Лекции_Общая геохимия. Геохимия как наука
 Скачать 6.86 Mb.
|
|
5 Из приведенных данных следует 1) общий объем газов и роль восстановленных газов в гипербазитах закономерно снижается от дунитов к серпентинитам 177 2) роль углекислоты в гипербазитах закономерно возрастает от дунитов к серпентинитам. Многократными анализами различных образцов одной и той же пробы авторами показано, что распределение Ни СН4 в породах равномерное, а СО — напротив, Таблица 14.5 Содержание газов в минералах гипербазитов и габброидов (по Л. В. Агафонову [1976 г) неоднородное. Однако вывод авторов об равномерности распределения восстановленных газов справедлив только для однотипных пород одного региона. Анализ мономинеральных фракций из этих пород показывает, что содержание газов в минералах снижается от высокотемпературных к низкотемпературным, те. ранние повремени выделения минералы захватывают значительно большие количества газов. Эти данные говорят об интенсивной дегазации ультраосновных — основных расплавов гипербазитовых комплексов в процессе их кристаллизации, в основном происходит потеря Н 2 Расслоенные баз и т - гипербазит о вы е массивы. В литературе приводятся данные по составу газовой фазы пород Мончегорского плутона (табл. 14.6). Во всех породах отмечено присутствие гелия около 0,003 см 3 /кг и С 2 Н 6 и С 3 Н 8 до 0,001 см 3 /кг. В них прослеживается та же тенденция, что ив породах альпинотипных гипербазитов — газо- насыщенность закономерно снижается от наиболее ранних перидотитов к поздним пироксенитам. В этом же ряду снижается роль Ни повышается роль СН 4 и Для исследования эволюции состава газов во времени И. А. Петерсилье с соавторами были отобраны и проанализированы пробы газов из разве- Таблица 14.6 Состав газов в породах Мончегорского плутона (по И. А. Петерсилье и др. [1970 г) Порода Состав газа, об. Количество газа, см 3 /кг Н 2 СН 4 С 2 Н 6 С 3 Н 8 N2 CO CO2 Перидотит 81 5 Следы Следы 14 0 0 0,74 Олевиновый пироксенит 84 5 _»_ _»_ 11 0 0 0,58 Пироксенит 60 13 _»_ _»_ 26 0 0 0,43 дочных скважин. Наибольший дебит этих скважин — 100—200 см 3 /мин. Состав газов, поступающих из разных скважин, примерно одинаков, хотя для скважин, прошедших более свежие породы, характерны более высокие концентрации Не и Н 2 Обращают на себя внимание высокие по сравнению с газами пород концентрации УВ и гелия и низкие — водорода. Изотопный состав углерода 178 углеводородных газов) меняется от —4,6 до —6,0 С. Породы интрузий трапповой формации. Состав газов в породах трапповых интрузий был изучен по оригинальной методике, основанной на измельчении проб в вакууме с последующим масспектрометрическим анализом. В результате проведенных исследований выявлено, что трапповые интрузии отличаются большой пестротой состава газовой фазы. Выявлены три различных варианта составов СН 4 —N 2 —Н 2 (преобладает водород N 2 —СН 4 (преобладает метан) и N 2 (табл. 14.7). Анализ геологических условий их локализации, особенностей петрогенезиса и процессов рудообразования позволяет говорить о зависимости состава газовой фазы неизмененных пород от всех этих факторов. Для всех трапповых интрузий характерно обогащение Ни Не прикровельных частей интрузии, в интрузиях с существенно водородным составом газовой фазы — наиболее ранних пикритовых габбро-долеритов. При длительной эволюции расплавов в наиболее поздних породах — лейкократовых габбро и такситовых габбро-долеритах — газовая фаза окисляется и содержание СО достигает 32 об. Отсутствие окисленных флюидов говорит о сравнительно непродолжительной эволюции расплава. Щелочные породы. Исследование газовой фазы пород щелочных комплексов показало, что они делятся на две группы. К первой относятся щелочные породы агпаитовой серии, которые были изучены на примере Хибинского, Среднетатарского и Иллимауссакского массивов. Для них характерна весьма высокая газонасыщенность, резкое преобладание СН 4 ивы- сокие содержания С 2 Н 6 и С 3 Н 8 в газовой фазе (табл. 14.8). Несмотря на резкое преобладание СН 4 , в породах Хибинского массива все же прослеживается тенденция, аналогичная базитам и