Розпад збуджених і нестійких ядер

Меркурій.

Меркурій має високу густину, що вказує на високий вміст Fe, розмір ядра - до 2/3 діаметра, а температура в ядрі - до 2000К. Магнітне поле слабке (700 гамм - 0,7% земного), у зв’язку з чим припускається рідкий стан ядра. Ландшафт - місячний, з великою кількістю кратерів розміром від 300 м до 120 км, вузькими глибокими долинами (глибина - 2-3 км) і горами до 4 км висотою. Існує розріджена атмосфера (тиск коло поверхні 0,5 атм) яка складається з He, Ne, Ar, Xe. Існування атмосфери контролюється, вірогідно, сонячним вітром і, частково, розпадом U, Th і ⁴⁰K. Температура на поверненій до Сонця стороні +430-500°С, а на нічній - -200°С. (Більшість даних отримана з “ Марінер-10”).

Венера.

Венера найбільш схожа на Землю з усіх інших планет - розміри, маса, густина близькі до земних.

Параметри	Земля	Венера
Середня відстань до Сонця, а.о	1,0	0,723
Сидеричний період, земна доба	~ 365	~225
Період обертання, земна доба	1,0	243,00±0,04

Вірогідно також, що будова Венери (кора 16 км, мантія 3200 км, ядро 2800 км) максимально близька до будови Землі. Обертання Венери (як і Урану) навколо своєї осі - за годинниковою стрілкою.

На Венері існують високі плато (Земля Іштар, Земля Афродіти тощо), гірські хребти, розломи, депресії. Перепад висот між плато і рівнинами сягає 10 км.

Горбкуваті рівнини - переважний тип рельєфу. На думку упорядників карти Венери, ці райони більше усього нагадують райони місячних материків або підвищення на Марсі і не мають земних аналогів. Гористі райони Іштар і Афродіта за розмірами порівнянні з земними континентами. Низовини характеризуються дуже гладкою поверхнею і порівнювані з місячними морями.

На поверхні відсутні пори року, клімат поверхні однорідний. Градієнти температур на денній і нічній сторонах спричиняють обертання хмарового покриву із сходу на захід зі швидкістю до 360 км/год.

Марс

Густина Марсу (3940 кг/м³) сама низька із внутрішніх планет, верхня кора має потужність »100 км, мантія »2300 км, ядро - 960 км, густина в центрі ядра - 8,5 г/см³. Можливо це ілюструє поступове зменшення вмісту Fe в роду Меркурій - Венера - Земля - Марс. Магнітне поле має полярність обернену до земної і в 800 раз менше земного (і навіть в 3 рази менше меркурійського). Рельєф поверхні представлений не тільки метеоритними кратерами (до 100 км в діаметрі) , а й утвореннями безсумнівного тектонічного, вулканічного та ерозійного генезису. Це велетенські( 500 км довжини при глибині 5 км) ущелини - розломи, “русла річок”, вулкани (найбільший » 27 км висоти), темні низькі ділянки (моря) тощо. Температура на екваторі змінюється від +30°С опівдні до -100°С опівночі, а на полюсах - опускається до -140°- -150°С. Середньорічна температура марсіанського грунту » -60°С. Атмосферний тиск поблизу поверхні » 800 Па. На полюсах наявні білі полярні шапки, змінного розміру , які складаються з CO₂ з домішкою H₂O.

Склад атмосфери - CO₂ - 95,32%, N₂- 2,7%, Ar - 1,6%, O₂ - 0,13%,CO - 0,07%, H₂O - 0,03:0,15%, Ne - 0,0025%, Kr - 0,0003%, Xe - 0,000008%, O₃ 0,000003%.

Співвідношення ізотопів O, C, N, Ar, Xe в атмосферах Землі і Марсу свідчать що сучасна атмосфера Марсу є лише частиною тої, яку Марс мав в минулому. В атмосфері є значна кількість мінерального пилу складеного переважно титаномагнетитом, маггемітом, пірротином, нонтронітом. Грунт материків складається переважно з SiO₂ з домішкою (до 10%) гетиту та гідроокислів заліза (які дають червонувато-оранжевий колір). Реголіт (пил) складається з нонтроніту, магнетиту та маггеміту.

Юпітер. Це найбільша планета системи, його маса вдвічі перевищує масу решти планет разом взятих, при цьому обертається в два рази швидше Землі і під дією центробіжної сили різниця d_пол:d_екв складає 2500 км (d_n= 94 % від d_екв). Напруженість магнітного поля у північного полюса 14Е в 20 разів більша ніж у Землі, а напрямок протилежний земному. Потужне магнітне поле розповсюджується в сторону Сонця на 50-100 радіусів, а в протилежну сторону – виходить за орбіту Сатурна. Електрони, прискорені магнітним полем Юпітера досягають орбіти Землі. Потужність іоносфери »3000 км. Згідно існуючих моделей Юпітер має невелике силікатне ядро, тверду воднево-гелієву оболонку і потужну атмосферу нижня частина якої знаходиться в рідкому стані. В надрах планети температура може досягати 25 тис. К, тиск »30-100 млн.атм (3-10 *10¹² Па), густина »10000 кг/м³. Цей висновок грунтується також на тому факті що Юпітер випромінює вдвічі більше ніж отримує від Сонця (Т на поверхні хмарового поясу »-140°С, тоді як за рахунок сонячної енергії вона не могла б піднятись вище за -170°С), а в дециметровому радіодіапазоні – більша ніж саме Сонце. Оскільки для термоядерних реакцій маса Юпітера замала, джерелом енергії очевидно слугують процеси гравітаційного стиску цієї планети.

Склад атмосфери – H – 60%, He – 35%, NH₃ – 1%, CH₄ – 1%, присутні ацитилен, етан.

(“Червона пляма” – велетенський атмосферний вихор з життям тисячоліть)

В Юпітера є кільце (h – 1,5 км, S – 16-19 тис. км, r – 128 тис. км), та 12 супутників: Іо, Ганімед, Європа, Калісто та ще 8 значно (в 50-100 разів) менших, більшість з яких, вірогідно, є захопленими гравітаційним полем Юпітера астероїди.

Таблиця 3.5 – Деякі характерні риси головних супутників Юпітера

Сатурн

Друга за величиною планета з самою низькою густиною. Він сплюснутий з полюсів ще більше ніж Юпітер d_n = 90% d_екв(різниця діаметрів 12000км). Гравітаційне стискання є, очевидно, внутрішнім джерелом тепла (температура атмосфери - 180°С при - 200°С від Сонця).

Вірогідний склад – Н з домішкою Не. Кільця складаються з частинок льоду з d » 1 см, r_вн – 15000 км, r_зовн – 270000 км, h £ 4 км.

В Сатурна є 10 супутників. Діаметр першого (Титина) =5830 км, що більше ніж у Меркурія, інші значно (в 5-10 разів) менші. В Титана виявлена атмосфера з NH₃ і CH₄ .

Уран.

Нахил осі до – площини орбіти всього 8° (лежачи), обертання за годинниковою стрілкою. Різниця між температурою в сантиметровому діапазоні і надходженням сонячного тепла складає » 20° (Т» - 170°С), що свідчить про надходження тепла з надр. Атмосфера (H₂, CH₄ і, частково, Не), яка має товщину 27% радіуса і масу 10% від планети, підстилається рідким ядром, що складається переважно H₂O.

В Урана є 5 супутників (розміри – від 500 до 1300 км) та 5 кілець.

Нептун Температура поверхні оцінюється в -220°С, а згідно вимірів в радіодіапазоні - -160°С. В спектрі поглинання Нептуну відмічені CH4, H2, гіпотетично – Не. Має два супутники – Тритон (d»2700 км, маса трохи менша ніж у Місяця) і Нереїда (обертається по сильно витягнутій орбіті).

Плутон.

Фактично є подвійною системою з власне Плутона (d=2500 км) та його супутника Харона (d=1000 км). Харон обертається перпендикулярно до орбіти Плутона на відстані 14 радіусів (»20 тис. км). Загальна маса системи 1,1 *10²⁵ (в 6 разів менше Місяця), густина Плутона »1,25 г/см³.

