Температурний режим магматичної еволюції та його геохімічне значення
Высокотемпературные магмы, отвечающие высоким степеням частичного плавления перидотитового субстрата (мантии), появляются в регионах, характеризующихся интенсивными восходящими потоками мантийного вещества. Среди современных геодинамических обстановок, эти условия наиболее отчетливо реализуются под срединно-океаническими хребтами, где происходит генерация подавляющего объема магм, поступающих из мантии в верхние горизонты земной коры. Эти расплавы генерируются в некотором интервале давлений от ~ 25-15 кбар и степенях плавления ~ 15%, содержание MgO в жидкой фазе ~ 14-16% (пикриты). Реальные базальты CОХ – дифференциаты этих первичных магм. Эта информация об условиях и механизмах плавления получена на основании анализа геохимических особенностей состава базальтов срединно-океанических хребтов и комплементарных к ним перидотитовых реститов (также по редкоэлементным составам клинопироксена в них), расчета по термодинамическим моделям плавления и из экспериментов по плавлению мантийных субстратов. Базальтовые магмы формируются и в надсубдукционных системах при плавлении мантийного вещества под воздействием понижающих температуру плавления флюидов (вода, CO2), поступающих в мантийный клин при дегидратации погружающейся океанической коры.
Кислые магмы генерируются при палингенном плавлении (частичное или полное переплавление) корового сиалического материала. Для частичного плавления континентальной коры необходим ее дополнительный разогрев базальтовыми магмами. Этот механизм образования предполагается для гранитоидов фанерозоя. В архее могло происходить плавление низов коры основного состава с образованием тоналитов – “серых гнейсов”. Об этом свидетельствуют редкоэлементные составы гранитов, возможность процесса подтверждена экспериментально. Меньшая часть гранитов, преимущественно складчатых поясов, могла образоваться в результате дифференциации базальтовых магм. В последнее время обсуждается вопрос о возможности возникновения андезитовых магм при плавлении водонасыщенной океанической коры в зонах субдукции.
3. Геохімія головних типів осадочних порід.
По генезису выделяются породы обломочные (терригенные), химические и органогенные, дальнейшее подразделение каждой из групп производится по вещественному составу. Вместе с тем, большая часть осадочных пород представляет собой полигенные образования.
| Обломочные | + | + | + | + | + | |||||
| Химические | + | + | + | + | + | + | + | + | ||
| Биогенные | + | + | + | + | + | + |
1- галечники, конгломераты, песчаники, алевролиты; 2- глины, аргиллиты; 3-латериты, бокситы;
4- железистые породы 5- марганцевые породы; 6- фосфатные породы 7-кремнистые породы;
8- известняки и доломиты; 9- соли; 10- каустобиолиты.
Терригенные породы
Состав песчаников определяется составом слагающих их частиц. В составе ортокварцитов преобладают зерна кварца, поэтому они обогащены SiO2 и обеднены всем набором редких элементов. Если в песчаниках присутствуют обломки полевых шпатов (аркозы) – тогда по сравнению с ортокварцитами они обогащены Al2O3и K2O, но имеют низкий Na2O, соответственно для них типичны более высокие содержания таких элементов как Ba, Rb, Sr. Если присутствуют обломки пород (как в граувакках) – тогда наблюдается относительная обогащенность Al2O3, FeO, MgO и Na2O. Граувакки наиболее изменчивы по составу и максимально отражают (в силу слабой дифференциации вещества при выветривании и переносе) состав пород источника. Поскольку состав граувакк зависит от состава источника, который в свою очередь определяется породными ассоциациями в области эрозии, они могут быть использованы в качестве пород-индикаторов геодинамических обстановок формирования питающей провинции и в меньшей степени области осадконакопления. Признаком слабой дифференцированности материала граувакк является пониженное Al2O3/Na2O<6. Наиболее общий подход к классификации граувакк заключается в выделение разностей с различным содержанием кварца (по Круку).
| Бедные Q | С промежуточным содержанием Q | Богатые Q | |
| Q | <15 | 15-65 | >65 |
| SiO2 | 68-74 | ||
| K2O/Na2O | <<1 | <1 | >1 |
| Тектоническая обстановка | Островные дуги | Активные окраины | Пассивные окраины |
Особенности изменения редкоэлементного состава граувакк в этом ряду состоят в уменьшении содержания Sr, V, Sc и росте содержания LREE, в меньшей степени HREE, Y, а также Th, U, Zr, Hf. По характеру спектров РЗЭ бедные кварцем граувакки обеднены всеми РЗЭ и имеют низкое La/Yb в сравнении с глинистыми сланцами: остальные близки к глинистым сланцам. В этом ряду увеличиваются отношения La/Sc, Th/Sc, La/Yb и уменьшается La/Th.
