Билет 12

1. Основные породы. Главные петрографические типы. Очаги генерации. Периоды проявления основного магматизма в тектоно-магматическом цикле развития Земли (байкальский и др.). Формации и металлогения.

Основные породы, магматические горные породы, относительно бедные кремнезёмом (45—55%) и богатые магнием и кальцием. Для минералогического состава Основные породы характерны основные плагиоклазы (лабрадор, битовнит), присутствуют также недонасыщенные кремнезёмом минералы — оливин и др. Основные породы могут быть как интрузивными (габбро, нориты, анортозиты и пр.), так и эффузивными (базальты и др.). Большинство современных вулканов извергает основные лавы, они же характерны для всех трещинных вулканических излияний.

К ним относятся породы, содержащие 40—52% кремнезема. Глубин­ными представителями основ­ных пород являются габбро; эффузивные аналоги габбро представлены базальтами (кайнотипные) и диабазами (палеотипные). Наиболее распро­странены базальты.

Габбро. Представляют со­бой глубинные полнокристаллические, средне- или крупнозернистые, большей частью массив­ные породы, окрашенные в различные оттенки серого, зеленого до черного цветов. Главными составными частями габбро явля­ются основной плагиоклаз (чаще Лабрадор) и цветной минерал, представленный в основном пироксеном (авгит, диопсид гипер-стен или энстатит). В состав цветных минералов могут входить также роговая обманка и биотит. Иногда в составе габбро встречается оливин. Из второстепенных минералов в габбро могут содержаться магнетит, титаномагнетит, ильменит, хро­мит, корунд, шпинель, гранат, реже — ортоклаз или микроклин, кварц. Мономинеральные плагиоклазовые породы группы габбро в зависимости от состава плагиоклаза носят название лабрадоритов и анортозитов.

Базальты. Представляют собой кайнотипные излившиеся ана­логи габбро. Макроскопически — это различных зеленоватых от­тенков темно-серые, иногда совершенно черные, мелкозернистые или реже средне- и крупнозернистые массивные породы, состоя­щие из плагиоклаза (от Лабрадора до битовнита) и пироксена (авгит). Часто содержат оливин. Второстепенные минералы представлены в них магнетитом, апатитом, титаномагнетитом, ильменитом, иногда — кварцем, калиевым полевым шпатом. Ха­рактерно для базальтов также наличие незакристаллизованного стекла. Структура базальтов большей частью интерсертальная, реже — офитовая или стекловатая.

Диабазы. В диабазах — палеотипных излившихся аналогах габбро — все основные входящие в состав последних минералы в той или иной степени изменены. В них широко развиты вто­ричные образования: хлорит, соссюрит, серпентин, возникшие в результате изменения пироксена, плагиоклаза и оливина. Структура их весьма характерна, она называется диабазовой или офитовой.

На континентах основные породы встречаются и в складчатых областях, и на платформах. Интенсивные вулканические излияния основных лав характерны для начальных стадий развития геосинкли­нального пояса. В это время формируются многие формационные типы основных пород — спилитовая, порфиритовая, габбро-диаба­зовая и др.

К собственно орогенической стадии при­урочено образование интрузий габбро, которые формируют фако­литы, линзообразные тела и тела неправильной формы. Нередко габбро ассоциируют в них с более основными породами (габрро-перидотитовая формация Урала), при этом встречаются массивы концентрически-зонального строения с перидотитами в центральных частях и габбро на периферии.

Более широко основные породы развиты на платформах в трапповой формации, где они представлены эффузивной и интрузивной фациями

С породами основного состава генетически связаны месторо­ждения титаномагнетита, никеля, меди, колчеданные месторожде­ния. Место­рождения исландского шпата, агата, халцедона могут быть связаны с диабазовыми мандельштейнами, в которых эти минералы выпол­няют миндалины.

