книги / Основы геохимии
..pdfДополнительно можно привести пример распада изоморфной сме си в оливинах. Оливины при высоких температурах обладают широ кими возможностями изоморфизма и насыщены примесями двухва лентных металлов Fe, Ni, Со, Мп, которые замещают Mg. В гиперген ных условиях эти элементы окисляются, меняют свою валентность на более высокую (а следовательно, меняют и свои ионные радиусы) и не дают совершенного изоморфизма с магнием.
Большое практическое значение имеет явление самоочистки пла тины от изоморфных примесей железа, меди и никеля во вторичных месторождениях.
Подводя итоги сказанному выше о зависимости изоморфизма от температуры, можно сделать следующий вывод: определенному ин тервалу температур соответствует определенная интенсивность изо морфизма. Разным температурам соответствует изоморфизм разной интенсивности. Из этого правила вытекает очень важное следствие: растворимость одного элемента (соединения) в другом является функ цией температуры. Следовательно, определив аналитическим путем количество изоморфной примеси в том или ином минерале, оказывает ся принципиально возможным определить температуру образования этого минерала. Совершенно очевидно, что использование изоморф ных смесей в качестве геологических термометров откроет широкие перспективы перед геологическими науками. Некоторые шаги в этом направлении были предприняты Бартом, Каллрудом и др. Т. Барт (1956) предложил определять температуры от 200 до 800°С по содержа нию натриевого компонента в сосуществующих ортоклазе и анортите.
Таким образом, зависимость изоморфизма от температуры можно представить себе в виде приспосабливаемое™ кристаллических по строек к новым термодинамическим условиям. При этом непрерывным изменениям свойств кристаллической постройки соответствует не прерывное изменение ее состава, происходящее в различных звеньях постройки на различных этапах с разной степенью интенсивности. На одних этапах одни звенья оказываются наименеее устойчивыми и подвергаются изоморфным замещениям, на других — другие. Ины ми словами, в кристаллических решетках при изменении термодина мических условий происходит дифференциальная приспосабливаемость элементов (звеньев постройки) к новым внешним условиям. В качест ве примера рассмотрим поведение амфиболов при метаморфизме.
Известно, что амфиболы при метаморфизме устойчивы в очень ши роком интервале температур и давлений: от низкотемпературной об ласти фации зеленых сланцев (актинолит) до амфиболитовой (обык новенная роговая обманка) и даже гранулитовой фации ( гастингсит). Весьма примечательно, что каждой метаморфической фации (т. е. определенному интервалу температур и давлений) присущи амфиболы определенного состава, т. е. амфиболы, претерпевшие в своей эво люции от актинолита до гастингсита определенные изоморфные за мещения. Дифференциальная приспособляемость кристаллических построек амфиболов проявляется в этом случае в том, что не все эле менты одновременно реагируют на смену термодинамических условий. Наибольшей стабильностью и перманентностью отличается гетерова
151
лентный |
изоморфизм |
в |
|
тетраэдрах |
Si4+ — А13+, имеющий |
место |
на |
||||||||||||||
протяжении всей метаморфической эволюции амфиболов |
(линия AlIV |
||||||||||||||||||||
на рис. 33). Однако компенсация электрического баланса, |
сопутству |
||||||||||||||||||||
ющая указанному изоморфизму в тетраэдрах, далеко не |
равнозначна |
||||||||||||||||||||
во всех |
фациях. |
В |
интервале |
от начала метаморфизма до эпидот- |
|||||||||||||||||
ФЕ |
|
|
|
|
|
|
|
|
амфиболитовой фации компенсация |
||||||||||||
|
|
|
|
|
|
|
|
осуществляется в шестерной коор |
|||||||||||||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
динации по следующей схеме: |
