Geology ---eco_geol

Процеси гідратації, супроводжуючись суттєвим зростанням об’єму мінералів, не тільки сприяють руйнуванню порід, але й можуть спровокувати виникнення неотектонічних порушень різного роду (складкоутворення, розривні дислокації тощо, характерні для місць розвитку гіпсангідритових товщ). Одночасна ж дія на сульфіди гідратації та окислення призводить до формування вільної сірчаної кислоти, зі створенням сильно кислої обстановки.

Інтенсивність розвитку карбонатизації2 залежить від кількості розчиненого у воді вуглекислого газу, не зв’язаного в карбонатах та бікарбонатах, тобто від кількості вільної (агресивної) вуглекислоти. Найлегше під дією вуглекислоти розчиняються карбонати двовалентних металів (Ca2+, Mg2+, Fe2+). Процес карбонатизації звичайно супроводжує процес гідролізу алюмосилікатів. В результаті спільної дії цих процесів алюмосилікати втрачають лужні і лужноземельні метали, які (в формі розчинних карбонатів) переходять в розчин. В свою чергу, карбонати лужних металів сприяють переходу в розчин додаткових кількостей лужних металів у вигляді добре розчинних силікатів калію та натрію і утворенню кремнезему. В результаті спільної дії карбонатизації та гідролізу алюмосилікати втрачають лужні і лужноземельні метали, а також значну кількість SiO2, формуючи розрізи складені нерозчинними гідроокислами алюмінію та заліза, водними силікатами Mg, Fe, Ni, Co та Al, а також кремнеземом. Загалом, в приповерхневій зоні літосфери вуглекислота є одним з найбільш агресивних реагентів, і здатна розчиняти навіть циркон.

Зона взаємодії літо-, гідроатмо і біосфери є головною областю зародження і найбільш активної дії колоїдних систем, які утворюються тут внаслідок постійної руйнації мінералів, порід та органічної речовини, а також в результаті агрегації іонів. З колоїдними процесами пов’язано багато геохімічних явищ, найважливішими з яких є: а) утворення мінералів (неорганічних, органічних та мінерально-органічних з’єднань) як кристалічної так і аморфної будови; б) явища сорбції та десорбції, а також спільне осадження хімічних елементів; в) міграція елементів в водному середовищі в колоїдних системах; г) акумуляція багатьох рідкісних елементів (аж до досягнення рудних концентрацій).

Утворення золей значно розширює здатність елементів до міграції. Так, наприклад, більшість дослідників вважає що основна маса Si, Al, Fe, Mn та ряду інших елементів мігрує в поверхневих водах у вигляді колоїдних систем і дебатуються лише конкретні форми та склад таких

2 Карбонатизація - процес взаємодії карбонатних та бікарбонатних іонів з гірськими породами та мінералами.

131

систем (гідрати, кислоти, солі тощо). Разом з головними компонентами колоїдів мігрують, у вигляді ізоморфних домішок всередині міцел та сорбованих іонів на їх поверхні, і елементи-домішки.

Величезна, порівняно з грубо дисперсними системами, сумарна поверхнева енергія колоїдних розчинів сприяє інтенсивному поглинанню міцелами з ненасичених розчинів недисоційованих молекул та чужорідних іонів протилежного знаку. Сорбція залежить від розміру міцел та іонів, розчинності адсорбату і адсорбенту, концентрації, валентності і поляризованості іонів, pH середовища тощо. Слід враховувати відмінність енергій поглинання іонів одної і тієї ж валентності різними сорбентами. Так, енергія поглинання двовалентних катіонів монтморилонітом зменшується в ряду Pb>Cu≥Ca>Ba≥Mg>Hg, а каолінітом - в ряду Hg>Cu>Pb. Величезний ефект використання сорбційного ефекту дає при використанні сорбентів для обеззаражування середовища від шкідливих домішок: осадження As, Mo, Cu, Se тощо на Fe(OH)3, MnO2.

