Принцип Ле Шателье — Брауна

- космогенічний (космологічний) нуклеосинтез, який відбувся "на початку Всесвіту", під час якого сформувалися H, He, і певна кількість Li (те що гелій є головним продуктогм нуклеосинтезу у внутрішніх частинах зірок головної послідовності не надто сильно змінило його кількість у Всесвіті);

- зоряний нуклеосинтез, під час якого формуються легкі елементи (до Si) і, частково (у внутрішніх частинах великих зірок на завершальних етапах їх еволюції), важкі елементи (за виключенням Li і Be);

- "вибуховий" нуклеосинтез, який забезпечує синтез решти елементів, відбувається тоді коли як великі зірки вичерпують ядерне паливо у своїх внутрішніх частинах і вибухають створюючи грандіозні природні видовища - наднові зірки (supernova);

- галактичний нуклеосинтез, який відбувається безперервно в міжзоряному просторі при взаємодії матерії і космічних променів (саме таким чином виробляються Li і Be).

Со́нячна систе́ма — планетна система навколо Сонця, до складу якої входить вісім великих планет і одної карликової із більш ніж 100 супутниками, понад 100 000 астероїдів, понад 1000 комет, а також незліченна кількість дрібних, так званих метеорних тіл (розміром від 100 метрів до мізерно малих порошин). Склад Сонячної системи: планети (Меркурій, Венера, Земля та Марс - планети земної групи, порівняно невеликі, складаються здебільшого із щільної кам'янистої речовини і металів. Планети-гіганти — Юпітер, Сатурн, Уран і Нептун — набагато масивніші, складаються здебільшого з легких речовин і тому, незважаючи на величезний тиск у їхніх надрах, мають малу густину. У Юпітера і Сатурна основну частку їхньої маси складають водень і гелій. Вони містять також до 20% кам'янистих речовин і легких сполук кисню, вуглецю й азоту, що за низьких температур конденсуються на лід. В Урана й Нептуна лід і кам'янисті речовини складають більшу частину їхньої маси) та їх супутники, астероїди (тіла розміром 1-1500 км та найрізноманітнішої форми: від кулеподібної до витягнутої; атмосфера та гідросфера відсутні), малі тіла пояса Койпера, комети, метеорні тіла (це фрагменти породи чи скупчення пилу у космічному просторі; фрагменти древньої речовини Сонячної системи, вони зберігають інформацію про її утворення; метеори, які досягнули поверхні Землі називаються метеоритами), міжпланетний космічний пил (утворюється за рахунок розпаду комет та астероїдів), сонячний вітер (потоки розрідженого газу та плазми, які випромінюються із сонячної корони в усіх напрямках; він складається із протонів, альфа-часток та електронів).

Етапи утворення Сонячної системи: 1) утворення Сонця в результаті аккреції з висхідної (первинної, розпеченої) хмари Сонячної системи. 2) розташування газу і пилу, які заповнювали середовище навколо центрального намагніченого тіла, в тих областях простору, де пізніше пройде аккреція груп планет і супутників. 3) переніс моменту кількості руху від центральних тіл до навколишнього середовища, в результаті чого частини пилу почали рухатись по кеплеровським орбітам відносно Сонця і протопланет; 4) аккреційна еволюція зконденсованих пилуватих частинок, які рухаються по кеплеровським орбітам і утворюють планетезималі, що постійно зростають в розмірах. Планетезималі – зародки тіл, які існують в Сонячній системі нині. 5) етап повільної (3-4*109 років) еволюції новоутворених планет, астероїдів і супутників, результатом якої є нинішня Сонячна система. Основна маса речовини Сонячної системи була синтезована 4,6 млрд. років назад, хоча має місце й давніший матеріал

Одним із основних законів геохімії є закон Ферсмана-Гольшмідта: геохімія елемента у земній корі визначається його хімічними властивостями та величиною кларка.

2. Будова та геохімія планет земної групи у порівнянні з існуючими даними щодо планет-гігантів, зовнішніх планет та малих тіл Сонячної системи. Земля, її походження, будова та загальний склад.

Планети земної групи – чотири планети Сонячної системи: Меркурій, Венера, Земля та Марс^[1]. По структурі та складу до них можуть бути віднесені і деякі астероїди, наприклад, Веста. Планети земної групи мають високу густину та складаються переважно з силікатів та металізованого заліза (на відміну від газових гігантів та льодових карликових планет, об’єктів пояса Койпера та хмари Оорта). Найбільша планета земної групи — Земля, більше ніж у 14 разів уступає в масі найменшому газовому гіганту — Урану, але при цьому у 400 разів масивніша найбільшого об’єкта поясу Койпера.

Планети земної групи складаються переважно з кисню, кремнію, заліза, магнію, алюмінію та інших важких елементів.

Всі планети земної групи мають наступну буд ову: 1) у центрі планети залізне ядро з невеликою кількістю нікелю. 2)мантія складається з силікатів; 3) кора, яка виникла через часткове плавлення мантії складається також з силікатних порід. З поміж планет земної групи тільки у Меркурія немає кори, оскільки вона була розбита в результаті метеоритних бомбардувань. Земля відрізняється від інших планет групи наявністю великої кількості гранітів у корі. Дві планети земної групи (Земля та Марс) мають супутники і жодна зі всіх чотирьох планет групи не має кілець.