Комети. Льодяні тіла, які під впливом Сонячного випромінювання викидають з ядра гази і пил , які відхиляються під тиском сонячного вітру, утворюють хвости комет. Комети містять C₂, C₃, CN, CH, OH, NH, NH₂, H₂O, а також CO, N₂⁺, CH⁺ і атоми H, O, Na, можуть мати невелике силікатне ядро.

Метеорити.

Роль метеоритів безсумнівна в формуванні рельєфу планет та їх супутників. Загальна кількість метеоритної речовини, яка випадає на Землю оцінюється від 1 до 10 тис. тон на добу, відомо понад 35 метеоритів масою понад 1 тону (і це при тому, що метеорити з масою <10 г згорають в атмосфері). Енергія вибуху при Тунгуській катастрофі (30.06.1908) склала 10²³-10²⁴ерг.

За складом метеорити поділяються на 4 групи (сидерити, сидероліти, хондрити і ахондрити):

1) Сидерити (частота падінь – 3,3%, частота знахідок – 40,7%) – залізні метеорити, які значною мірою (до 98%) складаються з нікелистого заліза (теніт – Fe_<0,8Ni_>0,2 і камасит - Fe_0,93-0,96Ni_0,07-0,04 -вміст нікелю в яких змінюється від 4 до 30 %), в якості другорядних мінералів присутні сульфіди, фосфіди і хлориди заліза (в нехарактерних для Землі мінеральних формах – троїліт FeS, шрейберзит (Fe,Ni)₃P), а також графіт. Існує 2 класифікації – рання, стуктурна (гексаедрити – складені кубічними кристалами камаситу, октаедрити – з паралельними до граней камаситу ламелями теніту, атаксити – тонкозернисте зростання камаситу і теніту), та сучасна, яка грунтується на співвідношенні вмістів нікелю, галію та германію.

2) Сидероліти (частота падінь – 1,3%, частота знахідок – 5,9%) – залізокам’яні метеорити, мають грубозернисту структуру, металічна і силікатні фази знаходяться в рівних (по масі) пропорціях; поділяються на:

- палласити – залізиста маса складена камаситом і тенітом, кам’яна - включеннями олівіну (в якості домішок – самородна сірка, троїліт, шрейберзит;

- мезосидерити – основу складають фемічний плагіоклаз і піроксени (та невеликі кількості олівіну – фаяліт_9-48), а металева складова є підлеглою – розсіяна або у вигляді самородків. Структура часто катакластична.

Аероліти – кам’яні метеорити, складаються переважно з силікатів, за структурою поділяються на хондрити і ахондрити.

3) Хондрити (частота падінь – 86,9%, частота знахідок – 51,7%) – в якості основного структурного елемента мають хондри – округлі зерна ( представлені олівіном і піроксеном) діаметром до 1мм. Склад хондритів: олівін – 40%, піроксен – 30%, нікелисте залізо – 10-20%, плагіоклаз – 10%, троїліт (FeS) –6%. Інколи зустрічаються так звані вуглисті хондрити (по зовнішньому вигляду схожі на вуглинки). Від звичайних хондритів вони відрізняються наявністю графіту, гідратованих силікатів (серпентин, хлорит), сульфатів, Fe²⁺ і навіть Fe³⁺, різноманітних органічних з’єднань до амінокислот включно.

4) Ахондрити (частота падінь – 8,5%, частота знахідок – 1,7%) – хондр нема, грубозернисті основні породи. Поділяються на бідні кальцієм (енстатитові – обрити, гіперстенові – діогеніти, олівін-піжонітові – уреїліти, олівінові - шассіньїти) і багаті кальцієм (авгітові – ангрити, діопсид-олівінові – накліти, піроксен-плагіоклазові – евкрити і говардити ). Текстури переважно брекчійовані, структури – часто характерні для вивержених порід. Інколи спостерігається пузирчаста текстура. Саме подібність до земних вивержених порід утруднює ідентифікацію. Другорядні мінерали – теніт, троїліт, шрейберзит, хроміт, магнетит і кристобаліт

Тектити – округлі скловидні утворення (схожі на обсидіан) земного походження, масою 200-300 г. Склад SiO₂ – до 75%, Al₂O₃, K₂O, CaO. Mg і Na майже відсутні. Основу метеоритів по хімічному складу складають Al, Fe, Ca, O, Si, Mg, Ni, S, Ga при цьому вміст Ni і Ga знаходяться в оберненій залежності. Присутні незначні вмісти благородних металів: Pt – 20*10^-4%, Pd - 10*10^-4%, Ru - 10*10^-4%, Ir, Rh, Au і Ag – по5*10^-4%, O₃- 3*10^-4%

3. Розповсюдженість хімічних елементів в земній корі. Кларки елементів та методи їх визначення.

Для отримання даних про середній склад земної кори дослідниками використовувались 4 основні підходи (та їх комбінації):

A) Підрахунок за наявними аналізами порід

B) Підрахунок за аналізами з врахуванням поширеності порід

C) Поширеність елементів в корі оцінюється на основі моделей кори

D) Непряма оцінка (наприклад, шляхом визначення співвідношень основних та кислих порід за середнім складом осадків що утворились при звітрюванні цих порід)

Методи (A) і (B) частіше використовувались для континентальної кори, а метод (D) взагалі можна застосовувати тільки для континентальної кори.

Коли Ф.У.Кларк (1889 рік), базуючись на 880 аналізах по 10 елементам, визначав загальний хімічний склад земної кори ("Розповсюдженість хімічних елементів") він використовував метод (A). Не зважаючи на всі методичні хиби такого підходу, оцінка Кларка достатньо близька до даних отриманих з багато більшої кількості аналізів і в результаті значно складніших математичних підрахунків.

Земна кора складена магматичними, осадочними та, утвореними за рахунок тих і інших, метаморфічними породами. Співвідношення вихідних магматичних і осадочних порід, за Кларком, складає 95:5. Осадочні породи, в свою чергу, складаються з: сланців (4%), пісковиків (0,75%), вапняків (0,25%). Якщо ж прийняти масу вивержених порід за 100%, то розповсюдженість їх найважливіших представників розподілиться наступним чином.

Використовуються новітні методи аналізу (нейтронно-активаційний, атомно-адсорбційний, люмінесцентний, електронного парамагнітного резонансу, мікрозондового аналізу тощо).

1) земна кора складена в основному 8 елементами: O, Si, Al, Fe, Ca, Mg, Na, K;

2) на частку інших 84 елементів припадає менше 1 % маси земної кори;

3) серед найголовніших по поширеності елементів особлива роль у земній корі належить O.

Особлива роль O полягає в тому, що його атоми складають 47% маси земної кори і майже 90% об’єму найважливіших породоутворюючих мінералів.

Аналіз поширення елементів за типами порід дає, зокрема, наступні групи:

а) елементи в основних і кислих породах поширені приблизно однаково - Ga, Ge, Se, Ті, Re, Sr, Nb, Cd, In, Hf;

б) в основних породах даного елемента більше, ніж у кислих - Сг, Sc, Ni, V, Co, Pt;

в) у кислих породах вміст елементу помітно вищий, ніж в основних - Li, Be, Rb, TR, Ва, Tl, Th, U, Та.

Поширеність рідкісних і розсіяних елементів у земній корі визначалася багатьма дослідниками, в першу чергу Ф.У.Кларком, В.М.Гольдшмідтом, В.І.Вернадським, О.Е.Ферсманом, С.Р.Тейлором, О.П.Виноградовим, Л.Г.Аренсом, К.Г.Ведеполем.

Використовуючи новітні методи аналізу (нейтронно-активаційний, атомно-адсорбційний, люмінесцентний, електронного парамагнітного резонансу, мікрозондового аналізу тощо), із результатів численних точних аналізів мінералів, порід і їхніх сумішей, а також із зіставлення поширеності окремих пар елементів (наприклад, Rb : K, Hf : Zr, Re : Mo, Cd : Zn) вдалося визначити вміст в земній корі майже всіх елементів періодичної системи. Ці цифри за пропозицією Ферсмана одержали назву кларків на честь Ф.У.Кларка, який вперше, як уже говорилося, достатньо повно і точно оцінив хімічний склад земної кори.

