Лекции_Общая геохимия. Геохимия как наука
 Скачать 6.86 Mb.
|
|
15.3. Свойства и состав магматических пород Систематические единицы магматических пород в петрологии могут быть обоснованы с геохимических позиций с учетом представлений о радиусах и зарядах ионов на основе идей В. М. Гольдшмидта иА. Е. Ферсмана. Геохимическая классификация элементов была выполнена А. Е. Ферсманом для магматических и гидротермальных условий по их участию в процессах (рис. 15.1): 1) элементы кислых магм и пневматолитов – Si, Al, H, He, Li, K, Rb, Cs, Be, Ra, B, Ac, Hf, Th, Bi, Ta, Po, O, Mo, W, U, F, Ru, частично Ge, Sn, Pb, P, Zr, Nb; 2) сульфидных месторождений – Cu, Ag, Zn, Cd, Hg, Ga, In, Tl, As, Sb, S, Se, Te, частично Au, Ge, Sn, Pb, Re; 3) средних магм: Na, Ca, Sr, Ba, C, Mn, Al, Si, P; 4) основных и ультраосновных магм: Mg, Sc, Ti, V, Cr, Fe, Co, Ni, Ru, Pd, Os, In, Pt. АИ. Перельман (1989) приводит среднее содержание химических элементов в главных типах изверженных пород по А. П. Виноградову (1962) и А. А. Беусу (1975): ультраосновные (дуниты и др, основные (базальты и др, средние (диориты и андезиты), кислые (граниты, гранодиориты и др. Для Ru, Rh, Os, Ra, Ac, Po кларки неизвестны. Ультраосновные породы или гипербазиты (ультрамафиты, ультрабазиты. Генезис пород связан с верхней мантией. Потенциал кислорода низок в ультраосновных расплавах. Содержат углеводородные флюиды, обнаружены Н, недоокисленные формы Ti 3+ , Cr 2+ , C, что указывает на восстановительные условия. Магма и минералы из нее недонасыщены НО (оливин, пироксен, резко повышено содержание Mg – 25%, Cr – 0,2, Ni – 0,2, понижено Si – 19, низкое – Al – 0,45, Na – 0,57, K – 0,03, Ti – 0,03. В ультрабазитах преобладают Mg ив пикритах, кимберлитах и пироксенитах – Mg, Fe, Ca, повышено содержание щелочных металлов и других элементов (Na, K, Li, B, C, Rb, Sr, P, Ti, Zr, Nb, Cs, Ba, Ta, Pb, U, Th). С ультраосновными породами связаны месторождения хромита, платины, титаномагнетита, Рис. 15.1. Геохимическая классификация элементов (по А.Е. Ферсману) элементы кислых магм и пневматолитов, сульфидных месторождений, средних магм, основных и ультраосновных магм. Основные породы или базиты (мафиты – базальты, габбро и др. Происхождение основной магмы связывают с выплавлением из мантии. Для нее характерна концентрация Ni, Cr, Co, Mg, Mn, что близко по содержанию к ультраосновной магме. Специфичны Sc, Ca, V, Cu, Ti, Sb, F, P, Zn, Cd, мало встречается Be, Ta, U, Tl, Th,Cs, Cl, Rb, K, B. При фракционной дифференциации основных магм соблюдается принцип когерентности, те. сопряженное изменение содержания петрогенных и редких литофильных элементов – Y, Zr, Nb, La, Ce, Ba, Rb и др. Условия формирования толеитовых базальтов различны. Наиболее восстановленные породы предположительно связаны с верхней мантией и наличием двухвалентного железа. Менее восстановленные базальты содержат фаялит и магнетит. Для более окисленных пород характерен магнетит. В составе основных пород преобладают вулканиты. Среди плутонических их аналогов известны анортозиты. С дифференциацией основной магмы связано образование медно- никелевых, титано-магнетитовых и других месторождений. Кристаллизацию ультраосновных и основных пород А. Е. Ферсман назвал протокристаллизаци- ей. Характерные ее элементы имеют четные порядковые номераи валентности, малые радиусы ионов (рис. 15.2). 