Единое окно доступа к образовательным ресурсам

Введение в геохимию: Учебное пособие по дисциплинам "Общая геохимия" и "Прикладная геохимия"

Голосов: 1

В пособии приведены общие сведения о предмете "Геохимия", его связи с другими дисциплинами. Освещена история развития геохимии как самостоятельного направления геологической науки. Рассмотрены вопросы геохимической классификации элементов, состава Земли и планет Солнечной системы. Приведена информация о методиках определения абсолютного возраста пород, геохимии изотопов. Дано краткое описание геохимии эндогенных и экзогенных процессов, приведены сведения о геохимии ноосферы, затронуты проблемы техногенеза и вопросы практического применения геохимии. Предназначено для подготовки бакалавров и магистров геологии. Может быть рекомендовано для самостоятельной работы студентам других специальностей, а также тем, кто интересуется вопросами геохимии. Электронная версия пособия размещена на сайте Апатитского филиала МГТУ (<a href="http://af.mstu.edu.ru" target="_blank">http://af.mstu.edu.ru</a>).

Приведенный ниже текст получен путем автоматического извлечения из оригинального PDF-документа и предназначен для предварительного просмотра.
Изображения (картинки, формулы, графики) отсутствуют.
         Массивы гранитов нередко приурочены к пересечению зон глубинных
разломов, по которым поднимались трансмагматические растворы.
Тектонические поднятия обычно приводили к уменьшению давления; что
способствовало увеличению количества водяных паров, понижало температуру
плавления, и вызывало плавление гнейсов гнейсы плавились. По расчетам
Ф.А. Летникова при переплавлении 1 км3 гнейсов выделяется более 6 млн тонн
Н2О.
     Однако каким бы путем ни образовались гранитоиды, они имеют ряд
общих черт. В отличие от пород протокристаллизации, в гранитах
накапливаются многие нечетные элементы, ионы с валентностью 1 и 3 (Na+, К+,
Rb+, Cs+ Cl–, F–, Al3+ и др.) – (рис.12.). Сравнение кларков концентрации дает
следующие ряды элементов по тенденции накопления в гранитоидах в целом:
La > Tl > Be > Cl > U > Th >> (К, Cs) > Rb > Ва > С > (РЬ, Li, В) > (Sn, F) > Zr >
>Y > W > (Na, Bi) > Si > (Ga, N, Au) > In > O > (Ge, Se, Nb, Mo, Те, I, Hf) > (Hg,
A1) >> (As, Sr) > S > Br > P > Zn > Ag >> Mn > Fe > Ca > Sb > Ti > V > Cu >>
(Sc, Mg, Cr) > Co > Ni.




           Рис. 12 Характерные элементы гранитных магм (по А.И. Перельману)


    С процессами гранитизации, по данным многих авторов, не связано
образование крупных рудных месторождений. Гранитоиды всех трех типов
характеризуются различным содержанием акцессорных минералов и элементов.
Многие гранитоиды содержат повышенные количества рудных элементов,
поэтому они получили наименование редкометальных, оловоносных,
вольфрамоносных и т. д. Детально изучены гранитоиды Забайкалья,
Казахстана, Украинского кристаллического щита и других рудных районов.

                                        91


Например, по Л.С. Галецкому и др., граниты и мигматиты кировоградско-
житомирского комплекса Украинского щита обогащены Pb, Ni, Со, V,
гранитоиды осницкого комплекса – Yb, Со, РЬ, Zr, граниты коростеньского
комплекса – F, Se, Cr, Ti, Zr, Yb, Y, Sn, Mo, Ga, Pb, Li, Rb, Cs и т. д. Часть
исследователей полагает, что подобная «геохимическая специализация магмы»
и кристаллизовавшихся из нее пород в целом благоприятствует
рудообразованию. Однако не всегда обогащенные интрузии являются
рудогенерирующими.      Нередко     обогащенные      гранитоиды     безрудны,
а необогащенные являются рудогенерирующими. Оценка по валовому
содержанию микроэлементов оказалась слишком грубой. Большое значение
имеют формы нахождения элементов (например, существование подвижных –
легкоизвлекаемых форм), неоднородность распределения элементов (породы
с более высокой дисперсией местами более благоприятны) и т. д.
     По В.В. Ляховичу, рудоносными являются породы, содержащие
микровключения минералов рудных элементов, а нерудоносными – породы
с изоморфными примесями.
     Л.В. Таусон считает, что термин «металлогеническая специализация
магмы» в смысле повышенного содержания в ней рудных элементов
и благоприятности для рудообразования может быть использован лишь для
олова. Для большинства рудных элементов – Pb, Zn, Си, Hg, Mo, U, Аu и т.д. –
«металлогеническая специализация гранитоидов» в этом смысле не существует.

