ВУЗ: Не указан

Категория: Не указан

Дисциплина: Не указана

Добавлен: 28.09.2020

Просмотров: 4400

Скачиваний: 7

ВНИМАНИЕ! Если данный файл нарушает Ваши авторские права, то обязательно сообщите нам.
background image

 

106 

Ti,  Fe

2+

,  Fe

3+

,  Mg 

и 

A

l;  высокое  содержание 

Al

  и 

Fe

3+

  в  хлоритоидном  филлите. 

Очень мало калия содержит зеленый сланец. Диабаз выделяется высоким содер-
жанием марганца, а эклогит – 

Mg

 и 

Са 

(см. табл. 11). 

Таблица 11 

Состав метаморфических пород, ат. % 

Компонент

ы

  

Д

иа

ба

з 

 

Э

сс

ек

си

т–

ро

го

ви

к 

 

А

м

ф

иболи

т 

 

Э

пи

до

то

ы

й 

ам

ф

и-

бо

ли

т 

 

Зе

ле

ны

й 

сл

ан

ец

  

Н

ор

ит

–г

ра

ну

 л

ит

  

Э

кл

ог

ит

  

Г

ла

ук

о-

ф

ан

ов

ы

й 

сл

а-

не

ц 

 

К

ре

м

ни

ст

ы

й 

сл

ан

ец

  

К

ва

рц

ит

  

Б

иот

ит

о-

вы

й 

гн

ей

с 

 

Х

ло

рит

о-

ид

ны

й 

ф

илл

ит

  

Н 

1,34  1,31  2,54  1,67  7,04  0,87  2,54  12,42  3,96  1,39  3,75  11,43 

60,16  60,29  59,52  59,96  57,62  60,71  58,86  55,68  62,38  65,23  61,13  56,47 

Na 

1,91  2,45  2,06  3,34  3,00  1,49  1,69  2,19  1,37  0,04  2,79  1,33 

Mg 

2,99  3,09  4,41  3,49  4,02  3,76  6,35  2,47  0,73  0,08  0,62  0,55 

Al 

5,04  6,16  6,70  7,10  7,26  6,93  6,05  7,01  4,15  0,63  6,50  12,35 

Si 

18,32  17,95  17,63  18,34  16,35  18,67  16,43  14,72  24,62  30,80  22,50  11,32 

0,10 

– 

0,03 

– 

– 

0,02 

– 

0,01 

– 

– 

– 

0,06 

К 

0,65  0,37  0,28  0,17  0,04  0,55  0,68  0,75  0,46  0,83  0,99  0,77 

Ca 

3,45  3,35  3,89  3,19  2,54  3,37  4,44  2,62  0,20 

– 

0,67  0,13 

Ti 

0,68  0,82  0,15  0,10  0,05  0,61  0,07  0,29  0,04  0,03 

– 

0,82 

Mn 

0,14  0,03  0,06  0,02  0,03  0,05 

– 

0,02 

– 

– 

– 

– 

Fe

2+

 

44,12  2,52  2,36  1,45  1,49  2,75  1,72  0,77 

0,24  0,06  0,54  2,29 

Fe

3+ 

1,11  1,65  0,65  1,15  0,55  0,22  1,17  1,07 

1,86  0,90  0,51  2,49 

 

9.3.

  Метаморфизм минералов 

Значительная изменчивость химического состава метаморфических горных 

пород  не  приводит  к  усложнению  их  минералогии.  Это  объясняется  устойчиво-
стью некоторых распространенных минералов в широком интервале температур и 
давлений. Из силикатов для метаморфических пород наиболее  характерны 

цепо-

чечные

  и 

слоистые

.  Их  образованию  способствует  повышенное  давление,  а 

структуры допускают замещение одних атомов другими, поэтому они могут фор-
мироваться в широких пределах валового состава пород. 

Из 

островных силикатов

 характерны минералы группы граната и эпидота. 

Из-за ажурности структуры многие 

каркасные силикаты

 неустойчивы в условиях 

метаморфизма. 

Химический состав минерала зависит от степени его метаморфизма. При-

ведем несколько примеров: 

1. Состав  плагиоклаза  определяется  конкретными  термодинамическими 

условиями и при повышении степени метаморфизма изменяется текстура альбита 
через смеси 

Ca–Na

-плагиоклазов до анортита. 

