Геохимия урана и тория

Уран. Элемент III группы периодич системы. Назван в честь планеты Уран. Атомный номер 92. Атомный вес 238,0289. Относится к актиноидам. Это сереб­ристо-белый радиоактивный, ковкий, пластичный металл. Реагирует с кислотами, со щелочами не реаг. Плотность урана 19,12 г/см³. Температура плавления 1135°С.

Природный уран состоит из трех изотопов: ²³⁴U (0,0056%), период полураспада Т_1/2 0,245млн. лет; ²³⁵U (0,7205%), период полураспада Т_1/2 0,704 млрд. лет; ²³⁸U (99,274%), Т_1/2 4,46 млрд. лет.

При распаде ²³⁸U получается в качестве конечного продукта ²⁰⁷Рb, при распаде ²³⁵U - конечный продукт ²⁰⁶Рb.

Радиус атома урана 1,53 А. Радиус иона U⁴⁺ 0,95 А, радиус иона U⁶⁺ 0,8 А. В водных растворах этот ион U⁶⁺ дает комплекс - уранил-ион (UО₂)²⁺.

Растворы, содержащие U³⁺ - красного цвета, содержащие U⁴⁺ - зеленого цвета, а растворы, содержащие уранил-ион (UО₂)²⁺ - желтого цвета. В минералах урана проявляется совершенный изовалентный изоморфизм иона U⁴⁺ с Th⁴⁺ и несовершенный - с Zr⁴⁺.С ионами К⁺ и Са²⁺ отмечается совершенный гетеровалентный изоморфизм, а с ионами Pb²⁺, Y³⁺ и ∑Y³⁺ - несовершенный гетеровалентный.

Главные промыш минералы урана: урановая смолка - UO₂, уранинит -(U,Th)O₂, карнотит - K₂(UО₂)₂[VO₄]₂×3H₂O, тюямунит - Ca(U0₂)₂[V0₄]×nH₂О, отенит -Са(UО₂)[Р0₄]₂ ×10Н₂O, торнбернит - Cu(U0₂)₂[P0₄]₂×nH₂0, уранофан CaU₂[Si0₄]₂(OH)₆×3H₂0, браннерит - (U,Ca,Fe,Y,Th)(Ti,Fe)₂O₆.

Кларк урана в земной коре 2,5×10^-4%. Менее всего урана в ультраосновных породах – 3×10^-7, в основных его - 5×10^-5, в средних - 1,8×10^-4, в кислых - 3,5×10^-4, в осадочных - 3,2×10^-4%.

В литре морской воды содержится 0,003 мг урана.

Наиболее важный промышл тип урановых месторождений-метаморфизованные конгломераты. Получают уран также из пегматитов, скарнов, альбититов, кварцевых, карбонатных, флюорит-баритовых жил и из ураноносных песчаников, мергелей, углей, битумов и фосфоритов. Различают убогие руды (содержа­ние урана от 0,03 до 0,05%), рядовые руды (от 0,05 до 0,1%), богатые руды (от 0,1 до 0,3%) и супербогатые руды (более 0,3% U).

Уран используется как топливо в атомных реакторах и в атомном оружии.

Минералы урана определяются по радиоактивности. Из-за радиоактивности уран и опасен. ПДК на содержание растворимых соединений урана в воде 0,015 мг/л.

Основные реакции на уран:

1. М-лы урана радиоактивны. Поместив порошок уранового минерала на закрытую фотопластинку, через сутки ее проявляют. Получается темное пятно.

2.Сплав с фосфорной солью в окислительном пламени желтовато-зеленый, в восстановительном пламени - зеленый.

3. Растирают смесь уранового минерала, например урановую смолку, с сульфатом железа - Fe₂(S0₄)₃ и сульфатом меди - CuS0₄. Затем добавляют ферроцианид калия -K₄[Fe(CN)₆] и растирают снова. Появляется черно-синий цвет. Добавляют тиосульфат натрия - Na₂S₂0₃ и снова растирают. Уран вызывает буро-красную окраску.

4. Минерал сплавляют с KHS0₄ или с K₂S₂0₇, либо растворяют минерал в конц. HN0₃. Помещают этот раствор на фильтр, добавляют каплю KJ. Йод дает бурую окра­ску. Добавляют гипосульфит (Na₂S₂0₃×5H₂0) - окраска от йода исчезает. Добавляют 5% раствор K₄[Fe(CN)₆]. Уран дает бурый цвет. Если в урановом минерале нет железа, то раствор минерала капают на фильтр и добавляют K₄[Fe(CN)₆] - от урана появляется бу­рый цвет.