                         10.2.4. ЩЕЛОЧНЫЕ ПОРОДЫ

    Щелочные породы составляют приблизительно 0,5 % массы земной коры.
С ними связаны месторождения апатита, нефелина, ниобия и других редких
элементов. Крупнейший в мире щелочной массив – Хибинский. Щелочные
породы известны также на Урале, в Восточной Сибири, Приазовье, Туве, а за
пределами России – в Гренландии, Южной и Восточной Африке и других
районах.
    Основоположником геохимии щелочных пород был А.Е. Ферсман,
который с начала 20-х годов приступил к систематическому изучению
Хибинских и Ловозерских тундр. А.Е. Ферсману принадлежат первые
обобщения по данному вопросу. Исследования Хибин привели к созданию
особой школы геохимиков и минералогов – специалистов по щелочным
породам.
    Одна из важнейших особенностей щелочных пород – разнообразие
минералов. Для щелочной магмы характерно высокое содержание Na и К (до 15
% против 5–7 % в гранитоидах и 3–4 % в базальтах). Количество SiО2
понижено, и породы не содержат кварца. Некоторые представители щелочных
                                      92


пород не содержат и полевых шпатов, а только фельдшпатиды – нефелин и др.
По петрологической кислотности (содержанию SiO2) одни щелочные породы
близки к ультраосновным (40 % SiO2 – группа у 3, у 4 А.И. Перельмана), другие
– к основным (о 3, о 5) и средним (с 5, с 6).
     Для отдельных представителей щелочных пород характерна концентрация
редких щелочей, Са и Sr,Ti,Zr, Hf, Th, Nb и Та, U, Ga, TI, P, F и Cl (рис. 13).




          Рис.13. Характерные элементы щелочных магм (по А.И.Перельману)

     Судя по резкому преобладанию трехвалентного железа над
двухвалентным, наличию СеО2 (а не Се2О3) в некоторых видах щелочной
магмы господствует относительно окислительная обстановка (уртит, луяврит,
хибинит и др.). Однако известны щелочные породы, формировавшиеся
и в более восстановительных условиях – (нефелинит) или даже Fe2+ > Fe+3
(ийолит, эссексит). Как показал И.А. Петерсилье, многие щелочные породы
Кольского полуострова содержат повышенные количества углеводородных
газов (до 200 см3/кг). Это также указывает на восстановительные условия
породообразования.
     Богатство магмы Na+ и К+ определило щелочную обстановку
минералообразования. Ti, Zr и другие амфотерные элементы в щелочных
условиях, по А.Е. Ферсману, образуют комплексные анионы с большим
радиусом. В более кислой гранитной магме эти элементы находятся
в катионной форме, входя в состав циркона, рутила и других минералов.
Увеличение размеров ионов привело к понижению ЭК и, следовательно,

