановленная морская среда приводит к двум возможным окислительным состояниям меди, Cu(I) и Cu(II). [41] Молибден присутствует в виде окислительного состояния Mo(VI) как MoO 4 2− (водн.) в кислородных средах. Mo(V) и Mo(IV) присутствуют в восстановленных средах в формах MoO 2 + (водн.) и MoS 2(тв.) . [41] Рений присутствует в виде степени окисления Re(VII) как ReO 4 − в кислородных условиях, но восстанавливается до Re(IV), который может образовывать ReO 2 или ReS 2 . Уран находится в степени окисления VI в UO 2 (CO 3 ) 3 4− (водн.) и находится в восстановленной форме UO 2 (тв.) [41] Ванадий находится в нескольких формах в степени окисления V(V); HVO 4 2− и H 2 VO 4 − . Его восстановленные формы могут включать VO 2 + , VO(OH) 3 − и V(OH) 3 . [41] Относительное доминирование этих видов зависит от pH .
В водной толще океана или глубоких озер вертикальные профили растворенных следовых металлов характеризуются следующими распределениями консервативного типа , типа питательных веществ или типа поглощения . В этих трех распределениях следовые металлы имеют разное время пребывания и в разной степени используются планктонными микроорганизмами. Следовые металлы с распределением консервативного типа имеют высокие концентрации относительно их биологического использования. Одним из примеров следового металла с распределением консервативного типа является молибден. Он имеет время пребывания в океанах около 8 x 10 5 лет и обычно присутствует в виде аниона молибдата (MoO 4 2− ). Молибден слабо взаимодействует с частицами и демонстрирует почти однородный вертикальный профиль в океане. Относительно распространенности молибдена в океане, количество, необходимое в качестве металлического кофактора для ферментов в морском фитопланктоне , незначительно. [42]
Микроэлементы с распределением по типу питательных веществ тесно связаны с внутренними циклами дисперсного органического вещества, особенно с ассимиляцией планктоном. Самые низкие концентрации растворенных металлов находятся на поверхности океана, где они ассимилируются планктоном. По мере того, как растворение и разложение происходят на больших глубинах, концентрации этих микроэлементов увеличиваются. Время пребывания этих металлов, таких как цинк, составляет от нескольких тысяч до ста тысяч лет. Наконец, примером микроэлемента поглощаемого типа является алюминий , который имеет сильные взаимодействия с частицами, а также короткое время пребывания в океане. Время пребывания микроэлементов поглощаемого типа составляет около 100-1000 лет. Концентрации этих металлов наиболее высоки вокруг донных отложений, гидротермальных источников и рек. Для алюминия атмосферная пыль является крупнейшим источником внешних поступлений в океан. [42]
Железо и медь демонстрируют гибридное распределение в океане. На них влияют рециркуляция и интенсивное выедание. Железо является ограничивающим питательным веществом на обширных территориях океанов и встречается в большом количестве вместе с марганцем вблизи гидротермальных источников. Здесь обнаружено много осадков железа, в основном в форме сульфидов железа и окисленных соединений оксигидроксида железа. Концентрации железа вблизи гидротермальных источников могут быть в миллион раз выше концентраций, обнаруженных в открытом океане. [42]
Используя электрохимические методы, можно показать, что биоактивные следовые металлы (цинк, кобальт, кадмий, железо и медь) связаны органическими лигандами в поверхностной морской воде. Эти лигандные комплексы служат для снижения биодоступности следовых металлов в океане. Например, медь, которая может быть токсичной для фитопланктона и бактерий открытого океана, может образовывать органические комплексы. Образование этих комплексов снижает концентрацию биодоступных неорганических комплексов меди, которые могут быть токсичны для морской жизни при высоких концентрациях. В отличие от меди, токсичность цинка в морском фитопланктоне низкая, и нет никаких преимуществ в увеличении органического связывания Zn 2+ . В регионах с высоким содержанием питательных веществ и низким содержанием хлорофилла железо является ограничивающим питательным веществом, при этом доминирующими видами являются сильные органические комплексы Fe(III). [42]
{{cite book}}: CS1 maint: multiple names: authors list (link)