|
|||||||||||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
(Mg, Fe)2+ -*-А13+. |
На |
рис. 33 |
|||||||||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
компенсационный изоморфизм про |
||||||||||||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
является в параллельности кривых |
||||||||||||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
A1IV |
и |
A1VI |
на |
|
отрезке |
33 . |
От |
|||||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
эпидот-амфиболитовой до амфиболи |
||||||||||||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
товой фации изоморфизм практичес |
||||||||||||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
ки |
полностью приостанавливается. |
|||||||||||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
В |
этом |
интервале |
компенсация |
|||||||||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
электрического |
баланса |
осущест |
||||||||||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
вляется по схеме: Si4+->- Als++ N a + |
||||||||||||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
(крутой |
участок |
кривой |
Na + |
К). |
||||||||
Рис. |
33. |
Вариационная |
диаграм |
|
Этот |
изоморфизм продолжается |
|||||||||||||||
ма содержаний |
некоторых |
|
эле |
вплоть |
до |
гранулитовой |
фации. |
||||||||||||||
ментов в амфиболах в зависимо |
Преобразования в |
шестерной коор |
|||||||||||||||||||
сти |
от |
термодинамических усло |
|||||||||||||||||||
динации |
(Mg, Fe)2+ |
|
А13+ |
или |
не |
||||||||||||||||
вий метаморфизма (по В. |
В. За- |
|
|||||||||||||||||||
|
|
круткину, |
1967): |
(атомы) |
имеют |
места вообще, |
или |
чрезвы |
|||||||||||||
ФЕ —формульные |
единицы |
чайно |
редки |
(пунктирная |
кривая |
||||||||||||||||
кристаллохнмических |
формул; |
|
|
мета |
A1VI). |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
||||||
морфические фации: 3 —зеленых слан |
|
гетеровалентные |
изомор |
||||||||||||||||||
цев, |
Э —эпндотовых |
амфиболитов, |
|
Если |
|||||||||||||||||
А —амфиболитовая, |
Г—гранулитовая |
фные |
преобразования |
начинают |
|||||||||||||||||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
ся |
в амфиболах |
|
с |
первых |
парок |
|||||||
сизмов метаморфизма, |
то |
изовалентный |
изоморфизм Si4+ ->• Ti4+ |
на |
|||||||||||||||||
чинает проявляться значительно позднее—на границе |
эпидот-амфибо- |
||||||||||||||||||||
литовой и амфиболитовой фаций |
(на рис.33 |
кривая Ti). |
|
|
|
|
|||||||||||||||
Таким образом, приведенный пример изменения |
|
составов амфи |
|||||||||||||||||||
болов |
наглядно |
демонстрирует |
дифференциальную |
приспосабливае- |
|||||||||||||||||
мость элементов к меняющимся |
термодинамическим |
|
условиям. Нача- |
||||||||||||||||||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
Т абли ц а |
40 |
||||
|
|
Изоморфизм при разных фациях метаморфизма |
|
|
|
|
|||||||||||||||
Изоморфизм |
Фация зеленых |
Фация эпидот- |
|
Фация амфибо |
|
Фация гранули |
|||||||||||||||
|
сланцев |
|
|
амфиболитовая |
|
литовая |
|
|
|
|
товая |
|
|||||||||
SH+ -► А1?+ |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|||
(Mg, Fe)1+-.Aly‘{" |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|||
Si«+ -* |
A lfr + |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
||
+ Na+ |
Ti4+ |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
||
Si4+ |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
152
ло и конец изоморфизма каждого из рассмотренных элементов схемати чески представлены в табл. 40.
Рассмотренный изоморфизм амфиболов при метаморфизме не явля ется исключительным примером дифференциального изоморфизма. Подобный изоморфизм происходит в биотитах, пироксенах и многих других минералах.