Газові планети (планети-гіганти, газові гіганти) — планети, які майть у своєму складі значну частку газу (водень та гелій).

В Сонячній системі це Юпітер, Сатурн, Уран, Нептун. Найбільш велика наразі відома газова планета TrES-4b (сузір'я Геркулес).

Відповідно до гіпотези походження Сонячної системи, планети-гіганти утворились пізніше за планети земної групи, коли температура навколосонячної туманності опустилась до точки кристалізації газу. В цей час всі тугоплавкі елементи вже були в твердій формі в складі більш близьких до Сонця планет.

Гіпотези про внутрішню будову газових планет припускають існування декілької шарів. На певній глибині тиск в акмосфері газових планет досягає значення достатнього для переходу водню в рідкий стан. Також, якщо планета досить велика, то можливе існування шару металічного водню (стану, де протони і електрони існують окремо), потоки електронів в якому породжують потужне магнітне поле планети. Також можливе існування невеликого кам'яного чи металічного ядра. Період обертання газових планет навколо своєї осі становить 9—17 годин. В атмосфері газових планет дують потужні вітри, та гіганські вихори (Велика червона пляма на Юпітері, Велика Біла пляма на Сатурні, Велика Темна пляма на Нептуні). Газовими можуть бути тільки великі планети, які можуть втримати гелій та водень. Більшість виявлених екзопланет теж є газовими.

Коме́та — мале тіло Сонячної системи, яке обертається навколо Сонця і має так звану кому (атмосферу) і/або хвіст. Кома і хвіст комети — це наслідки випаровування ядра комети під дією сонячного випромінювання. Ядро являє собою малу планету, що складається з каменю, пилу і криги.

Ядра комет за своїм елементним складом i хімічним складом споріднені до планет-гігантів: вони складаються з водяного льоду і льодів різних газів з домішкою кам'янистих речовин. Майже всі малі планети за своїм складом належать до кам'янистих планет земної групи. Тільки нещодавно відкритий Хірон, що рухається між орбітами Сатурна і Урана, ймовірно, подібний до крижаних ядер комет та невеликих супутників далеких від Сонця планет.

Комети рухаються, здебільшого, витягнутими орбітами, що близькі до параболічних. Деякі комети мають витягнуті орбіти порівняно невеликих розмірів — десятки і сотні астрономічних одиниць. У цих комет, названих періодичними, переважають прямі рухи, тобто їхнє обертання відбувається в тому ж напрямку, що й обертання планет.

Астеро́їд або мала́ плане́та — невелике небесне тіло діаметром від 50 м до 1000 км, що складається зі скельних порід або заліза та нікелю.

Орбіти більшості астероїдів знаходяться між орбітами Марса і Юпітера (так званий головний пояс астероїдів), вважають, що вони залишилися після формування Сонячної системи. Загальна кількість — більше 500 тис., але загальна їх маса становить лише кілька відсотків маси Землі.

Найвідоміші астероїди: Паллада, Юнона, Веста, Ероc, Амур, Гідальго, Ікар.

Внутрішня будова і склад «твердої» Землі. 3. складається з трьох основних геосфер: земної кори, мантії і ядра, яке, в свою чергу, поділяється на ряд шарів. Речовина цих геосфер різна за фізичними властивостями, станом і мінералогічним складом. У залежності від величини швидкостей сейсмічних хвиль і характеру їх зміни з глибиною «тверду» Землю ділять на вісім сейсмічних шарів: А, В, С, D', D", Е, F і G. Крім того, в Землі виділяють особливо міцний шар літосферу і наступний, розм'якшений шар — астеносферу. Шар А, або земна кора, має змінну товщину (в континентальній області — 33 км, в океанічній — 6 км, в середньому — 18 км). Під горами кора потовщується, в рифтових долинах серединно-океанічних хребтів майже зникає. На нижній межі земної кори, — поверхні Мохоровичича, — швидкості сейсмічних хвиль зростають стрибкоподібно, що пов'язано переважно зі зміною речовинного складу з глибиною, переходом від гранітів і базальтів до ультраосновних гірських порід верхньої мантії. Шари В, С, D', D" входять у мантію. Шари Е, F і G утворюють ядро Землі радіусом 3486 км. На межі з ядром (поверхні Гутенберґа) швидкість подовжніх хвиль різко зменшується на 30%, а поперечні хвилі зникають, що вказує на те, що зовнішнє ядро (шар Е, що тягнеться до глибини 4980 км) рідке. Нижче перехідного шару F (4980-5120 км) знаходиться тверде внутрішнє ядро (шар G), в якому знову розповсюджуються поперечні хвилі.

У твердій земній корі переважають такі хімічні елементи: кисень (47,0%), кремній (29,0%), алюміній (8,05%), залізо (4,65%), кальцій (2,96%), натрій (2,5%), магній (1,87%), калій (2,5%), титан (0,45%), які в сумі складають 98,98%. Найбільш рідкісні елементи: Ро (приблизно 2·10^-14 %), Ra (2·10^-10 %), Re (7·10^-8 %), Au (4,3·10^-7 %), Bi (9·10^-7 %) тощо.

У результаті магматичних, метаморфічних, тектонічних процесів і процесів осадоутворення земна кора різко диференційована, в ній протікають складні процеси концентрації і розсіяння хімічних елементів, що приводять до утворення різних типів порід.

