Поняття про сучаснуПоняття про сучаснуізотопну геохімію:ізотопну геохімію:

ОбОб’’єкт та предмет, єкт та предмет, коротка історія розвитку, коротка історія розвитку,

сучасний стан та звсучасний стан та зв’’язок з іншими язок з іншими дисциплінамидисциплінами

ОСНОВИ ОСНОВИ ІЗОТОПНОЇ ГЕОХІМІЇІЗОТОПНОЇ ГЕОХІМІЇ

С.Є.ШнюковС.Є.Шнюков

Лекція 1 Лекція 1

Вступ (коротка характеристика дисципліни):

Навчальна дисципліна "Основи ізотопної геохімії" є базовою нормативною дисципліною, яка викладається у 8-му семестрі на 4-му курсі при підготовці фахівців‑бакалаврів за спеціальністю 6.040103 – геологія (спеціалізації - геохімія і мінералогія та геологія).

Її викладання передбачає 32 години лекцій (16!), самостійну роботу студентів, 2 модульні контрольні роботи.

Вивчення дисципліни завершується іспитом

(2 кредити ECTS).

Згадаємо!

Об’єкт та передмет геохімії:Об’єктом вивчення навчальної дисципліни

"Основи геохімії" є хімічні елементи (нейтральні атоми, іони, групи атомів), які знаходяться в умовах земної кори та інших геосфер.

Предметом вивчення навчальної дисципліни "Основи геохімії" саме й є ті умови земної кори та інших геосфер (мантії, ядра, гідросфери, атмосфери, біосфери, тошо), що зумовлюють процеси міграції, концентрування і розсіяння хімічних елементів та призводять до формування хімічного складу природних об’єктів (гірських порід, руд, мінералів тощо), який ми можемо безпосередньо спостерігати у теперешній час.

Об’єктом вивчення навчальної дисципліни "Основи ізотопної геохімії" є ізотопи хімічних елементів, які знаходяться в умовах земної кори та інших геосфер.

Предметом вивчення навчальної дисципліни "Основи ізотопної геохімії" саме й є ті умови земної кори та інших геосфер (мантії, ядра, гідросфери, атмосфери, біосфери, тошо), що зумовлюють процеси міграції, концентрування і розсіяння хімічних елементів та призводять до формування хімічного складу природних об’єктів (гірських порід, руд, мінералів тощо), який ми можемо безпосередньо спостерігати в теперешній час.

Головна відміна геохімія від хімії : Хімія вивчає перетворення речовини в найрізноманітних!

діапазонах фізико-хімічних (РТX) умов, які можуть бути спеціально та досить довільно задані дослідниками.

Геохімія досліджує поведінку хімічних елементів та їх ізотопів лише у специфічних та більш вузьких! діапазонах фізико-хімічних (РТX) умов, які властиві земним геосферам.

Наочною ілюстрацією цієї відміни є той факт, що в лабораторних умовах хіміками одержано десятки тисяч різноманітних тількі неорганічних сполук, а на Землі зараз відомо лише більше 3500 мінеральних видів, які утворені з тих самих хімічних елементів, але не в довільних, а конкретних РТX-умовах земних геосфер.

Ізотопна геохімія – частина геохімії, яка оперує концентраціями ізотопів. Значення цих концентрацій – досить низьке. Тому ізотопна геохімя – найбільш прецизійна, кількісна та “фізична” частина геохімії.

Зв’язок ізотопної геохімії з іншими науками

КосмологіяКосмологіяКосмогоніяКосмогонія

АстрономіяАстрономія

АстрофізикаАстрофізикаХімія, фізикаХімія, фізика

ГеохіміяГеохімія

КосмохіміяКосмохімія

Геологія:

МінералогіяМінералогія

ПетрологіяПетрологія

Прикладні Прикладні дисциплінидисципліни

Ізотопна геохіміяІзотопна геохімія

Головні завдання та розділи ізотопної геохімії:

Визначення віку мінералів та гірських порід, датування процесів їх утворення. Відповідний розділ має назву “Ізотопна геохронологія”.

Дослідження геологічних процесів за допомогою використання ізотопів в якості природних “мічених атомів”. Основою цього підходу є контрасна геохімічна поведінка радіоактивних ізотопів (курс “Основи геохімії”!!!) – одних породах вони концентруються, а з інших виносяться (U, Th, Rb – несумісні елементи!!!). Наприклад, корові породи збагачені Rb, та, як наслідок, вміщують значно більше радіогенного 87Sr (85Rb – стабільний, 72%, а 87Rb – радіоактивний, 28% дає 87Sr) ніж мантійні деплетовані породи. Тому співвідношення 87Sr/ 86Sr (86Sr – стабільний та нерадіогенний, один з 4 – 88 найбільш поширений , 87, 86, 84 ) – індикатор рівня мобілізації речовини. Відповідний розділ має назву “Геохімія радіогенних ізотопів”.

Дослідження поведінки ізотопів легких елементів (кисень, вуглець, сірка ...) в залежності від PTX-умов геохімічних процесів, та вирішення зворотної задачі – реставрування цих умов за спостереженими ізотопно-геохімічними даними. Відповідний розділ має назву “Геохімія стабільних ізотопів”

Ще раз: ізотопна геохімія – частина геохімії, яка оперує концентраціями ізотопів. Значення цих концентрацій – досить низьке. Тому ізотопна геохімя – найбільш прецизійна, кількісна та “фізична” частина геохімії.

Місце дисципліни в структурно-логічній схемі спеціальності: Нормативна навчальна дисципліна "Основи ізотопної геохімії" є

важливою та невід’ємною складовою частиною циклу професійної підготовки фахівців освітньо-кваліфікаційного рівня "бакалавр" за спеціальністю „Геологія” (спеціалізація „геохімія і мінералогія”). Дисципліна "Основи ізотопної геохімії" розрахована на студентів-бакалаврів, які успішно засвоїли курси “речовинного” профілю “Основи космохімії”, “Основи геохімії”, „Фізика”, „Хімія”, „Мінералогія”, „Петрографія” тощо. Поряд з іншими дисциплінами геохімічного напрямку вона складає чітку послідовність у навчальному плані спеціалізації “геохімія і мінералогія”.

Тобто, для бакалаврів спеціалізації “геохімія і мінералогія” має місце наступний ряд дисциплін геохімічного напрямку:

“Основи аналітичної геохімії” – “Методи дослідження мінеральної речовини” – “Основи фізична геохімія” – “Основи космохімії” – “Основи геохімії” – “Основи ізотопної геохімії” – “Геохімічні методи пошуків” – “Методи обробки геохімічних даних”.

Цей ряд продовжується у магістерській програмі за спеціальністю “геохімія і мінералогія”:

“Прикладна фізична геохімія”, „Методи фізико-хімічного моделювання геологічних процесів”, „Методи ізотопної геохронології” тощо.

Загальний план курсу “Основи геохімії”:ОБНОВЛЯЕМЫЙ ВАРИАНТ

1. Поняття про сучасну геохімію та її методи2. Хімічні елементи в геохімії Будова атомів та іонів Важливі для геохімії властивості хімічних елементів Геохімічна класифікація елементів3. Загальна геохімічна характеристика планети Земля та її геосфер4. Фактори, які контролюють розподіл хімічних елементів в геосферах Головні поняття та засоби, які використовуються в дослідженні розподілу елементів Структурний контроль розподілу елементів. Термодинамічний контроль розподілу елементів. Кінетичний контроль розподілу елементів. Поєднаний вплив структурного, термодинамічного та кінетичного факторів на поведінку

елементів в геохімічних процесах. Розсіяний та концентрований стан елементів в природі, інтенсивність та типи їх міграції.5. Ізотопи та радіоактивність6. Геохімія ендогенних систем Магматичні та магматогенно-гідротермальні системи Метаморфічні системи Гідротермально-метасоматичні системи Геохімічний взаємозв’язок ендогенних рудоутворюючих систем7. Геохімія седиментогенезу8. Геохімічна еволюція Землі9. Значення геохімії для вирішення актуальних теоретичних та прикладних задач

В НАВЧАЛЬНО-ТЕМАТИЧНОМУ ПЛАНІ КУРСУ “ОСНОВИ ГЕОХІМІЇ”:

4. Хімічні елементи та їх ізотопи в геохімії (1)Будова та розміри атомів та іонів Елементарні частки та розподіл електронів в атомах. Атомні радіуси хімічних елементів. Іонні радіуси хімічних елементів. Потенціали іонізації та спорідненість до електрону

атомів та іонів. Електронегативність хімічних елементів. Кислотно-основні властивості хімічних елементів. Типи хімічного зв’язку та їх значення для геохімії. Кристалохімія та їзоморфізм. Головні типи

ізоморфізму та його геохімічне значення.

В НАВЧАЛЬНО-ТЕМАТИЧНОМУ ПЛАНІ КУРСУ “ОСНОВИ ГЕОХІМІЇ”:

4. Хімічні елементи та їх ізотопи в геохімії (2)Ізотопи та радіоактивність Будова ядер атомів і геохімічні особливості елементів.

Поняття про нукліди. Розповсюдженість (поширеність) атомів у природі як функція будови їх ядер.

Ядерні процеси у природі. Значення радіоактивних (K, U, Th) елементів як джерела енергії у еволюції Землі. Поняття про "вимерлі" елементи (на прикладі “проблеми 61-го (Pm) елементу”).

Радіоактивні ізотопи та їх значення для геохімії. Поняття про методи визначення віку геологічних об’єктів (U-Pb, K-Ar, Rb-Sr, Sm-Nd та інші). Використання радіогенних ізотопів Sr, Nd, Pb для встановлення генезису та історії формування геологічних об'єктів.

Поширення та геохімія стабільних ізотопів. Кінетичний та термодинамічний ізотопні ефекти. Ізотопна геотермометрія. Ізотопи H, O, C і S та їх роль як індикаторів генезису та умов формування геологічних об’єктів.

В НАВЧАЛЬНО-ТЕМАТИЧНОМУ ПЛАНІ КУРСУ “ОСНОВИ ГЕОХІМІЇ”:

8. Геохімічна еволюція Землі. Геохімічна диференціація первинної земної речовини. Формування

мантії та ядра. Примітивна мантія Землі як джерело речовини для формування

земної кори. Виникнення системи мантія — кора та загальна спрямованість її

еволюції. Часткове плавлення на мантійному та коровому рівні глибин і

подальша магматична еволюція розплавів як головний механізм формування континентальної кори. Роль мантійних геохімічних резервуарів в цьому процесі.

Формування океанічної кори. Роль процесу корового рециклювання в геохімічній еволюції верхньої мантії та земної кори в цілому.

Сучасні моделі росту континентальної кори та взаємовідносин мантія — кора.

Дегазація мантії та її геохімічне значення. Головні тенденції еволюції та геохімічний взаємозв’язок процесів

седиментогенезу, магматизму, метаморфізму. Металогенічні епохи, їх практичне значення.

Повернемось до ряду дисциплін геохімічного профілю:Повернемось до ряду дисциплін геохімічного профілю: ““Основи аналітичної геохімії” – “Методи дослідження мінеральної Основи аналітичної геохімії” – “Методи дослідження мінеральної

речовини” – “Основи фізична геохімія” – “Основи космохімії” – “Основи речовини” – “Основи фізична геохімія” – “Основи космохімії” – “Основи геохімії” – геохімії” – “Основи ізотопної геохімії”“Основи ізотопної геохімії” – “Геохімічні методи пошуків” – “Геохімічні методи пошуків” – “Методи обробки геохімічних даних”. – лабораторні заняття– “Методи обробки геохімічних даних”. – лабораторні заняття

Цей ряд продовжується у магістерській програмі за спеціальністю Цей ряд продовжується у магістерській програмі за спеціальністю “геохімія і мінералогія”: “геохімія і мінералогія”:

““Прикладна фізична геохімія”, „Методи фізико-хімічного моделювання Прикладна фізична геохімія”, „Методи фізико-хімічного моделювання геологічних процесів”, геологічних процесів”, „Методи ізотопної геохронології”„Методи ізотопної геохронології” тощо. тощо.

ПЕРЕЛІК РЕКОМЕНДОВАНОЇ ЛІТЕРАТУРИПЕРЕЛІК РЕКОМЕНДОВАНОЇ ЛІТЕРАТУРИ

Основна: Основна: Барабанов В.Ф. Геохимия. — Л.: Недра, 1985. — 422 с. Барабанов В.Ф. Геохимия. — Л.: Недра, 1985. — 422 с. Войткевич Г.В., Закруткин В.В. Основы геохимии. — М.: Войткевич Г.В., Закруткин В.В. Основы геохимии. — М.:

Высшая школа, 1976. - 365 с. Высшая школа, 1976. - 365 с. Мейсон Б. Основы геохимии — М.: Недра, 1971. — 311 с.Мейсон Б. Основы геохимии — М.: Недра, 1971. — 311 с. Хендерсон П. Неорганическая геохимия. — М.: Мир, Хендерсон П. Неорганическая геохимия. — М.: Мир,

1985. — 339 с.1985. — 339 с. Тугаринов А.И. Общая геохимияТугаринов А.И. Общая геохимия. — М.: Атомиздат, 1973. . — М.: Атомиздат, 1973.

— 288 с. — 288 с.

Додаткова: Додаткова: Войткевич Г.В., Кокин А.В., Мирошников А.Е., Прохоров Войткевич Г.В., Кокин А.В., Мирошников А.Е., Прохоров

В.Г. Справочник по геохимии. — М.: Недра, 1990. — 480 с.В.Г. Справочник по геохимии. — М.: Недра, 1990. — 480 с. Geochemistry and Mineralogy of Rare Earth Elements / Ed.: Geochemistry and Mineralogy of Rare Earth Elements / Ed.:

B.R.Lipin & G.A.McKay. – Reviews in Mineralogy, vol. 21. — B.R.Lipin & G.A.McKay. – Reviews in Mineralogy, vol. 21. — Mineralogical Society of America, 1989. – 348 p. Mineralogical Society of America, 1989. – 348 p.

