2) Роль розчинності акцесорних мінералів в магматичній еволюції.(?)

IV. Геохімія наскрізних акцесорних мінералів і їх мінералоутворюючих елементів у геохімічному моделюванні магматичних і магматогенно-гідротермальних процесів

Серед ендогенних рудогенерируючих систем найважливіше значення мають магматичні і сполучені з ними магматогенно-гідротермальні. Головні завдання їх геохімічного моделювання можуть бути сформульовані таким чином [15, 20]: 1) визначення провідного механізму формування магматичних серій; 2) встановлення поведінки петрогенних і мікроелементів у процесі магматичної еволюції; 3) оцінка фізико-хімічних, у першу чергу температурних умов функціювання магматичних систем; 4) оцінка їх спроможності до генерації рудоносних флюїдів та формування гідротермально-метасоматичних рудних родовищ; 5) незалежна контрольна перевірка результатів моделювання.

Принципи вирішення завдань 1 і 2 розроблені (Neumann et al., 1954; Рябчиков, 1965, 1975; Gast, 1968; Shaw, 1970; Greenland, 1970; Allegre & Minster, 1978 та ін.) і широко використовуються. Однак вони не забезпечують вирішення завдань 3, 4 і 5. Для їх коректного вирішення автором запропоноване [5, 15, 20, 21, 30, 35 та ін.] комплексне використання розподілу мікроелементів у серіях магматичних порід, експериментальних даних щодо розчинності у силікатних розплавах НАМ [апатиту (Ap), циркону (Zrn) і монациту (Mnz)] та даних про розподіл рідкісних елементів (перед за все Y) в їх асоціаціях.

Принципи і процедура реалізації запропонованого підходу розглянуті на прикладі гранітоїдної серії (рапаківі, граніт-порфіри, жильні граніти) докембрійського (1,7–1,8 млрд. років) Коростенського плутону (КП) анортозит-рапаківігранітної формації і рудоносних (Li, Be, Nb, Ta, Zr, W, Sn, Mo, Zn, Pb, Cu, Bi, Cd) метасоматитів Сущано-Пержанської зони (СПЗ), що просторово асоціюють з магматитами КП у межах північно-західної частини УЩ. Побудована геохімічна модель [15, 20, 21, 30 та ін.] ґрунтується на створених аналітичних банках даних “породного” і “мінерального” рівнів і може бути резюмована в такий спосіб:

1. Розподіл мікроелементів у петротипах гранітоїдної серії КП співставлений (рис. 6) з відомими (Neumann et al., 1954; Рябчиков, 1965, 1975; Shaw, 1970; Greenland, 1970; Allegre & Minster, 1978 тощо) моделями їх поведінки у вміщуючих розплав системах — фракційної кристалізації (1), рівноважної кристалізації/плавлення (2), плавлення з безперервним вилученням розплаву та його накопиченням в резервуарі (3), фракційного часткового плавлення (4). При цьому використані відповідні рівняння, спрощені для випадку постійних значень комбінованого коефіцієнта розподілу ( , де   і   — концентрація елемента в рідкій і твердій фазах системи відповідно). Для застосованих індикаторних елементів (Rb і Sr) з урахуванням емпіричних оцінок (Рябчиков, 1975; Антипин и др., 1984 та ін.) було прийнято:

 D_Rb = 0,5 і D_Sr = 2,0, D_Rb = 0,1 і D_Sr = 2,0, а такожD_Rb = 0,1 і D_Sr = 0,1 для умов кристалізації гранітоїдних магм, часткового плавлення на рівні нижньої континентальної кори і верхньої мантії, відповідно. Головним фактором магматичної еволюції був визнаний механізм фракційної кристалізації (1), якому відповідає рівняння Релея (  , де   — концентрація елемента у вихідному розплаві,   — масова частка рідкої фази в системі). Такий вибір підтверджений і відомим тестом (Рябчиков, 1975) —зворотною лінійною кореляцією lnC_Sr (lnC_Ba) — lnC_Rb , яка випливає з цього рівняння

Рис. 6. Співставлення даних з геохімії Sr і Rb у гранітоїдах КП, інших комплексів УЩ (Щербаков и др., 1984; Есипчук, 1988) і типових диференційованих комплексів інших регіонів (Богатиков и др., 1987) (сірі кружки і квадрати відповідно) з модельними трендами кристалізації і часткового плавлення. Rb_min , Sr_min і Sr_max , Rb_max —мінімальні і максимальні концентрації Rb і Sr у ряді породних відмін кожного комплексу. Номери трендів відповідають номерам моделей.

2. Модельні значення   (масова частка залишкового розплаву в глибинній магматичній камері) для кожного різновиду гранітоїдів (його порції) були розраховані як   виходячи з концентрацій у петротипах Rb (C_Rb) — несумісного елемента з витриманим значенням D_Rb = 0,5 для гранітоїдних систем (Рябчиков, 1975; Антипин и др., 1984 та ін.; наші дані [15]). За концентрацію Rb у вихідному розплаві ( ) прийнята його мінімальна концентрація (169 ppm) у дослідженій серії порід. Зміна концентрацій мікро- і петрогенних (головних) елементів (i) у залишковому розплаві ( ) у залежності від   апроксимована, відповідно, рівняннями релеевського ( ) (рис. 7 та 9, б) і поліноміального типів, причому з перших випливають оцінки   й ефективних значень D_i. Ця система рівнянь являє собою ідеалізовану модель поведінки елементів у магматичній еволюції, яка і використовувалася надалі.