                                        93


к уменьшению энергии решетки цирконосиликатов, титаносиликатов, эгирина
и других минералов. Этим А.Е. Ферсман объяснял так называемый агпаитовый
тип кристаллизации многих щелочных магм (сначала кристаллизуются
бесцветные минералы, а потом цветные, т. е. порядок прямо противоположен
порядку кристаллизации минералов из других типов магм, где действует
правило Розенбуша: сначала цветные, потом бесцветные). Для многих
щелочных магм, по Л.Н. Когарко, характерна высокая концентрация летучих
компонентов – F Cl, CO2, S, Р и др.
     Если коэффициент агпаитностни, равный молекулярному отношению
(K2О + Nа2О) к Аl2О3, не превышает 0,55, породы относятся
к щелочноземельному комплексу; если он колеблется от 0,55 до 0,85, образуются
так называемые плюмазитовые щелочные породы (мариуполиты, миаскиты);
если коэффициент > 0,85 (до 1,50 и более) – агпаитовые породы. С этим
коэффициентом хорошо коррелируются отношения: Се / Nd и Cs / Rb.
     Вопросы генезиса щелочных пород решаются с разных позиций.
Л.С. Бородин намечает три вероятных способа:
     1. Дифференциация базальтовой магмы. Образуются существенно
нефелиновые породы – уртиты.
     2. Выплавка из мантии. К этой группе относятся месторождения апатитов
и щелочных пород с ниобиевыми, циркониевыми, редкоземельными рудами,
а также карбонатиты (см. ниже).
     3. В результате воздействия мантийных щелочных растворов и эманаций
на гранитоиды и осадочно-метаморфические породы. При этом происходит
нефелинизация и альбитизация пород – образование нефелиновых сиенитов
и альбититов, которые также местами обогащаются редкими металлами.
     Л.Н. Когарко и другие авторы допускают возможность возникновения
щелочных магматитов за счет плавления вещества предварительно
метасоматизированной мантии.
     Группа щелочных пород характеризуется наибольшим разнообразием.
К ультраосновным щелочным породам принадлежат нефелинит и мельтейгит
(у 3), а также ийолит (у 4). К основным – тералиты и эссекситы (о 3), уртиты
(о 5). Разнообразны средние щелочные породы, к которым относятся миаскиты,
фонолиты, тингуаиты, мариуполиты, луявриты, хибиниты, фойяиты и др. (с 5),
а также сынныриты (с 6).
     С щелочными породами генетически связаны карбонатиты. Это
существенно карбонатные породы, состоящие из кальцита, доломита
и анкерита. Сначала карбонатиты принимали за осадочные известняки или
скарны; затем было доказано их магматическое происхождение. Нередко они
занимают жерла древних вулканов.

                                     94


    Изучение карбонатитов Восточной Африки показало, что их кальцит
кристаллизовался при температуре 640–690°, апатит – при 690–700°, нефелин –
при 770–790°С. В Танзании имело место извержение вулкана с карбонатитовой
лавой. Выяснилось, что образование столь необычного расплава возможно при
насыщении его водой, CО2 и щелочами. В карбонатитах известны апатит-
магнетитовые и редкометально-редкоземельные руды. Некоторые карбонатиты
содержат промышленные залежи флогопита. Особенно ценен ниобий,
входящий в состав пирохлора – (Na, Ca)2 (Nb, Та, Тi)2О6 (ОН, F, О). Содержание
ниобия достигает 0,1 %, иногда целых процентов. Карбонатитовые ниобиевые
руды найдены в России, Восточной и Южной Африке, Канаде.
С открытием карбонатитов ниобий в экономическом смысле перестал быть
редким металлом.
    Штоки и дайки карбонатитов обычно окружены мощным ореолом
щелочных пород, образовавшихся за счет изменения вмещающих пород под
влиянием глубинных горячих щелочных растворов. Ореолы возникают до
внедрения карбонатитовой магмы или одновременно с ней. Местами
наблюдается и переплавление пород, т. е. образование щелочной магмы.
    Миграция элементов при образовании карбонатитов, вероятно,
осуществлялась в щелочной среде, в магме и растворах возникали анионные
комплексы Nb, Та, Zr, U и других металлов.
    Карбонатиты характерны для зон глубинных разломов платформ и щитов,
особенно для рифтовых зон (в Восточной Африке и др.). Полагают, что
миграция элементов происходила из мантии с глубины 100–150 км. По
Ф.А. Летникову, восстановительные флюиды, поступающие из верхней мантии,
окислялись на небольших глубинах. Это благоприятствовало формированию
карбонатитовой     магмы.     Наряду     с    магматическими        существуют
и гидротермальные карбонатиты. Нередко те и другие образуют одну
генетическую серию пород.

