Поиск

Полнотекстовый поиск:
Где искать:
везде
только в названии
только в тексте
Выводить:
описание
слова в тексте
только заголовок

Рекомендуем ознакомиться

'Конкурс'
преподавателей дисциплин математического и общего естественнонаучного цикла ПОУ СПО, средних общеобразовательных школ Российской Федерации и Республик...полностью>>
'Решение'
С Уставов и Программой Организации ознакомлены и согласны....полностью>>
'Техническое задание'
Производственно-бытовой комплекс месторождения «Морское» (далее – ПБК), расположенный в Жылыойском районе Атырауской области в 140 км к юго-западу от ...полностью>>
'Документ'
Москва Наименование получателя: Благотворительный Фонд Помощи Детям ИНН: 7819030709, КПП: 781901001 Р/счет: 40703810 3804 5 11 Банк получателя платежа...полностью>>

Главная > Документ

Сохрани ссылку в одной из сетей:
Информация о документе
Дата добавления:
Размер:
Доступные форматы для скачивания:

Казанский государственный университет

А.И.Бахтин

ОСНОВЫ ГЕОХИМИИ

Учебное пособие по курсу «Геохимия»

для студентов специальности 011200 – Геофизика

Казань - 2009

Введение

Геохимия – это наука о химическом составе Земли, ее оболочек и различных геологических образований, наука о законах миграции, концентрации и рассеяния химических элементов в различных геологических процессах.

Главная задача геохимии заключается в познании существа изучаемого геологического объекта на уровне химических элементов, выявлении закономерностей строения, условий и процессов его образования и принятия на этой основе практически важных решений.

  1. Строение и свойства атомов химических элементов.

В атомах выделяют ядро и электронную оболочку. Ядро сложено положительно заряженными протонами и лишенными заряда нейтронами. Количество протонов определяет положительный заряд ядра и номер химического элемента в таблице Д.И.Менделеева. Заряд ядра нейтрализуется отрицательно заряженными электронами, образующими электронную оболочку. Ее размер в сотни тысяч раз превосходит размер ядра. Поэтому размер атомов и ионов определяется их электронной оболочкой, а их масса, наоборот, определяется массой ядра, т.к. масса электрона в 1836 раз легче протона и в 1921 раз легче нейтрона. У некоторых химических элементов количество нейтронов в их ядрах может быть разным. Это определяет наличие у элемента изотопов с разной атомной массой. Бывают изотопы стабильные и радиоактивные. Последние самопроизвольно распадаются, что сопровождается радиоактивным α -, β -, ∂ - излучением. Закон радиоактивного распада выражается в виде No=Nt * еλt или Nt= No * е-λt , где No – количество ядер радиоактивного элемента в начальный момент времени, Nt – то же самое по прошествии времени t, λ – константа распада, е – основание натурального логарифма. При содержании в источнике N радиоактивных ядер его радиационная активность (А) равна А = N * λ и выражается в беккерелях (Бк), 1Бк = 1 * с-1, т.е. один распад в секунду. Главными радиоактивными элементами земной коры являются : U238, Th232, K40, Rb87. Их наибольшие концентрации характерны для кислых (граниты, гнейсы) и глинистых пород.

Электроны в атомах образуют оболочки, которые нумеруются, начиная от ядра. Номер оболочки представляет собой главное квантовое число, которое совпадает с номером периода в таблице Д.И.Менделеева. Поэтому в вертикальных столбцах таблицы Менделеева сверху вниз происходит увеличение размеров атомов, ионов и уменьшение потенциалов их ионизации.

Внутри каждой оболочки происходит заполнение электронами разрешенных квантовой механикой s-, p-, d-, f- подоболочек в последовательности увеличения их энергии. В горизонтальных рядах таблицы Менделеева слева направо вследствие возрастания заряда ядер происходит уменьшение размеров атомов, ионов и увеличение потенциалов их ионизации.