187 Рис. Характерные элементы протокристаллизации (1) и гранитных магм (2) (по АИ. Перельману) Протокристаллизацию А. Е. Ферсман связывал с кристаллизацией ультраосновных и основных пород. Для минералов протокристаллизации характерны разнообразные химические элементы примеси, накопление которых обусловлено законами изоморфизма. В складчатых областях породы протокристаллиза- ции представлены узкими и длинными реликтовыми «офиолитовыми поясами – комплекссом эффузивных и интрузивных пород широкого диапазона по составу в типичных проявлениях магматизма геосинклинальной стадии развития складчатых областей. Они встречаются в тихоокеанском поясе (Калифорнии, Японии, Австралии Альпийском (Италии, Суматре на Урале, распространены в зонах спрединга срединно - океанических структур Атлантического и Индийского океанов. По законам изоморфизма минералы ультраосновных (оливин, пироксен) и основных (оливин, пироксен, основной плагиоклаз) пород обладают наибольшей изоморфной емкостью с разнообразными примесями элементов. Средние породы или мезиты, содержат 53–64 % SiO 2 . Представлены ассоциацией роговой обманки (частично биотита, средних плагиоклазов, образующих диориты и сочетания роговой обманки, пироксена, калиевого полевого шпата в составе сиенита. Они занимают небольшой объем от общего объема магмы. Содержание Al 2 O 3 в диоритах около 16–17 %, О + Fe 2 O 3 – 9– 10, Mg – 4,5–6,0, CaO – 8–8,5, K 2 O + Na 2 O до 5 %. Химический состав сиенитов: SiO 2 – 52–65 %, Al 2 O 3 – 12–18, содержание щелочей относительно повышенное Na 2 O + K 2 O – 10–15, FeO + Fe 2 O 3 – 4–5, CaO – 2–4, MgO – 1–2 % (см. рис. 10). Кислые породы, или ацидиты (граниты, гранитоиды и др, с содержанием более 64 %. Гранитоиды относятся к полигенетическим породам. Магма кислых пород формируется за счет былых биосфер (В. И. Вернадский, дифференциации основных или средних магм, путем «гранитизации» Д. С. Коржинский). По ФА. Летникову, трансмагматические растворы грани- тизируют гнейсы. Однако, как бы ни образовывались кислые породы, к какому геохимическому типу ни относились, они имеют ряд общих геохимических черт. В отличие от пород протокристаллизации в кислых породах накапливаются нечетные элементы, ионы с валентностью I и III (Na + , K + , Rb + , Cs + , Cl – , F – , Al 3+ и др. Характерны большие радиусы ионов, низкие энергии решеток минералов. Минералы гранитоидов имеют низкую изоморфную емкость, содержат меньше примесей, чем минералы основных пород. Согласно В. В. Ляховичу, носителями и концентраторами большинства редких и рудных элементов в гранитоидах являются биотит, кислые плагиоклазы. Биотит помогает выяснить генезис гранитоидов. В них редкие элементы изоморфно входят в решетки главных минералов и образуют включения собственных минералов (U, Th, Tr, Zn, Ti, Fe, Sn и др. Олово в биотите может изоморфно замещать Fe, Ti. Во многих гранитоидах повышено содержание рудных элементов, поэтому они получили название редкометалльных, оловоносных, вольфрамоносных и т. д. Граниты местами обогащаются Pb, Ni, Co, V, Zn, F, Se, Cr, Ti, Zr, Y, Yb, Sn, Mo, Ga, Li, Rb, Cs (см.рис. 1). Л. В. Таусон при оценке потенциальной рудоносности гранитоидов основное значение придает особенностям эманационной дифференциации элементов. Щелочные породы имеют высокое содержание Na 2 O + K 2 O, а по содержанию могут быть от кислых до ультраосновных (с преобладанием SiO 2 53– 64 %). Породы агпаитового ряда образуются, если Na 2 O + K 2 O больше или равно Al 2 O 3 , если меньше Al 2 O 3 , – миаскитового с невысоким содержанием химических элементов. По Л. Н. Когарко, с появлением щелочного магматизма на границе архея – протерозоя связывают резкую смену геодинамического режима Земли. Происходит субдукция окисленной океанической коры, содержащей повышенные концентрации летучих компонентов. Появление окисленной флюидной фазы способствует