10.2. Методична роля на геохимичните асоциации
Понятието “геохимична асоциация” или “парагенеза” на елементите е въведено от Вернадски като геохимичен еквивалент на понятието “минерална парагенеза”. Вернадски изхожда от мисълта, че на закономерните асоциации на минералите в природата съответстват закономерни асоциации от химични елементи, изграждащи тези минерали. Например на минералната парагенеза кварц - ортоклаз - албит съответства закономерната асоциация на химичните елементи кислород - силиций - алуминий - натрий - калий, която може да се раздели на групи според отделните минерали: кислород - силиций (кварц), кислород - силиций - алуминий - калий (ортоклаз) и кислород - силиций - алуминий - натрий (албит). Следователно минералите сами по себе си от гледна точка на геохимията са един от видовете естествени асоциации на химичните елементи. Нещо повече, съществуват асоциации от още по-нисък ранг - на елементите, заемащи една и съща позиция в кристалната решетка на минералите. Например в ортоклаза калият дели обширните празнини в силикатния скелет с рубидий, цезий, барий, олово, талий и др. Асоциациите прогресивно се усложняват в зависимост от мащаба на изучаваните обекти, които могат да бъдат не само кристални, но и течни, газообразни, органични. Една от определящите характеристики на тези обекти като геохимични системи е качествения и количествен набор от елементи, които ги изграждат.
Количествената оценка на геохимичните асоциации се прави с помощта на средните съдържания, според които химичните елементи се делят на главни и второстепенни. Както беше отбелязано, важни количествени характеристики на геохимичните асоциации са индикаторните отношения и закономерните изменения на средните съдържания и индикаторните отношения при еволюцията на геохимичните системи.
Качествената оценка включва преди всичко установяването на комбинацията от най-важните елементи, определящи спецификата, същността на геохимичната система. Тази определяща или типоморфна асоциация се състои както от главни, така и от второстепенни елементи, т.е. не зависи от количественото съдържание. Критерий за типоморфизъм е коефициентът на концентрация на елемента в системата силно отклонен от определен стандарт, с който системата има генетична връзка. За построяване на т.нар. нормирани криви се използва координатна система, на абсцисата на която се нанасят в избрана последователност химичните елементи, а на ординатата - коефициента на концентрация спрямо стандарта. Елементите с КК>1, разположени в най-високите части на нормираната крива съставляват характерната асоциация, тези с КК=1 могат да се определят като присъщи, за системата без да са типоморфни, а елементите с КК<1 (включително с КК=0) се отнасят към нехарактерните, случайни и забранени за системата.
Тясната връзка на химичните елементи в природата е основен постулат на геохимията и произтича от закономерностите в строежа и взаимодействията на техните атоми. Полетата на Периодичната система, обединяващи атоми с близка електронна конфигурация, по същество обединяват елементите на най-важните естествени асоциации. Такава е например асоциацията на елементите от семейството на желязото /от скандий до никел/, притежаващи общо качество - дострояващ се вътрешен слой 3d.
По повод на Периодичната система Заварицки (1950, с.15) пише, че таблицата нагледно изразява ... основния геохимичен закон, станал почти аксиома, който може да се формулира така: намирането на химичните елементи в земната кора зависи от строежа на атомите на тези елементи. По-конкретна и задълбочена формулировка на основния геохимичен закон дава Голдшмидт, според когото разпространението на химичните елементи зависи от строежа на атомното ядро, а разпределението - от строежа на електронната обвивка.
Причините за възникването на геохимичните асоциации са многобройни. Между тях като особено важни трябва да се подчертаят:
1. Периодичността в химичните свойства на елементите поради периодичното възвръщане към определен тип електронна конфигурация. Така се обяснява например тясната асоциация на калия и рубидия.
2. Сходството в размерните с енергетични свойства на електричните полета на атомите в хоризонтална, вертикална и диагонална посока, обусловено от комбинираното действие на нарастващия ядрен заряд, вариациите в степента на окисление, броя на електронните слоеве и екраниращия ефект на различните електронни конфигурации. Типични примери за геохимични асоциации поради сходство по хоризонтала са вече споменатите елементи от семейството на желязото и редкоземните елементи, по вертикала - двойките цирконий - хафний, ниобий - тантал, алуминий-галий и др., по диагонал - двойките литий - магнезий, натрий - калций, титан - ниобий и др.
3. Процесите на преразпределение на електронната плътност между атоми с близка или контрастна електроотрицателност, съпроводени с понижение на потенциалната енергия на системата и образуване на различни типове химични съединения. Принципно значение имат например асоциациите от атоми, образуващи съединения с ведущите електроотрицателни елементи на планетата - кислорода и сярата. Първата асоциация е известна като асоциация на литофилните, а втората - като асоциация на халкофилните елементи.
4. Процесите на топене и флуидно-магмено взаимодействие в мантията и литосферата, съпроводени с образуване на магмени скали със строго определен състав, съответстващ на температурни минимуми /евтектики/. Тези процеси ограничават броя на главните магмени ситеми и определят тяхното постоянство и повторяемост в гигантските мащаби на геоложкото пространство и геоложкото време.
5. Летливостта на елементите от силно уплътнените дълбочинни газови системи /флуиди/, образуващи с много петрогенни и редки елементи стабилни молекулярни групи - комплекси, например [SiF6]2-, [AlF6]3-, [BF4]-, [PbS2]2-, [AgCl2]- и др. Комплексообразуването от своя страна се отразява на режима на алкалните елементи, особено на натрия, изпълняващ стабилизираща роля. Флуидите не само обуславят формирането на специфични магмени и рудни асоциации на химичните елементи в литосферата, но предоставят главните градивни компоненти на останалите екзосфери - хидро-, атмо- и биосферата, всяка от които представлява специфична геохимична асоциация и се характеризира със свои типоморфни химични елементи.
