13.Внешние факторы миграции

Важнейшие внешние факторы миграции: 1. Т Р. Например, понижение Т вызывает: а)реакции с поглощением воды – образование водных мин. (серпентина, талька по Ol, Am по Px и т.д.); б)увел. активности CО2 – разрушение силикатов с сильными основаниями и образ. карбонатов; в) уменьшение взаимной р-римости тв. фаз, распад изоморфных смесей, уменьшение способности к изоморфизму; г) усложнение структуры силикатов (островные- цепочечные- ленточные- слоистые- каркасные); д) увеличение фракционирования стабильных изотопов легких эл. 2. Хим. состав среды. Определяется конц. всех хим. Эл., выраженных в %. Для р-ров конц. Опред. числом молекул в 1 л р-ра. Например, состав расплавов, наряду с P, T и присутствием флюидов (Н2О, СО2, F), определяет порядок кристалл. Мин. 3. Кислотность – щелочность среды, рН. Определяется конц. Н ионов, связанной со степенью диссоциации Н₂О на Н и ОН^- . Конц. Н ионов выражают в виде –log. В чистой воде при 20^оС конц. Н ионов 10^-7 моль/л. Тогда для нейтрального р-ра: pH = - log C H = - log (10^-7) = 7. Кислые р-ры имеют pH от < 7 до 1 и кислотность с уменьшением pH возрастает, в щелочном растворе pH меняется от > 7 до 14. Морская вода слабо щелочная (8), большинство вод суши – слабо кислые (воды торфяников – 4, дождевая вода – 6, речная вода <= 7). Особенно важна роль рH при осаждении гидроокисей из р-ра. Например, при рH= 6 р-римость суммарного Fe в 10⁵ раз больше, чем при рH= 8, 5. ср. содер. Fe в речных водах близко к 1 мг/ л, в морской воде содер. – 0.008мг/л. При рH от 5 до 9 р-римость SiO₂ сильно возрастает, в то время как глинозем становится нерастворим, => при выветривании SiO₂ будет выноситься, а глинозем оставаться на месте – т.е. образование бокситов в корах выветривания. 4.Окислительно-восстановительный потенциал Еh определяет напр. Хим. реакций в ГХих проц. миграции эл. ОВР сводятся к изменению валентности атомов хим. Эл. и заключаются в потере e^– атомами, кот. Окисляются, и в приобретении e^– атомами, кот. восстанавливаются. Причиной этого явл. различие в энергии связи e^–: в восстановителе они связаны слабее, чем в окислителе. Наиболее важным окислителем явл. О₂, кроме него Fe ³, Mn ⁴, F₂, Cl₂, S⁰, наиболее важными восстановителями – Fe ², Mn ², S^-2, H⁰, ряд орган. соединений. Способность к ОВ хар-ся ОВ потенциалом атомов и ионов (Еh), измеряемым в вольтах, относительно стандартной ОВР, потенциал кот. принимается за 0 вольт. За стандартную принята реакция удаления e^– от атомов Н: H₂-2e = 2H . ОВ. потенциал хар-ет относительную по сравнению с Н тенденцию данного атома- иона к присоединению e^–. Если в-во является сильным восстановителем (теряет e^–), то величина Еh – отриц., если оно обладает окислительными св-вами (присоединяет e^–), то величина Еh –положительная. Щелочные и щелочно-земельные эл. обладают самыми высокими значениями отрицательных потенциалов и легко вступают в соединения с О₂, Сl и другими окислителями, поэтому не встречаются в ЗК в виде самородных металлов. Чем больше положительные значения потенциала, тем выше способность эл. находиться в самородном состоянии (для Ag, Au и платиноидов эта форма преобладающая). Можно измерить ОВ. потенциал природного р-ра, кот. Представляет результат всех возможных в данном р-ре реакций и хар-ет меру его окислительной способности. Чем более щелочной р-р, тем легче протекают реакции окисления. Пределы изменения ОВ. потенциалов природных сред регулируются реакциями, кот. могут в них проходить. В водной среде - 2H2O O2 4H 4e ( 1,23); H₂ = 2H 2e (0) эти реакции регулируют проц. окисления и восстановления. Восстанов. форма любой пары с О.потенциалом меньше нуля разрушает воду с выделением Н. Окисл. Форма любой пары с О.потенциалом. более высоким чем 1 - разрушает воду с выделением О₂.Т.к. в обеих реакциях – H - изменение pH влияет на потенциал. В природных водах при pH= 7 изменяются от – 0.41 до 0.82. Разделение близких эл. под действием растворения и переосаждения часто происходит из-за разной способности к окислению и восстановлению. Fe, Ni, Co – вместе в первичных м/р-ях. Гипергенные проц. приводят к их разделению – т.к. они сильно отличаются по величине потенциалов, необходимых для реакции окисления их из двухвалентного состояния. Поэтому, в природных условиях – наиболее распространенная форма – гидрат окисного Fe, гидрат трехвалентного Co обнаруживается только в сильно окислительных условиях, окись Ni3 как мин. неизвестна. 5. Поверхностные силы природных коллоидных систем и связанные с ними явления адсорбции эл. и их соединений. Наиболее типичны коллоидные растворы Si, Al, Fe, Mn, P. Коллоиды – двухфазные дисперсные сис-ы, в кот. частицы дисперсной фазы имеют размеры 10^-5-10^-7 см и сохраняется поверхность раздела между дисперсной фазой и дисперсионной средой. Это не истинные р-ры. (Последние характеризуются равномерным распределением одного в-ва в среде другого. Дисперсные частицы – молекулы или ионы р-ренного в-ва, размер частиц – меньше 0,1 ангстрем). Коллоиды сорбируют (концентрируют на поверхности) и адсорбируют ( поглощают всей массой) ионы многих металлов. Последние в таком состоянии могут мигрировать в водной среде, в то время как обладают слабой собственной р-римостью. Слипание коллоидов и осаждение приводит к прекращению миграции сорбированных эл. Например, осажденный гидрат двуокиси марганца явл. важным источником промышленных руд. Гидрат двуокиси марганца (отрицательно заряженный коллоид), адсорбирует катионы в заметных количествах – Li, K, Ba, B, Ti, Co, Ni, Cu, Mo, As, V, Zn, Pb, W. 