На сьогодні найчастіше користуються кларками земної кори:

- за О.П.Виноградовим, який за середній склад земної кори взяв суміш, що складається з 2 ч. кислих порід і 1 ч. основних порід,

- за О.О.Беусом, який встановив кларки виходячи з співвідношення гранітного та базальтового шарів 1:2.

- за С.Р.Тейлором, який встановив кларки для континентальної кори виходячи із співвідношення 1:1 основних і кислих магматичних порід.

Дослідження двох найголовніших магм Землі (основних і кислих) показали, що в особливостях їх складу знайшло відображення відоме правило Оддо-Гаркінса: якщо не враховувати парний Si і непарний А1, які однаково важливі для обох магм, то виявиться, що для кислої магми переважно характерні непарні елементи, а для основної - парні. Кисла магма багата ₁H, ₃Li, ₅B, ₉F, ₁₁Na, ₁₇Cl, ₁₉K, а основна - ₁₂Mg, ₂₀Ca, ₂₂Ti, ₂₄Cr, ₂₆Fe, ₂₈Ni [Ф.Ю.Левінсон-Лессінг, 1935 р.].

В. И. Вернадский назвав розсіяними ті елементи, що, знаходячись у земній корі в значних кількостях, не дають високих концентрацій. Так, наприклад, величезні маси Rb розсіяні в польових шпатах, Ga - в алюмінієвих мінералах, Re - у молібденітах, Cd - у сфалеритах, Ag - у галенітах, Sc - у силікатах, Li - у слюдах і т.д.

На відміну від розсіяних, рідкісні (кларк < 0,01¼0,001%) елементи в земній корі знаходяться в значно меншій кількості, хоча й утворюють власні мінерали, які можуть концентруватися в рудні скупчення. Вернадський у зв'язку з цим увів поняття кларка концентрації елемента в мінералах і родовищах (як відношення вмісту у мінералі, родовищі до величини кларку). Так, кларк Mn у земній корі складає 0,1 %, а кларк концентрації Mn у родоніті - 400, у псиломелані - 500, у піролюзиті - 632.

Таким чином, доступність того або іншого елемента насамперед визначається його спроможністю досягати високих кларків концентрації, тобто утворювати мінерали, скупчення яких можуть бути економічно вигідними для використання родовища.

Згідно до основного геохімічного закону Гольдшмідта кларки залежать від будови атомного ядра, а обумовлений міграцією розподіл елементів – від будови зовнішніх електронних оболонок (хімічних властивостей). Це не зовсім так, оскільки і кларки залежать від хімічних властивостей (сама земна кора є продуктом міграції) і міграція певним чином залежить від кларків (вміст елементів в розчинах і розплавах, здатність до осадження). Саме тому нині користуються дещо відкоригованим визначенням основного геохімічного закону (закон Ферсмана-Гольдшмідта): геохімія елементу в земній корі визначається як його хімічними властивостями, так і величиною кларку.

4. Мантія та ядро Землі, їх мінеральний та хімічний склад. Джерела наявних даних. Примітивна та деплетована мантія (поняття про мантійні геохімічні резервуари).

Земля є найретельніше вивченою людством планетою Всесвіту, однак безпосередні спостереження охоплюють інтервал не далі як до 15 км вглиб від земної поверхні. Інформація ж щодо глибинної будови Землі отримана переважно в результаті інтерпретації даних дистанційних досліджень: сейсморозвідка і сейсмологія, гравірозвідка і магніторозвідка, теплофізичні дослідження, магніто-телуричне зондування, визначення прецесії рівнодення (момент інерції Землі); а також петрофізичних та геохімічних досліджень гірських порід і метеоритів, експериментального моделювання.

Таким чином, з шести оболонок Землі, представлених атмосферою, гідросферою, біосферою, літосферою (земна кора), мантією і ядром, три останні виділяються лише за геофізичними даними, ключову роль в яких відіграють сейсморозвідка та сейсмологія.

На загальну думку, наша планета сформувалася безпосередньо в результаті аккреції речовини сонячної небули. Щоправда, спосіб аккреції є дискусійним.

За моделлю гомогенної аккреції (швидкість аккреції значно менша за швидкість остигання небули, так що між газовою складовою небули та конденсатом речовини досягається хімічна рівновага) добре пояснюється поширеність на Землі таких елементів як Na, K, F, Cl, Br, P. Але за цією моделлю важко пояснити відмінності в валовому складі Землі і Місяця, а також різноманітність типів метеоритів. Крім того гомогенна аккреція вимагає досить значного (мільйони років і більше) проміжку часу на формування планети.

За моделлю гетерогенної аккреції (швидкість аккреції порівняна або вища за швидкість остигання небули, так що рівновага між газовою складовою небули та конденсатом речовини неможлива) Земля сформувалася дуже швидко (близько 100000 років). Але, в такому випадку, виходячи з результатів теоретичного аналізу послідовності конденсації (див. тему Метеорити), слід вважати що протоядро Землі було не залізо-нікелевим (збагачені кальцієм і алюмінієм силікати і окисли конденсуються раніше за Fe-Ni сплав). У зв’язку з цим Андерсон і Хенкс [Anderson D.L., Hanks T.C., 1972] висловили припущення що протоядро якраз і складалося із високотемпературних силікатів, і було збагачене Ca, Al, Ti, Th, U та TR. Після утворення такого ядра конденсувалося залізо, потім – магнезіальні силікати, далі – конденсати багаті калієм та летючими, в тому числі водою.

В будь-якому випадку формування Землі як планети завершилось близько 4,6 млрд. років тому і з цього часу розпочалась власне геологічна історія Землі.

Склад ядра

На межі мантія-ядро тиск оцінюється величиною 1,36*10¹¹ Па, а в центрі ядра – понад 3,6*10¹¹ Па. Температура на межі мантія-ядро тиск оцінюється як +2700¼+3400°С (якщо орієнтуватись на величину геотермічного градієнту отримаємо близько +90000°С, але це нереально).

За сейсмічними даними більша частина земного ядра рідка (гомогенна рідина, що складає шар E зовнішнього ядра – до глибини 4982 км, перебуває під тиском 1,36¼3,2*10¹¹ Па, її густина зростає від 9280 до 12170 кг/м³), далі йде перехідна зона (від 4982 км до 5121 км – шар F, речовина перебуває під тиском 3,2¼3,28*10¹¹ Па, її густина зростає від 12170 до 12250 кг/м³) і тільки на глибинах більше 5121 км розташоване тверде внутрішнє ядро (від 5121 км до 6371 км, інші назви – субядро або шар G, перебуває під тиском 3,28¼3,61*10¹¹ Па, його густина зростає від 12250 до 12500 кг/м³).

Ідея про те що ядро складається з сплаву заліза та нікелю має довгу історію, і, з певними модифікаціями, залишається найбільш визнаною по сьогодні. В основі гіпотези про залізо-нікелеве ядро Землі лежить припущення про близькість складу ядра до складу залізних метеоритів, що містять у середньому 80,78 % Fe, 8,59 % Ni і 0,63 % Co. Експерименти при високих тисках, які відповідають ядру Землі (більш 2,5*10¹¹ Па), показали, що сплав із 90 % Fe і 10 % Ni має властивості, близькі до властивостей земного ядра, визначеним геофізичними методами.

Відмінність фізичних властивостей модельних складів і встановлених геофізичними методами полягає в дещо більшій густині цього сплаву і дещо меншій швидкості поширення пружних хвиль. У зв'язку з цим вважають, що в ядрі є домішка легких елементів, в першу чергу сірки та кисню. Для узгодження петрогустинних моделей вміст сірки, наприклад, повинен досягати 10% мас., що цілком реально з огляду на вміст сірки в хондритах С1.

