Logo GenDocs.ru

Поиск по сайту:  


Загрузка...

Лекции по геохимии элементов - файл 1.doc


Загрузка...
Лекции по геохимии элементов
скачать (995.5 kb.)

Доступные файлы (1):

1.doc996kb.18.11.2011 01:00скачать

1.doc

1   2   3   4   5   6
Реклама MarketGid:
Загрузка...
^

5. Петролого-геохимическая систематика магматических пород


Такая систематика основана на эмпирически установленных особенностях распределения и уровнях накопления редких элементов в магматических породах. Установлено, что содержания и соотношения редких элементов контрастно изменяются не только при переходе от семейства с одним уровнем кремнекислотности к другому, но и в пределах каждого семейства при изменении общей щелочности или принадлежности к той или иной серии (толеитовой, известково-щелочной, щелочной), они также разнятся для пород близкого петрохимического состава, но имеющих различное происхождение. В целом, в основу геохимической классификации магматических пород положен генетический принцип. Наиболее явно и последовательно это выражено в определении Л.В. Таусона: “Геохимический тип магматических пород это группа пород, характеризующихся общностью способа и условий образования материнских маг, что находит отражение в их приуроченности к определенным геодинамическим обстановкам, а также в сходстве химического, редкоэлементного и минерального состава”.

Для вулканитов, прежде всего основных, наиболее удобным является типизация по геодинамическим обстановкам, так как для них более отчетливо проявлена связь редкоэлементного состава с геодинамическими условиями образования.

Наиболее общий принцип и первый этап систематизации базитов это определение их принадлежности к серии (толеитовой, известково-щелочной, щелочной), а также выявление характера ассоциации (дифференцированной или бимодальной).

Вулканиты толеитовой серии образуются из магм, насыщенных кремнеземом, среди нормативных минералов всегда присутствует гиперстен, для них характерно интенсивное обогащение железом поздних дифференциатов (тренд Феннера). Представлены в основном базальтами, но отмечаются и андезиты и более кислые разновидности. Распространены в срединно-океанических хребтах, на дне океанов, в островных дугах, в континентальных рифтовых зонах, в областях внутриплитового магматизма, в древних офиолитовых комплексах.

Для вулканических пород известково-щелочной серии характерны отсутствие тренда накопления железа (тренд Боуэна), повышенная глиноземистость (до 16-18%). Преобладают андезиты и андезито-базальты, присутствуют базальты и риолиты. Широко распространены в современных островных дугах, на активных континентальных окраинах андийского и калифорнийского типов и их древних аналогов.

Породы субщелочной серии характеризуются более высоким содержанием щелочей, (нет фельдшпатоидов). Развиты в областях внутриплитового магматизма (океанические острова, траппы), в континентальных рифтах и на активных окраинах континентов, в тылу островных дуг.

К породам щелочной серии относятся вулканиты с суммарной щелочностью 6-7% и более, содержащие щелочные темноцветные минералы и фельдшпатоиды (нефелин, лейцит). Развиты в континентальных рифтовых зонах, в областях проявления внутриплитового магматизма, в зрелых островных дугах. Обогащены некогерентными элементами –Rb, Ba, Sr, Zr, Nb, REE.


Для базальтов обычно используются мультиэлементные диаграммы трех типов, нормированные по хондриту, примитивной мантии и NMORB. В любом случае элементы располагаются в порядке от высоко несовместимых к умеренно несовместимым и совместитым, от наиболее мобильных к наиболее неподвижным и в порядке групп: LILE, HFSE, LREE, MREE, HREE, переходные металлы (для мантийной нормировки). Такие диаграммы имеют преимущества перед табличными данными, двойными и тройными диаграммами:

1. делают возможным прямое сравнение петрогенных и редких элементов с близкой совместимостью (например, K-La, K-Rb, P-Nd, Ti-Sm, Al-Sc),

2. выявляют связь HFSE и REE близкой совместимости (Nb(Ta)-La, Zr-Sm) и т.д.

3. позволяют анализировать распределение сразу широкого круга элементов.

LILE являются чувствительными к изменениям и поэтому обычно не используются на геохимических дискриминантных диаграммах. Мультиэлементные диаграммы также используются для оценки мобильности-немобильности отдельных элементов и групп элементов.

Всякой попытке интерпретации данных на мультиэлементной диаграмме должна предшествовать оценка степени перераспределения элементов при наложенных постмагматических процессах, а также за счет контаминации коровым материалом. Мерой степени мобильности элементов служит ионный потенциал, равный отношению заряда к ионному радиусу. Элементы с умеренными величинами ионного потенциала относительно менее мобильны, чем с низким и высоким ионным потенциалом. Ионный потенциал HFSE и РЗЭ выше, чем у щелочных и щелочноземельных элементов, но ниже, чем у неметаллов. Общим правилом является, что Nb, Ta, Zr, Hf, Ti менее мобильны, чем LREE, и их инертность сопоставима с HREE при низком до умеренного отношении вода/порода при гидротермальных процессах на морском дне или низкоградном региональном метаморфизме. Такие элементы как Cs, Rb, Ba, K, Na, Li весьма мобильны и образуют крайне неправильные распределения на мультиэлементных диаграммах, в отличие от плавных кривых для свежих MORB.