14.Понятние о ГХких барьерах. Геохимические барьеры – участки ЗК, в которых на коротком расстоянии происходит резкое уменьшение интенсивности миграции химических элементов, и как следствие, их. Резкое уменьшение интенсивности миграции химических элементов происходит в результате резкого изменения внешних факторов миграции. Наиболее наглядный пример геохимического барьера – дельта реки, впадающей в море. Подкисленная пресная вода смешивается с подщелоченной морской водой, что вызывает осаждение коллоидов некоторых элементов.  Градиент барьера – это скорость нарастания изменения параметров среды по направлению миграционного потока:

G= m₁- m₂/l, где l – протяжённость барьера; m₁ и m₂ – геохимические параметры среды до и после барьера (параметры любые – кислотность, окислительно-восстановительный потенциал, давление и т.д.).

15. Изоморфизм. В ГХ изоморфизм - замещение элементов (атомов, ионов) в кристаллической структуре минералов. В зависимости от степени замещения изоморфизм может быть: Весьма совершенным – (непрерывное и) постепенное замещение до полного во всем диапазоне изменения состава с образованием твердых растворов. Примеры: группа Ol - (Mg,Fe)2SiO4, их состав варьирует от Mg2SiO4(Fo) до Fe2SiO4(Fa), точный состав любого оливина мб представлен в виде пропорции этих конечных членов Fo85Fa15. Несовершенным - замещение ограничено, пример – энстатит (Mg2SiO6)- диопсид СaMgSi2O6, только при очень высоких температурах, близких к T пл. Выделяется два основных типа метаморфизма: 1. Изовалентный – Замещаются ионы равной валентности Mg(+2)  Fe(+2) (Pl, Px, Am, слюды, гранаты, шпинели), Na  K (NaAlSi3O8 альбит – KAlSi3O8 ортоклаз) - весьма совершенный при высокой температуре 2. Гетеровалентный – замещаются ионы с разной валентностью, обязательное условие – компенсация зарядов Примеры: а) пары ионов в эквивалентной позиции Fe2O3  FeTiO3; б) пары ионов в разных структурных позициях альбит- анортит NaAlSi3O8 – CаAl2Si2O8; в) выравнивание баланса за счет неодинакового числа атомов 2K  Ba,  2Na  Ca в цеолитах г) гетеровалентный изоморфизм с внедрением – один ион большей валентности замещается на два, один из которых занимает свободные пустоты в кристалле, входя в междоузлия - в роговых обманках S(+4)  Al(+3) Na .

16. Влияние внешних факторов на изоморфные замещения. Наиболее очевидна зависимость пределов изоморфной смесимости от Т, чем она выше тем шире область существования твердых растворов. Можно сделать вывод, что определенному интервалу температур соответствует изоморфизм разной интенсивности, => степень замещения одного элемента другим является функцией температуры. Определив количество изоморфной примеси в минерале, можно определить температуру образования этого минерала. Это является основой для разработки геотермометров. Одним из первых таких термометров был плагиоклазовый термометр по содержанию натриевого компонента в сосуществующих ортоклазе и анортите. Уменьшение изоморфной смесимости с понижением Т является основой для объяснения понятия “автолизии”, т.е. самоочистки минералов от примеси в ходе посткристаллизационной термической истории - перекристаллизации при более низкой Т. Влиянии давления на степень изоморфизма: Давление оказывает на изоморфную смесимость влияние противоположное Т, т.е. ограничивает смесимость и приводит к распаду смесей. Это связано с тем, что сжатие кристалла, представляющего собой твердый раствор, вызывает рост сил межатомного отталкивания и затрудняет возможность совместного вхождения атомов разных элементов в общую кристаллическую структуру. Совершенно очевидно, что характер изоморфной смесимости пар элементов будет различен в разных физико-химических обстановках и в разных геологических системах и процессах. В этом смысле не утратили своего значения установленные В.И.Вернадским изоморфные ряды элементов, характерные для условий коры выветривания, метаморфического и магматического процессов. Здесь определяющим является не только изменение Р-Т условий процессов, но изменение окислительно-восстановительных условий и происходящего под их влиянием изменения заряда и радиуса ионов элементов с переменной валентностью.

