- << Первая
- « Предыдущая
- 1
- 2
- 3
- 4
- 5
- 6
- 7
- 8
- 9
- 10
- 11
- 12
- 13
- 14
- 15
- 16
- 17
- 18
- 19
- 20
- 21
- 22
- 23
- 24
- 25
- 26
- 27
- 28
- 29
- 30
- 31
- 32
- 33
- 34
- 35
- 36
- 37
- 38
- 39
- 40
- 41
- 42
- 43
- 44
- 45
- 46
- 47
- 48
- 49
- 50
- 51
- 52
- 53
- 54
- 55
- 56
- 57
- 58
- 59
- 60
- 61
- 62
- 63
- 64
- 65
- 66
- 67
- 68
- 69
- 70
- 71
- 72
- 73
- 74
- 75
- 76
- 77
- 78
- 79
- 80
- 81
- 82
- 83
- 84
- 85
- 86
- 87
- 88
- 89
- 90
- 91
- 92
- 93
- 94
- 95
- 96
- Следующая »
- Последняя >>
«Геохимия»
«Геохи'мия»,ежемесячный научный журнал АН СССР. Издаётся с 1956 в Москве. Публикует результаты экспериментальных и теоретических исследований по вопросам геохимии (минералогии, кристаллохимии, кристаллографии, космохимии и др.), а также статьи о геохимических методах исследования и о геохимических методах поисков и разведки месторождений полезных ископаемых. В 1956-60 выходил 8 раз в год, с 1961 - ежемесячно. Тираж (1970) 1750 экз.
Л. В. Семенов.
Геохимия ландшафта
Геохи'мия ландша'фта,научное направление, возникшее на границе географии и геохимии в 40-х годах 20 в. Изучает миграцию химических элементов в ландшафте, используя с этой целью идеи и методы геохимии, особенно биогеохимии. Первые подходы к изучению Г. л. были сделаны в трудах советских учёных В. И. Вернадского о биосфере (в 1926) и А. Е. Ферсмана по геохимии пустынь и полярных областей (в 1931). Основателем Г. л. как самостоятельного научного направления был советский учёный Б. Б. Полынов, который в 1946 сформулировал задачи, основные понятия и разработал методику исследований Г. л.
Г. л. классифицирует миграцию элементов по формам движения материи. Ведущее значение в большинстве ландшафтов имеет биогенная миграция, выражающаяся в биологическом круговороте атомов, образовании и разложении органических веществ. В результате круговорота солнечная энергия превращается в действенную химическую энергию. Физико-химическая миграция в основном развивается в водах ландшафта. Она определяет многие его геохимические особенности. По характерным ионам природных вод различают кислые (Н +), кальциевые (Ca 2+) и прочие ландшафты. Участки земной поверхности, отмеченные определёнными особенностями миграции, именуются геохимическими ландшафтами, все их части - водоразделы, склоны, долины и т. д. - связаны между собой миграцией атомов. Особенности миграции положены в основу геохимической классификации ландшафтов СССР и составления ландшафтно-геохимических карт для территории СССР и отдельных регионов.
Важным принципом Г. л. является историзм. Изучение геохимических особенностей ландшафтов прошлых геологических эпох составляет содержание исторической Г. л. Она применяется при поисках полезных ископаемых, в здравоохранении. Научные и прикладные исследования по Г. л. развиваются в АН СССР, академиях наук союзных республик, университетах, отраслевых исследовательских институтах, геологических управлениях.
Лит.:Полынов Б. Б., Геохимические ландшафты, в кн.: Избр. труды, М., 1956; его же, Учение о ландшафтах, там же; Глазовская М. А., Геохимические основы типологии и методики исследования природных ландшафтов, М., 1964; Добровольский В. В., Атомы в ландшафте, М., 1964; Перельман А. И., Геохимия ландшафта, [2 изд.], М., 1966; его же, Современное состояние геохимии ландшафта и задачи дальнейших исследований, в сборнике: Геохимия ландшафта, М., 1967.
А. И. Перельман.