                             10.2.5. ПЕГМАТИТЫ

    Геохимические исследования пегматитов были начаты А.Е. Ферсманом.
Он писал: «Гранитным пегматитом… мы называем жильное тело, в своей
основе связанное с магматическим гранитным остатком, главная часть
кристаллизации которого лежит в пределах 700–350°С и которое
характеризуется сходством минеральных составных частей с материнской
породой, значительной величиной кристаллических индивидуумов, большей или
меньшей одновременностью кристаллизации, повышенным содержанием
некоторых определенных летучих и подвижных компонентов, а также
накоплением рассеянных элементов остаточного расплава».
                                      95


     Решающее значение для минералообразования, по А.Е. Ферсману, имело
понижение температуры. На этом основании он разделил пегматитовый
процесс на пять этапов и одиннадцать геофаз и показал его место в общем
процессе остывания магматического очага. Геофаза, по А.Е. Ферсману, – это не
только температурный интервал и глубина, на которой протекает процесс
(давление), но и определенная замкнутая равновесная геохимическая система.
Такой подход к изучению процесса позволил объяснить многие особенности
пегматитов.
     А.Н. Заварицкий, В.Д. Никитин считают пегматиты незамкнутыми
(открытыми) системами, которые могут образоваться и в постмагматическую
стадию в результате изменения горных пород под влиянием гидротерм.
Некоторые      исследователи    связывают      происхождение     пегматитов
с ультраметаморфизмом и мигматизацией. Возможно, что пегматиты
полигенетичны.
     Наиболее распространены и практически важны гранитные пегматиты,
которые являются источники тантала, лития, цезия, пьезокварца и другого
ценного сырья. Пегматиты, связанные со щелочной магмой, представляют
практический интерес как месторождения ниобия и редких земель. Пегматиты
основных и ультраосновных пород (габбропегматиты) значительно менее
распространены, практическое значение их невелико.
     Анализ физико-химических условий образования пегматитов показал, что
они формируются на глубинах от 2 до 10 км и более. По глубинности
А.И. Гинзбург выделяет четыре формации пегматитов:
     1) пегматиты малых глубин (2–3 км); к ним приурочены месторождения
горного хрусталя и оптического флюорита;
     2) пегматиты средних глубин (от 3 до 6 км, местами более); это
редкометальные .пегматиты с рудами Та, Cs, Li, Be;
     3) «слюдоносные пегматиты», образующиеся на глубине 6–8 км и более;
с ними связаны промышленные месторождения мусковита;
     4) пегматиты больших глубин (более 8 км), не несущие промышленного
оруденения, часто обогащенные Th и U.
     Существуют и иные классификации пегматитов.
     Различными методами установлено, что пегматиты образуются при
температурах от 700 до 150°С. Давление, по А.Е. Ферсману, колеблется от 1 до
2 кбар.
     Рассматривая процессы образования гранитных пегматитов как конечный
этап магматизма («телокристаллизации», т. е. конечной кристаллизации),
А.Е. Ферсман подчеркивает его противоположность протокристаллизации. Он
писал: «В основном процесс идет в сторону выпадения более сложных по

                                     96


строению и стереохимии, но более однородных кристаллических систем, более
низкой симметрии, более низкой координации, меньшего выделения энергии,
большей растворимости, меньшей твердости».
     Пегматитовый расплав богат H2O, СО2, F, и другими летучими, а также
щелочными металлами – К, Na, Li, Rb, поэтому он может быть в жидком
состоянии при довольно низких температурах           Эксперименты показали,
например, что добавка в силикатный расплав 1 % Li2O понижает температуру
его застывания до 550°С. Давление в таком расплаве определяется не только
глубиной, т. е. литостатической нагрузкой, но и внутренними факторами –
содержанием H2O, СО2 и прочих летучих компонентов.
     По валовому составу пегматитовый расплав близок к гранитной магме.
Отличается от нее только несколько повышенным содержанием кислорода (по
А.Е.Ферсману, в среднем 50,83 %), очень низким содержанием магния (0,06 %),
накоплением летучих, ряда редких и рассеянных элементов. Особенно
характерно накопление редких ионов больших (Cs, Rb, T1 и др.) или очень
малых (Be) размеров, которые не смогли войти в решетки минералов,
образуемых главными элементами протокристаллизации и гранитной магмы.
     Ассоциация элементов гранитных пегматитов во многом сходны
с ассоциациями гранитоидов. Это, как правило, элементы с ионами типа
благородных газов. Низковалентные катионы пегматитов обладают большими
радиусами. Многовалентные катионы образуют крупные комплексные анионы,
радиусы которых также велики.
     Важной геохимической особенностью гранитных пегматитов является
также концентрация радиоактивных элементов – U, Th, К, Rb. В пегматитах
накапливаются элементы с резко контрастными свойствами: наиболее сильные
катионы (щелочные металлы) и наиболее сильные анионы (галогены), а также
наиболее легкие (Н, Li, Be, В) и наиболее тяжелые элементы (U, Th). Отчетливо
выделяется преобладание (за исключением О и Si) элементов нечетных
порядковых номеров с нечетной валентностью, особенно одно-
и трехвалентных. Однако далеко не все пегматиты являются редкометальными.
Согласно данным исследований американского геохимика Б. Мейсону, свыше
90% пегматитов состоит в основном из полевого шпата и кварца без примеси
редких металлов.
     Кроме преобладающих по массе кварца, полевых шпатов и слюд
в пегматитах содержатся также другие силикаты и окислы (минералы редких
земель, ниобо-танталаты, цирконосиликаты и др.). Для них характерны также
флюорит и апатит. Многие изоморфные пары элементов сходны с теми,
которые наблюдаются в щелочных породах.