17. Понятие когерентности – некогерентности элементов. Элементы, участвующие в магматическом процессе делятся на: 1.Главные или петрогенные, слагающие основные ПОМ (O, Si, Al, Fe, Mg, Ca, Na, K); 2.Элементы-примеси или редкие элементы, не образующие собственных минералов или образующие акцессорные минералы. Обособляется еще группа летучих элементов. Э-П можно разделить на две основные группы: а) Когерентные(Kр>1) – элементы, кристаллохимически близкие к петрогенным и изоморфно входящие в их структуру, поэтому эти элементы преимущественно накапливаются в минеральных фазах, а не расплаве б) Некогерентные(Kр<1) Обладающие слишком большими или малыми величинами ионных радиусов и(или) зарядов, поэтому эти элементы несовместимы с решеткой кристаллов и при малейшей возможности переходят в расплав. Среди несовместимых элементов выделяются следующие наиболее важные группы: 1. Крупноионные литофильные элементы - K, Rb, Cs, Ba, Sr. Это щелочные и щелочно-земельные элементы. Они имеют низкий заряд (1, 2), большой радиус. Резкое отличие от главных петрогенных элементов по радиусу не позволяет им входить в решетку большинства силикатов и алюмосиликатов, поэтому это наиболее несовместимые элементы. 2. Высокозарядные элементы или элементы с высокой силой поля - Zr, Hf, Nb, Tа. Имеют высокий заряд и малый радиус. Они имеют промежуточное значение ионного потенциала, не растворимы в воде и не образуют растворимые комплексные соединения, поэтому инертны при при выветривании и метаморфизме. 3. Редкоземельные Y. Большой радиус и заряд (3) определяет их несовместимое поведение. Инертны при при выветривании и метаморфизме. Мерой когерентности-некогерентности является коэффициент распределения Кр, равный отношению концентраций элемента в твердой и жидкой фазах.Кр=Cs/Cl. Коэффициент распределения зависит от состава минерала и расплава, Т и Р.

18.Состав и строение мантии. Мантия у/осн перидотитового состава. В верх.мантии преобладает Лерцолит, кот дополнительно содержит Al2O3 фазу: Pl, шпинель, гранат. Условия оценки состава ВМ: 1.Состав должен соотв. составу непосредственных образцов мантии. 2. Он должен давать базальтовый расплав при плавлении, 3. Должен иметь скорости сейсмических волн и плотности, соответствующие замеренным, 4.Должен быть близок к хондритовому составу. Этим условиям удовлетворяют не только лерцолиты. Некоторые исследователи полагают, что М имеет эклогитовый состав. Он лучше согласуется с распределением сейсмических скоростей, но сильнее отклоняется от хондритового, и эклогитовые ксенолиты встречаются значительно реже, чем перидотитовые. Сейсмическая анизотропия некоторых частей ВМ также свидетельствует о ее обогащённости Ol. Есть предположение о том, что ВМ состоит из оливинсодержащего эклогита. Фазовые переходы. Минеральный состав М изменяется с ↑P, т.е. с глубиной. 1. В верхних 200 км важным является изменение природы глиноземистой фазы. Переход Pl -> шпинель на ~30 км, переход шпинель - гранат от 60 до 90 км в зависимости от состава и температуры (Т). 2. С 300 км Рх начинает растворяться в гранате, образуя твердый раствор - мейджоритовый гранат. В нём 1/4 атомов Si находится в октаэдрической координации. Этот переход полностью завершается на глубине 460 км и приводит к увеличению плотности Рх компонента на 10%. 3. Между 400 и 670 км установлен более быстрый рост сейсмических скоростей, этот интервал - назыв-ся переходная область. С глубины 400 км α-Ol переходит в β-Ol (рост плотности на 8%), переход резкий в интервале 9-17 км. На глубине 500 км β-Ol переходит в ϒ-Ol, называемый рингвудитом, (со стр-рой близкой к шпинели), переход более растянут в интервале 30 км, рост плотности только на 2%, так как Si остается в тетраэдрической координации. В пределах переходной зоны часть Mg и Ca выделяется из мейджорита, образуя CaSiO3 и MgSiO3 с перовскитовой и ильменитовой структурой. Пропорция перовскита увеличивается с глубиной до тех пор, пока мейджорит полностью не исчезает на глубине порядка 720 км. Ильменит существует только до глубины 660 км. 4.Очень резкое возрастание сейсмических скоростей (660 км), который назван сейсмическим несогласием. Это граница нижней мантии. Долго обсуждалось, является ли это несогласие химической границей или фазовой. Сейчас мнение, что это граница фазовых изменений, но возможно, что и химических тоже. Происходит переход ϒ-оливина в (Mg,Fe)SiO3 и (Mg,Fe)O, рост плотности составляет около 11%. Это граница оч. важна с т.з. возможности обмена материала верхней и нижней мантии. В виду того, что уменьшается разница плотностей погружающегося в зонах субдукции материала и окружающей мантии, это препятствует его дальнейшему опусканию в нижнюю мантию (НМ) и приводит к образованию слоя мощностью около 50 км аккумулированной океанической коры выше границы верхняя – нижняя мантия. Далее было обнаружение резкого снижения скорости прохождения сейсмических волн внутри земного шара на глубине 2900 км это и есть граница мантии и ядра. Верхней границей мантии служит сейсмический раздел Мохоровичича. Он отделяет ЗК от мантии. Под континентами глубина раздела Моха составляет первые десятки километров, причем иногда может достигать 60 км, тогда как под океанскими впадинами лишь 10-12 км. Мантия распространяется в глубину на 45% земного радиуса. Но в середине XX века в науку вошли представления о более дробном глубинном строении Земли. На основании новых сейсмологических данных оказалось возможным разделить мантию - на нижнюю и верхнюю.

