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.
          Углекислого газа в магме приблизительно в 20 раз меньше, чем воды. При
давлении, к примеру, 3–5 кбар растворимость СО2 в кислых и основных магмах
достигает 0,1–0,6 %.
      Окислительно-восстановительные и щелочно-кислотные условия.
Индикаторами окислительно-восстановительных условий магмы в основном
служат формы нахождения химических элементов в горных породах
и особенно соотношение Fe3+ и Fe2+, а также состав газово-жидких включений
в минералах (Н2, СО, СН4, СО, СО2, Н2, Н2О и т. д.).
      Флюиды, поступающие в магму из верхней мантии, преимущественно
имеют восстановительную природу: для них характерны СН4, СО и Н2,
Восстановителями в магме служат также Fe2+, H2S и другие соединения и ионы.
      Важным восстановителем является водород, который обнаружен
в гранитах Нигерии, щелочных породах Кольского полуострова и во многих
других изверженных породах.
      В магматических расплавах, в отличие от зоны гипергенеза, Н2О и СО2
могут быть окислителями.
      В магме могут протекать и реакции с выделением свободного кислорода,
который, однако, не может существовать долго, так как окисляет двухвалентное
железо. Это хорошо согласуется с данными анализов газов, захороненных
в магматических минералах, не содержащих свободного кислорода. Главной
причиной колебания количества кислорода в магме, по И.С. Малахову,
является диссоциация водяного пара, которая, вероятно, происходит не только
под влиянием высокой температуры, но и в результате радиолиза,
т. е. разложения воды на водород и кислород под влиянием радиации.
      По окислительно-восстановительным условиям магмы занимают среднее
положение в системах земной коры и Земли в целом. Для них не характерны
столь восстановительные условия, как в земном ядре, гидротермальных
системах или болотах земной поверхности, и столь окислительные, как в реках,
морях, океанах, озерах, многих почвах с их высоким содержанием свободного
кислорода.     По     окислительно-восстановительным      условиям     магмы
                                                             2+   3+
неоднородны, о чем свидетельствуют различные отношения Fe к Fe .
      Прямой зависимости окислительно-восстановительных условий от
петрографических типов пород нет. В одном и том же типе встречаются резко
различные отношения Fe2+ к Fe3+. Например, в гранитах рапакиви Fe2+ >> Fe3+,
в обычных гранитах – Fe2+ > Fe3+, в некоторых щелочных гранитах – Fe2+ < Fe3+
      В магме нет столь кислых и щелочных сред, как на земной поверхности,
где рН колеблется от 0 до 12. Преобладание сильных катионов (Na+, К+, Са2+,
Mg2+, Fe2+) над сильными анионами (Cl–, F–, O22, СО32–,ОН– и др.) определяет
господство в магме слабощелочной среды.

                                     81


    Богатство гранитной магмы кислотными летучими компонентами – Н2О,
СО2, НС1 и HF определяет ее меньшую щелочность по сравнению с основной
магмой.

                 10.2. ГЕОХИМИЯ МАГМАТИЧЕСКИХ ПОРОД

     В петрологии широко используется классификация изверженных пород по
содержанию SiO2. Различают две крупные ассоциации пород –
щелочноземельную и щелочную. Несколько особняком стоят граниты
и гранитоиды. Щелочноземельные породы в свою очередь по содержанию SiO2
разделяют на ультраосновные, основные и средние. Эти и подобные им
петрологические классификации отражают определенные геохимические
особенности пород.
      Большое значение для геохимической характеристики магматических
систем имеют данные о среднем содержании элементов в основных типах
изверженных пород. Вычисление кларков концентрации элементов в породах
позволяет выявить геохимическую специализацию пород, охарактеризовать ее
количественно с помощью различных показателей.
     Установлено, что в ультраосновных породах концентрируются Ni, Cr, Co,
Mg, Mn, Fe; в основных – Сu, Са, Ag, Sb, Zn, V; в средних – Р, Вг, Cd; в кислых
и субщелочных – U, W, Мо, Be, Sn, РЬ, Si, A1, К, Na, Li, Rb, F, Cl, Tl, Та и др.
     П.П. Смолин приводит следующую группировку элементов по «типам
дисперсии кларков в силикатной оболочке»:
    I.     Существенно центростремительные (подкоровые):
         а) полярно-подкоровые – Те, Se, Ni, ΣPt, S, Co, Au, Cr, Fe (с заметным
    минимумом в верхней мантии Hg);
         б) с максимумом кларка в верхней мантии Mg (отчасти Cr).
    II.    Слабо дифференцирующиеся (транзитные и субтранзитные):
     а) центростремительные – Ag, Ge, Mn, отчасти С, Си;
     б) центробежные – О, Si, Cd, Zn, V, Sc.
    II.    Существенно центробежные (коровые):
         а) с максимумом кларка в промежуточных типах пород, в которые
    входят собственно базитовые – Sb, мезитовые – Вг, Sr
    и концентрирующиеся в коровых породах – Са, Ti, Мо, I, Nb, Р, As, Al, Na,
    N, Zr, Bi, Ga, В (с заметным минимумом в верхней мантии Hf);
         б) полярно-сиалитовые – Sn, In, W, Pb, К, Cl, F, С, Rb, T1, Та
    (с заметным минимумом в верхней мантии Be, Ba, Dy, Eu, Li, U, Th).
     Типы магматических пород, выделяемые в петрологии, могут быть
обоснованы и с геохимических позиций – на основе представлений о радиусах