Роль давления как внешнего фактора изоморфизма еще оконча тельно не выяснена. Существующие точки зрения по этому поводу
носят больше характер |
гипотез, |
чем отчетливых |
правил. В. С. Собо- |
|||||||||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
Т аблица 41 |
|
|
|
Изоморфные ряды В. И. Вернадского |
|
|
|||||||
/.yXl Ft |
CrJ Мл Ti |
В |
(Y) |
(Се) |
v In? |
w. all |
Ag |
Hg |
Cu^Pbjn^ |
|||
J |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
I |
\-------- ,-------' |
|
|
|
|
v________ ________ t |
|||||||
|
л |
|
|
|
J |
|
|
|
|
|
л, ж |
|
|
|
ж |
|
|
|
|
|
vpt |
Fe Pd ir Rh сц, |
|||
|
|
|
|
|
|
|
|
|||||
2. уВй Ca Sr |
Pty |
|
|
|
|
|
^ ■ |
|
"V |
|
||
|
|
|
|
|
|
|
ш |
|
||||
1,Л,Ж |
|
|
|
|
|
12. v0s |
Rg Rh |
Ir, |
||||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
Ш |
|
|
3. yBr 1 |
Clj F |
|
|
|
|
13. |
vCa Mg,Mn_Fe |
|||||
I |
л, ж |
|
|
|
|
|
|
|
|
v-------- ' |
||
4. V |
|
|
|
|
|
|
|
Л,Ш |
|
|||
P |
AS |
SI |
? |
|
|
|
|
|
|
|||
|
|
|
|
|
|
|
|
|||||
5. \BI |
Sb |
As, |
|
|
|
|
14. |
y0 |
F, |
|
||
Л,Л1 |
|
|
|
|
|
|
|
|
Ш |
|
||
6. ЧК |
Na CS |
Rb, TI |
Li |
H |
|
15. |
yCo^Fe, Ni |
|
||||
V, |
i |
|
Л]Л1 |
|
|
|
|
|
|
П |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|||
7. vW |
MO, |
|
|
|
|
|
|
16. |
уSi |
|
Ti |
zr Мл, |
I |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
П,Ш |
9. |
MqyMn Fe zn, Cd Ca Ni Co |
in? |
||
|
v |
I |
_____________ / |
|
|
|
|
Л, Ж |
|
I |
кора |
быбетриВаний |
|
|
Л |
метаморфические процессы |
20. vS Se Те ?, |
||
Ш магматические процессы |
--------у------- |
|||
л }ш |
153
левым (1965) был освещен один из аспектов этой проблемы и выве дена определенная закономерность: повышение давления способ ствует изоморфизму, при котором повышается координационное числоЭто положение’ хорошо аргументировано и базируется на большом фактическом материале.
В заключение следует упомянуть изоморфные ряды В. И. Вернад ского. Хотя со времени их создания прошло около 60 лет и наука за это время достигла больших успехов и некоторые из открытых за это шестидесятилетие новые факты частично не укладываются в пред ложенную Вернадским схему, тем не менее эмпирически выведенные изоморфные ряды до сих пор не утратили своего значения. Ряды В. И. Вернадского представляют собой обобщение по изоморфизму различных элементов в условиях коры выветривания, метаморфизма и магматических процессов (табл. 41).
МИНЕРАЛЫ В ЗЕМНОЙ КОРЕ
Рассматривая минералы как твердые химические соединения, образующие все известные типы горных пород земной коры, мы в первую очередь должны отметить их ограниченное число по сравнению с огромным количеством синтетических искусственных соединений, полученных в химических лабораториях. Минерал— главная форма нахождения элементов в земной коре и поэтому главные особенности минерального царства литосферы — число минералов, их количест венные соотношения и роль в фомировании горных пород — должны определяться глубокими геохимическими причинами, связанными с распространенностью элементов, их химическими свойствами и раз мерами их атомов и ионов.
Всего лишь три элементарные частицы (протон, нейтрон, электрон) составляют атомы химических элементов. В условиях Земли они соз дают 90 типов химических элементов и 340 изотопов, которые образу ют всего лишь 2000 минеральных видов. Последнее число свидетель ствует о резкой ограниченности известных минералов земной коры, оно представляет собой резкий контраст по сравнению с известным числом видов растений и животных, которых, несомненно, в несколь ко сот раз больше. Таким образом, перед нами выступает особая за кономерность неорганического минерального мира земной коры. Она определяется рядом причин, из которых три являются главными.
Во-первых, максимальной устойчивостью минералов как хими ческих систем в термодинамических условиях земной коры. При дан ных условиях в любом участке литосферы из всех возможных сочета ний атомов и ионов создаются только те, которые оптимально устой чивы.
