Распространенность химических элементов
"Геохимия изучает историю атомов в земной коре", - так впервые сформулировал В.И. Вернадский задачи этой науки. Первые сведения о распространенности химических элементов в земной коре мы находим в работах Ф.У. Кларка, использовавшего собранные им данные химических анализов горных пород. Первоначально он определил среднее содержание 50 элементов, дальнейшая работа была продолжена И. Фохтом и В.И. Вернадским. Среднее относительное содержание данного элемента в природной системе называется его распространенностью или кларком. Такой термин в честь американского ученого предложил использовать академик А.Е. Ферсман. Распространенность часто определяется в массовых или мольных %.
В космической распространенности элементов отмечается ряд закономерностей:
· Распространенность элементов неравномерно уменьшается с возрастанием атомного номера.
· Наиболее распространенными элементами являются водород и гелий; космическое вещество на 3/4 состоит из этих элементов.
· Относительная распространенность элементов с четным числом протонов выше, чем с нечетным.
Характер распространения химических элементов в земной коре сходен с характером их распространения в космосе. Впервые в 1914, 1918 годах Г. Оддо и В. Гаркинс обратили внимание на преимущественную распространенность элементов с четными атомными номерами.
Распространенность атомных ядер
| Атомный номер | Число протонов | Число нейтронов | Число ядер данного типа |
| Четный | Четное | Четное | |
| Нечетный | Четное | Нечетное | |
| Нечетный | Нечетное | Четное | |
| Четный | Нечетное | Нечетное |
Позже А.Е. Ферсман подсчитал, что распространенность изотопов в природе подчиняется закону кратности четырем: максимальная распространенность свойственна изотопам, главным образом, с четным числом протонов и нейтронов, т.е. с массовым числом, кратным четырем. В качестве примера можно привести весьма характерную распространенность изотопов стронция и свинца (мас.%):
84Sr – 0,56; 86Sr – 9,86; 87Sr – 7,02; 88Sr – 82,56
204Pb – 1,4; 206Pb – 24,7; 207Pb – 21,16; 208Pb – 52,74
Распространенность изотопов первых 28 элементов периодической системы Д.И. Менделеева
| Число нуклонов в ядре (х – целое число) | Распространенность, мас.% |
| 4х | 86,81 |
| 4х+1 | 0,01 |
| 4х+2 | 0,05 |
| 4х+3 | 12,68 |
| 1 (Н) | 1,0 |
Изотопный состав химических элементов в земной коре отражает многие геохимические процессы образования пород и руд. Одной из причин различного распределения изотопов в природных объектах служат геологические процессы. Расшифровка этих явлений на основании анализа возникшей изотопной смеси - одна из задач геохимии.
Например, экспериментально определено соотношение изотопов кислорода - 18О (0,204 %) и 16О (99,759 %), однако в природных объектах их соотношение может изменяться на 10 %. Вариации изотопного состава кислорода в горных породах определяются в первую очередь температурой, при которой протекал процесс их формирования. Так изменение изотопного состава кислорода в карбонатах скелетов различных моллюсков свидетельствует о температуре древнего моря, в котором происходил их рост. Другой пример касается изотопного состава серы. К настоящему времени произошло разделение серы земной коры на две группы: серу биогенного происхождения - сера сульфидов (в природе их образование осуществляется бактериальным путем), - обогащенную изотопом 32S, и серу сульфатов, входящую в солевой остаток океанической воды, с большим содержанием изотопа 34S.
В состав земной коры входят 88 элементов, практически отсутствуют короткоживущие технеций, прометий, астат, франций и трансурановые элементы. Основу земной коры составляют всего восемь элементов: кислород, кремний, алюминий, натрий, железо, кальций, магний, калий – суммарный кларк которых составляет 98,5 мас.%. Далее по распространенности следует четыре элемента: титан, фосфор, водород и марганец. Распространенность всех других элементов меньше 0,6 масс.%.