19. ГХ мантии. Имеется несколько источников сведений о составе и строении мантии. Они включают прямые: выходы мантийных пород на земную поверхность, такие как массивы альпинотипных у/мафитов и офиолтов,ксенолиты не прямые: вулканиты, образующиеся при плавлении мантии,геофизические свойства, включая тепловой поток, плотность и скорости сейсмических волн,состав хондритов. Глубинные ксенолиты в комплексе с геофизическими и экспериментальными данными являются важнейшим источником информации о составе верхней мантии (BМ). Их изучение позволяет выявить гетерогенность и основные типы ВМ. Глубинные ксенолиты выносятся в кимберлитовых трубках и вулканических аппаратах преимущественно щелочно-базальтоидных магм; но они отсутствуют в толеитовых и известково-щелочных магмах. Причины этого: 1.условия выплавления и транспортировка: более высокая степень плавления, медленный подъем, наличие промежуточных камер; 2.уничтожаются (растворяются, резорбируются) в промежуточных очагах. Находки резорбированных ксенокристов в толеитовых и известково-щелочных магмах свидетельствуют в пользу 2. Кимберлитовые трубки и вулканические аппараты представляют собой естественные скважины, доставляющие пробы пород из нижней коры и ВМ до глубин 250 км. Главная трудность сост. в том, что ксенолиты перемешаны, а часть их утрачена. Основной критерий упорядочивания ксенолитов по глубине - оценка Р по мин-ным парагенезисам с помощью схемы фаций мантии и особенностей состава минералов. Р в мантии довольно хорошо коррелирует с глубиной. Оценка роли ксенолитов разного состава и их положения в разрезе ВМ возможна при статистическом подходе - усреднении данных по большому числу ксенолитов в разных объектах одного района. Среди глубинных ксенолитов преобладают породы ультраосновного и основного состава. ГХ верхней мантии. Примитивная мантия [ПМ] – после отделения от ядра и до формирования коры. Её состав отвечает составу всех силикатов Земли. ПМ рассчитывалась: 1) из состава хондритов - хондриты имеют постоянные отношения высокотугоплавких литофильных элементов, таких как Al, Ca, Ti, Sc, Sr, Ba, Y, REE, Zr, Hf, Nb, Ta, Th и U. Приняли, что отношения тугоплавких элементов в силикатной Земле или ПМ близки к хондритовым. Это позволило рассчитать ее состав. 2) из наблюдаемых составов базальтов и комплементарных к ним ультраосновных реститов. Состав ПМ отличается от хондритового вследствие двух процессов: 1)Потери летучих из внутренних частей Солнечной системы и во время образования Земли 2)Потери сидерофилов в ядро. Считается, что это начальный состав, из которого впоследствии образовалась земная кора. !(см на её картинку) Редкоэлементные и изотопные различия между N-MORB и OIB указывают на их образование из разных мантийных источников. Стало ясно, что в мантии существуют и обогащенные мантийные резервуары по сравнению с примитивной мантией (обогащенные Rb, Sm, U (и Th) относительно Sr, Nd, Pb соответственно по сравнению с первичными мантийными отношениями этих элементов). Появление обогащенной мантии связано с субдукцией, которая вводит: 1) океаническую кору, 2) литосферную океаническую мантию и 3) малые количества континентальных осадков различного состава в мантию. Погружение происходит до границы верхней-нижней мантии.