                                     97


              10.3. ГЕОХИМИЯ МЕТАМОРФИЧЕСКИХ ПОРОД

    Метаморфизмом называется совокупность изменений горных пород под
воздействием    глубинных    трансмагматических   растворов   (флюидов),
ориентированного (одностороннего) и гидростатического (всестороннего)
давления и температуры, выражающихся в минеральном структурном
преобразовании горных пород
    Метаморфизм, при котором происходит привнос или вынос вещества
и замещение одних минералов другими, называется метасоматозом.
Метаморфизм, протекающий хотя бы с частичным плавлением исходной
породы, именуется ультраметаморфизмом.
    Метаморфизм горных пород происходит под влиянием трех важнейших
факторов: температуры окружающей среды, давления и концентрации ряда
веществ в горных породах. В зависимости от ведущего значения того или
другого фактора выделяют следующие виды метаморфизма горных пород:
    Контактовый метаморфизм. Процессы контактового метаморфизма
протекают тем интенсивнее, чем выше температура и чем большую роль
играют летучие компоненты. Основные магматические породы в период своего
становления имеют бо′льшую температуру, чем кислые (граниты), но они не
дают обширных контактовых зон, так как они более бедны летучими
компонентами. Основные интрузии приводят к образованию узких контактовых
зон, в которых изменения зачастую сводятся лишь к обычной закалке.
Интенсивность контактового метаморфизма также зависит от состава горных
пород, в которые внедряются интрузии.
    Динамометаморфизм – метаморфизм, обусловленный давлением (главный
фактор). В него входит кластический метаморфизм и метаморфизм нагрузки.
Динамометаморфизм заключается в динамических преобразованиях горных
пород и минералов. Кластический метаморфизм приводит к разрывным
деформациям пород с дроблением минеральных индивидов. Происходит
образование катаклазитов и милонитов.
    Несмотря на то, что динамометаморфизм играет важную роль
в петрологии и структурной геологии, в геохимическом аспекте его роль
ничтожна. Динамические процессы метаморфизма не приводят к значительным
миграциям элементов. Они могут лишь замедлять или ускорять реакции,
имеющие место при контактовом или региональном метаморфизме. Так,
например, одностороннее давление понижает температуру химических реакций
и обусловливает анизотропию среды, а это в свою очередь сказывается на
процессах растворения и перекристаллизации.
    Региональный метаморфизм – метаморфизм, обширно проявляющийся
в пространстве и происходящий на глубинах под воздействием внутреннего
                                   98