С точки зрения теории кислот и оснований Льюиса-Бренстеда-Усановича атомы, ионы присоединяющие электроны, являются кислотами, а атомы, ионы, отдающие электроны являются основаниями. Поэтому в соответствии с отмеченными выше тенденциями изменения потенциалов ионизации элементов в таблице Менделеева можно считать, что в вертикальных столбцах этой таблицы сверху вниз происходит усиление щелочных свойств элементов, а в горизонтальных ее рядах слева направо усиливаются кислотные свойства элементов. Численно кислотность-щелочность элемента можно выразить величиной отношения In/ri, где In – потенциал ионизации, ri– ионный радиус. С увеличением этого отношения усиливаются кислотные свойства элементов. Для водных растворов часто используют потенциал Картледжа (ионный потенциал) Wi/ri, где Wi – валентность иона, ri – его радиус. С ростом этого потенциала усиливаются кислотные свойства ионов.

  1. Геохимическая классификация элементов.

По поведению химических элементов в геологических процессах выделяют пять их групп: 1) литофильные; 2) халькофильные; 3) сидерофильные; 4) атмофильные;

5) биофильные. Литофильные элементы – это элементы горных пород. Они проявляют сродство с кислородом и образуют минералы-кислородные соединения (окислы, гидроокислы, силикаты, карбонаты и др.). Сюда относятся О, Si, Mg, Al, Fe, Ca, Na, K, Zr, Ti, U, Th, Mn, Cr, B, Cl, F и др.

Халькофильные элементы – это элементы склонные давать природные соединения с серой (селеном, теллуром), т.е. сульфиды, селениды, теллуриды и легко переходят в самородное состояние. Это – S, Cu, Fe,Pb, Zn, Cd, As, Sb, Hd и др.

Сидерофильные элементы растворяются в расплавах железа и образуют с ним твердые сплавы. Многим из них свойственно самородное состояние. Сидерофильными являются Fe, Ni, Co, Ru, Rh, Pd, Os, Ir, Pt, Mo, Re, C, Au и др.

Атмофильные элементы – это элементы земной атмосферы : N, O, C, He, Ne, Ar, Kr, Xe и др.

Биофильные элементы – это элементы биосферы: C, H, O, N, P и отчасти Ca, Mg, Fe, K, I и др.

Эта классификация не является строгой, т.к. один и тот же элемент в различных геологических обстановках может проявлять те или иные геохимические свойства. Например, железо. Оно является и литофильным, и халькофильным, и сидерофильным элементом, а также и биофильным элементом, т.к. участвует в биологических процессах.

  1. Геохимия изотопов.

Геохимия изотопов основана на варьировании изотопного состава стабильных элементов, т.к. было подмечено, что соотношение разных изотопов того или иного стабильного элемента может изменяться в ходе геологических процессов, вследствие их разделения. Для оценки величины этого разделения используют три типа коэффициентов разделения: α, Δ, δ, значения которых вычисляются по формулам:

αА-В = RA / RB ; ΔA-B = (RA : RB – 1) * 1030/00 ; δA = (RA : RST – 1) * 1030/00

где RA, RB, RST – отношение изотопов элемента в фазах А, В и в стандартной фазе соответственно. Например, для изотопов кислорода, дейтерия, водорода в качестве международного стандарта используют отношения изотопов в океанической воде. Наиболее широко в геохимии используют изотопные отношения D/Н, O18/O16, Pb207/Pb204, Pb206/Pb204, S34/S32, Sr87/Sr86, C13/C12 и др. По изотопным отношениям можно установить источник минерального вещества, проследить путь его миграции, найти температуру образования геологического объекта, установить источник воды, участвующей в геологическом процессе, оценить роль биогенного фактора в формировании геологического объекта, установить прогнозно-поисковые признаки месторождений полезных ископаемых, определить абсолютный возраст геологического образования и др. Например, для оценки температуры можно использовать уравнение:

1000 lnαA-B = C (106 * т-2)+D,

где С и D – коэффициенты, постоянные для каждой пары фаз А и В. Было установлено:

1) в веществах, образующих твердые, жидкие и газообразные фазы, тяжелые изотопы больше накапливаются в более плотной фазе. Поэтому метеорная вода обедняется дейтерием (D) и О18 в сравнении с океанической водой; 2) в биогенных продуктах накапливаются более легкие изотопы.