Глинистые сланцы
Глинистые минералы входят в состав глинистых сланцев. (Это приводит к накоплению в них алюминия, а также калия путем адсорбции.) Калишпат относительно устойчив к химическому выветриванию, но в процессе переноса он измельчается и истирается до образования частиц глинистого размера, следовательно, он концентрируется в глинах, обогащая их К2О.
По микроэлементному составу в сравнении с песчаниками глинистые сланцы обладают заметно повышенным содержанием большинства редких элементов, особенно, таких как Ba, Rb, Li, B, F, Cr, Ni, V, Ti, Zr, Y, REE. Но они редко превышают средние значения для изверженных пород.
Накопление может быть вызвано рядом причин:
1) изоморфное замещение элементов в главных минералах (особенно К),
2) накопление в акцессорных минералах,
3) концентрация с органическим веществом (V),
4) большинство концентрируется вследствие абсорбции или ионного обмена на поверхности глинистых частиц.
Карбонатные осадки
Подразделяются по условиям формирования на мелководные и глубоководные, а по происхождению - на терригенные, хемогенные и биогенные.
Терригенные наименее распространены, образуются при поступлении с суши значительных количеств терригенных карбонатов хорошей сохранности, что возможно в холодных частях умеренных и в ледовых зонах, то есть там, где растворимость карбонатных обломков понижена.
Хемогенные карбонаты образуются при химическом осаждении и приурочены к аридным зонам океана. Осаждение происходит в мелководных условиях при подпитке глубинными водами. В результате прогрева воды и сильного испарения в условиях аридного климата создаются условия для резкого пересыщения воды CaCO3. Хемогенные карбонаты в основном сложены арагонитом (СаСО3) и поэтому содержат значительные количества SrCO3 и весьма малые MgCO3.
Основной тип карбонатонакопления биогенный (99%). Распространенность биогенных карбонатов на дне океана определяется двумя главными факторами:
1) исходное распределение планктонных и бентосных организмов и следовательно масса осаждающихся на дне карбонатов определяется гидродинамическим режимом океанских вод, 2) масса отлагающихся на дне карбонатов зависит от рельефа дна, поскольку определяется растворением CaCO3 при осаждении аллохтонной биогенной взвеси. Растворение практически не происходит до глубин 3,7-4,5 км (критический уровень карбонатонакопления), поэтому до этого уровня глубин карбонатность осадков более высокая и может достигать десятков процентов. Глубже карбонатность осадков резко падает вследствие интенсивного растворения карбонатов. До глубины 3,7-4,5 км кроме рельфа дна на карбонатность осадков влияет разбавляющее действие терригенного материала. Менее известковистые осадки, образующиеся при значительном поступлении терригенного материала, характерны для гумидных климатических зон. Главный компонент карбонатных океанических осадков CaCO3, менее распространены MgCO3 (в Атлантике до 37%) и SrCO3. Содержание Sr обычно обратно пропорционально Mg, так как Sr приурочен к арагониту, а Mg - к магнезиальному кальциту. Содержание Si, Ti, Al, K определяется присутствием глинистого терригенного материала. Железо содержится преимущественно в виде окиси Fe2O3, абсорбированной карбонатами, то же типично и для Mn. Глубоководные карбонатные осадки относительно обеднены Sr и Mg. Чистые карбонаты имеют крайне низкие содержания микроэлементов, за исключением Sr, более высокие содержания могут быть обусловлены примесью тонкого глинистого материала.
