- •2. Існують три основні аспекти геохімічних досліджень:
- •3. Прикладні аспекти геохімічних досліджень:
- •7. Основні джерела інформації про склад Всесвіту. Космічна розповсюдженість елементів.
- •8. Будова ядер атомів як чинник що визначає поширеність елементів та їх ізотопів
- •9. Походження та поширеність елементів в Сонячній системі.
- •10. Геохімія планет земної групи (Меркурій, Венера,Земля, Марс).
- •11. Метеорити, їх склад та класифікація.
- •12.Геохімія Місяця. Значення досліджень складу місячних порід для вирішення питань походження Землі.
- •13. Значення вивчення складу метеоритів для дослідження глибинних геосфер Землі.
- •14. Сучасні уявлення щодо походження і складу Землі
- •16. Розповсюдженість хімічних елементів в мантії та ядрі Землі. Моделі складу ядра.
- •17. Розповсюдженість хімічних елементів в земній корі.
- •18. Розсіяний та концентрований стан хімічних елементів в природі.
- •Поняття про кларки та методи їх оцінки. Коефіцієнти розсіяння та концентрації. Основний геохімічний закон Ферсмана- Гольшмідта.
- •26. Фактори, що контролюють міграцію та розподіл елементів в геосферах, взаємозв*язок між ними.
- •27. Основні методологічні засади геохімії радіогенних ізотопів.
- •28. Застосування радіоактивних ізотопів при вирішенні питань петрогенезису магматичних порід
- •29. Застосування радіогенних ізотопів при дослідженні водних систем та осадових утворень
- •30. Використання радіогенних ізотопів при визначенні віку порід
- •31. Радіоактивний розпад, як фактор, що контролює розподіл елементів.
- •32. Основні методологічні засади геохімії стабільних ізотопів
- •33. Залежність розподілу ізотопів від температури. Ізотопні геотермометри
- •35. Розподіл ізотопів в біологічних системах
- •36. Використання ізотопів кисню та водню при вирішенні питань петрогенезису порід.
- •37. Чинники що контролюють розподіл ізотопів сірки в геохімічних системах.
- •38. Інформативність вивчення розподілу ізотопів сірки при вирішенні питань петрогенезису гідротермальних систем.
- •39. Структура силікатного розплаву. Основні засади теорії полімерів.
- •41. Структурний контроль розподілу елементів в твердих тілах.
- •42. Використання закону діючих мас в геохімії.
- •43. Фугітивність і активність, їх значення для геохімії.
- •46. Побудова діаграм стійкості мінералів як функції парціального тиску газів.
- •Стійкість води
- •47. Побудова діаграм стійкості мінералів в координатах Eh-pH
- •55. Гідротермальні геохімічні системи
- •56. Метаморфогенні геохімічні бар'єри
- •57.Геохімічна характеристика пегматитів.
- •58. Геохімія ультраосновних магматичних порід
- •59. Геохімія основних магматичних порід
- •60. Геохімія гранітоїдів
- •61. Металогенічна спеціалізація магматичних порід.
- •62. Геохімія магматичних порід лужного ряду
- •65. Геохімічна роль живої речовини.
- •66. Геохімія атмосфери
- •67. Геохімія гідросфери
- •68. Геохімічні особливості магматогенних систем
- •69. Геохімія біосфери
43. Фугітивність і активність, їх значення для геохімії.
Фугітивністъ - величина, що використовується для розрахунку властивостей реальних газів за допомогою термодинамічних співвідношень, виведених для ідеальних газів; впроваджена Г. Льюисом в 1901. Фугітивність /даного газу (компонента газової суміші) - така функція тиску Р, температури Т (і концентрації кожного з компонентів суміші), підстановка якої замість тиску (парціального тиску) у термодинамічнім рівнянні для ідеального газу робить їхніми справедливими й для реального газу при даних умовах.
Співвідношення активність-вміст.
Для визначення впливу змін складу багатокомпонентної системи на активність одного компоненту вивчають рівноваги обмінних рівноважних реакцій, в яких співвідношення активність/концентрація вже відомі для однієї з фаз. В цьому випадку використовують рівняння Гіббса-Дюгема яке показує що коефіцієнти активності компонентів бінарних систем не є взаємно незалежними.