Генезис. Основные породы широко распространены, при этом наибольшее развитие имеет эффузивная их фация — базальты. Эти особенности, а также родственные отношения, связывающие базальты с другими породами, заставляют рассматривать основную магму как одну из первоначальных, возникающих ниже уровня земной коры.

Глубокофокусные землетрясения обусловливают подъемом еще не расплавленного вещества мантии (пиролита), которое плавится на более высоких горизонтах и со­здает магму. Решающим моментом является глубина, на которой происходят отделение расплава и его последующая дифференциация.

1. Если глубина отделения магматического расплава составляет 35—60 км (давление 12—18 кбар), то в равновесии с расплавом будут существовать глиноземистые энстатит и клинопироксен. Эти мине­ралы содержат много А1₂О₃ и SiO₂, и, следовательно, остаточный расплав будет относительно обогащен щелочами и соответствовать щелочному оливиновому базальту. 2) При глубине отделения магматического расплава от 15 до35 км (давление ~9 кбар) в равновесии с расплавом находятся оливин и умеренно глиноземистый пироксен, а сам расплав соответ­ственно обогащен глиноземом. Эти расплавы могут подниматься к поверхности и формировать высокоглиноземистые разновидности. При дифференциации в условиях небольших глубин из них могут образоваться псевдостратифицированные интрузии. 3)Глубина отделения магмы 0—-15 км. В этом случае кристалли­ческим остатком, образующимся в процессе кристаллизационной дифференциации (гравитации), является оливинит, а остаточный расплав отвечает толеиту или кварцевому толеиту. Возникновение очагов базальтовых магм предполагает их даль­нейшую дифференциацию

2. Состав, изоморфизм и оптические признаки группы гранатов. Ее филогения.

Гранаты имеют общую формулу А3В₂ [SiO₄]₃, где А— Mg, Fe^{2 +} , Mn^{2 +} , Са и В —Al, Fe³+, Cr³+, Mn³+,Ti. Среди них выделяются минеральные виды двух изоморфных рядов: альмандинового (Mg, Fe, Mn)₃ Al₂ [SiO₄]₃ (пироп, альмандин, спессартин) и андрадитового Ca₃(Al, Fe, Cr)₃ [SiO₄]3 (гроссуляр, андрадит, уваровит, шорломит).

Все гранаты кристаллизуются в кубической сингонии и образуют кристаллы характерной формы — ромбического додекаэдра, иногда в комбинации с тетрагон-триоктаэдром. Встречаются гранаты также в виде скелетных кристаллов, переполненных включениями других минералов, а также в виде неправильных изометричных зерен с ситовидным строением. Спайность отсутствует. Гранаты аль­мандинового ряда всегда изотропны. Гранаты андрадитового ряда, образовавшиеся при температуре ниже 750° С, явля- ются аномально анизотропными. Эти гранаты обнаруживают серую интерференционную окраску и несколько систем по­лисинтетических двойников, пересекающихся под разными углами.

Гранаты разного состава отличаются по показателю преломления, плотности и окраске (табл. ).

Гранаты — характерные минералы контактово-метаморфических пород и кристаллических сланцев. Реже находятся они в магматических породах. Так, в щелочных породах встречается шорломит, в гранитах и особенно в пегматитах— спессартин и альмандин, в кимберлитах — пироп. Так как гранаты стойкие минералы, они нередко находятся в со­ставе тяжелой фракции осадочных пород. Под воздействием гидротермальных растворов гранаты превращаются в хлорит, серпентин, биотит, амфиболы и другие силикаты. Под ми­кроскопом гранаты имеют сходство со шпинелью, которая отличается от них тем, что образует октаэдрические кри­сталлы, дающие в разрезах треугольные и четырехугольные формы.

3. Зональность ореолов рассеяния.

Ореол Рассеяния - зона вблизи месторождений полезных ископаемых,характеризующаяся повышенным содержанием химических элементов во вмещающихрудные тела горных породах. Ореолы рассеяния могут быть связаны срудообразующими процессами (первичные ореолы рассеяния) и с процессамивыветривания (вторичные ореолы рассеяния). На выявлении ореолов рассеянияоснованы геохимические поиски.