Формат:

 Список


background image

 

107 

2.

 В.В. Закруткиным (1968) были изучены 400 образцов биотитов из амфи-

болитовой и  гранулитовой  фаций  различных  регионов  Земли.  Результаты иссле-
дований  с  использованием  математической  статистики  свидетельствуют  о  боль-
шой разнице в составе биотитов различной степени метаморфизма. Это обуслов-
лено различными концентрациями элементов во вмещающих породах и степенью 
метаморфизма биотита. При его повышении  в биотитах увеличивается содержа-
ние 

K, Al

 (VI), 

Ti, (Fe, Mg),

 но понижается количество 

Na, Al (IV), Fe

3+

, (OH).

 При 

этом изменения величины некоторых элементов стабильны и могут служить кри-
терием для определения степени метаморфизма биотита по содержанию 

K, Al (VI), 

Ti. 

3. Амфиболы подобны губке, которая может поглощать разнообразные ио-

ны. Это приводит к образованию разновидностей этого минерала, присущих каж-
дой  метаморфической фации:  а)  актинолит  – фация зеленых  сланцев;  б)  роговая 
обманка  с  примесью  эденитовой  молекулы  –  эпидот-амфиболитовая  фация;  в) 
обыкновенная роговая обманка – амфиболитовая фация; г) гистингсит – гранули-
товая фация. 

Общая тенденция эволюции амфиболов при повышении степени метамор-

физма заключается в замещении кремния алюминием. Другие превращения носят 
роль  компенсационного  изоморфизма 

(Si

4+

  →  Al

3+

).

  Изоморфизм  по  схеме: 

Si

4+

Mg

2+

 → 2Al

3+

, Si

4+

 → Al

3+

, (K

+

), Na

+

 – влечет за собой повышение щелочей и по-

нижение количества двухвалентных металлов с координацией шесть. Химизм ам-
фиболов при повышении степени метаморфизма проявляется в повышении коли-
чества 

K,  Na,  Al,  Ti

  и  в  понижении 

Si,  (Mg,  Fe),  (OH),  Fe

3

+

.  Изменения  химизма 

амфиболов  стабильны  и  позволяют  определять  термодинамическую  обстановку 
по концентрациям ряда элементов. 

Аналогично  ведут  себя  и  другие  породообразующие  минералы:  гранаты, 

калиевые  полевые  шпаты,  кальцит  и  др.  Приспосабливаемость  химизма  минера-
лов  к  меняющимся  термодинамическим  условиям  наиболее  ярко  проявляется  в 
минералах  сложного  химического  состава  (слюды,  амфиболы,  гранаты,  полевые 
шпаты), устойчивых в широком интервале температур и давлений.  

В метаморфических породах ведущие элементы земной коры 

Si, Al, Fe, Mg, 

Na, K, Ti 

меняют свои концентрации в минералах в зависимости от температур и 

давлений. 

В минералах изменяется также содержание многих редких элементов, что 

ведет к общему геохимическому эффекту. Редкие элементы изменяют при мета-
морфизме свои концентрации в следующих минералах: плагиоклазах 

(Ba, Sr, Rb),

 

биотитах 

(Ge, Y, Mn),

 гранатах 

(Ge, Y, Mn),

 пироксенах 

(Ti, Al

). 

Степень  насыщенности  минералов  теми  или  иными  элементами  неодина-

кова. Наименьшей способностью концентрировать редкие элементы характеризу-
ется  кварц.  Цветные  минералы  насыщены  ими  в  значительно  большей  степени. 
Магнетит обладает максимальной способностью концентрировать редкие элемен-
ты с малыми и средними ионными радиусами. 

Большой фактический материл по химическому составу метаморфических 

пород  недостаточно  систематизирован.  Однако  имеющиеся  данные  позволяют 
сделать  следующий  вывод:  весь  комплекс  метаморфических  процессов  обуслав-
ливает  дифференциацию  вещества  в  планетарных  масштабах.  Доказательством 


background image

 

108 

этого положения служат породы различных фаций метаморфизма, которые долж-
ны  отличаться  своим  общим  химическим  составом.  Например,  породы  гранули-
товой  фации  в  сравнении  с  породами  метаморфизма  амфиболитовой  фации  зна-
чительно обогащены 

Al,  Ca,  Ti

 и  обеднены 

K,  Na,  Fe,  Si

. Изменения содержания 

Mg

 и 

Fe

 неопределенны. 