Во-вторых, ограниченными возможностями самих термодинами ческих условий в земной коре (строго определенные границы темпе ратур и давлений). В этом, собственно, заключается коренное разли чие между результатами экспериментов в лаборатории и изучаемой природой земной коры. Экспериментальные возможности значительно
154
более разнообразны в отношении почти неограниченного сочетания определяющих факторов.
В-третьих, количественным фактором распространенности элемен тов и их свойств. Как мы видим, распространенность элементов резко неодинакова, и элементы малораспространенные имеют минимальные возможности создавать соединения — собственные минеральные виды. Мы можем отметить около трех десятков элементов, которые в силу своих химических свойств и мизерной распространенности не могут создавать минеральные виды (инертные газы, некоторые редкие ме таллы и др.).
Ведущее значение кислорода среди химических элементов лито сферы предопределяет ведущее значение распространения минера лов, в состав которых он входит. Конкретно это выражается в большом относительном разнообразии и количестве окислов, гидроокислов и солей кислородных кислот. Согласно А. С. Поваренных, минеральные виды распределяются по главным типам химических соединений та ким образом:
|
Химические соединения |
Число минеральных |
Проценты |
|
видов |
||
Силикаты |
. . . . |
471 |
24,88 |
Сульфиды и селениды |
237 |
12,32 |
|
Окислы |
|
176 |
9,15 |
Фосфаты |
|
172 |
8,94 |
Сульфаты |
|
162 |
8,42 |
Арсенаты |
|
ПО |
5,72 |
Бораты |
|
99 |
5,15 |
Карбонаты |
|
92 |
4,78 |
Гидроокислы |
80 |
4,16 |
|
Ванадаты |
|
47 |
2,44 |
Оксихлориды и оксифториды |
43 |
2,24 |
|
Простые вещества . . |
36 |
1,87 |
|
Арсениды и их аналоги |
36 |
1,87 |
|
Хлориды и их аналоги |
31 |
1,61 |
|
Теллуриды |
27 |
1,40 |
|
Фториды ................. |
24 |
1,25 |
|
Теллуриты и селениты |
18 |
0,94 |
|
Вольфраматы и молибдаты |
17 |
0,88 |
|
Хроматы и селенаты |
14 |
0,73 |
|
Карбиды, |
силициды, нитриды, фосфиды |
10 |
0,52 |
Нитраты |
|
9 |
0,47 |
Йодаты |
|
5 |
0,26 |
Совершенно очевидно, что наибольшее число минеральных видов приходится на кислородные соединения. Они составляют около 70% из всего известного числа минеральных видов. Однако картина стано вится еще более яркой, если мы учтем массы различных минеральных классов, подсчитанные по кларкам элементов. Ниже приведено, по данным А. Г. Бетехтина, содержание в массовых процентах различ ных классов минералов:
1. |
Силикаты................. |
около 75 |
2. |
Окислы и гидроокислы |
17 |
3. |
Карбонаты |
1,7 |
4. |
Фосфаты и их аналоги |
1,7 |
5. |
Хлориды и фториды . |
0,5 |
6. |
Сульфиды и сульфаты |
0,3—0,4 |
7. |
Самородные элементы |
около 0,1 |
Согласно этим данным, только такие кислородсодержащие мине ралы, как кварц и силикаты, составляют 87% массы земной коры.
Однако среди большого количества известных силикатов и окис лов в земной коре резко повышенным распространением отличаются лишь очень немногие из них, относящиеся к так называемым породо образующим минералам, число которых ограничивается уже несколь кими десятками минеральных видов. Используя кларки элементов земной коры, можно рассчитать составляющие ее важнейшие минералы. Расчеты такого рода производились Г. Бергом и А. ^Ферсманом. Ре зультаты расчетов отражают количественный минералогический сос тав земной коры (табл. 42).
