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
Mg^2+	1,297	SO4^2-	2,701
Ca^2+	0,408	HCO3^-	0,143
K^+	0,388	CO3^2-	0,070
Sr^2+	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
Fe^2+= Fe^3++ e^-	0,77
U^4+= U^6++ 2e^-	0,41
V^3+= V^4+ + e^-	0,40
Cu^+ = Cu^2+ + 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 PO₄^3-, AsO₄^3-, VO₄^3- 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…………………….....................................……

Лекции по общей и неорганической химии / Учебное пособие для студентов нехимических

специальностей

В.Ф. Шульгин, Н.С. Певзнер

Редактор: Н.А. Василенко

____________________________________________________________________________________

Подписано к печати 25.08.04 г. Формат 60x84/8 Бумага тип. ОП

Объем 5 п.л. Тираж - 100 экз. Заказ - №107 Цена договорная

____________________________________________________________________________________

95007, г. Симферополь, проспект им. В.И. Вернадского, 4

Таврический национальный университет им. В.И. Вернадского

Дата добавления: 2014-10-15