Согласно геохимической классификации химических элементов В.М. Гольдшмидта выделено четыре группы химических элементов, их названия отражают ту область Земли, где преимущественно встречаются входящие в нее элементы. Для ядра Земли характерна группа сидерофильных элементов, для земной коры – литофильных, для промежуточного слоя – мантии – группа халькофильных элементов и, наконец, атмосфера представлена группой атмофильных элементов.
Группа литофильных элементов характерна для горных пород земной коры и включает кислород, кремний, алюминий, кальций , магний, хлор, натрий, калий и другие. Железо, никель, кобальт, фосфор, платиновые металлы и другие элементы составляют группу сидерофильных элементов. Группа халькофильных элементов, имеющих высокое сродство к сере и встречающихся в рудных жилах, – сера, селен, теллур, мышьяк, медь, серебро, золото, цинк, свинец, ртуть и др. Элементы атмофильные: водород, азот и инертные газы.
Между химическими свойствами и распространенностью элементов имеется тесная зависимость. Специфика Земли заключается в преимущественной роли кислорода в составе земной коры (кларк кислорода составляет 49,13 масс.%), тогда как на Солнце он занимает скромное место. Причина этого заключается в прочной химической связи кислорода со многими элементами земной коры, что препятствует его удалению. Следующие по распространенности элементы земной коры – кремний и алюминий – отличаются способностью образовывать легкоплавкие соединения с щелочными и щелочноземельными металлами, а потому сравнительно легко накапливаются в шлаковой корке - земной коре. Таким образом, в земной коре преобладают кислородные соединения, из которых наиболее распространены силикаты, слагающие все главнейшие горные породы. Заметно менее распространены карбонаты, еще меньше – сульфидные и сульфатные минералы.
Преимущественно в виде оксидов в земной коре находятся такие металлы как железо, хром, марганец, никель, ванадий, вольфрам, в виде сульфидов – медь, олово, цинк, ртуть, свинец, а также железо, никель и кобальт. Натрий, калий, рубидий чаще встречаются в виде хлоридов и сульфатов. Литий, бериллий и цезий входят в состав силикатов. Магний и щелочноземельные металлы образуют карбонатные и сульфатные минералы. Ряд металлов встречается в природе в виде простых веществ в самородном состоянии: палладий, платина, осмий, иридий, золото, серебро.
В зависимости от химической природы элемент может либо иметь свои минералы, либо сопутствовать другим элементам. Геохимики выделяют обширную группу элементов, для которых характерно равномерное распределение в земной коре, такие элементы называются рассеянными. Распространенность в земной коре и число разновидностей минералов не находятся в прямой зависимости. Так рубидий практически не имеет собственных минералов и является рассеянным элементом, тогда как менее распространенная медь образует собственные минералы, а потому к рассеянным элементам не относится.
В.И. Вернадский классифицировал химические элементы по способности образовывать химические соединения, концентрироваться, участвовать в циклических процессах, а также по радиоактивности и выделил шесть групп:
· благородные газы;
· благородные металлы - золото и платиновые металлы (Ru, Rh, Pd, Os, Ir, Pt);
· циклические элементы - водород, углерод, кислород, азот, калий, магний, алюминий и др;
· рассеянные элементы - литий, скандий, галлий, бром, рубидий и др.;
· радиоактивные элементы;
· редкоземельные элементы - иттрий, лантан, лантаноиды.
30.3. Миграция химических элементов. Факторы миграции
В земной коре постоянно происходят многообразные химические процессы, разобраться в них – значит понять, как образуются минералы, горные породы и руды и в каких условиях они формируются, т.е. понять процессы миграции химических элементов. Это в свою очередь позволяет определить наиболее вероятные расположения месторождений полезных ископаемых
Перемещение химических элементов в пределах земной коры, гидросферы и атмосферы может происходить в виде водных растворов, силикатных расплавов (магма) и газов и подчиняется законам физико-химических явлений диффузии, сорбции, растворения и осаждения. Чтобы иметь представление о процессах миграции элементов рассмотрим различные области их существования на Земле: атмосферу, гидросферу и земную кору.