3. Отримані дані демонструють (рис. 7) зручний для моделювання і досить типовий випадок, коли вихідний розплав був споконвічно насичений щодо головних НАМ — циркону (Zrn) і апатиту (Ap). Насичення щодо монациту (Mnz) і ксенотиму (Xnt) досягалося на наступних етапах його кристалізації, що приводило до послідовної зміни в складі кристалізата ліквідусних парагенезисів Zrn+Ap, Zrn+Mnz, Zrn+Xnt у ході магматичної еволюції. Тому для відповідаючого парагенезису Zrn+Ap діапазону   модельна температура (T_model) розплаву в момент екстракції його порцій (петротипів) з магматичної камери була розрахована як середнє з оцінок за експериментально отриманими (Watson & Harrison, 1983; Harrison & Watson, 1984) рівняннями розчинності Ap і Zrn:   та  ;  ,  ;  ,  ,  ,   —масові концентрації Zr і P у Zrn, Ap і розплаві відповідно;   (катіонне відношення в розплаві);   — масова частка   в розплаві;   — абсолютна температура (K). У діапазоні парагенезисів Zrn+Mnz і Zrn+Xnt застосовувалося лише друге з них, а оцінки за розчинністю Ap екстраполювалися. В усіх випадках у розрахунках використовувалися модельні параметри складу залишкового розплаву. Отримана поліноміальна [15] залежність T_model від f представлена на рис. 8.

Рис. 8. Модельний температурний режим магматичної еволюції: зіставлення значень T_model з оцінками   і динаміка утворення значимих величин  . Похибки для T_model відповідають розходженням оцінок за рівняннями розчинності Ap і Zrn, а для   — наведеній нижче оцінці ( ).

4. Оцінка вмісту води в залишковому розплаві ( ) для значення f = 0,185 (заміна Ap на Mnz у парагенезисі з Zrn) отримана підстановкою відповідних модельних оцінок його T_model , C_LREE і валового складу в рівняння розчинності Mnz (Montel, 1993), яка контролюється не тільки складом та температурою розплаву, але й  :  , де   — сума концентрацій у розплаві LREE (La – Gd за винятком Eu), нормованих на їхні атомні маси,   (катіонне відношення в розплаві),   — вміст води (мас. %) у розплаві ( ),   — абсолютна температура (K). Така оцінка, яка в значній мірі базується на T_model , дозволяє істотно розвинути модель магматичної системи, у тому числі одержати оцінку   = 2,36 мас. %, що відповідає (Рябчиков, 1975) виходу первинного розплаву на ліквідус ( f = 1) за T_model = 900 ^o і P_total ~6,3 кбар [глибина ~18-20 км, що добре узгоджується з геофізичними даними (Starostenko et al., 2002) щодо залягання покрівлі габроїдного “діапіру” — можливого ініціатора формування первинного розплаву], простежити зростання   у магматичній еволюції аж до досягнення насичення залишкового розплаву відносно H₂O з наступним відокремленням рудоносного водного флюїду (рис. 9), тобто до переходу магматичної системи в магматогенно-гідротермальну стадію розвитку.

Рис. 9. Модельний флюїдний режим магматичної еволюції: поведінка води в процесі фракційної кристалізації розплаву в магматичній камері й умови відокремлення водного флюїду (а); інверсійна поведінка летких і рудних елементів, яка підтверджує відокремлення флюїду від залишкового розплаву і пояснює його геохімічну спеціалізацію (б).

5. Для оцінки модельних значень коефіцієнта розподілу флюїд/розплав (  ,   і   —концентрації елемента у флюїді і розплаві відповідно) тих мікроелементів, інверсії в поведінці яких збігаються з одержаною вище оцінкою (f = 0,165) досягнення розплавом насичення відносно H₂O (рис. 9) та пояснюються їх інтенсивною екстракцією флюїдом, що відокремлювався, використовувався запропонований нами [21] вираз:

 ,

де   і   — концентрації елемента в розплаві, розраховані за модельними рівняннями, що описують їх зміну до і після інверсії відповідно, а   і   — відповідні їм значення комбінованого коефіцієнта розподілу. Очевидно, що для елементів з монотонною поведінкою (  = )  . Повна процедура [21] дозволяє одержати також оцінку масового співвідношення флюїдної і рідкої (розплав) складових системи і масової частки в ній флюїдної фази. Подальші розрахунки [21] дають оцінку складу флюїду (рис. 10, а) у відношенні мікроелементів ( ) [для петрогенних елементів використані експериментально визначені значення  (Чевычелов, Эпельбаум, 1985)], а потім і модельних граничних композицій найбільш високо- і низькотемпературних продуктів його взаємодії з вміщуючими породами:   та   відповідно, де   — коефіцієнт розподілу порода/флюїд [прийняті емпіричні оцінки (Антипин и др., 1984)],   — сума оцінених з моделі масових концентрацій усіх катіонів флюїду. Зіставлення таких модельних оцінок зі складом реальних метасоматитів СПЗ [21] демонструє їх відповідність (рис. 10, б), що підтверджує гіпотезу про генетичний зв'язок цих рудоносних утворень з магматичною системою, що формувала гранітоїдну серію КП.

Рис. 10. Результати геохімічного моделювання магматогенно-гідротермальної системи гранітоїдів КП: а — зміна модельних концентрацій Zn+Pb+Nb у флюїді (C^F ) за період його відокремлення від розплаву; б — модельний склад продуктів функціювання магматогенно-гидротермальної системи (M) і його співставлення зі складом реальних рудоносних метасоматитів СПЗ. L — тренд зміни концентрацій Zn+Pb+Nb у залишковому розплаві; 1 і 2 — графіки зміни значень відповідно   і   для Zn+Pb+Nb; стрілка — напрямок зниження температури формування модельних і реальних метасоматитів.