Вважають, що верхня мантія за складом близька до ультраосновних порід, в яких переважає О (42,5%), Mg (25,9%), Si (19,0%) і Fe (9,85%). У мінеральному відношенні тут панує олівін, менше піроксенів. Нижню мантію вважають аналогом кам'яних метеоритів (хондритів). Ядро 3емлі за складом аналогічне залізним метеоритам і містить приблизно 80% Fe, 9% Ni, 0,6% Co. На основі метеоритної моделі розрахований середній склад Землі, в якому переважає Fe (35%), О (30%), Si (15%) і Mg (13%).

Температура є однією з найважливіших характеристик земних надр, що дозволяють пояснити стан речовини в різних шарах і побудувати загальну картину глобальних процесів. За вимірюваннями в свердловинах температура на перших кілометрах наростає з глибиною з градієнтом 20 °C/км. На глибині 100 км, де знаходяться первинні вогнища вулканів, середня температура трохи нижча за температуру плавлення гірських порід і дорівнює 1100 °C. При цьому під океанами на глибині 100—200 км температура вища, ніж під континентами, на 100—200 °C. Стрибок густини речовини в шарі С на глибинв 420 км відповідає тиску 1,4·10¹⁰ Па і ототожнюється з фазовим переходом в олівіні, який відбувається при температурі приблизно 1600 °C. На межі з ядром при тискові 1,4·10¹¹ Па і температурі порядку 4000 °C силікати знаходяться в твердому стані, а залізо в рідкому. У перехідному шарі F, де залізо затвердіває, температура може бути 5000 °C, в центрі 3емлі — 5000-6000 °C, тобто, адекватна темппературі поверхні Сонця.

Походження Земл і. Є різні теорії виник­нення Сонячної системи і Землі. Одна з таких тео­рій стверджує, що Сонце виникло з величезних хмар рухомого газу — так званих туманностей. На початку існування Сонця навколо нього стрімко рухався широкий диск, утворений пилом та газом. Частина цього пилу і газу збиралася в грудки, що згодом стали планетами Сонячної системи. Однією з них і була наша Земля.

За іншою теорією планети утворювалися з розпечених викидів соняч­ного матеріалу. Вони ві­дірвалися від Сонця і почали кружляти навколо нього за своїми орбітами, поступово охолоджую­чись. За розрахунками вчених, температура на поверхні Землі (в період її народження) сягала 4 000°С. Потрібно було ба­гато мільйонів років, щоб поверхня охолонула і сформувалася тверда кора.

Є зовсім інша теорія. Згідно з нею, частинки пилу і газу з'єднува­лись у грудки під великим тиском. І спочатку ці грудки, які ставали планетами, були холодними. Але від величезного тиску вони почина­ли розігріватися зсередини. Отож, проблема виникнення планет Со­нячної системи остаточно не вирішена.

3. Розповсюдженість хімічних елементів в земній корі. Кларки елементів та методи їх визначення.

1) земна кора складена в основному 8 елементами: O, Si, Al, Fe, Ca, Mg, Na, K;

2) на частку інших 84 елементів припадає менше 1 % маси земної кори;

3) серед найголовніших по поширеності елементів особлива роль у земній корі належить O. Особлива роль O полягає в тому, що його атоми складають 47% маси земної кори і майже 90% об’єму найважливіших породоутворюючих мінералів.

Використовуючи новітні методи аналізу (нейтронно-активаційний, атомно-адсорбційний,

люмінесцентний, електронного парамагнітного резонансу, мікрозондового аналізу тощо), із

результатів численних точних аналізів мінералів, порід і їхніх сумішей, а також із зіставлення

поширеності окремих пар елементів (наприклад, Rb: K, Hf: Zr, Re: Mo, Cd: Zn) вдалося

визначити вміст в земній корі майже всіх елементів періодичної системи. Ці цифри за пропозицією Ферсмана одержали назву кларків на честь Ф.У.Кларка, який вперше, як уже говорилося, достатньо повно і точно оцінив хімічний склад земної кори.

Кларки – система усереднених вмістів, що характеризують поширеність хімічних елементів у геохімічній системі.

Виражається в масових, об’ємних, атомних відсотках, проміле або по відношенню до вмісту одного з елементів, найбільш поширеного.

На сьогодні найчастіше користуються кларками земної кори:

- за О.П.Виноградовим, який за середній склад земної кори взяв суміш, що складається з 2 ч. кислих порід і 1 ч. основних порід,

- за О.О.Беусом, який встановив кларки виходячи з співвідношення гранітного та базальтового шарів 1:2.

- за С.Р.Тейлором, який встановив кларки для континентальної кори виходячи із співвідношення

1:1 основних і кислих магматичних порід.