Геохимия атмосферы. В состав атмосферы (за вычетом паров воды) входят 75,5 масс.% азота; 23,03 масс.% кислорода; 1,28 масс.% аргона; 0,04 масс.% углекислого газа; 0,0016 масс.% приходится на неон, криптон, гелий и ксенон. Основная масса вещества (80 масс.%) приходится на тропосферу, которая является областью активного взаимодействия газовой оболочки с земной корой. При переходе в стратосферу на уровне 25 - 30 км над поверхностью появляется так называемый озоновый экран. Значение озонового экрана огромно, он поглощает до 97 % ультрафиолетового излучения и предохраняет земную поверхность от его губительного действия. Активность солнечной энергии проявляется в том, что в области озонового экрана заметно повышается температура до 0 - 10 °С, а на границе с ионосферой снижается до -80 °С. Нижние слои атмосферы являются пограничной областью, в которой происходит взаимодействие внешних космических излучений с веществом земного происхождения. На высоте более 100 км в составе ионосферы доминируют водород и гелий. Ионосфера - зона газовой оболочки Земли, где особенно активно протекают ядерные реакции.
Высокое содержание азота в атмосфере отчасти объясняется достаточно низкой его химической активностью в обычных условиях. Азот может удаляться из атмосферы при грозовых разрядах, образуя оксиды азота и азотную кислоту, а затем легкорастворимые нитраты. Возвращение азота в атмосферу происходит в результате окисления органических веществ, кроме того существенная доля азота возвращается в процессе выветривании пород, в которых азот находится в виде катиона аммония NH4+, изоморфно замещающего калий в слюдах.
Необычный состав газовой оболочки Земли связан с интенсивным влиянием жизни, обусловившей присутствие в ней свободного кислорода и углекислого газа. Высокая концентрация кислорода в атмосфере является геохимическим парадоксом, не повторяющимся в известном нам мироздании. Кислород активно поглощается в процессе окисления и дыхания, но наряду с этим непрерывно протекает процесс фотосинтеза, сопровождающийся выделением свободного кислорода в атмосферу.
Огромную роль в атмосфере играет углекислый газ, темп его круговорота несоизмерим ни с одним другим газом. Этот газ активно поглощается в процессе фотосинтеза, а также при карбонатном осадкообразовании. Возвращение углекислого газа в атмосферу связано с окислительными процессами на поверхности Земли и с вулканической деятельностью.
Чтобы говорить о происхождении современной атмосферы, необходимо рассмотреть состав подземных газов, постоянно проникающих в атмосферу. Подземные газы подразделяют на биохимические, воздушные, химические и радиогенные.
Образование биохимических газов связано с разложением органических веществ, поэтому наиболее крупные скопления газов ассоциируют с нефтяными залежами, эти газы содержат метан, углекислый газ, азот, сероводород и в небольших количествах водород. К газам химического происхождения могут быть отнесены газы, образующиеся в процессе горения угля, разложения карбонатных пород (СО2), окисления залежей колчедана - FeS2 и других сульфидов (SO2). Вулканические газы (СО, H2, N2, SО2, H2S, H2O, HCl, HF, NH3, CH4) также отнесены к химическим.
Недавно найдены выходы значительного количества метана в магматических структурах, где осадочные органические вещества отсутствуют. Это позволило предположить существование метана и водорода глубинного подкоркового происхождения и последующего синтеза из них нефти. Вероятность подобного допускал и В.И. Вернадский (1933 г.): "Именно для метана исключительная связь с жизнью сомнительна.... Известны его синтезы в лабораторных условиях часто независимые от органических соединений. Аналогичные процессы должны идти в магмах."
Радиогенные газы характеризуются присутствием аргона и гелия. Гелий является продуктом распада урана и тория, происхождение аргона связано с ядерным превращением (К-захват) изотопа калия-40. Аргон и гелий освобождаются при выветривании горных пород, либо поступают в подземные струи газов, в том числе и вулканических, при глубинных термальных процессах. Количество гелия в атмосфере Земли ничтожно мало, так как происходит его удаление в космическое пространство. Аргон в десять раз тяжелее гелия и поэтому встречается в сравнительно больших количествах.