6. Серед кількісно оцінених важливих параметрів моделі реальної магматичної і магматогенно-гідротермальної систем КП центральне місце займає T_model , коректність оцінки якої визначає надійність усіх наступних модельних побудов. Обов'язковою її умовою є насиченість розплаву відносно Zrn і Ap, що визначає одночасний початок кристалізації і парагенетичні взаємовідносини їх найбільш ранніх мікрокристалів. Це створює умови для реалізації термометрії за такими парагенезисами — важливого незалежного засобу контролю і доповнення T_model . Вона заснована на залежності   від   (  ;   і   —масові концентрації Y у Ap і Zrn) [15, 35], для якої встановлений лінійний характер і виконане калібрування на основі геотермометричних оцінок за парагенезисами породоутворюючих мінералів (рис. 11, а), що дозволило запропонувати [20] рівняння для рішення зворотної задачі — оцінки T ( ):

 ,

де   — абсолютна похибка. Для ранніх диференціатів (рис. 8) оцінки   за   (рис. 11, б) (T початку кристалізації порід) наближаються до оцінок T_model (T розплаву в момент його екстракції з магматичної камери) підтверджуючи їх надійність. Для наступних диференціатів закономірно росте значима величина   (рис. 8), яка відбиває, можливо, ступінь охолодження при вторгненні цих послідовно зменшувавшихся за обсягом порцій розплаву. Якщо така інтерпретація вірна, то величина   може виявитися інформативною у відношенні рівня глибинності їх кристалізації.

Рис. 11. Залежність   від оберненої температури [використані дані автора й опубліковані дані (Краснобаев и др., 1980; Краснобаев, 1986; Ферштатер, Бородина, 1975; Шнюкова, 1994 тощо)] (а) і принцип оцінки  , де   і   —   і   в найбільш ранніх і, відповідно, дрібних мікрокристалах проби.

Положення 2. Комплексне використання розподілу елементів-домішок у серіях магматичних гірських порід і в їх циркон-апатитових асоціаціях принципово розширює можливості геохімічного моделювання у відношенні оцінок параметрів і потенційної рудоносності магматичних і сполучених з ними магматогенно-гидротермальних систем (температурний і флюїдний режими,  , P_total ,  ,  ,  ,   тощо), а також значно підвищує надійність усіх модельних оцінок.