Геохимичните асоциации са проява на разпределението на химичните елементи в Земята. Класификацията на геохимичните асоциации е по същество класификация на геохимичните системи, които са изключително разнообразни по тип и ранг. Колкото по-висок е рангът на системата, толкова е по-голямо количеството на съподчинените асоциации от елементи и по-сложно тяхното съотношение в пространството и времето. В настоящия момент геохимията не само не разполага с класификация на природните асоциации на химичните елементи, но няма и общоприета концепция за разликата между единица и обект на изследването, за същността на геохимичния подход към изучаването на природните процеси и системи. Самото понятие “асоциация” или “парагенеза” на химичните елементи, като се изключат трудовете на Вернадски и Ферсман и учебника по геохимия на Сауков, практически не се употребява. Обаче неразвитата обща теория на геохимията се компенсира с обилен експериментален материал за природните асоциации на химичните елементи, особеностите на които се използват като ефективен генетичен индикатор. Типоморфизмът на геохимичните асоциации е специфичен изследователски метод на геохимията. Той се прилага стихийно, не само без разработена теория, но и без да се осъзнава същността му на научен метод. В това отношение теорията за качествения състав на геохимичните системи и неговото методично значение е в още по-неблагоприятно положение в сравнение с количествената характеристика на системите, която макар и в непълен вид, е общопризнато основно направление на геохимията още от времето на Кларк (края на миналия век).
Типичен пример за значението на геохимичните асоциации при тълкуването на процесите на магмогенериране и концентрация на химичните елементи са гранитоидите с различен генезис. Гранитоидите, представляващи деференциати на базични магми са обогатени на елементи от семейството на желязото - скандий, титан, ванадий, хром, никел, кобалт. Така наречените мантийни алкални гранити, внедрени по дълбочинни разломи, се характеризират със специфичната асоциация ниобий>тантал, цирконий, цериеви редки земи, торий, а при деференциацията на кисели топилки с участието на флуиди (особено флуор) в литосферни условия възникват така наречените редкометални гранити с повишени съдържания на литий, рубидий, цезий, берилий, ниобий<тантал, бор, флуор, калай и др. Асоциацията на редки елементи може да служи като индикатор за връзката на гранитоидите с различен тип магматизъм дори тогава, когато скалите са изградени от едни и същи скалообразуващи минерали (например и в трите случая много характерни скални разновидности са биотитовите гранити). Освен това типоморфната асоциация е индикатор за потенциалното наличие на рудни находища, свързани със съответния тип магматизъм, за техния генетичен тип и метална специализация.
Енергетичните взаимодействия на атомите във всяка геохимична асоциация водят до възникването на определени съподчинени системи (геохимични асоциации) от по-нисък ранг. Една от първите задачи на геохимичното изследване е да се състави баланс на разпределението на елементите в съподчинените системи. Например може да се изучи разпределението на определен рядък елемент в скалообразуващите и акцесорни минерали на дадена скала и да се определят минералите носители и концентратори. Като концентратори се означават минералите с най-високи абсолютни съдържания на елемента. Носители са минералите, на които се пада най-голям процент от общото съдържание на елемента в скалата. При повечето елементи минералите носители и концентратори са различни. Например рубидият се концентрира в биотита, но поради количественото преобладание на калиевия фелдшпат последния се оказва носителят на основната маса на елемента. Галият се концентрира от биотита и мусковита, а се носи от плагиоклаза и т.н.
Като носители следва да се разглеждат минералите, които свързват не по-малко от 40-50% от общото количество на елемента в скалата. За оценка на степента на концентрация се използват коефициентите на концентрация, представляващи отношението на съдържанието на химичния елемент в минерала към съдържанието му в скалата. При минералите концентратори КК трябва да е по-голям от единица.
Изчислението на баланса на редките елементи в скалообразуващите минерали изисква следните изходни данни:
1. Количествено-минераложки състав на скалите в тегловни проценти. За целта е необходимо да се определят обемните проценти на главните скалообразуващи минерали на интеграционна масичка, да се определи количеството на акцесорните минерали чрез количествено-минераложки анализ на изкуствени шлихи и да се определят относителните тегла на минералите, количеството, на които е получено в обемни проценти или в брой зърна. В краен случай могат да се използуват относителните тегла на съответните минерали по литературни данни.
2. Аналитични данни за съдържанието на редкия елемент в скалната проба и в мономинералните проби от скалообразуващите и акцесорни минерали. За простота на изчисленията се препоръчва данните за редките елементи да се изразяват в грамове на тон (1g/t=0,0001 тегл. %).
Изходните данни са записани в колонки 1, 2 и 3 на таблица, примерния вид на която е показан (табл. 10.3). След това се изчислява количеството на редкия елемент, което се пада на всеки от минералите поотделно, като се има предвид процентното им съдържание в скалата. Например, ако мономинералната проба отговаряща на 100% плагиоклаз съдържа 7 g/t литий, то при установено количество на плагиоклаз в скалата 25% плагиоклазът носи (7x25)/100=1,8 g/t от общото съдържание на литий в скалата. Резултатите от изчислението се записват в колонка 4. Сумират се количествата на редкия елемент, носени от минералите. Ако количествено-минераложките и аналитични данни са верни, получената сума е близка до количеството на редкия елемент, определено в скалната проба. В последната колонка на таблицата се записват процентите от общото количество на редкия елемент в скалата, които се падат на всеки от минералите. Например от обща 15 g/t литий, определени в скалната проба, плагиоклазът носи 1,8 g/t, което представлява 12% от общото количество. Поради несъвпадението на количеството, определено в скалната проба и сумарното количество на елемента, изведено въз основа на аналитичните данни за скалообразуващите минерали, сумата на процентите в последната колонка на таблицата не е равна на 100. Някои автори определят процентите спрямо сумарното количество на редкия елемент, но това е нерационално, от една страна поради по-голямата аналитична грешка на сумарното количество (сумират се грешките от няколко определения) и от друга - тъй като се изключва евентуалното присъствие на редкометални минерали, пропуснати при количествено-менераложкия анализ, но отразяващи се върху баланса на редкия елемент (специално в случаите, когато сумата на процентите е по-малка от 100). Несъвпадението между количеството на редкия елемент в средната скална проба и неговото сумарно количество в скалообразуващите и акцесорни минерали е следствие на неизбежната грешка на количествено-минераложкия анализ и на химичните определения. Във връзка с това Таусон смята като допустими, произтичащи от самата методика на изследване, отклонения на сумарното количество до 25%. При по-големи отклонения трябва да се търси грешка в изходните данни, например пропуснат минерал, завишени или занижени определения на съдържанията на редкия елемент в мономинералните проби поради недостатъчна точност на аналитичния метод или недостатъчна чистота на пробите и т.н.
Графичното изразяване на баланса на редките елементи в скалите може да се осъществи по начина, показан на фиг. 10.4 и 10.5.
Таблица 10.3.