Коровая контаминация мантийных магм выявляется по одновременному обеднению Nb (Ta), P, Eu, Ti, и она сама может служить индикаторным признаком, поскольку не может наблюдаться для базальтов океанических бассейнов.

Рассмотрим некоторые геохимические типы базальтов:

1) Базальты океанических хребтов (N-MORB)

Характерны низкие содержания K2O (<0,3%). Содержание Ni, Co определяется магнезиальностью пород и связано с фракционированием Ol (оливин), cодержание V, Sc - c фракционированием Cpx (клинопироксен). Большинство MORB обеднены LILE (K, Rb, Cs, Sr, Ba, U, LREE) и имеют высокие 143Nd/144Nd (0.5130-0.5133) и низкие 87Sr/86Sr (0,7024-0,7030), что согласуется с образованием из деплетированного мантийного источника.

На основании распределения редких элементов и изотопных отношений в базальтах и комплементарных к ним реститов принята следующая модель образования:

N-MORB образуются при полибарическом фракционном плавлении поднимающегося деплетированного мантийного диапира. Плавление возможно начинается в гранатовой фации (50-85км) и заканчивается в шпинелевой. Степень плавления ~ 15-19%, при этом образуются пикритовые магмы толеитовой серии. Изливаются магмы основного состава, что связано с фракционированием оливина в малоглубинных камерах при низком давлении (< 10 кбар).

2)Базальты океанических островов (OIB)

Бывают толеитовые (нормальной щелочности) и щелочные, в разной степени обогащены Ti, K и обеднены Al относительно N-MORB.

Обогащены LILE –Cs, Rb, K, Ba, Sr, REE, HFSE в сравнении с MORB. Щелочные базальты больше обогащены всеми этими элементами, что свидетельствует о меньшей степени плавления того же источника, причем дифференцированный характер тяжелых редких земель – в рестите гранат. Изотопные отношения стронция - 0,702-0,706, изотопные отношения ниодима - 0,5130-0,5123. Геохимические, в том числе изотопные, характеристики указывают на образование из смешанных мантийных источников. Основной источник OIB – это смесь близкой к примитивной мантии и субдуцированной до границы нижней-верхней мантии океанической коры. Этот поднимающийся частично расплавленный обогащенный мантийный материал вызывает плавление вышележащей деплетированной мантии, и эта новая смесь является источником OIB. Разные соотношения этих источников дают наблюдаемые вариации в изотопных отношениях. В зависимости от степени плавления образуются толеиты (>25%) или щелочные базальты (<15%), очень малые степени плавления могут объяснить сильное обогащение несовместимыми элементами щелочных базальтов.

3) Островодужные базальты (IAB)

Они имеют низкий TiO2 (1%). Наиболее типичная черта островодужных базальтов это обедненность Nb (Ta), Zr, Hf и Ti относительно LILE и REE, обогащенность LILE и обедненность REE относительно N-MORB. Среди них выделяются толеитовые и известково-щелочные базальты. Первые типичны для незрелых океанических островных дуг и обладают слабой Nb-Ta аномалией и нефракционированным распределением РЗЭ. Они также отличаются от MORB по низкому содержанию Ni и Cr. Известково-щелочные базальты (окраинно-континентальные дуги и активные континентальные окраины) имеют большее обогащение LILE, увеличивающуюся Nb-Ta аномалию, а также отчетливое положительное фракционирование LREE относительно HREE. Величины 87Sr/86Sr для океанических дуг 0,702-0,705; для окраинно-континентальных - 0,703-0,710, что отражает различный вклад континентального корового материала.

Формируются в субдукционных обстановках, поэтому имеется два основных источника, определяющих состав островодужных магм: мантийный клин и субдукционный компонент. В качестве субдукционного компонента выступают водные флюиды, отделяющиеся от субдуцирующей океанической коры (слэба). В зависимости от поведения в процессах дегидратации слэба элементы делятся на консервативные и неконсервативные в соответствии с их ионным радиусом и величинами коэффициентов распределения мантия/расплав или мантия/флюид. При дегидратации слэба Nb, Zr, Hf, Ti и HREE ведут себя консервативно и, следовательно, их концентрации в базальтах определяются составом мантийного клина. Высоко или умеренно неконсервативные элементы (Cs, Rb, Ba, K, Pb, Sr, U, Th, LREE) обогащают мантийный клин за счет воздействия флюидов из дегидратирующегося слэба, что определяет их повышенные концентрации в базальтах.

ГРАНИТЫ

Все современные геохимические и петрологические классификации гранитоидов предполагают существование трех типов, образующихся за счет разных источников.