Кремнистые осадки SiO2 находится в океанской воде в состоянии резкого недосыщения, поэтому его хемогенное осаждение из воды невозможно, осаждение кремния происходит биогенным путем. Коллоидные частицы кремнезема состоят из тончайших обломков кремниевых организмов. Кремнистые осадки биогенного происхождения формируются за счет скелетов главным образом диатомовых водорослей и радиолярий. Кремнистые илы разбавлены аргиллитовым и известковым компонентами. Их распространение не зависит от глубины, как у карбонатных осадков. Вследствие недосыщенности океанской воды после отмирания организмов их скелеты растворяются при осаждении через толщу воды, и дна достигает не более 10-5 % органогенной взвеси.
ЕКЗАМЕНАЦІЙНИЙ БІЛЕТ № 13
1. Структура силікатних розплавів. Зв’язок ступеню їх полімерізації та поведінки елементів в процесі кристалізації магм.
2. Використання експериментальних даних щодо розчинності акцесорних фаз в силікатних розплавах для визначення температурного режиму функціювання магматичних систем. 3. Головні геохімічні типи осадочних родовищ та родовищ кори вивітрювання.
| 3.Головні геохімічні типи осадочних родовищ та родовищ кори вивітрювання. ОСАДОЧНЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ— залежи полезных ископаемых, формирующиеся в процессе осадконакопления на дне водоёмов. По месту образования они разделяются на речные, болотные, озёрные, морские и океанические; среди двух последних различают платформенные (континентальные) и геосинклинальные. Осадочные месторождения, особенно морские, обычно имеют крупные размеры: отдельные пласты протягиваются на десятки километров, а свиты пластов — на сотни километров и более. По характеру осадконакопления среди них выделяют 4 класса: механические, химические, биохимические, вулканогенные. Существуют различные типы коры выветривания. Удобнее всего разделить их на первичные (автохтонные), или остаточные, и вторичные (аллохтонные), или переотложенные. Первичная кора формируется целиком или частично на месте тех пород, за счет которых она образовалась; вторичная возникает путем переотложения продуктов первичной коры. Изучение первичных кор приводит к необходимости выделения преобразованного, или наложенного, типа коры выветривания. Только в том случае, когда минеральный состав продуктов переотложения остается совсем или почти неизменным, т. е. когда имеет место простое механическое перемещение, а не механическая и химическая дифференциация продуктов выветривания, мы имеем право говорить о переотложенной коре. Нередко движение подземных вод носит сифонный характер, поступление их в выветривающиеся породы начинается далеко от точки обнаружения этой коры. Разложение пород под ранее захороненными угольными горизонтами и покрывающими их породами связано с доступом к этим горизонтам кислорода, содержащегося в воздухе или кислорода, растворенного в водах. Этими и другими аналогичными путями образуются закрытые коры в противоположность открытым корам, непосредственно выходящим поверхность. Различают также площадную кору выветривания и линейную. Первая занимает более или менее большие пространства без заметной ориентировки в каком-либо направлении, вторая – меньшие пространства, вытянутые вдоль контактов, трещинных систем, пиритизированных зон, гидрогермально измененных пород и т. д. Линейные коры нередко представляют собой часть площадной коры, оставшуюся после ее размыва. Состав кор выветривания различен и зависит от первоначального состава горной породы и физико-географических условий выветривания. |
ЕКЗАМЕНАЦІЙНИЙ БІЛЕТ № 14
1. . Вплив структури мінеральних фаз та властивостей ізоморфних елементів (заряди та ефективні радіуси іонів) на значення їх коефіцієнтів розподілу мінерал/розплав.
минимум.
Очевидно, что размер и заряд иона играют важную роль в понимании закономерностей распределения элементов, однако их нельзя рассматривать изолированно – необходимо также принимать во внимание характеристики химических связей. Однако в любом случае для того, чтобы прогнозировать или понять геохимию распределения элемента, необходимо знать точную величину радиуса иона и валентное состояние.
Зависимость распределения элементов от их ионных радиусов и зарядов: простой коэффициент распределения k для элемента М, перераспределяющего между существующим расплавом и кристаллом, определяется следующим образом:
К= Мкрист:Мраспл.
Для ионов с одинаковым зарядом или валентностью кривая, отражающая эту зависимость, имеет относительно плавный характер. При построении графиков зависимости коэффициентов распределения от ионных радиусов используется много упрощающих допущений. Иону присваивается размер радиуса, отвечающий его положению в кристаллической структуре, несмотря на то что мы изучаем перераспределение элементов между расплавом с кристаллом.