Геохимия литогенеза
Геохи'мия литогене'за,геохимия осадков, геохимия осадочных пород, раздел геохимии , изучающий химический состав и физико-химические процессы образования осадочных пород и руд, их эволюцию в истории Земли, закономерности распространённости, распределения и миграции элементов в осадочной оболочке и гидросфере. Г. л. тесно связана общим объектом исследования с литологией . При реконструкции геохимических процессов используются данные стратиграфии, геотектоники, палеогеографии и океанологии, а также и наблюдения над современными процессами выветривания, осадконакопления и данные экспериментального воспроизведения равновесных систем (карбонатных, фосфатных, солевых и др.) в качестве моделей процессов и реакций геологического прошлого, с внесением в них необходимых поправок на эволюционные изменения физико-химических условий осадочного породообразования. Г. л. изучает процессы, протекающие при относительно низких температурах и давлениях, ограниченных интервалом в пределах между значениями, характерными для земной поверхности и верхней границы области регионального метаморфизма.
Г. л. охватывает изучением все стадии осадочного породообразования (см. Литогенез ), включая выветривание и мобилизацию исходных веществ в области денудации, их перенос реками в конечные водоёмы стока (внутриматериковые, морские и океанические), накопление в толще формирующихся осадков и последующее перераспределение в процессах диагенеза и эпигенеза . Ставит своей целью установление количественных соотношений различных форм переноса элементов в виде истинных и коллоидных растворов, комплексных соединений, механических взвесей, сорбций на глинистых и др. минералах, равно как и выявление количественных закономерностей пространственного распределения элементов в водной среде и в толще осадков. Ведущее значение в Г. л. имеют представления о равновесиях между газами атмосферы, ионным составом вод океана и донными осадками (алюмо-силикатные и карбонат-бикарбонатные равновесия), учение об осадочной дифференциации элементов и о зональном их распределении на площади бассейнов. В этой связи рассматривается проблема соотношения кларкового (рассеяние) и рудного (концентрация) процессов, решение которой представляет большой практический интерес при поисках скрытых рудных залежей.
Значение различных типов химических реакций в образовании осадочных рудных месторождений не одинаково на разных стадиях литогенеза. При формировании месторождений кор выветривания (бокситы, железные и никелевые руды) ведущая роль принадлежит реакциям окисления и гидролиза; в образовании месторождений солей - реакциям осаждения (кристаллизации) из истинных растворов (см. Галогенез ); в образовании месторождений фосфоритов, самородной серы, железных, марганцевых и урановых руд - химико-биологическим процессам, сопровождаемым реакциями восстановления и диффузионного перераспределения веществ в поровых растворах.
Осадочное породо- и рудообразование и типы обусловливавших их химических реакций в значительной степени предопределялись физико-географическими условиями, существовавшими на земной поверхности в тот или иной период геологического времени, режимом тектонических движений в пределах данного региона, интенсивностью вулканической деятельности и многими др. факторами.
Г. л. использует геохимические индикаторы при реконструкции фациальных и климатических условий седиментации, в частности солёности вод древних бассейнов, их газового режима, глубины и температуры. Ими являются соотношения химически близких пар элементов и изотопные отношения кислорода, серы, углерода и др. Особое внимание уделяется изучению геохимии органического вещества, которое является не только источником горючих газов и нефтей, но и фактором, определяющим процессы восстановления и миграции поливалентных элементов, образования подвижных элементо-органических соединений и комплексов.
Г. л. имеет непосредственное отношение к проблеме геохимического баланса химических элементов во внешних оболочках Земли. Фундаментальной особенностью осадочных пород является отчётливо выраженное различие между их составом и средним составом пород «гранитной» оболочки, представлявшей собой главный источник осадочного материала в течение последних 2-3 млрд. лет земной истории. Различие заключается прежде всего в повышенном против баланса содержании в породах осадочной оболочки воды, углекислоты и органического углерода, а также S, Cl, F, В и др. «избыточных летучих». Другой важной особенностью осадочных пород является высокое содержание в них кальция, сдвиг отношения K/Na в пользу калия, более высокое отношение окисного железа к закисному, повышенное содержание сульфатной серы по сравнению с кристаллическими породами «гранитной» оболочки. Все эти свойства наиболее отчётливо выражены в платформенных осадках, т. к. они представляют собой продукты наиболее глубокого выветривания и резко выраженной поверхностной дифференциации. В отличие от них, геосинклинальные осадки испытывали менее интенсивные изменения (особенно пески) и их состав приближается к составу материнских пород. Малой дифференцированности состава осадков противостоят в геосинклинальных областях глубокие эпигенетические их преобразования, связанные с погружением реакционноспособных минералов в области повышенных температур и давлений.