                                       82


и валентности ионов, их соотношениях. Ценные построения в этой области
принадлежат А.Е. Ферсману и его последователям.
     В магме господствуют силикатные и алюмосиликатные анионы, которые
можно расположить в ряд по увеличению радиусов и силы кислот. Ряд
соответствует последовательности: ультраосновные породы – основные –
кислые. Ряд отвечает также возрастанию количества летучих в магме, в том
числе таких сильных анионогенов, как фтор и хлор.
     С увеличением содержания SiO2 в породах изменяется и катионный состав:
уменьшается роль двухвалентных катионов – Mg2+ Fe2+, Ca2+ и возрастает роль
одновалентных – Na+ и К+. Растут и ионные радиусы, что свидетельствует об
уменьшении энергетических характеристик ионов.
     Следует отметить, что в настоящее время не существует универсальных
геохимических классификаций. В различных справочниках можно встретить
разнообразные подходы к систематике. Один из авторов настоящего пособия
в свое время также обращался к данной проблеме. В предложенной
систематике, параметр основности (F), как представляется, лучше отражает
меланократовость состава пород, чем параметр «b» А.Н. Заварицкого,
поскольку не зависит от «двусмысленного» Са. В то же время постановка знака
равенства между основностью и содержанием SiO2, которую допускают
некоторые авторы, не вполне верна, так как не учитывает данных о содержании
фемических компонентов, что искажает соотношение различных типов пород
(рис. 9).
     Изменение щелочности пород связывается в данной систематике
с явлениями глубинной щелочной эволюции. При этом привнос щелочей
сопровождается последующим выносом летучих и части фемических
компонентов, что хорошо видно на диаграмме. Таким образом, положение
конкретной породы на диаграмме определяется как исходной основностью
и щелочностью магмы, так и ходом ее щелочной эволюции. Необходимо
подчеркнуть, что сходный уровень щелочности сильно отличающихся по
фемичности пород не обязательно свидетельствует об их генетическом родстве.




                                    83


          Рис.9. Расположение главных петрогеохимических групп вулканитов на
            диаграмме фемичность – общая щелочность (по А.А. Предовскому).
          Сохранены авторские названия групп пород: 1 – вулканические аналоги
          кислых плагиоклазитов; 2 – дациты – риолиты – кварцевые кератофиры;
            3 – протоандезиты и вулканические аналоги средних плагиоклазитов
             (высокоглиноземистые протоандезиты); 4. – андезиты – кварцевые
         андезиты; 5 – трахиандезиты (комендиты – пантел-лериты); 6 – щелочные
             андезитоиды (щелочные трахиты и др ); 7. – протоандезит базальты
           и высокоглиноземистые протоандезит базальты; 8 – андезит базальты,
             отчасти высокоглиноземистые; 9 – трахиандезит базальты (латиты,
              шошониты, банакиты и др.); 10 – щелочные андезит базальтоиды
                (фонолиты и др ); 11 – протобазальты и высокоглиноземистые
                протобазальты; 12 – базальты, отчасти высокоглиноземистые;
              13 – трахибазальты; 14 – щелочные базальты (отчасти фонолиты);
           15 – протопикрит базальты, отчасти высокоглиноземистые; 16 пикрит
         базальты; 17 трахипикрит-базальты; 18 – щелочные пикрит-базальтоиды;
           19 – протопикриты, отчасти с повышенной общей глиноземистостью;
             20 –пикриты; 21 – трахипикриты; 22 – щелочные пикритоиды; 23 –
               меймечиты; 24 – кимберлиты трахимеймечиты; 25 – щелочные
                    эффузивные гипербазиты, щелочные (меймечитоиды)