ультрабазитам — снижение роли Ни повышение роли СН 4 в ряду от ранних пород к поздним. Однако эволюция газонасыщенности пород здесь противоположна от ранних к поздним она резко увеличивается. Ко второй группе относятся породы щелочных массивов, входе формирования которых происходит смена состава газов от существенно водородных до существенно метановых, и массивы, в которых преобладает Н во всех породах. Таблица 14.7 Состав газов основных пород трапповой формации (по С. С, Неручеву [1987 г) Интрузия, породы Cостав газа, об Количество газа см3/кг Не Н CH4 C2H6 C3H8 CO2 Верхнеталнахская: габбро-диориты 0,3 68 26 6 0 0 0 2,0 габбро-долериты безоливиновые 0,3 56 25 18 0 0 0 1,7 оливинсодержащие 0,3 52 16 32 0 0 0 1,8 оливиновые 0,2 44 10 32 3 1 9 1,9 пикритовые 1,0 70 15 14 0 0 0 4,0 такситовые 0 32 30 28 0 0 10 2,5 лейкогаббро 0 5 39 33 0 0 32 7,0 сульфидные руды 0,5 29 55 5 0 0 10 5,0 Боотаккагская: габбро-долериты безоливиновые 0 16 80 4 0 0 0 1,2 оливинсодержащие 0 14 83 3 о 0 0 1,3 оливиновые 0 10 85 1 0 0 4 1,0 пикритовые 0 5 89 1 0 0 5 1,8 такситовые 0 3 95 1 0 0 1 1.6 Нижнефокинская: 179 габбро-долериты оливиновые 3,0 10 42 44 0 0 0 1,2 трактолитовые 0,6 5 19 74 0,4 0,3 0 1,3 пикритовые 0,1 4 38 57 0,6 0,5 0 3,4 пегматоидные габбро 0 1 3 96 0 0 0 5,7 Таблица 14.8 Состав газов щелочных пород агпаитовой серии (по И.А. Петерсилье и В. А. При- пачкину [1979]) Массив, породы Состав газа, об Количество, см 3 /кг Не Н 2 N 2 CH 4 C 2 H 6 C 3 H 8 CO 2 Хибинский: ийолит-уртиты 0,39 4,37 2,76 86,10 3,51 0,27 2,60 19,21 хибиниты-трахитоидные 0,07 1,10 1,00 94,81 2,87 0,14 0 42,38 Иллимауссакский: мауанты — 5,17 — 82,86 10,15 1,79 0,03 58,64 Среднетатарский: нефелиновые сиениты — 4,28 — 91,84 2,14 0,06 1,69 17,77 Средние и кислые породы. Для неизмененных эпимагматическими процессами средних пород характерна восстановленная газовая фаза, прикровельные породы обогащены Н, вниз по разрезу нарастает содержание более низкотемпературного газа — СН 4 (табл. 14.9). В гранитах, ассоциирующих со средними породами и базитами, газовая фаза существенно окислена, хотя и восстановленные газы играют в них большую роль. Таблица 14.9 Состав газов средних и кислых интрузивных пород (по С. С. Неручеву [1988 г) Породы Состав газа, об Количество газа, см 3 /кг Н 2 N 2 СН 4 СО 2 Кварцевые диориты 73 20 2 3 2,1 Диориты 28 52 14 6 1.8 Габрро-диориты 28 38 29 5 1,7 Граниты 30 32 2 35 2,0 14.3. Изотопный состав газа метаморфических и магматических пород По немногочисленным данным метан изверженных пород, как и ожидалось, весьма тяжел. В щелочных породах было обнаружено распределение изотопов в ряду СН 4 —С 2 Н 6 — С 3 Н 8 , обратное тому, которое встречается в газах осадочной толщи. Здесь углерод становился легче. Этому явлению не найдено обоснованного объяснения. Э. М. Прасоловым было проведено детальное изучение распределения изотопов гелия и аргона в микровключениях горных пород различного состава и происхождения. Во включениях были обнаружены в измеримых количествах все исследуемые изотопы (Не, Не, 40 Аг, 36 Аг), их содержания и соотношения варьировали в широких пределах. Отношение изотопов гелия 3 Не/ 4 Не находилось в основном в пределах 10 -7 —10 -6 , на порядок превосходя характерное для газов осадочной толщи. Доля мантийного гелия в породах, естественно, гораздо выше, нов большинстве случаев она все равно не превышала 10%, те. в газах изверженных пород гелий преимущественно коровый. Отношение 40 Аг/ 36 Аг находилось в пределах 300—40000. Причем около половины всех образцов характеризовалось значением, превышающим 2000, что соответствует доле воздушного аргона 15%. Тем самым было показано, что хотя вклад флюидов близповерхностного происхождения гораздо ниже, чем в осадочной толще, но все же заметен ив магматогенных и метаморфогенных процессах. В целом изучение инертных газов пород показало, что в магматических и метаморфических породах присутствуют газы всех трёх источников мантии, коры и атмосферы. Конечно, вклад второго из них и особенно третьего гораздо ниже, чем в газах осадочной толщи, но все же существен. Это