началу крупномасштабных метасоматических процессов и генезису щелочных магм, обогащенных рудными литофильными элементами. Крупнейший в мире щелочной массив находится в Хибинах, меньшие его площади встречаются на Урале, в Восточной Сибири, Гренландии, Южной и Восточной Африке и других регионах. В щелочной магме содержание Na и K достигает 15 %, в базальтах 5–7 %. Количество SiO 2 понижено, могут отсутствовать кварц, полевые шпаты, основные породы нефелинового ряда. По содержанию SiO 2 одни щелочные породы относятся к ультраосновным, другие – к основными средним. В них могут концентрироваться, С, С, Sr, Ti, Zr, Hf, Th,. Nb, Ta, U, Ga, Tl, P, F, Cl (см. рис. В некоторых видах щелочной магмы господствует окислительная или восстановительная обстановка. Амфотерные элементы образуют комплексные 189 анионы с большим радиусом и пониженной энергией кристаллической решетки, поэтому кристаллизация начинается с бесцветных минералов и заканчивается цветными, что противоположно порядку кристаллизации других магм. В щелочных магмах высокая концентрация летучих F, Cl, CO 2 , S, P и др, а также большое разнообразие минералов (в Ловозерском массиве около 300). Главные минералы – нефелин, пироксен, апатит, полевые шпаты – содержат изоморфные редкие элементы (Sr, Rb, Cs, а, Nb, Ta). Щелочные породы относятся к полигенетическим. Со щелочными породами генетически связаны карбонатиты – карбонатные породы состоящие из кальцита, доломита и анкерита. Иногда они занимают жерла древних вулканов. Такой расплав формируется при насыщении его CO 2 и щелочами (АИ. Перельман, 1989). Карбонатиты характерны для зон глубинных разломов платформ и щитов, рифтовых зон Восточной Африки. Полагают, что химические элементы мигрировали в щелочных растворах из мантии с глубины 100–150 км. В этих условиях возникали ионные комплексы Nb, Ta, Zr, U, Ce, Ti. В карбонатитах и их производных установлено свыше 70 минералов. 15.4 Процессы магматического минералообразования Входе кристаллизации магмы выделяют ряд процессов, которые приводят к формированию минеральных видов. Кристаллизационная дифференциация – неоднократное отделение все более поздних и более кислых продуктов от более ранних основных и ультраосновных. Геохимические данные остаются неизменными даже в расплаве и свидетельствуют об их родственном образовании, что подтверждают изотопные отношения некоторых элементов. Гравитационная дифференциация – процесс расслоения неоднородного магматического расплава под влиянием гравитации, определяется по вязкости магмы. При прочих равных условиях минералы гравитационной дифференциации более характерны для ультраосновных, основных и средних щелочных магм. Ликвационная дифференциация – разжижение, разделение единого расплава на две несмешивающиеся жидкости в результате неоднородности охлаждения и гравитации. Например, разделение сульфидного и силикатного расплава. Из-за разности их свойств дальнейшая дифференциация может вызвать явление гравитационной дифференциации. Сульфиды как тяжелые минералы могут осаждаться и формировать рудную залежь. Ассимиляция и контаминация. При внедрении магмы во вмещающие породы происходит поглощение и растворение обломков этих пород в магматическом расплаве, те. ассимиляция. Если ассимилировано большое количество породы, заметно отличающейся по химическому составу от расплава, происходит его загрязнение, те. контаминация. Например, ассимиляция магмой известняков, но контаминация магмы известняками. Эти явления впоследствии при кристаллизации расплава будут сказываться на составе минералов, характере парагенной ассоциации химических