Три главные петрогенетические группы включают:

1. коровая группа,

2. гибридные гранитоиды смешанного, корово-мантийного происхождения,

3. мантийные или существенно мантийные гранитоиды.

Коровые гранитоиды образуются путем плавления корового материала вследствие утолщения континентальной коры в орогенических поясах. Верхняя мантия может давать материал в гибридные гранитоиды и, несомненно, является источником тепла необходимого для плавления основания коры, она также дает толчок к различным процессам взаимодействия между коровым и мантийным компонентами. Собственно мантийные гранитоиды образуются главным образом при крайнем фракционировании верхнемантийных расплавов, а также вероятно путем плавления метабазитов.

Химизм главных элементов отражает петрогенезис трех контрастных групп гранитоидов. На основании класификации Шенда, коровые гранитоиды являются известково-щелочными и пералюминиевыми, гранитоиды смешанного происхождения - известково-щелочными метаалюминиевыми, тогда как мантийные гранитоиды - преимущественно щелочные или толеитовые (метаалюминиевые).

Б.Барбарин попытался сопоставить различные классификации гранитоидов.

Параметр

Автор

Происхождение






Коровое

Смешанное

Мантийное



Шенд

Пералюминиевые

Al/CаNаKа>1,1

Метаалюминиевые

A/CNK£1,1


Перщелоч-ные

A<NK

Петрохи-мия


Ламейер,

Боуден

Лейкограниты

Известково-щелочные

граниты

Толеи-товые

Щелоч-ные

Петрохи-мия


Чаппел,

Уайт,

Коллинз,

Вален

S-тип

I-тип

M-тип

А-тип

Геохимия


Таусон

Плюмазито

вые лейко-грани-ты

Ультра-метаморфические

Палингенные граниты (нормальные и субщелочные)

Толеито-вые плагиограниты

Агпаито-вые лейкограниты

Геохимия


Пирс

Коллизионные

син- и посттектонические

Вулкани-ческих дуг

ORG

Внутриплитные


Широко известной за рубежом является классификация Чаппела и Уайта, продолженная и дополненная Коллинзом и Валеном. В ней выделяется 4 типа гранитоидов: S-, I-, M-, A-граниты. Более 20 лет назад (1974 г.) Чаппел и Уайт ввели понятия о S- и I-гранитах, основываясь на том, что состав гранитов отражает материал их источника. Последующие классификации также в основном придерживаются этого принципа.

S- (sedimentary) – формируются в результате переплавления осадочного материала, прошедшего цикл выветривания на поверхности,

I- (igneous) – продукты плавления метамагматических субстратов, инфракрустальный более глубинный уровень генерации магм (соответственно более основной),

M- (mantle) –являются дифференциатами основных магм,

  1. (anorogenic) – продукты плавления нижнекоровых гранулитов или дифференциаты щелочно-базальтовых магм (природа наиболее дискуссионна).

Граниты S-типа относительно I-типа: Отчетливое различие для этих двух типов установлено по соотношению глинозема и щелочей и кальция. Граниты S-типа являются перглиноземистыми (Al2O3/ (Na2O+K2O+CaO)м.к. – 1,01-1,99). Содержат богатые Al минералы – биотит, мусковит, кордиерит, гранат. Граниты I-типа метаглиноземистые (< 1) или слабо пералюминиевые (0.69 - 1,2), мафический минерал – роговая обманка.

Они отчетливо различаются по характеру включений: для S-гранитов это метаосадочные породы (Q+Sil+Cord+Gra), а для I-гранитов – метаглиноземистые минеральные ассоциации с роговой обманкой (Pl+Q+Hb+Cpx+Opx). Для двух последних типов включения не характерны. В геохимическом отношении S и I-граниты имеют близкие содержания большинства элементов, прежде всего SiO2, Al2O3, FeO, MgO, Ba, V, Cu. Но есть и различия, S-граниты относительно обеднены CaO, Na2O, Sr и имеют повышенные концентрации K2O, Rb, Zr, Cr, Ni. Все эти различия в целом обусловлены тем, что источник S-гранитов прошел стадию выветривания и осадконакопления. Граниты S-типа обеднены CaO, Na2O, Sr в связи с выносом этих элементов при переходе полевых шпатов в глинистые минералы в процессе выветривания.

Граниты S-типа - верхнекоровый уровень генерации магм. Образуются в коллизионных обстановках, представлены известково-щелочными гранитными плутонами. Синколлизионные граниты имеют очень высокое 87Sr/86Sr (до 0,8) и высокие величины d18О, что указывает на коровое происхождение. Распределение изотопов и редких элементов в синколлизионных гранитах указывает, что они являются, главным образом, продуктами парциального плавления коры, и в некоторых случаях, источниками являются осадки. Образующиеся расплавы, обогащены Rb, F, B (иногда Та), которые переносятся флюидной фазой, и обеднены Y, HREE и HFSE, которые остаются в рестите от плавления.