    Среди прочих классификаций наиболее интересной представляется
петрологическая систематика горных пород М.И. Дубровского.
    Поскольку более подробно проблема систематики магматических горных
пород обсуждается в курсах «Петрография» и «Петрология», ограничимся

                                       84


лишь общей информацией о подходах к подобным классификациям с точки
зрения вещественного состава. Эти подходы достаточно полно могут быть
проиллюстрированы       на    примере    систематики,    предложенной
А.И. Перельманом (рис. 10).




                   Рис. 10. Геохимическая систематика магматических
                               пород (по А.И. Перельману)


     По содержанию ведущих катионов в этой систематике выделяется шесть
групп пород, из которых для первой характерно резкое преобладание магния,
а для шестой – щелочных металлов. Каждый тип обозначен двойным индексом.
На рис. 10 представлены также основные петрологические группы пород,
состоящие из нескольких или одного типа. Особенно разнообразна группа
щелочных пород.




                                      85


   10.2.1. УЛЬТРАОСНОВНЫЕ ПОРОДЫ (УЛЬТРАМАФИТЫ, УЛЬТРАБАЗИТЫ)


     Дуниты, пироксениты и другие породы этой группы, по мнению
большинства петрологов и геохимиков, имеют мантийное происхождение.
Ультраосновные расплавы характеризуются низким потенциалом кислорода,
содержат углеводородные флюиды. В этих породах обнаружен свободный
водород, преобладает закисное железо, обнаружены недоокисленные формы
титана (Ti3+), углерод. Все это указывает на восстановительные условия
ультраосновной магмы.
     Ультраосновная магма содержит сравнительно мало водяных паров, она
недосыщена Н2О. Формулы наиболее характерных минералов этих пород –
оливина и пироксена – не содержат компонентов воды. С ультраосновными
породами связаны месторождения хромита, платины, титаномагнетитов,
алмазов.
     От типичных изверженных пород земной коры, гранитов и базальтов,
ультрабазиты отличаются резко повышенным содержанием магния, хрома
и никеля, пониженным содержанием кремния, низким – алюминия, натрия,
калия и титана.
     Сравнение ультрабазитов с гипотетическим средним составом земной
коры (2/3 кислых пород + 1/3 основных) позволяет установить по величинам
кларков концентрации «ряды мантийности элементов»: Ni > Cr > Mg > Co >
Fe > Mn > Au > (О, Si, Ge, Se, Ag, Te) > (C, Sc, V) > Cd > Cu > (N, Cl, As) > (Na,
S, Ca, Br) > (P, Zr, Mo, Sn, Sb) > F > Hg > Bi > (Ti, Ga) > (B, W) > (Be, Al, Nb, In)
> Sr > Cs > I > Li > (K, Rb) > Tl > Ta > Pb > (Ba, U) > Th.
     Наибольшей «мантийностью» характеризуются Ni, Cr, Mg, Co, Fe, Mn,
наименьшей (из включенных в расчет) – Pb, Ba, U, Th. Характерными
микроэлементами являются также платина и платиноиды, которые не попали
в «ряды мантийности» из-за отсутствия точных данных об их кларках.
      Среди ультраосновных пород преобладает тип тип у 1с господствующими
 катионами Mg и Fe (перидотиты, дуниты, меймечиты и др.). Реже встречаются
 породы, в которых наряду с большим количеством Mg и Fe наблюдается
 и значительное содержание Са (9,70 в пироксенитах) – тип у 2. К нему
 относятся пикриты, кимберлиты, пироксениты.

       10.2.2. ОСНОВНЫЕ ПОРОДЫ (МАФИТЫ - БАЗАЛЬТЫ, ГАББРО И ДР.)


    Происхождение основной магмы большинство петрологов и геохимиков
связывают с процессами выплавления вещества мантии.


