ВУЗ: Не указан

Категория: Не указан

Дисциплина: Не указана

Добавлен: 28.09.2020

Просмотров: 4263

Скачиваний: 7

ВНИМАНИЕ! Если данный файл нарушает Ваши авторские права, то обязательно сообщите нам.
background image

 

46 

6.

 ВНЕШНИЕ ФАКТОРЫ МИГРАЦИИ И РОЛЬ ГЕОХИМИЧЕ-

СКИХ ПРОЦЕССОВ В МИГРАЦИИ ЭЛЕМЕНТОВ 

В  каждой  геосфере  Земли  создаются  специфические  внешние  факторы  ми-

грации в  зависимости  от  изменения  соотношений  температуры,  давления  и  кон-
центрации  раствора.  Эти  параметры  обуславливают  специфику  термодинамики 
системы,  которая,  в  свою  очередь,  создает  условия  для  формирования    тех  или 
иных геохимических процессов. Рассмотрим особенности формирования среды, в 
которой постоянно протекает миграция, концентрация и рассеивание элементов. 

 
 

6.1.

 Внешние факторы миграции 

Ведущими  факторами  природной  среды  являются 

температура

давление, 

концентрация раствора

, в гипергенной зоне дополнительно влияет 

тип климата

В зависимости от соотношения факторов изменяются условия от активной мигра-
ции элементов в жарком гумидном климате до их концентрации в аридном кли-
мате. В гипогенных условиях активная миграция возможна при высоком давлении 
и температуре, а кристаллизация – при понижении этих параметров. Таким обра-
зом, воздействие внешних факторов следует рассматривать самостоятельно в двух 
сферах: гипергенной и гипогенной. 

Зона  гипергенеза

  является  главным  местом  действия  солнечной  радиации. 

Под ее влиянием прямо или косвенно протекают все гипергенные процессы и свя-
занная с ними миграция элементов. Потребление энергии и ее расход изменяется 
в зависимости от природной зоны. На ежегодную продукцию растительной массы 
затраты энергии колеблются от 2,5 кал/см

2

 в год в тундре до 2000 кал/см

2

 в год во 

влажнотропических лесах (для лесов наших умеренных широт 100-400 кал/см

2

  в 

год).  На  разрушение  минералов и  освобождение  элементов  (минеральное  преоб-
разование) затрачивается 0,2-0,5 кал/см

2

 в год в тундре и пустыне и 10-15 кал/см

2

 

в год во влажных тропиках. 

Скорость геохимических процессов определяется динамикой температуры. В 

теплый сезон контрасты температур колеблются от 5-6

о

С до 40-50

о

С. Повышение 

температуры активизирует процессы и миграцию. В тундре из-за низких темпера-
тур геохимические процессы и миграция замедлены, во влажных тропических ле-
сах высокая температура и влажность повышают скорость процессов и миграцию 
в  9,5  раз.  Использование  энергии  на  процессы  во  влажных  тропических  лесах  в 
30-35 раз выше по сравнению с тундрой. 

Давление как фактор миграции элементов в зоне гипергенеза имеет меньшее 

значение, чем температура. В пределах вертикального профиля атмосферное дав-
ление составляет 1 атм и изменяется не более чем ±3%. Такое колебание давления 
активизирует лишь растворение газов в воде и косвенно влияет на гидролиз мине-
ралов. 

Различное  соотношение  температур  и  увлажнения  приводит  к  формирова-

нию  различных  типов  климата.  Среди  них  наиболее  контрастные  аридный  и  гу-
мидный тип. В аридном климате при выпотном водном режиме создаются усло-
вия  для  активизации  галогенеза,  повышенной  концентрации  растворов  прежде 

Формат:

 Список

Формат:

 Список


background image

 

47 

всего галогенов, щелочных и щелочноземельных металлов (

Na, K, Rb, Cs, Ca, Mg, 

Ba, Cl, Br, I

 и др.). Гумидный климат создает промывной тип водного режима, ко-

торый  способствует  выносу  всех  легкорастворимых  и  концентрации  труднорас-
творимых соединений  

Fe, Al, Ti, Zr

 и др. Концентрация растворов минимальная. 

Моря  и  океаны  отличаются  повышенной  концентрацией  растворов,  из  которых 
осаждаются тяжелые элементы. 