На думку ж Рінгвуда більша частина сірки, яка містилася в сонячній небулі була втрачена разом з іншими летючими елементами при нагріві і плавленні під час аккреції Землі. Він вважає найбільш вірогідним входження до складу ядра (як легкого елемента) кисню. В такому випадку ядро має містити до 10% FeO, що, за розрахунками Алегре , відповідає вмісту кисню в 4% мас. Отримання надійних оцінок щодо вмісту кисню ускладнюється відсутністю даних про фізичні властивості залізо-нікелевих сплавів з розчиненим FeO за таких тисків і температур.

За розрахунками вище згаданого Алегре речовина ядра може містити також до 7% Si, до 2% S та певну кількість C, P, Mg і H. Що правда, для ліквідації дефіциту маси він враховує в складі ядра певну кількість благородних сидерофільних елементів, таких як Re, Os, Ir та Pt.

В.А.Рудник і Е.В.Соботович вважають, що в ядрі є домішка Si, С, А1 і О, кількість яких більша в зовнішньому ядрі і менша у внутрішньому. Останнє, згідно їх токи зору, на 99 % складається з Fe і Ni (відповідно 90,2% і 9,04%).

На основі різноманітних даних (панування водню в космосі й ін.) розвиваються також уявлення про гідридне і карбідне ядро Землі. За цією гіпотезою внутрішнє тверде ядро складається з гідридів і карбідів. В зовнішньому ядрі відбувається їх розкладання з утворенням вільних металів (Fe, Ni, Co), водню і метану, що мігрують у мантію і визначають розвиток там відновних процесів. У нижній мантії панують вільні метали або ж вони співіснують із силікатами й оксидами. Водень і метан глибинного походження, на думку В.М.Ларін і М.П.Семененка, проникають і в земну кору.

За гіпотезою А.Ф.Капустинського (який розвинув і обгрунтував ідеї В.М.Лодочнікова, 1935; W.Kuhn and A.Rittman, 1941; W.H.Ramsey, 1948), у земному ядрі, внаслідок величезного тиску, порушується електронна структура атомів. Починаючи з K, електронна структура якого 1s²2s²p⁶3s²p⁶d⁰4s¹, виникають умови для вдавлювання в умовах високих тисків зовнішніх електронів на незаповнений 3d- рівень. Так, зовнішні 4s² електрони кальцію, будучи “втиснутими” на рівень 3d, перетворюють його на атом ізокальцію, властивості якого подібні до двовалентного титану. Аналогічний перехід для двохвалентного заліза - d⁶4s²-> d⁸4s⁰, призводить до утворення ізозаліза, властивості якого подібні до двохвалентного нікелю. Зникає хімічна індивідуальність атомів і всі елементи одержують однакові металізовані властивості (речовина складається з ядер атомів, що знаходяться в загальній для всіх ядер електронній плазмі). Це визначає одноманітність земного ядра, відсутність розходжень між хімічними елементами (зона «нульового хімізму», «центросфера»). У мантії під впливом сильного тиску змінюються хімічні властивості атомів, тому що електрони переходять на незаповнені внутрішні орбіти. Це зона «виродженого хімізму», або «інтерсфера» (речовина близька до металевого стану, хоча й має силікатний склад). Хімічні ж властивості елементів, що відповідають їх положенню в періодичній системі, виявляються тільки в зоні «нормального хімізму», або «перісфері», яка відповідає земній корі і верхам мантії (верхні 100 км). Таким чином, згідно точки зору Капустинського внутрішня зони планети відрізняються не складом а станом речовини в умовах величезних тисків.

Мантія.

Верхньою межею мантії є поверхня Мохо, а нижньою - розділ Віхерта-Олдхема-Гутенберга - який, як вважається, відділяє мантію від ядра. Ця межа (2898 км) фіксується за різким зменшенням Vp (з 14 до 8 км/с) та виродженням Vs. Затухання Vs в нижній частині мантії дає підстави вважати ядро рідким. Сейсмічні дані вказують також на неоднорідність складу і будови мантії. Нині виділяються:

- гетерогенна верхня мантія, складається з астеносфери (від 5-70 км до 413 км, інша назва – шар B) та перехідної зони (від 413 км до 984 км, інші назви – шар Голіцина, шар C);

- гомогенна нижня мантія (від 984 км до 2898 км, інша назва – шар D).

Якщо ядро вважається залізо-нікелевим більшістю дослідників, то сумнівів стосовно переважно силікатного складу мантії не висловлював ще ніхто. При цьому всі згодні щодо неоднорідності (як по вертикалі так і по латералі) самої верхньої частини мантії (літосфери ?).

Верхня мантія неоднорідна:

- на рівні поверхні М температура змінюється від 800 C (океан) до 800-1000 C (Карпати, Кавказ).

- свідченням неоднорідності самої верхньої частини мантії: різний елементний склад виявлених в межах платформ та геосинклінальних областей ультрабазитів мантійного походження; відмінність гіпербазитових, олівінових та гранат-перидотитових включень в кімберлітах; відмінність складу глибинних (мантійних за походженням) газів - різний вміст He, Ar, Ne, Xe, CO, H₂, CH₄.

- цей, самий верхній, шар вірогідно складений олівіном, піроксеном і гранатом, з невеликими домішками шпінелі, амфіболу і флогопіту. При цьому склад шару під океанічною корою (шар гацбургіту – Ol, oPx; шар лерцоліту - Ol, oPx, cPx) відмінний від складу під материками (перидотит - Ol, cPx, Hbl з включеннями еклогіту - Gr, cPx, oPx, Hbl, Pl).

- в межах верхньої мантії розташована астеносфера - в'язкий пластичний, частково розплавлений (близько 1%?) шар з пониженими швидкостями Vp і Vs. Глибина його залягання від 2-3 км в рифтах серединно-океанічних хребтів, до 80-100 км на периферії океанів і ще глибше - на континентах. В ряді місць платформ і щитів астеносфера не виділяється взагалі, що дало підставу деяким дослідникам виділяти не астеносфери, а астенолінзи. В деяких місцях (Памір, Гімалаї) - виділено кілька астенолінз.

Насиченість глибинних газів CO, H₂ і CH₄ дозволяє зробити висновок про різко відновний характер середовища мантії.

Верхню мантію і земну кору часто об'єднують в тектоносферу (В.В.Бєлоусов), оскільки саме з цими шарами пов'язані тектонічні та магматичні явища.

Сумарний склад речовини верхньої мантії часто вважають аналогічним складу хондритів, або (за припущенням Рінгвуда) - суміші (3:1) ультраосновних порід (дуніт – Ol+Crt) і лужного базальту (Ne, Lc, cPx, Pl), яка отримала умовну назву піроліт (піроксен-олівінова порода). При підйомі такої суміші до денної поверхні частина речовини розплавляється, з 20-40% розплавленої речовини утворюється базальтова магма (яка виливалась на поверхню протягом всієї історії планети) а решта формує нерозплавлений залишковий перидотит чи дуніт (збіднені Ca, K, Sr, Ba). Одним з джерел енергії для підтримки рухливих локальних зон плавлення є радіоактивний розпад. Якщо температура на верхній та нижній межах зони плавлення відмінна то виникає конвекція з переміщенням легкоплавких елементів вверх. Згідно деяких розрахунків 1/3 верхньої мантії брала участь у формуванні земної кори і тому є "збідненою" на легкоплавкі і летючі компоненти. Мінеральний склад найчастіше моделюється як поступовий перехід (зверху вниз): піроксеновий перидотит (65% Olv, 22% ромб.Px, 12% мон.Px, 2% - шпінель) - гранатовий перидотит (67% Olv, 12% ромб.Px, 11% мон.Px, 10% - піроп) - еклогіт (піроп та моноклинний Px). За деякими даними [Anderson D.L., Hanks T.C., 1972] еклогіт починає переважати з глибини 220 км і розповсюджується до глибини 670 км (тобто до верхньої частини перехідної зони). Загалом, за різними оцінками, еклогітовий шар охоплює близько 20% верхньої мантії.

Оцінений за піролітовою моделлю склад верхньої мантії (за Рінгвудом) виглядає так: SiO₂ – 43,2%, MgO – 38,1%, FeO – 9,2%, Al₂O₃ – 3,9%, CaO – 3,7%, Na₂O – 1,8%.