Т абли ц а 42 Средний минералогический состав земной коры (в массовых процентах)
Названия минералов |
По Г Бергу |
По А. Ферсману |
|
Плагиоклаз CaAl2Si208-NaAlSi30 8 |
40,2 |
} 55 |
|
Ортоклаз KAlSi30 8 . |
. . |
17,7 |
|
Мета-и ортосиликаты |
16,3 |
J 15 |
|
Кварц и его разновидности Si02 . |
12,6 |
12 |
|
Вода (Н20) в свободном и поглощенном виде |
— |
9 |
|
Магнетит Fe304 и гематит Fe203 |
3,7 |
3,0 |
|
Слюды . . . |
|
3,3 |
3,0 |
Кальцит СаС03 |
|
1,5 |
1,5 |
Глины (глинистые минералы) . . . |
1,0 |
1,5 |
|
Лимонит и гидрогетит Fe203 nH20 |
0,3 |
0,3 |
|
Доломит CaC03-MgC03 |
|
0,1 |
0,1 |
Акцессорные минералы изверженных пород* |
2,5 |
— |
|
Акцессорные минералы осадочных пород** |
0,5 |
— |
|
Фосфаты |
|
— |
0,75 |
Сульфиды |
|
— |
0,3 |
Хлористые соединения |
|
— |
0,3 |
Фтористые соединения |
|
|
0,2 |
*Пирит, халькопирит, апатит, гранат, титанит, циркон.
**Пирит, пиролюзит, гранат, апатит, циркон.
Между данными Берга и Ферсмана нет существенных расхожде ний, если не считать воды, которая в полной мере учтена у А. Ферсма на и совершенно не учтена у Г. Берга. За счет воды пропорции неко, торых минералов у Берга несколько завышены. Табл. 42 наглядно показывает, что подавляющая масса земной коры сложена немногим^ минералами, которые состоят из наиболее распространенных элемен тов литосферы — О, Si, Al, Fe, Са, Na, К, Mg. Эти элементы в разных
156
сочетаниях могут образовывать и действительно образуют свыше тысячи минеральных видов, но с преобладанием немногих силикатов и окислов по массе.
Резкое преобладание в земной коре минералов, состоящих из на иболее распространенных химических элементов, натолкнуло на мысль, что вообще существует определенная прямая зависимость меж ду кларками элементов и количеством минералов. Эта зависимость была изучена П. П. Пилипенко и представлена в виде таблицы, при
водимой ниже |
(табл. 43). |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
Т аб л и ц а 43 |
Зависимость числа минералов от атомных кларков элементов |
|||||
Элемент |
Атомный |
Число |
Элемент |
Атомный |
Число |
кларк |
минералов |
кларк |
минералов |
||
О |
53,39 |
1538 |
Fe |
1,31 |
346 |
н |
17,25 |
1024 |
К |
1,05 |
115 |
Si |
16,11 |
500 |
С |
0,51 |
127 |
А1 |
4,8 |
344 |
Ti |
0,22 |
76 |
Na |
1,82 |
256 |
Cl |
0,10 |
111 |
Mg |
1,72 |
220 |
F |
0,07 |
97 |
Са |
1,41 |
441 |
|
|
|
Данные таблицы свидетельствуют в общем о прямой зависимости между атомными кларками элементов и числом минералов. Однако эта зависимость довольно часто и резко нарушается, особенно в области редких, преимущественно халькофильных, элементов. На пример, такой малораспространенный элемент, как мышьяк, образует 198 минеральных видов, медь—220, свинец— 199, в то время как не сравненно более распространенный барий дает всего лишь 71 мине ральный вид и еще более распространенный титан, по современным данным, — 76. Щелочной металл рубидий совершенно не образует никаких минеральных видов. Следовательно, общее число минераль ных видов в земной коре для данного элемента определяется не одной причиной, а целым рядом факторов. Главные из них мы уже отметили
вобщей форме.
А.С. Поваренных (1966), занимавшийся проблемой минерального вида, выделил следующие факторы, определяющие формирование минералов с данным химическим элементом:
1. Распространенность минералобразующих элементов в земной коре (это мы уже рассмотрели выше).
2. Кристаллохимические свойства минералобразующих химичес ких элементов.
3. Изоморфная «емкость» минеральных видов.