Торий. Элемент III группы периодич системы. Назван в честь Тора - скандинавского бога грома. Атомный номер 90. Атомный вес 232,0381. Относится к актиноидам. Это серебристый, радиоактивный, мягкий, ковкий, пластичный металл. Плотность тория 11,724 г/см³. Температура плавления 1750°С.

На воздухе торий покрывается окисной пленкой. Медленно реагирует с кислотами.

Природный торий состоит из одного изотопа: ²³²Th (период полураспада Т_1/2 =14 млрд. лет), конечным продуктом его радиоактивного распада является ²⁰⁸Рb.

Радиус атома тория 1,80 А. Радиус иона Th⁴⁺ 0,99 А.

В минералах тория проявляется совершенный изовалентный изоморфизм с ионом U⁴⁺ и несовершенный - с Zr⁴⁺. С ионами Са²⁺ и ∑Се³⁺ отмечается совершенный гетеровалентный изоморфизм, а с ионами Fe³⁺ и Y³⁺ - несовершенный гетеровалентный.

Главные промышленные минералы тория: торит - Th[Si0₄], торианит - ТhO₂, циркон - Zr[Si0₄], монацит - (Ce,La)[P0₄], ортит - Ce₂Fe₂Al[Si0₄][Si₂0₇]0(0H). Минералы тория определяется по радиоактивности.

Кларк тория в земной коре 1,3×10^-3%.

Менее всего тория в ультраосновных породах - 5×10^-7, в основных - 3×10^-4, в средних- 7×10^-4, в кислых- 1,8×10^-3, в осадочных-1,1×10^-3%.

В литре морской воды содержится 0,00005 мг тория.

Наиболее важный промышл тип ториевых месторождений - россыпи монацита. Получают торий также из пегматитов, пирохлоровых карбонатитов, метаморфизованных конгломератов, скарнов.

Применяется торий в ядерных элементах, как катализатор, для катодов и нитей накаливания электроламп и в других отраслях техники.

В природном уране нет изотопа ²³³U, а при распаде этого изотопа выделяется больше нейтронов, чем при радиоактивном распаде ²³⁵U и ²³⁹Pu. ²³³U получают при об­лучении нейтронами ²³²Th, поэтому этот U-Th цикл в атомных реакторах на тепловых нейтронах является основным конкурентом U-Pu цикла в реакторах на быстрых нейтро­нах. Именно из-за этого и считается торий стратегическим видом сырья. Ториевые реак­торы есть, но в них образуется много высокоактивных изотопов, да и сам торий дороже урана. К тому же уран легче получить технологически. Однако запасы тория втрое превыш запасы U.

Торий опасен из-за радиоактивности. Его ПДК 0,05 мг/м³.

Основные реакции на торий:

1. Минерал сплавляют с пирофосфатом калия K₂S₂0₇ либо разлагают конц. H₂S0₄ при нагревании. К капле полученного в серной кислоте раствора минерала добавляют каплю аммиака. Выпадает белый осадок гидроокиси тория Th(OH)₄, растворяющийся в соляной или в серной кислоте.

2. К капле раствора гидроокиси тория в соляной кислоте добавляют раствор Na₃P0₄. Образуется аморфный осадок фосфата тория, нерастворимый ни в кислотах, ни в щелочах.

7. Привести характеристику минерала – борнит (состав, структура, свойства, условия образования).

8. Факторы рудоминерального контроля

ФАКТОРЫ РУДОКОНТРОЛИРУЮЩИЕ— в понима­нии большинства исследователей это син. термина факторы металл огенические. Целесообразно принять предложение Шаталова называть рудоконтролирующими только такие факторы, которые определяют закономерности размеще­ния и формирования оруденения п самих рудных р-нах и более локальных рудоносных площадях. Среди Ф- р. вы­деляются литологические, структурные, магм., структурно-магм., литолого-структурные, литолого-стратиграфические и др. Факторы более регионального значения, такие как тектоно-магм., структурно-фациальныс, глубины эрозион­ного среза Шаталовым и др. (1964), отнесены к металлоге-ническим. Син. геологические предпосылки локализации оруденения.