Значення кларків для окремих елементів постійно уточнюються. Природно, що це позначається на значеннях поширеності всіх інших елементів, тому що їхня загальна сума завжди повинна дорівнює 100%. Загальна поширеність елементів у земній корі така, г/т:

0,001-0,01 Re, Os, lr, Ru, Rh, Ті, Pt, He, Au, Pd

0,01-0,1 Ar, Se, Ag, Hg

0,1-1,0 Cd, Bi, In, Tu, I, Sb, Lu

1,0-10,0 Eu, Dy, Ho, Er, Yb, Hf, Та, W, Tl, U, Ge, As, Br, Мо, Sn, Cs, Pr, Sm, Be

10,0-100,0 Pb, Th, Y, Nb, La, Ce, Nd, Li, B, N, Sc,V,Cr, Co, Ni. Cu, Zn, Ga

100,0-1000,0 C, F, P, S, Cl, Rb, Sr, Zr, Ba

1000,0-10 000,0 Mn, Ti

>10 000,0 O, Si, Al, Fe, Ca, Mg, Na, K

Аналіз поширення елементів за типами порід дає, зокрема, наступні групи:

а) елементи в основних і кислих породах поширені приблизно однаково - Ga, Ge, Se, Ті, Re, Sr, Nb, Cd, In, Hf;

б) в основних породах даного елемента більше, ніж у кислих - Сг, Sc, Ni, V, Co, Pt;

в) у кислих породах вміст елементу помітно вищий, ніж в основних - Li, Be, Rb, TR, Ва, Tl, Th, U, Та.

Як ми вже бачили, поширеність елементів у земній корі охоплює величезний діапазон значень. За

їх вмістом всі елементи можна розділити на декілька груп, і тоді виникає ряд несподіваних для наших повсякденних уявлень співвідношень. Наприклад, у земній корі Cu менше ніж Zr; Hg менше ніж TR; Pb менше ніж Ga; Ni у декілька разів менше ніж Rb; Sn у 30 разів менше ніж V, a Sc у 200 разів більше ніж Ag.

В. И. Вернадский назвав розсіяними ті елементи, що, знаходячись у земній корі в значних

кількостях, не дають високих концентрацій. Так, наприклад, величезні маси Rb розсіяні в польових шпатах, Ga - в алюмінієвих мінералах, Re - у молібденітах, Cd - у сфалеритах, Ag - у галенітах, Sc - у силікатах, Li - у слюдах і т.д.

На відміну від розсіяних, рідкісні (кларк < 0,01-0,001%) елементи в земній корі знаходяться в значно меншій кількості, хоча й утворюють власні мінерали, які можуть концентруватися в рудні скупчення. Вернадський у зв'язку з цим увів поняття кларка концентрації елемента в мінералах і родовищах (як відношення вмісту у мінералі, родовищі до величини кларку). Так, кларк Mn у земній корі складає 0,1 %, а кларк концентрації Mn у родоніті - 400, у псиломелані - 500, у піролюзиті - 632.

Таким чином, доступність того або іншого елемента насамперед визначається його спроможністю досягати високих кларків концентрації, тобто утворювати мінерали, скупчення яких можуть бути економічно вигідними для використання родовища.

Розбіжності в кларках призводять до того, що хімічна подібність елементів зовсім не означає їх “геохімічної подібності”.

Таким чином, спроможність до мінералоутворення залежить не тільки від хімічних властивостей елементів, але і від їхніх кларків.

Згідно до основного геохімічного закону Гольдшмідта кларки залежать від будови атомного ядра, а обумовлений міграцією розподіл елементів – від будови зовнішніх електронних оболонок (хімічних властивостей). Це не зовсім так, оскільки і кларки залежать від хімічних властивостей (сама земна кора є продуктом міграції) і міграція певним чином залежить від кларків (вміст елементів в розчинах і розплавах, здатність до осадження). Саме тому нині користуються дещо відкоригованим визначенням основного геохімічного закону (закон Ферсмана-Гольдшмідта): геохімія елементу в земній корі визначається як його хімічними властивостями, так і величиною кларку.

4. Мантія та ядро Землі, їх мінеральний та хімічний склад. Джерела наявних даних. Примітивна та деплетована мантія (поняття про мантійні геохімічні резервуари).

Склад ядра

На межі мантія-ядро тиск оцінюється величиною 1,36*1011 Па, а в центрі ядра – понад 3,6*1011 Па.

Температура на межі мантія-ядро тиск оцінюється як +2700+3400С (якщо орієнтуватись на

величину геотермічного градієнту отримаємо близько +90000С, але це нереально).

За сейсмічними даними більша частина земного ядра рідка (гомогенна рідина, що складає шар E

зовнішнього ядра – до глибини 4982 км, перебуває під тиском 1,363,2*1011 Па, її густина зростає

від 9280 до 12170 кг/м3), далі йде перехідна зона (від 4982 км до 5121 км – шар F, речовина

перебуває під тиском 3,23,28*1011 Па, її густина зростає від 12170 до 12250 кг/м3) і тільки на

глибинах більше 5121 км розташоване тверде внутрішнє ядро (від 5121 км до 6371 км, інші назви

– субядро або шар G, перебуває під тиском 3,283,61*1011 Па, його густина зростає від 12250 до

12500 кг/м3).

Ідея про те що ядро складається з сплаву заліза та нікелю має довгу історію, і, з певними

модифікаціями, залишається найбільш визнаною по сьогодні. В основі гіпотези про залізо-

нікелеве ядро Землі лежить припущення про близькість складу ядра до складу залізних

метеоритів, що містять у середньому 80,78 % Fe, 8,59 % Ni і 0,63 % Co. Експерименти при високих

тисках, які відповідають ядру Землі (більш 2,5*1011 Па), показали, що сплав із 90 % Fe і 10 % Ni

має властивості, близькі до властивостей земного ядра, визначеним геофізичними методами.

Відмінність фізичних властивостей модельних складів і встановлених геофізичними методами

полягає в дещо більшій густині цього сплаву і дещо меншій швидкості поширення пружних хвиль.