Надзвичайно важливим для формування геохімічних аномалій є взаємне осадження колоїдів, яке відбувається при зустрічі

різнозаряджених міцел. В загальному випадку позитивний заряд несуть колоїди гідроокисів Zr4+, Ti4+, Th4+, Ce4+, Cd2+, Cr3+, Al3+, а негативний –

колоїди кремнезему, сульфідів As, Sb, Cd, Cu і Pb, елементарних S, Au, Ag, Pt, гідроокислів Mn4+, U6+, V5+, Sn4+, Mo5+, W5+. Водночас, знак міцел гідроокислів ряду елементів може змінюватись в залежності від параметрів середовища - так, міцели [Fe(OH)3]n можуть мати склад або [Fe(OH)3] Fe3+, або [Fe(OH)3] (OH)nn-. У випадку від’ємного заряду міцел Fe(OH)3 (який може виникнути в результаті часткової сорбції таких аніонів як HSiO3-, HPO42-, VO43- тощо), вони відштовхують від себе однойменно заряджені частки MnO2, UO2 (OH)2 тощо. А це значить, що утворені лімоніти будуть "чистими" від домішок марганцю та урану навіть у випадку утворення на території уранових родовищ. Якщо ж заряд міцел Fe(OH)3 є позитивним, то їх золь енергійно поглинає MnO2, утворюються залізо-марганцеві лімонітові конкреції, в яких часто осаджується і уран.

Величезний вплив на поведінку багатьох рудних та рідкісних елементів мають органічні колоїди, в першу чергу гумінові (гумус), які не тільки стабілізують нестійкі мінеральні колоїди, але й містять велику кількість дуже активних функціональних груп (карбоксильних, спиртових, карбонільних, хінонних, фенольних тощо), завдяки чому здатні обмінювати іони H+ на K, Na, Ca, Mg, Cu, Zn, U та інші метали, накопичуючи їх аж до досягнення промислових концентрацій.

Поширеність рідкісних і розсіяних елементів у земній корі визначалася багатьма дослідниками, зокрема Ф.У.Кларком, В.М.Гольдшмідтом,

132

Hg менше ніж TR, Pb менше ніж Ga, Ni у декілька разів менше ніж Rb, Sn у 30 разів менше ніж V, а Sc у 200 разів більше ніж Ag.

В.І. Вернадський назвав розсіяними ті елементи, що, знаходячись у земній корі в значних кількостях, не дають високих концентрацій - наприклад, величезні маси Rb розсіяні в польових шпатах, Ga - в алюмінієвих мінералах, Sc - у силікатах, Li - у слюдах тощо. На відміну від розсіяних, рідкісні (кларк < 0,01-0,001% маси) елементи хоча й знаходяться в земній корі в невеликих кількостях, але утворюють власні мінерали.

Доступність того або іншого елементу насамперед визначається його спроможністю досягати високих кларків концентрації (КК)4. Так, кларк кадмію в континентальній земній корі складає 0,2 10-4% маси, а ККCd в сфалериті - 2700. Елементи, які мають і низькі кларки і малу спроможність до концентрації, розсіяні в земній корі, тож у всіх породах, ґрунтах та мінералах зустрічаються в незначних кількостях. Такі елементи називаються рідкісними розсіяними, їх роль в системах і процесах завжди другорядна (Ra, Sc, Cd, In, Hf, Ga тощо). Чим більший кларк елементу, тим, за подібних хімічних властивостей, вищий його вміст в природних водах, а отже, і більша імовірність утворення насичених розчинів, осадження мінералів. У мінералах рідкісні катіони звичайно зв’язуються з поширеними аніонами, а рідкісні аніони - з поширеними катіонами. Тому в ландшафтах відомі сульфати, карбонати, фосфати рідкісних металів і селенати, ванадати, арсенати поширених катіонів. Певним узагальненням даного інформаційного блоку є основний геохімічний закон Ферсма-

на-Гольдшмідта: геохімія елементу в земній корі визначається як його хімічними властивостями, так і величиною кларку.

Для визначення особливостей міграції елементів з різними кларками при геохімічних дослідженнях вмісти елементів часто наводяться не % маси чи об’єму, і не в атомних кількостях, а в кларках концентрації. При вивченні міграції рідкісних елементів та радіоактивних ізотопів часто застосовують нормування до складу хондритів, що дозволяє виключити вплив різної поширеності елементів з парними і непарними номерами.

Дуже своєрідним, малопотужним, але надзвичайно важливим, самим верхнім горизонтом літосфери є грунт – пухкий поверхневий прошарок земної кори, що несе на собі рослинний покрив, якому властива родючість і який безупинно змінюється під впливом клімату, біологічних чинників, рельєфу місцевості тощо. Одна з основних сучасних концепцій ґрунтознавства, що ґрунтується на ідеях В.В.Докучаєва і В.І.Вернадського, полягає в тому, що ґрунт є необхідним компонентом

4 Кларк концентрації визначається як відношення вмісту елементу в мінералі, породі, родовищі до величини кларку

135

біосфери, що виник і розвився одночасно з виникненням і розвитком життя на Землі. За визначенням В.І. Вернадського, ґрунти є областю найбільшої геохімічної діяльності хімічної речовини.