ФАКТОРЫ РУДОКОНТРОЛИРУЮЩИЕ ГЕОМОРФО­ЛОГИЧЕСКИЕ — формы рельефа, определяющие лока­лизацию экзогенного оруденения (кор выветривания, рос­сыпей), а также глубина эрозионного среза. Для м-ний кор выветривания это формы рельефа в момент образования и совр. их соотношение, для россыпей — положение древ­них и совр. русел, террас, морских и озерных береговых: линий и т. д.

ФАКТОРЫ РУДОКОНТРОЛИРУЮЩИЕ ЛИТОЛОГИ­ЧЕСКИЕ — хим. и физико-механические свойства г. п. (состав, пористость, трещиповатость и др.), благоприятные для рудоотложений. В сочетании со структурными литоло­гические факторы часто определяют пути движения рудных растворов, локализацию оруденения и форму рудных тел. В ряде случаев литологические особенности вмещающих п. оказывают влияние и на состав магм. п. и послемагм. растворов, обусловливая ассимиляционную металлогени-ческую специализацию магмы. Контролирующие эпигене­тическое оруденение свойства эффузивных и интрузивных п. Орлова (1964) предлагает называть литолого-петрогра-фическими факторами, употребляя термин Ф. р. л. для осад. п.

ФАКТОРЫ РУДОКОНТРОЛИРУЮЩИЕ ЛИТОЛОГО-СТРАТИГРАФИЧЕСКИЕ — сочетание литологаческих и стратиграфических факторов, благоприятствующее законо­мерной приуроченности полезного ископаемого к осад, и оса д.-вулканогенным п. определенного состава и возраста. ФАКТОРЫ РУДОКОНТРОЛИРУЮЩИЕ ЛИТОЛОГО-СТРУКТУРНЫЕ — сочетание литологических и структур­ных факторов, обусловливающее закономерную приуро­ченность полезного ископаемого к определенной среде, благоприятной для рудоотложепня г. п. ФАКТОРЫ РУДОКОНТРОЛИРУЮЩИЕ МАГМАТИ­ЧЕСКИЕ — свойства магм, п., обусловливающие проявле­ние оруденения. Связь оруденения с магматизмом в наибо­лее широком смысле определяют известные положения С. С. Смирнова о наличии интрузивных комплексов со cjje^' циализированной рудопосностыо и Билибина о связи ин­трузивных комплексов с рудными для разл. этапов разви­тия подвижных поясов и о значении тектоно-магм. фак­торов. Более детально Ф. р. м. рассмотрены в работах Коптева-Дворникова, Руб, Шаталова, Фаворской и др. К Ф. р. м. относятся состав магм. форм, или комплексов и отдельных разнов. г. п.; связь оруденения с отдельными фазами сложных интрузий; процессы гибридизма, ассими­ляции и т. п.; характер экзо- и эндокотактовых измене-

ФАКТОРЫ РУДОКОНТРОЛИРУЮЩИЕ МЕТАМОР­ФИЧЕСКИЕ — метаморфизм г. п. как причина или усло­вие локализации в них оруденения. Метаморфогенные про­цессы часто приводят к весьма существенным изменениям г. п. и генетически связанных с ними м-ний полезных иско­паемых. При этом могут не только метам орфизоваться существующие, но и создаваться новые м-ния, в частности, за счет г. п., до того не имевших промышленного интереса (напр., образование м-ний кровельных сланцев), или в связи с коренным изменением первоначальных свойств полезного ископаемого (напр., образование м-ний графита как продукта метаморфизма каменных углей). ФАКТОРЫ РУДОКОНТРОЛИРУЮЩИЕ СТРАТИГРА­ФИЧЕСКИЕ — возраст г. п., как причина или условие локализации в них оруденения. Часто проявляются не в чис­том виде, а как факторы литолого-стратиграфические. ФАКТОРЫ РУДОКОНТРОЛИРУЮЩИЕ СТРУКТУРНО-МАГМАТИЧЕСКИЕ — геол. структуры, возникшие в связи с образованием комплексов магм. п. а также морфология, структура, прототектоника интрузивных тел, благоприятные для оруденения; сравнимые глубины форми­рования магм. п. и рудных м-ний, указывающие на общность фациальных условий этого формирования; зональность оруденения разл. типов; размещение оруденения по отношению к интрузиям и т. д.