Существуют различные методы определения абсолютного возраста по изотопным отношениям. Например, свинцовый метод основан на реакциях распада урана.

U238 → Pb206 + 8 * α-частиц, U235 → Pb207 + 7 * α-частиц. Видно, что образование одного атома свинца сопровождается исчезновением одного атома урана, т.е. атом за атом. Поэтому можно записать Pb206=Uo238-Ut238 (I), Pb207=Uo235-Ut235 (2), где Uo – количество урана в момент образования минерала, Ut – то же спустя время t. Подставляя в уравнения (1) и (2) значения Uo = Ut λt (закон радиоактивного распада) и поделив(2) на (1) получим

Pb207 = Ut235 * (е λ 235 * t – 1)

Pb206 Ut238 λ 238 * t – 1)

Величину отношения Ut235/ Ut238 заменили величиной 1/137,8, равной этому отношению в глубоководных глинистых илах Тихого океана, и получили окончательное выражение

Pb207 = 1 * (е λ 235 * t – 1)

Pb206 137,8 λ 238 * t – 1),

позволяющее определять абсолютный возраст (t) по величине изотопных отношений свинца Pb207/ Pb206 в урансодержащих минералах (например, в цирконе Zr [Si04]).

  1. Состав и строение Земли.

Оценка химического состава Земли производилась разными авторами (Вашингтон, Ниггли, Ферсман, Мейсон, Рингвуд, Рудник, Саботович). Обобщая их данные, ниже приведен элементный состав Земли в весовых процентах:

Fe 31- 42 Ni 1,7 – 3,3 Na 0,12 – 0,9 K 0,01 – 0,15

O 27 – 34 S 1,4 – 2,9 Cr 0,26 – 0,48 Ti 0,05 – 0,10

Si 12 – 18 Ca 1,1 – 2,5 Mn 0,05 – 0,22 P 0,1 - 0,21

Mg 10 – 16 Al 0,9 -1,8 Co 0,06 – 0,23 H 0,03

Эти цифры показывают, что Земля сложена главным образом четырьмя элементами Fe, O, Si, Mg. Они в сумме в среднем составляют около 90-95% ее веса. В резко подчиненных количествах в Земле присутствуют Ni, S, Ca, Al, которые в сумме составляют 5-10%. На все другие элементы приходится не более 3%. Анализ этих данных показывает, что Земля обеднена легкоплавкими и летучими компонентами.

Средний радиус земного шара составляет 6371 км. С глубиной в Земле увеличивается температура и литостатическое давление. Так на глубине 400 км они соответственно составляют 1400-1700оС и 133,5 кбар.

В строении Земли выделяют кору, мантию и ядро. Мощность земной коры под континентами составляет 40 км, под океанами – 7 км. Глубже залегает мантия, в которой выделяют верхнюю мантию (до глубины 400 км), переходную зону (глубина 400-1000 км) и нижнюю мантию (1000 – 2900 км). Кора и мантия разделяются границей Мохо, где скачком возрастает плотность пород от 3,0 до 3,3 г/см3 и скорость сейсмических волн от 6,5 до7-8 км/с. Под мантией залегает ядро Земли, на которое приходится 32,4% массы Земли. Масса мантии и коры соответственно составляет 67,2% и 0,4% от массы Земли.

Кроме того, у Земли имеются наружные оболочки: гидросфера, атмосфера и биосфера.

  1. Геохимия ядра Земли.

Ядро разделяется на внешнее (от 2900 до 5000 км) и внутреннее (от 5100 до 6371 км). Между ними - переходная зона. Внешнее ядро – жидкое и представляет собой расплав железа с кислородом в соотношении 2:1, т.е. состав расплава – Fe2O. Имеется примесь Ni до 10%. Формирование внешнего ядра происходит за счет дифференциации вещества мантии, и ее можно представить реакцией:

Fe2[SiO4] P(2900 км) Fe2O (расплав) ↓ + SiO2 ↑ + O ↑.