Разпределение на лития в минералите на биотитов гранит
по данни на Таусон (1961, с. 141)
Минерал
|
Съдържание
на минерала
в скалата тегл.%
|
Съдържание на Li в
Минерала
G/t
|
Количество Li падащо
се на минерала на Li
|
|
g/t
|
% от общото количество
|
Кварц
|
34,0
|
3
|
1,0
|
6,8
|
Амфибол
|
1,0
|
20
|
0,2
|
1,3
|
Сума:
Определено в скалата
|
|
13,3
15
|
|
88,7
|
Използват се две скали - едната за процента от общото количество на редкия елемент, падащ се на всеки от минералите, а другата - за съдържанието на редкия елемент в мономинералните проби. Съответно за всеки рядък елемент се построяват две криви с различни или съвпадащи максимуми, в зависимост от това дали минералите носители и концентратори са различни или едни и същи.
Изучаването на разпределението на редките елементи в скалообразуващите и рудообразуващи минерали е основен метод на геохимичното изследване. Въз основа на баланса на редките елементи могат да се направят изводи за тенденциите към концентрация и разсейване на елементите в скалообразувателния процес, за причините, обуславящи присъствието или отсъствието на собствена минерализация на елементите, за перспективността на скалите по отношение на редкометални орудявания, за комплексното използване на суровините и т.н.
Последният случай е илюстриран на фиг. 10.5, където графично са представени данните за разпределението на златото и среброто в рудните минерали на пиритно находище. Концентрацията на злато и сребро е най-висока съответно в халкопирита (22 g/t Au) и галенита (900 g/t Ag), обаче и при двата елемента основен носител е най-разпространеният минерал - пиритът. Въпреки ниските абсолютни съдържания (3 g/t Au и 60 g/t Ag) пиритът носи 70% от общото количество на злато и 80% от общото количество на сребро в находището, което трябва да се има предвид при технологията на преработка на пирита.
Изучаването на разпределението на редките елементи в скалите с определяне на минерали носители и концентратори има смисъл само ако редките елементи са включени в решетките на съответните скалообразуващи минерали на мястото на своите по-разпространени елементи-аналози. Обаче установено е, че това не е единствената форма на присъствие на редките елементи. С помощта на различни методи може да се докаже съществуването на микроскопични включения от собствени минерали на редките елементи - сулфиди, карбонати, фосфати, окиси, хидроокиси, самородни метали и др. Друга част от редките елементи се намира в адсорбирано или в разтворено състояние в газово.течните включения на минералите и в капилярните и порови разтвори. Важна особеност на споменатите минерали и разтвори е тяхната лека извлекаемост с вода или слаби разтвори на солна и азотна киселина, амониев хлорид, амониев карбонат, натриев карбонат и др., поради което тази форма на присъствие на елементите се означава като подвижна. За разлика от нея включената в решетката (изоморфна) форма на присъствие на редките елементи в силикатите не се влияе от слаби химични реагенти. Редките елементи са намерили стабилно убежище в кристалната постройка, която може да се разруши само с помощта на флуороводородна киселина. Различната подвижност на отделните форми на присъствие дава възможност за количествено изучаване на състоянието на елементите. Съществува метод за последователно обработване на скален материал с различни разтвори, наречен фазов анализ, при който могат да се извлекат поотделно например сулфидната, сулфатната, карбонатна и фосфатна фази на оловото. Установено е, че при редица елементи - мед, олово, цинк, молибден, уран и др. подвижната форма на присъствие надвишава 50% от общото съдържание на елемента в скалата и може да достигне до 90-100%. Това е изключително важно, тъй като при подходящи геоложки условия подвижната част на елементите може да се извлече от протичащите в скалите горещи водни разтвори и да образува рудни находища. Освен това излужването на скалите със слаби химични реагенти е известно като технология за добив на някои метали (например уран).
С оглед на формата на присъствие могат да се разграничат две групи редки елементи.
Първата група се характеризира с подчертана склонност към образуване на собствени минерали. Такива са молибденът, калаят, цирконият, оловото, живакът и др. Подробна класификация на минералообразуващите елементи е дадена в табл. 10.4. В скалните системи Таусон означава тези елементи като акцесорни и рудни. Образуването на собствени минерали не изключва разсейването на някои от посочените елементи в скалообразуващите минерали, които могат да играят главна роля в баланса на елемента. В този смисъл акцесорните елементи могат да се разделят на елементи без петрогенни аналози въобще и на такива, които са частични аналози на петрогенните елементи.
Втората група или изобщо не образува собствени минерали (хафний, рубидий и др.) или образува минерали крайно рядко, при изключителни условия (галий, германий, талий, скандий и др.).
Главният фактор, който определя способността на редките елементи да се концентрират в собствени минерали или да се разсейват в чужди кристални постройки, е наличието на по-разпространени елементи-аналози. В различни условия, например в силикатна или сулфидна среда, елементите-аналози могат да са различни. Такъв е случаят с галия, който в силикатните скали се разсейва в минералите на алуминия, а в сулфидните находища - в минералите на цинка. Тенденцията към разсейване или минералообразуване също зависи от
Таблица10.4
Систематика на елементите по тяхната количествена
роля в състава на минералите по Поваренньiх
(цит. по Войткевич, Закруткин, 1976 год., с. 158)
Хараuтеристика на
Елементите
|
Брой на минералните видове
|
Елементи / в скоби -
брой на собствените
минерални видове/
|
Мине
|
Видо-
|
Основни
|
Повече от
|
О (1538), H (1024)
|
рало-
|
Обра-
|
|
500
|
|
обра-
|
Зува-
|
Главни
|
500-150
|
Si(500), Ca(441), S(418),
Fe(346), Al(344), Na(256),
Mg(220), Cu(220), Pb(199)
As(198), Mn(196), P(188)
|
зува-
|
щи
|
|
|
|
|
|
|
|
|
Ведущи
|
150-50
|
B(128), C(127), K(115),
Cl(111), U(110), F(97),
Sb(95), Ti(76), Zn(72),
Ba(71), V(68), Bi(66),
Ag(63), Ni(56), Be(55)
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
Редки
|
50-10
|
Te(44), Se(43), Ce(38),
N(32), Y(31), Co(31),
Sr(30), Sn(30), Li(27),
Nb(24), Cr(23), Zr(23),
Ta(20), Hg(18), Mo(16),
Pb(15), W(13), Au(13),
Th(12), Ti(11), La(10)
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
Много
|
По-малко
|
Pt (9), Ge (8), I(8)
Cd (5), In (5), Sc (3),
Ir (3), Cs (3), Ga (2)
Br (1), Ru (1), Rh (1)
Os (1)
|
|
|
редки
|
от 10
|
|
|
|
|
|
|
Разсеяни
|
Не обра-
|
Rb, Tc, Pr, Nd, Pm, Sm, Eu, Gb, Tb, Dy, Ho, Er, Tm, Yb, Lu, Hf, Re, Po, At, Fr, Ra, Ac, Pa
|
|
|
/изо-
|
зуват
|
|
|
|
|
|
|
Несвър -
|
Не могат
|
He, Ne, Ar, Kr, Xe, Rn
|
|
|
зани /хи-
|
да
|
|
|
|
инертни
|
|
|
характера на системата. Например в пегматитите собствени минерали образуват елементи, типично разсеяни в силикатни скали - цезий, тантал и др. Често елементите, намиращи се първоначално в разсеяно състояние /цинк в биотит, молибден в плагиоклаз и др./ при по-късни променителни процеси образуват собствени минерализации.