                                         86


     Сравнение кларков основных пород с кларками земной коры позволило
установить следующие ряды концентрации элементов: Ni > [Sc, Сг Со] > Mg >
> [Ca, V, Cu] > [Ti, Mn, Sb] > Fe > [P, Zn, Cd] > [Br, Mo, Pd, Ag] > Sr > I > As >
> [Al, Ge, Hg] > [Se, Те, Hf, Re] > [N, O, Ga, La, Au] > In > Si > [Na, W, Bi] > Y >
>S > Sn > Zr > F [C, Pb] > Li > Ba > B > K > Rb >Cl > Cs > Th > [T1, U] > Ta >
Be.
      Для основных пород характерна концентрация Ni, Cr, Co, Mg, Мn. Это
 сближает их с ультраосновными породами. Специфическими элементами
 являются Se, Са, V, Си, Ti, Sb, F, Р, Zn, Cd. Наименее характерны для этой
 магмы Be, Та, U, Tl, Th, Cs, Cl, Rb, К, В.
     Породы основного состава наиболее часто используются для
реконструкции различных геодинамических обстановок, поскольку, по
мнению большинства исследователей, наиболее информативны и более точно
отражают их особые черты. В качестве подобных методик, заслуживающих
внимания, можно назвать методики Пирса, Добрецова, Кутолина, Маллена,
Пискунова, Лутца. Достаточно полный анализ особенностей состава базальтов
позволяют производить методики, предложенные авторами настоящего
пособия совместно с Е.В. Мартыновым.
     С продуктами дифференциации основной магмы связано образование
медноникелевых (Норильск, Кольский полуостров), титано-магнетитовых
(Урал) и других рудных месторождений.
     В литературе встречается термин «протокристаллизация». Этим
термином А.Е. Ферсман обозначил процессы кристаллизации ультраосновных
и основных пород (ультрамафитов и мафитов). Характерные элементы
протокристаллизации представлены на рис.11. Многие из них имеют четные
порядковые номера и валентности, малые радиусы ионов.




                                        87


            Рис.11. Элементы протокристаллизации (по А.И. Перельману)



      По А.Е. Ферсману, «к основным и ультраосновным магмам относятся
 атомы и ионы, обладающие максимальной устойчивостью ядра, максимальной
 механической, термической и электростатической прочностью и стойкостью
 решеток с минимальными запасами свободной энергии». С этими
 особенностями А.А. Сауков связывает особую техническую ценность
 продуктов протокристаллизации: их твердость (алмаз, корунд, платина
 и платиноиды), огнеупорность (корунд, хромит и др.).
     В складчатых областях породы протокристаллизации слагают узкие
и длинные «офиолитовые пояса», простирающиеся на многие тысячи
километров. Таков гигантский Тихоокеанский пояс (Калифорния – Япония –
Австралия), Альпийский пояс (Италия – Суматра), Уральский пояс и др. Эти же
породы характерны для срединно-океанских структур Атлантического
и Индийского океанов. Предполагают, что офиолитовые пояса материков
представляют собой остатки океанической земной коры.
     Следует напомнить, что именно в связи с основными породами была
описана группа некогерентных (или несовметстимых) элементов – «inconpatible
elements» или «incoherent elements”

                   10.2.4. КИСЛЫЕ ПОРОДЫ (ГРАНИТОИДЫ)


    В группе кислых пород по соотношению Са, Na и К, согласно систематике
А.И. Перельмана (рис. 10), выделяется три геохимических типа: k 4, k 5 и k 6.