Гипогенная  зона

  характеризуется  высокими  и  сверхвысокими  температура-

ми, давлением и концентрацией химических элементов, что приводит к метамор-
физации и магматизации пород, насыщению водных гидротермальных растворов. 
Во внутренних сферах  Земли миграция элементов ограничена. В  магме они рас-
пределяются  более  или  менее  равномерно  и  дифференцируются  под  действием 
гравитации:  более  легкие  оказываются  в  верхней,  а  тяжелые  –  в  нижней  зоне. 
Снижение ведущих параметров гипогенной зоны приводит к трансформации фазы 
в  ходе  кристаллизации  и  последовательности  образования  минеральных  видов  с 
включением изоморфных форм более редких элементов. В ходе кристаллизации и 
других  гипогенных  процессов  вблизи  поверхности  Земли,  при  излиянии  магмы 
или  извержении  вулканов  происходит  равномерное  или  концентрированное  рас-
пределение элементов на разных глубинах в виде месторождений. 

Большинство освоенных месторождений железных руд по генезису обязано 

формированию под влиянием гипергенных процессов настоящего или геологиче-
ского времени. 

 
 

6.2.

 Термодинамика физико-химической миграции 

По  конечным  результатам  рудообразующих  процессов,  наблюдаемых  в 

настоящее время, геолог может судить о природных процессах, которые протека-
ли в далеком прошлом и привели к формированию месторождений полезных ис-
копаемых.  Восстанавливая  развитие  природного  процесса  по  его  конечным  ре-
зультатам, мы расшифровываем его генезис и на этой основе научно и обоснован-
но  прогнозируется  открытие  месторождения,  целенаправленно  осуществляются 
его  поиски.  Сложность  разрешения  генезиса  месторождения  иногда  приводит  к 
возникновению  противоположных  теорий  и  гипотез.  Например,  формирование 
гидротермальных  рудных  месторождений  рассматривалось  по  аналогии  с  кри-
сталлизацией вещества из нагретого раствора при его охлаждении. 

Созданы теории различных физических и химических процессов (диффузии, 

фильтрации, кристаллизации и др.). Построена теория метасоматических  процес-
сов  на  термодинамической  основе  и    зональности  горных  пород,  основанная  на 
концепциях  «мозаичного»  равновесия  и  «фильтрационного  эффекта»  Д.С.  Кор-
жинского (1952)  и его школой (В.А. Жариков, Л.Л.Перчук). Позже В.С. Голубе-
вым (1981) разработана теория динамики метасоматоза и математические модели 
геохимических  процессов  (теплопроводности,  плавления,  кристаллизации,  рас-
творения). На границе геохимии и физической химии появилась физическая гео-
химия,  которая  занимается  изучением  природных  фазовых  реакций  на  основе 
равновесного термодинамического метода. 

Формат:

 Список


background image

 

48 

Термодинамика изучает химические реакции, фазовые переходы (растворе-

ние, испарение и кристаллизация веществ, растворов и обратные им процессы), 
адсорбцию, переход энергии из одной формы в другую и от одной части системы 
к другой в различных геохимических процессах.

 Она дает геохимии хорошо отра-

ботанный аппарат, который позволяет проверить количественное изучение любых 
химических  превращений,  сделать  оценку  условий  протекания  того  или  иного 
процесса.  Например,  требуется  определить  устойчивые  твердые  фазы  в  системе 

Al

2

O

3

–H

2

O

 при температуре 25

о

С и атмосферном давлении. Известно, что древние 

осадки  содержат  диаспор 

AlO(OH

),  а  молодые  –  гиббсит 

Al(OH)

3

.  Существовала 

гипотеза, что диаспор образуется в результате дегидратации гиббсита при нагре-
вании и это подтверждается экспериментом. Однако, термодинамический расчет 
показывает,  что  при  температуре  25

о

С  реакция 

Al(OH)

3

→AlO(OH)  +  H

2

O

  идет  в 

сторону образования диаспора, т.е. данная реакция должна протекать самопроиз-
вольно. Скорость реакции мала, поэтому диаспор в осадочных породах встречает-
ся только в древних осадках. 