В догеологический период существования Земли атмосфера отличалась меньшей плотностью, а её состав обладал более восстановительными свойствами, так как в ней доминировали СО, H2S, HCl, HF, NH3, CH4 и H2. Понадобился длительный процесс зарождения жизни и ее эволюции, для того чтобы генерируемый кислород смог окислить всю массу аммиака, метана и водорода.
Геохимия гидросферы. Одной из самых важных особенностей океана является его солевой состав. В среднем соленость вод океана составляет 35 г на 1 кг морской воды.
Содержание солевого остатка на 1 кг морской воды
| Катионы | Содержание, г | Анионы | Содержание, г |
| Na+ | 10,764 | Cl- | 19,353 |
| Mg2+ | 1,297 | SO42- | 2,701 |
| Ca2+ | 0,408 | HCO3- | 0,143 |
| K+ | 0,388 | CO32- | 0,070 |
| Sr2+ | 0,014 | Br- | 0,066 |
| F- | 0,001 | ||
| H3BO3 | 0,027 |
Солевой остаток океана сформировался из элементов разрушающейся породы, которая смогла достигнуть океана. Обращает на себя внимание отставание калия при миграции по сравнению с натрием: этот факт объясняется лучшей поляризацией калия (больший размер иона), что в свою очередь повышает сорбционные свойства. Калий лучше удерживается глинами и другими осадками. Магний и кальций сравнительно быстро покидают океан из-за процессов седиментации, однако растворимость соединений магния больше, поэтому содержание его в морской воде несколько выше.
Два элемента, занимающие второе и третье места по распространенности в земной коре - алюминий и кремний - практически полностью отсутствуют в океане. Поскольку алюминий при значениях рН = 8,1 образует нерастворимый гидроксид, его миграция с водными растворами весьма ограничена. Кремний встречается в океанических водах в ненасыщенном состоянии (~5 мг/л), в то время как в грунтовых водах его концентрация достигает 10 - 23 мг/л. Присутствие кремнезема в морской воде в ничтожных концентрациях вызвано низкой растворимостью его природных образований. Вторая причина связана с биогенным фактором - аморфный кремнезем идет на постройку скелета диатомовых водорослей, кремниевых губок и других организмов.
Концентрация некоторых элементов в океане во много раз выше, чем в земной коре. Например: бора в 260, хлора в 270, серы в 296 раз. По мнению А.П. Виноградова первоисточником всех главных анионов океанической воды являются кислые дымы подводных и надводных вулканических извержений.
Океан находится в динамическим равновесии с газовой оболочкой Земли. Так количество углекислого газа в атмосфере регулируется океаном, в нем растворяется до 0,04 % СО2, кроме того углекислый газ поступает в воды океана в результате деятельности подводных вулканов и жизнедеятельности организмов. Удаление углекислого газа происходит фитопланктоном в процессе фотосинтеза, а также при осаждении карбонатных отложений.
Основное поступление воды в океан осуществляется потоками речных вод. Соленость пресной воды составляет в среднем 200 - 350 мг/л. В зависимости от континента содержание некоторых компонентов в водах изменяется, в особенности это касается коллоидных частиц и органического материала, переносимого реками.
При испарении воды из океанических вод выпадают следующие фазы:
1. гипсовая - CaSO4·2H2O;
2. галитовая - NaCl;
3. магнезиальная - MgSO4·7H2O;
4. сильвинитовая - NaCl·KCl;
5. карналлитовая - KCl·MgCl2·6H2O;
6. бишофитовая - MgCl2·6H2O.
Факторы миграции. Важными факторами миграции веществ являются температура и давление. В 1903 году Д. Джоули показал, что радиогенного тепла достаточно для образования магм, объяснения вулканической и тектонической деятельности Земли. Увеличение температуры и давления с глубиной служит причиной перекристаллизации горных пород. Изменения, происходящие с горными породами под влиянием температур и давления в глубинах Земли, называются метаморфизмом.