3. Геохімія процесів вивітрювання

Вивітрювання це перший процес на шляху перетворення кристалічної породи в осадову. Вивітрювання відноситься до гіпергенних процесів. Під гіпергенезом розуміється зміна гірських порід на поверхні Землі на кордоні літосфери, гідросфери та атмосфери. Параметри зони гіпергенезу: Т від -60 до +60 оС, P-1-25 атм; характерні високі концентрації О2, СО2 і Н2О. Вивітрювання включає фізичні, біологічні та хімічні процеси, але безсумнівно домінуючу роль відіграє хімічне вивітрювання. Прикладами фізичного вивітрювання є льодовиковевспахування, розтріскування через різницю температур, фізичний вплив води-замерзання води в тріщинах, і, нарешті, вивітрювання в пустелях при нестачі води під дією переважно вітрової ерозії це теж в основному фізичний процес. Хімічне вивітрювання Головний фактор хімічного вивітрювання це вода з розчиненими газами.Особливо важливі п'ять типів хімічних процесів: 1) розчинення, 2) гідроліз, 3) іонний обмін, 4) окислювання 5) органічні реакції. Розчинення - перехід мінералів у форму іонного або колоїдного розчину, є найбільш простим процесом. Утворення розчинності більшості породоутворюючих мінералів дуже мало, і вони практично не розчиняться, виключення з поширених мінералів являє галіт. Розчинність гіпсу в 40 разів менше ніж Галіту.Цікавий кальцит, який погано розчиняється у чистій воді, але в природі його розчинення протікає у великих масштабах завдяки розчиненого у воді двоокису вуглецю - вуглекислоти. СО2 потрапляє в природні води з атмосфери і в результаті при поверхневого окиснення органічної речовини. Чим більше у воді вміст СО2, тим сильніше розчиняється кальцит, це відбувається по реакції: CaCO3 + H2CO3 <-> 2HCO3-+ Ca2 +. Кальцит, арагоніт, магнезит і доломіт розчиняються однаковим чином, але останні повільніше. Кварц розчиняється шляхом реакції гідратації: SiO2 +2 H2O <-> H4SiO4, при низькому рН розчинність кварцу дуже мала, але при рН> 9 кремнієва кислота, як дуже слабка кислота, слабо дисоціює, що збільшує розчинність кварцу. H4SiO4 - H + + H3SiO4- Основна частина розчиненого в природних водах кремнезему надходить в них не внаслідок розчинення кварцу, а в результаті інших реакцій вивітрювання. Гідроліз це реакції хімічних сполук з водою з утворенням слабких кислот (H2CO3) або слабких основ (NH4OH). Наприклад, у випадку гідролізу силікатів кремнієва кислота утворюється з реакції типу: Mg2SiO4 (Форстер) +4 H2O <-> 2Mg2 + +4 OH-+ H4SiO4 Оскільки у воді знаходиться розчинений вуглекислий газ, загальна реакція гідролізу матиме вигляд: Mg2SiO4 + 4H2CO3 <-> 2Mg2 + + 4HCO3-+ H4SiO4 Вивітрювання інших силікатних мінералів відноситься до такого ж типу реакцій. При гідролізі алюмосилікатів в якості додаткових продуктів реакції (крім кремнієвої кислоти) утворюються глинисті мінерали: 4NaAlSi3O8 (альбіт) + 4H2CO3 +18 H2O <-> 4Na + + 8 H4SiO4 + Al4Si4O10 (OH) 8 (каолініт) +4 HCO3- Частина кремнезему, що звільняється при гідролізі, може переходити в розчин у формі колоїду. (Колоїд - проміжний стан речовини між кристалічною речовиною та істинним розчином. Розмір колоїдних частинок - 10-5 -10-7 см, зберігається поверхня розділу між часткою і середовищем-водою, висока міцність зв'язку між частинками і водою, ще не істинний розчин. Колоїди володіють сорбційними властивостями – поглинають поверхнею і об'ємом інші розчинені речовини, у тому числі іони протилежного заряду. У зоні гіпергенезу переважають негативно заряджені колоїди, які сорбують катіони металів.) В цілому хімічне вивітрювання силікатних мінералів і порід здійснюється за рахунок вмісту СО2 у грунтових водах. Кварц, калієвий шпат і калієві слюди належать до порівняно інертним в хімічному відношенні сполук, тоді як плагіоклаз і темноцветних мінерали є набагато більш реакційноздатними Іонообмінних реакції набувають важливого значення після того, як при початкових реакціях гідролізу утворюються глинисті мінерали, здатні до інтенсивного іонного обміну міжярусних і поверхневих іонів з іонами розчину.Можуть такі реакції початися і раніше при руйнуванні силікатів. Наприклад, заміщення іонів К + в біоті на іони Н + з утворенням глинистого мінералу - Ілліт.Крім глинистих мінералів в іонному обміні беруть участь колоїди і органічні речовини. Ці реакції важливі для формування хімічного складу грунтів, опадів, розчинів. Катіонний обмін в глинах до і після 2 тижневого витримування в морській воді в лабораторних умовах (mg / 100г сухого осаду): Са 2 + 18 грудня Mg2 + 10 38 Na + 7 червня K + 12 квітня Mg / Ca (молярні відношення) 0.21 2.2 Na / K 0.5 1.8 Відносини Mg / Ca і Na / K в глині ​​стають вище, так як Са 2 + і K + заміщуються Mg2 + і Na +. Окислення - втрата електронів при хімічной реакції. У поверхневих умовах процеси окислення-відновлення важливі тільки для п'яти широко поширених елементів переважно зі змінною валентністю. Головна роль належить кисню.За забарвленням продуктів вивітрювання добре розпізнаються продукти окислення заліза. Окиснене залізо при реакціях гідролізу силікатів окислюється розчиненим у воді киснем з утворенням гематиту: 2Fe2 + + 4HCO3-+ 1/2O2 <-> Fe2O3 (гематит) + 4CO2 + 2H2O В умовах вивітрювання може бути стійким як гематит, так і гетит, головний компонент лімоніта, HFeO2. Інша поширена реакція окислення заліза проходить за участю піриту: Fe2S + 8H2O +15 O2 <-> 2Fe2O3 +16 H + +8 SO42- Аналогічно залізу поводиться марганець, головні продукти окислення якого піролюзит (MnO2) і манганіт (Mn2O3xH2O). З усіх мінералів найбільш легко в кисневому середовищі окиснюються сульфіди, превращаять в сульфати: ZnS - + 2 O2 - ZnSО4 Зазвичай сірка віддаляється із зони вивітрювання у вигляді сульфат-іона.П'ятий елемент, який бере участь в реакціях окиснення це вуглець, він запозичується з органічної речовини і утворює діоксид вуглецю по реакції типу: C6H12O6 +6 O2 <-> 6CO2 +6 H2O Діоксид вуглецю далі бере участь в реакціях гідролізу. Багато реакції в зоні вивітрювання пов'язані з життєдіяльністю організмів.Окиснення органічного вуглецю може бути викликане діяльністю мікроорганізмів, службовців каталізаторами. Мікроорганізми беруть участь в окисненні Fe, Mn, S. Лишайники, водорості і мохи можуть витягувати катіони з силікатів і виробляти розчинений і аморфний кремнезем. Розкладання мінералів може бути викликано органічними кислотами, які утворюються на коренях рослин і виробляються бактеріями. Продукти процесів вивітрювання Продукти процесів вивітрювання можна розділити на чотири групи: 1) розчинені компоненти, що виносяться із зони вивітрювання, 2) залишкові первинні мінерали, які не вступають в реакції, 3) нові стійкі мінерали, що утворилися в ході реакцій, 4) органічні сполуки, що виникли при розкладанні первинних органічних речовин. Розчинені компоненти Na +, Ca2 +, K +, Mg2 +, HCO3-, SO42-, Cl- Залишкові первинні мінерали Кварц, циркон, магнетит, ільменіт, рутил, гранат, Стено, турмалін, монацит. Нові стійкі мінерали каолінит, монтморилоніт, ілліт, хлорит, гематит, гетит, гіпс, беміт, діаспор, аморфний кремнезем, піролюзит Органічні сполуки Органічні кислоти, гумусові речовини, кероген. Численні дослідження були виконані за визначенням стійкості мінералів в зоні вивітрювання і відносної рухливості компонентів при винесенні із зони вивітрювання. Голдічем вперше було показано, що головні мінерали вивержених порід зазвичай піддаються вивітрюванню в порядку зворотному їх кристалізації з розплаву. Стійкість мінералів

Мінерали основних порід	Мінерали кислих порід
Олівін	Основний плагіоклаз
Піроксен	Середній плагіоклаз
Амфібол	Кислий плагіоклаз
Біотит	Калієвий польовий шпат
	Мусковіт
	Кварц

Відповідно до загальної думку із зони вивітрювання швидше за всіх виносяться Na, Ca, Mg, менш рухливий К, за ним слідують Si, Fe, Al. Більш детальна характеристика ступеня виносу рідкісних елементів, міститься в роботі В. М. Гавшіна, який показав ряд рухливості елементів у корі вивітрювання гранітів. Їм виділяється чотири групи елементів: 1) легко виносяться - лужні і лужноземельні елементи (Na, K, Rb, Sr, Cs), Ca, Be, Mg; 2) більш рухливі Si, U, LREE (за винятком Ce), Y; 3) менш рухливі HREE, халькофільних і сідерофільние метали (Cr, Co, Cu, Pb); 4) інертні - елементи гідролізати: Al, Zr, Hf, Ta, Nb, Ce, Th. Форми переносу осадового матеріалу і елементів при утворенні осадових порід Основними агентами перенесення є проточні води, вітер, льодовики і сила тяжіння. Залежно від форми перенесення Страхов виділяє чотири групи речовин: a) легко розчинні солі - хлориди і сульфати (NaCl, KCl, MgSO4, MgCl2, CaSO4, CaCl2) присутні у вигляді іонних розчинів, ніколи не утворюють колоїдних розчинів і механічних суспензій, б) карбонати лужноземельних металів - CaCO3, MgCO3, Na2CO3 і кремнезем-SiO2 - переміщуються в розчиненому вигляді та у вигляді механічної суспензії; c) сполуки Fe, Mn, P і велика частина мікроелементів - V, Cr, Ni, Co, Cu - у вигляді колоїдних розчинів і механічної суспензії. д) кварц, силікатні і алюмосилікатні мінерали, так як їх розчинність мізерно мала, переносяться у вигляді суспензії і волочінням по дну більш грубозернистого матеріалу. Причому глинисті мінерали (каолініт, гідрослюди, монтморилоніт), цеоліт переносяться переважно в підвішеному стані, кварц, польовий шпат і мінерали важкої фракції - волочінням по дну, як і великі уламки. У цілому перенесення речовини у вигляді твердих частинок значно перевищує перенесення у вигляді розчинів, отже, механічна міграція переважає.Наприклад, аналіз матеріалу, доставленого в океани різними агентами перенесення, показує, що механічне перенесення речовини становить близько 80%, а перенесення в розчині - тільки 20%.