Внутреннее ядро является твердым, формируется по реакции:

Fe2O (расплав) P(5100 км) 2 * Fe (тв.)+ O ↑,

cодержит до 10% Ni и немного Bi, Tl, Pt, Ir, Os и др.

6. Геохимия мантии.

6.1. Состав верхней мантии.

Верхняя мантия сложена ультраосновными породами. В основном это – гранатовые лерцолиты со средним составом: оливин – 64%, ортопироксен – 27%, клинопироксен – 3%, гранат – 6%. Рингвуд назвал эту породу пиролитом. Железистость, т.е. величина отношения FeO / (MgO + FeO), этих пород и минералов находится в пределах 0,07 – 0,12. Под континентами в мантийном пиролите отмечаются скопления эклогитов. С глубиной плотность вещества мантии увеличивается. На фоне плавного увеличения плотности имеются и скачки ее роста на глубинах 220, 400, 500, 670 и др. Плавный рост плотности обусловлен уменьшением межатомных расстояний в структурах минералов в связи с уменьшением размеров атомов в условиях большого литостатического давления, а так как анионы и катионы уменьшаются с разной скоростью, то на определенных глубинах скачком происходят фазовые структурные перестройки вещества минералов с исчезновением менее плотных структур и появлением более плотных. Например, на глубине 400 км исчезает оливин (Mg, Fe)2 SiO4, а из его атомов образуется вадслеит

β-(Mg, Fe)2 SiO4 со структурой шпинели.

В химическом составе вещества верхней мантии содержатся (в вес.%) SiO2 – 45,16%,

TiO2 – 0,22%, Al2O3 – 3,97%, MgO – 38,30%, FeO – 7,82%, CaO – 3,50%, Na2O – 0,33%, K2O – 0,03% и др. Видно, что анионом минералов мантии является кислород, а главными катионами – Si и Mg. Вещество мантии на 83,46% сложено силикатами магния, и на 99% - силикатами магния, железа, алюминия, кальция. На все остальные химические элементы приходится 1%. Поэтому главными петрогенными элементами мантии являются O, Si, Mg, второстепенными будут – Fe, Al, Ca, а все остальные элементы следует считать малыми элементами. Малые элементы мантии принято делить на совместимые и несовместимые. Совместимыми являются элементы, которые легко изоморфно замещают главные и второстепенные элементы в структурах минералов мантии. Например, Ni, Co хорошо совместимы с Mg и Fe, а Cr хорошо совместим с Al. Несовместимыми являются элементы, сильно отличающиеся по размеру, заряду, типу химической связи от главных и второстепенных элементов мантии и поэтому они не могут их изоморфно замещать в структурах минералов мантии. Например: K, Rb, Cs, Sn, W, Ta, Nb, Mo, P, Cu, Pb, As, Hg, Sb, Bi, B, C, S, U, Th и др.

6.2. Дифференциация вещества мантии.

Изначально вещество Земли было однородным и в ходе его дифференциации (которая продолжается и сейчас) из него образовались ядро, мантия и кора. Ведущими процессами этой дифференциации являются: 1) бародиффузия; 2) флюидно-магматический процесс; 3) флюидно-метаморфический процесс.

6.2.1. Бародиффузионная дифференциация.

С увеличением глубины в мантии вследствие нарастания литостатического давления минералы мантии чтобы увеличить свою плотность стремятся освободиться от своих более крупных катионов. Так как главным минералом верхней мантии является оливин (Mg, Fe)2 [SiO4], то этот процесс удобнее проследить на его основе. Ионный радиус Fe2+ 0,78 Ǻ несколько больше, чем у ионов Mg2+ 0,72 Ǻ. Поэтому мольный объем фаялитовой компоненты Fe2 [SiO4] 46,39 см3/моль значительно больше, чем у фостеритовой Mg2[SiO4] компоненты 43,79 см3/моль. Бародиффузионный сброс фаялитовой компоненты оливином можно описать реакцией:

(Mg 0,9 Fe 0,1)2 [SiO4] р (Mg 0,9 Fe 0,1-x) 2 - 2x [SiO4] 1-x + x * Fe2 [SiO4]

На границе мантия-ядро бародиффузионному разложению подвергается и фаялитовая компонента с образованием жидкого расплава железа с кислородом в соотношении 2:1.