Первичный ореол рассеяния - представляет собой зону рудовмещающих пород, окружающих месторождение, обогащенную в процессе рудообразования рядом химических элементов. Зональность ореолов — понятие векторное, и ее параметры по разным направлениям не совпадают. По отношению к рудному телу могут быть выделены три основных типа зональности. Осевая зональность проявляется в направлении движения рудоносных растворов и в случае крутопадающих рудоносных зон совпадает с вертикальной, а для большинства субгоризонтальных — с горизонтальной. Продольнаязональность отражает зональное строение ореолов по простиранию, а поперечная — вкрест простирания ореолов и согласных с ними рудных тел.

Д ля решения наиболее важной задачи геохимических поисков по первичным ореолам — обнаружения слепого оруденения — главное значение имеет осевая зональность, поскольку для большинства рудных месторождений она совпадает или близка к вертикальной. .

Рис. 1. Осевая (I), поперечная (II) и продольная (III) зональности первичных ореолов, развитых вокруг рудного тела крутого падения

Независимо от геологической обстановки зональность ореолов повторяет зональность самих рудных тел.

коэффициента зональности

Ci произведение продуктивностей (средних содержаний) ореолов по надрудным влементам, a Cj — то же, для подрудных элементов. Как уже отмечалось, поперечная зональность первичных ореолов отражает различия ореолов элементов вкрест простирания рудных тел. В. отличие от вертикальной (осевой) зональности, единообразной для различных по составу месторождений, поперечная зональность находится в более тесной зависимости от состава руд и специфична для каждой рудной формации. Такая зависимость позволяет использовать поперечную зональность в качестве критерия определения вероятного состава слепого оруденения.

В зависимости от особенностей залегания рудных тел поперечная зональность их ореолов может быть симметричной и асимметричной. Симметричной поперечной зональностью характеризуются ореолы рудных тел вертикального падения. У наклонных рудных тел наблюдается более интенсивное развитие ореолов в висячем боку, что и обусловливает асимметрию поперечной зональности.

Продольная зональность первичных ореолов выражается в закономерном изменении параметров ореолов в направлении простирания рудоносных зон, отражая в их плоскости направление движения рудоносных растворов, и поэтому согласуется с осевой зональностью. Продольная зональность первичных ореолов также (аналогично поперечной) может быть симметричной и асимметричной, отражая склонение рудных скоплений («столбов») в плоскости рудной зоны, что имеет важное значение при интерпретации геохимических аномалий.

4.По геологической карте построить геологический разрез, определить формы залегания горных пород и вид разрывного нарушения.

5 Методика построения шлиховых карт.

Методика построения шлиховых карт.

Карта составляется на упрощенной геологической основе, которая раскрашивается в бледных тонах. Данные о полезных минералах шлихов наносятся яркими цветными знаками. Обязательно показывается рельеф в горизонталях, некоторые элементы геоморфологии. Кроме того, необходимо указать все поисковые признаки, выявленные в процессе геологической съемки: зоны развития гидротермального изменения пород, поля различных жил, контакты интрузий с вмещающими породами и т.д., а также все коренные выходы рудных тел.

Студент по своему усмотрению выбирает один из возможных видов шлиховых карт:

1. точечную шлиховую карту, на которой состав минералов может быть показан либо в виде циклограмм, либо в виде квадратов или столбиков. Рядом с каждой пробой должны быть отражены особыми условными знаками типоморфные признаки полезного компонента.

2. ленточную шлиховую карту, на которой состав минералов показывает в форме лент (полос), идущих вдоль русел рек. На ленточных шлиховых картах данные обобщаются в виде механических потоков рассеяния и отражают линейные ореолы рассеяния. Правильно построенные ленточные карты могут вплотную подвести к коренным и россыпным месторождениям полезных ископаемых. В точках отбора проб также должны быть отражены особыми знаками типоморфные признаки полезного компонента.