Лит.:Страхов Н. М., Типы литогенеза и их эволюция в истории Земли, М., 1963; Геохимия литогенеза. Сб. ст., пер. с англ., М., 1963; Ронов А. Б., Общие тенденции в эволюции состава земной коры, океана и атмосферы, «Геохимия», 1964, № 8; Ронов А. Б. и Ярошевский А. А., Химическое строение земной коры, там же, 1967, № 11; Дегенс Э. Т., Геохимия осадочных образований, пер. с англ., М., 1967; Гаррелс Р. М. и Крайст Ч. Л., Растворы, минералы, равновесия, пер. с англ., М., 1968; Goldschmidt V. М., Geochemistry, Oxf., 1954.
А. Б. Ронов.
Геохронологическая шкала
Геохронологи'ческая шкала',см. в ст. Геохронология .
Геохронология
Геохроноло'гия(от гео… и хронология ), геологическое летосчисление, учение о хронологической последовательности формирования и возрасте горных пород, слагающих земную кору. Различают относительную и абсолютную (или ядерную) Г. Относительная Г. заключается в определении относительного возраста горных пород, который даёт представление о том, какие отложения в земной коре являются более молодыми и какие более древними, без оценки длительности времени, протекшего с момента их образования. Абсолютная Г. устанавливает т. н. абсолютный возраст горных пород, т. е. возраст, выраженный в единицах времени, обычно в миллионах лет. (В последнее время термин «абсолютный возраст» часто заменяют названием изотопный, или радиологический, возраст.)
Относительная Г.Для определения относительного возраста слоистых осадочных и пирокластических пород , а также вулканических пород (лав) широко применяется принцип последовательности напластования [т. н. закон Стенсена (Стено)]. Согласно этому принципу, каждый вышележащий пласт (при ненарушенной последовательности залегания слоистых горных пород) моложе нижележащего. Относительный возраст интрузивных пород и других неслоистых геологических образований определяется по соотношению с толщами слоистых горных пород. Послойное расчленение геологического разреза , т. е. установление последовательности напластования слагающих его пород, составляет стратиграфию данного района. Для сравнения стратиграфии удалённых друг от друга территорий (районов, стран, материков) и установления в них толщ близкого возраста используется палеонтологический метод , основанный на изучении захороненных в пластах горных пород окаменевших остатков вымерших животных и растений (морских раковин, отпечатков листьев и т.д.). Сопоставление окаменелостей различных пластов позволило установить процесс необратимого развития органического мира и выделить в геологической истории Земли ряд этапов со свойственным каждому из них комплексом животных и растений. Исходя из этого, сходство флоры и фауны в пластах осадочных пород может свидетельствовать об одновременности образования этих пластов, т. е. об их одновозрастности. Впервые этот метод определения относительного возраста горных пород был применен в начале 19 в. У. Смитом в Великобритании и Ж. Кювье во Франции. Тогда ему не было дано надёжного теоретического обоснования. Кювье объяснял различия в составе комплексов ископаемых, встречаемых в пластах горных пород, вымиранием организмов в результате внезапных геологических катастроф и появлением затем новых их комплексов. Последователи Кювье, в том числе французский геолог и палеонтолог А. Д’ Орбиньи, предполагали, что смена органического мира Земли после каждой катастрофы связана с «творческими актами божества». Учение Ч. Лайеля о медленных естественных преобразованиях лика Земли и классические труды Ч. Дарвина и В. О. Ковалевского об эволюционном развитии органического мира дали материалистическое обоснование палеонтологическому методу.