х * Fe2 [SiO4] P (2900 км) х * Fe2О (расплав) ↓ + х * SiO2 ↑ + x * O ↑

Расплав состава Fe2О как наиболее тяжелая фаза уходит в ядро Земли, а облегченный оливин (Mg 0,9 Fe 0,1-x) 2 - 2x [SiO4] 1-x, стишовит SiO2 и кислород, испытывая гравитационную неустойчивость, уходят вверх в направлении поверхности Земли, порождая трансмантийные тепломассопотоки, представляющие восходящую ветвь мантийной конвекции. В зонах срединно-океанических хребтов большая часть этого потока, растекаясь в обе стороны от рифта, становится горизонтальной, а в зонах субдукции ныряет под континентальную литосферную плиту примерно под углом 45о. С глубиной этот нисходящий мантийный поток становится вертикальным уходит к ядру, а затем уходит на новый конвективный цикл. Таким образом, бародиффузия не только дифференцирует вещество нижней мантии, но и порождает мантийную конвекцию, а вместе с нею и тектонику литосферных плит. Бародиффузионное уменьшение концентрации Fe в Mg-Fe – силикатах с ростом давления Р можно описать уравнением [6]:

C* = Co exp (-ΔV * P) ,

RT

где С* - конечная концентрация железистой молекулы FeO при данных Р и Т, Со – концентрация этой молекулы в насыщенном ею исходном силикате при Р = О, ΔV – разность мольных объемов железистой и магнезиальной фаз.

По расчетам работы [6] величина С* на подошве мантии составляет 0,03, что почти в три раза меньше, чем в верхней мантии.

6.2.2. Флюидно-магматическая дифференциация.

Она протекает в верхней мантии до глубин порядка 200 км под действием мантийных флюидов, зарождающихся в ядре и нижней мантии на границе с ядром Земли, а также в зонах субдукции вследствие метаморфического преобразования погружающихся в мантию здесь океанических литосферных плит. Главными компонентами этих мантийных флюидов являются Н2, СО, СН4, СО2, Н2О, Н2S и др. Кроме того, они содержат легкоплавкие (К, Na и др.) компоненты и несовместимые элементы мантии, которые мобилизуются флюидами в ходе продвижения флюидов в верхние горизонты мантии. Эти флюиды несут и глубинное тепло. При высоком теплосодержании эти флюиды, продвигаясь вверх и оказываясь в области более низкого литостатического давления, могут вызвать плавление минералов мантии и порождать очаги магмообразования. В этих очагах породы мантии никогда не плавятся полностью, т.е. на 100%. Степень плавления не превышает 60%. Поэтому в выплавку (т.е. в магму) уходят компоненты более низкотемпературных минералов мантии. Температуры плавления главных минералов мантии возрастают в последовательности: гранаты → клинопироксены → ортопироксены → оливин. Поэтому, чем выше степень плавления мантийного субстрата образуются магмы разного состава (хотя все они относятся к типу базальтовых магм), а в очагах магмообразования остаются тугоплавкие остатки (реститы) – дуниты (при степени плавления 30-60%), гарцбуриты (при 10-30% плавления), лерцолиты (1-10% плавления).

Даже остающиеся в реститах тугоплавкие минералы изменяют свой химизм, т.к. сбрасывают в магму свои более легкоплавкие и несовместимые элементы.

В магматических очагах давление магмы всегда выше давления литостатического. Поэтому возникшая магма уходит вверх в область более низкого литостатического давления и уносит в земную кору более легкоплавкие и несовместимые элементы мантии. В этом и заключается флюидно-магматическая дифференциация вещества мантии.

6.2.3. Флюидно-метаморфическая (метасоматическая) дифференциация.