3. комплексную шлиховую карту, на которой на фоне ленточной, отражающей преобладающие минеральные ассоциации, может быть показан в виде циклограмм состав проб с процентными содержаниями полезного компонента и его минералы-спутники;

4. площадную карту, если оцениваемая территория покрыта равномерной сетью опробования.

Площадные карты по степени обобщенности материала служат регистрационными картами фактического материала.

Если на площади, предоставленной для оценки ее перспективности, полезный минерал образует значительные концентрации, можно составить карту изоконцентрат. Мономинеральные карты изоконцентрат позволяют (по аномальным содержаниям) оконтурить механические ореолы рассеяния изометрической формы и подводят в совокупности с другими критериями рудоносности к прогнозу коренных и россыпных месторождений.

6.Расчет диаграммы Eh –pH для Cu- Cu2o-CuO

Свободная энергия Сu = 0; О₂ = 0; Сu₂О = -30400 кал/моль; СuО = -30400 кал/моль

7. Привести характеристику минерала – пирит (минеральный парагенезис, структура состава, свойства)

(серный колчедан, железный колчедан) FeS₂ Кубическая сингония. Свойства: Ц — светло-латунно-желтый, дает ра­дужную побежалость и темнеет; Ч — зеленовато-черная до коричнево-черной; Б — металличес­кий; П — непрозрачный; УВ — 5,0; Т — 6—6,5; СП — несовершенная; ИЗ — раковистый до не­ровного; М — комбинации кубических кристал­лов, бороздчатые, сталактитоподобные и сфери­ческие агрегаты, сплошные массы. Происхождение и распространение: Магматический в виде сегрегаций в основных породах с пирроти­ном и пентландитом, в пегматитах; гидротермаль­ный в порфировых и жильных месторождениях, вместе с другими сульфидами; гидротермально-осадочный, осадочный и метаморфический. От марказита отличается формой кристаллов, агре­гатов. Окисляется труднее марказита (хорошо видно в их сра­станиях друг с другом, когда марказит покрывается белыми выцветами и приобретает специфический запах, а пирит оста­ется свежим).

8. Принципы построения металлограмм и минераграмм Минераграммы (металлогенограммы).Металлогенограмма-это широкая колонка где находят свое отражение стратифицированный разрез толщ 1 и 2 этапов, есть и другие. Этот разрез определяется последовательно накопления во времени осадочного материала и является основой на фоне которой развиваются процессы наложенного характера и очивидно что в этом случае мы должны прослеживать и отмечать на метало или минералогр. первично осадочные образования как месторждения пол.иск.Это понимается что на данном этапе осадочные образования включают в себя породы образовавшихся на месте. Первично осадочные и вулкано образования гинетических толщ(одновременно).Например джеспелиты(это обогащенные железом и крмнезеземом породы вулкано осадочного происхождения эндогенного.По мимио этого вторичные наложенные орудинения оно как правило связано с внедрением иньекции магматических интрузий так же также образованием силлов, вулканитов, которые привносят собой определенную группу элементов с эндогенными расворами флюидными и здесь важен показатель времени внедрения и появления соответсвующей рудной формации если между ними установлена парагенетическая связь между рудной и магматической формацией. Чтобы отменить первичную вторичную в колонке делают зачистую два профиля как две половины одного и того же, и а на другой а на одной стратифиц. И на второй колонке вулканиты и т.д.

Билет 13

1. Средние породы. Главные петрографические типы. Очаги генерации. Обособление группы щелочных пород и их петрографические типы. Периоды проявления среднего и щелочного магматизма в тектоно-магматическом цикле развития Земли (герцинский и др.). Формации и металлогения.