элементов. Например, известняки будут формировать некислый плагиоклаза основной. Десиликация – внедрение расплава, богатого кремнеземом, в породы, бедные кремнеземом (известняки, ультраосновные породы, и извлечение SiO 2 из расплава за счет связывания его Mg, Ca, Fe вмещающих пород. Это обедняет расплав SiO 2 , в избытке появляется Al 2 O 3 , который выделяется с образованием корунда. Высвобождающийся кремнезем выпадает, образуя опали халцедон. Автометаморфизм (самоизменение, самопревращение) – группа процессов, происходящих при застывании магмы. Воздействие на продукты магматической кристаллизации более поздних (остаточных) порций расплава той же магмы или обособившихся из этой магмы летучих компонентов, гидротермальных растворов. Выделяют собственно магматическую (Т > 600 ° С, пневматоли- ческую (Т 600–375 0 Си гидротермальную (Т < 375 0 С) стадии. Сюда входят серпентинизация перидотитов, альбитизация спилитов, грейзенизация аляски- тов, пропилитизация вулканических пород основного и среднего состава. Таким образом, геохимические процессы и термодинамический геохимический барьер, которые сопровождают магматическое минералообразование, участвуют в формировании промышленно важных минеральных месторождений месторождения, связанные с ультраосновными породами – алмазы в ким- берлитах и перидотитах; хромиты в дунитах; платина и платиноиды в хро- митоносных дунитах; месторождения, связанные с основными породами – ильменит титаномагнетит сульфидные ликвационно-магматические; платина и палладий месторождения, связанные со щелочными, ультраосновными, щелочными породами и карбонатитами, – апатит комплексные (магнетит, слюда- флагопит); аппатит, а также минерализация на Tr, Nb, Ta, Zr, Ti, U в карбонатитах месторождения отдельных строительных и облицовочных материалов (туф, лабрадориты и др. Контрольные вопросы Геохимия магматических процессов. Химический состав магматических пород. Ход кристаллизации магматического расплава. 2. Геохимия процессов метаморфизма. Химический состав метаморфических пород. 3. Классификация магматических пород Типы метаморфизма 5. Геохимия гидротермального процесса. 6. Геохимия пегматитового процесса. 191 16. ГЕОХИМИЯ ПОСТМАГМАТИЧЕСКИХ И МЕТАМОРФИЧЕСКИХ ПРОЦЕССОВ. Геохимия постмагматического процесса Постмагматический (послемагматический) процесс – образование этапов и геофаз, следующих после кристаллизации самого расплава и часто от него пространственно и хронологически обособленные (поствулканический). Более детально рассмотрим вулканические возгоны, пегматитовый, пневматолитово- гидротермальный, контактно-метасоматический и гидротермальный процессы. Перенос химических элементов и их отложение в виде минералов может идти по двум направлениям отложения минералов при кристаллизации ив результате химических реакций. При кристаллизации происходит выделение из раствора галита, гипса, барита, флюорита. Второй путь, который преобладает, – осаждение в результате химических реакций. Рассмотрим более детально второй путь осаждения минералов. Химические реакции могут быть обменными и более сложными, если удаляются ивы- деляются продукты реакции (CO 2 и др. Критериями, позволяющими определить формы переноса, служат Химический состав минералов наблюдаемой парагенетической ассоциации. Характер и интенсивность изменения вмещающих пород. Состав газово-жидких включений в минералах рассматриваемого генезиса. 