20. Состав и строение ЗК. ЗК - твердая верхняя оболочка Земли, ограниченная поверхностью суши и дном Мирового океана и геофизической границей – разделом Мохоровичича. Она представляет верхнюю часть и подстилается литосферной мантией. Типы ЗК: 1.Океаническая ЗК (ср 8км). Имеет 3х слойное строение:1) Маломощные глубоковод. осадки (1км) 2)Базальтовые лавы и комплекс паралелльных даек (2км) 3)Расслоенный габбро-у/мафитовый комплекс (5км). Океан.кора подстилается тектонизированными и серпентинизированными перидотитами. Также она разделяется на гранитный и базальтовый слои. 2.Континентальная ЗК. Делится на 2 типа: 1) Крупные устойчивые платформы с дорифейским кристаллическим основанием; или докембрийские кратоны, составляющие около 70% площади континентов. В строении кратонов выделяются слабо деформированный чехол или осадочная оболочка, представляющая собой тонкую пленку, и кристаллический фундамент, обнажающийся на приподнятых щитах, который может быть параллелизован с гранитно-метаморфической оболочкой. 2) Протяженные орогенические или складчатые пояса неогея (верхний докембрий и фанерозой), имеющие значительно более сложное строение. В них менее распространены на поверхности выходы пород кристаллического основания, а подавляющая часть объема верхней части коры сложена мощными толщами в разной степени измененных и метаморфизованных вулканогенных и осадочных пород. Представл.собой смесь гранитных метаморфич пород древних океанов, острова дужных систем и осадочных образ-й. Методы оценки состава: 1. Вычисление сред состава по анализом ГП. 2. Вычисл. средне взвешенного состава с учётом распр-я ГП. 3.Косвенная оценка: определение соотношения основных и кислых пород по наблюдаемому среднему составу осадков (или некоторого типа осадков), образовавшихся из этих пород при выветривании. Метод 2 более точен, но недостаточно знаний о глубинных слоях. Результат методов 2 и 3 оказался близок др. к др. Поверхность Конрада — условная граница, разделяющая гранитный (верхний) и базальтовый (нижний) слои ЗК, находится на глубине примерно 15-20 км, но не всегда чётко проявлена даже на континентах. По результату всех исследований состав ЗК близок к лейкократовому андези-базальту.

21. ГХ гидросферы. Гидросфера - водная оболоска. Большую часть составляют моря и океаны, меньшую воды суши. Масса гидросферы составляет около 0,025% общей массы Земли. Природные типы вод: 1.Океанические. Океаны занимают более 70% поверхности Земли, а их воды составляют 98% массы гидросферы. Они достаточно однородны по химизму, кроме тех их частей, где на распределение элементов влияет биологическая деятельность. Океан это открытая система, однако эта система находится в стационарном состоянии в течение значительной части геологического времени. Сред.Т=5°С, сред. глубина 3700м, мах.глубина примерно 11км. 2.Континентальные.(Воды рек и озёр) К ним относятся воды ледников, озер, болот, рек, подземные воды, термальные воды вулканических областей. Большая часть вод суши образуется за счет атмосферных осадков с мин. концентрацией растворенных веществ. Выпавшие в виде осадков, а также снеговые и ледниковые талые воды стекают в виде рек, пополняют озера и болота, часть их идет на пополнение подземных вод путем инфильтрации через почву и горные породы. При инфильтрации воды взаимодействуют с горными породами, почвами и организмами, и частично растворяют их компоненты. Эти воды различны по составу т.к. различны сами континенталные геосистемы. Большинство рек суши относится к так называемым пресным или слабо минерализованным водам, для рек и озер минерализация составляет до 500 мг/л. Из сравнения химического состава вод Мирового океана и рек выявляется резкое различие: ОВ (океаническая) Na>Mg>Ca Cl>SO4>HCO3 РВ (речная) Ca>Na>Mg HCO3>SO4>Cl Т.е. относительная распространенность ионов различна. Основные источники минерализации: извержен. и метаморфич.ГП, дающие при выветр растворимые соед-я; осад.породы:известняки, гипсы, соли; газообразные соединения: HS, CO2, аммиак. 3. Атмосферные. Низкая минерализация. ГХкая работа воды: 1)Мобилизация (механич., химич., биологич.) 2)Разделение продуктов выветр на фракции: псаммитовую, пилитовую, ион. растворы. 3)Накапливает. 4)Восстанавл. солевой баланс. 5)Сортирует.