говорит о том, что в формировании даже изверженных пород принимали участие флюиды, зародившиеся в неглубоких слоях коры, в том числе ив осадочной толще. Контрольные вопросы Охарактеризуйте явление грязевого вулканизма. Какие компоненты преобладают в газах грязевых вулканов Существует ли зависимость УВГ и Сорг в параметаморфических породах 181 15. ГЕОХИМИЯ МАГМАТИЧЕСКИХ ПРОЦЕССОВ. Виды магматизма Магма - это вещество Земли в расплавленном жидком состоянии. Она образуется в Земной коре и верхней мантии в интервалах глубин 30-400 км. По составу - это силикатный расплав + атомы растворенных металлов и растворенные газы. Из магматического очага магма движется к поверхности Земли. При этом ее внутреннее давление и температура понижаются, начинается процесс кристаллизации и переход из жидкого в твердое состояние. Образуются магматические горные породы. Это общая схема магматического процесса. В свою очередь в нем выделяют два типа (или две ветви. I. Интрузивный магматизм - процесс внедрения магмы в вышележащие толщи и ее кристаллизация в земной коре не достигая поверхности на разных глубинах. Для этого процесса характерно медленное снижение температуры и давления, кристаллизация в замкнутом пространстве. Магматические породы состоят из полностью раскристаллизованных зернистых агрегатов породообразующих минералов. Такие магматические породы называются интрузивными . II. Эффузивный магматизм или вулканизм - процесс проникновения магмы в земную кору и выход ее в жидком расплавленном состоянии на поверхность Земли. При этом, происходит резкое снижение t ив расплаве и от него отделяются растворенные газы. И уже такой расплав называют лавой. Прирезком снижении t и Р происходит быстрое остывание лавы и переход ее в твердое состояние. При этом кристаллизоваться успевают немногие минералы и образуются породы неполно кристаллические - эффузивные . Химический состав магматических пород принято записывать в оксидной форме. Если общее количество минерального вещества в горной породе принять зато в них представлены силикатами, состав которых определяют 12 оксидов- SiO 2 ; TiO 2 ; Al 2 O 3 ; Fe 3 O 4 ; Fe 2 O 3 ; MnO , CaO , MgO , Na 2 O; K 2 O; H 2 O; P 2 O 5 . Эти оксиды называют петрогенными, и их количество в составе магматических горных пород достигает 99,5%. Количественное соотношение между оксидами может изменяться, а это в свою очередь отражается на видовом составе породообразующих минералов, а значит на разнообразии разновидностей магматических пород. В тоже время было отмечено, что в каждой из разновидностей магматических пород количественное соотношение петрогенных оксидов является стабильным в определенных интервалах. Поэтому в основу их классификации положен химический состава ведущим признаком в ней является содержание По химическому составу ив частности по содержанию кремнезема SiO все породы делятся на : ультраосновные SiO 2 >45% основные SiO 2 до 45-52% средние SiO 2 до 52-65% кислые SiO 2 до 65-75% 182 В свою очередь среди этих групп каждая подразделяется по генезису на интрузивные и эффузивные. Термин магма используется для обозначения в природе подвижногове- щества, в основном из жидкой фазы, имеющей состав силикатного расплава. Бунзен предполагает существование двух первичных магм: гранитной базальтовой. По его мнению изверженные породы земного шара образовались из этих магм, что менее вероятно. Возможное образование магм различного состава может быть объяснено фракционной кристаллизацией базальтовой магмы, отделением остаточных магм различных типов и ассимиляцией материаларазного состава, отделением летучих веществ. Очаги гранитоидного магматизма залегают на глубине 8–25 км, базальтового 50–500 км. Геохимия магматических процессов тесно связана с температурой, давлением и концентрацией раствора. При понижении температуры происходит выделение тепла и кристаллизация магмы. Температура магмы колеблется в пределах С. Повышение давления приводит к уменьшению объема и повышению плотности магмы. Если повышается концентрация магмы, то происходит переход ее в твердую фазу, при понижении