Прогрессивный  метаморфизм  приводит  к  дегидратации  пород.  Движение 

водных растворов всегда восходящее. Следовательно, выносятся 

Si, H, K, Na, O

 и 

другие элементы из областей высокой степени метаморфизма в области понижен-
ных температур и давлений. 

В  результате  региональных  метаморфических  процессов  происходит  гео-

химическая дифференциация вещества литосферы: нижние горизонты обедняют-
ся 

Si, K, H, O, Na

  и относительно обогащаются малоподвижными элементами 

Mg, 

Fe,  Ti,  Al

. В геохимической дифференциации большую роль играет 

палингенез

  – 

образование регенерированных пород путем регионального переплавления и ана-
тексис – расплавление твердых горных пород и их превращение в магму. Возни-
кающие  при  ультраметаморфизме  расплавы  гранитного  состава  поднимаются  в 
верхние коровые горизонты и приводят к миграции легких гранитофильных эле-
ментов. 

 

Рис. 17. Схема метаморфических фаций (по Дж. Розенквисту, 1952) 

 

Представить  планетарные  масштабы  роли  метаморфизма  в  дифференциа-

ции  вещества  земной  коры  можно,  если  учесть  данные  по  пространственному 
расположению геоизотерм и геоизобар, которые соответствуют давлениям и тем-
пературам  начала  гранитизации  и  палингенеза,  анатексиса.  Схематически  это 
можно представить диаграммой Дж. Розенквиста (рис. 17). 

Температурная область возможных анатексических расплавов распростра-

нена в земной коре повсеместно, глубина залегания ее верхней границы  варьиру-
ет  от  5,5  до  55км.  Отсюда  следует,  что  метаморфизм является  одним  из  звеньев 
общепланетарных  геохимических  циклов,  необходимым  этапом  векового  круго-
ворота многих веществ в истории земной коры. С метаморфизмом связано обра-
зование многих рудных месторождений. 

Формат:

 Список


background image

 

109 

10.

 ГЕОХИМИЯ ГИПЕРГЕННЫХ ПРОЦЕССОВ 

Гипергенез - изменения горных пород, происходящие на поверхности Зем-

ли. Область гипергенеза охватывает первые десятки, местами сотни метров зем-
ной коры. Гипергенез протекает в интервале температур от - 60 до + 60

о

С и дав-

ления    1-25  атм  при  высокой  концентрации  кислорода,  углекислого  газа  и  воды 
(А.И.Тугаринов, 1973). Активно протекает процесс окисления, гидролиз, гидрата-
ция,  сорбция.  Измененные  гипергенные  породы  увеличиваются  в  объеме,  по 
сравнению с исходными. Минералы глубинных горных пород разрушаются в той 
же  последовательности,  в  какой  происходила  их  кристаллизация  из  расплава: 
оливин, пироксен,  амфибол,  полевой  шпат,  кварц.  Соответственно основные  по-
роды выветриваются быстрее кислых. Образование конечных минеральных форм 
происходит через ряд метастабильных форм. Устойчивые минеральные формы в 
условиях Земли - оксиды

Основными источниками энергии гипергенных процес-

сов  является  энергия  Солнца  и  гравитационная  энергия  положения.  Породы 
трансформируются в песок, глину, коллоиды, оксиды и гидроксиды. Здесь созда-
ются условия для выноса химических элементов с континентов и аккумуляции их 
в  океанах.  Химический  состав  пород  более  разнообразен,  чем  в  зоне  глубинных 
(гипогенных)  геохимических  процессов,  формируются  крупные  промышленные 
месторождения железа, марганца, алюминия и других металлов. Здесь сосредото-
чены разнообразные месторождения нерудного сырья, горючие полезные ископа-
емые. Перенос химических элементов осуществляется 

химическим

механическим

 

и 

биогенным

 путем. Ведущие химические элементы (

O, Si, Al, Fe, Ca, Mg, Na, K)

 

земной  коры  перераспределяются    с  образованием  новых  минеральных  ассоциа-
ций. 

В.М.  Гольдшмидт  описал  основные  черты  миграции  главных  химических 

элементов  в земной  коре  в  условиях  гипергенеза  (табл.  12).  Им  выделены 

резю-

даты, гидролизаты, оксидаты, карбонаты, эвапориты

, как результат миграции 

химических элементов.  