ЕКЗАМЕНАЦІЙНИЙ БІЛЕТ № 11

1. Хондритнормалізовані графіки та їх використання для інтерпретації розподілу рідкісноземельних елементів, зокрема полівалентних 2. Ефективність фракціювання та контамінація розплавів як фактори магматичної еволюції. Їх геохімічне значення 3. Типи літогенезу, його фізико-хімічні фактори (температура, тиск, окисно-відновні умови тощо) та геохімічні риси.

1.редкоземельные элементы (р.з.э.), для которых стало обычным графически изо­бражать зависимость от атомного номера их содержаний, нор­мализованных (т. е. разделенных) по их концентрации в хондри- товых метеоритах. Преимущество таких диаграмм состоит втом, что устраняется влияние различной распространенности элемен­тов с четными и нечетными атомными номерами (см. гл. 2, разд. 2.2) и четко проявляется различная степень фракциониро­вания р.з.э. с меньшими и большими атомными номерами. Эти графики названы диаграммами Масуды — Кориэлла по имени предложийших их авторов >[258, 71]; пример для двух минера­лов из горной породы приведен на рис. 5.1. При необходимости некоторые авторы используют зависимость нормированных по хондритам содержаний р.з.э. от их ионного радиуса, но этот способ не может быть рекомендован, так как радиус есть функ­ция координационного числа и ионного заряда, причем первое меняется от минерала к минералу, а второе для некоторых р.з.э. имеет больше чем одно значение в одной и той же системе (см. гл, 6, разд. 6.5).

Данные по распределению редкоземельных элементов (РЗЭ) традиционно

применяются в качестве элементов-индикаторов для идентификации магматических

продуктов, для сопоставления со стандартными моделями и определения тектонической

ситуации во время их образования (Балашов, 1976). В отличие от элементов,

использующихся парами, применение комплекса РЗЭ дает целую индикаторную шкалу.

Данные по РЗЭ обычно интерпретируются в нормализованном виде, то есть, используют

для построения графиков не абсолютные значения содержаний, а их отношения к

содержаниям соответствующих элементов в хондрите, который по современным

представлениям отвечает составу недифференцированного вещества верхней мантии.

Эти отношения "порода/хондрит" используются в логарифмированном виде, что

сглаживает кривые и делает их удобными для восприятия и сравнения друг с другом.

2.Магматическая дифференциация (фракционирование)

Рассмотрим три типа фракционной кристаллизации: равно­весную кристаллизацию, релеевское фракционирование и крис­таллизацию (in situ).

1. Равновесная кристаллизация. Процесс равновесной крис­таллизации обеспечивает полное равновесие между всеми твер­дыми фазами и расплавом в течение кристаллизации

2. Релеевское фракционирование. Данный процесс описыва­ется согласно закону Релея. Релеевское фракционирование пред­ставляет собой крайний случай извлечения кристаллов из распла­ва сразу после их образования. В процессе фракционной кристаллизации содержания несов­местимых элементов в кристаллизующемся твердом веществе уменьшаются, а совместимых — увеличиваются относительно со­держаний элементов в родоначальном источнике и, соответствен­но, в расплаве увеличиваются содержания несовместимых эле­ментов и уменьшаются совместимых относительно источника.

3. Кристаллизация in situ. В настоящее время считается, что кристаллизация в пределах магматической камеры имеет место на стенах камеры и фракционная кристаллизация здесь является in situ процессом, при котором остаточный расплав отделяется от кристаллической "каши" в зоне солидификации на границе маг­матической камеры и возвращается в камеру.

В случае, когда/= 1, мы имеем фракционную кристаллиза­цию, при более низких значениях /увеличение содержаний не­совместимых элементов и уменьшение содержаний совместимых Элементов в расплаве при кристаллизации in situ оказывается не значительным, как при релеевском фракционировании.

Вариации содержания элементов при фракционной кри­сталлизации. Общие тренды. Большинство находящихся в магме элементов не образуют своих собственных минералов вследствие низкой концентрации, однако они входят в различ­ной степени и в относительно малых количествах в породообра­зующие минералы. Многие элементы обогащают жидкую фазу по сравнению с кристаллической, и по одной только этой причи­не их концентрации обнаруживают сильные межэлементные корреляции. Вообще-то отнюдь не наблюдается сильных корре­ляций между всеми элементами одной и той же группы перио­дической системы, хотя отдельные пары элементов ассоцииру­ются очень тесно (например, Al—Ga, Zr—Ш). Как показано в следующей главе, распределение элементов определяется их ионными радиусами, а они сильно меняются в любой группе периодической системы. Таким образом, простой схемы поведе­ния всех элементов не существует, однако для многих рассеян­ных и малых элементов изверженных пород, испытавших пере­распределение в кристаллизационных процессах, можно пред­ложить нижеследующую грубую классификацию (детальное рассмотрение различий между содержаниями главных элемен­тов в обычных типах горных пород можно найти в большинстве учебников по петрологии изверженных пород):

а) многие из переходных элементов, от Se до Си, обогащают мафические или базитовые фракции, имея заметные или сильные межэлементные корреляции;

б) многие из элементов с атомными номерами больше 39 (Y), за исключением платиноидов, при фракционной кри­сталлизации базитовых магм накапливаются в жидкой фазе;

в) при возникновении в магме самостоятельной сульфидной фазы с ней ассоциируются Cu, Fe, Ni, Со, Ag, Аи, Se, Те, In, ТІ и Re;

г) любая несмешивающаяся водная фаза имеет тенденцию к обогащению Na, К, Са, M,g, CI, S (в виде сульфатов), Li, В, Р, С (в виде карбонатов и бикарбонатов), Zn и W.