В някои приложни раздели на геохимията, например в геохимичните методи за търсене на рудни находища, често се употребяват понятията минерална и неминерална форма на присъствие, при което под неминерална форма се разбира липсата на собствени минерали. Всъщност, ако разсеяният елемент е включен закономерно в кристалната решетка на минерала-носител и атомите му осъществяват съответните енергетични взаимодействия с останалите компоненти на решетката, неговата форма на присъствие е минерална. Единствената разлика с останалите елементи, изграждащи минерала, е в неговото относително малко количество, т.е. той е второстепенен компонент. Условната граница за включване на елемента в кристалоструктурната формула на минерала е 0,01 кристалоструктурна единица, но дали елементът е включен във формулата или не, е несъществен въпрос. Важното е, че той е включен в кристалната решетка. Освен това част от елементите, формата на присъствие на които се означава като разсеяна или неминерелна, образуват собствени микроминерализации, за установяването на които е необходима по-съвършена техника.
Действително неминерална е формата на присъствие в газово-течни включения, капилярни и порови разтвори, като адсорбирани йони и др., но във всеки конкретен случай това трябва да се докаже експериментално, също както кристалохимичната (изоморфна) форма на разсейване и собствената минерализация.
Сравнително най-рационални за отразяване на формата на присъствие на елементите спрямо кристалната решетка, в която са установени аналитично, са понятията структурна и неструктурна форма на присъствие.
Формата на присъствие има също толкова принципно значение за теорията на геохимичните системи, колкото и вещественият им състав (качествен и количествен). Тя отразява енергетичните и структурни (информационни) свойства на системите и може да се използва като ефективен генетичен индикатор. Познаването на различните форми на присъствие на химичните елементи в геохимичните системи и на факторите, които ги определят, е теоретична основа на обширна група от специфични геохимични методи за тълкуване и прогнозиране (предсказване) на геоложките процеси.
Например разсейването на редкоземните елементи в калциевия фосфат (апатит) или образуване на собствени фосфати е пряко свързано с режима на киселинност-основност. Фосфатите на церия (монацит) и итрия (ксенотим) са индикатори за висока активност на киселите компоненти, които разтварят и изнасят по-силния метал калций и така благоприятстват образуването на собствени редкоземни минерали. Скалите при разрушаването си стават източници на монацит и ксенотим, които се пренасят от реките до океанските крайбрежия и се концентрират в плажни пясъчни ивици, представляващи огромни промишлени находища на редкоземни елементи.
В базичните скали киселият или основен режим има подобно значение за съдбата на редкия метал скандий. При висока активност на основите скандият се разсейва в пироксена, а при нарастване на ролята на киселите компоненти се включва в илменита FeTiO3, който е важна комплексна суровина.
Следователно формата на присъствие не само показва генетичните условия на скалообразуване, но и процесите на разсейване или концентрация на редките елементи и възможностите за образуване на промишлени находища.
За засилване и по-голяма контрастност на геохимичните ореоли около рудните находища на мед, олово, цинк и др. често се използва т. нар. рационален анализ, при който се определят само подвижните форми на присъствие на рудните елементи, които са по-тясно свързани с процесите на рудообразуването в сравнение с количествата, разсеяни в силикатните минерали. Понякога за същата цел се анализира не цялата скална проба, а само фракцията от тежки минерали, които като правило са концентратори на рудните елементи.
Още един аспект на разпределението на химичните елементи с важно методично значение е подредеността на атомната структура на геохимичните системи. В зависимост от типа и ранга на геохимичната система този проблем има различни аспекти.
1. От гледна точка на отделните възли на кристалната решетка много съществена е степентта на порядък-безпорядък в запълването на структурните позиции с атоми на елементи-аналози. Типичен пример е запълването на кислородните тетраедри със силициеви и алуминиеви атоми. Колкото по-висока е температурата на образуване на кристалната решетка, толкова по-безпорядъчно е подреждането на силиций-кислородните и алуминий-кислородните тетраедри и обратно - най-подредени са нискотемпературните фелдшпати. Следователно експерименталнното изследване на разпределението на силиция и алуминия във фелдшпатите има методично значение като индикатор за условията на кристализация.
2. При кристалните решетки като цяло важно геохимично значение има закономерното изменение на примесите в хода на кристализационния процес, което определя характерна зоналност на минералите, образувани в магмени условия, за разлика от сравнително хомогенния състав на прекристализиралите минерали. Съществува права и обратна зоналност. Правата съответства на последователното понижение на високотемпературните примеси от центъра към периферията и нарастване на съдържанието на нискотемпературните примеси в същата посока. Например оливините и пироксените, кристализирали в нормални магмени условия са богати на високотемпературна магнезиева фаза в централните части, а към периферията расте съдържанието на желязото. При така нареченото селективно топене, което се приема от някои автори като основен механизъм за образуване на магми, реликтовите минерални зърна би трябвало да притежават обратна зоналност, т.е. периферията да бъде обогатена на магнезий, поради по-лекото преминаване на желязната фаза в топилката. В този и в редица други случаи геохимичната зоналност на системите от тип кристална решетка има индикаторно значение и представлява ефективен геохимичен метод за генетични тълкувания.
3. Геохимичните системи от тип скала изискват изучаването на такива въпроси на разпределението на химичните елементи като:
а) Образуването на различни химични съединения на елементите при един и същи общ (валови) химичен състав на системата, например оливин + левцит или ортоклаз + биотит.
б) Разпределението на един и същи елемент между съсъществуващите минерални фази, например на натрия между плагиоклаза, калиевия фелдшпат, нефелина и амфибола. Един от аспектите на този въпрос са споменатите по-горе баланси на елементите с определяне на минерали носители и концентратори.