Термодинамика  может  определить  количественно  равновесный  состав  и 

анализировать  любую  по  сложности  природную  систему,  количественно  учесть 
многие факторы, влияющие на образование минералов, оценить их роль, выявить 
основные причины, приводящие к образованию месторождений полезных ископа-
емых. Реализуется на базе ЭВМ с использованием методов математического мо-
делирования. Например, И.Л. Ходаковский и др. (1978) выполнил прогноз состава 
пород поверхности Венеры до посадок  автоматических станций «Венера» по со-
ставу атмосферы, температуры, давления и вероятного среднего состава преобла-
дающих пород. На ЭВМ рассчитан минеральный состав грунта, из которого сле-
дует, что породы Венеры содержат больше 

Fe

2

O

3

, чем на Земле, поэтому возникла 

гипотеза об израсходовании воды Венеры на окисление железа: 

2FeO+H

2

O=Fe

2

O

3

+H

2

 

Термодинамика  позволяет  исследовать  устойчивость  и  стабильность  мине-

ральных  ассоциаций  при  условиях,  которые  трудно  воспроизвести  эксперимен-
тально;  по  простым  математическим  соотношениям  провести  согласование  тер-
модинамических данных для всех изученных веществ; выполнить интерполяцию 
результатов  для  получения  промежуточных  значений,  а  также  экстраполяцию 
данных  в  область,  неохваченную  экспериментом.  Многие  величины  констант 
равновесия, предсказанные на основе теоретических обобщений, оказались доста-
точно надежными. 

Ограничения использования термодинамики, по М.В. Борисову и Ю.В. Шва-

рову (1992) следующие: 

1. Термодинамика равновесных процессов рассматривает только начальные 

и конечные состояния системы. 

2. Промежуточные факторы, механизм реакций, время течения процессов  – 

область химической кинетики. 

3. Роль кинетического фактора важна в гипергенных условиях. 
4. Невозможно получить в обозримом будущем всю информацию по термо-

динамическим свойствам минералов, частицам водных и газовых растворов.  

Термодинамический анализ начинается с выделения рассматриваемой сово-

купности веществ, называемых 

системой

.  Границы  системы  определяются  зада-


background image

 

49 

чами исследования. Законы термодинамики справедливы только для макросистем 
(минералы, породы). Следует определить характер системы по взаимодействию ее 
с  внешней  средой: 

изолированная

  –  без  обмена  теплом  и  веществом  с  внешним 

миром; 

закрытая

  –  без  обмена  веществом; 

открытая

  –  возможен  обмен  веще-

ством и энергией с внешним миром. Все природные системы открытые. Они мо-
гут быть 

гетерогенными

 и 

гомогенными

. Части гомогенной системы, отделенные 

друг  от  друга  физической  поверхностью  раздела  называются 

фазами

  (минерал, 

газ, жидкий раствор). Для описания всех фаз системы используются 

компоненты 

системы

 – индивидуальные вещества, взятые в наименьшем количестве. Для опи-

сания состояния систем используются 

параметры.

 Термодинамическим парамет-

ром может быть такое свойство системы, которое определяет ее состояние. Свой-
ства системы бывают 

экстенсивные

 и 

интенсивные

. Первые зависят от массы или 

числа  частиц  системы,  т.е.  обладают  свойством  аддитивности:  объем  (

V

),  энтро-

пия (

S

), энтальпия (

Н

), внутренняя энергия (

U

), масса (

М

) и др. Вторые не зависят 

от  массы  или  числа  частиц:  температура  (

Т

),  давление  (

Р

),  концентрация  (

С

), 

плотность (

D

). Основные параметры состояния системы: 

T, P,  C,  D,V

. Как  функ-

ция основных рассматривается<

 S, H, U

 и др. 

Если  скорость  изменения  внешних  условий  (

Т,  Р,  С)

  больше,  чем  скорость 

изменения  самой  системы,  то  не  будет  соблюдаться  независимость  изменения 
свойств самой системы на пути перехода. Например, в случае быстрого охлажде-
ния получаем стекло, при медленном – кристаллы. 

Термодинамический процесс

 – 

всякое изменение системы, связанное с изме-

нением хотя бы одного параметра.

  Равновесное  состояние  системы  в  ходе  про-

цесса достигается в случае, если в ней протекали все макропроцессы и установи-
лось равенство всех интенсивных параметров. 

Выход каждой природной системы из состояния относительного равновесия 

диктуется законами термодинамики. 

Первый закон термодинамики является частным случаем общего закона со-

хранения энергии (

Q

) в данной системе: 

Q=ΔU + A

 (работа). 