Вопрос о накоплении элементов в пегматитах и вулканиче­ских эманациях будет кратко рассмотрен в следующих разделах. Эти четыре категории являются результатом довольно широко­го обобщения, поэтому в любой серии горных пород несомненно могут быть встречены отдельные исключения. Тем не менее они представляют полезные предварительные ориентиры для пони­мания закономерностей распределения элементов. Более под­робно эти закономерности рассмотрены в следующих разделах.

Пегматиты. Пегматиты, представляющие собой продук­ты последней стадии фракционной кристаллизации магмы или первой стадии фракционного плавления при анатексисе, содер­жат многие элементы в концентрациях, намного превышающих содержания этих элементов в коре. Многие из элементов, имею­щих тенденцию к накоплению в магме при фракционной кри­сталлизации, в конце концов выделяются в виде необычных и сложных по составу минералов или минеральных ассоциации,

Пегматиты богаты кремнеземом, щелочами, глиноземом, водой и т. д. По сравнению с корой они в целом значительно обогащены следующими элементами: Li, Be, В, F, Se, Ga, Ge, Rb, Y, Zr, Nb, Mo, In, Sn, Cs, р.з.э., Hf, Ta, W, Re, Pb, Bi, Til и U. Нужно заметить, однако, что степень накопления ряда эле­ментов существенно зависит от того, какие породы являлись для пегматитов материнскими. Так, например, гранитные пегмати­ты заметно беднее Zr (и Hf), чем пегматиты нефелиновых сиени­тов, в особенности агпаитовых. По всей вероятности, это явля­ется результатом ранней кристаллизации циркона из гранитных магм (по сравнению с сиенитовыми магмами), что препятствует существенному накоплению Zr (и Нf) в остаточных магмах.

Контаминация

Контаминация (от лат. contaminatio - загрязнение в результате соприкосновения, смешение), процесс переработки магмой горных пород осадочного, метаморфического и магматического происхождения. В результате взаимодействия магмы с вмещающими породами происходит частичное растворение последних и образование гибридных пород, имеющих иной петрографический состав по сравнению с исходной магмой. Первоначально термин «Контаминация (в геологии)» был введён английским учёным Г. Ридом (1923), который рассматривал Контаминация (в геологии) как процесс загрязнения магмы осадочными и метаморфическими породами. Контаминация (в геологии) наиболее ярко проявляется при взаимодействии магмы с породами контрастного по отношению к ней состава (например, гранитной магмы с известняками или ультраосновными породами). Контаминация (в геологии) происходит на различных глубинах земной коры. В отличие от процесса ассимиляции, включения постороннего материала при Контаминация (в геологии) сохраняют реликты структуры первичных пород; иногда сохраняются также границы включений, позволяющие судить о их первичной форме.

Контаминация мантийных магм веществом континентальной коры - один из общепризнан­ных механизмов формирования магматических пород промежуточного состава. Особенно час­то этот механизм привлекается для объяснения пород среднего и умеренно кремнекислого со­става в островных дугах и активных континентальных окраинах, а также значительных объемов гранитоидов во внутриконтинентальных орогенных поясах [1-5]. Признание важной роли этого процесса нашло свое отражение в серии петрогенетических моделей [6 и др.]. При этом a priory предполагается, что контаминация расплавов веществом континентальной коры происходит в форме механического смешения. Именно этот процесс моделируется алгоритмами, заложенны­ми в большинстве пакетов для обработки геохимических и изотопных данных (Newpet, Minpet, Igpet, Magma и др.).

В ходе полевых исследований были установлены многочисленные свидетельства актив­ного взаимодействия магматических пород с гранат-силлиманитовыми гнейсами рамы. Харак­тер этих взаимодействий принципиально различен для пород разного состава. Так в контакте с габброидами гнейсы испытывают практически полное плавление и превращаются в серые мел­козернистые породы с магматической структурой и массивной текстурой. Мощность зоны плав­ления на контактах достигает 0,5 м. С удалением от них наблюдается постепенный переход через теневые мигматиты к мигматизированным гнейсам. Крайне важно отметить, что какого-либо механического смешения вещества габброидов и расплавленных гнейсов не наблюдается. Даже в случае перемещения (вследствие тектонических деформаций, или конвекции в магматической камере) - палингенные выплавки образуют в габброидах округлые или удлиненные лейкократо- вые включения без видимых признаков механического смешения. Вероятнее всего, подобная несмесимость объясняется различиями реологических характеристик (в первую очередь - вяз­кости) расплавов.

В то же время в зоне контакта контрастных расплавов наблюдается реакционное взаимо­действие, фиксируемое в габброидах по появлению биотита, редко - кварца и калиевого полево­го шпата, а в переплавленных гнейсах - по широкому развитию амфибола, изменению цвета био­тита (с красно-коричневого на оливово-зеленый), отсутствию граната и силикатов глинозема.