в) Разпределението на елементите между различни генерации на един и същи минерал, например закономерната смяна на асоцииращите елементи-примеси, изменението на коефициентите на концентрация на елементите в минерали, срещащи се като порфирни впръслеци и в основната маса на скалата и т.н.
г) Степента на хомогенност или контрастност в разпределението на съподчинените системи в пространството. Например при равномерно разпределение на светлите и тъмни минерали се получават масивни текстури на магмените скали, а при неравномерно - ивичести, слоисти и др., по които например може да се съди за прояви на течностно отсмесване (ликвация), гравитационно разделяне на ранните минерали в течна среда и т.н.
д) Наличие на закономерни преходи в разпределението на елементите т.е. на геохимична зоналност на скалния масив.
4. Още по-сложни проблеми възникват при изучаването на геохимичните системи от висок ранг - магмените серии, седиментните формации и т.н.
В глобален (планетарен) аспект важно геохимично значение имат контрастният веществен строеж или постепенните преходи на системите, отразяващи механизма на процесите. Като правило хомогенното, равномерно разпределение на елементите е рядко явление в условията на Земята поради концентрично-зоналния строеж на гравитационното и термодинамичното полета и климатичната зоналност на повърхността на планетата. Специфични прояви на хомогенно разпределение на химичните елементи са единните асоциации на тропосферата и световния океан, бързата хомогенизация на които е обусловена от слънчевата енергия. Слънчевата енергия не само определя агрегатното състояние на тези системи, което само по себе си е благоприятен фактор, но и възникването на въздушни и водни потоци с планетарни мащаби, ускоряващи размесването. В условията на литосферата сравнително хомогенни са магмените системи, образувани при процеса на продължително взаимодействие на кисели флуиди с литосферно вещество, когато се образуват огромни, еднообразни по състав гранитни батолити. Хомогенизацията се дължи на съществуването на комбинация от минерали с много ниска температура на кристализация (гранитна евтектика), която се стабилизира от флуидите, тъй като те изнасят компонентите в излишък спрямо евтектиката и благоприятстват усвояването на компоненти от вместващите скали, съответстващи на евтектиката. И в този случай хомогенизацията се осъществява благодарение на привнос на енергия. Флуидите, чийто източник е кристализиращото земно ядро, са носители на консервираната гравитационна енергия от протопланетния стадий на Земята.
Особено сложни по състав, структура и организация са геохимичните системи, образувани в областта на взаимно проникване на екзосферите. Например на земната повърхност съществува характерна зоналност на геохимичните процеси и на разпределението на химичните елементи, съответстваща на климатичните пояси. Всеки климатичен пояс се характеризира със специфичен състав на водите, почвите, растителността и със специфично разпределение на химичните елементи. В тропичните райони желязото остава в почвите и им придава червен цвят, а в умерените се разтваря, образувайки комплекси с органичните киселини и се пренася от течащите води до океана. Съществува специално понятие “геохимичен ландшафт” като най-малка структурана единица на последователния ред от все по-големи по ранг геохимични системи на земната повърхност. Методиката на изучаване и интерпретация на тези сложни системи се разработва от науката “Геохимия на ландшафтите”, която се нуждае от по-тясно обвързване с общата геохимия и по-рационална теоретична постановка.
Закономерното разпределение на рудните компоненти в райони с геохимични аномалии се отразява на специални геохимични карти, на които пробите с еднакво съдържание на изучавания елемент се свързват с изолинии. Вертикалната геохимична зоналност на рудните находища има много общи черти, което дава възможност да се оцени перспективността на дадена геохимична аномалия, т.е. дали тя представлява горната част на неразкрито рудно находище или, обратно, е в основата на разрушено от ерозията рудно тяло.
Приведените примери показват, че разпределението на химичните елементи в природните системи е изключително важно за тълкуването на техния произход и еволюция. Поради това геохимичните методи на изследване, използващи параметрите на разпределение на химичните елементи, имат изключително широко приложение във всички природни науки - не само в разделите на геологията, но и в биологията, хидрологията, океанологията, почвознанието, геохимията на ландшафта и др. По ирония на обстоятелствата в настоящия момент теорията и методиката на геохимията се развиват в тясно приложен аспект от представители на всякакви науки, с изключение на геохимията. На разпределението на химичните елементи като основен проблем на геохимията не е посветено нито едно специализирано геохимично изследване с обобщаващ характер.
10.3. Методична роля на изотопното фракциониране като частен случай на разпределението на химичните елементи
Най-важното свойство на химичните елементи, което определя тяхната индивидуалност, е зарядът на атомното ядро, т.е. поредният номер. Известно е, че при един и същи заряд броят на неотроните може да варира. Това обуславя съществуването на т.нар. изотопи. Изотопите са различно устойчиви и са продукт на различни ядрени процес, някои от които - изключително редки. Поради това разпространението на изотопите на химичните елементи е крайно неравномерно. Като правило преобладават четните изотопи. Всеки елемент се характеризира с определено количествено съотношение на своите изотопи, което се запазва сравнително постоянно в химичните процеси и в съединенията на елементите поради близостта на химичните свойства на изотопите. Първоначално в геохимията даже съществува представа, че съотношението на изотопите на всеки елемент е константно и не се изменя при природните процеси. Обаче развитието на експерименталните методи за определяне масата на атомите показва, че в действителност изотопните съотношения варират чувствително. Нещо повече, установено е, че разделянето (фракционирането) на изотопите на един и същи елемент е закономерно свързано с определени процеси и условия и, следователно, може да служи като критерий при изучаването на тези процеси и условия. Така възниква едно от най-важните направления на съвременната геохимия - геохимията на изотопите.
Фракционирането на изотопите е свързано с две главни причини:
1) При леките елементи - въглерод, кислород, сяра, азот и др., разделянето става за сметка на кинетичния ефект на някои реакции, например дифузия, изпарение. По-подвижни са изотопите с по-малка маса. Много съществена е ролята на биогенните процеси.
2) При тежките елементи - стронций, олово и др., вариациите в изотопните съотношения се дължат на непрекъснатия и необратим процес на тяхното образуване при радиоактивното разпадане на рубидия, урана и тория.