На значительных глубинах Земли, отвечающих фазовому переходу мантия ® ядро, под влиянием давления происходит удаление кислорода; остающиеся металлы в самородном состоянии (железо, никель) обеспечивают исключительную вязкость материала верхней части ядра. Вещество земной мантии и тем более ядра, находится в состоянии интенсивного сжатия. Внедрение этого вещества в верхние слои земной коры, его взаимодействие с гидросферой и атмосферой приводят к увеличению объема и уменьшению плотности вещества.
На поверхности Земли также происходят изменения горных пород и миграция вещества. Одним из факторов миграции является размер ионов, их поляризационные свойства. Начала ионной концепции в геохимии - трактовки поведения элементов в растворах и расплавах с учетом свойств ионов - были заложены В.М. Гольдшмидтом и А.Е. Ферсманом. Знание природы химической связи, а также о поляризационных свойствах ионов позволяют прогнозировать изоморфное замещение ионов в кристаллических решетках минералов.
Инородный ион должен отвечать следующим условия при замещении: обладать соответственными размерами, проявлять одинаковые степени окисления и иметь сходные поляризационные свойства. Например, широко известны примеры изоморфного замещения калия рубидием, алюминия галлием. Рубидий и галлий, будучи сравнительно редкими элементами, практически полностью оказываются поглощены минералами более распространенных элементов - "хозяев". Их самостоятельные минералы не известны.
Более сложной и распространенной формой является гетеровалентный изоморфизм, при котором замещающие друг друга атомы могут иметь разные степени окисления при одинаковых размерах. Классическим примером является изоморфизм, наблюдаемый в алюмосиликатах:
СaO·Al2O3·2SiO2 (СaAl2Si2O8 ) Ca2+ Al3+
¯ ¯
Na+ Si4+ NaAlSi3O8 (NaAlO2·3SiO2)
Замещение одного катиона натрия на кальций сопровождается компенсирующим замещением кремния алюминием (сумма зарядов остается без изменения). Этот случай изоморфизма настолько удачен ( компоненты относятся к широко распространенным элементам), что замещение может происходить в любых соотношениях.
А.Е. Ферсман в 1931 году указал на расположение катионов с близкими эффективными радиусами в диагональном направлении периодической системы. Так можно наметить несколько рядов элементов с близкими радиусами, внутри которых возможны случаи изоморфизма, например, литий - магний - скандий - цирконий; натрий - кальций - иттрий - гафний. Следует обратить внимание на разную способность ионов замещать друг друга. Так, например, кальций достаточно часто замещается редкоземельными элементами, появление примесей кальция в редкоземельных минералах - явление необычное.
Важным фактором миграции вещества на поверхности Земли являются равновесные процессы гидратации, растворения и переосаждения, главными участниками которых оказываются вода и растворенные в ней газы атмосферы. Равновесия в водном растворе можно описать константой равновесия, а используя принцип смещения равновесия Ле Шателье, прогнозировать какие реакции будут протекать при изменении условий. Например, интенсивность поглощения углекислого газа океаном в основном зависит от температуры. Особенно активно океан поглощает углекислоту в северных и южных широтах; в районах, прилегающих к экватору этот процесс идет слабее. Другой пример, весьма распространенная реакция так называемого волластонитового равновесия:
CaCO3 + SiO2 
CaSiO3 + CO2 ,
которая при значительном увеличении давления не может протекать, так как давление препятствует образованию углекислого газа.
Величина водородного показателя (рН) является мощным фактором, регулирующим миграцию и осаждение многих соединений в земной коре. Значение рН в значительной мере регулируется содержанием в водах углекислого газа и сероводорода – продуктов жизнедеятельности организмов. Вода, соприкасающаяся с атмосферой, имеет рН = 6,4 за счет ионов водорода, образующихся при растворении углекислого газа. Для речных вод характерна величина рН = 5 - 6,5, почвенные воды и воды торфяных болот отличаются более кислой реакцией за счет растворенных органических кислот (рН = 3,5 – 4), в то время как в водах океана рН = 8,1 – 8,3. В некоторых бессточных озерах пустынь значения водородного показателя достигают 9 - 10.