На сьогодні відомо більше сотні типів ґрунтів (середній склад наведено в табл. 4.2). В ґрунтах накопичуються P, S, N, Si, C, J, Br, B. Na та рідкісні луги, Ca і Sr, Cu і Co виносяться з ґрунтів в помітних кількостях. Склад грунтів залежить від складу материнських порід та життєдіяльності мікроорганізмів (бактерій, актиноміцетів, грибів, ґрунтових водоростей та найпростіших) і вищих рослин. Саме мікроорганізми, переважно, забезпечують утворення рухомих форм хімічних елементів в ґрунтах.

Так само, як мінеральні компоненти ґрунтів містять у тих або інших кількостях практично всі елементи Періодичної системи, так і серед органічних речовин, що містяться в ґрунті, можна знайти органічні сполуки практично всіх класів. Ґрунтовий гумус складається з гумінових кислот, фульвокислот, гумінів і ряду інших з’єднань. Крім того, до складу органічної речовини ґрунту входить великий набір ароматичних з’єднань, ліпідів, амінокислот, органічних кислот і їх похідних.

Оскільки інтенсивність гіпергенних геохімічних процесів зменшується від поверхні вглиб літосфери, ґрунти є найкращим їх виразником. Характер міграції елементів у системі ґрунт - гірська порода може бути ілюст-

рований величиною відносного елювіально-акумулятивного коефіцієн-

ту, який є відношенням вмісту того або іншого елементу в ґрунті (горизонті грунту) до вмісту цього елемента в ґрунтоутворюючій породі: Kеа=Cг/Cмп. Значення Kеа<0,5 відповідають інтенсивному винесенню елемента з грунту; 0,5<Kеа<1,5 - слабкому виносу або відсутності перерозподілу елементу; при Kеа>1,5 відбувається істотна акумуляція елементу в ґрунті. З геохімічних позицій розрізняють елювіальні і супераквальні ґрунти.

Елювіальні ґрунти утворюються на вододілах і схилах при глибокому заляганні ґрунтових вод. Міграція хімічних елементів у елювіальних ґрунтах складається з двох протилежних процесів - накопичення і виносу. Накопичення здійснюється головним чином у результаті життєдіяльності рослин, які поглинають з атмосфери CO2, а з ґрунтів і гірських порід, що залягають під ними - необхідні хімічні елементи, у тому числі рідкісні метали. Після відмирання рослин і мінералізації їх залишків верхня частина ґрунтів збагачується цими елементами. У такий спосіб хімічні елементи як би перекачуються з ґрунтоутворюючих порід і нижніх горизонтів ґрунтів у верхні, перегнійні, горизонти.

Основними особливостями перегнійних горизонтів є максимальна біологічна активність та вимивання хімічних елементів і їх сполук. Відтак при геохімічних дослідженнях в їх складі звичайно виділяють 3 підгоризонти: A0 – дернина, лісова підстилка, луговий або степовий по-

136

крив, який повністю або частково складається з розкладених органічних залишків; A1 – власне перегнійно-акумулятивний, або гумусовий прошарок, найбільш збагачений мінералізованою органічною речовиною; A2 – елювіальний прошарок (або інакше – горизонт максимального вимивання), із якого в результаті вилуговування виносяться легко рухомі мінеральні й органічні речовини.

Таблиця 4.2. Середні вмісти хімічних елементів в ґрунтах (P), океанічних (S)

та річкових (R) водах і в атмосфері (A)

частини) і чорноземні (у лісостеповій і степовій частинах) ґрунти. Суть процесу "опідзолювання" полягає в глибокій руйнації кислими водами силікатної й алюмосилікатної складової ґрунту і вимиванні з верхніх його горизонтів солей і колоїдних часток. Опідзолені ґрунти характеризуються кислою реакцією (pH = 4,4-5,6). Для чорноземів же характерна слабка вилугованість - з них постійно вимиваються тільки легко розчинні солі, а важко розчинні - карбонати Ca, Mg - вимиваються тільки з верхніх горизонтів на порівняно невелику глибину. Характерною рисою чорноземів є також збагачення гумусом, що пояснюється слабким розкладанням органічних залишків. Величина pH чорноземів лісостепу коливається від 4,9 до 7,3, а степових відмін – від 5,6 до 8,0.