Піролітова модель є лише однією з багатьох можливих, вона не пояснює достатньою мірою виділення летючих (води, хлору, сірки тощо), які складають значну частину продуктів вулканічної діяльності. Відкритим, в принципі, залишається і питання про породний склад верхньої мантії – адже наявність кількох відсотків флогопіту в перидотитах передбачає досить значне насичення багатьма летючими елементами.

Окремо слід зазначити, що вже в верхній мантії починаються фазові перетворення гранату. Вже з глибин близько 250-300 км домінуючий перед тим піроп (Mg₃Al₂Si₃O₁₂) стає нестійким і замінюється більш стабільним за таких умов гранатом відомим під назвою майорит (M₂(MSi,Al₂)Si₃O₁₂, де M - Mg, Fe або Ca).

Перехідна зона.

В перехідній зоні середня густина речовини складає 3200 кг/м³ і лише на глибині близько 1000 км спостерігається стрибок густини до 3900 кг/м³. Вважаючи, що перехідна зона мантії, як і верхня, складена силікатами (піроксен і олівін), подібний стрибок густини можна пояснити утворенням більш щільних модифікацій мінералів: стішовіту – 4350 (в кварцу – 2650), периклазу – 3600 кг/м³ (перехід з олівінової структури в шпінелеву - MgAl₂O₄)

2MgSiO₃	Þ	Mg₂SiO₄ + SiO₂
піроксен		олівін + стішовіт
Mg₂SiO₄	Þ	Mg₂SiO₄
олівін		олівін із структурою шпінелі (рінгвудіт)
Mg₂SiO₄+ SiO₂	Þ	2 MgSiO₃
олівін із структурою шпінелі		піроксен із структурою ільменіту
Mg₂SiO₄	Þ	MgSiO₃ + MgO
олівін із структурою шпінелі		піроксен із структурою ільменіту + периклаз

Такі переходи починаються при тиску 160*10⁸Па (близько 400 км) і завершуються до глибини близько 1000 км. Починаючи з глибин близько 660-720 км нестійким стає й майорит (який отримує ільменітову структуру - з Mg₂(MgSi,Al₂)Si₃O₁₂ утворюється MgSiO₃Al₂O₃).

Нижня мантія

Зробити обгрунтовані припущення щодо складу і стану речовини в нижній мантії ще важче. Припускають, що вона гомогенна. Припускають, що вона також має силікатний склад (подібний до кам’яних метеоритів). Припускають, що вона містить більше заліза ніж верхня мантія. Вважається, що тут може знаходитись гомогенна суміш залізистих: піроксену - (Mg,Fe)SiO₃ з олівіновою та перовскітовою структурою (координаційні числа - в заліза і магнію 6 і 12, відповідно) та периклазу - (Mg,Fe)O з структурами від хлористого натрію до хлористого цезію (при цьому зростають координаційні числа - в заліза і магнію від 6 до 8). Якщо припущення про склад нижньої мантії справедливі, то вона досить сильно відрізняється від земної кори за поширеністю елементів:

Поширеність елементів в Земній корі та нижній мантії (%)

	O	Si	Al	Fe	Ca	Na	K	Mg	Ti	S	Ni
земна кора		29,5	8,05	4,65	2,96	2,5	2,5	1,87	0,45	0,05	0,005
нижня мантія			1,8		1,4	0,7					1,35

Таким чином, хоча кисень і залишився на 1 місці, але доля його в загальній масі суттєво знизилась. На друге місце вийшов Fe, підвищились вмісти Mg, Ni, S і відносно знизились – Si, Ca, Al, Na, K.

5. Будова, розміри, властивості атомів та іонів, типи хімічного зв’язку та їх значення для геохімії.

Ядра атомів складені нуклонами – протонами і нейтронами, спін яких дорівнює ½ h.

Маса електрону m_e= 0,000548756 dalton = 9,1093897·10^-31 кг; енергія спокою електрону 0,510999 МеВ; заряд електрону негативний: e^-= -1,60217733·10^-19 Кл; магнітний момент електрону m_e=928,47701·10^-26 Дж/Тл; комптонівська довжина хвилі електрону l_С=2,42631058·10^-12 м.

Маса протону m_p=1836·m_e = 1,007593 daltons = 1,6726231·10^-27 кг;енергія спокою протону 938,27231 МеВ; заряд протону позитивний: e⁺= +1,60217733·10^-19 Кл; магнітний момент протону m_p=1,41060761·10^-26 Дж/Тл; час життя протону не менш як 10³⁰ років; комптонівська довжина хвилі протону l_С,_p=1,32141002·10^-15 м.

Маса нейтрону m_n=1840·m_e = 1,008982 daltons » 1,6749286·10^-27 кг; енергія спокою нейтрону 939,56563 МеВ; заряд нейтрону =0; магнітний момент нейтрону m_n=0,96623707·10^-26 Дж/Тл; час життя нейтрону складає близько 15,3 хвилин, оскільки нейтрон є стійким виключно у складі стабільних атомних ядер; комптонівська довжина хвилі нейтрону l_С,_e=1,31959110·10^-15 м

За кількістю протонів у ядрі визначається номер Z, який визначає положення елементу в періодичній таблиці Менделєєва.

Чітких меж атоми не мають. Діаметр ядра атому водню = 1,45 фм (фемтометр, раніше фермі – Ф=10^-15 м)= 1,45·10^-15 м (при діаметрі власне атому в 100000 фм), а діаметр ядра урану = 9 фм.

Густина ядра атому складає, за різними оцінками, від 1·10¹⁷ кг/м³ (Френкель Я.І.) до 6·10¹⁷ кг/м³ (Шпольський Е.В.).

6. Кристалохімія та ізоморфізм. Головні типи ізоморфізму та їх геохімічне значення.

Основними характеристиками елементів, які необхідно враховувати при вивченні міграції хімічних елементів, є: розмір атому або іону, потенціал іонізації і спорідненість до електрону, характер хімічного зв’язку, валентність, координаційне число, енергія кристалічної гратки, ізоморфізм*. Первинні з них: розміри атомів, потенціали іонізації, спорідненість до електрона, валентність; вторинні - атомні й іонні радіуси, координаційне число, ізоморфізм, енергія кристалічної гратки.

Розміри атомів залежать від характеру зв’язку і координації, а також від будівлі, заряду і маси ядер атомів. У геохімії їх прийнято характеризувати атомними радіусами атомів і іонів.

Атомний об’єм - це об’єм грам-атому в кубічних сантиметрах, тобто простір, що зайнято 6,02*10²³атомами (разом із пустотами). Розглядаючи кристалічні структури як найщільніші шарові упаковки, відстань між центрами двох сусідніх атомів або іонів того самого елемента можна вважати рівною сумі їх радіусів в ангстремах (10^-10 м).

Для одних і тих самих елементів величини іонних радіусів можуть змінюватись в залежності від типу хімічного зв’язку, заряду (валентності) іона, природи взаємодіючих атомів і координаційного числа.

Потенціалом іонізації називається величина енергії, яку необхідно затратити, щоб відірвати електрон і видалити його в безкінечність. Залежить потенціал іонізації від заряду ядра, ефективного радіусу атому і типу зовнішньої електронної оболонки.

Подібність радіусів іонів (як і атомів) певною мірою обумовлює подібність шляхів міграції. Спроможність атомів до міграції збільшується з переходом від атомів із середнім розміром радіусу до крайнього. Близькість розмірів іонів є одним із найважливіших умов ізоморфізму в кристалічних гратках з іонним зв’язком. Проте ізоморфізм можливий тільки у випадку подібності хімічних зв’язків.

Серед хімічних зв’язків між елементами в кристалах розрізняють іонні, атомні (ковалентні), металеві і вандерваальсівські зв’язки. Той або інший тип зв’язків визначається сумарною спроможністю кожного атома до утримання свого і приєднання чужого електрона, або електровід’ємністю(електровід’ємністю). Відповідно до А.С.Поварєнних, електровід’ємність - це енергія з якою даний атом притягує валентні електронів при з’єднанні його з іншими атомами: Е = I_n /n + Г, де Е – електровід’ємність; I_n - потенціал іонізації атому до визначеного валентного стану; п - валентність атомів у з’єднанні; Г - спорідненість до електрону.