У зв'язку з цим вважають, що в ядрі є домішка легких елементів, в першу чергу сірки та кисню.

Для узгодження петрогустинних моделей вміст сірки, наприклад, повинен досягати 10% мас., що

цілком реально з огляду на вміст сірки в хондритах С1.

На думку ж Рінгвуда [Ringwood A.E., 1966, 1977,1990] більша частина сірки, яка містилася в

сонячній небулі була втрачена разом з іншими летючими елементами при нагріві і плавленні під

час аккреції Землі. Він вважає найбільш вірогідним входження до складу ядра (як легкого

елемента) кисню. В такому випадку ядро має містити до 10% FeO, що, за розрахунками Алегре

[Allegre et al..,1995], відповідає вмісту кисню в 4% мас. Отримання надійних оцінок щодо вмісту

кисню ускладнюється відсутністю даних про фізичні властивості залізо-нікелевих сплавів з

розчиненим FeO за таких тисків і температур.

За розрахунками вище згаданого Алегре речовина ядра може містити також до 7% Si, до 2% S та

певну кількість C, P, Mg і H. Що правда, для ліквідації дефіциту маси він враховує в складі ядра

певну кількість благородних сидерофільних елементів, таких як Re, Os, Ir та Pt.

В.А.Рудник і Е.В.Соботович вважають, що в ядрі є домішка Si, С, А1 і О, кількість яких більша в

зовнішньому ядрі і менша у внутрішньому. Останнє, згідно їх токи зору, на 99 % складається з Fe і

Ni (відповідно 90,2% і 9,04%).

На основі різноманітних даних (панування водню в космосі й ін.) розвиваються також уявлення

про гідридне і карбідне ядро Землі. За цією гіпотезою внутрішнє тверде ядро складається з

гідридів і карбідів. В зовнішньому ядрі відбувається їх розкладання з утворенням вільних металів

(Fe, Ni, Co), водню і метану, що мігрують у мантію і визначають розвиток там відновних процесів.

У нижній мантії панують вільні метали або ж вони співіснують із силікатами й оксидами. Водень і

метан глибинного походження, на думку В.М.Ларін і М.П.Семененка, проникають і в земну кору.

За гіпотезою А.Ф.Капустинського (який розвинув і обгрунтував ідеї В.М.Лодочнікова, 1935;

W.Kuhn and A.Rittman, 1941; W.H.Ramsey, 1948), у земному ядрі, внаслідок величезного тиску,

порушується електронна структура атомів. Починаючи з K, електронна структура якого

1s22s2p63s2p6d04s1, виникають умови для вдавлювання в умовах високих тисків зовнішніх

електронів на незаповнений 3d- рівень. Так, зовнішні 4s2 електрони кальцію, будучи “втиснутими”

на рівень 3d, перетворюють його на атом ізокальцію, властивості якого подібні до двовалентного

титану. Аналогічний перехід для двохвалентного заліза - d64s2 -> d84s0, призводить до утворення

ізозаліза, властивості якого подібні до двохвалентного нікелю. Зникає хімічна індивідуальність

атомів і всі елементи одержують однакові металізовані властивості (речовина складається з ядер

атомів, що знаходяться в загальній для всіх ядер електронній плазмі). Це визначає одноманітність

земного ядра, відсутність розходжень між хімічними елементами (зона «нульового хімізму»,

«центросфера»). У мантії під впливом сильного тиску змінюються хімічні властивості атомів, тому

що електрони переходять на незаповнені внутрішні орбіти. Це зона «виродженого хімізму», або

«інтерсфера» (речовина близька до металевого стану, хоча й має силікатний склад). Хімічні ж

властивості елементів, що відповідають їх положенню в періодичній системі, виявляються тільки в

зоні «нормального хімізму», або «перісфері», яка відповідає земній корі і верхам мантії (верхні

100 км). Таким чином, згідно точки зору Капустинського внутрішня зони планети відрізняються

не складом а станом речовини в умовах величезних тисків.

Мантія.

Верхньою межею мантії є поверхня Мохо, а нижньою - розділ Віхерта-Олдхема-Гутенберга - який,

як вважається, відділяє мантію від ядра. Ця межа (2898 км) фіксується за різким зменшенням Vp (з

14 до 8 км/с) та виродженням Vs. Затухання Vs в нижній частині мантії дає підстави вважати ядро

рідким. Сейсмічні дані вказують також на неоднорідність складу і будови мантії. Нині

виділяються:

- гетерогенна верхня мантія, складається з астеносфери (від 5-70 км до 413 км, інша назва – шар

B) та перехідної зони (від 413 км до 984 км, інші назви – шар Голіцина, шар C);

- гомогенна нижня мантія (від 984 км до 2898 км, інша назва – шар D).

Якщо ядро вважається залізо-нікелевим більшістю дослідників, то сумнівів стосовно переважно

силікатного складу мантії не висловлював ще ніхто. При цьому всі згодні щодо неоднорідності (як

по вертикалі так і по латералі) самої верхньої частини мантії (літосфери?).

Верхня мантія неоднорідна:

- на рівні поверхні М температура змінюється від 800 C (океан) до 800-1000 C (Карпати, Кавказ).