White W.M. Geochemistry -2001White W.M. Geochemistry -2001

Зв’язок ізотопної геохімії з іншими науками

КосмологіяКосмологіяКосмогоніяКосмогонія

АстрономіяАстрономія

АстрофізикаАстрофізикаХімія, фізикаХімія, фізика

ГеохіміяГеохімія

КосмохіміяКосмохімія

Геологія:

МінералогіяМінералогія

ПетрологіяПетрологія

Прикладні Прикладні дисциплінидисципліни

Ізотопна геохіміяІзотопна геохімія

Геохімія – молода наука. – молода наука. Історія її створення та розвитку є типовою для багатьох перспективних наукових Історія її створення та розвитку є типовою для багатьох перспективних наукових

галузей (ядерна фізика, космохімія, космологія, космохімія тощо). галузей (ядерна фізика, космохімія, космологія, космохімія тощо).

Головні Головні періоди (етапи) історії геохіміїназвемо таким чином:

Етап 1.Етап 1. “Загальнонауковий”: “Загальнонауковий”: античність античність –– друга половина друга половина XIXXIX сторіччя сторіччя н.ен.е..

Етап 2.Етап 2. “Етап формування та інтенсивного розвитку”: “Етап формування та інтенсивного розвитку”: друга половина друга половина XIXXIX сторіччя сторіччя – 1950-ті ...1960-ті роки– 1950-ті ...1960-ті роки

Етап 3.Етап 3. “Сучасний” : “Сучасний” : 1960-ті роки – 2020-ті ??? роки1960-ті роки – 2020-ті ??? роки

ЗауважимоЗауважимо щощо:: 3-й е 3-й етап, звичайно, не є останнім. Вже зараз (починаючи тап, звичайно, не є останнім. Вже зараз (починаючи з кінця 1980-х – початку 1990-х років) спостерігаються наявні ознаки з кінця 1980-х – початку 1990-х років) спостерігаються наявні ознаки переходу до наступного етапу розвитку геохімії та всього комплексу переходу до наступного етапу розвитку геохімії та всього комплексу споріднених дисциплін. Назвемо цей етап “перспективним”. Хронологічні споріднених дисциплін. Назвемо цей етап “перспективним”. Хронологічні межи цього та інших етапів, а також реперні ознаки переходу від одного межи цього та інших етапів, а також реперні ознаки переходу від одного етапу до іншого раціонально обгрунтувати надаючи їх коротку етапу до іншого раціонально обгрунтувати надаючи їх коротку характеристику.характеристику.

Френк Уиглсуорт КларкФренк Уиглсуорт Кларк

((Frank Wigglesworth Clarke Frank Wigglesworth Clarke ))

Видатний американский геохимик, член Академии искусств и наук (1911).

1867 р. — — закінчив Гарвардський університет 1874-1883 рр. —— профессор университета в

Цинциннати. 1883-1924 рр. — — головний хімік Геологічної

Служби США (USGS). Головні праці присвятив дослідженню хімічного

складу різноманітних геологічних утворень. Вперше коректно оцінив середній склад земної кори (визначив кларки елементів). 

19.03.1847, Бостон — 23.05.1931, Вашингтон19.03.1847, Бостон — 23.05.1931, Вашингтон

Владимир Иванович Вернадский Владимир Иванович Вернадский Владимир Иванович Вернадский родился в Санкт-Петербурге. Владимир Иванович Вернадский родился в Санкт-Петербурге.

В 1885 окончил физико-математический факультет В 1885 окончил физико-математический факультет Петербурского университета. В 1898 — 1911 профессор Петербурского университета. В 1898 — 1911 профессор Московского университета. Московского университета.

В круг его интересов входили В круг его интересов входили геологиягеология и и кристаллографиякристаллография, , минералогияминералогия и и геохимиягеохимия, , радиогеологиярадиогеология и биология, и биология, биогеохимиябиогеохимия и философия. и философия.

Деятельность Вернадского оказала огромное влияние на Деятельность Вернадского оказала огромное влияние на развитие развитие наук о Земленаук о Земле, на становление и рост АН СССР, на , на становление и рост АН СССР, на мировоззрение многих людей. мировоззрение многих людей.

В 1915 — 1930 председатель Комиссии по изучению В 1915 — 1930 председатель Комиссии по изучению естественных производственных сил России, был одним естественных производственных сил России, был одним из создателей плана ГОЭЛРО. Комиссия внесла огромный из создателей плана ГОЭЛРО. Комиссия внесла огромный вклад в геологическое изучение Советского Союза и вклад в геологическое изучение Советского Союза и создание его независимой создание его независимой минерально-сырьевой базыминерально-сырьевой базы. .

С 1912 академик РАН (позже АН СССР ). Один из основателей С 1912 академик РАН (позже АН СССР ). Один из основателей и первый президент ( 27 октября 1918) Украинской АН. и первый президент ( 27 октября 1918) Украинской АН.

С 1922 по 1939 директор организованного им Радиевого С 1922 по 1939 директор организованного им Радиевого института. В период 1922 — 1926 работал за границей в института. В период 1922 — 1926 работал за границей в Праге и Париже. Праге и Париже.

Опубликовано более 700 научных трудов. Опубликовано более 700 научных трудов. Основал новую науку — Основал новую науку — биогеохимиюбиогеохимию, и сделал огромный , и сделал огромный

вклад в геохимию. С 1927 до самой смерти занимал вклад в геохимию. С 1927 до самой смерти занимал должность директора Биогеохимической лаборатории при должность директора Биогеохимической лаборатории при АН СССР. Был учителем целой плеяды советских АН СССР. Был учителем целой плеяды советских геохимиков. Наибольшую известность принесло учение о геохимиков. Наибольшую известность принесло учение о ноосференоосфере. .

Создал закон о повсеместной распространенности х. Создал закон о повсеместной распространенности х. э. э. Первым широко применял спектральный анализ.Первым широко применял спектральный анализ.

28.02.1863, СПб 28.02.1863, СПб — — 6.01.1945, Москва6.01.1945, Москва

Виктор Мориц Гольдшмидт Виктор Мориц Гольдшмидт (Victor Moritz Goldschmidt)(Victor Moritz Goldschmidt)

Виктор Мориц Гольдшмидт родился в Цюрихе. Его родители, Виктор Мориц Гольдшмидт родился в Цюрихе. Его родители, Генрих Д. Гольдшмидт (Heinrich J. Goldschmidt) и Амели Коэн Генрих Д. Гольдшмидт (Heinrich J. Goldschmidt) и Амели Коэн (Amelie Koehne) назвали своего сына в честь учителя отца, (Amelie Koehne) назвали своего сына в честь учителя отца, Виктора Майера. Семья Гольдшмидта переехала в Норвегию в Виктора Майера. Семья Гольдшмидта переехала в Норвегию в 1901 году, когда Генрих Гольдшмидт получил должность 1901 году, когда Генрих Гольдшмидт получил должность профессора химии в Кристиании (старое название Осло). профессора химии в Кристиании (старое название Осло).

Первая научная работа Гольдшмидта называлась «Контактовый Первая научная работа Гольдшмидта называлась «Контактовый метаморфизм в окрестностях Кристиании». В ней он впервые метаморфизм в окрестностях Кристиании». В ней он впервые применил термодинамическое применил термодинамическое правило фазправило фаз Гиббса Гиббса к к геологическим объектам. геологическим объектам.

Серия его работ под названием «Геохимия элементов» Серия его работ под названием «Геохимия элементов» ((Geochemische Verteilungsgesetze der ElementeGeochemische Verteilungsgesetze der Elemente) считается ) считается началом началом геохимиигеохимии. Работы Гольдшмидта о атомных и ионных . Работы Гольдшмидта о атомных и ионных радиусах оказали большое влияние на радиусах оказали большое влияние на кристаллохимиюкристаллохимию. .

Гольдшмидт пГольдшмидт предложил редложил геохимическую классификации элементовгеохимическую классификации элементов, , законзакон изоморфизмаизоморфизма названый его именем. Выдвинул одну из названый его именем. Выдвинул одну из первых теорий относительно состава и строения глубин первых теорий относительно состава и строения глубин Земли, причем предсказания Гольдшмидта подтвердились в Земли, причем предсказания Гольдшмидта подтвердились в наибольшей степени. Одним из первых рассчитал состав наибольшей степени. Одним из первых рассчитал состав верхней верхней континентальной корыконтинентальной коры. .

Во время немецкой оккупации Гольдшмидт был арестован, но Во время немецкой оккупации Гольдшмидт был арестован, но незадолго до запланированной отправки в концентрационный незадолго до запланированной отправки в концентрационный лагерь был похищен Норвежским Сопротивлением, и лагерь был похищен Норвежским Сопротивлением, и переправлен в Швецию. Затем он перебрался в Англию, где переправлен в Швецию. Затем он перебрался в Англию, где жили его родственники. жили его родственники.

После войны он вернулся в Осло, и умер там в возрасте 59 лет. После войны он вернулся в Осло, и умер там в возрасте 59 лет. Его главный труд — «Геохимия» — был отредактирован и Его главный труд — «Геохимия» — был отредактирован и издан посмертно в Англии в 1954 году. издан посмертно в Англии в 1954 году.

27.01.1888, Цюрих 27.01.1888, Цюрих — — 20.03.1947, Осло20.03.1947, Осло

Тісна співпраця наук та їх провідних Тісна співпраця наук та їх провідних представників:представників:

Важливим є те, що результати досліджень Важливим є те, що результати досліджень перелічених дисциплін були перелічених дисциплін були комплементарними. Так, наприклад, геохімія комплементарними. Так, наприклад, геохімія разом з астрономією забезпечувала одержання разом з астрономією забезпечувала одержання оцінок космічної розповсюдженості елементів, а оцінок космічної розповсюдженості елементів, а фізика розробляла моделі нуклеосинтезу, які фізика розробляла моделі нуклеосинтезу, які дозволяли теоретично розрахувати дозволяли теоретично розрахувати розповсюдженість елементів виходячи з розповсюдженість елементів виходячи з кожної моделі. Зрозуміло, що відповідність кожної моделі. Зрозуміло, що відповідність емпіричних та модельних оцінок є критерієм емпіричних та модельних оцінок є критерієм адекватності моделі. Використання такого адекватності моделі. Використання такого класичного підходу дозволило помітно класичного підходу дозволило помітно вдосконалити теорію нуклеосинтезу та вдосконалити теорію нуклеосинтезу та космологічні концепції, перш за все концепцію космологічні концепції, перш за все концепцію «Великого «Великого ВВибуху». ибуху». Така співпраця між геохімією та фізикою була Така співпраця між геохімією та фізикою була тісною та плідною. Її ілюструє досить рідкісне тісною та плідною. Її ілюструє досить рідкісне фото цього слайду.фото цього слайду.

В.М. Гольдшмідт та А. Ейнштейн на В.М. Гольдшмідт та А. Ейнштейн на одному з о-вів Осло-фіорду (Норвегодному з о-вів Осло-фіорду (Норвегія)ія), , де вони знайомились з палеозойскимиде вони знайомились з палеозойскими

осадочними породами (1920 р.)осадочними породами (1920 р.)

Ферсман Олександр Євгенович Ферсман Олександр Євгенович

Навчався: Навчався: НоворосійськийНоворосійський та та МосковськийМосковський ун-тиун-ти, учень , учень В.І.В.І.ВернадськогоВернадського , який керував його першими роботами. , який керував його першими роботами.

Аспірантура — Аспірантура — ГерманіяГерманія (рук. — (рук. — В.М.ГольдшмидтВ.М.Гольдшмидт), ), присвячена присвячена дослідженнюдослідженню кристалівкристалів алмазуалмазу (монография «Алмаз»). (монография «Алмаз»).

У У 19121912 р. О.Є. Ферсман стає професором р. О.Є. Ферсман стає професором МосковськогоМосковського університетууніверситету, де читає перший у світі курс , де читає перший у світі курс геохіміїгеохімії..

19171917--19451945 рр. — директор  рр. — директор МінералогічногоМінералогічного музею РАН музею РАН, який , який зараз носить його імзараз носить його ім’’яя..

19201920 р. — інициатор створення першого у СРСР  р. — інициатор створення першого у СРСР ІльменськогоІльменського державного державного науковогонаукового заповідниказаповідника..

1920-30-ті 1920-30-ті рр. — відкриття унікальних родовищ світового рр. — відкриття унікальних родовищ світового класу — класу — Мончегорського мідно-нікелевогоМончегорського мідно-нікелевого та та ХибинськогоХибинського апатитового апатитового. .

1930-ті1930-ті рр. — фундаментальна праця рр. — фундаментальна праця «Геохімія»«Геохімія» (4 т.), праці в (4 т.), праці в області геохімії космосу та прикладної (пошукової) геохімї, області геохімії космосу та прикладної (пошукової) геохімї, детальне, класичне дослідження пегматитів (монографія детальне, класичне дослідження пегматитів (монографія «Мінералогія гранітних пегматитів»). «Мінералогія гранітних пегматитів»).

Академік Академік СПб СПб ІмператорськоїІмператорської АкадеміїАкадемії Наук Наук з з 19121912 р., р., академікакадемік АН АН СРСРСРСР ( (РАНРАН)) з з 19191919 р. р. Віце-президентВіце-президент АН СРСР АН СРСР (1926- (1926-1929 рр.).1929 рр.).

(1883, СПб – 1945(1883, СПб – 1945, Сочі), Сочі)

Александр Павлович Виноградов Александр Павлович Виноградов Ученик и ближайший сотрудник Ученик и ближайший сотрудник В. И. ВернадскогоВ. И. Вернадского. . Окончил Военно-медицинскую академию и Окончил Военно-медицинскую академию и

химический факультет Ленинградского химический факультет Ленинградского университета в 1924г. университета в 1924г.

Академик АН СССР (1953), вице-президент АН Академик АН СССР (1953), вице-президент АН СССР (1967-1975). СССР (1967-1975).

Ддиректор института геохимии и аналитической Ддиректор института геохимии и аналитической химии им. В. И. Вернадского АН СССР с 1947г. химии им. В. И. Вернадского АН СССР с 1947г. Основатель его прецизионной аналитической Основатель его прецизионной аналитической базы.базы.

В 1953г. основал и возглавил В 1953г. основал и возглавил кафедру геохимиикафедру геохимии геологического факультета МГУ, зав. кафедрой геологического факультета МГУ, зав. кафедрой геохимии МГУ (1953-1975 гг.) геохимии МГУ (1953-1975 гг.)