Като количествена мярка за степента на фракциониране на изотопите на леките елементи служи коефициентът на фракциониране δ. Степента на фракциониране в промили (части на хиляда) се определя спрямо произволно избран стандарт, т.е. геоложки обект, изотопното съотношение в който условно се приема за единица на сравнение. Например при въглерода:
δ . 1000
За стандарт служи Belemnitella Americana (горна креда) с изотопно съотношение С13 /С12 = 1123,72.10-5
Аналогичен вид имат коефициентите на фракциониране на кислорода и сярата:
δ . 1000
Стандарт океанската вода.
δ . 1000
Стандарт е сярата от железния сулфид (троилит) в сулфидната фаза на метеорита Каньон Диаболо, с отношение S34 /S32 = 0,0450045
Коефициентите на фракциониране могат да имат положителни стойности, съответстващи на нарастването на количеството на тежкия изотоп (т.е. на утежняване на изотопния състав) и отрицателни стойности, съответстващи на нарастване на относителното количество на лекия изотоп (олекотяване на изитопния състав).
При тежките елементи за оценка на степентта на фракциониране се използват непосредствено количествените съотношения на радиогенните изотопи спрямо нерадиогенните (стабилни, първични) изотопи - Sr87/Sr86, Pb206/Pb204, Pb207/Pb204, Pb208/Pb204.
а) Изотопи на въглерода
Фракционирането на двата стабилни изотопа на въглерода С12 и С13 в земната кора е свързано практически изцяло с дейността на организмите. Наблюдават се две тенденции - избирателно натрупване на лекия изотоп С12 в процесите на фотосинтезата и дишането от една страна и натрупването на тежкия изотоп С13 в неразтворимите карбонатни скелети и черупки - от друга страна.
Както се вижда на фиг.10.6, най-високи стойности на С13 имат морските карбонати (+4,5 до -5,1). Растенията и животните се характеризират със стойности на δС13 между -10 и -30, а максимално олекотяване на изотопния състав на въглерода е типично за въглищата, нефта и природните газове (метан) - съответно -27, -35 и -75%о. Последното е свързано с процесите на обмяна при бактериите, които са главния фактор за фракционирането на С13 в земната кора.
Продуктите на дълбочинен магматизъм могат да се разделят на две групи. Богатите на летливи компоненти магмени карбонатни скали (карбонатити) и диамантоносните кимберлити се характеризират със стойности на δС13 близки до коефициента на фракциониране на въглерода във въглистите хондрити (-6). Повечето магмени скали по изотопен състав на въглерода са аналози на железните метеорити (δС13 = -22). Атмосферният въздух има сравнително утежнен състав с δС13 = -7.
Необходимо е да се отбележи геохимичното значение на още един въглероден изотоп С14, който възниква във високите части на атмосферата (т.нар. йоносфера) под влияние на слънчевия вятър:
Полученият изотоп е радиоактивен, с период на полуразпадане 5730 г. Подобно на останалите въглеродни изотопи в атмосферата С14 във вид на СО2 попада чрез фотосинтезата в живите организми. След смъртта на организмите постъпването на С14 в тях се преустановява и количеството на атомите С14 постепенно започва да намалява поради радиоактивното разпадане. Съдържанието на С14 в органичните останки е функция на тяхната възраст. На това се основава т.нар. радиовъглероден метод за определяне на абсолютната възраст, който има голямо значение за изучаването на сравнително млади образувания и се прилага успешно в археологията и геологията на кватернера.
б) Изотопи на сярата
Фракционирането на устойчивите изотопи на сярата S34 и S32 е свързано с биогенните процеси, преди всичко с дейността на бактериите, концентриращи избирателно лекия изотоп S32. В това отношение сярата е пълен аналог на въглерода.
Степента на фракциониране на изотопите на сярата в сравнение с изотопния състав на сулфидната фаза на хондритовите метеорити е показана на фиг. 10.7. Най-близки до изотопния състав на хондритовото вещество са базичните скали. Максимални коефициенти на фракциониране са характерни за океанската вода /δS34=20/ и за продуктите на изпарение на океанската вода, а минимални - за седиментните скали с органогенна сяра /δS34=-12/. Процесите на утежняване и олекотяване на изотопния състав на сярата са взаимно свързани - океанската вода е относително обогатена на тежкия изотоп на сярата поради интензивното извличане на S32 при биогенните процеси. Максимален разделителен ефект има реакцията на бактериално разлагане на сулфатите и органичното вещество с отделяне на сяроводород.
Съединенията на сярата, които се образуват при непосредствено изпарение без участието на организми (гипс, анхидрит и други сулфати) наследяват изотопното съотношение на сярата в океанската вода.
Следователно, характерът и степента на фракциониране на изотопите на сярата в седиментните скали са пряко свързани с техния генезис. Съществуват две принципно различни групи седименти - биогенни с отрицателни стойности на δS34 и химични - с положителни стойности на δS34. В някои случаи продуктите на изпарение на океанската вода (евапоритите) имат олекотен изотопен състав поради привнасянето на дълбочинни серни газове при подводен вулканизъм (тези газове се характеризират с коефициент на фракциониране близък до този на метеоритите). Аномално ниските стойности на δS34 дават възможност да се проникне в самия механизъм на формиране на седиментите и да се открият съществени особености на произхода им. Обратен е случаят със сулфидните руди от Норилск (Урал), които въпреки явната генетична връзка с базични скали имат утежнен изотопен състав на сярата. Аномално високите стойности на δS34 свидетелстват за това, че преди отделянето на сулфидна топилка магмата е асимилирала седименти богати на сулфати (анхидрит), получени при изпарение на океанска вода.
Както и при останалите леки елементи, изотопното фракциониране на сярата е толкова по-пълно, колкото е по-ниска температурата. При температура 1000о изотопният състав на сярата не се изменя. Благодарение на това магмените скали, възникнали при разтопяване на седименти, наследяват фракционирането на сярата, постигнато при биогенните процеси по време на седиментацията. По такъв начин вариращите стойности на S34 в гранитоидите дават информация за предисторията на магматизма, за генетичния тип на изходните седименти.
Изучаването на изотопния състав на сярата е много важно при тълкуването на произхода на хидротермалните рудни находища, които са изградени главно от сулфиди. В зависимост от източника на сярата в рудните сяроводородни разтвори хидротермалните находища се характеризират със силно вариращи коефициенти на фракциониране на сярата. При дълбочинен произход на рудните разтвори стойностите на δS34 в рудите са близки до тези на метеоритите. Ако рудоносните разтвори са възникнали чрез извличане на компоненти от скалите на литосферата те наследяват фракционирането на серните изотопи в изходните скали и тогава сярата в сулфидните руди може да има както утежнен, така и олекотен изотопен състав. Установено е, че при формирането на рудните тела понякога се извършва допълнително обогатяване на лекия изотоп S32 поради участието на бактериите в рудообразователните процеси.