3.Советский геолог Н.М. Страхов впервые (1956) выделил основные типы литогенеза: ледовый, гумидный, аридныий и вулканогенно-осадочный, существовавшие, по-видимому, начиная с послерифейского времени. При ледовом литогенезе процессы осадкообразования происходят на участках материков, покрытых льдом; Л. протекает в форме механического породообразования с невыраженной дифференциацией вещества. Гумидный литогенез типичен для породообразования на суше и в морях в условиях влажного климата. При аридном литогенезе породообразование происходит на материках и в морях в условиях засушливого климата. Вулканогенно-осадочный литогенез характеризуется породообразованием на участках с наземным и подводным вулканизмом и на прилежащих к ним территориях. Первые три типа литогенеза обусловлены климатом, и поэтому они распространены на поверхности Земли зонально, причём наиболее чётко они выражены на платформах. Вулканогенно-осадочный литогенез не зависит от климата и проявляется интразонально, главным образом вгеосинклинальных областях, т. е. на площадях, наиболее тектонически активных. Каждый тип литогенеза обладает характерным сочетанием осадочных пород, выражающих специфический ход механической и химической осадочной дифференциации, а также биогенных процессов и вулканизма.

Г.Л.-геохимия литогенеза. Значение различных типов химических реакций в образовании осадочных рудных месторождений не одинаково на разных стадиях литогенеза. При формировании месторождений кор выветривания (бокситы, железные и никелевые руды) ведущая роль принадлежит реакциям окисления и гидролиза; в образовании месторождений солей — реакциям осаждения (кристаллизации) из истинных растворов (см. Галогенез); в образовании месторождений фосфоритов, самородной серы, железных, марганцевых и урановых руд — химико-биологическим процессам, сопровождаемым реакциями восстановления и диффузионного перераспределения веществ в поровых растворах.

Осадочное породо- и рудообразование и типы обусловливавших их химических реакций в значительной степени предопределялись физико-географическими условиями, существовавшими на земной поверхности в тот или иной период геологического времени, режимом тектонических движений в пределах данного региона, интенсивностью вулканической деятельности и многими др. факторами.

Г. л. использует геохимические индикаторы при реконструкции фациальных и климатических условий седиментации, в частности солёности вод древних бассейнов, их газового режима, глубины и температуры. Ими являются соотношения химически близких пар элементов и изотопные отношения кислорода, серы, углерода и др. Особое внимание уделяется изучению геохимии органического вещества, которое является не только источником горючих газов и нефтей, но и фактором, определяющим процессы восстановления и миграции поливалентных элементов, образования подвижных элементо-органических соединений и комплексов.

Формирование осадочных горных пород — сложный природный процесс, происходящий в различных условиях, которые определяются разнообразными факторами и силами земной и космической природы. Среди них ведущую роль играют тектонические процессы. Огромное влияние на осадкообразование оказывают климат, рельеф, жизнедеятельность животных и растительных организмов, но все эти факторы в значительной степени регламентируются тектоникой. Кроме того, на образование осадочных пород накладывают отпечаток газовый состав атмосферы, солевой состав и минерализация вод гидросферы, рН среды, интенсивность и формы проявления вулканической деятельности, состав пород в областях питания и некоторые другие.

Тектонические колебательные движения способствуют трансгрессии и регрессии морских водоемов и, следовательно, перемещение береговых линий. Это отражается на составе и строении отлагающихся осадков. В общем случае регрессия сопровождается укрупнением размера обломочных частиц, трансгрессия ведет к накоплению более тонкозернистых осадков. В ряде случаев в результате регрессии могут образоваться обширные мелководные водоемы, имеющие ограниченную связь с открытым морем. В условиях жаркого засушливого климата соленость вод таких бассейнов существенно возрастает, что может вызвать осаждение различных солей.

Вследствие тектонических движений изменяются положение областей сноса осадочного материала на континентах, рельеф поверхности, скорость течения рек и временных потоков, что сказывается на минеральном составе и размере обломочного материала. Тектонические колебательные движения являются одной из основных причин слоистого строения осадочных толщ и периодичности осадконакопления, что выражается в неоднократной повторяемости в геологическом разрезе слоев пород одинакового или близкого литологического состава. В зависимости от амплитуды и продолжительности колебательных движений, чередующиеся слои могут иметь различную мощность — от долей сантиметра до нескольких метров, а слагаемые ими литологические комплексы достигать нескольких сотен метров.

Тектонический режим в значительной мере определяет скорость накопления осадочного материала. Установлено, что в геосинклиналях она выше, чем на платформах. По данным В.Е.Хаина (1956 г.) и А. Б. Ронова (1958 г.), средняя скорость накопления осадков в этих областях соответственно составляла 30 - 320 и 3— 13 мм за 1000 лет. Подмечено также, что скорость накопления осадков на равнинах ниже, чем в предгорьях, а в центральных частях океанических бассейнов — ниже, чем в прибрежных областях. Максимальные мощности и скорости накопления осадков характерны для областей компенсированного прогибания.

Большое влияние на формирование осадочных пород оказывают тектонические движения и магматизм, благодаря которым в процесс образования осадочного материала вовлекаются крупные массивы глубинных магматических и метаморфических пород.

Наконец, тектонический режим в значительной мере определяет размер и форму осадочных тел. В платформенных условиях, при региональном продолжительном погружении обычно образуются мощные геологические тела более или менее изометричной формы. В геосинклинальных прогибах — осадочные тела при значительной протяженности (сотни и тысячи километров) имеют небольшую ширину (десятки километров). С колебательными тектоническими движениями связано образование карбонатных органогенных построек рифового типа.

Существенную роль в формировании осадочных пород играет рельеф поверхности суши и дна водоемов. В горных районах может образовываться и перемещаться крупный обломочный материал — от первых миллиметров до нескольких метров. В равнинных областях обычно формируется мелкий обломочный материал, составляющий доли миллиметра. При скорости течения равнинных рек до 0,3—0,5 м/с может переноситься песок, алеврит, пелитовые частицы. Горные реки, скорость течения которых достигает 8—10 м/с, способны переносить валуны и даже глыбы. По мере выполаживания рельефа скорость течения континентальных водных потоков и их транспортирующие возможности убывают. В связи с этим в районах с сильно пересеченным рельефом накапливаются более крупнозернистые осадки, чем в пенепленизированных.