ГеохимииГеохимии: проводил идею создания физико-: проводил идею создания физико-химической теории геологических процессов. химической теории геологических процессов. Оопределил средний состав главных пород Оопределил средний состав главных пород ЗемлиЗемли. . Предложил гипотезу универсального механизма Предложил гипотезу универсального механизма образования оболочек образования оболочек планетпланет на основе зонного на основе зонного плавления плавления силикатнойсиликатной фазы и разработал фазы и разработал представление о химической эволюции Земли. представление о химической эволюции Земли. Развил в СССР геохимию изотопов и геохимию Развил в СССР геохимию изотопов и геохимию океанаокеана и методы изотопной геохронологии. и методы изотопной геохронологии.БиогеохимиБиогеохимия: ввёл понятие «биогеохимические я: ввёл понятие «биогеохимические провинции», развил провинции», развил биогеохимическийбиогеохимический метод метод поисков полезных ископаемых. поисков полезных ископаемых.

КосмохимияКосмохимия: хим. состав : хим. состав метеоритовметеоритов, планет (, планет (ЛунаЛуна, , ВенераВенера). ).

9.08.1895, СПб 9.08.1895, СПб — — 16.11.1975, Москва16.11.1975, Москва

Бурксер Євген Самійлович Бурксер Євген Самійлович

•Піонер ізотопно-геохімічних та Піонер ізотопно-геохімічних та геохронологічних досліджень в Українігеохронологічних досліджень в Україні• •Проф. Київського Університету Проф. Київського Університету

•Більшу частину життя працював у Більшу частину життя працював у Інституті Геологічних наук НАНУ Інституті Геологічних наук НАНУ

Етап 3.Етап 3. “Сучасний” :“Сучасний” : 1960-ті роки – 2020-ті ??? роки1960-ті роки – 2020-ті ??? роки Ми можемо сказати, що саме починаючи з цього етапу почалась епоха

“кількісної геохімії”. Передумовою цього етапу є подальший, ще більш інтенсивний науково-технічний розвиток:

Розвиток аналітичної техніки (ICP, MS, XRF, EMP, PMP, SHRIMP, LA-ICP-MS) Широке застосування фізико-хімічних підходів до інтерпретації геохімічних

даних Широке використання експериментальних досліджень – моделюються системи,

які наближені до прирородних (магматичних, гідротермальних) Застосування методів математичного моделювання геохімічних процесів Широке використання численних новітніх космохімічних даних

Все це зумовило перехід до створення комплексних геохімічних (петролого-геохімічних) моделей ендогенних та екзогенних систем, в тому числі до моделей, які описують міграцію елементів при формуванні геосфер Землі (моделі планетарного масштабу). Таким чином, геохімія починає “віддавати”свої потужні моливості в петрологію, мінералогію, геодинаміку ... . Поступово вона стає узагальнюючою науковою дисципліною, яка саме й спроможна сформувати коректне, повне та системне уявлення про планетарну еволюцію планети Земля та її геосфер.

Звичайно, що такий розвиток можливостей призвів й до розквіту прикладних розділів геохімії, насамперед пошукової та екологічної геохімії.

В сучасних умовах геохімія займає почесне місце серед найбільш розвинутих геологічних дисциплін. Перелік видатних постатей серед вчених, які внесли суттєвий внесок у розвиток геохімії на 3-му етапі її розвитку дуже великий. В цьому переліку звичайно такі вчені як С. Р. Тейлор, Мак-Леннан, К. Г. К. Г. ВедепольВедеполь, , В.Гриффин, Д.Шоу, В. Уайт, багато інших закордонних дослідників, а також:В.Гриффин, Д.Шоу, В. Уайт, багато інших закордонних дослідників, а також:

Жариков Вилен Андреевич. Академик РАН. Академик РАН,, доктор геол.- доктор геол.-мин. наук, директор Института экспериментальной мин. наук, директор Института экспериментальной минералогии АН СССР, профессор, зав. кафедрой минералогии АН СССР, профессор, зав. кафедрой геохимии геологического факультета МГУ, Опубликовал геохимии геологического факультета МГУ, Опубликовал более 300 научных работ в оласти теоретической и более 300 научных работ в оласти теоретической и экспериментальной геохимии, минералогии, петрологии экспериментальной геохимии, минералогии, петрологии

Рябчиков Игорь Дмитриевич - геохимик, доктор геол.-мин. наук, профессор - геохимик, доктор геол.-мин. наук, профессор кафедры геохимии геологического факультета МГУ, академик РАH.кафедры геохимии геологического факультета МГУ, академик РАH.Создатель теории поведения элементов-примесей в магматических системах, Создатель теории поведения элементов-примесей в магматических системах, предложил термодинамические методы оценки коэффициента распределения, предложил термодинамические методы оценки коэффициента распределения, провел комплекс экспериментальных исследований систем, моделирующих провел комплекс экспериментальных исследований систем, моделирующих процессы формирования рудоносных флюидов при кристаллизации магм. процессы формирования рудоносных флюидов при кристаллизации магм. Первым выполнил серию экспериментальных исследований, которые Первым выполнил серию экспериментальных исследований, которые позволили установить механизм генерации алмазоносных лампроитовых и позволили установить механизм генерации алмазоносных лампроитовых и кимберлитовых магм. кимберлитовых магм.

Коржинский Дмитрий СергеевичКоржинский Дмитрий Сергеевич (1899-1985) – один из (1899-1985) – один из крупнейших петрологов и геохимиков всего 20-го века. крупнейших петрологов и геохимиков всего 20-го века. Создатель: (1) теории термодинамически открытых систем Создатель: (1) теории термодинамически открытых систем с вполне подвижными компонентами, которые являются с вполне подвижными компонентами, которые являются моделью природных минералообразующих процессов, моделью природных минералообразующих процессов, (2) теории метасоматических процессов и формирования (2) теории метасоматических процессов и формирования метасоматической зональности (диффузионный и метасоматической зональности (диффузионный и инфильтрационный типы), (3) теории кислотно-основной инфильтрационный типы), (3) теории кислотно-основной эволюции постмагматических гидротермальных растворов, эволюции постмагматических гидротермальных растворов, (4) гипотезы о потоках трансмагматических флюидов …… (4) гипотезы о потоках трансмагматических флюидов ……

Izotope geochemistry (W. M. White, 2007) Part I. Introduction Lecture 1: Introduction and the Physics of the Nucleus

Lecture 2: Radioactive DecayLecture 3: Nucleosynthesis

Part II. Geohronology Lecture 4: Basics of Radiogenic Isotope Geochemistry

Lecture 5: Geochronology I: The K-Ca-Ar systemLecture 6: Geochronology II: The K-Ar and Rb-Sr systemsLecture 7: Geochronology III: The Sm-Nd systemLecture 8: Geochronology IV: The U-Th-Pb systemLecture 9: Geochronology V: The U-Th-Pb system: zircon datingLecture 10: Geochronology VI: U-Th decay series datingLecture 11: Geochronology VII: Other decay systemsLecture 12: Cosmogenic Isotopes in GeochronologyLecture 13: Cosmogenic Isotopes in Geochronology II Lecture 14: Fission Track DatingLecture 15: Analytical Methods

Part III: Radiogenic Isotope Geochemistry Lecture 16: Isotope Cosmochemistry

Lecture 17: Isotope Cosmochemistry IILecture 18: The Mantle ILecture 19: The Mantle II: The Pb PictureLecture 20: Mantle ModelsLecture 21: Mantle Plumes; Subcontinental LithosphereLecture 22: The Continental CrustLecture 23: The Continental Crust IILecture 24: Isotope Geochemistry of Subduction Zone MagmasLecture 25: U-Series Isotopes and Melt GenerationLecture 26: Noble Gases and Evolution of the Atmosphere

Part IV: Stable Isotope Geochemistry Lecture 27: Stable Isotope Theory: Equilibrium Fractionations

Lecture 28: Kinetic Fractionations and the Hydrologic SystemLecture 29: Biological Fractionations of Stable IsotopesLecture 30: Stable Isotope Applications I: High TemperaturesLecture 31: Stable Isotope Applications II: Assimilation-Fractional CrystallizationLecture 32: Stable Isotope Applications III: Assimilation and SubductionLecture 33: Hydrothermal Activity, Metamorphism and Ore Deposits ILecture 34: Hydrothermal Activity, Metamorphism and Ore Deposits IILecture 35: Stable Isotopes in Paleontology and ArchaeologyLecture 36: Stable Isotopes in Paleoclimatology ILecture 37: Stable Isotopes in Paleoclimatology IILecture 38: The Carbon Cycle, Isotopes, and Climate ILecture 39: The Carbon Cycle, Isotopes, and Climate IILecture 40: Mass Independent Fractionation; Li and B isotopes

Comments to W. M. White wmw4@cornell.edu

Лекція Лекція 22

Нукліди: Нукліди: Систематика, поширеність Систематика, поширеність

та геохімічне значеннята геохімічне значення

ОСНОВИ ОСНОВИ ІЗОТОПНОЇ ГЕОХІМІЇІЗОТОПНОЇ ГЕОХІМІЇ

С.Є.ШнюковС.Є.Шнюков

А́том (від грец. άτομοσ — неподільний, лат. відповідник - individuum) — найменша частинка хімічного елементу, яка зберігає всі його хімічні властивості.

Атом складається з щільного ядра з позитивно заряджених протонів та електрично нейтральних нейтронів, яке оточене набагато більшою хмарою негативно заряджених електронів.

Коли число протонів відповідає числу електронів, атом електрично нейтральний; в іншому випадку це є іон, з певним зарядом.

Атоми класифікують відповідно до числа протонів та нейтронів: число протонів визначає хімічний елемент, а число нейтронів визначає ізотоп елементу.

Атом: визначення

В кінці 19-го та на початку 20-го столітть, фізики відкрили першу з субатомних частинок — електрон, а дещо пізніше атомне ядро, таким чином показавши, що атом не є неподільний. Розвиток квантової механіки дозволив пояснити не лише будову атомів, а також іхні властивості: оптичні спектри, здатність вступати в реакції й утворювати молекули, тощо.

Схематичне зображення атома гелію з електронною хмарою навколо і складним за будовою ядром

Поняття атом, як і саме слово, має давньогрецьке походження, хоча істинність гіпотези про існування атомів знайшла своє підтвердження лише в 20 сторіччі. Першим почав проповідувати атомістичне вчення в 5 ст. до н.е філософ Левкіпп. Потім естафету підхопив його учень Демокріт (фото зверху праворуч).

Основною ідеєю, яка стояла за даним поняттям протягом всіх сторіч, було уявлення про світ як про набір величезної кількості неподільних елементів, які є дуже простими за своєю структурою і існують від початку часів. Але це була лише ідея, яка дуже довго не знаходила свого експериментального підтвердження.

В 17-му та 18-му сторіччі хіміки встановили, що хімічні речовини вступають в реакції в певних пропорціях, які виражаються за допомогою малих чисел. Крім того вони виділили певні найпростіші речовини, які назвали хімічними елементами. Ці відкриття призвели до відродження та розвитку ідеї про неподільні частинки.

Але тільки в 19 столітті Джон Дальтон (1808 р.) одержав свідчення існування атомів, але припускав, що вони неподільні. Ернест Резерфорд (1911) показав експериментально, що атом складається з ядра, оточеного електронами.

Атом: історія відкриття та дослідження

Сучасні уявлення про будову атома базуються на квантовій механіці.

На популярному рівні будову атома можна викласти у рамках хвильової моделі, яка опирається на модель Бора, але враховує також додаткові відомості з квантової механіки.

Планетарна модель атома,

запропонована Резерфордом

Атом: будова

Модель атома Модель атома Нільса Бора

Ядро оточене електронною хмарою, яка займає більшу частину його об'єму. В електронній хмарі можна виділити оболонки, для кожної з яких існує кілька можливих орбіталей. Заповнені орбіталі складають електронну конфігурацію, індивідуальну для кожного хімічного елемента.

Атом: електронна конфігурація

Електронна конфігурація — формула розташування електронів на різних електронних оболонках атома хімічного елемента.

З погляду квантової механіки, електронна конфігурація - це повний перелік одноелектронних хвильових функцій, із яких можна скласти повну хвильову функцію атома.

Електронна конфігурація атома значною мірою визначає його хімічні властивості.Для позначення електронної конфігурації хімічного елементу використовують назви орбіталей: s,p,d,f,g.

Перед назвою орбіталі стоїть основне квантове число, а верхній індекс після позначення орбіталі вказує на те, скільки електронів є на орбіталях даного сорту.Наприклад, для неону електронна конфігурація записується 1s22s22p6. Цей запис означає, що неон має два електрони на внутрішній s-орбіталі, 2 електрони на зовнішній s-орбіталі й 6 електронів на зовнішній p-орбіталі.

Схематичне зображення електронної конфігурації Ba

Кожна орбіталь може містити до двох електронів, що характеризуються трьома квантовими числами: основним (n = 1,2…), орбітальним (l =0,1, 2 … n-1), магнітним (m = 0, +1, +2 … +l ). Кожен електрон на орбіталі має унікальне значення четвертого квантового числа: спіну (ms = +1/2) Орбіталі визначаються специфічним розподілом ймовірності знаходження електрону. «Границею» орбіталі вважається відстань, на якій імовірність того що електрон може перебувати поза нею є меншою 90 %. Кожна орбиталь не може містити більше ніж 2 електрони з однаковим набіром трьох квантових чисел. Їх спіни повинні бути протилежними (принцип Паулі)

Атом: електронні конфігурації

Для позначення електронної конфігурації хімічного елементу використовують назви орбіталей: s, p, d, f, g (n = 1,2…)

Атоми можуть віддавати та приєднувати електрони, стаючи позитивно або негативно зарядженими іонами. Лише електрони зовнішньої оболонки можуть брати участь в утворенні міжатомних зв'язків. Хімічні властивості елемента визначаються тим, з якою легкістю ядро може віддавати або здобувати електрони. Це залежить як від числа електронів так і від ступеня заповненості зовнішньої оболонки.

Атом: електронні конфігурації

Розрізняють внутрішні й зовнішні (валентні) електронні оболонки.

Внутрішні оболонки відповідають за спектри рентгенівського випромінювання та спектри рентгенівського поглинання атомів.

Зовнішні оболонки відповідають за хімічні властивості атома.

Облолонки бувають заповненими, незаповненими та частково заповненими.

Електро́нна оболо́нка — група вироджених або близьких за енергією електронних орбіталей атома.За принципом Паули , на кожній із оболонок може розташовуватися лише певне число електронів = 2n2, а емність кожної підоболонки — 2(2l + 1) . Из вышеприведённой схемы легко определяются ёмкости последовательных периодов: 2, 8, 8, 18, 18, 32, 32...