Морская вода выполняет роль природного буферного раствора. Наличие растворенного гидрокарбоната кальция поддерживает рН морской воды постоянным, несмотря на колебания концентраций растворенных в ней солей. Повышение кислотности морской воды всегда приводит к растворению карбоната кальция и, наоборот, увеличение щелочности – к его осаждению.
H+ + СаCO3 = Са2+ + HCO3-
Са2+ + HCO3- + OH- = СаCO3 + H2O
При строго определенных значениях рН осаждаются гидроксиды различных металлов. Например: гидроксид марганца (IV) осаждается лишь при рН = 8 - 8,5; в то время как гидроксиды цинка, меди, никеля и свинца(II) выпадают в интервале рН = 5,2 - 6,5. Этим обстоятельством объясняется накопление марганца в виде конкреций на дне океана вдали от области его выноса и сравнительно большие скопления халькофильных элементов в осадках с большим содержанием органического материала в прибрежных областях океана.
При процессах осадкообразования происходит более полное разделение компонентов, чем в каком-либо другом геологическом процессе. Так железо и марганец в породах магматического происхождения находятся вместе, а в осадочном процессе резко разделяются. Размеры ионов Fe2+ и Mn2+ и растворимость их солей близкие по значениям, однако гидроксиды железа выпадают в осадок при более низких значениях рН, чем соединения марганца.
Немаловажным фактором миграции являются окислительно-восстановительные реакции и их потенциалы. Многие элементы земной коры могут находиться в различных степенях окисления. Так, например для меди известны два состояния в степенях окисления +2 и +1; для марганца в природных условиях устойчивы степени окисления +2, +3, +4. Переход из одной степени окисления в другую сопровождается изменением растворимости, изоморфных свойств соединений, что может привести к разделению близких до этого по свойствам элементов, например, к выпадению одного из них в осадок или наоборот растворению. Значения окислительно-восстановительных потенциалов, приведенные ниже, наглядно показывают, что до тех пор, пока не будет окислена вся масса меди, находящаяся в степени окисления +1, не начнется окисление ванадия(III) и лишь потом урана(IV) и железа(II).
Окислительно-восстановительные потенциалы некоторых реакций
| Реакции | Е, В |
| Fe2+ = Fe3+ + e- | 0,77 |
| U4+ = U6+ + 2e- | 0,41 |
| V3+ = V4+ + e- | 0,40 |
| Cu+ = Cu2+ + e- | 0,345 |
А.Е. Ферсман отметил явление автолизии, или самоочистки, кристаллов минерала при его неоднородной перекристаллизации, в ходе которой минерал избавляется от изоморфной примеси посторонних элементов. Разделение изоморфных смесей имеет значение там, где на поверхность земной коры выводятся минералы, образовавшиеся на больших глубинах. При избытке кислорода и влаги составляющие их элементы быстро повышают степень окисления. Так U4+ превращается в катион-уранила UO22+ и в этой форме, отличающейся значительной растворимостью, выносится поверхностными водами. В это же время Th4+ остается в составе минералов (монацит, циркон, торианит) поскольку он не может увеличить свою степень окисления. Точно такое же разделение элементов под влиянием окислительных процессов происходит с кобальтом, никелем, железом и ванадием - элементами, "неразлучными" в недрах земной коры.
Важным фактором миграции веществ является образование ими коллоидных растворов. В природе коллоиды получаются при измельчении горных пород, в результате реакций гидролиза, окислительно-восстановительных процессов и обменных реакций. В речных водах концентрация коллоидов весьма велика. Огромные массы вещества переносятся именно в таком виде с континентов в морские бассейны. На границе контакта подобных вод с морскими, обогащенными электролитами, происходит массовая коагуляция и образование осадка. Таким образом, коллоидная форма переноса соединений выполняет огромную роль в миграции элементов.
Два свойства коллоидных систем привлекло к ним внимание геохимиков. Во-первых, большая удельная поверхность частиц, способствующая интенсивной сорбции. Вторая особенность - наличие заряда гранулы коллоидной частицы. Изменение заряда коллоидных частиц приводит к процессу коагуляции и последующей седиментации. Образующийся осадок со временем стареет, происходит увеличение размеров кристаллических частиц и постепенная дегидратация. Последнее явление называется синерезисом.