Вода окисляет почти все Ме, большая теплоёмкость, замерзает при +4-0°С, становится проводником тока при наличие солей, низкая вязкость, имеет способность поляризации. Вода мб: 1.Конституционная(вход.в состав мин-лов: Am, sp, слюды) 2.Кристаллизационная (вход в состав гидратов – гипс) 3.Гигроскопическая (абсорбируется из пород) 4.Плёночная (заполняет мелкие поры) 5.Капиллярная (для растений).

22. ГХ атмосферы. Атмосфера - газообразная воздушная оболочка Земли, до более чем 1100 км. Основная масса атмосферы в слое около 16 км. Маcса атмосферы = 0,00009% массы Земли. Молекулярная масса сухого воздуха равна 28,966. Функции: 1.Производит обмен в-ва, энергии и информации м/у Землёй и космосом. 2.Защита Земли (отражает лучи, поглощает у/ф). 3.Формирует погоду, климат. 4.Учавств.в глобальном цикле воды. 5.Обеспечивает возможность воздухоплавания. Строение атмосферы 1.Тропосфера. Самая обитаемая часть, в ней осуществл.глобальная циркуляция воды, грозы. Нижний слой (высота 0-8(10) км в пол. областях и 0-16(18) км в тропиках). Это наиб. плотная часть атмосферы. Граничит с океаном и сушей, зона интенсивного перемешивания воздушных масс. Ок.80-90% общей массы. Т уменьшается с высотой в на 0,6^оС на 100 м. Верхняя граница - Тропопауза - область постоянных температур (-55^оС). 2.Стратосфера. (11-50км) В нижней части T=const (до 25 - 35 км). В верхней части Т возрастает и на высоте около 40-50 км = 0^оС. Эта Т сохраняется стратопаузы (слой высотой в 55км). На высоте от 15-20 до 55-60 км расположен озоновый слой. Он образ-ся в рез-те фотохимических реакций, поглощает у/ф.  3.Мезосфера. (от 55-80 до 800-1000 км) Т понижается до -60^оС. Выше 80 км Т возрастает и достигает почти 100К в слое - термосфера. 4.Экзосфера. (с 1000 км). Область диссипации газов. Граничит с межпланетным пространством. Газ разряжён, идёт утечка частиц в межплан.пространство. Возможны ядерные реакциии. Химический состав наземной атмосферы. Главными компонентами атмосферы являются N,O2, Ar и CO2, составляющие до 99,99% сухого воздуха. Второстепенные компоненты озон, H, и инертные газы: He, Ne, криптон, ксенон и радон. В земной атмосфере находятся также мелкие коллоидные частицы пыли, различного происхождения (естественного и антропогенного). На границе с океаном с поверхности воды в атмосферу поступают элементы: K, Cs, Rb, Cr, Cu и др. На химический состав атмосферы влияет вулканизм: H₂O, CО₂, H₂, CО, N₂, Cl₂, HСl, NH₃, CH₄ и другие газы. В формировании состава приземного слоя большую роль играют почва и растительный покров, большой вклад в баланс СО₂ и О₂ Мирового океана. Свободный О2 появился ок.1,2млрд лет назад в рез-те фотосинтеза(сначала из океана, потом на суше).