                                        88


К типу k 4 относятся плагиограниты, гранодиориты, кварцевые диориты,
дациты, т. е. породы с несколько повышенным содержанием кальция. В типе
k 5 основную роль играют Na и К, а роль Са резко уменьшается. К нему
относятся многие типичные граниты, липариты, а также щелочные граниты
и липариты, граносиениты. Тип k 6 также характеризуется господством Na
и К, но роль К относительно возрастает, часто его по массе больше, чем натрия.
Это некоторые «калиевые граниты», рапакиви, щелочные граниты,
ингимбриты, некоторые липариты.
      Геохимические типы гранитоидов выделяются и на основе других
критериев.
      Происхождение гранитной магмы долгое время являлось предметом
дискуссий, которые не прекратились и внастоящее время. Господствует
представление о полигенетичности гранитоидов. Выделяют три главные
генетические группы.
      Первая группа – типичные интрузивные гранитоиды (ортограниты),
образовавшиеся в результате палингенеза (анатексиса), т. е. переплавления
осадочных и других пород земной коры с образованием кислой магмы
и кристаллизации из нее гранитов. Имеются многочисленные геологические
и петрологические доказательства реальности этого процесса.
      Плавление осадочных и других пород происходит при погружении их
в зонах складчатости на глубину 10–25 км и давлении 3–8 кбар. Подобные идеи
еще в 20-х годах развивал В.И. Вернадский, считавший, что граниты – это
«былые биосферы». К сходным выводам пришел и норвежский петролог
Т. Барт, который писал, что возникновение изверженных пород обусловлено
осадочными процессами. Полагают, что при палингенезе происходит
поступление К, SiО2 и Н2О из глубин.
       Огромные размеры гранитных батолитов определяют их внутреннюю
 неоднородность. В частности, к апикальным частям массивов направлен поток
 фтора, бора и других летучих, а также связанных с ними рудных элементов
 (эманационная дифференциация), поэтому, по А.А. Беусу, апикальные части
 некоторых гранитных массивов обогащены литиевыми слюдами, тантало-
 ниобатами, топазом. Подобные породы он называет апогранитами. Глубина их
 формирования 1–3 км. Источником редких элементов могли быть как
 гранитная магма, так и глубинные растворы. С палингенными гранитоидами
 связаны рудные месторождения Та, Cs, U, Li, Be, W, Mo, Sn, TR
 и т. д. (магматические и гидротермальные).
       Для палингенных гранитоидов установлены важные историко-
 геохимические зависимости: в пределах определенного региона накопление
 в них редких элементов увеличивается с возрастом (оно мало в протерозойских

                                      89


 и каледонских гранитоидах, больше в герцинских и еще больше –
 в киммерийских гранитоидах).
      Л.В. Таусон разделяет палингенные гранитоиды на четыре геохимических
 типа:    гранитоиды    известково-щелочного    ряда   (1),  плюмазитовые
 редкометальные лейкограниты (2), гранитоиды щелочного ряда (3)
 и редкометальные гранитоиды щелочного ряда (4).
      Вторая группа гранитоидов образовалась преимущественно в подвижных
 поясах в результате дифференциации основных или средних магм. Их
 называют также гранитоидами габбровой формации. Л.В. Таусон в данной
 группе также выделяет четыре геохимических типа: плагиограниты
 толеитового ряда (1), гранитоиды андезитового ряда (2), гранитоиды
 латитового ряда (3) и агпаитовые редкометальные гранитоиды (4). Каждый из
 типов является продуктом дифференциации соответствующей базальтоидной
 магмы и характеризуется определенным содержанием редких элементов,
 имеющим, по Л.В. Таусону, наибольшее индикаторное значение (по
 сравнению с минеральным составом и содержанием петрогенных элементов).
     Гранитоиды габбровой формации, по А.И. Гинзбургу, Ф.Р. Апельцину
и др., обогащены V, Sc, Сu, Аu, РЬ, Zn.
     Третья группа – автохтонные гранитоиды, или параграниты, – продукт
ультраметаморфизма       и    гранитизации   кристаллического     основания
континентальной коры. Процессы магматического замещения вызваны, по
Д.С. Коржинскому, воздействием «трансмагматических растворов», которым
одни авторы приписывают мантийное (подкоровое) происхождение, другие
связывают их генезис с земной корой.
     В 30 – 50-х годах XX столетия энергично развивались представления
о метасоматическом характере гранитизации (Г. Рамберг, Н.Г. Судовиков
и др.). «Трансформисты» существенную роль отводили диффузии. По мнению
Д.С. Коржинского, гранитизация – инфилътрационный процесс, в ходе
которого трансмагматические растворы вызывают расплавление породы, т. е.
образование магмы, поэтому данное явление не может считаться
метасоматозом. Трансмагматические растворы могут вызывать также
сиенитизацию, диоритизацию, габброизацию и т. д., но масштабы этих явлений
сильно уступают гранитизации.
     Трансмагматические растворы, по Ф.А. Летникову, образуются при
формировании пород базальтового слоя. Они гранитизируют гнейсы.
Ф.А. Летников, имея в виду гранитоиды глыбовых областей, пишет, что без
гнейсов нет гранитов. Он показал, что при гранитизации К и SiО2 приносят
растворы, а остальные породообразующие элементы входят в состав исходных
гнейсов и других пород, подвергающихся гранитизации.

                                    90



    
Яндекс цитирования Яндекс.Метрика