Среди природных коллоидов известны системы как с положительно, так и с отрицательно заряженными частицами:
| Положительно заряженные частицы | Отрицательно заряженные частицы |
| Fe(OH)3 | Гумусовые и глинистые коллоиды |
| Al(OH)3 | Сульфиды As, Sb, Cu, Hg |
| SiO2, MnO2 |
В соответствии с этим сорбция анионов осуществляется коллоидами гидроксидов железа и алюминия. Сорбция анионов PO43-, AsO43-, VO43- снижает заряд у коллоидной частицы и приводит к коагуляции данного золя. Известно, что осадочные месторождения железа содержат большое число фосфатов железа, в некоторых месторождениях встречается ванадий и мышьяк.
Гумусовые вещества, оксиды кремния и марганца отличаются в основном сорбцией катионов.
Так гумусовые кислоты, образующие коллоидные системы, сорбируют золото. Перенос золота при участии гуминовых коллоидов объясняет появление больших самородков. Глинистые коллоиды обычно отличаются избирательной сорбцией вольфрама и калия. Природные гели кремнезема SiO2·nН2О, выпадающие непосредственно вблизи зоны окисления урановых месторождений, несут в себе значительные количества уранила, что обуславливает их ярко-зеленое свечение при освещении ультрафиолетовыми лучами (важный поисковый критерий урановых месторождений).
Список рекомендуемой литературы
1. Глинка Н.Л. Общая химия. Л.: Химия, 1985.
2. Общая химия / Под ред. Е.М. Соколовской и Л.С. Гузея. М.: Из-во МГУ, 1989.
3. Ахметов Н.С. Общая и неорганическая химия. М.: Высшая школа, 1988.
4. Хомченко Г.П., Цитович И.К. Неорганическая химия. М.: Высшая школа, 1987.
5. Хьюи Дж. Неорганическая химия. Строение вещества и реакционная способность. М.: Мир, 1987.
6. Коттон Ф., Уилкинсон Дж. Основы неорганической химии. М.: Мир, 1979.
7. Ленский А.С. Введение в бионеорганическую и биофизическую химию. М: Высшая школа, 1989.
8. Тугаринов А.И. Общая геохимия. М.: Атомиздат, 1973.
ОГЛАВЛЕНИЕ
| стр. | ||
| Лекция № 1 | Предмет химии. Современное атомно-молекулярное учение. Основные понятия химии, законы стехиометрии…………………..……………….. | |
| Лекция № 2 | Основные положения квантово-механической теории строения атома…………. | |
| Лекция № 3 | Принципы описания электронной оболочки многоэлектронного атома. Периодическая система химических элементов Д.И. Менделеева………………. | |
| Лекция № 4 | Основы теории химической связи. Метод валентных связей………..……………. | |
| Лекция № 5 | Метод молекулярных орбиталей……………………………………………………… | |
| Лекция № 6 | Ионная связь. Металлическая связь, зонная теория кристаллов. Водородная связь. Межмолекулярное взаимодействие, силы Ван-дер-Ваальса. Агрегатное состояние вещества……………………………….……………………… | |
| Лекция № 7 | Основы химической термодинамики. Термохимические расчеты. ……………… | |
| Лекция № 8 | Основные положения химической кинетики. Катализ и катализаторы. Химическое равновесие, принцип Ле Шателье……………............................……. | |
| Лекция № 9 | Введение в теорию растворов. Физико-химические свойства растворов неэлектролитов……………………………………………………………………………. | |
| Лекция № 10 | Растворы электролитов. Теория электролитической диссоциации................…… | |
| Лекция № 11 | Теории кислот и оснований……………………………….....................................…… | |
| Лекция № 12 | Электролитическая диссоциация воды. Расчет значений рН водных растворов кислот, оснований и солей……………… | |
| Лекция № 13 | Буферные растворы. Равновесия в растворах малорастворимых электролитов, произведение растворимости……………..........................…......… | |
| Лекция № 14 | Окислительно-восстановительные реакции ……………......….................………… | |
| Лекция № 15 | Электродные потенциалы. Химические источники тока. Электролиз..........…….. | |
| Лекция № 16 | Дисперсные системы, коллоидные растворы…………......................................…. | |
| Лекция № 17 | Координационные соединения…………………………….................................…….. | |