Може да се отбележи също фракционирането на S32 в атмосферните газове и прясната вода, свързано с по-голямата подвижност на лекия изотоп на сярата при изпарението на океанската вода.
в/ Изотопи на кислорода
Най-важната причина обуславяща разделянето на стабилните изотопи на кислорода О18 и О16 е температурата. Всяко кислородно съединение фиксира в себе си изотопното съотношение на кислородните изотопи, определено от температурата на средата, в която се извършва кристализацията. Колкото по-ниска е температурата, толкова по-интензивно е фракционирането на изотопите и обратно. Минералите са затворени системи и не обменят компоненти със средата. Започването на такава обмяна означава разрушаване на минерала. Следователно изотопното съотношение на кислорода в тях пази спомена за първичната среда, в която минералите са възникнали и може да се използва като индикатор за температурата на тяхното образуване.
Например съотношението на О18 и О16 в калцита на черупките на морските организми позволява да се определи температурата на древните морета:
T=14,8 - 5,41 O18
На това се основава методът на палеотермометрията. Получените данни дават информация за:
1. Сезонните колебания в растежа на организмите. Установено е, че някои организми растат само в определен сезон, а други - цялогодишно. Например юрските белемнити от Хебридските острови са растели само през лятото. Разликата в температурата на морската вода е била 17,6о. Доказано е също, че белемнитите отначало се развиват при температура 28о, а след това се преселват в по-дълбоки области с температура 14-18о.
2. Въз основа на данните за сезонните колебания могат да се определят средните годишни температури на участъка на обитаване, ако организмите остават на едно място, или на средата на обитаване, ако организмите се движат в зависимост от сезонните колебания, стремейки се към постоянна температура на морската вода. Ако организмите се развиват само в определен сезон, могат да се определят средните сезонни температури.
3. Данните за различни организми позволяват да се реконструира температурния режим на различните участъци на древните морета. Например изучаването на кредни вкаменелости от Крим - миди и белемнити, свидетелства, че температурата на участъците на тяхното обитаване е била съответно 23-26о за плитките крайбрежни зони на кредното море и 19-21о - за вътрешните дълбоки зони. Установени са също различие в температурите на северните и южни участъци на кредното море, закономерната еволюция в температурата на морската вода през долната креда и при прехода от долна към горна креда и т.н.
Разпределението на изотопите на кислорода между магмените минерали също е функция на температурата и може да се използва за определяне на температурата на кристализация на скалата. За целта се използват двойки едновременно кристализирали минерали, например кварц и мусковит, всеки от които се характеризира с определен коефициент на функциониране δО18. Разликата между двата коефициента показва степента на разделение на О18 между минералите и служи за непосредствено определяне на температурата по специално изчислени криви.
Фракционирането на изотопите на кислорода е показано на фиг. 10.8. Преди всичко трябва да се отбележи близостта на изотопния състав на метеоритите, ултрабазитите и дълбочинните (ювенилни) вулкански води, които се характеризират със стойности на δО18 от 6,4 до 6,8. Екзогенните процеси водят до нарушаване на първичното равновесие на О16 и О18 , при което решаваща роля имат процесите на карбонатообразуването. Карбонатите натрупват тежкия изотоп на кислорода и обуславят високите стойности на δО18 в седиментните скали (до 36%о). В същото време океанската вода се обогатява на О16 съгласно реакцията на изотопен обмен:
CO216+H2O18 CO218H2O16
Фракционирането на лекия изотоп на кислорода достига своя максимум в атмосферната вода (δО18 = -7), тъй като при процесите на изпарение подвижността на атомите особено силно се влияе от тяхната маса.
Поради голямото различие в изотопния състав на кислорода от атмосферните и дълбочинните води, коефициентът δО18 може да се използва като критерий за произхода на хидротермалните находища. Например установено е, че сребърните руди в находището Боди в Калифорния са отложени от хидротермални разтвори, възникнали за сметка на атмосферните валежи.
Особено важно е значението на δО18 при изучаването на процесите на гранитизация. На фиг. 10.8 ясно се вижда закономерното олекотяване на изотопния състав на кислорода при прехода от седиментни скали през метаморфити към гранити. При процесите на метаморфизма и разтопяването на метаморфните скали, водещи към образуване на гранитна магма, част от атомите на тежкия кислород напуска дълбочината на литосферата в състава на отделящите се газове (главно СО2). Относителното съдържание на О18 служи като критерий за температурата на образуване на метаморфните скали, за генетичната връзка на гранитоидите с метаморфните формации и за степентта на гранитизация (частична или пълна).
г) Изотопи на оловото
Разгледаните изотопи на леките елементи кислород, въглерод и сяра (с изключение на С14) имат две съществени особености - устойчивост и неизменност във времето от една страна и способност за обратимо фракциониране от друга страна. Например обогатяването на S34 в морските сулфати може да се смени от обогатяване на S32 при преработка на тези сулфати от сероводородни бактерии. Основна причина за изотопното фракциониране е различната подвижност на иотопите поради същественото различие в тяхната маса. Например масата на С13 е с около 9% по-голяма от тази на С12. Във връзка с това първостепенно значение за фракционирането имат термодинамичните фактори - температурата и процесите в живото вещество.
При изучаване на изотопите на тежките елементи (олово, стронций) възникват принципно нови проблеми, свързани с процесите на необратимо натрупване на тези изотопи в геоложката история на Земята.
Известни са четири изотопа на оловото Pb206, Pb207, Pb208, Pb204. Първите три от тях са радиогенни, т.е. продукти на радиоактивното разпадане на U238, U235 и Th232. Процесът на преустройство на твърде “горещите” ядра на урана и тория в устойчиви ядра на оловото и хелия с отделяне на излишъка от енергия продължава вече 4,7 млрд години с неизменна скорост, определена от периода на полуразпадане. С изтичане на всеки нов период масата на радиоактивния елемент намалява наполовина. Съответно количеството на получените нови ядра става все по-малко.Следователно закономерното необратимо нарастване на количеството на радиогенните изотопи на оловото не е равномерно, а постепенно заглъхва. Най-бързо расте количеството на Pb207 поради малкия период на полуразпадане на U235.