Граниты I-типа - инфракрустальный более глубинный уровень генерации магм (соответственно более основной). I- граниты обычно метаглиноземистые с преобладанием тоналитов или гранодиоритов, являются типичными для большинства субдукционных систем. Островодужные граниты обогащены LILE и обнаруживают заметную Ta-Nb аномалию. В большинстве гранитов также проявлены отрицательные Sr, P и Ti аномалии.

Гранитоиды М-типа представлены кварцевыми диоритами и тоналитами. Они являются конечными дифференциатами толеит-базальтовой магмы. Они характерны для современных рифтовых зон СОХ, встречаются в более древних офиолитах и, вероятно, образуются в незрелых океанических дугах. Имеют очень незначительный объем. Относительно гранитоидов других типов обеднены SiO2, K2O, Rb, Nb, обогащены MgO, CaO, характерно K2O/Na2O< 1. Содержат максим количество железомагнезиальных минералов.

А-граниты варьируют по составу от субщелочных кварцевых сиенитов до щелочных гранитов с щелочными темноцветами. Они характеризуются высоким содержанием суммы щелочей (Na2O+К2О), высоким значением отношения FeO*/ MgO, низкими содержаниями Al2O3, CaO, MgO, обогащены галогенами, особенно фтором, Zr, Nb, Y, Zn, REE, обеднены Sr, Sc, V, Eu. Они также, как правило, имеют высокое первичное 87Sr/86Sr и резко обеднены Sr, P, Ti в сравнении с большинством других гранитов. Их резкое обеднение Sr, P, Ti может быть связано с фракционной кристаллизацией с удалением полевых шпатов (Sr), апатита (Р) и магнетит-ильменита (Ti).

По условиям и процессам образования они могут быть разделены на два типа. Первый, характерный для океанических островов и континентальных рифтов, это продукт дифференциации щелочно-базальтовой магмы. Второй включает внутриплитные плутоны, не связанные непосредственно с рифтогенезом, а приуроченный к горячим точкам. Происхождение его связано с плавлением нижних частей континентальной коры под влиянием дополнительного источника тепла.

Эта классификация основана на изучении фанерозойских гранитоидов (можно распространить на протерозой). Среди архейских преобладают натровые тоналиты-трондьемиты-гранодиориты. Имеют специфический состав.

Наиболее известной у нас в стране является геохимическая классификация Л.В.Таусона, которая учитывает генетические особенности гранитоидов и особо была нацелена на выявление связи гранитоидов с оруденением.

Л.В.Таусоном рассматривается три пути образования гранитных магм:

1. палингенное плавление вещества континентальной коры (доминируют),

2. дифференциация магм основного или среднего состава, имеющих мантийное происхождение,

3. ультраметаморфизм и гранитизация пород кристаллического основания континентальной коры.

Среди гранитоидов, образующихся при палингенном плавлении коровых субстратов выделяются четыре типа:

1. палингенные известково-щелочные гранитоиды (состоят из Pl, кпш, кварца, биотита, иногда двуслюдяные с гранатом и турмалином). Наиболее распространены. По составу близки к кларкам для гранитоидов. Образуются преимущественно в областях фанерозойской складчатости в условиях различных геодинамических обстановок (Области внутриплитового магматизма, континентальные рифтовые зоны, активные континентальные окраины калифорнийского типа).
2. палингенные щелочные гранитоиды – сменяют гранитоиды известково-щелочного ряда в длительно развивающихся складчатых поясах. В результате плавления высокометаморфизованного корового субстрата с основными и карбонатными породами. Поздние дифференциаты либо граносиениты (обогащены Zr, Nb, редкими землями), либо – лейкограниты потенциально рудоносные на W и молибден. Обеднены летучими по сравнению с 1. Повышенные концентрации Ba, Sr.

3. плюмазитовые редкометальные лейкограниты (состоят из Pl, кпш, кварца, акцессории – флюорит, топаз, циркон, монацит, кассетерит, ильменит). Резко обогащены Li, Rb, Sn, W, Nb, Ta, Be, водой и летучими (F, СL) компонентами. – литий-фтористые граниты. Резко снижены концентрации Ba Sr. Пространственно связаны с крупными массивами известково-щелочных гранитов, то есть, по-видимому, являются поздними дифференциатами глубинных очагов палингенных гранитных магм известково-щелочного ряда.

4. редкометальные щелочные граниты (по содержаниям микроэлементов близки плюмазитовым гранитам, более высокие содержания Ва, Sr – похожие геодинамические обстановки формирования). Месторождения Mo, W.

Выделение основано на двух генетических принципах:

1) подразделение на известково-щелочную и щелочную серии обусловлено различием корового магмообразующего субстрата: первые формируются за счет слабометаморфизованных осадочных пород, а вторые – более глубинных высокометаморфизованных субстратов;

2) проявление дифференциации первичных палингенных магм в абиссальных условиях и внедрение в виде гипабиссальных интрузий: известково-щелочная магма – плюмазитовые редкометалльные граниты, щелочная магма – щелочные редкометалльные граниты.