Второй  закон  термодинамики,  имеющий  значение  для  понимания  химиче-

ских процессов в земной коре, гласит: коэффициент полезного действия тепловой 
системы  (при  переходе  от  более  теплой  части  к  более  холодной)  всегда  бывает 
меньше единицы и выражается формулой: 

,

1

2

1

1

2

1

T

T

T

Q

Q

Q

K

 

где 

Q

1

 

–  теплота  теплоотдачи, 

Q

2

 

–  теплота  теплоприемника, 

Т

1

  –  Т

2

  –  раз-

ность их температур. 

Величина, полученная из отношения потока теплоты к совершаемой работе 

и названная в 1854 г. Клаузисом 

энтропией

, оказалась необходимой для опреде-

ления направления природных процессов. В системе ей характерно экстенсивное 
свойство,  изменение  которого  связано  с  поглощаемой  теплотой  и  температурой 
системы. Поэтому второй закон термодинамики может быть сформулирован так: 
в изолированных системах могут совершаться только такие процессы, при кото-
рых энтропия системы возрастает, и процесс самопроизвольно может идти только 
до такого состояния, при котором энтропия обладает максимальным для данных 


background image

 

50 

условий значением. Стремление к равновесию в данной системе выражается тер-
модинамическим изобарно-изотермическим потенциалом (

Z

): 

Z=U – TS – PV 

В  обратимых  изотермических  процессах  изменение  энтропии  (

ΔS

)  равно 

тепловому эффекту процесса (

Q

), деленного на абсолютную температуру: 

– в самопроизвольном процессе 

ΔS > Q/T

 

– в равновесном процессе 

ΔS =Q/T

 

– в несамопроизвольном процессе 

ΔS < δQ/T

 

Энтропия вычисляется из теплоемкости и измеряется в Дж/град·моль. 
Третий закон термодинамики (постулат Планка) гласит: энтропия правильно 

сформированного  кристалла  чистого  вещества  при  абсолютном  нуле  (-273,15

о

С) 

равна нулю: 

lim S/T→0 

Изменение  внешних  факторов  (

Р,  Т,  С

)  нарушает  равновесие  и  приводит  к 

новым превращениям в системе. Эти превращения совершаются согласно закону 
Ле-Шателье: 

если  на  систему,  находящуюся в  состоянии  равновесия,  оказывать 

какое-либо  воздействие,  то  оно  вызовет  процесс,  который  будет  стремиться 
ослабить это воздействие

Частное приложение этого закона можно показать на следующих примерах. 
При остывании магмы кристаллизуются минералы, образование которых со-

провождается выделением тепла, противостоящее понижению температуры.  

В водах соленого озера осенью при понижении температуры тепло выделя-

ется и соли выпадают в осадок. Весной при повышении температуры осадок рас-
творяется, происходит поглощение тепла. Значит, принцип Ле-Шателье позволяет 
определить направление процесса при изменении Т, Р, С и может быть применен 
только для равновесных систем, но не действует при процессах выветривания. 

Возрастание  температуры  приводит  к  снижению  теплового  эффекта  экзо-

термических реакций. Согласно формулировке Вант-Гоффа, при повышении тем-
пературы  равновесие  смещается  в  сторону  процесса,  идущего  с  поглощением,  а 
при понижении – с выделением тепла. В условиях земной поверхности окисление 
железа сопровождается выделением тепла, но при высоких температурах в недрах 
эта реакция идет с поглощением тепла и процесс направлен в стону восстановле-
ния железа: 

Fe

2

O

3

↔FeO 

С  повышением  температуры  возрастает  растворимость  солей,  которая  со-

провождается поглощением тепла. 

Возрастание  давления  вызывает  реакции,  приводящие  к  образованию  ве-

ществ  с  уменьшенными  объемами  и  повышенной  плотностью.  Например,  при 
увеличении давления оливин и анортит превращаются в гранат: 

Mg

2

SiO

4

+CaAl

2

Si

2

O

3

→Mg

2

CaAl

2

Si

3

O

12

 

   

 

      3,12-3,33      2,75  

4,3 (плотность) 

При повышении концентрации в реакции какого-либо из  компонентов про-

исходит  переход  вещества  в  другую  фазу.  Химические  реакции  протекают  в 
направлении понижения содержания избыточного компонента. Например, в кис-
лых  магмах  выделяются  минералы,  богатые  кварцем,  в  основных,  обогащенных 

Mg,

 в первую очередь 

Mg

2

SiO

4

, в щелочных – минералы, богатые щелочами.