Супераквальні ґрунти утворюються при близькому заляганні ґрунтових вод (солончаки, болотні і лугові ґрунти). У них, поряд із біогенною акумуляцією і вилуговуванням, має місце накопичення хімічних елементів із ґрунтових вод внаслідок капілярного підняття, величина якого залежить від літології ґрунтоутворюючих порід (від перших сантиметрів в крупно зернистих пісках до 6-12 м в легких глинах). Крім того, вода і розчинені в ній солі можуть легко переміщуватись вверх на значну відстань через ненасичені вологою відклади і вище за капілярну смугу. Це пов’язано з рухом води по поверхні мінералів (плівкової води) і найбільш різко виражено в так званій зоні аерації - між дзеркалом ґрунтових вод і поверхнею.

Акумуляція металів у ґрунтах у результаті виносу їх капілярними і плівковими водами відчувається не тільки в супераквальних, але й у елювіальних ґрунтах, особливо в аридних умовах.

Таким чином, найбільш характерними геохімічними ознаками ґрунтів є - біогенне накопичення хімічних елементів у верхніх горизонтах, а також різка диференціація концентрацій елементів і фізико-хімічних умов по вертикалі.

Головним джерелом накопичення металів у ґрунтах є ґрунтоутворюючі материнські породи. Вміст в них рідкісних, розсіяних і кольорових металів обумовлює рівень концентрації цих елементів в ґрунтах. Під впливом ґрунтоутворюючих процесів порушується первісний рівень концентрацій, змінюється характер сполучення і розподілу їх по профілю ґрунту, але все це відбувається на фоні, утвореному материнським субстратом ґрунту. Ґрунти з нормальним вмістом рідкісних, розсіяних і кольорових металів становлять більшість ґрунтів світу. Підпорядковане положення займають ґрунти з дещо підвищеним або заниженим (щодо до нормального) вмістом. Ґрунти з надлишковим вмістом того або іншого елемента частіше усього пов’язані з зонами рудопроявів.

139

В залежності від типу ґрунтів змінюється розподіл металів в межах ґрунтового профілю і з’являються ті чи інші горизонти накопичення металів. Саме цей фактор визначає глибину відбору проб при металометричній зйомці. Інструкція з геохімічних пошуків рекомендує для ґрунтів різного типу наступні глибини відбору проб: під горизонтом торфу в торфово-болотних ґрунтах; на глибині 0–20 см в солончаках, малогумусних кам’янистих і дерново-підзолистих грунтах; на глибині 2040 см – в типових, карбонатних, та солонцюватих чорноземах; на глибині 50-100 см – в сірих лісових, лугових сірих і чорноземних, вилугуваних чорноземних ґрунтах.

Як показник міграційної активності елементу в різних типах ґрунтів і їх горизонтів використовується коефіцієнт накопичення - відношення вмісту елементу в даному типі ґрунту або його горизонту до вмісту цього елемента в ґрунтоутворюючій породі: Kн=Cгр/Cпор та елювіальноакумулятивний коефіцієнт (Kеа).

гр і CA,Bпор - концентрація “нерухомого” елементу A і мігруючого елементу B в ґрунті і породі (в % об’єму). Цей коефіцієнт відповідає відносній втраті елементу. При використанні подібних коефіцієнтів слід пам’ятати що в ландшафті немає абсолютно нерухомих елементів. Всі елементи мігрують, хоча і з різною швидкістю. Часто один і той же елемент рухається під впливом різних чинників в різних напрямках.

Без участі води важко уявити собі які-небудь механічні, хімічні і біологічні процеси, що протікають у ландшафтах і викликають у гігантських масштабах міграцію, перевідкладення і новоутворення речовини в зоні гіпергенезу. У результаті цих процесів в одних випадках відбувається гідрогеохімічне розсіювання атомів і елементів, а в інших - їхня концентрація.

Інтенсивність водної міграції хімічних елементів багато в чому визначається розчинністю їх природних хімічних сполук, що у свою чергу залежать як від внутрішніх чинників міграції, так і від зовнішніх умов, типу геохімічного ландшафту, pH розчину, його окислювально-відновних властивостей тощо. Це дозволяє виділяти зони сірчанокислого, кислого, нейтрального, слабко лужного і содового вилуговування. Зони вилуговування найбільш характерні для ґрунтів і кори вивітрювання, але зустрічаються вони й у водоносних горизонтах і континентальних відкладах. “Катіоногенні” елементи (так і як Ca, Sr, Ba, Ra, Cu, Zn, Cd тощо) є найбільш рухливими в кислих середовищах, а V5+, As5+, Se, Mo, Si, Ge та інші елементи, що входять до складу комплексних аніонів, - у лужних середовищах. І ті й інші менш рухливі в нейтральних водах, в

140