сохраняется ионная жидкая фаза. В магматических процессах А. Е. Ферсман (1938) выделил геофазы – отрезок времени в длительных геохимических процессах, характеризующийся более или менее определенным комплексом минералов и связанных сними элементов. Выделяются следующие геофазы процессов при понижении температуры магмы А – магматический, выше 900 С B–C – эпимагматический (800 С) – пегматитовый (700 С D–E–F–G – пневматолититовый, 600 – 500 С H–I–K – гидротермальный, 400–50 С L – гипергенный, ниже 50 С. Основы процесса дифференциации и кристаллизации магмы заложены трудами Г. Боуэна, В. М. Гольдшмидта, П. Ниггли, Р. Фогта и других ученых. Показано, что при кристаллизации расплава минералы выделяются в определенной последовательности. В кристаллизационной стадии дифференциации магмы идет образование трех самостоятельных комплексов твердого остатка породы, остаточного расплава дистиллятов ряд погонов. Остаточный расплав превращается в пегматитовый расплава дистилляты – в пневматолиты, которые при охлаждении дают горячие водные растворы и их осадки – гидротермалиты. В кристаллизации магмы выделяют следующие последовательные этапы протокристаллизацию, главную кристаллизацию, остаточную кристаллизацию. Протокристаллизация – образование наиболее ранних продуктов кристаллизации из расплава, флюида или раствора. Происходит образование темных и устойчивых минералов. По Г. Боуэну, кристаллизация расплава начинается с образования наиболее тугоплавких, богатых Mg и Fe (фемических) силикатов. Собственные минералы образуют в первую очередь элементы счетными номерами и малыми размерами ионных радиусов. Атомные массы большинства из них кратны четырем. Энергия кристаллических решеток этих минералов высокая, ионные радиусы малые. Этим требованиям согласно А. Е. Ферсману, отвечают следующие элементы (у выделенных элементов атомные массы кратны четырем Mg, Si, O, Ti, Fe, Cr, C, S, Ca, Ni, Pt, Ru, Os. В период главной кристаллизации (мезокристаллизации) по мере падения температуры в породах увеличивается содержание Ca – Mg силикатов и алюмосиликатов. Выделяются распространенные минералы (плагиоклазы, слюды, амфиболы, калиево- и натриевые полевые шпаты. В минералах возрастает роль одновалентных химических элементов (Na, K) и уменьшается роль двухвалентных (Mg, Ca, Fe). У одновалентных элементов ионные радиусы большие. Энергия кристаллических решеток низкая. Минералы с содержанием этих элементов неустойчивы в гипергенных условиях. Остаточная кристаллизация (телокристаллизация) приводит к образованию кислых пород, обогащенных редкими элементами и летучими компонентами. Характерны четные химические элементы (O, Si) и резко возрастает роль нечетных ( Al, K, Na), усложняется структура основных породообразующих минералов. При остывании продуктов остаточного расплава образуются крупно- кристаллические породы, иногда сильноминерализованные, которые называют пегматитами. Наиболее широко распространены гранитные пегматиты стем- пературой кристаллизации 700–850 СВ минерализованных пегматитах формируются крупные минералы в природе, например, сподумен длиной дом, берилл весом дот, кварц дот, циркон до 6 кг. Таким образом, последовательность кристаллизации зависит от термических и кристаллохимических свойств реагирующих веществ и их количественных отношений в расплаве. Химическая лаборатория природы представляет собой ряд медленных превращений атомов на пути к достижению максимального химического равновесия, за исключением отдельных моментов этого процесса, и формирования устойчивыхминеральных видов. 15.2. Свойства и состав магмы Магма представляет собой гетерогенный силикатный расплав Содержит около 5 % воды, в неизмененных магматических породах редко превышает 1 %. При высоком давлении летучие компоненты находятся в подвижном состоянии. Как многокомпонентная система магма хорошо растворяет породообразующие оксиды редких элементов (Li 2 O, Rb 2 O, BeO, ZrO 2 , Ga 2 O 3 , Nb 2 O 5 и др. Чем больше компонентов в силикатном расплаве, тем ниже температура его остывания и меньшая вязкость, что ведет к повышению реакционной способности силикатного расплава и скорости диффузии компонентов реакции. Например, гранитный расплав застывает при температуре 1100–900 С, однако при высоком давлении паров воды может находиться в жидком состоянии при температуре 700 С. 184 Магма характеризуется кислыми или основными свойствами. По убыванию основности (щелочности) катионы образуют ряд Cs > Rb > K > Na > Li > Ba > Sr > Ca > Mg > Fe 2+ . По В.