Реакционный ряд Боуэна и его «магматические» парагенезисы

Ряд реакционный (Боуэна)- эмпирически установленная Боуэном последовательность кристаллизации минералов из магмы в виде двух реакционных рядов:

1. прерывистого ряда фемических минералов: оливин -> ромбический пироксен -> моноклинный пироксен -> амфибол -> биотит;

2. непрерывного ряда салических минералов: основной плагиоклаз -> средний плагиоклаз -> кислый плагиоклаз -> калиевый полевой шпат. Совместная кристаллизация минералов двух рядов протекает с образованием эвтектики и в этом случае последовательность выделения зависит от состава расплава. Предложенные Боуэном реакционные ряды кристаллизации минералов могут нарушаться в зависимости от состава расплава, от температуры, давления и других условий.

Все закономерности в парагенезисе обусловлены физико-химическими условиями кристаллизации и последовательность выделения минералов.

Последовательность выделения главнейших породообразующих минералов можно представить в виде двух реакцион­ных рядов. Один ряд непрерывно-реакционный, свойст­венный полевым шпатам; другой ряд прерывно-реакционный, ха­рактеризующий железо-магнезиальные силикаты. В каждом из рядов вышестоящий минерал, реагируя с жидкой фазой, дает ни­жестоящий минерал. Стрелками показано направление процесса кристаллизации. Порядок выделения минералов в различных рядах зависит от состава расплава. Каждый минерал данного ряда с соответствую­щим минералом параллельного ряда образует эвтектику.

Реакционные ряды включают важнейшие породообразующие минералы и объясняют порядок их выделения и парагенезис. Из схемы Боуэна видно, что ассоциация оливинов, пироксенов и основ­ных плагиоклазов обычна; все эти минералы относятся к началь­ной высокотемпературной стадии кристаллизации. Наоборот, кис­лые плагиоклазы, натриево-калиевые полевые шпаты и кварц вмес­те с оливином и пироксеном встречаться не должны, поскольку эти минералы принадлежат к крайним членам реакционных рядов и т. д.

экзаменационный билет №2

1. Методика расчета минеральных равновесий (на примерах экзогенного и эндогенного минералообразования). О направлении химической реакции судят по величине свободной энергии реакции (или изобарно-изотермического потенциала). Если значение этой величины положительное, реакция в данном направлении не идет, при отрицательном значении величины свободной энергии реакция протекает самопроизвольно. Если процесс находится в равновесном состоянии, то значение функции свободной энергии равно 0. Обозначается свободная энергия символом ΔG (или ΔZ). Свободная энергия связана с двумя другими термодинамическими функциями – энтальпией (ΔH) и энтропией (ΔS) простым соотношением:

ΔG = ΔH-Т ΔS; здесь Т – температура по Кельвину (0 С = 273,15К).

Энтальпия и энтропия зависят от теплоемкости, которая для любого вещества определяется с очень высокой точностью в экспериментах. В справочниках приводятся значения уравнения теплоемкости. В геологии обычно используют три члена в уравнении теплоемкости. Изменение теплоемкости для химической реакции имеет вид:

ΔC⁰_p=Δa+Δb*10^-3*T+Δc*10⁵*T^-2+…

Энтальпия зависит от теплоемкости:

Энтропия тоже зависит от теплоемкости

Таким образом, свободная энергия является тоже функцией, зависящей от теплоемкости, а поскольку последняя определяется экспериментально, то значит, и свободная энергия имеет в своей основе экспериментальные измерения и поэтому является реальной физической величиной.

Если мы имеем какую-либо химическую реакцию, например

А+В=С+Д

то свободная энергия реакции равна: ΔG_R⁰= ΔG⁰_{продукты} - ΔG⁰_{исход в-ва,}

(верхний индекс ⁰ означает, что используется стандартная величина 0GΔ из справочника).

ΔН^o_R = ΔH^o_прод- ΔH^o_{исх в-ва}

При эндогенном минералообразование воздействии на равновесие внешнего давления в ΔG = ΔH-Т*ΔS добавляется еще одно слагаемое: ΔV_R×(P – 1), где Р – внешнее давление среды, 1 – давление земной атмосферы, ΔV_R – изменение объема веществ, участвующих в реакции:

ΔG_Т,Р = ΔH⁰_R - T×ΔS⁰_R + ΔV_R×(P – 1) или ΔG_Т,Р = ΔG⁰_Т + ΔV_R×(P – 1), где ΔV_R = ΣV_прод. – ΣV_исход.

Рассмотрим равновесие Сграфит = Салмаз

ΔH0298.15 = ΔH0298.15, алмаз - ΔH0298.15, графит = 0,4533 – 0 = 0,4533 ккал/моль

ΔS⁰_298.15= S⁰_{298.15, алмаз} - S⁰_{298.15, графит} = 0,568 – 1,372 = -0,804 кал/моль*град; ΔV = V _алмаз - V _графит = 3,4167 – 5,299 = -1,8823 см³/моль

2. Эвапориты как формация и процессы их образования. Эвапориты – это химические осадки, выпавшие на дне бассейна в результате перенасыщения растворов, благодаря испарению. Главными породообразующими минералами эвапоритов являются гипс Са5О₄*2Н₂О, ангидрит Са5О₄, галит NаС1, сильвин КС1, карналлит КСl*МgС1₂. В качестве примесей могут присутст­вовать глинистые, карбонатные минералы, окислы железа и биту­минозные вещества. Породы, имеющие переходный состав, назы­ваются соляными глинами и соляными мергелями.

Эвапориты классифицируются по минеральному составу. Наи­более распространенными породами этой группы являются гипс, ангидрит, каменная соль, сильвинит и карналлитит.

Для эвапоритов характерна пластичность, что обусловливает образование соляных куполов. Эвапориты отличаются от всех других осадочных пород высокими значениями удельного элек­трического сопротивления, нередко достигающими десятков и со­тен тысяч ом-метров. Калийные соли характеризуются повышен­ной радиоактивностью вследствие того, что они содержат радио­активный калий.

Гип псовые и ангидритовые породы слагаются одноименными минералами — гипсом и ангидритом. Макроскоскопически гипс и ангидрит похожи, но ангидрит отличается от гипс большей твердостью.

Каменная соль сложена галитом. В качестве примесей могут присутствовать сильвин, глинистые минералы, органические сое­динения и окислы железа.

Сильвинит и карналлитит относятся к группе калийно-магнезиальных пород. Сильвинит сложен минералами сильвином и галитом, карналлитит —карналлитом и галитом. В качестве при­месей могут присутствовать ангидрит и глинистые минералы.

Условия образования эвапоритов. Породы рассматриваемой группы являются продуктами выпадения осадков в озерных и лагунных бассейнах, расположенных в зонах жаркого сухого климата. Накоплению соляных толщ значительной мощности способ­ствует длительное опускание дна бассейна, сопровождающееся постоянным или периодическим поступлением в него новых пор­ций соленых вод. При возрастании концентрации растворов соля­ные минералы выпадают в определенной последовательности в зависимости от состава раствора и его температуры. Обычно первыми осаждаются гипс и ангидрит, затем галит, сильвин и карналлит. Строение соляных толщ показывает, что накопление солей не было непрерывным и чередовалось с периодами растворения ранее образовавшихся соляных отложений. Минеральный состав солей может значительно измениться в результате диагенеза соленого осадка и в процессе эпигенетического преобразования породы.