4. Физико-химические свойства соединений, в форме которого возможен перенос рассматриваемого элемента. Они должны соответствовать реальности нахождения именно такого соединения в физико-химических условиях рудообразования. Рассмотрим примеры указанных четырех вариантов. Реализация первого варианта может осуществляться, если вместо очень устойчивого магнетита наблюдается парагенезис сидерита с гематитом. Это явление объясняется очень высоким парциальным давлением CO 2 , которое обусловливает реакцию Fe 3 O 4 + CO 2 ↔ Fe 2 O 3 +FeCO 3 магнетит гематит сидерит По второму варианту изменение вмещающих пород состоит в следующем. Происходят важные процессы преобразования минералов, связанные со сменой щелочного или кислотного характера среды на окислительные условия. Например, серицитизация или карбонатизация пород в результате воздействия щелочных растворов каолинитизация, порфиритизация, реже алунитизация пород при участии кислых растворов. Высокое содержание в растворах CO 2 вызывает образование кальцита или доломита. Содержащийся в растворе H 2 S приводит к осветлению пород, разрушению темноокрашенных железистых минералов с выносом железа в виде пирита. Ионы фтора вызывают фторитизацию породы 192 или образование фторсодержащих слюд. При более высоких температурах растворы с фтором образуют топаз. Если растворы натриевые, то происходит аль- битизация породы, а при понижении температуры – цеолитизация. Калиевые растворы приводят к серицитизации или одуляризации породы. По третьему варианту состав газово-жидких включений в минералах служит достоверным признаком для выяснения состава рудоотлагающего раствора. В процессе роста кристалла важно использовать первичные включения, которые соответствуют первоначальному раствору. Вторичные используются для заполнения трещин в кристалле, так появляется во включениях горного хрусталя минерал-узник галит. По четвертому варианту рассмотрим реальные соединения, существование которых ограничено составом рудообразующего раствора и типом замещения вмещающих пород щелочные элементы переносятся в расплавах и растворах в виде элементарных ионов K + , Na + , Ba 2+ и т.д. При высоких температурах может происходить возгон галогенидов NaCl, KCl и др галогениды могут переноситься в виде элементарных анионов (F – , Cl – , B – , I – ) в растворах. Однако фтор со щелочноземельными элементами Pb 2+ , Cd 2+ образует труднорастворимые соединения, как CaF 2 в составе зубной эмали. Фтор является сильным комплексообразователем по сравнению сего аналогами K 2 [SiF 6 ], Na 2 [SiF 6 ]; сера транспортируется в виде газообразного H 2 S или его водных растворов в форме HS – , S 2– при щелочной реакции, в эндогенных процессах – в виде молекулы газа 2H 2 S = S 2 + 2H 2 Свободная сера может образовываться при термической диссоциации сульфидов железа, меди 2FeS 2 = 2FeS + S 2 В гидротермальных растворах сера может мигрировать дополнительно в виде сульфоанионной формы AsS 2 , Sb 2 S 4 2– , SnS 3 2– , AuS 3 Щелочные слои этих элементов хорошо растворимы, а строение и состав самих анионов зависит от рН, концентрации HS – и S 2– . Между собой они связаны реакцией обратного равновесия типа AsS 2 – + SbS 3 3– ↔ SbS 2 – + AsS 3 3– В зоне окисления ион серы переносится в форме SO 4 2– , и при высоких температурах эта форма иона устойчива. Многие халькофильные элементы (Cu, Sn, As и др) и переходные с достроенными электронными оболочками (Ti, V, Cr, Zr, Tr, U и др) с высокой валентностью при средних ионных радиусах создают форму переноса в виде комплексных соединений [Fe 3+ (C 2 O 4 ) 3 ] 3– , [UO 2 (CO 3 ) 3 ] 4– , [Si(W 3 O 10 ) 4 ] 4– , [Sn(F, Они образуют минералы, которые могут отлагаться при изменении температуры. На осаждение комплексных ионов влияет гидролиз, отложение карбонатов, окислительно-восстановительные условия. |