Нижнемантийные флюиды и флюиды зон субстанции, продвигаясь по межзерновым пространствам вверх в области более низкого давления, вбирают в себя несовместимые элементы мантии, которые минералы мантии в результате термобародиффузионной самоочистки сбросили в межзерновые пространства. Более того, эти флюиды производят и метасоматическую очистку минералов мантии от их легкоплавких компонентов и несовместимых элементов.

Например:

(Mg 0,9 Fe0,1) Ca [Si2O6] + флюид (Mg 0,9 Fe 0,1-x) Ca1-x [Si2O6]1-x+ х * FeO + х * CaO + 2x * SiO2

В этом примере клинопироксен обедняется, а флюид обогащается компонентами FeO, CaO, SiO2. При наличии в пироксене примесей Na, K во флюид сбрасываются и они. Поэтому эти флюиды являются щелочными, т.к. обогащены щелочными и щелочно-земельными элементами. В щелочных флюидах мантии хорошо растворяется кремнезем, амфотерный алюминий и многие, несовместимые в мантии рудные элементы (Ti, Nb, Ta, W, Mo, Sn, Zr, U, Th, P, Tr, Cu, Pb, Zn, Sb, As, Hg, Bi,Cd, Ti, S, F, Cl и др.).

В верхней мантии эти поднимающиеся флюиды могут породить очаги магмообразования (как было рассмотрено выше) и обогатить магму принесенными элементами, а если теплосодержание этих флюидов недостаточное для магмообразования, то они могут либо уйти напрямую в земную кору и унести туда свой минеральный груз, либо начнут остывать в подкоровых горизонтах мантии. Последнее нередко происходит под платформами с повышенной мощностью земной коры. В этом случае флюиды, остывая, начнут пересыщаться и отлагать свой минеральный груз уже в подкоровых горизонтах мантии, и образуется обогащенная мантия. Она обогащается водой, легкоплавкими компонентами (K, Na,…..) и несовместимыми элементами. Поэтому здесь метасоматически по пироксенам и гранатам мантии образуются щелочные амфиболы, биотит, флогопит, а также кристаллизуются новые минералы: доломит, кальцит, магнезит, апатит, ильменит, рутил, циркон, сульфиды и др. Если в последующем в этих участках обогащенной мантии образуются очаги магмообразования, то они продуцируют в земную кору магмы обогащенные рудными и многими редкими элементами. Именно с этими участками связывается образование карбонатитовых и высокощелочных магм с редкометальной специализацией.

6.3. Неоднородности мантии.

Неоднородности мантии возникли в результате рассмотренных выше процессов дифференциации ее вещества. Главными неоднородностями являются нижеследующие:

Плотностная неоднородность.

Она возникла в нижней мантии вблизи ядра Земли в результате бародиффузионной дифференциации, в ходе которой возникающая более плотная фаза – расплав железа (и других сидерофильных элементов) в кислороде в виде расплава, уходила в ядро, а остающиеся, более легкие (менее плотные) фазы (MgO, SiO2, O) иного химизма вместе с флюидными компонентами, выходящими из ядра Н, С, О, дают начало мантийным конвективным восходящим тепломассопотокам, которые идут в верхние горизонты Земли и обуславливают ее эндогенную активность (тектонику, магматизм, метаморфизм и др.).

Вязкостная и температурная неоднородности.

Самая верхняя часть верхней мантии (до глубин 200 км под платформами и до глубин 30-50 км в зонах СОХ и континентальных рифтов), переработанная процессами флюидно-магматической дифференциации и поэтому сложенная более жесткими мантийными породами-реститами формирует собой литосферную мантию, которая вместе с земной корой образует наиболее жесткую оболочку Земли, называемую литосферой. Ее вязкость составляет порядка 1027 П. Под литосферой располагается слой мантии мощностью 150-400 км, в котором скапливается (подпруживаемое литосферой) и затем растекающееся горизонтально вещество восходящих мантийных тепломассопотоков. Этот слой называется астеносферой. В ней 1-3% вещества мантии находится в расплавленном состоянии и поэтому астеносфера обладает пониженной вязкостью порядка 1019 – 1020 П под океанами и 1021 – 1022П под континентами. По литосфере плиты могут легко перемещаться, увлекаемые астеносферными потоками мантийного вещества. Астеносфера является горизонтальной частью ячеек мантийной конвекции.Под астеносферой жесткость мантии повышается, и ее вязкость составляет 1023 – 1025 П. Астеносфера является корнем процессов, вызывающих горизонтальные (тектоноплитные) и вертикальные (изостазийные) движения участков литосферы.