Граниты мантийного происхождения делятся на:

1. Плагиограниты толеитового ряда - кислые производные толеитовой магмы (бедны K, летучими, литофильными элементами – Rb, Li, Be, Nb, Ta, Pb, элементами группы железа, относительно высокий Ba, Sr). Присутствуют в офиолитовых комплексах.

2. Гранитоиды андезитового ряда – кислые производные андезитобазальтовой магмы. Формируются в островодужных обстановках, на континентальной окраине, содержание литофильных элементов несколько выше, чем в 1.

3. Гранитоиды латитового (субщелочного) ряда - кислые производные трахиандезитовой магмы, формирующейся на активных континентальных окраинах и в континентальных рифтовых зонах. Массивы сиенит-диоритового, габбро-монцонитового состава, парагенезис клинопироксен- кпш. Высокое содержание Ba, Sr. Концентрации остальных элементов близки к кларкам (Rb ниже).

4. Агпаитовые редкометальные граниты (щелочной ряд) - повышенное содержание редкоземельных элементов, Y, Zr, Hf, Nb, Ta, низкий Ba, Sr. В поздних дифференциатах – повышенные концентрации F, Li, Rb.

Каждый из типов является производным соответствующих мантийных магм: толеитовых, андезитовых, латитовых и щелочных оливин-базальтовых.

Ультраметаморфические граниты - образуются при селективном плавлении глубокометаморфизованного сиалического материала в глубинных зонах континентальной коры, в составе отчетливо проявлена связь с субстратом.

Состав резко отличается от других типов – низкий уровень летучих (воды и фтора), высокий Ba, минимальные количества элементов группы железа (V, Cr, Ni, Co).



Эле-мент

Толеитовые

Анде-зито-вые

Лати-товые

Агпаи-товые редко-металльные

Палин-генные извест-щелоч.

Плю-мази

товые редко-метал.

Палин-генные щелоч-ные

Редко-металльные щелоч-ные

Ультраметаморфические

K


0.26

2.0

3.5

3.6

3.3

3.9

4.1

3.8

4.6

F


0.015

0.07

0.08

0.2

0.08

0.27

0.05

0.09

0.018

Li


5

18

21

105

50

180

27

52

11

Rb


4

100

125

270

175

440

140

270

140

Sr


140

260

700

12

330

70

650

170

280

Ba


60

550

1700

40

830

175

1550

500

2800

Sn


3

2

5

18

6

22

4

6

2.8

Nb


2.4

8




320

19

33

22







Ta


0.4

0.4




18.5

2.9

7

1.4







Zr


89

115




2170

190

140

410




90

K/Rb


1080

200

280

133

200

90

300

140

330

Ba/Rb


22

5.5

14

0.15

5

0.4

11

19

20

От мантийных гранитов к коровым устанавливается рост содержания некогерентных элементов, такая же тенденция отмечается с ростом щелочности, а для субщелочных латитовых гранитоидов характерно обогащение Ba и Sr. Для коровых типов увеличение содержания некогерентных элементов связано и со степенью дифференциации первичных расплавов.
^ Геохимия метаморфического процесса
Метаморфизм – это твердофазное изменение минерального состава и структур горных пород под влиянием меняющихся температуры и давления. Собственно метаморфические породы образуются в интервале от 300 до 900-10000С и давлениях от 1до 18 кбар.

Метаморфизм подразделяют на несколько типов, из которых наиболее важными являются,:

1. Региональный, охватывающий большие объемы горных пород. Его главными факторами являются литостатическое давление и Т, увеличивающаяся в соответствии с величиной регионального геотермического градиента.

2. Контактовый, связанный с дополнительными источниками тепла и флюидов в виде крупных итрузивных тел.
^ Минеральный состав метаморфических пород обусловлен, с одной стороны, исходным химическим составом протолита (вещества, которое претерпело метаморфизм), а с другой, условиями метаморфизма, прежде всего Т и Р, в меньшей степени давлением и составом флюида. Т и Р не только всецело определяют характер метаморфических реакций и стабильность тех или иных минеральных фаз, но и степень достижения равновесия. При прогрессивном метаморфизме рост Т, а также циркуляция летучих ускоряют реакции и рост зерен, регрессивный метаморфизм, протекающий на фоне снижения Т, при недостатке летучих приводит к неполному протеканию реакций или даже совсем не вызывает изменений.

С самого начала изучения метаморфизма пород существовало два мнения:

  1. метаморфизм при полном преобразовании минерального состава и структуры породы не изменяет существенно ее химический состав, то есть протекает изохимически;

  2. при метаморфизме происходит интенсивное изменение химического состава породы, то есть процесс метаморфизма аллохимический.


^ Геохимия регионального меитаморфизма.