4. Разнообразие концентраций элементов и пределы температу ры и давления в различных минералобразующих процессах.
157
Т аб л и ц а 44
Систематика элементов по их количественной роли в составе минералов
(по А. С. Поваренных, 1972)
Число Характеристика элементов образуемых Перечень элементов*
минеральных
видов
Минерал- |
Видо- |
Основные |
Свыше |
О (1538), Н (1024) |
|
|
|||||
образующие |
образующие |
|
1500 |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
Главные |
500—1500 |
Si (500), Са(441), S (418), |
|||||||
|
|
|
|
Fe (346), А1 (344), Na(256), |
|||||||
|
|
|
|
Mg (220), Си (220), Pb (199), |
|||||||
|
|
|
|
As (198), |
Мп (196), |
Р (188) |
|||||
|
|
Ведущие |
150—50 |
В (128), С (127), К (115), |
|||||||
|
|
|
|
Cl (111), |
U (ПО), |
|
F (97), |
||||
|
|
|
|
Sb (95), |
|
Ti (76), |
Zn (72), |
||||
|
|
|
|
Ва (71), |
|
V (68), |
Bi |
(66), |
|||
|
|
|
|
Ag (63), Ni (56), Be (55) |
|||||||
|
|
Редкие |
50—10 |
Те (44), Se (43), |
Се (38), |
||||||
|
|
|
|
N (32), |
|
Y (31), |
Co (31), |
||||
|
|
|
|
Sr (30), |
|
Sn (30), |
Li |
(27), |
|||
|
|
|
|
Nb (24), |
|
Сг (23), |
Zr (23), |
||||
|
|
|
|
Та (20), |
|
Hg (18), |
Mo (16), |
||||
|
|
|
|
Pd (15), |
|
W (13), |
Au (13), |
||||
|
|
|
|
Th (12), T1 (11), La (10) |
|||||||
|
|
Очень |
Меньше |
Pt (9), |
Ge (8), |
|
1(8), |
||||
|
|
редкие |
10 |
Cd (5), |
In (5), Sc (3), |
Ir (3), |
|||||
|
|
|
|
Cs (3), |
|
Ga (2), |
|
Br (1), |
|||
|
|
|
|
Ru (1), |
Rh (1), Os (1) |
|
|||||
|
|
Рассеян |
He обра |
Rb, Tc, Pr, Nd, |
Pm, Sm, |
||||||
|
|
ные (изо |
зуют |
Eu, |
Gd, Tb, |
Dy, |
Ho, |
Er, |
|||
|
|
морфные) |
|
Tm, |
Yb, |
Lu, |
Hf, Re, |
Po, |
|||
|
|
|
|
At, Fr, Ra, Ac, Pa |
|
|
|||||
|
|
Несвя |
He могут |
Не, |
Ne, |
Аг, |
Кг, |
Хе, Rn |
|||
|
|
занные (хи |
образовать |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
мически |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
инертные) |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
• Цифры в скобках —число собственных минеральных видов.
158
5.Наличие линий «скрещивания» различных геохимических про цессов.
6.Устойчивость минеральных видов по отношению к изменяю щимся условиям внешней среды.
Основной причиной, определяющей склонность элемента к образо ванию минералов, является степень его кристаллохимической обособ ленности, которая заключается в отсутствии большого сходства с другими элементами по главным кристаллохимическим параметрам. Это приводит к тому, что такие сравнительно малораспространенные элементы, как Си, В, Be, Pb, As, Sb, Bi, Se, U, Ag, оказываются весь ма продуктивными в отношении минералообразования.
Взависимости от способности химических элементов входить в состав минералов или формировать собственные минеральные виды
А.С. Поваренных выделяет рассеянные (изоморфные) и видообразу ющие элементы. По степени участия в образовании минералов все хи мические элементы можно разделить на следующие группы:
1.Основные, являющиеся составными частями более половины минеральных видов.
2.Глазные, участвующие в составе не менее 10% общего числа минеральных видов.
3.Ведущие, входящие в состав большого числа минеральных ви дов (от 50 до 150).