По  Э.  Дегенсу  (1967),  выделяются  следующие  вещества  в  осадках  и  оса-

дочных породах:  

 

Минералы низкотемпературного и водно-осадочного происхождения – си-
ликаты, оксиды и гидроксиды, карбонаты, фосфаты, сульфиды, сульфаты, 
галоиды. 

 

Органические  компоненты  –  аминосоединения,  углеводы  и  их  производ-
ные, липиды, изопреноиды, стероиды, гетероциклические соединения, уг-
леводороды, асфальты, нефть, газы. 

 

Осадок. 

 

Продукты выветривания магматических и метаморфических пород – окси-
ды, силикаты, карбонаты, фосфаты, сульфиды. 

Ведущими геохимическими процессами в зоне гипергенеза являются окис-

ление,  восстановление,  гидролиз,  гидратация,  сорбция,  карбонатизация,  механи-
ческая  и  химическая  денудация,  осадконакопление,  галогенез.  Их  активизация 
определяется 

климатическим

   и 

тектоническим факторами

. В  зоне гипергенеза 

проявляют  себя  механический,  физико-химический  и  биологический  барьеры. 


background image

 

110 

Среди  физико-химических  барьеров  активны  кислый,  щелочной,  нейтральный, 
окислительный,  восстановительный  глеевый  и  с  сероводородом,  сорбционный, 
испарительный,  термодинамический.  Они  могут    сочетаться  в  зависимости  от 
водного и температурного режима природной зоны. 

В 

гумидном климате

 полнее протекают процессы выщелачивания, раство-

рения, гидролиза и миграции. Высоковалентные (III, IV) катионы типа 

Al

3+

, Fe

3+

Ti

4+

, Zn

4+

 образуют комплексные ионы с органическими кислотами и мигрируют. 

Органические  соединения  создают  восстановительные  условия,  поэтому  окисле-
ние протекает при более высоком потенциале Eh.  

 

Таблица 12  

Схема классификации миграции главных элементов литосферы  

в гипергенных процессах, по В.М. Гольдшмидту 

 

Способы миграции 

Природные образования 

Ведущий 
элемент 

Элементы  не  участвующие  или 
почти  не  участвующие  в  явле-
ниях  химического  переноса,  т.е. 
остающиеся  на  месте  (резюда-
ты) 

Элювиальные  отложения,  рос-
сыпи  и  другие  продукты,  могу-
щие  быть  перенесенными  толь-
ко механически 

Si 

Концентрация  элементов  гидро-
лиза  (гидролизаты).  Выпадение 
элементов в результате недоста-
точной кислотности раствора 

Образование  глинистых  мине-
ралов, бокситов 

Al 

Концентрация  элементов  в  ре-
зультате  окисления  (оксидаты): 

Fe

2+

 → Fe

3+

 

Отложения  бурых  железняков  и 
марганцевых  руд  (пиролюзит  и 
вад)  

Fe, Mn 

Осаждение  элементов  карбонат-
ным  ионом  в  виде  углекислых 
солей (карбонаты) 

Отложение  известняков,  доло-
митов, магнезитов, олигонитов 

Ca, Mg 

Концентрация  элементов  путем 
испарения,  осаждения  их  рас-
творов (эвапориты) 

Испарение  водных  растворов  в 
замкнутых  водоемах,  образова-
ние соляных месторождений 

Na, Mg, K 

 
В 

аридном  климате

  миграция  химических  элементов  слабо  выражена. 

Преобладают окисление и гидратация. Концентрируются щелочи, мало органиче-
ских  кислот.  Формируется  щелочная  реакция,  которая  содействует  переходу  в 
растворенное  состояние 

Si,  Al,  Cr,  V

  в  форме 

Na

2

SiO

3

,  NaVO

3

  и  т.д.  Щелочные 

элементы (

Na,  K,  C

a  и  др.)  в  реакции  с 

СО

2

  образуют  карбонаты,  в  присутствии 

которых  формируются  легкорастворимые  комплексные  соединения 

Sc,  Y,  U,  Th, 

Cu, Nb, Ta. 

Тектонический  фактор

  приводит  к  перегруппировке  элементов  и  их  со-

единений между платформами и геосинклиналями.