Мінімальними значеннями електровід’ємності характеризуються атоми лужних металів, максимальними - галоїди. У з’єднаннях їх один з одним утворюється істотно іонний зв’язок. За домінування іонного зв’язку, в іонів виникає конфігурація електронних оболонок типу благородних газів (восьми електронна оболонка) або типу купро (з вісімнадцятьма електронними оболонками). Іони у кристалічній гратці утримуються силами електростатичного притяжіння.

Для рідин, газів, органічних сполук характерні атомні, або ковалентні, зв’язки. У цьому випадку утворюються атомні гратки, в яких зв’язок між атомами здійснюється шляхом спільного володіння одним або кількома електронами.

Найбільш поширеними у природі є кристалічні тіла з проміжним іонно-атомним зв’язком.. Наближення зв’язку до того або іншого граничного типу залежить від розходження в електровід’ємності взаємодіючих атомів.

Характер зв’язків грає важливу роль у процесах магматичної кристалізації, у диференціації і міграції хімічних сполук. Так, за характером зв’язків В.І.Лебедєв поділяє хімічні елементи на дві групи: 1) елементи, що утворюють іонні зв’язки, і 2) елементи, що утворюють ковалентні або металеві зв’язки.

Металеві зв’язки характерні для металів, деяких сульфідів, арсенідів і інших з’єднань. При цьому типі зв’язку частина валентних електронів є загальними для всіх атомів у даному з’єднанні. Тому вони можуть вільно пересуватися, нагадуючи рух атомів в газі. Зв’язок між іонами здійснюється притяжінням між позитивно зарядженими іонами атомів і всіх електронів. Незакріпленість електронів обумовлює високу електро- і теплопровідність, нелетючість, твердість гратки мінералів.

Міжмолекулярні, або вандерваальсівські, зв’язки існують між окремими молекулами речовин, усередині яких зв’язки між атомами або іонами можуть бути іонного або атомного типу. Молекулярні зв’язки дуже слабкі і здійснюються так називаними вандерваальсівськими силами, тобто силами орієнтаційними, дисперсійними й індукційними. Найбільш поширені ці зв’язки в деяких кристалічних речовинах, що утворюються при пневматолітових і гіпергенних процесах. Найбільш слабким хімічним і сильним міжмолекулярним зв’язком слід вважати водневий зв’язок. Його енергія вище вандерваальсівської, але нижче хімічної. Здійснюється цей зв’язок проникаючим практично в будь-яку атомну структуру іоном водню Н⁺.

Іонний, атомний, металевий і міжмолекулярний зв’язки в чистому виді виявляються лише в граничних випадках. У реальних кристалічних гратках мінералів проявляються різноманітні комбінації цих зв’язків.

Координаційним числом (КЧ) атому (іону) називається число безпосередньо оточуючих його інших (рідше - аналогічних) атомів (іонів) у структурі мінералу, відстані між центрами яких і центром оточеного атому приблизно рівні. Координаційним числом прийнято вважати число атомів або атомних груп, безпосередньо приєднаних до даного центрального атому в комплексному з’єднанні.

Міцність хімічного зв’язку залежить від міжатомних відстаней (d), валентності атомів і ступеню ковалентності зв’язку. Чим менше координаційне число, тим міцніший зв’язок атомів (іонів). Для випадку одиничної валентності рівняння, що зв’язує координаційне число (КЧ) із міжатомними відстанями і ковалентністю зв’язку (E), може бути записане як КЧ = d/E. Найбільше поширеним КЧ кристалічних граток є 6, потім у порядку зниження поширення слідують 4, 8 і 12.

Структура кристалу визначається тенденцією складаючих її атомів зайняти положення, що відповідає мінімуму їх загальної потенційної енергії. Цю тенденцію виражають за допомогою введення поняття енергії гратки. Ця енергія вимірюється роботою, яку треба затратити, щоб розірвати грам-молекулу речовини на іони що її складають. Енергія кристалічних граток різна для кристалів із різним хімічним зв’язком. Вона визначається числом структурних одиниць (іонів) кристалу, їх валентностями, міжатомними відстанями і ступенем іонності хімічного зв’язку.

Енергія гратки залежить від балансу таких чинників:

а) електростатичних сил, що діють між іонами протилежного заряду і викликають їх взаємне притяжіння, сила якого спадає пропорційно квадрату відстані;

б) міжмолекулярних сил відштовхування, що дуже швидко зменшуються з відстанню.

Взаємодія притяжіння й відштовхування призводить до рівноважного стану з мінімальною потенційною енергією, і якщо сумувати цю енергію по всіх іонах, одержимо величину, чисельно рівну енергії кристалічної гратки.

Від величини енергії кристалічної гратки залежить ряд властивостей мінералів і особливостей геохімічних процесів, як-от: механічна міцність з’єднань, термічна стійкість, загальний склад евтектики, розчинність і послідовність кристалізації, парагенезис мінералів, напрямок ізоморфного заміщення й ін.

Одна з найважливіших задач геохімії - вивчення асоціацій хімічних елементів у мінералах, умов і закономірностей, що управляють розподілом хімічних елементів у мінералах і на цій основі - пророкування нових видів мінеральної сировини. У цьому вивченні важливе місце займає явище ізоморфізму.

Ізоморфізм - це властивість атомів і іонів хімічних елементів заміщати один одного в кристалічних гратках за умови близькості розмірів складаючих кристалічну гратку одиниць (атоми, іони і їхні групи) і тотожності знаку (але не величини) заряду.

Спільне перебування елементів у природі пов’язано з їхнім положенням у періодичній системі і фізико-хімічних умовах мінералоутворення (парагенетичних асоціацій мінералів і гірських порід).

Для іонних і іонно-ковалентних граток розрізняють два види ізоморфізму: ізовалентний і гетеровалентний. При ізовалентному ізоморфізмі взаємозаміщуються іони, що мають однаковий заряд (валентність), при гетеровалентному - різні заряди. Залучення іону у заміщення відбувається таким чином, щоб сумарний електростатичний баланс гратки мінералу залишився незмінним. Ступінь, в якій атоми різних елементів можуть заміщати один одного, визначається типом структури, близькою відповідністю іонних радіусів і температурою утворення речовини. Суттєве значення для атомних заміщень має розмір іону, оскільки іон, який заміщує , повинен зайняти в кристалі місце, не викликаючи помітних порушень у структурі.

Спроможність ізоморфного заміщення в різних елементів різна. Можна говорити про нормальну ізоморфію, коли обидва елементи кількісно приблизно рівноцінні, і про ендокриптію, коли елемент, що заміщає, маскується в гратці головного (германій - у силікатах, індій - у цинкових обманках тощо).

Можливість взаємного заміщення елементів визначається близькістю властивостей іонів, обумовлених будовою їх зовнішньої електронної оболонки, подібністю типів з’єднань і кристалічної подоби структури гратки. Розрізняють два випадки ізоморфного заміщення:

1) взаємне заміщення одного елемента іншим у межах до 100% - досконалий або повний ізоморфізм;

2) часткове заміщення одного елемента іншим у межах від 0,01 до декількох відсотків - недосконалий, або частковий, ізоморфізм.

Прикладами досконалого ізовалентного ізоморфізму можуть служити Та⁵⁺ (r =0,68) і Nb⁵⁺ (r= 0,69) у мінеральному ряду колумбіт - танталіт; Mg²⁺ - Fe²⁺ і Fe²⁺ - Mn²⁺ - у групах олівінів, піроксенів, амфіболів. Прикладами часткового ізовалентного ізоморфізму є Zr⁴⁺ (r= 0,87) і Hf⁴⁺ (0,86) у цирконах; K⁺ (1,33) і Rb⁺ (1,49) у польових шпатах і слюдах; Mg²⁺ (0,78) і Ni²⁺ (0,78) в олівінах.