тепла Земли. Он проявляется обычно на больших площадях орогенных поясов,
что дает право, по мнению Н.Г. Судовикова, называть его также орогенным
метаморфизмом.
     Таким образом, при региональном метаморфизме погружение толщ
горных пород на глубину тектонически активных зон с повышенным тепловым
потоком создает благоприятные условия для нарушения в породах физико-
химического равновесия и для их минерально-структурной перестройки. При
резком повышении теплопотока региональный метаморфизм переходит
в ультраметаморфизм, которому свойственно появление расплава.
     По многочисленным экспериментальным данным, температура наиболее
легкоплавкой из силикатных природных систем – гранитной эвтектики – при
давлениях 2–3 кбар составляет порядка 500° С. В земной коре эти
термодинамические условия достижимы на следующих глубинах: в орогенных
зонах – на глубинах около 10 км, под платформами – около 30 км, под щитами
– на глубинах около 55 км.
     Интенсивность метаморфических процессов определяется не только
температурой и давлением. Не меньшую роль играют и летучие компоненты,
присутствующие в породах в виде поровых растворов. Следует подчеркнуть,
что присутствие летучих компонентов ускоряет многие метаморфические
процессы в миллионы раз, хотя их количество в кристаллических породах, как
правило, незначительно и редко превышает 2–3% (массовых).
     Метаморфизм минералов. Известно, что каждый минерал устойчив лишь
в строго определенных интервалах температуры, давления и химизма среды.
Если значения того или иного параметра среды выходят за критические для
данного минерала пределы, происходит превращение этого минерала в другие
более устойчивые при данных условиях минеральные виды.
     Таким образом, изменение одного или нескольких параметров среды при
метаморфизме приводит в общем случае к изменениям физических
и химических особенностей данного минерального вида, в частном случае –
к смене минерального вида, т.е. к полному минеральному преобразованию.
Изменения идут взрывоподобно и не ограничиваются только рамками
минерального вида. Изменяется вся ассоциация, которая перестает быть
устойчивой в данных условиях температур, давлений и концентраций.
     Данные минералогии, геохимии, петрологии и экспериментальной
петрографии позволяют заключить, что химический состав минерала не
является величиной постоянной, а меняется в определенных пределах, являясь
функцией температур, давлений и концентраций вещества окружающей среды.
Иначе говоря, состав минерала зависит от степени его метаморфизма.
Рассмотрим несколько примеров, подтверждающих эту закономерность.

                                    99


     1. Поведение при метаморфизме плагиоклазов общеизвестно. Анортит
устойчив лишь при высокой и средней температуре и образует смеси
с альбитом. В условиях низких температур (эпидот-амфиболитовой
и зеленосланцевой фаций) происходит раскисление (деанортизация)
плагиоклаза: в изоморфной смеси кальциевый компонент замещается другими
минералами, а натриевый (альбит) остается устойчивым. Примечательно, что
кальциевый компонент в условиях регрессивного метаморфизма способен
перемещаться, тогда как натриевый в общем случае остается на месте.
     Альбит, наоборот, в условиях гранулитовой фации становится более
неустойчивым. Даже кислые метаморфические породы гранулитовой фации
становятся неустойчивыми и никогда не содержат чистого альбита,
а плагиоклаз в них представлен андезином. Даже пертиты в полевых шпатах
этой фации представлены не альбитом, а олигоклазом или олигоклаз-
андезином.
     Таким образом, состав плагиоклаза определяется конкретными
термодинамическими условиями и при повышении степени метаморфизма
изменяется от альбита через смеси Са–Nа-плагиоклазов до анортита.
     2. Биотит, как известно, устойчив в очень широком интервале температур
и давлений. Однако состав его не остается постоянным и далеко выходит за
пределы теоретической формулы K (Mg, Fе)3 [Si3AlO10] (ОН)2. А. Энгелем
и А.Д. Великославинским доказаны значительные различия составов биотитов
из разных фаций метаморфизма. А. Маракушев показал изменение состава
метаморфических биотитов в зависимости от состава вмещающих пород.
В.В. Закруткиным были изучены 400 биотитов из амфиболитовой
и гранулитовой фаций из различных районов земного шара. Результаты этих
исследований, проведенных с использованием данных математической
статистики, свидетельствуют о специфике состава биотитов различной степени
метаморфизма. Отмеченные существенные различия обусловлены как
различными концентрациями элементов во вмещающих породах, так
и степенью метаморфизма биотита. Так, при повышении степени
метаморфизма в биотитах повышается содержание К, Al6+, Ti и (Fe, Mg), но
понижается содержание Na, Al4+, Fe3+ и (ОН). При этом следует подчеркнуть,
что изменения количеств некоторых элементов настолько стабильны, что могут
служить критерием для решения обратной задачи – для определения степени
метаморфизма биотита по содержанию этих элементов (например, К, Al6+ и Ti).
     3. По образному выражению Н.А. Елисеева, амфиболы «по своей
структуре похожи на губку, которая может поглощать разнообразные ионы».
Действительно, в процессе метаморфизма происходит постепенное поглощение
«губкой» амфибола разнообразных ионов. Это приводит к образованию

                                    100



    
Яндекс цитирования Яндекс.Метрика