Чтобы однозначно доказать изохимичность преобразования пород требуется знать состав неметаморфизованных эквивалентов – протолитов метапород, который в большинстве случаев не известен. Тем не менее, существуют редкие зональные метаморфические комплексы, в которых метаморфическая зональность располагается вкрест простирания слоистой метаморфической толщи. Поэтому удается проследить и изучить химический состав породных слоев толщи, метаморфизм которой последовательно нарастает. В таких зональных комплексах мы можем наблюдать одну и ту же исходную породу от практически не метаморфизованной или слабо метаморфизованной до метаморфизованной вплоть до амфиболитовой фации.

Примером таких детальных исследований служит изучение зональных метаморфических комплексов умеренных и высоких давлений хр. Хамар-Дабан и Патомского нагорья, выполненные В.А.Макрыгиной и Б. Петровым. Ими рассмотрено поведение широкого круга петрогенных и редких элементов, включая летучие (H2O, B, F, P), редкие щелочные и щелочно-земельные элементы (Li, Rb, Cs, Ba, Sr), а также Pb, Zn, Sn, Be, Co, Ni, V, Sc и РЗЭ, в породах различного исходного состава. В хамардабанской серии метаморфическая толща включала метапелиты, метаграувакки, известковистые метаалевролиты, метаморфизованные от биотит-хлоритовой субфации зеленосланцевой фации до ортоклаз-силлиманитовой субфации амфиболитовой фации. Авторами установлено, что на этапе регионального метаморфизма изменения в составе пород не значимы, то есть и петрогенные и редкие элементы ведут себя инертно. Элементы лишь перераспределяются из одних минералов в другие. Повышение Р, например, препятствует вхождению РЗЭ в породообразующие минералы, что вызывает возрастание количества акцессорных фаз, концентрирующих эти элементы, таких как ортит, апатит, сфен. Переход элементов-примесей из сорбированного состояния в структуры силикатов или перераспределение между породообразующими и акцессорными минералами и обеспечивает при длительном течении метаморфизма практически изохимический его характер. Изученные породы по содержанию редких элементов сильно различались между собой и эти различия не менялись с ростом метаморфизма. Существенно снижаются лишь содержания Н2О и В. Таким образом, была доказана изохимичность метаморфизма для указанного ряда элементов.

Более сложным является получением доказательств изохимичности метаморфизма на уровне гранулитовой фации. Как известно, гранулиты отсутствуют в зональных метаморфических комплексах, в редких случаях выявлены переходы от высокотемпературной субфации амфиболитовой фации к гранулитовой. Большинство примеров метаморфических комплексов, включающих гранулитовую и амфиболитовую фации, относится к повторному регрессивному метаморфизму гранулитов в условиях амфиболитовой фации. Поэтому исследование поведения элементов при гранулитовом метаморфизме базируется на общих сопоставлениях уровней накопления микроэлементов в гранулитах и неметаморфизованных магматических и осадочных породах.

Гранулитовый метаморфизм архея на прогрессивном этапе также носит изохимический характер. Его особенностью является низкое абсолютное количество летучих компонентов и существенно углекислотный состав метаморфогенного флюида, преобладание безводных минералов, относительная бедность пород Rb, U и обогащение Ba, Co, Ni, Cr и V, обусловленные особенностью состава древних изверженных и осадочных протолитов. Возможно, что U все-таки выносится при метаморфизме.

Таким образом, прогрессивный региональный метаморфизм протекает изохимически. Это подразумевает, что протекают реакции дегидратации и декарбонатизации, что сопровождается изменением содержания Н2О и СО2.

^ Геохимия контактового метаморфизма.

Прогрев вмещающих пород у контактов горячего интрузива приводит к появлению метаморфических пород контактового метаморфизма – роговиков. Имеющиеся геохимические работы показали, что породы при ороговиковании теряют летучие компоненты без изменения содержания главных элементов. Но при кристаллизации рудоносных интрузий ранний этап ороговикования пород и тепловой отгонки воды сменяется поступлением из остывающей интрузии гидротермальных растворов, несущих F, Cl и редкие металлы, приводя к образованию рудных жил. Но это уже не метаморфическое, а метасоматическое изменение пород.

^ Использование геохимических данных для реконструкции условий формирования метаморфических пород.

Так как прогрессивный метаморфизм имеет изохимический характер, это позволяет восстановить природу протолита (исходной породы) даже для высокометаморфизованных толщ. При региональном метаморфизме постепенно исчезают важнейшие признаки первичной природы пород - меняется минеральный состав, текстуры и структуры. Для выяснения природы протолита остается только химический состав метаморфических пород. Существует много диаграмм, позволяющих это сделать. Например, тройная диаграмма де Ля Роша SiO2 – TiO2 + ∑FeO + CaO – Al2O3. На диаграмме показаны поля глин, аркозов, граувакк, карбонатных пород, а также линия магматических дифференциатов от габбро до гранитов. Сравнение составов изучаемых метаморфических пород на диаграмме с этими полями позволяет сделать вывод об их осадочной, вулканогенной или осадочно – вулканогенной природе.