23.ГХ биосферы. Термин введ. Ж.Б. Ламарком – мир живых существ Земли. Зюсс: «Биосфера – оболочка Земли». Понимается в 2х смыслах: 1-область планеты в кот. сущ-ет жизнь. 2-сумма ЖВ. Войткевич: «Сумма ЖВ - биомасса, а биосфера - среду обитания организмов – пространство, где присутствуют организмы». Современная биосфера вкл. в себя гидросферу, тропосферу и верхи литосферы, гипергенную её зону. Возникла позже других оболочек Земли. По способу питания и отнош-ю к внеш. среде различают организмы: 1. Автотрофные – потребл. неорганич.в-ва и способные синтезировать из них в процессе фотосинтеза или др.пр-ссов в-ва органические (большинство растений) 2. Гетеротрофные - питающиеся организмами или их остатками (все животные и часть растений). Организмы бывают: 1) Аэробные - живущие в среде с атмосф..воздухом и 2)Анаэробные – обитают вне кислородной среды. Все живые организмы деляться на: 1.Прокариоты (4 млрд. лет назад AR) – без ядра, ген.матер-л в плазме (бактерии и сине-зел. водоросли). 2.Эукариоты - более сложное строение, ядро с ДНК. Среда обитания организмов: для них важна температура, влажность, солевой состав вод. Большинство не живут без воды, T = -7 до +80°, сейчас известны до 300°. Общее число видов растений 2млн. Осн.компоненты организмов О,С,Н. Гл. биохимич функция:круговорот биофильных элем-ов. Кол-во ЖВ. Фитомасса неравномерна (Мах-тропики,Min-пустыни =>океан). В осн. представлена лесами. Океан – 0,007% от фитомассы земли. Зоомассы<<фитом-сы. Соотн-е в океане обратное. ЖВ: Земля - 2,3*10¹¹т. Материки – 1,7*10¹¹т. Океан – 6*10¹¹т. ЖВ активно – т.е. непрерывно образ-ся и вновь разрушается. Кларки ЖВ. При подсчёте исключ. зоомассу. Опред.состав древесины т.к. их больше всех. Кларки ЖВ↓ с ↑атом.массы элем. Кларк концентр. назыв-ся «биофильность». Только у С, H, N, O и Cl биоф-ть > 1. Мин-ная часть ЖВ – зола. Организмы накапл.в золе некот.элем-ты (больше P,S, Cl,Br). Концентрационная ф-я живых организмов закл. в накоплении C, H, O, N – производных горюч.ископ. Породообраз-е. Многие мин-лы образ-ся в телах организмов: опал, СС, далее они превращ-ся в коралловые известняки и т.п. При разложении органических веществ большая их часть минерализуется, т.е. окисл. до простых мин-ных соед-й:СО2, Н2О, мин-ных солей. Закон биол-го кругооборота - в биосфере атомы поглощаются ЖВ и заряж-ся энергией, а покидая ЖВ они отдают накопленную энергию в окр.среду. За счет этой энергии протекают многие хим. реакции. Часть в-тв изымается и захороняется в толще осад. пород. Состав каждого организма зависит от возраста, среды обитания и родо-видовой принадлежности организма. Резкий дефицит или избыток элементов в среде приводит к заболеваниям организмов. Выявлено предпочтительное накопление элементов растениями(К,Ca,Si,Al(чай),Fe(мхи),I) и животными (Са(моллюски),Si(губки),S,Fе). Работа ЖВ создает резко окислительные усл-я на земной пов-ти и резко восстановит-е в болотах, илах и подз. водах. Во всех биокосных системах происх. вз/д ГП с прир-ми водами и организмами. Хар-ны 2 противопол. пр-сса: выветр. и цементация. Выветр-я - вынос из пород элементов - водных мигрантов (Ca, Mg, K, Na) и присоед-е воздушных (О2, Н2О, СО2). Цементация - аккумуляция водных мигрантов на ГХ-их барьерах, уменьш.пористости.Выветр. развито в почвах. и коре выветр-я, в водоносных горизонтах преобл. цементация.

24. Техногенез. Техногенез – ГХкая деят-ть человека (Ферсман).Техногенез объед.весь спектр геол.пр-ссов, обусл.деят-тью человека. Роль техногенеза быстро возрастает. Исчезают отдельные МПИ, их в-во превращается в иное состояние. Горючие вещества “отдают” запасы своей энергии, превращая железные и другие руды в металлы — в в-во, находящееся на другом энергетическом уровне. Начинают использоваться ядерные источники энергии. Все эти факторы техногенеза преобразуют мир. Геохимическая роль человечества уже сравнивается с природной. В результате техногенеза образуются техногенные ГХкие аномалии. Геотехногенез – пр-сс образования ГТС (геотехногенных систем) ГТС разделяются на классы (по Емлину): 1. Гормапромышл.ГТС. 2. Металлургические. 3. Энергетические. 4. Коммуникационные. 5. Урбаничстические. Число прир. систем конечно =>можно в пределах каждого класс.вид ГТС. Экзогенные геосистемы подчин. Закону климатич.зональности =>ГТС разделяются по климату. Мин-логобиохимические аспекты геотехногезена: в рамках ГТС вз/д компоненты: рудные залежи, пов-ные и подз.воды,ландшафт, биоценозы, соц. структура.