Периодический закон Менделеева, фундаментальный закон, устанавливающий периодическое изменение свойств химических элементов в зависимости от увеличения зарядов ядер их атомов. Открыт Д. И. Менделеевым в 1869 при сопоставлении свойств всех известных в то время элементов и величин их атомных весов. Графическим (табличным) выражением П. з. явилась разработанная Менделеевым периодическая система элементов. 

Атом: періодичний закон Д.І.Менделеєва

Физический смысл П. з. был вскрыт лишь после выяснения того, что заряд ядра атома возрастает при переходе от одного химического элемента к соседнему (в периодической системе) на единицу элементарного заряда. Численно заряд ядра равен порядковому номеру (Z) соответствующего элемента в периодической системе, то есть числу протонов в ядре, в свою очередь равному числу электронов соответствующего нейтрального атома.

Химические свойства атомов определяются структурой их внешних электронных оболочек, периодически изменяющейся с увеличением заряда ядра, и, следовательно, в основе П. з. лежит представление об изменении заряда ядра атомов, а не атомной массы элементов. Наглядная иллюстрация П. з.— кривые периодические изменения некоторых физических величин (ионизационных потенциалов, атомных радиусов, атомных объёмов) в зависимости от Z . Какого-либо общего математического выражения П. з. не существует.

В каждой подгруппе содержатся элементы, обладающие сходными химическими свойствами. Элементы а- и б-подгрупп в каждой группе, как правило, обнаруживают между собой определённое химическое сходство, главным образом в высших степенях окисления, которые, как правило, соответствуют номеру группы. Периодом называется совокупность элементов, начинающаяся щелочным металлом и заканчивающаяся инертным газом (особый случай — 1-й период); каждый период содержит строго определённое число элементов. П. с. э. состоит из 8 групп и 7 периодов (7-й не завершен).

Атом: періодична система елементів Д.І.Менделеєва

Современная охватывает 106 химических элементов.

Все трансурановые елементы (Z = 93—106), а также элементы с Z = 43 (Tc), 61 (Pm), 85 (At) и 87 (Fr) получены искусственно.

Фундаментальным принципом построения П. с. э. является разделение всех элементов на группы и периоды.

Каждая группа в свою очередь подразделяется на главную (а) и побочную (б) подгруппы.

Первый период содержит всего 2 элемента: H и He. Место H в системе неоднозначно: поскольку он проявляет свойства, общие со щелочными металлами и с галогенами, его помещают либо в Ia-, либо (предпочтительнее) в VIIa-подгруппу. Гелий — первый представитель VIIa-подгруппы (однако долгое время Не и все инертные газы объединяли в самостоятельную нулевую группу).

Атом: періодична система елементів Д.І.Менделеєва

Современная охватывает 106 химических элементов.

Все трансурановые елементы (Z = 93—106), а также элементы с Z = 43 (Tc), 61 (Pm), 85 (At) и 87 (Fr) получены искусственно.

Фундаментальным принципом построения П. с. э. является разделение всех элементов на группы и периоды.

Каждая группа в свою очередь подразделяется на главную (а) и побочную (б) подгруппы.

Второй период (Li — Ne) содержит 8 элементов. Он начинается щелочным металлом Li, единственная степень окисления которого равна I. Затем идёт Be — металл, степень окисления II. Металлический характер следующего элемента В выражен слабо (степень окисления III). Идущий за ним C — типичный неметалл, может быть как положительно, так и отрицательно четырёхвалентным. Последующие N, O, F и Ne — неметаллы, причём только у N высшая степень окисления V соответствует номеру группы; кислород лишь в редких случаях проявляет положительную валентность, а для F известна степень окисления VI. Завершает период инертный газ Ne.

Атом: періодична система елементів Д.І.Менделеєва

Современная охватывает 106 химических элементов.

Все трансурановые елементы (Z = 93—106), а также элементы с Z = 43 (Tc), 61 (Pm), 85 (At) и 87 (Fr) получены искусственно.

Фундаментальным принципом построения П. с. э. является разделение всех элементов на группы и периоды.

Каждая группа в свою очередь подразделяется на главную (а) и побочную (б) подгруппы.

Третий период (Na — Ar) также содержит 8 элементов, изменение их свойств во многом аналогично второму периоду. Однако Mg, в отличие от Be, более металличен, равно как и Al по сравнению с В, хотя Al присуща амфотерность. Si, Р, S, Cl, Ar — типичные неметаллы, но все они (кроме Ar) проявляют высшие степени окисления, равные номеру группы. Т.о., в обоих периодах по мере увеличения Z наблюдается ослабление металлического и усиление неметаллического характера элементов. Они наиболее распространены в природе, а С, N и O являются наряду с H основными элементами органической материи (органогенами). Все элементы 1-3 периодов входят в подгруппы а.

Атом: періодична система елементів Д.І.Менделеєва

Современная охватывает 106 химических элементов.

Все трансурановые елементы (Z = 93—106), а также элементы с Z = 43 (Tc), 61 (Pm), 85 (At) и 87 (Fr) получены искусственно.

Фундаментальным принципом построения П. с. э. является разделение всех элементов на группы и периоды.

Каждая группа в свою очередь подразделяется на главную (а) и побочную (б) подгруппы.

Четвёртый период (K — Kr) содержит 18 элементов (первый большой период, по Менделееву). После щелочного металла K и щёлочноземельного Ca (s-элементы) следует ряд из десяти так называемых переходных элементов (Sc — Zn), или d-элементов (символы даны синим цветом), которые входят в подгруппы б соответствующих групп П. с. э. Большинство переходных элементов (все они металлы) проявляет высшие степени окисления, равные номеру группы (исключение — Fe, Co, Ni). Элементы, начиная с Ga и кончая Kr (р-элементы), принадлежат к подгруппам а, и характер изменения их свойств такой же, как и в соответствующих интервалах Z у элементов второго и третьего периодов.

Атом: періодична система елементів Д.І.Менделеєва

Современная охватывает 106 химических элементов.

Все трансурановые елементы (Z = 93—106), а также элементы с Z = 43 (Tc), 61 (Pm), 85 (At) и 87 (Fr) получены искусственно.

Фундаментальным принципом построения П. с. э. является разделение всех элементов на группы и периоды.

Каждая группа в свою очередь подразделяется на главную (а) и побочную (б) подгруппы.

Пятый период (Rb — Xe) построен аналогично четвёртому; в нём также имеется вставка из 10 переходных элементов (Y — Cd), d-элементов. Специфические особенности периода:

1) в триаде Ru — Rh — Pd только рутений проявляет степень окисления VIII; 2) все элементы подгрупп а проявляют высшие степени окисления, равные номеру группы; 3) у I отмечаются слабые металлические свойства. Таким образом, характер изменения свойств по мере увеличения Z у элементов четвёртого и пятого

периодов более сложен (металлические свойства сохраняются в большом интервале Z).

Атом: періодична система елементів Д.І.Менделеєва

Современная охватывает 106 химических элементов.

Все трансурановые елементы (Z = 93—106), а также элементы с Z = 43 (Tc), 61 (Pm), 85 (At) и 87 (Fr) получены искусственно.

Фундаментальным принципом построения П. с. э. является разделение всех элементов на группы и периоды.

Каждая группа в свою очередь подразделяется на главную (а) и побочную (б) подгруппы.

Шестой период (Cs — Rn) включает 32 элемента. В нём помимо 10 d-элементов (La, Hf — Hg) содержится совокупность из 14 f-элементов, лантаноидов, от Ce до Lu (символы чёрного цвета). Элементы от La до Lu химически весьма сходны. Особенности периода: 1) в триаде Os — Ir — Pt только осмий проявляет степень окисления VIII; 2) At имеет более выраженный (по сравнению с 1) металлический характер; 3) Rn, по-видимому (его химия мало изучена), должен быть наиболее реакционноспособным из инертных газов.

Атом: періодична система елементів Д.І.Менделеєва

Современная охватывает 106 химических элементов.

Все трансурановые елементы (Z = 93—106), а также элементы с Z = 43 (Tc), 61 (Pm), 85 (At) и 87 (Fr) получены искусственно.

Фундаментальным принципом построения П. с. э. является разделение всех элементов на группы и периоды.

Каждая группа в свою очередь подразделяется на главную (а) и побочную (б) подгруппы.

Седьмой период (Fr (Z = 87), также должен содержать 32 элемента, из которых пока известно 20 (до элемента с Z = 106). Fr и Ra — элементы соответственно Ia- и IIa -подгрупп (s-элементы), Ac — аналог элементов IIIб -подгруппы (d-элемент). Следующие 14 элементов, f-элементы (с Z от 90 до 103), составляют семейство актиноидов. В химическом отношении ряды лантаноидов (3+) и актиноидов (N+) обнаруживают заметные различия.

Изучение элементов с Z = 104 и Z = 105 показало, что эти элементы являются аналогами гафния и тантала соответственно, то есть d-элементами, и должны размещаться в IVб- и Vб-подгруппах. Членами б-подгрупп должны быть и последующие элементы до Z = 112, а далее (Z = 113—118) появятся р-элементы (IIIa — VIlla-подгруппы).

Атом: періодична система елементів Д.І.Менделеєва

Современная охватывает 106 химических элементов.

Все трансурановые елементы (Z = 93—106), а также элементы с Z = 43 (Tc), 61 (Pm), 85 (At) и 87 (Fr) получены искусственно.

Фундаментальным принципом построения П. с. э. является разделение всех элементов на группы и периоды.

Каждая группа в свою очередь подразделяется на главную (а) и побочную (б) подгруппы.

  Вертикальными чертами разделены периоды П. с. э. (их номера обозначены цифрами наверху); жирным шрифтом выделены подоболочки, которыми завершается построение оболочек с данным n. Под обозначениями подоболочек проставлены значения главного (n) и орбитального (l) квантовых чисел, характеризующие последовательно заполняющиеся подоболочки.

Атом: періодична система елементів Д.І.МенделеєваВ основе теории П. с. э. лежит представление о специфических закономерностях построения электронных оболочек (слоев, уровней) и подоболочек (подуровней) в атомах по мере роста Z. Нильс Бор (1913-21) выявил три особенности формирования электронных конфигураций атомов: 1) заполнение электронных оболочек (кроме оболочек, отвечающих значениям главного квантового числа n = 1 и 2) происходит не монотонно до полной их ёмкости, а прерывается появлением совокупностей электронов, относящихся к оболочкам с большими значениями n; 2) сходные типы электронных конфигураций атомов периодически повторяются; 3) границы периодов (за исключением первого и второго) не совпадают с границами последовательных электронных оболочек.  Реальная схема формирования электронных конфигураций атомов по мере роста Z может быть в общем виде записана следующим образом:

  В соответствии с принципом Паули ёмкость каждой электронной оболочки равна 2n2, а ёмкость каждой подоболочки — 2(2l + 1). Из вышеприведённой схемы легко определяются ёмкости последовательных периодов: 2, 8, 8, 18, 18, 32, 32... Каждый период начинается элементом, в атоме которого появляется электрон с новым значением n. Таким образом, периоды можно характеризовать как совокупности элементов, начинающиеся элементом со значением n, равным номеру периода, и l = 0 (ns1-элементы), и завершающиеся элементом с тем же n и l = 1 (np6-элементы); исключение — первый период, содержащий только ls-элементы. При этом к а-подгруппам принадлежат элементы, для атомов которых n равно номеру периода, а l = 0 или 1, то есть происходит построение электронной оболочки с данным n. К б-подгруппам принадлежат элементы, в атомах которых происходит достройка оболочек, остававшихся незавершёнными (в данном случае n меньше номера периода, а l = 2 или 3). Первый — третий периоды П. с. э. содержат только элементы а-подгрупп.  Приведённая реальная схема формирования электронных конфигураций атомов не является безупречной, поскольку в ряде случаев чёткие границы между последовательно заполняющимися подоболочками нарушаются (например, после заполнения в атомах Cs и Ba 6s-подоболочки в атоме лантана появляется не 4f-, а 5d-электрон, имеется 5d-электрон в атоме Gd и т.д.). Кроме того, первоначально реальная схема не могла быть выведена из каких-либо фундаментальных физических представлений; такой вывод стал возможным благодаря применению квантовой механики к проблеме строения атома.

Атом: періодична система елементів Д.І.Менделеєва

 Неопровержимое доказательство правильности размещения элементов в периодической системе элементов Д. И. Менделеева. Содействовал выяснению физического смысла Z.

В соответствии с М. з., рентгеновские характеристические спектры не обнаруживают периодических закономерностей, присущих оптическим спектрам (определяются внешними электронными оболочками) . Это указывает на то, что проявляющиеся в характеристических рентгеновских спектрах внутренние электронные оболочки атомов всех элементов имеют аналогичное строение.

Атом: періодична система елементів Д.І.Менделеєва

Закон Мозли

Экспериментально установлен Г.Мозли (1913). Согласно этому закону корень квадратный из частоты (ν) спектральной линии характеристического рентгеновского излучения элемента есть линейная функция его порядкового номера (Z):

где R — постоянная Ридберга, Sn — постоянная экранирования, n — главное квантовое число. На диаграмме Мозли (см. рис.) зависимость   от Z представляет собой ряд прямых (К-, L-, М- и т. д. серии, соответствующие значениям n = 1, 2, 3,...).

Повернемось до періодичної системиПовернемось до періодичної системи, яка, як ми побачили, базується на будові , яка, як ми побачили, базується на будові атомів. Звичайно, що періодична система була покладена в основу першої атомів. Звичайно, що періодична система була покладена в основу першої геохімічної класифікації хімічних елементівгеохімічної класифікації хімічних елементів (В.М.Гольдшмідт, 1933), яка (В.М.Гольдшмідт, 1933), яка враховувала властивості атомів та їх поведінку в природних процесах. враховувала властивості атомів та їх поведінку в природних процесах.

Періодична система та геохімічна класифікація хімічних элементів

((Урусов)Урусов)

Періодична система та геохімічна класифікація хімічних элементів

1 – атмофільні елементи (от греч. atmos - воздух) - 1 – атмофільні елементи (от греч. atmos - воздух) - инертные газы и и азот, , образующий самую прочную из двухатомных молекул Nобразующий самую прочную из двухатомных молекул N22..