Средние горные породы содержат кремнезём в количестве 65-52 %. Главными породообразующими породами являются калиевые полевые шпаты, средние плагиоклазы, и роговая обманка, нередко присутствует авгит. Основными представителями средних интрузивных пород являются сиениты и диориты; эффузивных — трахитовые порфиры, трахиты, андезитовые порфиры, и андезиты. К ним относятся изверженные горные по­роды, содержащие 52—65% кремнезема. Основными представи­телями этой группы являются диориты с излившимися анало­гами— андезитами и порфиритами, а также сиениты — с трахи­тами и ортофирами.

Диориты. Представляют собой глубинные породы, состоящие главным образом из среднего плагиоклаза (от андезина до оли-гоклаза) и цветного минерала — роговой обманки; иногда цвет­ной минерал может быть представлен также биотитом или пи­роксеном. В отдельных случаях все три минерала встречаются совместно. Кварц в диоритах отсутствует, Второстепенные со­ставные части представлены апатитом, сфеном, магнетитом, реже — цирконом и ильменитом. Структура диоритов полнокристаллическая, зернистая, гипидиоморфнозернистая, обычно равномернозернистая, реже — порфировидная. Макроскопически диориты окрашены в различные оттенки серого и зеленого цветов.

Андезиты. Являясь кайнотипными излившимися аналогами диоритов, андезиты представляют собой лаву одного из самых распространенных типов. Макроскопически — это серые до темных породы, главными составными частями которых являются авгит или роговая об­манка и плагиоклаз-андезин. Из второстепенных минералов в них иногда встречаются биотит, магнетит, апатит, оливин и, редко, санидин.

Порфириты. Это палеотипные излившиеся аналоги диоритов. От андезитов они отличаются заметной измененностью. Состоят, аналогично андезитам, из плагиоклаза, пироксена и роговой об­манки (в меньшем количестве — биотит); они характеризуются тем, что значительная часть указанных минералов под влиянием вторичных процессов перешла в новые, вторичные образова­ния— серицит, хлорит, актинолит, эпидот. Эти новообразования окрашивают породы в зеленоватые и сероватые цвета, а потому порфириты часто называют зеленокаменными породами. Структура порфиритов и андезитов порфировая.

Сиениты. Представляют собой глубинные среднезернистые бескварцевые породы светло-серого или розового цвета, что за­висит от окраски преобладающего в их составе калиевого поле­вого шпата. Из цветных минералов, кроме роговой обманки, в них иногда могут содержаться пироксен и биотит, в зависимо­сти от чего различают амфиболовые, пироксеновые и слюдяные сиениты. Из второстепенных минералов в сиенитах имеются апа­тит, сфен, магнетит, редко—оливин.

Трахиты и ортофиры. Трахиты — кайнотипные излившиеся аналоги сиенитов, ортофиры—палеотипные. Первые являются свежими тонкозернистыми полнокристаллическими породами, в изломе, вследствие мелкой пористости, шероховатыми. Тонкозернистую основную массу составляют брусочки санидина и стекла. Встречаются разновидности, не имеющие вкрапленников.

От трахитов ортофиры отличаются тем, что они значительно изменены вторичными процессами; это сказывается и на внеш­нем облике породы. Вкрапленники в ортофирах представлены мутным ортоклазом, образовавшимся в результате изменения санидина. Цветные минералы (роговая обманка, пироксены, биотит) обычно хлоритизированы.

Распространение и полезные ископаемые

Среди пород данной группы наиболее распространены андезиты, которые развиты в пределах океанов и континентов. Существовуют так называемой «андезитовой линии» в юго-западной части Тихого океана, которая отделяет базальтовые по составу вулканы океанического типа и андезитовые близконтинентальные образования.

На континентах, главным образом внутри складчатых поясов, андезиты являются продуктами вулканической деятельности. Здесь они могут образовываться в пределах относительно жестких струк­тур как эквиваленты спилит-кератофировой формации начальных стадий развития складчатого пояса (Закавказье, Тува). Кроме того, обширные излияния андезитовых лав происходят и после консоли­дации складчатого пояса, как, например, это имело место в верх­неюрское время в Восточном Забайкалье. Андезиты последнего типа сопровождаются субвулканическими телами диоритов, диоритовых порфиритов и родственных им пород.