ФАКТОРЫ РУДОКОНТРОЛИРУЮЩИЕ СТРУКТУР­НЫЕ— элементы складчатых и разрывных структур и их сочетания, влияющие на размещение м-ний и рудных та; благоприятные для оруденения свойства г. п. в сочетании с определенными тект. элементами (лиголого-структурыые факторы); элементы структуры интрузивных массивов, Вольфсон и Лукин (1964), и др. подчеркивают различие в характере структурного контроля в нижних и верхних структурных ярусах. Положение рудных полей в пределах толщ, относимых к нижним структурным ярусам, опреде­ляется сочетанием складчатых и разрывных элементов структуры при существенной роли согласных разрывов. При размещении рудных полей в толщах верхних ярусов большое значение приобретают секущие разрывы. Томсон придает большое значение в определении структурной позиции рудных полей скрытым глубинным разломам, участкам их

Билет 16

1. Особенности проявления ультраметаморфизма. Анатексис и палингенез как следствия высокотемпературного метасоматизма. Метаморфогенное пегматитообразование, по Заварицкому.

Ультраметаморфизм — региональный метаморфизм горных пород в глубинных зонах земной коры, сопровождающийся развитием мигматитов. В результате Ультраметаморфизм метаморфические породы (гнейсы, пироксен-плагиоклазовые сланцы, амфиболиты) подвергаются повторному, часто регрессивному, метаморфизму, связанному с их гранитизацией, при температуре 650—800 °С и литостатическом давлении 4—10 кбар (0,4—1 Гн/м2); при этом пироксены замещаются роговой обманкой, роговая обманка — биотитом, плагиоклаз — калиевым полевым шпатом и кварцем. В результате существенно изменяется общий химический состав пород (привносятся К, Si, а также Rb, Zr, La, Ce; выносятся Na, Li, Cr, Ni, Co, Zn, Ti, V, Mo, Y, Au). Гранитизация пород при Ультраметаморфизм, ведущая к образованию мигматитов, выражается в развитии анатексиса и широкого замещения их кислой магмой, насыщенной летучими компонентами, вдоль слоистости, сланцеватости, трещинных и брекчиевых зон. Зоны Ультраметаморфизм— области глубинной генерации гранитной магмы, которая обогащается летучими компонентами и приобретает способность проникать в толщи метаморфических пород. Ультраметаморфизм свойствен орогенической стадии развития геосинклинальных подвижных зон. Ультраметаморфизм. В обстановке регионального метамор­физма при определенных физ-хим условиях происхо­дят весьма специфические процессы, которые объединяются под названием ультраметаморфизм. Среди процессов ультраметамор­физма главными являются мигматизация, аиатексис, палингенез; (или реоморфизм) и гранитизация.

Мигматизация — процесс образования смешанных пород (миг­матитов), состоящих из жилообразных, линзообразных и других обособлений кварц-полевошпатового материала, заключенного в метаморфизованной породе — субстрате. Мигматиты могут об­разоваться различными путями: вследствие инъекции гранитного' расплава в толщи метаморфических пород, в результате анатексиса, в процессе щелочного метасоматоза. Инъекция гранитного расплава происходит по плоскостям сланцеватости во вмещаю­щие метаморфические породы и приводит к образованию так называемых инъекционных гнейсов, образующих иногда ореолы вокруг гранитных плутонов.

Анатексис — частичное, избирательное выплавление из мета­морфических пород низкотемпературного кварц-полевошпатового расплава (гранитной эвтектики).

Палингенез (или реоморфизм) — полное переплавление пород субстрата, приводящее к возрождению гранитной магмы. Это явление обычно связано с переплавлением гранито-гнейсов и осадоч пород, валовой хим состав которых отвечает гранитам.

А.Н. Заварицкий отрицает наличие особого пегматитового расплава. По его мнению, пегма­титы со всеми присущими им особенностями строения возникли из материн­ских гранитов и из пород жильной свиты гранитной магмы (аплитов, гранит-порфиров и др.) путем перекристаллизации этих пород и их метасоматич преобразования под влиянием пегматитообразующих растворов. Заварицкий резко различал две стадии в процессе образования пегматитов: перекристаллизацию гранитных пород, происходившую в за­мкнутой системе и приводившую к возникновению крупно- и грубозерни­стых кварц-полевошпатовых агрегатов на месте мелко- и среднезернистых материнских пород, и метасоматическое преобразование этих пород, проис­ходившее в открытой системе и приводившее к образованию всех минералов пегматитов, содержащих минерализаторы и редкие элементы.