Диаграмма Юдовича в координатах Na2O+K2O – (Fe2O3+FeO+MgO)SiO2 служит для разбраковки метатерригенных пород и метариолитов. Более простая, но удобная диаграмма использует соотношение Al2O3/SiO2 – SiO2. Это отражает степень выветривания пород: все осадочные породы от кварцитов до латеритовых кор выветривания располагаются вдоль гиперболической кривой. Продукты вулканизма или незрелые продукты их разрушения образуют тренды, отклоняющиеся от кривой осадков.

Далее, для реконструкции геодинамической природы образования метаморфической толщи могут быть использованы диаграммы, обычные для магматических пород, если метаморфиты имели магматическую природу, или для терригенных пород в противном случае..

^ ГЕОХИМИЯ ОСАДОЧНОГО ПРОЦЕССА
Седиментация включает ряд сложных химических и физических процессов, приводящих к образованию осадочных пород. Главные процессы осадочного цикла это выветривание (химическое и физическое разрушение), перенос, отложение и литификация, включая диагенез.

Выветривание

Выветривание это первый процесс на пути преобразования кристаллической породы в осадочную. Выветривание относится к гипергенным процессам. Под гипергенезом понимается изменение горных пород на поверхности Земли на границе литосферы, гидросферы и атмосферы. Параметры зоны гипергенеза: Т от -60 до +60оС, P- 1-25 атм; характерны высокие концентрации О2, СО2 и Н2О.

Выветривание включает физические, биологические и химические процессы, но несомненно доминирующую роль играет химическое выветривание.

Примерами физического выветривания являются ледниковое вспахивание, растрескивание из-за разницы температур, физическое воздействие воды- замерзание воды в трещинах, и, наконец, выветривание в пустынях при недостатке воды под действием преимущественно ветровой эрозии это тоже в основном физический процесс.

Химическое выветривание

Главный фактор химического выветривания это вода с растворенными газами. Особенно важны пять типов химических процессов:

1) растворение,

2) гидролиз,

3) ионный обмен,

4) окисление

5) органические реакции.

Растворение - перевод минералов в форму ионного или коллоидного раствора, является наиболее простым процессом. Произведение растворимости большинства породообразующих минералов очень мало, и они практически не растворятся, исключение из распространенных минералов представляет галит. Растворимость гипса в 40 раз меньше чем галита. Интересен кальцит, который плохо растворяется в чистой воде, но в природе его растворение протекает в больших масштабах благодаря растворенной в воде двуокиси углерода - углекислоты. СО2 попадает в природные воды из атмосферы и в результате близповерхностного окисления органического вещества. Чем больше в воде содержание СО2, тем сильнее растворяется кальцит, это происходит по реакции:

CaCO3 +H2CO3 <-> 2HCO3- +Ca2+ .

Кальцит, арагонит, магнезит и доломит растворяются одинаковым образом, но последние медленнее.

Кварц растворяется путем реакции гидратации:

SiO2 +2H2O <-> H4SiO4 , при низком рН растворимость кварца очень мала, но при рН>9 кремниевая кислота, как очень слабая кислота, слабо диссоциирует, что увеличивает растворимость кварца.

H4SiO4 – H+ + H3SiO4-

Основная часть растворенного в природных водах кремнезема поступает в них не вследствие растворения кварца, а в результате других реакций выветривания.

Гидролиз это реакции химических соединений с водой с образованием слабых кислот (H2CO3) или слабых оснований (NH4OH). Например, в случае гидролиза силикатов кремниевая кислота образуется по реакции типа:

Mg2SiO4 (форстерит)+4H2O <-> 2Mg2+ +4OH- + H4SiO4

Поскольку в воде находится растворенный углекислый газ, общая реакция гидролиза будет иметь вид:

Mg2SiO4 + 4H2CO3 <-> 2Mg2+ + 4HCO3- + H4SiO4

Выветривание других силикатных минералов относится к такому же типу реакций.

При гидролизе алюмосиликатов в качестве дополнительных продуктов реакции (кроме кремниевой кислоты) образуются глинистые минералы:

4NaAlSi3O8 (альбит)+ 4H2CO3 +18H2O <-> 4Na+ + 8 H4SiO4 + Al4Si4O10(OH)8 (каолинит) +4HCO3-

Часть кремнезема, освобождающегося при гидролизе, может переходит в раствор в форме коллоида. (Коллоид - промежуточное состояние вещества между кристаллическим веществом и истинным раствором. Размер коллоидных частиц – 10-5 –10-7 см, сохраняется поверхность раздела между частицей и средой-водой, высокая прочность связи между частицами и водой, еще не истинный раствор. Коллоиды обладают сорбционными свойствами – поглащают поверхностью и объемом другие растворенные вещества, в том числе ионы противоположного заряда. В зоне гипергенеза преобладают отрицательно заряженные коллоиды, которые сорбируют катионы металлов.)