| Лекция № 18 | Водород……………………………………………………….......................................…. | |
| Лекция № 19 | Элементы VII-A-подгрупы (галогены)………….……......................................……… | |
| Лекция № 20 | Элементы VIA-подгруппы………………………….………..…..................................... | |
| 20.1 | Кислород и его соединения…………………….……….......................................…… | |
| 20.2 | Сера и ее соединения………………………………………………......…..................… | |
| 20.3 | Селен, теллур и их соединения……………………………………................….......… | |
| Лекция № 21 | Элементы VA-подгруппы……………………….………….....................…..............…. | |
| 21.1 | Азот и его соединения…………………………..……………………..……................... | |
| 21.2 | Фосфор и его соединения…………………………………………………..................... | |
| 21.3 | Элементы подгруппы мышьяка………………………………………...........…......…... | |
| Лекция № 22 | Элементы IVA-подгруппы………………………………...........................................…. | |
| 22.1 | Углерод и его соединения………………………………..........................................…. | |
| 22.2 | Кремний и его соединения…………………………………………….....…............…… | |
| 22.3 | Германий, олово, свинец……………………………………………….....................….. | |
| Лекция № 23 | Элементы IIIA-подгруппы……………………………………................…...............….. | |
| 23.1 | Бор и его соединения……………….………………......................................…........... | |
| 23.2 | Алюминий и его соединения…………….……….............................................…..…. | |
| 23.3 | Подгруппа галлия………………………………............................................................ | |
| Лекция № 24 | Элементы IIA-подгруппы…………………..................................…............................. | |
| 24.1 | Бериллий и его соединения……………………….............................…...................... | |
| 24.2 | Магний и его соединения……………………………........................................…........ | |
| 24.3 | Щелочноземельные металлы..........…….……………............................................... | |
| Лекция № 25 | Элементы IA-подгруппы (щелочные металлы)………………………..…………....... | |
| Лекция № 26 | Общая характеристика d-элементов. Элементы IIIВ - VB подгрупп (подгруппы скандия, титана и ванадия).................. | |
| 26.1 | Общая характеристика d-элементов………………………………......…...............…. | |
| 26.2 | Элементы IIIВ подгруппы (подгруппы скандия)…………………….................….…. | |
| 26.3 | Элементы IVВ подгруппы (подгруппы титана)……………………....................…..... | |
| 26.4 | Элементы VВ подгруппы (подгруппы ванадия)……………………......................…. | |
| Лекция № 27 | Элементы VIВ и VII подгрупп (подгруппы хрома и марганца)…………………....... | |
| 27.1 | Элементы VIВ-подгруппы (подгруппа хрома)…………......................................…... | |
| 27.2 | Элементы VIIВ-подгруппы (подгруппа марганца)……......................................…… | |
| Лекция № 28 | Элементы VIIIB-подгруппы ……………………………..........................................….. | стр. |
| 28.1 | Элементы подгруппы железа…………….……………..........................................….. | |
| 28.2 | Элементы подгруппы кобальта…………………….......…...................................…... | |
| 28.3 | Элементы подгруппы никеля……………………………..…........................................ | |
| Лекция № 29 | Элементы IB- и IIB-подгрупп (подгруппы меди и цинка)…….………………………. | |
| 29.1 | Элементы IB-подгруппы (подгруппы меди)…………………………..................…… | |
| 29.2 | Элементы IIB-подгруппы (подгруппы цинка)……………………….......................…. | |
| Лекция № 30 | Основы геохимии…………………………………………………………………..………. | |
| 30.1 | Теория строения атомных ядер. Радиоактивность………………………………….. | |
| 30.2 | Распространенность химических элементов ………………………………………… | |
| 30.3 | Миграция химических элементов. Факторы миграции………………………………. | |
| Список рекомендуемой литературы……………………... |