При різниці зарядів, більшій за одиницю, атомні заміщення утруднені, оскільки в цьому випадку необхідно збалансувати різницю зарядів. Компенсація може здійснюватись кількома шляхами:

1) шляхом заміщення одного катіону з підвищеним зарядом кількома катіонами із пониженими зарядами;

2) заміщенням катіону з меншим зарядом на катіон із великим зарядом паралельно з входженням іншого катіону з ще меншим зарядом (2Mg²⁺ - А1³⁺ + Li⁺- у піроксенах; 2Са²⁺ - STR³⁺ + Na⁺ - в апатитах);

3) при заміщенні катіону з меншим зарядом - більшим, одночасно відбувається заміщення аніону з меншим зарядом - більшим (Са²⁺ + F^- - STR³⁺ + О²⁺ - в апатитах).

Якщо при закономірній зміні хімічного складу спостерігаються різкі зміни структури утворюваних мінералів, то ми маємо справу з морфотропією. Ряд таких змін створюють поліморфізм на відміну від ізоструктурності (ізотипності), коли спостерігається структурна подібність кристалічних граток хімічних сполук різноманітного складу.

У деяких випадках існує неоднакова спроможність іонів заміщати один одного. А. Е. Ферсман призводить два ряди таких елементів, із яких елементи нижнього ряду можуть заміщати верхні, а зворотнє заміщення відсутнє:

Такий тип спрямованого ізоморфізму називається полярним. Наведені в рядах цифри розмірів ЕКів вказують на енергетичну вигідність подібного заміщення, на підставі чого А.Е.Ферсман сформулював правило полярного ізоморфізму: іони елементів тільки в тому випадку залучаються з розчинів іншою граткою, якщо вони за своїми розмірами і за своїм типом можуть утворювати ізоморфну побудову і якщо ця побудова буде енергетично вигіднішою, ніж «чиста» гратка.

Мінерали, особливо мінерали змінного складу, своїм складом і складом елементів-домішок відображають приблизний склад розчину або розплаву, із якого вони утворилися. Це визначається законом діючих мас і є приблизним відбитком залежності складу природних ізоморфних домішок мінералів від геохімічного середовища і ступеню концентрації елементів. При побудові певними мінералоутворюючими елементами гратки мінералу іноді, у відповідних розплавах, немає достатньої кількості необхідних (відповідно до типу зв’язку) елементів, із яких звичайно будується даний мінерал. У цьому випадку вони заміщуються ізоморфними елементами.

Ізоморфне заміщення залежить від ряду зовнішніх чинників: концентрації іонів, температури і тиску. У умовах високих температур ізоморфне заміщення компонентів відбувається в більш широких межах. Ця властивість підвищення можливостей атомних заміщень із підвищенням температури дозволяє використовувати дані про утримання ізоморфних елементів у мінералах для визначення температури їх утворення (геологічна термометрія). Мінерали, що виділяються в широкому інтервалі температур, більш багаті ізоморфними домішками на початку кристалізації і значно бідніші - у кінцевих. Високотемпературні генерації мінералів більш багаті домішками, чим низькотемпературні. Це явище А.Е.Ферсман назвав явищем самоочистки, або автолізії. Прикладом можуть бути з’єднання урану. У високотемпературних пегматитах вони містять ThO₂ і Тh₂О₃, у пневматолітових утвореннях мінерали урану істотно збіднені торієм, а в настуранах гідротермальних утворень вони майже не містять торію і рідкісних земель.

7. Радіоактивні ізотопи в геохімії.

Радіоактивність – спонтанний(незалежний від тиску, температури, окисно-відновних, кислотно-лужних та інших умов)процес розпаду ядер з випусканням однієї або кількох часток.Атомні ядра, для яких характерний такий розпад називаються радіоактивними, а інші – стабільними.

Активність розпаду (А) – визначається вірогідністю (l) розпаду N ядер за одиницю часу

А = N ×l = - dN/dt ;

знак “–“ вказує на те що з плином часу кількість радіоактивних ядер зменшується.

Активність традиційно вимірювалась в кюрі (Ки) – 3,7×10¹⁰ с^-1 (спонтанних переходів в секунду) та резерфордах (Рд) - 1×10⁶ с^-1. Згідно системи СІ правильним є визначення активності нукліду в джерелі радіоактивного випромінювання в бекерелях (Бк).

1 Бк відповідає активності радіонукліду в джерелі в якому за час 1 с відбувається 1 спонтанний перехід з певного ядерно-енергетичного стану нукліду. (для перерахунків 1 Ки = 3,7×10⁴ Рд = 3,7×10¹⁰ Бк)

Розпад збуджених і нестійких ядер

Так само, як атом може існувати в будь-якому ряді збуджених станів, так само ядро може перебувати в широкому наборі дискретних, проквантованих, збуджених станів ядра. Поведінка ядер в перетворені до більш стійких станів певною мірою подібна до перетворення атомів від збудженого до більш стійкого стану, але є деякі важливі відмінності.

1) набагато більша відмінність енергетичних рівнів;

2) тривалість часу перебування ядра в збудженому стані – від 10^-4 секунди до 10¹¹ років, тоді як час перебування в збудженому стані атому зазвичай близький до 10^-8 секунди;

3) збуджені атоми випускають фотони, а збуджені ядра можуть випустити крім фотонів і інші частки.

Фотон, який випускається при розпаді нестійких ядер, іменується гамма-променем. Ядерні реакції повинні підпадати під дію загальних законів фізики – збереження імпульсу (інерції), збереження маси і енергії, збереження спіну тощо, а також збереження ядерних часток. Крім розпаду збудженого ядра до більш стійкого стану, для нестійких ядер можливий і розпад, завдяки емісії чи приєднанню часток з ненульовою масою, до цілком відмінного ядра.

Ядерний розпад відбувається з швидкістю, яка відповідає закону радіоактивного розпаду. Цікаво, що швидкість розпаду залежить лише від природи та енергетичного стану нукліду. Вона не залежить від минулої історії ядра і, по суті, незалежна від зовнішніх впливів, таких як, наприклад, температура, тиск тощо. Однією з особливостей є неможливість передбачення часу розпаду конкретного ядра. Можливо лише передбачити ймовірність розпаду в даному інтервалі часу. Ймовірність розпаду ядра в деякому безкінечно малому інтервалі часу, dt, є l, як зазвичай позначають постійну розпаду (розмірність – років^-1). Ймовірність розпаду деякої кількості ядер N за проміжок часу dt дорівнює l×N. Таким чином, швидкість розпаду N нуклідів можна оцінити за формулою:

dN/dt =-l×N

8.4

Знак “-” просто вказує на зменшення кількості N з часом. Рівняння 8.4 є основоположним законом, і його іменують Основним Рівнянням Радіоактивного Розпаду. Це рівняння за значенням подібне до рівняння рівноваги хімічних реакції, а l, за значенням, відповідає константі рівноваги реакцій, з тією відмінністю що постійна розпаду не залежить від всіх інших чинників.

Радіоактивний процес є статистичним, тому період напіврозпаду (яким звичайно характеризують радіоактивні елементи) є справедливим для великої кількості розпадів. Періоди напіврозпаду відомих радіоактивних елементів складають від 10^-9 до 10²² років. При цьому цей інтервал визначається нинішніми технічними можливостями, тож можливо що елементи, які ми нині відносимо до стабільних, врешті виявляться радіоактивними з великим періодом розпаду – і тоді підтвердяться слова Вернадського “бренность есть свойство всех элементов”. Адже по сьогодні нема пояснень причин радіоактивності – нестабільність, енергетична невигідність певних ізотопів з відповідними кількостями і співвідношеннями нейтронів і протонів відома, але чому, наприклад, ядро атому ₉₂¹⁴⁶U²³⁸ має період піврозпаду саме 4,47×10⁹ років, що змушує його розпадатися після мільярдів років існування?