В. Щербине (1964), анионы изополикремниевых кислот образуют ряд с повышающейся кислотностью SiO 4 4– < Si2O6 4– < Si3O8 4– < Si4O10 Чем крупнее анион при одном и том же заряде, тем легче он отрывается от катиона и сильнее у него кислотные свойства. Дальнейшее возрастание кислотных свойств происходит при переходе от силикатов к алюмосиликатам. Снижение основности оксидов повышает кислотность и подвижность силикатного расплава и приводит к расслоению его на две несмешивающиеся жидкости. Летучие компоненты повышают кислотность и подвижность силикатного расплава. В процессе дифференциации происходит отжим жидкой фазы от породы, а при кристаллизации в расплаве увеличивается количество SiO 2 , летучих соединений и воды, уменьшается содержание оснований. На ранних стадиях выкристаллизовываются темноцветные минералы (пироксен, амфибол, биотит, позже – светлые полевые шпаты, кварц. В кислом расплаве окислительно-восстановительный потенциал выше, чем в щелочном. Поэтому в кислой среде элементы стремятся восстановиться, а в щелочной – окислиться. Вязкость магмы вызывается следующими геохимическими особенностями. Ультраосновные и основные магмы менее вязкие, так как оксиды образуют форму, близкую к шарообразной. Кислые магмы вязкие, так как кремниевая кислота может быть представлена в них в виде тетраэдра (Si 2 O 7 ), замкнутых колец (Si 3 O 9 , Si 6 O 18 ), цепи (SiO 3 ), ленты (Si 4 O 11 ), те. длинных, с трудом поворачивающихся для полимеризации в расплаве молекул. Если на место атома кислорода становятся F, Cl, OH, то цепь укорачивается и легче идет образование кристаллической решетки Вязкость повышается в расплавах, обогащенных Al 2 O 3 , частично Na 2 O и понижается с увеличением содержания FeO, MnO, MgO, особенно летучих соединений, С, H 2 S, B 2 O 3 , WO 3 ). Подвижность ионов зависит от их положения в структуре силикатного расплава. Подвижны ионы с дальней структурой и меньшей энергией связи, поэтому щелочные металлы более подвижны. Освобожденные ионы щелочных металлов образуют свободные структурные группы R–OH, несвязанные с основной структурой расплава. Для магмы характерны два типа массопереноса:диффузия и конвекция. Важное значение в массопереносе имеют газовые растворы – флюиды. Согласно ФА. Летникову (1985), основой всех эндогенных флюидных систем служат углерод и водород. В связи с этим он различает С-структуры и Н-структуры. Углеродные структуры встречаются в глубинных разломах и зонах с углеродной спецификацией флюидов. Вследствие эволюции этих систем образуются карбонатиты, кимберлиты, щелочные породы с высоким содержанием карбонатов, углеводородов и графита. Сними связаны месторождения алмазов, Ta, Nb, Zr, Tr. Для водородных структур характерна H 2 O в флюидах и меньшая глубина залегания магм. Образуются породы кислого и основного состава и рудные месторождения. В чистом виде такие структуры не существуют. Для летучих компонентов основных магм характерен CO 2 , для кислых – H 2 O. Магматические минералы при кристаллизации удерживают изоморфно много примесей. Поэтому их формулы сложные. Здесь изоморфны многие ионы, что невозможно было бы в гипергенных условиях. На примере магматических минералов установлены главные закономерности изоморфизма. Массоперенос магмы может происходить путем эманационной дифференциации (концентрации, те. флотации пузырьков водяного пара, в котором разбавлены другие газы и летучие компоненты, включая рудные (Li, Be, Rb, Cs, Sn, Nb, Ta и др. В магме удерживаются углеводороды, битумы, преобладают сильные катионы (Na + , K + , Ca + , Mg 2+ ) над сильными анионами (Cl – , F – , OH – , CO 3 2– , O 2– ), что создает преобладающую слабощелочную среду. |