((Урусов)Урусов)

Періодична система та геохімічна класифікація хімічних элементів

2 - літофільні элементи (від греч. lithos - камень), які сконцентровані в 2 - літофільні элементи (від греч. lithos - камень), які сконцентровані в оксидных и и силикатных фазах. Їх атоми мають в і фазах. Їх атоми мають в іонізованому стані будову у стані будову атомів атомів благородных газов

((Урусов)Урусов)

Періодична система та геохімічна класифікація хімічних элементів

3 – халькофільні елементи (от греч. chalkos - 3 – халькофільні елементи (от греч. chalkos - медь), які утворюють сполуки з сіркою ), які утворюють сполуки з сіркою та її аналогами (та її аналогами (селеном, , теллуром, , мышьяком …). Звичайно належать до груп Б …). Звичайно належать до груп Б періодичної системи (заповнена 18- эл. оболонка перед періодичної системи (заповнена 18- эл. оболонка перед валентною оболонкою ) )

((Урусов)Урусов)

Періодична система та геохімічна класифікація хімічних элементів

4 – сидерофільні елементи (от греч. sideros - железо), які утворюють сидерофільні елементи (от греч. sideros - железо), які утворюють металеву фазу металеву фазу метеоритів та, мабуть, ядро Землі. (переходні метали з та, мабуть, ядро Землі. (переходні метали з незавершеною d-оболонкою) незавершеною d-оболонкою)

((Урусов)Урусов)

Періодична система та геохімічна класифікація хімічних элементів

Які ж саме властивості елементів визначають їх поведінку в Які ж саме властивості елементів визначають їх поведінку в природних процесах та відповідну геохімічну класифікацію?природних процесах та відповідну геохімічну класифікацію?

 Періодична залежність атомних об’ємів від Z та геохімічні групи елементів (1 - атмо-, 2 - літо-, 3 – сидеро- та 4 – халькофільні). В.М. Гольдшмідт - розміри атомів різних груп різко відрізняються. (атмофилы и литофилы располагаются на пиках кривых, а халькофилы и особенно сидерофилы скапливаются у минимумов, причем первые из них оказываются на восходящих, а вторые вместе с частью литофилов - на нисходящих склонах впадин).

Періодичність зміни властивостей хімічних элементів

Урусов

Періодичність зміни властивостей хімічних элементів

МГУ -Урусов

Залежність орбітального радіуса вільних Залежність орбітального радіуса вільних атомів та іонів від їх порядкового номераатомів та іонів від їх порядкового номера

Форма орбіталей зовнішніх електронних оболонок атомів ---- Форма орбіталей зовнішніх електронних оболонок атомів ----

  Радіуси іонівРадіуси іонів ( (RRii)) теж змінюються періодично, але ситуація дещо інша: теж змінюються періодично, але ситуація дещо інша: (1)(1) розміри літофільних іонів змінюються в широких межах – від дуже малих Верозміри літофільних іонів змінюються в широких межах – від дуже малих Ве2+2+ и Si и Si 4+4+ до до

дуже великих Csдуже великих Cs++ и Ва и Ва2+2+..(2)(2) деякі халькофільні іони досить великі (Au+, Hg2+, Tl+, Pb2+). деякі халькофільні іони досить великі (Au+, Hg2+, Tl+, Pb2+). (3)(3) Іонні радіуси мало змінюються в діагональних напрямках (Li+ - Mg2+ - Sc3+ - Zr4+ , тощо). Іонні радіуси мало змінюються в діагональних напрямках (Li+ - Mg2+ - Sc3+ - Zr4+ , тощо). (4)(4) Елементи 6-го періода, які стоять після La, мають практично такі ж розміри, що й їх легкі Елементи 6-го періода, які стоять після La, мають практично такі ж розміри, що й їх легкі

аналоги в групах (Hf4+ - Zr4+, Nb5+ - Ta5+,W6+ - Mo6+), тобто в ряду лантаноїдів з аналоги в групах (Hf4+ - Zr4+, Nb5+ - Ta5+,W6+ - Mo6+), тобто в ряду лантаноїдів з зростанням зростанням ZZ відбувається зменьшення відбувається зменьшення радіусів іонів («лантаноїдне стислення»). радіусів іонів («лантаноїдне стислення»).

Періодичність зміни властивостей хімічних элементів

Урусов

Періодичність зміни властивостей хімічних элементів

МГУ -Урусов

Потенціал іонізації (( IIi i ):):

Періодичність зміни властивостей хімічних элементів

White

Електронегативність (ЕН): (ЕН): характеризує здатність атома утримувати свої елетрони та характеризує здатність атома утримувати свої елетрони та приймати до валентної оболонки «чужі». Тому, якщо ЕН хімічно звприймати до валентної оболонки «чужі». Тому, якщо ЕН хімічно зв’’язаних атомів близькі – язаних атомів близькі – ковалентний ковалентний звзв’’язок. язок. Якщо дуже різні – іонний зв Якщо дуже різні – іонний зв’’язок. Зязок. З’’язкиязки проміжного типу (іонно- проміжного типу (іонно-ковалентні) хар-зують різними ступенями іонності. ЕН зростає в періодах зліва направо та ковалентні) хар-зують різними ступенями іонності. ЕН зростає в періодах зліва направо та зменьшується зверху вниз в групах. Тому елементи з низькою ЕН (типові метали) знаходяться зменьшується зверху вниз в групах. Тому елементи з низькою ЕН (типові метали) знаходяться знизу зліва в Пер. с., а елементи з найбільшою ЕН (типові неметали) - зверху справа. знизу зліва в Пер. с., а елементи з найбільшою ЕН (типові неметали) - зверху справа.

Періодичність зміни властивостей хімічних элементів

Урусов

Електронегативність (ЕН): (ЕН):Металлы и неметаллы разделяются в Периодической системе диагональным поясом металлоидов (Si-Ge-As-Металлы и неметаллы разделяются в Периодической системе диагональным поясом металлоидов (Si-Ge-As-Sb-Bi) с промежуточной ЭО. Таким образом, литофильные элементы принадлежат к наиболее типичным Sb-Bi) с промежуточной ЭО. Таким образом, литофильные элементы принадлежат к наиболее типичным металлам главных подгрупп, с одной стороны, и наиболее типичным неметаллам (металлам главных подгрупп, с одной стороны, и наиболее типичным неметаллам (кислород, , фтор) - с другой. ) - с другой. Элементы с промежуточными значениями ЭО распределяются между халькофилами (сера и ее аналоги - Элементы с промежуточными значениями ЭО распределяются между халькофилами (сера и ее аналоги - селен и теллур, мышьяк и его аналоги - сурьма и висмут, металлы побочных подгрупп 1, 2 и 3-й групп селен и теллур, мышьяк и его аналоги - сурьма и висмут, металлы побочных подгрупп 1, 2 и 3-й групп Периодической системы) и сидерофилами (обычно это переходные металлы).Периодической системы) и сидерофилами (обычно это переходные металлы).

Періодичність зміни властивостей хімічних элементів

Урусов

Електронегативність (ЕН): (ЕН):Металлы и неметаллы разделяются в Периодической системе диагональным поясом металлоидов (Si-Ge-As-Металлы и неметаллы разделяются в Периодической системе диагональным поясом металлоидов (Si-Ge-As-Sb-Bi) с промежуточной ЭО. Таким образом, литофильные элементы принадлежат к наиболее типичным Sb-Bi) с промежуточной ЭО. Таким образом, литофильные элементы принадлежат к наиболее типичным металлам главных подгрупп, с одной стороны, и наиболее типичным неметаллам (металлам главных подгрупп, с одной стороны, и наиболее типичным неметаллам (кислород, , фтор) - с другой. ) - с другой. Элементы с промежуточными значениями ЭО распределяются между халькофилами (сера и ее аналоги - Элементы с промежуточными значениями ЭО распределяются между халькофилами (сера и ее аналоги - селен и теллур, мышьяк и его аналоги - сурьма и висмут, металлы побочных подгрупп 1, 2 и 3-й групп селен и теллур, мышьяк и его аналоги - сурьма и висмут, металлы побочных подгрупп 1, 2 и 3-й групп Периодической системы) и сидерофилами (обычно это переходные металлы).Периодической системы) и сидерофилами (обычно это переходные металлы).

Періодичність зміни властивостей хімічних элементів

White

Таким чином: Таким чином:

Радіуси іонівРадіуси іонів ( (Ri)Ri) тата електронегативністьелектронегативність (ЕН) (ЕН) хімічних хімічних елементів періодично змінюються в залежності від елементів періодично змінюються в залежності від ZZ, зумовлюють їх , зумовлюють їх поведінку в геохімічних процесах та визначають належність елементів до поведінку в геохімічних процесах та визначають належність елементів до груп геохімічної класифікації, яка вперше була запропонована ще груп геохімічної класифікації, яка вперше була запропонована ще В.М. Гольдшмідтом (1933 р.). В.М. Гольдшмідтом (1933 р.).

Треба зауважити, що ця класифікація досі не втратила свого значення. Треба зауважити, що ця класифікація досі не втратила свого значення. Вона враховується у сучасних геохімічних класифікаціях елементів, з Вона враховується у сучасних геохімічних класифікаціях елементів, з якими ми познайомимось наприкінці лекцій з розділу “якими ми познайомимось наприкінці лекцій з розділу “Хімічні елементи в Хімічні елементи в геохімії”.геохімії”.

Далі ми докладніше розглянемо ці (та деякі інші) найбільш важливі для геохімії Далі ми докладніше розглянемо ці (та деякі інші) найбільш важливі для геохімії властивості (характеристики) властивості (характеристики) хімічних елементів. хімічних елементів.

Властивості (характеристики) хімічних элементів

Властивості (характеристики) Властивості (характеристики) хімічних элементів: хімічних элементів: радіуси іоніврадіуси іонів ( (RRii))

Ионная связь - это химическая связь, образованная за счет электростатического притяжения между катионами и анионами.Механизм образования ионной связи можно рассмотреть на примере реакции между натрием и хлором. Атом щелочного металла легко теряет электрон, а атом галогена - приобретает. В результате этого возникает катион натрия и хлорид-ион. Они образуют соединение за счет электростатического притяжения между ними.

В простой электростатической модели ионной связи используется понятие ионных радиусов. Сумма В простой электростатической модели ионной связи используется понятие ионных радиусов. Сумма радиусов соседних катиона (радиусов соседних катиона (rr+ ) и аниона (+ ) и аниона (rr−) должна равняться соответстующему межъядерному −) должна равняться соответстующему межъядерному расстоянию:расстоянию:rr00 = = rr+ + + + rr−−При этом остается неясным, где следует провести границу между катионом и анионом. Сегодня При этом остается неясным, где следует провести границу между катионом и анионом. Сегодня известно, что чисто ионной связи не существует, так как всегда имеется некоторое перекрывание известно, что чисто ионной связи не существует, так как всегда имеется некоторое перекрывание электронных облаков. Для вычисления радиусов ионов используют методы исследования, которые электронных облаков. Для вычисления радиусов ионов используют методы исследования, которые позволяют определять электронную плотность между двумя атомами. Межъядерное расстояние делят в позволяют определять электронную плотность между двумя атомами. Межъядерное расстояние делят в точке, где электронная плотность минимальна.точке, где электронная плотность минимальна.

Властивості (характеристики) хімічних элементів: Властивості (характеристики) хімічних элементів: радіуси іоніврадіуси іонів ( (RRii))

Отношение r+ / r−

КЧ катиона Окружение Пример

0,225−0,414 4 Тетраэдрическое ZnS

0,414−0,732 6 Октаэдрическое NaCl

0,732−1,000 8 Кубическое CsCl

>1,000 12 Додекаэдрическое В ионных кристаллах

не обнаружено

Размеры иона зависят от многих факторов.

(1) Заряд иона - обратнопропорционально(2) Координационное число - прямопропорционально.

Сравнение ионных радиусов можно проводить только при одинаковом координационном числе, поскольку оно оказывает влияние на размер иона из-за сил отталкивания между

противоионами. Это хорошо видно на примере иона Ag+; его ионных радиус равен 81, 114 и 129 пм для координационных чисел 2, 4 и 6, соответственно.

Структура идеального ионного соединения, обусловленная максимальным притяжением между разноименными ионами и минимальным отталкиванием одноименных ионов, во

многом определяется соотношением ионных радиусов катионов и анионов:

(1) При постоянном заряде иона с ростом порядкового номера (а, следовательно, заряда ядра) ионный радиус уменьшается (лантаноиды).

(2) В группах ионные радиусы в целом увеличиваются с ростом порядкового номера. Однако для d-элементов четвертого и пятого периодов вследствие лантаноидного сжатия может произойти даже уменьшение ионного

радиуса (Zr4+ - Hf4+).(3) В периодах - уменьшение ионного радиуса, связанное с усилением притяжения электронов к ядру при

одновременном росте заряда ядра и заряда самого иона: Na+ - Mg2+ - Al3+ (координационное число 6). По этой же причине увеличение заряда иона приводит к уменьшению ионного радиуса для одного элемента: Fe2+ 77 пм,

Fe3+ 63 пм, Fe6+ 39 пм (координационное число 4).

Властивості (характеристики) хімічних элементів: Властивості (характеристики) хімічних элементів: радіуси іоніврадіуси іонів ( (RRii))

(1) При постоянном заряде иона с ростом порядкового номера (а, следовательно, заряда ядра) ионный радиус уменьшается (лантаноиды).

(2) В группах ионные радиусы в целом увеличиваются с ростом порядкового номера. Однако для d-элементов четвертого и пятого периодов вследствие лантаноидного сжатия может произойти даже уменьшение ионного

радиуса (Zr4+ - Hf4+).(3) В периодах - уменьшение ионного радиуса, связанное с усилением притяжения электронов к ядру при

одновременном росте заряда ядра и заряда самого иона: Na+ - Mg2+ - Al3+ (координационное число 6). По этой же причине увеличение заряда иона приводит к уменьшению ионного радиуса для одного элемента: Fe2+ 77 пм,

Fe3+ 63 пм, Fe6+ 39 пм (координационное число 4).