Самостоятельные тела диоритов редки и имеют небольшие раз­меры. Наряду с этими субвулканиче­скими штоками диориты появляются в составе диорит-плагиогранитной формации средних этапов развития складчатых поясов. Диориты распространены также в составе докембрийских диорит-плагиогранитных формаций. Они могут быть дифференциатами габброидных массивов (Урал). К полезным ископаемым, ассоциирующим с массивами диоритов, относятся полиметаллические месторождения свинца, цинка, зо­лота (Забайкалье). Такие же руды встречены среды вулканитов андезитового состава.

Генезис

Геологически благоприятными факторами их образо­вания являются ассимиляция основной магмой компонентов гео­синклинальных осадков (возможно, только воды) и несколько боль­шее время существования внутрикоровых очагов.

Если магмы базальтового состава могут нахо­диться долгое время среди геосинклинальных пород, отличающихся высоким содержанием воды, то создаются условия для ее дифферен­циации в условиях постоянного или возрастающего давления кисло­рода. Фракционная кристаллизация в этом случае может образо­вать значительное количество жидкости андезитового состава.

Другим возможным путем образования магмы диорито-андезитового состава является ассимиляция базальтовой магмой материала сиаля. Этот процесс, может осуществляться лишь в случае сильной перегретости исход­ной магмы.

Диориты иногда образуются в контактах гранитных тел с основ­ными или карбонатными породами

2. Состав, изоморфизм и оптические признаки группы слюд. Ее филогения.

Слюды широко распространены в магматических и мета­морфических породах. Из магмы они кристаллизуются позже других фемических минералов, когда в ней скон­центрируется достаточно щелочей и глинозема, а также летучих компонентов. Из сухих расплавов, не содержащих летучих компонентов, слюды образоваться не могут, так как в составе слюд присутствует гидроксил [ОН].

По химическому составу слюды относятся к алюмоси­ликатам. Химический состав их очень изменчив. В слюдах широко распространено явление изоморфизма — замена одних катионов другими. В качестве одновалентного катио­на всегда находится К, из двухвалентных — Mg и Fe²⁺, из трехвалентных — А1 и Fe³⁺; в слюдах имеет место гетеровалентное изоморфное замещение—(Mg, Fe²⁺)3 на (Al, Fe³⁺)₂. Кроме перечисленных катионов, в слюдах может присутст­вовать Li, Мn, Cr, V, Ti, Ni, Co и др. Ион Na в составе слюд участвует редко, а Са отсутствует или находится в ничтожных количествах. Натриевая слюда — парагонит — является редким минералом кристаллических сланцев. Гидроксил [ОН] может замещаться F или изредка и в очень малом количестве С1.

Все слюды кристаллизуются в моно­клинной сингонии. Облик кристаллов — таблитчатый, псев­догексагональный; агрегаты — листовато-пластинчатые, че­шуйчатые. Все слюды обладают весьма совершенной спайностью по (001), обусловленной их слоистым строением. Все слюды оптически отрицательны и имеют неболь­шой угол оптических осей, а биотит является почти одноос­ным, так как Ng и Nm биотита очень близки по величине.

Разрезы слюд перпендикулярно плоскости (001), как правило, имеют удлиненную форму и именно на них пре­красно видна спайность. Удлинение таких разрезов положи­тельное. Погасание прямое, причем характерно то, что при погасании разрезы слюд искрятся. В слюдах наблюдаются двойники, срастающиеся по плоскости (001) или (11О).

Мусковит—KAl₂[Si₃A10₁₀] [ОН]₂. Бесцветный минерал, обладающий псевдоабсорбцией. Ng= 1,588—1,624; Nm = =-1,582—1,619; Np = 1,522 — 1,570; Ng—Np = 0,036— 0,054; 2v от — 35° до — 50°; r>v. Более высокие цифры показателей преломления, двупреломления и низкие для угла оптических осей относятся к разностям мусковита, богатым железом. Тонкочешуйчатые, обогащенные водой разности мусковита, называются серицитом. Серицит яв­ляется одним их наиболее распространенных послемагматических минералов, развивающихся по плагиоклазам.