- свідченням неоднорідності самої верхньої частини мантії: різний елементний склад виявлених

в межах платформ та геосинклінальних областей ультрабазитів мантійного походження;

відмінність гіпербазитових, олівінових та гранат-перидотитових включень в кімберлітах;

відмінність складу глибинних (мантійних за походженням) газів - різний вміст He, Ar, Ne, Xe,

CO, H2, CH4.

- цей, самий верхній, шар вірогідно складений олівіном, піроксеном і гранатом, з невеликими

домішками шпінелі, амфіболу і флогопіту. При цьому склад шару під океанічною корою (шар

гацбургіту – Ol, oPx; шар лерцоліту - Ol, oPx, cPx) відмінний від складу під материками

(перидотит - Ol, cPx, Hbl з включеннями еклогіту - Gr, cPx, oPx, Hbl, Pl).

- в межах верхньої мантії розташована астеносфера - в'язкий пластичний, частково

розплавлений (близько 1%?) шар з пониженими швидкостями Vp і Vs. Глибина його залягання

від 2-3 км в рифтах серединно-океанічних хребтів, до 80-100 км на периферії океанів і ще

глибше - на континентах. В ряді місць платформ і щитів астеносфера не виділяється взагалі,

що дало підставу деяким дослідникам виділяти не астеносфери, а астенолінзи. В деяких місцях

(Памір, Гімалаї) - виділено кілька астенолінз.

Насиченість глибинних газів CO, H2 і CH4 дозволяє зробити висновок про різко відновний

характер середовища мантії.

Верхню мантію і земну кору часто об'єднують в тектоносферу (В.В.Бєлоусов), оскільки саме з

цими шарами пов'язані тектонічні та магматичні явища.

Сумарний склад речовини верхньої мантії часто вважають аналогічним складу хондритів, або (за

припущенням Рінгвуда) - суміші (3:1) ультраосновних порід (дуніт – Ol+Crt) і лужного базальту

(Ne, Lc, cPx, Pl), яка отримала умовну назву піроліт (піроксен-олівінова порода). При підйомі

такої суміші до денної поверхні частина речовини розплавляється, з 20-40% розплавленої

речовини утворюється базальтова магма (яка виливалась на поверхню протягом всієї історії

планети) а решта формує нерозплавлений залишковий перидотит чи дуніт (збіднені Ca, K, Sr, Ba).

Одним з джерел енергії для підтримки рухливих локальних зон плавлення є радіоактивний розпад.

Якщо температура на верхній та нижній межах зони плавлення відмінна то виникає конвекція з

переміщенням легкоплавких елементів вверх. Згідно деяких розрахунків 1/3 верхньої мантії брала

участь у формуванні земної кори і тому є "збідненою" на легкоплавкі і летючі компоненти.

Мінеральний склад найчастіше моделюється як поступовий перехід (зверху вниз): піроксеновий

перидотит (65% Olv, 22% ромб.Px, 12% мон.Px, 2% - шпінель) - гранатовий перидотит (67% Olv,

12% ромб.Px, 11% мон.Px, 10% - піроп) - еклогіт (піроп та моноклинний Px). За деякими даними

[Anderson D.L., Hanks T.C., 1972] еклогіт починає переважати з глибини 220 км і

розповсюджується до глибини 670 км (тобто до верхньої частини перехідної зони). Загалом, за

різними оцінками, еклогітовий шар охоплює близько 20% верхньої мантії.

Оцінений за піролітовою моделлю склад верхньої мантії (за Рінгвудом) виглядає так: SiO2 – 43,2%,

MgO – 38,1%, FeO – 9,2%, Al2O3 – 3,9%, CaO – 3,7%, Na2O – 1,8%.

Піролітова модель є лише однією з багатьох можливих, вона не пояснює достатньою мірою

виділення летючих (води, хлору, сірки тощо), які складають значну частину продуктів вулканічної

діяльності. Відкритим, в принципі, залишається і питання про породний склад верхньої мантії –

адже наявність кількох відсотків флогопіту в перидотитах передбачає досить значне насичення

багатьма летючими елементами.

Окремо слід зазначити, що вже в верхній мантії починаються фазові перетворення гранату. Вже

з глибин близько 250-300 км домінуючий перед тим піроп (Mg3Al2Si3O12) стає нестійким і

замінюється більш стабільним за таких умов гранатом відомим під назвою майорит

(M2(MSi,Al2)Si3O12, де M - Mg, Fe або Ca).

Перехідна зона.

В перехідній зоні середня густина речовини складає 3200 кг/м3 і лише на глибині близько 1000 км

спостерігається стрибок густини до 3900 кг/м3. Вважаючи, що перехідна зона мантії, як і верхня,

складена силікатами (піроксен і олівін), подібний стрибок густини можна пояснити утворенням

більш щільних модифікацій мінералів: стішовіту – 4350 (в кварцу – 2650), периклазу – 3600 кг/м3

(перехід з олівінової структури в шпінелеву - MgAl2O4)

2MgSiO3 - Mg2SiO4 + SiO2

піроксен олівін + стішовіт

Mg2SiO4 - Mg2SiO4

олівін олівін із структурою шпінелі (рінгвудіт)

Mg2SiO4+ SiO2 - 2 MgSiO3

олівін із структурою шпінелі піроксен із структурою ільменіту

Mg2SiO4 - MgSiO3 + MgO

олівін із структурою шпінелі піроксен із структурою ільменіту + периклаз

Такі переходи починаються при тиску 160*108Па (близько 400 км) і завершуються до глибини

близько 1000 км. Починаючи з глибин близько 660-720 км нестійким стає й майорит (який

отримує ільменітову структуру - з Mg2(MgSi,Al2)Si3O12 утворюється MgSiO3Al2O3).

