24981 (654563), страница 3

Просмтор этого файла доступен только зарегистрированным пользователям. Но у нас супер быстрая регистрация: достаточно только электронной почты!

Текст из файла (страница 3)

В настоящее время все температурные измерения, выполненные с помощью упомянутых выше геотермометров, вызывают сомнение в связи с тем, что в теоретических разработках и методах их использования выявлены существенные методические ошибки.

Дальнейшие исследования привели к созданию новых типов изотопных геотермометров, позволивших определять температуру образования конкретных минералов. Некоторые результаты этих исследований приведены в таблице.

Породы	Регионы	Минералы
		Qw	Bio	Il	Mt	Kf	Mus	Alb	Grn
Сланцы	Австрия	700*	–	–	–	–	–	–	330
Сланцы	Гренландия	700*	–	–	610	–	–	–	–
Сланцы	Гренландия	700*	–	–	594	–	–	–	–
Метапелит	Альпы	670	–	604	–	–	–	–	–
Метапелит	Альпы	–	740	–	–	–	–	–	–
Ортогнейс	Альпы	650	–	620	–	550	–	–	–
Гнейс	Альпы	700*	–	–	–	–	–	–	320
Минералы: Qw – кварц; Bio – биотит; Il – ильменит; Mt – магнетит; Kf – калиевый полевой шпат; Mus – мусковит; Alb – альбит; Grn – гранат. (*) – минерал взят в качестве эталона с указанной температурой.

Последовательность выделения минералов метаморфитов описывается рядом

(КВ, БИ) > (МТ, ИЛ) > ПЛ₄₀ > МУ > ГР(?)

(ПЛ₄₀ – плагиоклаз №40).

Приведённый ряд обладает следующими особенностями:

1. различие Т кристаллизации метаморфических пород, говорящее о возможной их разновозрастности;

2. для силикатов установлен парагенезис с водой, согласуясь со схемой выделения их из растворов;

(≡Si-O-Si≡) + H₂O → 2 (≡Si-OH)

3. в образовании рудных минералов ни вода, ни СО₂, ни СО участия не принимают. Эти минералы находятся в изотопном равновесии с рутилом в результате образования, например, по уравнению

6FeTiO₃ + O₂ → 2Fe₃O₄ + 6TiO₂.

4. установлено влияние диффузии компоненты HDO в водосодержащих силикатах на формирование изотопного состава водорода.

] Механизм образования минералов в метаморфических породах

Под механизмом выделения минерала понимается химическая реакция, ведущая к кристаллизации этого минерала. Эти задачи являются одними из основных задач петрологии. Примеры подобных реакций приведены в работе Н.А. ЕлисееваОчень многие метаморфические минеральные ассоциации подтверждены в экспериментах. Однако в них поведение конкретного минерала не определено, а кроме того реальность этих уравнений в природных условиях не доказана. В обоих случаях наблюдается произвол в составлении уравнений образования минералов. Особенно же одиозны реакции с участием флюидных компонентов. Чаще всего все постулируемые уравнения являются «сочинением на вольную тему». Эти решения являются правдоподобными, но не доказанными. Это мифические решения. Примером не корректно написанной реакции является вывод В.И. Лучицкого^[: описывая замещение роговой обманки (далее Amp), он приводит реакцию 5Amp + 7W → 2Ep + Chl + Act + Qw + … (Act – актинолит, W – вода) и пишет, что «Обыкновенно одновременно развивается эпидот Ep (более высокотемпературный) и хлорит Chl (более низкотемпературный)». Но если в окрестности одной точки минералы появляются при разных температурах, значит, они не одновременны. Следовательно, данная реакция должна быть разбита минимум на две реакции.

Примером другой подобной реакции является реакция (Федькин В.В., 1975)

8Stav + 12Qw = 4Grn + Chl + 30Kya.

В этой реакции Grn и Chl образовуются при разных температурах. Эти результаты не учитывают новые данные по геохимии минералов, отражённые в таблице.

Многочисленные аналитические данные позволяют найти ответ на этот вопрос

Гранаты

Изотопных данных – ограниченное количество.