Для оцінки активності компонентів розплаву які співіснують з твердою фазою слід визначити константи рівноваги реакцій мінерал-рідина, наприклад:
Mg2SiO4+SiO2(рідина)=2MgSiO3 |
(10.8) |
форстерит + кременева кислота (рідина)=піроксен |
|
45. Термодинамічне моделювання реакцій катіонного обміну, вилуговування, розчинення. Процес формування стратиформних родовищ Pb-Zn(±CaF2) в доломітизованих товщах за сучасними даними уявляється як епігенетичний процес. Він відбувається всередині карбонатних, висхідно суттєво кальцитових, плит, які омиваються морською водою підвищеної солоності.
На рівні змішування морських вод з прісними, що поступають з континенту, в тому числі з атмосферними осадками (які просочуються через товщу вапняків) йде осадження доломіту.
Прісні води, насичені атмосферним CO2, є дуже агресивними, вони розчиняють CaCO3 і вилуговують з нього ряд металів (Pb, Zn, Fe тощо), що знаходяться в вапняках в розсіяному стані. Джерелом магнію є сама морська вода, зокрема підвищеної солоності (евапоритова фація) - в якій сумарний вміст головних розчинених компонентів (Na+, Mg2+, Ca2+, Cl-, SO42- тощо) може в багато разів перевищувати звичайну солоність (35‰). І хоча, з ростом солоності, співвідношення Mg/Ca зростає від 3:1 (звичайне) до 7:1 і більше, обидва компоненти знаходяться в розчиненому стані, оскільки в водах наявна велика кількість аніонів Cl-, SO4-2 тощо (згадаймо залежність активності іонів і добутку розчинності від іонної сили). В зоні змішування прісних та солоних вод, в результаті, наприклад, 10-кратного розбавлення морської води, утворюються розчини, що є різко ненасиченими стосовно CaCO3, але пересичені по відношенню до подвійних солей Mg і Ca - доломіту і хантиту, які й випадають в осадок.
Для доломіту це реакції осадження магнію на карбонатному бар’єрі типу:
2Ca(HCO3)2 + MgSO4 = CaMg(CO3)2 + CaSO4×2H2O + CO2;
2Ca(HCO3)2 + MgCl2 = CaMg(CO3)2 + CaCl2 + 2H2O + 2CO2;
Разом з утворенням доломіту і хантиту йде формування сульфідів свинцю та цинку. Джерелом іону S-2, який осаджує ці метали є, за однією точкою зору, сірка органічної речовини, яка міститься в карбонатній плиті, а за точкою зору інших авторів - сульфат іон самої морської води, який під дією сульфат-редуціюючих бактерій перетворюється в H2S. Участь бактерій в осадженні свинцю в формі галеніту в процесах подібного роду доведене для багатьох родовищ Франції, Північної Африки тощо. Для цих же родовищ часто встановлюються прямі кореляційні зв’язки між вмістами свинцю та магнію.
До речі, видалення бактеріями в зоні змішування сульфат-іону з розчину, тобто зниження концентрації SO4-2 в розчині, саме по собі інтенсифікує процеси утворення доломіту.
Доломіти є, таким чином, своєрідними консервантами не тільки PbS, але й, вірогідно, ZnS, поза як смітсоніт (ZnCO3, DG°(DF°)= -174,8 ккал/моль) - типовий вторинний мінерал, що розвивається по сфалериту, має ДР (6×10-11) набагато менший ніж магнезит (1×10-5) та кальцит (4,8×10-9). Тут має спрацювати правило про додаванні до розчину однойменних за аніоном більш розчинних солей.
Із зонами доломітизації часто пов’язана й фторова мінералізація. Джерелом фтору є, так само як і джерелом металів, карбонатна плита. В зоні змішування вод, де різко зростає активність Mg2+, можливе (завдяки закону діючих мас) утворення селаїту (MgF2, DG°(DF°)=-0,25) хоча його розчинність значно вища ніж розчинність флюориту (ДР, відповідно »2,4×10-9 та 1,6×10-10).
В нижній частині цієї хімічної системи, де ще зберігається достатньо високий вміст Ca2+, може осаджуватись флюорит (окремо, або разом з сульфідами, якщо умови відновні).
Таким чином, застосування правила ДР та термодинамічних функцій для аналізу гіпергенних систем часто дає однаковий результат.
Це й не дивно, оскільки дуже часто константи рівноваги (як і розчинність з’єднань) отримують експериментально термохімічним шляхом, і, навпаки, термодинамічні параметри вираховуються на основі вивчення хімічних реакцій розчинення, осадження тощо (звідси й існування рівняння DG°= – 1,364×lgkP).