Властивості (характеристики) хімічних элементів: Властивості (характеристики) хімічних элементів: радіуси іоніврадіуси іонів ( (RRii))

ННа попередніх лекціях ми за попередніх лекціях ми з’’ясували, щоясували, що: :

Радіуси іонівРадіуси іонів ( (Ri)Ri) тата електронегативністьелектронегативність (ЕН) (ЕН) хімічних хімічних елементів періодично змінюються в залежності від елементів періодично змінюються в залежності від ZZ, зумовлюють їх , зумовлюють їх

поведінку в геохімічних процесах, в тому числі при реалізаціїї поведінку в геохімічних процесах, в тому числі при реалізаціїї ізоморфізму в мінералах. Ці властивості й визначають належність ізоморфізму в мінералах. Ці властивості й визначають належність

елементів до груп геохімічної класифікації, яка вперше була елементів до груп геохімічної класифікації, яка вперше була запропонована ще В.М. Гольдшмідтом (1933 р.). запропонована ще В.М. Гольдшмідтом (1933 р.).

Треба зауважити, що ця класифікація досі не втратила свого значення. Треба зауважити, що ця класифікація досі не втратила свого значення. Вона досить повно враховується у Вона досить повно враховується у

сучасних геохімічних класифікаціях елементівсучасних геохімічних класифікаціях елементів, , які ми й розглянемо зараз завершуючи розділ які ми й розглянемо зараз завершуючи розділ

““Хімічні елементи в геохімії”Хімічні елементи в геохімії”

нашого курсу.нашого курсу.

Так, для Сонця, камТак, для Сонця, кам’’яних метеоритів (хондритів) та загалом для Всесвіту вяних метеоритів (хондритів) та загалом для Всесвіту встановлено становлено ммаксімуми аксімуми H, He H, He та закономірне зниження розповсюдженості з зростанням та закономірне зниження розповсюдженості з зростанням Z.Z.

H, He

C, O, Mg, Si

Fe

Li

Zr BaPt, Pb

(число атомом на 106 атомов Si)

Перш за все пригадаємо, що:

(1) елементи мають різну розповсюдженість у Всесвіті

Класифікація елементів відповідно до їх розповсюдженості

Зауважимо, що для верхньої континентальної кори загалом картина схожа, Зауважимо, що для верхньої континентальної кори загалом картина схожа,

але є й суттєві відхиленняале є й суттєві відхилення..

Log

( чи

сло

атом

ів н

а 10

6 ато

мів

Si )

H, He

C, O, Mg, Si

Li

Fe

Zr

Pt, PbBa

Класифікація елементів відповідно до їх розповсюдженості

Перш за все пригадаємо, що:

(2) Елементи мають різну розповсюдженість й у земних породах

Верхня частина континентальної кори

REETh, U

Ці суттєві відхилення для верхньої континентальної кори добре помітні при порівнянні її складу з вмістом елементів у хондритах (~ Всесвіт ~ Сонце)

H, He

C, O, Mg, Si

Li

Fe

Zr

Pt, Pb

Ba

Класифікація елементів відповідно до їх розповсюдженості

REE

Log

( чи

сло

атом

ів к

ора

- хон

дрит

) Th, U

Перш за все пригадаємо, що:

(2) Елементи мають різну розповсюдженість й у земних породах

Верхня частина континентальної кори у порівнянні з розповсюдженістю у Всесвіті

Класифікація елементів відповідно до їх розповсюдженості

У валовому складі силікатної частини Землі

(BSE – “Bulk Silicate Earth”) 6 елементів - O, Mg, Si, Fe, Al, Ca

займають 99,1 wt%. Тому ці елементи прийнято відносити до

групи “провідних” (“головних”), або “major elements”. Інші елементи з

низькими концентраціями відносять до групи мікроелементів (“trace elements”).

Перш за все пригадаємо, що:

(2) Елементи мають різну розповсюдженість й у земних породах.

Треба зауважити, що обсяги груп “major elements” та “trace elements” змінюються в залежності від геологічних утворень, що розглядаються геохімією (верхня кора, мантія, ядро, граніти, базальти тощо).

Повернемось до періодичної системиПовернемось до періодичної системи, яка, як ми побачили, базується на будові , яка, як ми побачили, базується на будові атомів. Звичайно, що періодична система була покладена в основу першої атомів. Звичайно, що періодична система була покладена в основу першої геохімічної класифікації хімічних елементівгеохімічної класифікації хімічних елементів (В.М.Гольдшмідт, 1933), яка (В.М.Гольдшмідт, 1933), яка враховувала властивості атомів та їх поведінку в природних процесах. враховувала властивості атомів та їх поведінку в природних процесах.

Періодична система та геохімічна класифікація хімічних элементів

Сучасна форма періодичної системи хімічних елементів

(прийнята IUPAC*)

Періодична система та геохімічна класифікація хімічних элементів

*IUPAC - International Union of Pure and Applied Chemistry *IUPAC - International Union of Pure and Applied Chemistry [[ М Мііжнародний союз теоретичної та прикладної хімії жнародний союз теоретичної та прикладної хімії ((ИЮПАКИЮПАК)])]

В попередніх версіях В попередніх версіях таблиці таблиці нумерація груп була такою: нумерація груп була такою: IA-VIIIAIA-VIIIA та та IB-VIIB IB-VIIB..

К

Геохімічна класифікація елементів (В.М. Гольдшмідт, 1933 р.)

Періодична система та геохімічна класифікація хімічних элементів

Періодична система та геохімічна класифікація хімічних элементів

Одна з сучасних версій (White, 2000)геохімічної класифікації елементів

Періодична система та геохімічна класифікація хімічних элементів

Одна з сучасних версій (White, 2000)геохімічної класифікації елементів

Геохімічна класифікація

хімічних элементів:

Леткі елементи (volatiles)

Розчинність благородних Розчинність благородних газів у силікатних газів у силікатних

розплавах в діапазоні розплавах в діапазоні температур 1200 -1400температур 1200 -14000 0 СС в в

залежностзалежності від атомного і від атомного радіуса елемента та радіуса елемента та

“валової” (“валової” (bulk) bulk) композиції розплаву композиції розплаву

(Carroll & Draper, 1994)(Carroll & Draper, 1994)

STP cmSTP cm33/g/g = = cm cm 33 /g /g за стандартних умов = за стандартних умов = 273 K 273 K та та 0.1 MPa () ; 0.1 MPa () ; 11cmcm33/g ~ 4.46x10/g ~ 4.46x10-5-5x moles/gx moles/gУ силікатних розплавах розчинність цих елементів є функцією не тільки атомного радіусу та У силікатних розплавах розчинність цих елементів є функцією не тільки атомного радіусу та композиції розплаву, але й тиску, У реальних силікатних породах та мінералах їх концентрації композиції розплаву, але й тиску, У реальних силікатних породах та мінералах їх концентрації звичайно варіюють від 10звичайно варіюють від 10-4-4 до 10 до 10-12-12 STP cmSTP cm33/g/g (10 (10-1-1 – 10 – 10-9-9 ppm) ppm). Механізм входження в кристали . Механізм входження в кристали цих елементів (їх атоми не звцих елементів (їх атоми не зв’’язані з іншими!!!!) - сорбція на поверхні іх росту (ван дер язані з іншими!!!!) - сорбція на поверхні іх росту (ван дер Ваальс)Ваальс)

Періодична система та геохімічна класифікація хімічних элементів

Одна з сучасних версій (White, 2000)геохімічної класифікації елементів

Геохімічна класифікація

хімічних элементів:

Благородні метали

(Noble Metals)

Періодична система та геохімічна класифікація хімічних элементів

Одна з сучасних версій (White, 2000)геохімічної класифікації елементів

Періодична система та геохімічна класифікаціяхімічних элементів:

Рідкісноземельні елементи

Періодична система та геохімічна класифікаціяхімічних элементів:

Рідкісноземельні елементи

Періодична система та геохімічна класифікація

хімічних элементів:

Рідкісноземельні елементи

Геохімічна класифікаціяхімічних элементів

(1) При постоянном заряде иона с ростом порядкового номера (а, следовательно, заряда ядра) ионный радиус уменьшается (лантаноиды).

(2) В группах ионные радиусы в целом увеличиваются с ростом порядкового номера. Однако для d-элементов четвертого и пятого периодов вследствие лантаноидного сжатия может произойти даже уменьшение ионного радиуса

(Zr4+ - Hf4+).(3) В периодах - уменьшение ионного радиуса, связанное с усилением притяжения электронов к ядру при

одновременном росте заряда ядра и заряда самого иона: Na+ - Mg2+ - Al3+ (координационное число 6). По этой же причине увеличение заряда иона приводит к уменьшению ионного радиуса для одного элемента: Fe2+ 77 пм, Fe3+ 63 пм,

Fe6+ 39 пм (координационное число 4).

«Розмірний» («Розмірний» (RRii)) фактор ізоморфізму:фактор ізоморфізму:

Наприклад, “лантанофільність” та “ітрофільність” мінералів, тобто їх здатність до селективного Наприклад, “лантанофільність” та “ітрофільність” мінералів, тобто їх здатність до селективного ізоморфного накопичення Rізоморфного накопичення REEEE11 [[LaLa-Nd]-Nd] замість R замість REEEE33 ( (Er-Er-Lu) у першому випадку та RLu) у першому випадку та REEEE22 [Sm-Ho] [Sm-Ho] та та Y Y у у

другому, зумовлює різниця радіусів головного (другому, зумовлює різниця радіусів головного (RRkk) ) та домішкового (та домішкового (RRii) ) катіонів: катіонів:

деде

Контролююче значення цього фактора в ізоморфізмі Контролююче значення цього фактора в ізоморфізмі REEREE((3+3+)) тата YY((3+3+)) ілюструєілюструє монотонна залежність монотонна залежність коефіцієнта розподілу мінерал/розплав (коефіцієнта розподілу мінерал/розплав (DDii) ) відвід ΔΔRRii..

Очевидно, що чим меньше абсолютне значення Очевидно, що чим меньше абсолютне значення ΔΔ RRii , тим вища здатність мінерала до ізоморфного , тим вища здатність мінерала до ізоморфного накопичення елемента накопичення елемента ii при інших рівних умовах. при інших рівних умовах.

0,01

0,1

1

10

100

1000

-50 -40 -30 -20 -10 0 10 20

Циркон

Апатит

R'i

D i

La

Lu

La Lu

REE1

REE2

REE3

REE1REE2

REE3

Dy, HoDy, Ho

а

«Розмірний» («Розмірний» (RRii)) фактор ізоморфізму:фактор ізоморфізму:

kii RΔR100RΔ iki RRΔR

Досить легко ввести кількісні показники Досить легко ввести кількісні показники значензначенняня яких закономірно зростають від яких закономірно зростають від 0 до 100 0 до 100 відповідно до збільшення відповідно до збільшення лантано- лантано- (( B BLa/LuLa/Lu )) тата іітрофтрофіільностльностіі (( BBY Y )) мімінералнералівів: :

де де

Зауважимо, що більша складність першого показника зумовлена необхідністю відобразити Зауважимо, що більша складність першого показника зумовлена необхідністю відобразити здатність структури мінералу до альтернативного вибору між Rздатність структури мінералу до альтернативного вибору між REEEE1 1 та Rта REEEE33 при реалізації при реалізації

ізоморфних заміщень.ізоморфних заміщень.

«Розмірний» («Розмірний» (RRii)) фактор ізоморфізму:фактор ізоморфізму:

70

80

90

100

40 45 50 55 60

BY

Апатит, сфен, флюорит, ортит, пирохлор, андрадит

Монацит, бастнезит,перовскит,

лопарит

Ксенотим

Спессартин

Циркон

BLa/Lu

Лантанофильность

Иттр

офил

ьнос

ть

Целестин

б

668,2RΔRΔRΔ100B LuLaLaLuLa YY RΔB ii RΔ100RΔ

(1) При постоянном заряде иона с ростом порядкового номера (а, следовательно,

заряда ядра) ионный радиус уменьшается (лантаноиды).

(2) В группах ионные радиусы в целом увеличиваются с ростом порядкового

номера. Однако для d-элементов четвертого и пятого периодов вследствие

лантаноидного сжатия может произойти даже уменьшение ионного радиуса (Zr4+ -

Hf4+).(3) В периодах - уменьшение ионного

радиуса, связанное с усилением притяжения электронов к ядру при

одновременном росте заряда ядра и заряда самого иона: Na+ - Mg2+ - Al3+

(координационное число 6). По этой же причине увеличение заряда иона приводит к

уменьшению ионного радиуса для одного элемента: Fe2+ 77 пм, Fe3+ 63 пм, Fe6+ 39 пм

(координационное число 4).

«Розмірний» («Розмірний» (RRii)) фактор ізоморфізму:фактор ізоморфізму:

White, 2007В курсі “Основи ізотопної геохімії” найбільше значення мають властивості саме ядра, хоча електронні оболонки також мають велике значення, наприклад для розділу, який зветься

“Геохімія радіогенних ізотопів”

Таким чином:В курсі “Основи геохімії” ми оперували, перш за все, властивостями атомів, які зумовлені їх електронними оболонками (ефективні іонні радіуси, електронегативність, потенціал іонізації, кислотність-лужність елементів ...)

Головні завдання та розділи ізотопної геохімії:

Визначення віку мінералів та гірських порід, датування процесів їх утворення. Відповідний розділ має назву “Ізотопна геохронологія”.

Дослідження геологічних процесів за допомогою використання ізотопів в якості природних “мічених атомів”. Основою цього підходу є контрасна геохімічна поведінка радіоактивних ізотопів (курс “Основи геохімії”!!!) – одних породах вони концентруються, а з інших виносяться (U, Th, Rb – несумісні елементи!!!). Наприклад, корові породи збагачені Rb, та, як наслідок, вміщують значно більше радіогенного 87Sr (85Rb – стабільний, 72%, а 87Rb – радіоактивний, 28% дає 87Sr) ніж мантійні деплетовані породи. Тому співвідношення 87Sr/ 86Sr (86Sr – стабільний та нерадіогенний, один з 4 – 88 найбільш поширений , 87, 86, 84 ) – індикатор рівня мобілізації речовини. Відповідний розділ має назву “Геохімія радіогенних ізотопів”.

Дослідження поведінки ізотопів легких елементів (кисень, вуглець, сірка ...) в залежності від PTX-умов геохімічних процесів, та вирішення зворотної задачі – реставрування цих умов за спостереженими ізотопно-геохімічними даними. Відповідний розділ має назву “Геохімія стабільних ізотопів”

Ще раз: ізотопна геохімія – частина геохімії, яка оперує концентраціями ізотопів. Значення цих концентрацій – досить низьке. Тому ізотопна геохімя – найбільш прецизійна, кількісна та “фізична” частина геохімії.

White, 2007

Як відомо, ядра атомів вміщують велику кількість елементарних

часток, які взаємодіють між собою та саме й утворюють його структуру.