Флогопит— KMg₃[Si₃AlO₁₀] [F, ОН] — в шлифах бесцвет­ный или светло-буроватый. Ng= 1,558—1,597; Nm = = 1,558—1,597; Np= 1,520—1,550; Ng—Np=0,038—0,047; 2v от — 0 до — 20°; r <v. Более высокие цифры относятся к разностям богатым железом.

Биотит — К (Mg, Fe)3 [Si₃AlO₁₀] [ОН, F]₂ — в шлифах бу­рый, разных оттенков. Встречается также биотит зеленого цвета, преимущественно в метаморфических породах. Харак­терной особенностью биотита является его чрезвычайно сильный плеохроизм со схемой абсорбции Ng = Nm > Np, причем по Np цвет очень слабый, почти бесцветный, тогда как по Ng и Nm цвет густой бурый или зеленый. Наиболее распространенные биотиты имеют Ng= Nm= 1,60—1,66 и Np= 1,56— 1,60; Ng—Np = 0,040—0,060. Угол оптических осей отри­цательный, близок к 0° и очень редко превышает 10° (только в биотитах щелочных пород и лампрофиров).

Пеннин имеет Nm от 1,57 до 1,58; Ng— Np— от нуля до 0,003; 2v — отрицательный, близкий к нулю; дисперсия угла оптических осей сильная с формулой r > v. Винчелл отмечает также положительный пеннин, с дисперсией r < v. Весьма характерна ярко-синяя или фиолетовая аномальная интерференционная окраска.

Клинохлор имеет Nm от 1,58 до 1,59; Ng — Nр — от 0,003 до 0,008; 2v - положительный, малый, дисперсия слабая — r<v. Цвета интерференции, в отличие от пеннина, грязно-желто-зелено-серые, зеленовато-серые

3. Хроматографические методы исследования: жидкостная хроматография. Физические основы метода.

Хроматография - это физико-химический метод разделения и анализа смесей газов, паров, жидкостей или растворенных веществ сорбционными методами в динамических условиях. Метод основан на различном распре­делении веществ между двумя несмешивающимися фазами - подвижной и неподвижной.

Подвижной фазой может быть жидкость или газ, неподвижной фазой - твердое вещество, которое называют носителем. При движении подвиж­ной фазы вдоль неподвижной, компоненты смеси сорбируются на непод­вижной фазе. Каждый компонент сорбируется в соответствии со сродством к материалу неподвижной фазы (вследствие адсорбции или других меха­низмов). Поэтому неподвижную фазу называют также сорбентом. Захва­ченные сорбентом молекулы могут перейти в подвижную фазу и продви­гаться с ней дальше, затем снова сорбироваться.

Таким, образом, хроматографию можно определить как процесс, ос­нованный на многократном повторении актов сорбции и десорбции вещества при перемещении его в потоке подвижной фазы вдоль непод­вижного сорбента.

жидкостно-адсорбционная хроматография на колонке

В классическом варианте жидкостной колоночной хроматографии (ЖКХ) через хроматографическую колонку, представляющую собой стек­лянную трубку диаметром 0,5 - 5 см и длиной 20 - 100 см, заполненную сорбентом (НФ), пропускают элюент (ПФ). Элюент движется под воздей­ствием силы тяжести. Скорость его движения можно регулировать имею­щимся внизу колонки краном. Анализируемую смесь помещают в верх­нюю часть колонки. По мере продвижения пробы по колонке происходит разделение компонентов. Через определенные промежутки времени отби­рают фракции выделившегося из колонки элюента, который анализируют каким-либо методом, позволяющим измерять концентрации определяемых веществ.