В результате трудов нескольких поколений геологов была установлена общая последовательность накопления слоев земной коры, получившая название стратиграфической шкалы. Верхняя часть её (фанерозой) составлена при помощи палеонтологического метода с большой тщательностью. Для нижележащего отрезка шкалы (докембрий), соответствующего огромной по мощности толще пород, палеонтологический метод имеет ограниченное применение из-за плохой сохранности или отсутствия окаменелостей. Вследствие этого нижняя - докембрийская - часть стратиграфической шкалы расчленена менее детально. По степени метаморфизма горных пород и др. признакам докембрий делится на архей (или археозой) и протерозой. Верхняя - фанерозойская - часть шкалы делится на три группы (или эратемы): палеозойскую, мезозойскую и кайнозойскую. Каждая группа делится на системы (всего в фанерозое 12 систем, см. табл. 1). Каждая система подразделяется на 2-3 отдела; последние в свою очередь делятся на ярусы и подчинённые им зоны. Как системы, так и многие ярусы могут быть прослежены на всех континентах, но большая часть зон имеет только местное значение. Наикрупнейшим подразделением шкалы, объединяющим несколько групп, служит эонотема (например, палеозойская, мезозойская и кайнозойская группы объединяются в фанерозойскую эонотему, или фанерозой). Стратиграфическая шкала является основой для создания соответствующей ей геохронологической шкалы, которая отражает последовательность отрезков времени, в течение которых формировались те или иные толщи пород. Каждому подразделению стратиграфической шкалы отвечают определённые подразделения геохронологической шкалы. Так, время, в течение которого отложились породы любой из систем, носит название периода. Отделам, ярусам и зонам отвечают промежутки времени, которые называются соответственно эпоха, век, время; группам соответствуют эры. Крупнейшему стратиграфическому подразделению - эонотеме - отвечает хронологический термин - эон. Существуют два эона - докембрийский, или криптозойский, и фанерозойский. Продолжительность более древнего - докембрийского эона составляет около 5/ 6всей геологической истории Земли. Каждый из периодов фанерозойского эона, за исключением последнего - антропогенового (четвертичного), охватывает примерно равновеликие интервалы времени. Антропогеновая система, соответствующая времени существования человека, намного короче. Расчленение антропогена проводится, в отличие от других периодов, по фауне наземных млекопитающих, которая эволюционирует гораздо быстрее, чем морская фауна (в составе последней за время антропогена не произошло принципиальных изменений), а также на основе изучения ледниковых отложений, характеризующих эпохи всеобщего похолодания. Некоторые исследователи считают выделение антропогеновых отложений [см. Антропогеновая система (период) ] в особую систему неправомочным и рассматривают её как завершающий этап предшествующего неогенового периода.
Подразделения стратиграфической шкалы, выделенные с помощью палеонтологического метода, и соответствующие им подразделения геологического времени, объединённые в единой геохронологической шкале, были утверждены в 1881 на 2-м Международном геологическом конгрессе в Болонье и с тех пор являются общепринятыми во всём мире. В дальнейшем, благодаря совершенствованию методов палеонтологические исследования и накоплению новых данных, в первоначальную схему геохронологии Земли вносятся некоторые изменения и уточнения.
Абсолютная Г.В начале 20 в. П. Кюри во Франции и Э. Резерфорд в Великобритании предложили использовать радиоактивный распад химических элементов (см. Радиоактивность ) для определения абсолютного возраста горных пород и минералов. Принцип, положенный этими учёными в основу определений абсолютного возраста, используется до сих пор. Измерение возраста производится по содержанию продуктов радиоактивного распада в минералах. Процесс распада радиоактивных элементов происходит с постоянной скоростью. В результате радиоактивного распада появляются атомы устойчивых, уже нераспадающихся элементов, количество которых увеличивается пропорционально возрасту минерала. При этом принимается как достаточно обоснованное положение, что скорость радиоактивного распада в истории Земли всё время оставалась постоянной. Разные элементы распадаются с различной скоростью. Распад таких элементов, как уран, торий, калий и некоторых других, происходит очень медленно, на протяжении нескольких млрд. лет. Например, любое количество урана ( 238U) распадается наполовину за время, равное 4,51 .10 9лет, тория ( 232Th) за 1.41 .10 10лет. Эти долгоживущие элементы обычно и используются для определения абсолютного возраста горных пород и минералов.