Нижня мантія

Зробити обгрунтовані припущення щодо складу і стану речовини в нижній мантії ще важче.

Припускають, що вона гомогенна. Припускають, що вона також має силікатний склад (подібний

до кам’яних метеоритів). Припускають, що вона містить більше заліза ніж верхня мантія.

Вважається, що тут може знаходитись гомогенна суміш залізистих: піроксену - (Mg,Fe)SiO3 з

олівіновою та перовскітовою структурою (координаційні числа - в заліза і магнію 6 і 12,

відповідно) та периклазу - (Mg,Fe)O з структурами від хлористого натрію до хлористого цезію

(при цьому зростають координаційні числа - в заліза і магнію від 6 до 8). Якщо припущення про

склад нижньої мантії справедливі, то вона досить сильно відрізняється від земної кори за

поширеністю елементів:

Поширеність елементів в Земній корі та нижній мантії (%)

O Si Al Fe Ca Na K Mg Ti S Ni

земна кора 47 29,5 8,05 4,65 2,96 2,5 2,5 1,87 0,45 0,05 0,005

нижнямантія 35 18 1,8 25 1,4 0,7 14 2 1,35

Таким чином, хоча кисень і залишився на 1 місці, але доля його в загальній масі суттєво знизилась.

На друге місце вийшов Fe, підвищились вмісти Mg, Ni, S і відносно знизились – Si, Ca, Al, Na, K.

Примітивна мантія виділилась як складова частина мантії після розділення ядра,але перед розділенням кори. Примітивна мантія буде відрізнятися хондритами,як наслідок 2 процесів:перший це потрапляння об’єму речовини з внутрішньої частини сонячної системи чи впродовж формування Землі,та другий – потрапляння сидерофільних елементів до земної кори.

5. Будова, розміри, властивості атомів та іонів, типи хімічного зв’язку та їх значення для геохімії.

А́том — найменша частинка хімічного елемента, яка зберігає всі його хімічні властивості. Атом складається з щільного ядра з позитивно заряджених протонів та електрично нейтральних нейтронів, яке оточене набагато більшою хмарою негативно заряджених електронів. Коли число протонів відповідає числу електронів, атом електрично нейтральний; в іншому випадку це є іон, з певним електричним зарядом. Атоми класифікують відповідно до числа протонів та нейтронів: число протонів визначає хімічний елемент, а число нейтронів визначає нуклід елементу.

Атоми складаються із елементарних частинок (протонів, електронів, та нейтронів). Маса атома в основному зосереджена в ядрі, тому більша частина об'єму відносно порожня. Ядро оточене електронами. Кількість електронів дорівнює кількості протонів у ядрі, кількість протонів визначає порядковий номер елемента в періодичній системі. У нейтральному атомі сумарний негативний заряд електронів дорівнює позитивному зарядові протонів. Атоми одного елемента з різною кількістю нейтронів називаються ізотопами.

Ядро оточене електронною хмарою, яка займає більшу частину його об'єму. В електронній хмарі можна виділити оболонки, для кожних з яких існує кілька можливих орбіталей. Заповнені орбіталі складають електронну конфігурацію, властиву для кожного хімічного елемента.

Атоми можуть віддавати та приєднувати електрони, стаючи позитивно або негативно зарядженими іонами. Хімічні властивості елемента визначаються тим, з якою легкістю ядро може віддавати або здобувати електрони. Це залежить як від числа електронів так і від ступеня заповненості зовнішньої оболонки.

Ще одною характеристикою розмірів атома є радіус ван дер Ваальса — віддаль, на яку до даного атома може наблизитися інший атом. Міжатомні віддалі в молекулах характеризуються довжиною хімічних зв'язків або ковалентним радіусом.

Основна маса атома зосереджена у ядрі, яке складається з нуклонів: протонів і нейтронів, зв'язаних між собою силами ядерної взаємодії.

Загальна кількість протонів та нейтронів в атомі елемента визначає його атомну масу, оскільки протон та нейтрон мають масу приблизно рівну 1 а.о.м. Нейтрони в ядрі не впливають на те, якому елементові належить атом, але хімічний елемент може мати атоми із однаковою кількістю протонів і різною кількістю нейтронів.

Зараз виділяють чотири типи зв’язку: іонний, ковалентний, металічний і ван-дер-ваальський.

Іонний зв'язок має місце між протилежно зарядженими іонами різних елементів. Він утворюється в результаті електростатичного (кулонівського) притягання між катіонами і аніонами, найбільш характерний для атомів, що дають іони з 8-електронною конфігурацією типу інертних газів. Як приклад – кристали NaCl. Іонний зв'язок переважає у більшості мінералів земної кори – окислів і силікатів.

Ковалентний зв'язок досягається за рахунок обміну електронами між атомами. Йому належить вирішальна роль в утворенні молекул і в цьому відношенні він найбільш універсальний.

Ковалентний зв'язок утворюють як однакові атоми переважно неметалів, так і різні, але не дуже відмінні по природі. Цей зв'язок найбільш характерний для рідких і газоподібних речовин і менше – для кристалічних, в яких в результаті взаємодії електронів утворюється атомна решітка.