Гамма-розпад

Випромінювання гамма-квантів відбувається тоді, коли збуджене ядро розпадається для здійснення переходу до більш стійкого стану. Гамма-промінь є просто фотоном з високою енергією (тобто, електромагнітне випромінювання). Частота цього випромінювання, n, пов’язана з різницею енергій рівнянням:

h×n=E_u - E_l

8.5

де E_u і E_l є енергіями верхнього (збуджений) і нижнього (основний) станів, а h є постійною Планка (Planck’s). Відповідна ядерна реакція, враховуючи відсутність зміни масового числа, кількості протонів і нейтронів, записується так:

^AZ* -> ^AZ+g

8.6

де Z - символ елемента, A - масове число, а символом g позначається гамма-промінь.

Альфа-розпад

Альфа-частка є просто ядром гелію. Оскільки ядро гелію особливо стійке, то було б не дивним, якби така група часток існувала всередині батьківського ядра перед a-розпадом. Емісія альфа-частки зменшує масу ядра на масу ядра гелію плюс масовий еквівалент енергії, що витрачається під час розпаду. Витрачена енергія включає:

- кінетичну енергію альфа-частки (постійна для будь-якого даного розпаду);

- кінетичну енергію залишкового ядра (згідно закону збереження імпульсу, на залишкове ядро поширюється ефект віддачі від реакції розпаду);

- енергію будь-якого випущеного гамма-променю.

_ZX^A®_Z-2X^A-4+₂He⁴+g

Випуск a-частки є достатньо складним процесом, оскільки вона (частка) повинна подолати дуже суттєвий енергетичний бар’єр, який є комбінацію сильної взаємодії і електростатичного відштовхування. Наприклад, ядрами ²³⁸U повинні випромінюватись a-частки з енергіями дещо нижче 8 Мев. Однак, при розпаданні ²³⁸Uпоявляється a-частка з енергією лише близько 4 МеВ. Це є прикладом прояву тунельного квантового механічного ефекту, який можна пояснити наступним чином. Квантова механіка вважає що ми ніколи не можемо точно знати місце знаходження a-частки (або будь-якої іншої частки), ми знаємо тільки вірогідність її існування в специфічному місці. Ця ймовірність визначається квадратом хвилевої функції частки, y. Хоча ця хвиля різко згасає при проходженні потенціального енергетичного бар’єру енергії, вона все ж має малу, але не рівну 0 амплітуду за межами ядра, отож є мала, але не рівна нулю, ймовірність випуску a-частки яка розміщувалась поза ядром. Будь-що, що може відбутися, зрештою відбудеться і рано чи пізно альфа-частка покине ядро.

Дочірнє ядро може спочатку перебувати в збудженому стані, з якого здійснює перехід до основного стану завдяки гамма-розпаду. Альфа-розпад Альфи відбувається в ядрах з масами вищими за максимумом на кривій питомої енергії зв’язку, тобто за ⁵⁶Fe. Цілком можливо, всі такі ядра є нестійкими і здатним на альфа-розпад, але періоди піврозпаду більшості з них дуже великі.

Бета-розпад

Бета-розпад є процесом, при якому змінюється заряд (кількість протонів) ядра, але не кількість нуклонів загалом (масове число).

Бета-розпад відбувається за рахунок сил слабкої ядерної взаємодії. Слабкі взаємодії перетворюють нейтральну частку в заряджену і навпаки. Вважають, що і сила слабкої взаємодії і електромагнітна сила є просто проявами однієї сили, яка обумовлює всі взаємодії пов’язані з зарядом (в тому ж сенсі, що електричні і магнітні сили є проявами електромагнетизму), названої електрослабкою (electroweak). При позитронному розпаді, наприклад протон, позбавляючись одиниці заряду, перетворюється в нейтрон, випускаючи при цьому одночасно позитрон і нейтрино (вони взаємопов’язані, час існування b-активних ядер оцінюється приблизно в 10³ с). Цей процес відбувається через проміжні частки W+ таким же чином, що й і електромагнітні процеси, для яких посередником є фотон. Фотон, піон і частки W є члени класу часток які називають бозонами, часток які забезпечують зв’язок між основними складовими процесів. При цьому W-частки і піони, на відміну від фотонів, мають масу інерції.

Захоплення електрону

Іншим типом реакції є захоплення електрону. Це відмінний різновид бета-розпаду, ефект якого приблизно ідентичний позитронному бета-розпаду. Цікавим є те, що в даному випадку електрон додається до ядра яке розпадається, в результаті чого маса новоутвореного ядра менша ніж у батьківського! Різниця мас витрачається на енергію нейтрино та, в деяких випадках, гамма-квантів. В деяких випадках, ядро може розпадатися або захопленням електрону, або з емісією позитрону чи електрону. Наприклад: при розпаді ⁴⁰K, може відбутися позитронний розпад або захоплення електрону, в результаті чого утвориться ⁴⁰Ar, або – електронний розпад, що призведе до утворення ⁴⁰Ca. Ми вже з’ясовували (Приклад 8.1 Вайта), що ⁵⁰Vменш стійкий, ніж його 2 ізобари: ⁵⁰Cr і ⁵⁰Ti. Фактично це означає, що атом ⁵⁰V зрештою розпадеться або до атому ⁵⁰Cr (електронний розпад) або до ⁵⁰Ti (захоплення електрону). Період напіврозпаду в даному випадку 1,4×10¹⁷ років, так що розпад будь-якого окремого атому ⁵⁰V є достатньо неймовірним.

Електронний розпад і захоплення електрону часто залишають дочірнє ядро в збудженому стані. В такому випадку, це призведе (і зазвичай дуже швидко) до розпаду з випуском гамма-квантів. Таким чином, гамма-промені є звичайним супутником бета-розпаду. Зміни в ядрі вимагають певних змін (переміщень) на електронних орбітах, які супроводжуються випусканням рентгенівських променів (джерелом в даному випадку є електрони на внутрішніх орбітах).

Безпосереднє (спонтанне) розщеплення

Розщеплення є процесом при якому ядро фактично розколюється на два (або більше) важкі дочірні ядра. В природі такі процеси є дуже рідкісними, вони відбуваються тільки в найважчих ядрах, ²³⁸U, ²³⁵U, і ²³²Th (найбільш вірогідно це для ²³⁸U). Таке специфічне явище, можливо, краще пояснювати за допомогою моделі краплі рідини, а не оболонковою. У моделі краплі рідини поверхневе напруження намагається мінімізувати зовнішню область, в той час, як кулонівська енергія відштовхування спрямована на збільшення об’єму (і зовнішньої поверхні) ядра. Форма ядра може настільки змінитися (деформуватися) під дією 90 чи більше протонів, що поверхнева енергія не зможе відновити форму, і спрямованість до мінімізації поверхневої енергії буде реалізована шляхом поділу ядра. Оскільки існує тенденція збільшення співвідношення N/Z (для забезпечення стійкості ядра при великій кількості нуклонів), батьківське ядро збагачене нейтронами. При розчепленні ядра утворюються нестійкі багаті нейтронами дочірні ядерні фрагменти (з зарядами від 30 - Zn до 65 - Tb) та вільні нейтрони. Дочірні ядра негайно продовжать розпад (емісія електронів, з перетворенням нейтронів на протони), і будуть розпадатися до того моменту коли буде досягнуте енергетично стабільне співвідношення між протонами і нейтронами (одним із звичайних продуктів поділу урану є ксенон). Саме ця тенденція до вироблення нестійких продуктів розпаду робить такими небезпечними (з погляду радіоактивного випромінювання) реакції розщеплення в бомбах і ядерних реакторах (активність продуктів розпаду значно вища ніж безпосереднє випромінювання при розчепленні).

Деякі нестійкі і збуджені важкі ядра особливо схильні до розщеплення. Важливим прикладом є ²³⁶U. Уявіть собі матеріал багатий на U. Коли один атом ²³⁸Uзазнає розщеплення, деякі звільнені нейтрони захоплюються ядрами ²³⁵U і утворюються збуджені ядра ²³⁶U. Ці ядра ²³⁶U потім розщеплюються і продукують більшу кількість нейтронів, і так далі. Така, ланцюгова, реакція є основною для ядерних реакторів і бомб (в дійсності, щоправда, тепер частіше використовують деякі інші ядра, наприклад Pu).