Количествената оценка на прираста на радиогенно олово дава на геохимията надежден и чувствителен критерий за тълкуването на геоложките процеси и за определяне на абсолютната възраст на природните обекти. За отчитане на количественото обогатяване на радиогенни изотопи се използват отношенията Pb206/Pb204, Pb207/Pb204 и Pb206/Pb204. Изотопът на оловото с масово число 204 не е радиогенен. Количеството му остава неизменно във времето. Поради възникването на все нови и нови атоми радиогенно олово стойностите на посочените по-горе отношения постепенно нарастват и свидетелстват за необратимо утежняване на изотопния състав на оловото. На фона на тази обща тенденция се налагат вариации в изотопните съотношения, обусловени от възрастта и геохимичната специфика на геоложките образувания.
Използването на изотопния състав може да се илюстрира от следния пример. Един от най-важните въпроси на геохимията е въпросът за генетичната връзка на рудните находища с определени магмени скали. Приема се, че потенциално рудоносните магми възникват за сметка на диференцирани седиментни комплекси, в които предварително е станало обогатяване на тежки метали - олово, цинк, мед, сребро и др. Това е особено типично за богатите на органично вещество глинести седименти. Възникналата магма наследява изотопното съотношение на оловото в изходния материал. Това изотопно съотношение се консервира в акцесорния галенит и в калиевия фелдшпат, където оловото изоморфно замества калия. Галенитът и алкалният фелдшпат практически не съдържат радиоактивни елементи и поради това в тях не се образува допълнително радиогенно олово, което да измени първоначалния изотопен състав. Обаче в самата скала, в която са разсеяни микроскопични примеси от радиоактивни минерали, а също в акцесорните минерали циркон, монацит, ортит, титанит и др., съдържащи радиоактивни компоненти, възникват радиогенни изотопи на оловото, които са толкова повече, колкото по-стара е скалата и колкото по-високо е било първичното съдържание на уран и торий в магмата. Ако изотопният състав на галенита от рудните тела и първичното съотношение на оловните изотопи в магмата, запазено в калиевия фелдшпат, са еднакви, може да се приеме , че съществува генетична връзка между магматизма и орудяването. Ако изотопния състав на рудните тела съответства на този във вместващите скали, горещите водни разтвори, които са последвали внедряването на магмата, са извлекли рудните компоненти от самите вместващи скали и са ги преотложили. Следователно магмата не е източник на рудното вещество. Възможен е и трети случай, когато късни разтвори изнасят рудните компоненти на магмените скали и ги преотлагат. Рудните тела са обогатени на радиогенни изотопи на оловото в сравнение с първичната магма от една страна поради естествения прираст, обусловен от разпадането на урана и тория и от друга страна - поради по-голямата подвижност на радиогенното олово, намиращо се в лесно разтворими съединения, докато ранното олово е консервирано в трудно разтворимите силикати.
д) Изотопи на стронция
Най-съществено значение за геохимията има радиогенният изотоп на стронция Sr87, образуващ се при радиоактивното разпадане на Rb87, Нерадиогенният Sr86, подобно на Pb204, а при оловните изотопи, служи като основа за сравнение при оценката на степента на на обогатяване на Sr87. Приема се, че съотношението Sr87/ Sr86 в мантията съответства на това в метеоритите - 0,699. В течение на времето количеството на Sr87 постепенно нараства поради непрекъснатото разпадане на Rb87. Тенденцията към увеличаване ще бъде толкова по-голяма, колкото по-високо е съдържанието на Rb87 в изходния материал. Рубидият е геохимичен двойник на калия, откъдето следва, че количеството му, а заедно с това и стойността на отношението Sr87/ Sr86 ще нараства от мантията към земната кора и при прехода от базалти с Sr87/ Sr86 = 0,7037 към гранити с Sr87/ Sr86 от 0,710 до 0,737.
Високото отношение Sr87/ Sr86 в т.нар. континентални базалти (0,715) може да се използва като индикатор за смесване на мантийно и корово вещество, а разликата в съответните стойноности при карбонатитите седименти (0,706 - 0,710) и карбонатите (0,7034) е доказателство за магмения мантиен произход на карбонатитите.
ТЕСТ 10.1
1) Кои от посочените средни съдържания са статистически достоверни: а) =60, n=9, s=9 б) =15, n=16, s=10 в) =40, n=36, s = 6
В кой от примерите коефициентът на вариация е най-голям:
а) , б) , в) .
2) Постройте крива на разпределение на следните съдържания: 30, 40, 30, 50, 40 g/t
3) Каква част от общото съдържание на Mo (в g/t и %) се пада на минерала плагиоклаз, ако съдържанието на минерала е 40%, съдържанието на Mo в минерала е 2,5 g/t, а съдържанието на Mo в скалата - 2,0 g/t Отговор:
4) Посочете минералите носител и концентратор на цинка в следния баланс като обясните причините за установеното разпределение на елемента в скалата:
Минерал
|
Съдържание на минерала
в скалата
тегл. %
|
Съдържание на цинка в
Минерала
g/t
|
% от общото
количество
в скалата
|
1/ Кварц
|
35,3
|
7
|
6
|
4) Магнетит
|
0,7
|
100
|
2
|
Носител: 1 2 3 4 Концентратор: 1 2 3 4
5) На какви планетарни процеси се дължи изотопното фракциониране на стронция?
6) Подредете по степен на олекотяване на въглерода (от + към -стойности на δ) следните природни системи : а) морски карбонати б)/седименти с органично вещество в) атмосферен въздух
ТЕСТ 10.2
1) Посочете някои индикатори за нискотемпературни условия на кристализация:
а)
б)
в)
2) Посочете минералите носител и концентратор на цезия в следния баланс като обясните причините за установеното разпределение на елемента в скалата:
Минерал
|
Съдържание на минерала
в скалата
тегл. %
|
Съдържание на Cs в
минерала
g/t
|
% от общото
количество
в скалата
|
1/ Кварц
|
35,3
|
1,4
|
5
|
3/ Биотит
|
3,7
|
100
|
39
|
Носител: 1 2 3 Концентратор: 1 2 3
3) При какви условия е възможно образуването на собствени фосфати на церия и итрия?
4) Кои от посочените елементи са типични за гранити, диференциати на базични магми: а) Ba б) Ni в) V г) Rb д) Cu е) F
5) Кои от посочените минерали консервират изотопните съотношения на оловото в изходната магма: а) циркон б) монацит в)галенит г) биотит д) калиев фелдшпат
6) Какви проблеми на палеонтологията и палеографията могат да се решат с помоща на кислородните изотопи?
1>
Сподели с приятели: |