Металічний зв'язок здійснюється між атомами металів. Він визначається одночасною наявністю ковалентних зв’язків між нейтральними атомами і кулонівського притягання між іонами і вільними електронами. Найменш зв’язані з атомами валентні електрони, вони переміщуються між позитивними іонами і не мають з ними визначеного зв’язку. Таким чином, електрони в металах є спільними і належать одночасно всім іонам.

Ван-дер-ваальсовий зв'язок виникає при певному зближенні молекул, коли між ними з’являються особливі сили зв’язку, що отримали назву ван-дер-ваальсових. Ці сили проявляються в тілах всіх трьох агрегатних станів – газах, рідинах і твердих тілах. При цьому розрізняють ван-дер-ваальсові сили когезії, якщо зв'язок має місце між молекулами однієї й тієї ж речовини, і сили адгезії, якщо зв'язок здійснюється між молекулами різних речовин.

Енергія ван-дер-ваальсового зв’язку значно менша енергії інших типів зв’язку, але вона достатня для притягання молекул речовини в агрегати.

6. Кристалохімія та їзоморфізм. Головні типи ізоморфізму та їх геохімічне значення.

Кристалохімія вивчає зв'язок між атомною будовою (структурою) кристалів і їх хімічними, фізичними й геометричними властивостями.

ІЗОМОРФІЗМ – здатність кристалічних речовин різного хімічного складу утворювати геометрично подібні кристалічні структури. Це пов’язано з взаємозамінністю в його кристалічних ґратках елементів, близьких за своєю хімічною будовою, наприклад, взаємозаміняють один одного натрій і калій, кальцій і магній. Можна показати на прикладі: у мінералі олівіні (Mg, Fе)SіО₄ іон Mg ізоморфно заміщений на іон Fе.

Ізоморфізм - це явище взаємозаміщення атомів або іонів в кристалічній решітці мінералу. При цьому чужорідний іон повинен відповідати певним вимогам: мати приблизно ті ж розмірами, що і елемент який заміщається, а також однакові з ним валентності і мати подібні властивості поляризації. Такий ізоморфізм називається ізовалентним. До нього можна віднести широко відомі заміщення цирконію гафнію, молібдену ренієм, калію рубідію, алюмінію галієм і т. д. Завдяки близькості іонних радіусів гафній, рубідій, реній, галій, будучи рідкісними елементами, практично повністю поглинаються мінералами своїх більш поширених елементів-господарів. Їхні власні мінерали невідомі.

Більш складною формою ізоморфізму є гетеро валентний ізоморфізм, при якому атоми, що заміщають один одного мають однакові розміри, володіють різною валентністю. Правило електростатичної нейтральності, тобто збереження нейтрального заряду сполуки, може бути дотримано завдяки компенсації валентності іншим іоном. Наприклад, в плагіоклазу Са⁺²+Аl⁺³ (сумарна валентність дорівнює п'яти) ↔ Na⁺+Si⁺⁴ (сумарна валентність також дорівнює п'яти). Широко поширені взаємні заміщення елементів, мало відрізняються за розмірами атомів. Наприклад, заміщення магнію і заліза нікелем і кобальтом в олівінs, кремнію германієм в силікатах.

Крім ізоморфізму відомо явище поліморфізму, яке полягає в тому, що одна і та ж по хімічному складу речовина при кристалізації в різних умовах (Р, Т) утворює різні мінеральні модифікації. Приклади: графіт і алмаз, кварц - тридимит - кристобаліт - стішовіт.

7. Радіоактивні ізотопи в геохімії.

Використовуються в першу чергу для датування

Ізотопні методи в геохімії засновані на дослідженні вмісту і співвідношенню радіоактивних, радіогенних і стабільних ізотопів окремих хімічних елементів в гірських породах, мінералах, природних водах, газах і органічних речовинах.

Найбільш розроблені і широко застосовні методи абсолютної геохронології, з їх допомогою, по співвідношенню радіоактивних ізотопів і дочірніх продуктів їх розпаду, наприклад 235 U — 207 Pb; 238 U — 206 Pb; 232 Th — 208 Pb; 87 Rb — 87 Sr; 40 K — 40 Ar і ін., визначається абс. вік гірських порід і мінералів. Методами абс. геохронології визначений вік порід Землі, Місяця, метеоритів; по ізотопному складу інертних газів (Ar, Xe…) судять про радіаційний вік метеоритів (часу дії на них косміч. опромінення), Ізотопний склад інертних газів Землі і метеоритів несе багату інформацію про особливості утворення речовини Сонячної системи. Вміст 14 C(T1/2 = 5600 років) у викопних залишках на Землі дозволяє визначати час їх поховання По парах 230 Io — 232 Th: 230 Io — 231 Ra, а також по абс. вмісту радіоактивних 14 C і 10 Bc в донних відкладах океанів визначаються швидкість і час накопичення різних донних морських опадів; середня тривалість накопичення неконсолідованих відкладів в океані досягає 150×10 6 років.

8. Стабільні ізотопи в геохімії.

Якщо нукліди належать одному й тому самому хімічному елементу і мають однакову кількість протонів, але різняться за кількістю нейтронів, то вони називаються ізотопними нуклідами, або просто ізотопами (від гр. ізос — однаковий і топос — місце).