Але! Для вирішення задач ізотопної геохімії достатньо розглядати лише

дві з них - протон (p) та нейтрон (n). Їх об’єднають під назвою “нуклони”Обидві мають майже однакову масу (n > p),

відрізняються за зарядом: p (+)=е, n (0),

n – нестабільний за межами ядра (період напіврозпаду 10,6 хвилин), розпадається з

утворенням p+e.

Орбітальні електони мають дуже малу масу (у 1836,1 разів меньшу, ніж маса атома водню, а їх число у

нейтральному атомі дорівнює числу протонів.

Систематика ядер:

White, 2007

Оскільки саме протони (p) та нейтрони (n) є провідними

компонентами ядра, говорячи про систематику ядер частіше всього

оперують саме їх числом. Позначення: протони – Z, нейтрони – N

Число протонів (Z) – атомний номер (Z=e)

Масове число: A = Z+N

АТОМ = НУКЛІД

Приклад складу нукліду:

Z A СИМВОЛ ел-та (C: A=14, Z=6)

Тому в координатах N – Z сподручно систематизувати нукліди:

Систематика ядер:

Систематика ядер:

White, 2007

Атомна одиниця маси = 1/12 маси ізотопа (C: A=12, Z=6)

Cума мас протонів (p), та нейтронів (n)

> експериментально одержаної маси ядра

Різниця має назву – “дефект маси” (ΔM). Її існування

пояснюється тим, що частка маси нуклонів перетворюється

в енергію зв’язку (Ec ), який забезпечує існування ядра.

Діють сили: (1) ядерні (обмін пи-мезонами), (2) електромагнітні (обмін

фотонами), (3) гравітаційні (зниж. 1-2-3).

Енергія зв’язку розраховується за формулою Ейнштейна:

Ec = ΔMc2

Енергія зв’язку, що припадає на один нуклон:

E = Ec/A

White, 2007

Загальне число нуклідів ~1700, але лише 260 з них – стабільні.

Але більшість елементів має декілька стабільних ізотопів. Лише технецій та прометій таких ізотопів

не мають (відсутні на Землі).

Але! Вони виявлені в оптичних спектрах зірок, та одержуються

штучно за рахунок ядерних реакцій.

Загальне число нуклідів ~1700, але лише 260 з них – стабільні.

Але більшість елементів має декілька стабільних ізотопів. Лише технецій та прометій таких ізотопів не мають (відсутні на Землі).

Але! Вони виявлені в оптичних спектрах зірок, та одержуються штучно за рахунок ядерних реакцій.

Загальне число нуклідів ~1700, але лише 260 з них – стабільні.

Але більшість елементів має декілька стабільних ізотопів. Лише технецій та прометій таких ізотопів

не мають (відсутні на Землі).

Але! Вони виявлені в оптичних спектрах зірок, та одержуються

штучно за рахунок ядерних реакцій.

White, 2007

Енергія зв’язку, що припадає на один нуклон:

E = Ec/A

White, 2007

Загальне число нуклідів ~1700, але лише 260 з них – стабільні.

Але більшість елементів має декілька стабільних ізотопів.

Лише технецій та прометій таких ізотопів не мають

(відсутні на Землі).

Але! Вони виявлені в оптичних спектрах зірок, та одержуються

штучно за рахунок ядерних реакцій.

“Магічні числа” Z та N : 2, 8, 20, 28, 50. 82, 126

Всі стабільні ізотопи мають четне N

White, 2007

Хімічні елементи, які мають радіоактивні (материнські) та радіогенні (дочірні) ізотопи:

(White, 2007)

Провідні радіоактивні та радіогенні ізотопи

Стабільні ізотопи легких елементів (A<40) характеризуються найбільшою відносною різницею мас, що й забезпечує їх інтенсивне фракціонування в геохімічних процесах. Типові приклади − ізотопи H, C, O, S, особливо першого з них. Вони й використовуються найбільш широко в геохімії стабільних ізотопів:

14C – період напіврозпаду = 5730 р., інші (10, 11) – “вимерлі”

Найбільш розповсюджені:

Найбільш контрастні за А:

Ще раз:

Головні завдання та розділи ізотопної геохімії: Визначення віку мінералів та гірських порід, датування процесів їх утворення.

Відповідний розділ має назву “Ізотопна геохронологія”. Дослідження геологічних процесів за допомогою використання ізотопів в

якості природних “мічених атомів”. Основою цього підходу є контрасна геохімічна поведінка радіоактивних ізотопів (курс “Основи геохімії”!!!) – одних породах вони концентруються, а з інших виносяться (U, Th, Rb – несумісні елементи!!!). Наприклад, корові породи збагачені Rb, та, як наслідок, вміщують значно більше радіогенного 87Sr (85Rb – стабільний, 72%, а 87Rb – радіоактивний, 28% дає 87Sr) ніж мантійні деплетовані породи. Тому співвідношення 87Sr/ 86Sr (86Sr – стабільний та нерадіогенний, один з 4 – 88 найбільш поширений , 87, 86, 84 ) – індикатор рівня мобілізації речовини. Відповідний розділ має назву “Геохімія радіогенних ізотопів”.

Дослідження поведінки ізотопів легких елементів (кисень, вуглець, сірка ...) в залежності від PTX-умов геохімічних процесів, та вирішення зворотної задачі – реставрування цих умов за спостереженими ізотопно-геохімічними даними. Відповідний розділ має назву “Геохімія стабільних ізотопів”

Ще раз: ізотопна геохімія – частина геохімії, яка оперує концентраціями ізотопів. Значення цих концентрацій – досить низьке. Тому ізотопна геохімія – найбільш прецизійна, кількісна та “фізична” частина геохімії.

Методи визначення ізотопного складу природних об’єктів

Розділи геохімії: Геохімія геосфер (кори, мантії, атмосфери, гідросфери). Геохімія природних, в тому числі рудогенеруючих

систем/процесів (магматичних, гідротермальних, метаморфічних, тощо).

Геохімія окремих елементів та їх груп (геохімія платиноїдів, елементів групи заліза, рідкісних елементів, рідкісноземельних елементів, радіоактивних елементів, тощо).

Ізотопна геохімія (визначення віку геологічних утворень, встановлення генетичного зв’язку рудної речовини з різноманітними ендогенними джерелами, оцінка пропорцій змішування різних джерел речовини та їх хімічного складу, термометрія).

Біогеохімія. Геохімія техногенезу та екологічна геохімія. Пошукова геохімія.

Аналітична геохімія

Згадаємо!

Ці завдання геохімія вирішує за допомогою раціональної системи методів - дослідницьких “інструментів” кожного її розділу:

Аналітичні методи Статистичний аналіз Термодинамічний аналіз Кількісне геохімічне моделювання процесів та

систем

Згадаємо!

Класифікація базових аналітичних методів геохімії

Аналітичні методи

Валові методи:аналіз макроб’єктів (породи ...)

Локальні методи: аналіз мікроб’єктів (мінерали ....)

Визначення елементного складу

Визначення ізотопного складу

Визначення елементного

складу

Визначення ізотопного та елементного

складуМакрокомпоненти

Мас-спектрометрія(MS)Мікрокомпоненти

Електронно-зондовий мікроаналіз (EMP)

LA-ICP-MSРентгено-флуоресцентна

спектрометрія (XRF)

Методи “мокрої хімії”

Протонно-зондовий мікроаналіз (PMP, PIXE)

Рентгено-флуоресцентна спектрометрія (XRF)

Атомно-емісійна спектрометрія з індуктивно зв’язаною плазмою (ICP-AES)

Мас-спектрометрія з індуктивнозв’язаною плазмою ( (ICP-MS)

SIMS (SHRIMP)

Атомно-абсорбційна спектроскопія ( (AAS)

XRF-MP/SG

Методи визначення ізотопного складу

0.0001

0.001

0.01

0.1

1

10

100

1000

10000

100000

1000000

0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100Z

C, p

pmКларки провідних петротипів (сине) та ідеалізовані вимоги (максимальні та Кларки провідних петротипів (сине) та ідеалізовані вимоги (максимальні та мінімільні) до межі визначення (МВ) елементів (червоне):мінімільні) до межі визначення (МВ) елементів (червоне):

Максимальні вимоги: МВ = 0.1 мінімального кларку елемента

Мінімальні вимоги: МВ = 0.2 кларку елемента в найбільш розповсюджених гірських породах

0.0001

0.001

0.01

0.1

1

10

100

1000

10000

0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100Z

C, p

pm

AAS-Flame

Реальні можливості (МВ) методу AAS-Flame у співсталенні з ідеалізованим вимогами:

AAS-Flame - пламенная атомно-абсорбционная спектроскопия

0.0001

0.001

0.01

0.1

1

10

100

1000

10000

0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100Z

C, p

pm

ICP-AES

Реальні можливості (МВ) методу ICP-AES у співсталенні з ідеалізованим вимогами:

ICP-AES - атомно-эмиссионная спектроскопия с индуктивно-связанной плазмой;

0.0001

0.001

0.01

0.1

1

10

100

1000

10000

0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100Z

C, p

pm

ICP-MS

Реальні можливості (МВ) методу ICP-MS у співсталенні з ідеалізованим вимогами:

ICP-MS - масс-спектрометрия с индуктивно-связанной плазмой

0.0001

0.001

0.01

0.1

1

10

100

1000

10000

0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100Z

C, p

pm

AES-Arc

Реальні можливості (МВ) методу AES-Arc у співсталенні з ідеалізованим вимогами:

AES-Arc - атомно-эмиссионная спектроскопия с дуговой атомизацией

0.0001

0.001

0.01

0.1

1

10

100

1000

10000

0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100Z

C, p

pm

XRF

Реальні можливості (МВ) методу XRF у співсталенні з ідеалізованим вимогами:

XRF - рентгенофлуоресцентная спектроскопия

0.0001

0.001

0.01

0.1

1

10

100

1000

10000

0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100Z

C, p

pm

INAA

Реальні можливості (МВ) методу INAA у співсталенні з ідеалізованим вимогами:

INAA - инструментальный нейтронно-активационный анализ.

Реальні можливості (МВ) методу ICP-MS при аналізі розчинів:

ICP-MS - масс-спектрометрия с индуктивно-связанной плазмой

0.0001

0.001

0.01

0.1

1

10

100

1000

10000

0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100Z

C, p

pm

ICP-MS

Метод ICP-MS на теперешній час – найбільш перспективний:

ICP-MS - масс-спектрометрия с индуктивно-связанной плазмой

Класифікація базових аналітичних методів геохімії

Аналітичні методи

Валові методи:аналіз макроб’єктів (породи ...)

Локальні методи: аналіз мікроб’єктів (мінерали ....)

Визначення елементного складу

Визначення ізотопного складу

Визначення елементного

складу

Визначення ізотопного та елементного

складуМакрокомпоненти

Мас-спектрометрія(MS)Мікрокомпоненти

Електронно-зондовий мікроаналіз (EMP)

LA-ICP-MSРентгено-флуоресцентна

спектрометрія (XRF)

Методи “мокрої хімії”

Протонно-зондовий мікроаналіз (PMP, PIXE)

Рентгено-флуоресцентна спектрометрія (XRF)

Атомно-емісійна спектрометрія з індуктивно зв’язаною плазмою (ICP-AES)

Мас-спектрометрія з індуктивнозв’язаною плазмою ( (ICP-MS)

SIMS (SHRIMP)

Атомно-абсорбційна спектроскопія ( (AAS)

XRF-MP/SG

Методи визначення ізотопного складу

1 - нитка накалювання; 2 – електронна гармата; 3 – конденсорна лінза; 4 – стабілізація струму зонда; 5 – освітлення зразка; 6 – об’єктивна лінза; 7 – підсилювач; 8 – вихід пропорційного лічильника; 9 – амплітудний аналізатор імпульсів; 10 - рахункова схема; 11 – інтенсиметр або персональний комп’ютер; 12 – спектрометр м’якого рентгенівського випромінювання; 13 – вихід сцинтиляційного лічильника; 14 – спектрометр жорсткого рентгенівського випромінювання; 15 – зразок; 16 – самопис або принтер.

Принципова схема електронного мікроскопа-мікроаналізатора

CAMECA SX100 CAMECA SX100

Електронно-зондовий мікроаналіз (EMP)

  X-ray Mapping of a zoned Garnet.X-ray Mapping of a zoned Garnet.

НДЛ мінералого-геохімічних дослідженьНДЛ мінералого-геохімічних досліджень Методи дослідження:Методи дослідження:

3. Електронно-мікрозондовий аналіз хімічного складу 3. Електронно-мікрозондовий аналіз хімічного складу мінералів та інших неорганічних сполук мінералів та інших неорганічних сполук

0

10

20

30

40

50

60

70

80

0 20 40 60 80 100 120 140 160 180 200

L, мкм

C, %

SiO2

Al2O3

K2ONa2O CaO

Розподіл концентрацій SiO2, Al2O3, K2O, Na2O та CaO вздовж зерна калієвого польового шпату розміром 0,2 мм

Модифікований електронний мікроскоп - мікроаналізатор РЕММА-202М

НДЛ мінералого-геохімічних дослідженьНДЛ мінералого-геохімічних досліджень Методи дослідження:Методи дослідження:

6.6. Рентгенофлуоресцентний аналіз хімічного складу поодиноких Рентгенофлуоресцентний аналіз хімічного складу поодиноких

зерен мінералів розміром від 0.02 мм зерен мінералів розміром від 0.02 мм

Принципова схема та діючий спектрометр для дослідження поодиноких зерен мінералів (розробка НДЛ)

Енергодисперсійний спектр стандартного зразка VS-N (Франція)Енергодисперсійний спектр стандартного зразка VS-N (Франція)

Принципова схема магнітного мас-спектрометраПринципова схема магнітного мас-спектрометра

CAMECA IMS 7f is a CAMECA IMS 7f is a magnetic sector SIMS magnetic sector SIMS with top performances in with top performances in trace element depth trace element depth profiling and secondary profiling and secondary ion microscopy.ion microscopy.