В 1-ю стадию процесса путем перекристаллизации гранитных пород создавались все главные различные по структурным особенностям кварц-полевошпатовые породы, слагающие пегматитовые тела. Во 2-ю стадию путем метасоматоза в пегматитах появлялись минералы, содержащие редкие элементы, мусковит, литиевые минералы, происходила альбитизация поле­вого шпата, появлялись фосфаты, турмалин, топаз, берилл, апатит и т. д.

2. Геохимические аномалии, виды аномалий Геохимич аномалия -отклонение от геохимич норм, свойственных или опр району, или геохимич ландшафту, или опр типу пород, растений, вод и т.д. Геохим аномалией считается, напр, значительно повышенное (или пониженное) по срав с фоном содержание элементов. К геохим аномалии отн и резкое отклонение от нормы соотношения двух элементов или изотопов одного и того же элемента. В результате геологич процессов эндогенного или экзогенного харак­тера, сопровождающихся привносом одних и выносом других хим эле­ментов, в коренных гор породах, рыхлых отложениях и почвах могут воз­никать локальные участки, характеризующиеся аномальными по сравнению с геохимическим фоном содержаниями хим элементов, -так называемые литохимические аномалии. Локальные участки, отличающиеся ано­мальными содержаниями хим элементов в подземных и поверхностных водах, называются гидрохимическими аномалиями, а участки, характеризующиеся аномальными содержаниями выделяющихся из земных недр газов, — атмохимическими аномалиями. Наличие аномально повышенных содержаний хим элементов в породах, почвах, водах и газах вызывает появление аномальных содержаний хим элементов в растениях, произрастающих на этой площади. В результате образуются био­геохимические аномалии, в контурах которых все растения или только отдельные их виды отличаются повышенными содержаниями некоторых элемен­тов. Соответственно характеру геохимических аномалий различают литохимические, гидрохимические, атмохимические (газовые) и биогеохимические методы поисков.Геохимич аномалии разделяются на рудные и безрудные. К рудным относятся сами месторождения, их первичные ореолы, а также связанные с ни­ми вторичные ореолы и потоки рассеяния химических элементов, к безрудным — аномалии, заведомо не имеющие отношения к промышленной минерализации, образование которых может быть вызвано, например, искусственным заражением, испарительной, сорбционной, биохимической аккумуляцией химических элементов в масштабах, не достигающих промышленного значения.

3.Рентгеноструктурный метод исследования качественного и количественного фазового состава кристаллических веществ. Рентгеноструктурные методы изучения; минералов основаны на явлении дифракции рентгеновых лучей, длина которых соизмерима с межатомными расстояниями (от 0,1 до 10,0 А). Прямое определение кристаллической структуры на основе анализа дифракционной картины рентгеновых лучей очень трудоемкий процесс. В последние годы стали использоваться авто­матические приборы, резко увеличившие производительность метода.

Обычно в практике минералогии используется метод порошка, позволяющий получать дифракционные изображения в виде дебаеграмм (по имени ученого Дебая), или порошкограмм. При работе этим методом образец порошка, укрепленный на стеклянной нити, или в коллодиевой трубочке, или закатанный в резиновый шарик помещается в цилиндрическую камеру, в которой вдоль стенки расположена фотопленка. На ней происходит регистра­ция рентгеновых лучей после дифракции. После проявления дебаеграмма расшифровывается, в результате чего опре­деляются межплоскостные расстояния, параметры элементарной ячейки.

С помощью специального прибора рентгеновского дифрактометра регистрация дифрагмированных рентгеновых лучей произ­водится фотоумножителем и записывается на ленте самописца в виде дифрактограмм.

Рентгеновская дифракция монокристаллов исп в осн для опр-я симметрии и пространственного расположения атомов в кристаллич структуре. При исследовании дифракции рентг лучей на монокр-ах исп отдельный кристалл или его фрагмент, обычно имеющий размер менее 0,5 мм. При этом осн цель закл в том, чтобы записать по отдельности каждое отражение от любого из различных рядов плоскостей. Как и в случае методов порошковой дифракции, это можно выполнить фотоспособом с исп-ем одного из разнообраз типов камер, предназначенных для изучения монокр-в. Отражения можно также фиксир электрон способом на монокристалльном дифрактометре. Геометрия дифрактометра такова, что отражения от кажд отдел семейства плоскостей решетки могут быть точно замерены по отдельности. Исходя из интенсивности различ отражений, с пом компьютер программ можно опр положение всех атомов в элементар ячейке и, следовательно, структуру кристалла