В 1907 по инициативе Э. Резерфорда Б. Болтвуд в Канаде определил возраст ряда радиоактивных минералов по накоплению в них свинца. В СССР инициатором радиологических исследований был В. И. Вернадский . Его начинания продолжили В. Г. Хлопин, И. Е. Старик, Э. К. Герлинг. В 1937 была создана Комиссия по определению абсолютного возраста геологических формаций.
Цифры, полученные в результате первых определений абсолютного возраста пород, позволили английскому геологу А. Холмсу в 1938 предложить первую геохронологическую шкалу фанерозоя. Эта шкала неоднократно уточнялась и перерабатывалась. В табл. 1 она воспроизводится на основании новейших данных (Г. Д. Афанасьев, 1968).
Табл. 1. - Геохронологическая шкала фанерозоя
Группа (эра) | Система (период) | Начало, млн. лет назад | Продолжи- тельность, млн. лет |
Кайнозойская (продолжительность 67 млн. лет) | Антропогеновая (четвертичная) | 1,5* | 1,5* |
Неогеновая | 25 | 23,5 | |
Палеогеновая | 67 | 42 | |
Мезозойская (продолжительность 163 млн. лет) | Меловая | 137 | 70 |
Юрская | 195 | 58 | |
Триасовая | 230 | 35 | |
Палеозойская (продолжительность 340 млн. лет) | Пермская | 285 | 55 |
Каменноугольная | 350 | 75-65 | |
Девонская | 410 | 60 | |
Силурийская | 440 | 30 | |
Ордовикская | 500 | 60 | |
Кембрийская | 570 | 70 |
*По разным данным, от 600 тыс. до 3,5 млн. лет.
Геохронологическая шкала докембрия (см. табл. 2) из-за отсутствия остатков скелетной фауны построена главным образом по данным многократных определении абсолютного возраста магматических пород на различных материках, что позволило установить одновременность крупных тектономагматических циклов, лежащих в основе деления докембрия (см. Докембрийские эпохи складчатости ).
Табл. 2. - Геохронологическая шкала докембрия
Подразделения докембрия | Начало, млн. лет назад | Продолжительность, млн. лет | |
Протерозой | верхний | ||
(рифей) | 1600 | 1030 | |
средний | 1900 | 300 | |
нижний | 2600 | 700 | |
Архей | >3500 | >900 |
Каждое из принятых в СССР подразделений докембрия - архей и протерозой - по длительности значительно превышает отдельные группы фанерозоя. Протерозой подразделяется на три части - нижний, средний и верхний. Последний вошёл в Г. под названием рифея , который многие геологи считают подразделением, соответствующим группе.
Наиболее древние породы, найденные на Земле, имеют возраст около 3500 млн. лет и знаменуют собой начало архея. Пород, возникших в интервале времени от 3500 до 4500 млн. лет (предполагаемый возраст Земли), с достоверностью не обнаружено.
Методы определения абсолютного возраста.Накопление продуктов радиоактивного распада в течение времени, положенное в основу определений абсолютного возраста, выражается формулой: D = Р (е l t- 1), где D -число атомов нерадиоактивного вещества, возникших за время t; Р -число атомов радиоактивного элемента в настоящий момент; е- основание натуральных логарифмов; l- константа распада, которая показывает, какая часть атомов радиоактивного элемента распадается за единицу времени (год, сутки, минуты и т.д.) по отношению к первоначальному количеству. Иногда скорость распада выражают периодом полураспада ( T) - временем, в течение которого любое количество вещества распадается наполовину. Отношение D/Pявляется функцией возраста ( t) минерала. Так:
Отсюда возраст образца минерала ( t) может быть вычислен по формуле:
Истинный возраст может быть определён в том случае, если отношение D/Pизменяется только от радиоактивного распада, т. е. минерал представляет собой замкнутую систему.