Аккумулируя тепло восходящих трансмантийных тепломассопотоков, астеносфера характеризуется несколько повышенной температурой в сравнении с окружающей мантией. Более значительные температурные неоднородности верхней мантии отмечаются в горизонтальном плане. В областях восходящих мантийных тепломассопотоков (зоны СОХ, континентальных рифов, тыловые части зон субдукции, районы «горячих точек») температура повышается и геоизотермы изгибаются в направлении поверхности Земли, а в районах нисходящих конвективных мантийных потоков (фронтальные области зон субдукции) температура, наоборот, понижается и геоизотермы прогибаются вниз.

Вещественная неоднородность.

Различают три вещественных типа мантии:

  1. Примитивная мантия. Это – менее истощенная и менее дифференцированная мантия. Она располагается глубже 500 км, т.е. под астеносферой.

  2. Истощенная мантия. Это – надастеносферная (литосферная) реститогенная мантия. Она истощена более легкоплавкими и несовместимыми элементами, зарождающимися здесь магматическими расплавами и восходящими флюидными потоками. Астеносферная мантия тоже является в значительной мере истощенной.

3. Обогащенная мантия. Она относительно обогащена легкоплавкими и несовместимыми элементами мантии, принесенными в подкоровые горизонты мантии восходящими флюидными потоками, которые здесь, остывая и пересыщаясь, оставляют свой принесенный минеральный груз. Дренирование таких участков обогащенной мантии глубинными разломами на континентах сопровождается развитием щелочного и карбонатитового магматизма и метасоматоза с широким спектром месторождений редких элементов, апатита, руд Cu, Ni, Pt, Fe и др.



Похожие документы:

  1. Учебное пособие Другие грифы 100 11. 9 Мичуринск: Изд-во мгпи 2

    Документ
    ... учебное пособие для студентов 3 курса специальности 271200 - "Технология продуктов общественного питания" Учебное пособие ... Остапов С. Ю.* Учебное пособие по теплотехнике Учебное пособие Другие грифы 500 ... Геохимия окружающей среды Учебное пособие Другие ...
  2. В. П. Алексеев литолого-фациальный

    Документ
    ... . - 326 с. 4. Юдович Я.Э. Курс геохимии осадочных пород (избранные главы): Учебное пособие. - Сыктывкар: Изд-во ... по содержанию учебник для студентов специальности "Геология и разведка нефтяных месторождений". Может с успехом использоваться в учебном ...
  3. Соловьев В. И., Ямчук К. Т. Редактирование. Общий курс: Учебник для вузов

    Учебник
    ... Редактирование. Общий курс: Учебник для вузов. М.: Изд ... оформленного учебного пособия по математике. ... для начального обучения, учебники для студентов ... специальные знания. Литературу по ... минералогия", "Занимательная геохимия", "Путешествие за ...
  4. Н. С. Присяжный Авторский коллектив

    Документ
    ... в учебном пособии излагается курс истории. Для студентов средних профессиональных учебных за­ведений ... по составлению проекта нового Уложения и «Наказ», составленный Екатериной II специально для ... , один из основателей геохимии и биохимии, прославился ...
  5. Учебный план 3 иностранный язык 4 отечественная история 17

    Памятка
    ... А. Н. Учебно-методическое пособие по курсу физиология растений – М.: Просвещение, 1986. Васильева З. В., Кириллова Г. А. Строчкова А. В. Учебно-методическое пособие по физиологии ...

Другие похожие документы..