В целом химическое выветривание силикатных минералов и пород осуществляется за счет содержащих СО2 почвенных и грунтовых вод. Кварц, калиевый шпат и калиевые слюды принадлежат к сравнительно инертным в химическом отношении соединениям, тогда как плагиоклаз и темноцветные минералы являются гораздо более реакционноспособными

^ Ионнообменные реакции приобретают важное значение после того, как при начальных реакциях гидролиза образуются глинистые минералы, способные к интенсивному ионному обмену межслоевых и поверхностных ионов с ионами раствора. Могут такие реакции начаться и ранее при разрушении силикатов. Например, замещение ионов К+ в биотите на ионы Н+ с образованием глинистого минерала - иллита. Кроме глинистых минералов в ионном обмене принимают участие коллоиды и органические вещества. Эти реакции важны для формирования химического состава почв, осадков, растворов. Катионный обмен в глинах до и после 2 недельного выдерживания в морской воде в лабораторных условиях (mg /100г сухого осадка):

Са 2+ 18 12

Mg2+ 10 38

Na+ 6 7

K+ 12 4

Mg / Ca (молярные отгношения) 0.21 2.2

Na /K 0.5 1.8

Отношения Mg / Ca и Na /K в глине становятся выше, так как Са 2+ и K+ замещаются Mg2+ и Na+.

Окисление - потеря электронов при химической реакции. В поверхностных условиях процессы окисления-восстановления важны только для пяти широко распространенных элементов преимущественно с переменной валентностью. Основная роль принадлежит кислороду. По окраске продуктов выветривания хорошо распознаются продукты окисления железа. Закисное железо при реакциях гидролиза силикатов окисляется растворенным в воде кислородом с образованием гематита:

2Fe2+ + 4HCO3- + 1/2O2 <-> Fe2O3 (гематит) + 4CO2 + 2H2O

В условиях выветривания может быть устойчивым как гематит, так и гетит, главный компонент лимонита, HFeO2. Другая распространенная реакция окисления железа проходит с участием пирита:

Fe2S + 8H2O +15 O2 <-> 2Fe2O3 +16H+ +8SO42-

Аналогично железу ведет себя марганец, главные продукты окисления которого пиролюзит (MnO2) и манганит (Mn2O3xH2O).

Из всех минералов наиболее легко в кислородной среде окисляются сульфиды, превращаять в сульфаты:

ZnS -+ 2 O2 – ZnSО4

Обычно сера удаляется из зоны выветривания в виде сульфат-иона. Пятый элемент, участвующий в реакциях окисления это углерод, он заимствуется из органического вещества и образует диоксид углерода по реакции типа:

C6H12O6 +6O2 <-> 6CO2 +6H2O

Диоксид углерода далее участвует в реакциях гидролиза.

Многие реакции в зоне выветривания связаны с жизнедеятельностью организмов. Окисление органического углерода может быть вызвано деятельностью микроорганизмов, служащих катализаторами. Микроорганизмы участвуют в окислении Fe, Mn, S. Лишайники, водоросли и мхи могут извлекать катионы из силикатов и производить растворенный и аморфный кремнезем. Разложение минералов может быть вызвано органическими кислотами, которые образуются на корнях растений и производятся бактериями.

Продукты процессов выветривания

Продукты процессов выветривания можно разделить на четыре группы:

1) растворенные компоненты, выносимые из зоны выветривания,

2) остаточные первичные минералы, не вступающие в реакции,

3) новые устойчивые минералы, образовавшиеся в ходе реакций,

4) органические соединения, возникшие при разложении первичных органических веществ.

Растворенные компоненты

Na+, Ca2+, K+, Mg2+, HCO3-, SO42-, Cl-

Остаточные первичные минералы

Кварц, циркон, магнетит, ильменит, рутил, гранат, сфен, турмалин, монацит.

Новые устойчивые минералы

Каолинит, монтмориллонит, иллит, хлорит, гематит, гетит, гиббсит, бемит, диаспор, аморфный кремнезем, пиролюзит

Органические соединения

Органические кислоты, гумусовые вещества, кероген.


Многочисленные исследования были выполнены по определению устойчивости минералов в зоне выветривания и относительной подвижности компонентов при выносе из зоны выветривания. Голдичем впервые было показано, что главные минералы изверженных пород обычно подвергаются выветриванию в порядке обратном их кристаллизации из расплава.

^ Устойчивость минералов

Минералы основных пород

Минералы кислых пород

Оливин

Основной плагиоклаз

Пироксен

Средний плагиоклаз

Амфибол

Кислый плагиоклаз

Биотит

Калиевый полевой шпат




Мусковит




Кварц
1   2   3   4   5   6



Скачать файл (995.5 kb.)

Поиск по сайту:  

© gendocs.ru
При копировании укажите ссылку.
обратиться к администрации
Рейтинг@Mail.ru