4.Редкие, число собственных минеральных видов у которых выше 10, но не более 50.
5.Очень редкие, дающие меньше 10 собственных минеральных видов, большинство из которых — единичные находки в двух-трех точках земного шара.
Систематика всех химических элементов земной коры по их коли чественной роли в составе минералов в соответствии с выделенными выше признаками представлена в табл. 44. В ней учтено 2000 мине ральных вида.
Литература
Бе у с А. А. Геохимия литосферы. М., «Недра», 1972.
Ви н о г р а д о в А. П. Среднее содержание химических элементов в главных
типах изверженных горных пород земной коры. — «Геохимия», 1962, |
№ 7 |
||
Д е м е н и ц к а я |
Р. М. Кора и мантия Земли. М., «Недра», 1967. |
|
|
П о в а р е н н ы х |
А. С. Кристаллохимическая |
классификация минеральных |
|
видов. Киев, «Наукова думка», 1966. |
сб. «Земная кора». М., |
ИЛ., |
|
П о л д е р в а р т |
А. Химия земной коры. — В |
||
1957. |
|
|
|
Р о н о в А. Б., Я р о ш е в с к и й А. А. Химическое строение земной коры.— «Геохимия», 1967, №11.
Со б о л е в В. С. Введение в минералогию силикатов. Львов, Изд-во Львовск. ун-та, 1948.
Х а й н |
В. Е. Эволюция земной коры и возможные формы ее связи с процессами |
|
в верхней мантии. — «Советская геология», 1964, № 6. |
||
A h r e n s |
L. Н. The use of ionisation potentials. Geochimica et Cosmochimica |
|
Acta, |
2, |
155—169, 1952. |
R in g w o o d A. E. The principles governing trace element distribution during magmatic crystalisation. Geochimica et Cosmochimica Acta v. 7, 189, 242, 1955.
159
Г л а в а VI
ГИДРОСФЕРА
РАСПРОСТРАНЕНИЕ ВОДЫ НА ЗЕМЛЕ И ЕЕ СВОЙСТВА
Вьщающаяся роль воды на нашей планете общеизвестна. Вся со вокупность природных вод у поверхности Земли образует водную ободочку, или гидросферу. Большую часть гидросферы составляет моря и океаны, меньшую часть — воды суши и подземные воды гор ных пород. Общая масса гидросферы оценивается внушительной циф рой — 1644 • 101Б т, тем не менее она составляет едва ли 0,025% общей массы Земли. Распределение водных масс в пределах гидросферы Земли по данным А. Полдерварта (1955) приведена в табл. 45.
Количественная характеристика гидросферы
|
Общийобъем, |
поверхнона |
|
Формы нахождения воды |
10»- |
л/см», |
|
Объем, |
|
||
|
км» |
сти |
Т абли ц а |
45 |
|
масса, |
|
гидро |
т |
общейот сферы |
|
Общая 10“ |
Процент |
массы |
Океаны и моря |
1370 |
268,6 |
1420 |
86,48 |
Озера и реки |
0,5 |
0,1 |
0,5 |
0,03 |
Лед . . |
22,0 |
4,3 |
22,0 |
1,33 |
Атмосфера |
0,013 |
— |
0,013 |
— |
Стратисфера |
196,0 |
38,4 |
201,0 |
12,16 |
Гидросфера в целом |
1589 |
311,6 |
1644 |
100,00 |
Значение воды как мощного геологического агента и первостепен ного геохимического фактора миграции многих химических элементов в общем хорошо изучено. Оно в первую очередь связано с ее физико химическими свойствами. Решающее значение имеет способность воды находиться в пределах биосферы Земли в трех агрегатных состояниях: твердом, жидком, газообразном — и способность растворять в себе многие вещества. С геохимической точки зрения вода относится к химически активному веществу. Она соединяется со многими окисла ми металлов и неметаллов. Энергично взаимодействует с наиболее активными металлами и может вступать в реакции с многочисленными веществами. Наконец, с помощью только воды происходит обмен ве ществ между всеми живыми организмами и неорганическими, косными телами нашей планеты.
160