Основные типы радиоактивного распада, используемые для определения возраста, следующие:
238U® 206Pb + 8 4He,
235U® 207Pb + 7 4He,
232Th® 208Pb + 6 4He,
® 40Ar
40K + e®Ca + b
87Rb® 87Sr + b,
187Re® 187Os + b.
В зависимости от конечных продуктов распада выделяют следующие методы ядерной Г:свинцовый (уран-торий-свинцовый), гелиевый, аргоновый (аргон-калиевый), кальциевый, стронциевый (стронциево-рубидиевый) и осмиевый. Наиболее широкое применение из них получили свинцовый, аргоновый и стронциевый.
Свинцовый метод основан на исследованиях радиогенного свинца в минералах (уранините, монаците, цирконе, ортите). Он является наиболее достоверным, поскольку решение задачи о возрасте урано-ториевого минерала достигается по трем независимым уравнениям:
Pb, U и Th обозначают содержание в минералах изотопов свинца, урана и тория; l 1, l 2и l 3 - константы распада изотопов 238U, 235U, 232Th.
Если разделить уравнение (1) на (2), то получится уравнение
Это уравнение даёт наиболее близкие к истинным значения возраста, что связано с малой его зависимостью от возможных потерь урана и свинца минералом на протяжении его геологической жизни. Оно позволяет вычислить возраст только по одному измеренному отношению , поскольку в настоящее время отношение равно 137,7 и практически во всех минералах и горных породах одинаково. Совпадение значений возраста, полученных по всем четырём уравнениям, свидетельствует о хорошей сохранности исследованного минерала, правильности проведённых анализов и достоверности вычисленного абсолютного возраста. Измерение изотопного состава свинца производится на масс-спектрометре (см. Масс-спектроскопия ).
Однако чаще различные уравнения дают разные значения возраста одного и того же минерала. В этом случае для установления истины прибегают к построению диаграммы в координатах 206Pb/ 238U: 207Pb/ 235U (см. ниже). На неё наносят кривую OA(конкордия), вычисленную теоретически для разных возрастов, и прямую OB(изохрона), на которую ложатся результаты измерений для нескольких исследованных одновозрастных минералов. Истинным возрастом считается значение на пересечении кривой OAс прямой OB.
Поскольку все радиоактивные минералы содержат наряду с радиогенным свинцом примесь свинца обыкновенного, при вычислении возраста приходится вносить поправку. Для того, чтобы избежать этого, был предложен метод определения возраста, основанный на измерении изотопного состава свинца в нескольких минералах одной и той же породы с целью построения по полученным результатам изохроны. Диаграмма строится в координатах 207Pb/ 204Pb; 206Pb / 204 Pb. Данные изотопного состава свинца минералов, если они одновозрастны, ложатся на одну прямую - изохрону. Тангенс угла наклона этой прямой к оси абсцисс является отношением 207Pb/ 206Pb, по которому согласно формуле определяется возраст породы.
Может быть вычислен также возраст обычных свинцовых минералов, если известен изотопный состав Pb. Обычный свинец состоит из смеси четырёх изотопов 204Pb, 206Pb, 207Pb, 208Pb, из которых 204Pb не связан с радиоактивным распадом и его содержание условно принимается за единицу. Остальные изотопы порождаются и постепенно накапливаются в результате радиоактивного распада урана и тория, причём темп прироста того или иного изотопа определяется соответствующей константой распада. Поэтому свинец разных эпох имеет различный изотопный состав: свинец более древних эпох содержит пониженное количество изотопов с массами 206, 207, 208, а в свинце более молодых эпох количество их увеличено относительно 204Pb. Возраст, вычисленный по изотопному составу рудного свинца, принято называть модельным возрастом, поскольку он справедлив лишь для такой модели (системы), в которой отношение Pb: U: Th изменяется во времени только вследствие радиоактивного распада. В действительности имеют место как совпадения модельного возраста с истинным для ряда месторождений, так и существенные расхождения, которые становятся более частыми в молодых геологических формациях.