Мас-спектрометрія вторинних іонів SIMS

CAMECACAMECA IMS IMS 1280 1280  - -LARGE LARGE RADIUS RADIUS MAGNETIC MAGNETIC SECTOR SIMS SECTOR SIMS FOR FOR GEOLOGYGEOLOGY

Мас-спектрометрМас-спектрометр

LA-ICP-MS

Система лазерної Система лазерної абляціїабляції

Систематическая и случайная погрешности метода LAM-ICP-MS Систематическая и случайная погрешности метода LAM-ICP-MS по по данным многократного контрольного анализа (данным многократного контрольного анализа (N = 49) стандарта N = 49) стандарта NIST 610NIST 610 при исследовании элементного состава образцов сравнения при исследовании элементного состава образцов сравнения Kovd-ZRKovd-ZR и и Kovd-AP Kovd-AP..

0,7

0,8

0,9

1

1,1

1,2

1,3Sc Ti V Fe G

a As Sr Y Zr Nb Ba La Ce Pr Nd

Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Yb Lu Hf

Ta Pb Th U

Максимум

МинимумСреднее

АНАЛИЗ / NIST 610

Thorium mapping in zircon grain

U/Pb Concordia diagram.

Лекція 3Лекція 3

Нукліди: Нукліди: Механізми радіоактивного розпаду Механізми радіоактивного розпаду

та його головний законта його головний закон

ОСНОВИ ОСНОВИ ІЗОТОПНОЇ ГЕОХІМІЇІЗОТОПНОЇ ГЕОХІМІЇ

С.Є.ШнюковС.Є.Шнюков

Ядра нестабільних атомів здатні самостійно розпадатися. Цей процес, як відомо, супроводжується радіоактивністю, яка відкрита А. Беккерелем у 1896 р., досліджувалась П. та М. Кюри, Е. Резерфордом та ін. вченими. Ці та подальші дослідження (Е.Фермі, Паулі, Н.Бор, П.Дірак …) дозволили встановити, що:

•результатом розпаду є перетворення нестабільних (материнських, радіоактивних) атомів в атоми інших (дочірних, радіогенних) хімічних елементів з зміною N та Z;

•дочірні атоми можуть теж бути нестабільними та, після розпаду, утворювати нові дочірні ізотопи до тих пір, поки в якості продукту розпаду не утвориться стабільний нуклід;

•цей процес супроводжується α, β та γ-випромінюванням.

Відомо декілька типів розпаду радіоактивних нуклідів. Але, як випливає з розгляду провідних для ізотопної геохїмії радіоактивних та радіогенних нуклідів, найбільше значення для нашого курсу мають:

(1) альфа (α)―розпад (2) бета (β-, β+)―розпад (3) захоплення електрону

(White, 2007)

Провідні радіоактивні та радіогенні ізотопи

Стабільні ізотопи легких елементів (A<40) характеризуються найбільшою відносною різницею мас, що й забезпечує їх інтенсивне фракціонування в геохімічних процесах. Типові приклади − ізотопи H, C, O, S, особливо першого з них. Вони й використовуються найбільш широко в геохімії стабільних ізотопів:

14C – період напіврозпаду = 5730 р., інші (10, 11) – “вимерлі”

Найбільш розповсюджені:

Найбільш контрастні за А:

Бета-розпад (β-)

(β-)–частка — електрон, який генерується ядром в результаті його розпадуЕ.Фермі (1934):

нейтрон = протон + електрон + нейтрино

Ізобари!

Систематика ядер:

Бета-розпад (β-)

Ізобари!

Бета-розпад (β-)

Бета-розпад (β+)

(β+)–частка — позитрон, який генерується ядром в результаті його розпадуЕ.Фермі (1934):

протон = нейтрон + позитрон + нейтрино

Ізобари!

Систематика ядер:

Бета-розпад (β+)

Захоплення електрону(«электронный захват»)

Схема перетворення:

протон + електрон = нейтрон + нейтрино

Ізобари!

Аналогічно випадку позитронного розпаду:

Планетарна модель атома Резерфорда

Модель атома Нільса Бора

Захоплення електрону(«электронный захват»)

Якщо після захоплення електрону з найближньої К-оболонки та реалізації

схеми радіоактивного перетворення (протон + електрон = нейтрон + нейтрино)

M

L

K

N (n=4) O (n=5) P (n=6) Q (n=7)

n – головне

квантове

число

Кожна орбіталь може містити до двох електронів, що характеризуються трьома квантовими числами: основним (n = 1,2…), орбітальним (l =0,1, 2 … n-1), магнітним (m = 0, +1, +2 … +l ). Кожен електрон на орбіталі має унікальне значення четвертого квантового числа: спіну (ms = +1/2) Орбіталі визначаються специфічним розподілом ймовірності знаходження електрону. «Границею» орбіталі вважається відстань, на якій імовірність того що електрон може перебувати поза нею є меншою 90 %. Кожна орбиталь не може містити більше ніж 2 електрони з однаковим набіром трьох квантових чисел. Їх спіни повинні бути протилежними (принцип Паулі)

Атом: електронні конфігурації

Для позначення електронної конфігурації хімічного елементу використовують назви орбіталей: s, p, d, f, g (n = 1,2…)

Атоми можуть віддавати та приєднувати електрони, стаючи позитивно або негативно зарядженими іонами. Лише електрони зовнішньої оболонки можуть брати участь в утворенні міжатомних зв'язків. Хімічні властивості елемента визначаються тим, з якою легкістю ядро може віддавати або здобувати електрони. Це залежить як від числа електронів так і від ступеня заповненості зовнішньої оболонки.

Пригадайте!

Захоплення електрону(«электронный захват»)

0.1

1

10

100

1000

-10 0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110

Z

Кількість електронів (n e)

K (n=1)

L (n=2)

M (n=3)

N (n=4)

O (n=5)

P (n=6)

Q (n=7)

Поповнення електронної конфігурації переважно за рахунок рівнів:

Принцип Паулі: Z(n) = 2n2

Ln: 57-71

Пригадайте!

Альфа-розпад (α)

(α )–частка — (2 протона + 2 нейтрона). Она = ядру гелия-4, имеет заряд 2+.

Такий розпад:

важкі ядра з Z>58 (Ce) та легкі - He, Li, Be.

Не ізобари!

Майже відразу за відкриттям радіоактивності А. Беккерелем у 1896 р., але вже на початку 20-го століття Е. Резерфорд та Ф. Содді встановили, що:

• результатом розпаду є перетворення нестабільних (материнських, радіоактивних) атомів в атоми інших (дочірних, радіогенних) хімічних елементів, причому за рахунок кожного материнського нукліду утворюється один дочірній атом.

•швидкість процесу самостійного розпаду ядер нестабільних атомів пропорційна числу атомів материнського нукліда (N), яке має місце на даний момент часу,

Тобто: − dN/dt ~ N ,

де dN/dt – швидкість зміни числа атомів материнського нукліда, а t – час (знак мінус означає, що швидкість процесу з часом зменьшується).

Якщо ввести коефіцієнт пропорційності (ламбда)(– “стала розпаду”, то це співвідношення перетвориться на рівняння головного закону радіоактивного розпаду, яке описує розпад будь-якого нестабільного материнського нукліда:

− dN/dt = N або N = N0e-t

,

де N0 – кількість атомів материнського нукліда при t = 0, а e – основа натурального логарифма (е = 2,718...).

Головний закон радіоактивного розпаду

Цей закон, враховуючи, що за рахунок кожного материнського нукліду утворюється один дочірний атом, водночас дозволяє кількісно охарактеризувати накопичення продуктів розпаду для будь-якого часу t. Так, якщо розпад материнського нукліда призводить до формування стабільного радіогенного продукта та число його атомів (D*) дорівнює нулю при t = 0, то для для закритої системи та часу t :

D* = N0 – N або D* = N0(1 – e-t )Період напіврозпаду Т ½ − час, за який первинна кількість материнських атомів зменьшиться в два рази (тобто, якщо t = T1/2 , то N = 0,5 N0):

Т1/2 = 0,693/ . Звичайно, що розмірність - од. часу-1, а Т ½ - од. часу.

Але в більшості випадків (наприклад в геохронології) актуальним є співвідносити число радіогенних (дочірних) атомів (D*) на час t не з первинним числом материнських (радіоактивних) атомів (N0), а з їх числом на той же час t (N):

D* = N(et – 1)Необхідно також враховувати можливість присутності в системі деякої кількості первинних дочірних атомів (D0 ) при t = 0 та оперувати загальним їх числом (D = D0 + D*):

D = D0 + N(et – 1)Це рівняння є головним для використання в ізотопній геохронології для методів, які базуються на перетворенні: материнський – дочірній стабільний нуклід.

Графічна ілюстрація зміни числа атомів материнського (N) та дочірнього (D*) нуклідів з часом в закритій ізотопній системі

Графічна ілюстрація зміни атомного відношення дочірній/материнський нуклід (D*/N) з часом в закритій ізотопній системі

Вирішення головного ”геохронологічного” рівняння D = D0 + N(et – 1) відносно часу

Ланцюги радіоактивних перетворень та радіоактивна рівновага: =

Випадок:

Материнський нуклід має більш коротке життя ніж 2-й дочірній, а 3-й, кінцевий продукт - стабільний

Т1/2 = 0,693/

Випадок:Материнський нуклід

значно більш довгоживучийніж 2-й дочірній,

а 3-й, кінцевий продукт - стабільний

Т1/2 = 0,693/

Радіоактивна рівновага:

Оскільки

або:

Це й є головна умова радіоактивної рівноваги

Ланцюги радіоактивних перетворень та радіоактивна рівновага:

як головна умова радіоактивної рівноваги означає, що після її досягнення швидкість розпаду дочірнього продукту буде дорівнювати швидкості розпаду

материнського. Для складних ланцюгів радіоактивних перетворень, які складаються з довгоживучого материнського радіонукліда та багатьох короткоживучих проміжних дочірних радіонуклідів, ця умова є справедливою для всіх членів ланцюга:

Важливий наслідок: за умови радіоактивної рівноваги швидкість накопичення кінцевого для всього ланцюга стабільного нукліду дорівнює швидкості розпаду первинного материнського:

вираз

Проміжні короткоживучі члени ланцюга просто вилучаються з розгляду!

Ланцюги радіоактивних перетворень та радіоактивна (секулярна, радіохімічна) рівновага:

− dN/dt = NОскільки

це швидкість розпаду,

Тобто: кількість атомів кінцевого для ланцюга стабільного нукліду можно розраховувати у

такий же спосіб, як у випадку безпосереднього (одноактного!) перетворення материнського

радіонукліду в стабільний кінцевий продукт:

(White, 2007)

Головний закон радіоактивного розпаду та його похідні мають принципове значення для перших двох розділів нашої дисципліни − ізотопної геохімії. Ці розділи

• ізотопна геохронологія • геохімія радіогенних ізотопів

глибоко взаємозв’язані саме головним законом радіоактивного розпаду.

Ще раз нагадаємо провідні у геохімічному відношенні радіоактивні та радіогенні ізотопи:

Стабільні ізотопи легких елементів (A<40) характеризуються найбільшою відносною різницею мас, що й забезпечує їх інтенсивне фракціонування в геохімічних процесах. Типові приклади − ізотопи H, C, O, S, особливо першого з них. Вони й використовуються найбільш широко в геохімії стабільних ізотопів:

14C – період напіврозпаду = 5730 р., інші (10, 11) – “вимерлі”

Найбільш розповсюджені:

Найбільш контрастні за А:

Третій розділ ізотопної геохімії, а саме • геохімія стабільних ізотопів

має зовсім іншу теоретичну основу. Він базується на ефекті інтенсивного природного фракціонування ізотопів “легких” елементів з відносно великою різницею атомних мас внаслідок:

• реакцій ізотопного обміну, • дифузії, • процесів плавлення/кристалізації, випарування/конденсації тощо.

Ці фактори ізотопного фракціонування ми розглянемо далі на відповідних лекціях.

Ще раз нагадаємо провідні у геохімічному відношенні стабільні ізотопи:

Ще раз:

Головні завдання та розділи ізотопної геохімії: Визначення віку мінералів та гірських порід, датування процесів їх утворення.

Відповідний розділ має назву “Ізотопна геохронологія”. Дослідження геологічних процесів за допомогою використання ізотопів в

якості природних “мічених атомів”. Основою цього підходу є контрасна геохімічна поведінка радіоактивних ізотопів (курс “Основи геохімії”!!!) – одних породах вони концентруються, а з інших виносяться (U, Th, Rb – несумісні елементи!!!). Наприклад, корові породи збагачені Rb, та, як наслідок, вміщують значно більше радіогенного 87Sr (85Rb – стабільний, 72%, а 87Rb – радіоактивний, 28% дає 87Sr) ніж мантійні деплетовані породи. Тому співвідношення 87Sr/ 86Sr (86Sr – стабільний та нерадіогенний, один з 4 – 88 найбільш поширений , 87, 86, 84 ) – індикатор рівня мобілізації речовини. Відповідний розділ має назву “Геохімія радіогенних ізотопів”.

Дослідження поведінки ізотопів легких елементів (кисень, вуглець, сірка ...) в залежності від PTX-умов геохімічних процесів, та вирішення зворотної задачі – реставрування цих умов за спостереженими ізотопно-геохімічними даними. Відповідний розділ має назву “Геохімія стабільних ізотопів”

Ще раз: ізотопна геохімія – частина геохімії, яка оперує концентраціями ізотопів. Значення цих концентрацій – досить низьке. Тому ізотопна геохімія – найбільш прецизійна, кількісна та “фізична” частина геохімії.

Тому для всіх трьох розділів

ізотопної геохімії величезне значення мають

методи визначення ізотопного складу природних об’єктів

Класифікація базових аналітичних методів геохімії

Аналітичні методи

Валові методи:аналіз макроб’єктів (породи ...)

Локальні методи: аналіз мікроб’єктів (мінерали ....)

Визначення елементного складу

Визначення ізотопного складу

Визначення елементного

складу

Визначення ізотопного та елементного

складуМакрокомпоненти

Мас-спектрометрія(MS)Мікрокомпоненти

Електронно-зондовий мікроаналіз (EMP)

LA-ICP-MSРентгено-флуоресцентна

спектрометрія (XRF)

Методи “мокрої хімії”

Протонно-зондовий мікроаналіз (PMP, PIXE)

Рентгено-флуоресцентна спектрометрія (XRF)

Атомно-емісійна спектрометрія з індуктивно зв’язаною плазмою (ICP-AES)

Мас-спектрометрія з індуктивнозв’язаною плазмою ( (ICP-MS)

SIMS (SHRIMP)

Атомно-абсорбційна спектроскопія ( (AAS)

XRF-MP/SG

Методи визначення ізотопного складу