25.ГХ зоны окисл.колчеданных м/р. Характеристика: 1.Полигенные.(сложная история образования):вулканоген., осадоч.,гипергенные. Все этапы проявлены. 2.Урал – классич.область регионального развития колчедан. Оруденения. 3.Имеют сложный хим. состав: ~10 значимых хим.элементов. Выдел.гр. по содерж-ю в сульфидных рудах: 1) Гл.рудообраз-е (S,Fe = 10%) 2)Основные (Zn,Cu,Ba =1-10%) 3)Второстепен (Pb,As =0,1 – 0,01%) 4) Редкие (Co,Cd,Mo,Se, Ni, Hg = 10^(-5)) 5) Оч.редкие (Ga,In,Ge). Колчеданная – прир.система, концентрир-ая халькофил.элем. В сульфид.рудах преобл:S,Cu,Fe,Zn. Глав.ПОМ:пирит, халькопирит, сфалерит(ZnS). 4.Образуют руду. Т.е.окружены породами с вкраплен-ми руд.мин-ла.↑Cu,Zn,Fe при приближении к руд.телу. 5.Региональная зональность. На Урале в узкой полосе на 1800км вдоль 60 меридиана ~200м/р. (В пределах Тагило-Магнитогорской мегазоны). 6.В компонентах экзогенных геосистем. Руды несут признак осадочных образований. Проявляется псевдоморфизм сульфидов.При попадании таких сульфид. Руд в зону гипергенеза происх. разрушение. Формируются сульфаты трёхвалентного железа и серная к-та. Дальше образ-ся лимонит – железная шляпа.Под жел.шляпой зона к-тного выщелачивания -> Кварцевая сыпучка -> УГВ => восстановит. условия ->зона вторичного обогащения, формируются сульфиды:халькозин, борнит. Барьеры: 1.Кислородный: Fe,Mn, форм-ся жел. Шляпы. 2.Кислотный:Ba, Pb, удаляются Me, формир-ся кварц-баритовые сыпучки. 3. Щел-й: Cu,Fe,Zn на контакте с карбонатными породами. 4.Воссиановительный: Cu, формир-ся зона вторичного обогащения. В рез-те происх.вынос халькофильных элем с зоны аэрации, формир-ся купоросные воды. +воздушные потоки с ртутью. На 1 стадии техногенеза формир-ся отвалы. (+рис) Зимой промерзание 1-2м, но отвалы промерзают полностью. Рельеф изменяется за счёт увелич. Карьера. Форм-ся приотвальные озёра. Измен-ся водный баланс. УГВ↑.За счёт форм-я отвалов. Форм-ся многолет.льдистые грунты, кот приращиваются из-за атмосф.осадков. Возникает криоген.барьер. На зрелых стадиях. (рис) Водоёмы обогащ. Сульфатами. Контур карьера ниже УГВ, искусств.осушают борта карьера. Летом формир-ся рассолы, обогащ-е сульфатами. В этих водоёмах воды прогреваются до 70°. Пове-ть действует как окислительный барьер, частично испарительный, криогенный барьер (льдистые грунты).На этих барьерах раздел-ся:Fe,Zn,Cu. Разруш-ся силикаты и вход-е в них:Li,Mg,Na,K, Ca. Воды становятся соленосными. Формир-ся сульфатные растворы. Max подвижностью облад: Fe,Cu,Zn.Дальше их скорость↓ т.к. в них формир-ся окислительная корка. При избытке влаги продукты окисления будут выноситься. В общем на зрелой стадии происх накопление жидкой руды. Поздняя стадия (рис) Из-за оползней ↑УГВ В завершении эксплуатации формир-ся карьерное озеро + озёрные осадки. УГВ ещё ↑. Механический ореол первые десятки метров.

26. Геосистемы [ГС]. Геосистема – природная земная система. (Соколов1971г) Природа мб представлена как иерархия системы – каждая система вкл в себя в кач-ве подсистемы системы более низкого уровня. ГС самого высокого уровня – Земля – меоГС. Мб региональные системы (платформы, океаниеские рифы) и локальные (гидротермальные источники, разломы). ГС сост. из компонентов: 1)Мин-ное в-во (литофильный компонент). 2)Прир.газы (атмосферный) 3) Прир. воды (гидросф) 4)Живое в-во (биосфер). Компоненты ГС объед. потоками в-ва и энергии.(рис. костной ГС). Число ГС конечно и для каждой былой ГС можно найти соврем. аналог. При изучении ГС:1)Как устроена 2)Как действует 3)Что происходит. По стр-ре энергетического баланса ГС разделяется: 1.Экзогенные (гл. – солнце) 2.Эндогенные (гл.-энергия недр). По составу компонентов ГС мб: 1.Физ-хим (костные) – магматич., гидротерм., метаморфич. 2.Биохимич(биокостные) – почвы, океаны, реки. Практически все экзоген.ГС биокостные. Костные изучают с начала образ-я Земли(4,55 млрд), а биокостные – начало геол.истории Земли (4млрд) К природным ГС применяют: 1.Принцип Гарри Коммонер.Эта вз/связь осуществляется потоками в-ва, энергии и информации. Объединены компоненты в систему или меоГС – Земля. 2. За всё нужно платить.Изменение в каком-либо компоненте системы по контуру потоков проявляется во всех других компонентах ГС.3.Всё нужно куда-то девать.Накопление отходов соврем. Земли.В природных состемах продукты метаболизма одной системы служат ресурсом существования другой.В природе нет проблемы отходов производства.4.Принцип Винера Эшли. Если управлющая система менее сложна,чем управляемая,то деградация последней неизбежна.

27.Основной закон ГХ. В.М.Гольдшмидт. Основной закон геохимии гласит: «Распространенность атомов зависит от строения (стабильности) их ядер, а распределение – от строения внешних электронных оболочек» Стабильными считаются атомы с приблизительно равным количеством протонов и нейтронов в ядре. Самые распространённые элементы: O,Si,Al,Fe,Ca,Na,K,Mg,H. Их порядковый номер не более 26 (Fe), при том что всего элементов в таблице Менделеева примерно 100 (на самом деле больше, но они не являются хорошо изученными).