В морских условиях рельеф дна бассейна в значительной мере определяет характер распределения осадка. Пониженные элементы рельефа благоприятны для его накопления, а приподнятые нередко подвергаются размыву, при этом в первую очередь уносятся наиболее мелкие частицы, и вследствие этого происходит относительное обогащение осадка крупными частицами. При крутом уклоне дна (более 20—30°) осадочный обломочный материал, не задерживаясь в прибрежной зоне, скатывается на глубину и отлагается на уступах или в зоне выполаживания рельефа дна.

Климат также оказывает большое влияние на формирование осадочных пород. Сам он определяется многими причинами и факторами, среди которых ведущую роль играют интенсивность солнечной радиации, положение участков поверхности Земли относительно Солнца, прозрачность и состав атмосферы, гипсометрия суши, соотношение площадей суши и моря, интенсивность теплового потока Земли и т. д. Все эти факторы в значительной мере определяются тектоническими причинами.

Учитывая важную роль климата на разных этапах образования осадочных пород, Н.М.Страхов (1960) выделил три климатических типа литогенеза: ледовый (низальный), гумидный, аридный и четвертый — аклиматический, вулканогенно-осадочный.

Ледовый тип литогенеза характеризуется тем, что основная часть осадочного материала «... поставляется в первую очередь механическим (морозным) выветриванием скал, не покрытых льдом (или снегом); сам ледник, медленно передвигаясь, отрывает от ложа выступающие участки и уносит обломки с собой». Перенос осадочного материала, осуществляется, таким образом, в основном ледниками и в незначительной степени водой подледниковых ручьев. В области осадконакопления отлагается совершенно неотсортированный по размеру материал, из которого затем формируются породы моренного типа. В современную эпоху ледовый тип литогенеза развит на континентальных массивах высоких широт (Гренландия, Антарктида и др.) и в горных районах, выше снеговой линии.

Гумидный тип литогенеза характеризуется тем, что осадочный материал образуется не только в результате механического выветривания, но и за счет химического разложения и жизнедеятельности организмов. Поскольку гумидный тип литогенеза осуществляется в различных климатических обстановках (тропической, субтропической, умеренной и даже холодной), то осадки в каждом конкретном случае имеют свои специфические особенности, влияющие на облик образующихся из них пород.

В условиях тропического и субтропического климатов при равнинном рельефе интенсивно протекает химическое выветривание пород, в холодном климате этот процесс сильно тормозится, но при наличии резко расчлененного рельефа могут интенсивно развиться процессы механического выветривания. В итоге в область осадконакопления поступает обломочный материал, органические остатки, растворенные компоненты и коллоиды, которые, при изменении геохимической и термобарической обстановок, а также вследствие биохимической активности организмов могут перейти в осадок. Многообразие обстановок в областях гумидного литогенеза предопределяет наличие здесь широкого комплекса осадочных пород — песчаных, алевритовых, глинистых, карбонатных, бокситов, диатомитов, углей и др.

Аридный тип литогенеза развивается в обстановке пониженной влажности и повышенной температуры. Он характерен для континентов (пустыни, полупустыни, сухие степи), но может быть развит и во внутриконтинентальных озерных и морских бассейнах (Каспийское, Красное моря и др.).

Осадочный материал в областях аридного литогенеза образуется главным образом за счет механического выветривания выходящих на поверхность пород, в результате химического осаждения солей, а также вследствие жизнедеятельности организмов, роль которых существенно понижается при увеличении солености вод бассейнов. Часть осадочного материала поступает из располагающихся по соседству областей гумидного климата вместе с мощными временными потоками, ручьями и реками. В самих областях аридного климата перенос осадочного материала в значительной части осуществляется ветром. Для данного типа литогенеза характерны следующие породы: эоловые пески и песчаники, глинисто-алевритовые образования, известняки, доломиты, гипсы, ангидриты, каменная соль и некоторые другие.

Аклиматический (вулканогенно-осадочный) тип литогенеза не связан с климатом. Он присущ областям вулканической активности, которые располагаются в различных климатических зонах. В этом случае осадочный материал в значительной мере поставляется вулканами в виде вулканического пепла, вулканических бомб. Кроме того, продуктами вулканизма являются газы и сильно минерализованные горячие воды. Кроме вулканогенного материала при этом типе литогенеза, в формировании осадочных пород участвуют терригенные, хемогенные и органогенные компоненты. При наземной вулканической деятельности образуются породы, состоящие преимущественно из вулканического пепла, мелкозернистого обломочного и глинистого материала (туффиты, туфогенные породы). Подводный вулканизм способствует образованию вулканогенно-кремнистых, вулканогенно-известняковых и других пород.

В современную эпоху преобладает гумидный тип литогенеза, который господствует уже в течение длительного времени. На ранних этапах геологической истории Земли основная роль принадлежала вулканогенно-осадочному типу литогенеза.

Жизнедеятельность организмов, как уже отмечалось, существенным образом отражается на осадочном породообразовании. Многие водные организмы строят свои скелеты, заимствуя химические соединения из воды морских бассейнов, причем они способны усваивать даже те вещества, которые не находятся в состоянии насыщенности (кремнезем, фосфаты и др.). После отмирания организмов их минеральные скелеты поступают в осадок и нередко образуют скопления большой мощности.

В осадках водоемов гумидных областей содержание органического вещества выше, чем в осадках аридных; в глинистых илах — больше, чем в песках и алевритах. Органическое вещество осадка в значительной мере определяет окислительно-восстановительную обстановку. Разложение органического вещества способствует изменению газового режима, щелочно-кислотных свойств среды, что в свою очередь отражается на состоянии осадка. В результате жизнедеятельности некоторых организмов формируются рифовые карбонатные постройки, образуются такие специфические породы, как каменные угли, фосфориты, диатомиты и др.

ЕКЗАМЕНАЦІЙНИЙ БІЛЕТ № 12