Геохимические данные. Это наиболее богатый по количеству анализов минерал. У нас нет выборок, в которых гранат или другой минерал одновременно подвергался бы изотопному и силикатному анализам. Во всех случаях рассчитаны химические реакции обмена элементами Ca, Mg, Fe и Mn между соединениями Grn – Ċ. В качестве Ċ взяты: Ca, Mg, Fe, Ca⁺², Mg⁺², Fe⁺², CaO, MgO, FeO, Fe₂O₃, Al₂O₃, пироксены простые (например, MgSiO₃) и двойные (например, CaMgSi₂O₆), биотиты, оливины (простые и двойные), кордиериты, силлиманиты (для пары Fe⁺³-Al⁺³), шпинели (в том числе магнетиты), корунд, гематит.

Все изученные гранаты (Grn) находятся в ассоциации преимущественно с биотитом (Bio), кордиеритом (Cor) и плагиоклазом (Pl).

По изотопным данным Bio образованы при Т ≈ 700 °C, плагиоклазы ≈ 500 °C. Температура выделения граната не достаточно ясна. По изотопным данным он выделяется при 300–450 °C; результаты анализа ГЖВ дают те же пределы. По официальной точке зрения – ≈ 700 °C, но она опирается во многом на геохимические термометры, в использовании которых имеются существенные ошибки. Bio и Grn выделяются в равновесии с водой. О Cor информации нет. По экспериментам (Л.Л. Перчука и др., 1983) при Т = 550–1000 °C при совместной кристаллизации ионный обмен между Grn и Cor отсутствует.

Основной версией является равновесие Grn с Cor, часто присутствующим в гнейсах в ассоциации с Grn. Тогда вероятное уравнение образования гранатов имеет вид

… = {Cor + [Grn]+ H₂O]+ ….

Здесь скобки отражают: […] – изотопное; {…} – геохимическое равновесия.

Интересный материал по интерпретации полученных результатов приведен в работе Н.А. Елисеева. Переход пород фации зеленых сланцев в породы фации эпидотовых амфиболитов осуществляется на основе реакции

Chl + Qw → Grn + H₂O

(Chl – хлорит). Но, объясняя изотопное равновесие граната с водой, эта реакция не отражает геохимическое равновесие минерала с другими компонентами гнейсов. Описывая происхождение гранатов, Н.А. Елисеев пишет ещё об одной реакций

Chl + Qw → Cor + Ant + H₂O

(Ant – антофиллит). Эти реакции протекают при разных Р-Т условиях. Но объединение их в средних областях Р-Т – условий приводит к искомой реакции образования минералов:

Chl + Qw → {Cor + [Grn] + H₂O],

которая соответствует полученной выше схеме по изотопно-геохимическим данным.

Магнетиты

Изотопные данные. Изучен изотопный состав кислорода в акцессорных Mt и Il кислых метаморфитов (см. таблицу). Равновесие минералов с Н₂О, СО₂ и СО не подтверждается, зато выявлено равновесие с рутилом, соответствуя образованию системы Mt(Il) – Ru при разложении ферропсевдобрукита или ильменита (П.Я. Ярош, 1955; П.Р. Бусек, К. Келль, 1966; и т.д.) по реакции

FeTiO5 → [Il + Ru];

Однако, в магнетитовых месторождениях Кривого Рога (Украина) этот механизм не выявлен, возможно, из-за ошибок в определении изотопного состава кислорода минерала.

Возможно образование Mt за счёт разложения ильменита по реакции

3FeTiO₃ + O^-2 →[Fe₃O₄ + 3TiO₂].

Тогда Mt находится в изотопном равновесии с рутилом (Ru). В этом случае Mt образуется при Т_изот ≈ 450 °C. Такие Т_изот(Mt) вполне возможны. Так на рудопроявлении р. Кюэричи жилообразные магнетит-гемоильменитовые руды образованы при Т = 430–570 °C (А.Н. Соляник и др., 1984). В метаморфических породах Il и Mt формируются в равновесии с Ru при Т_изот = 400–500 °С. Если же рассматривать Il как продукт разложения ульвошпинели, то в ассоциации с Mt их Т_изот = 458 °C. Магнетит не может быть образован за счёт разложения Il, поскольку в противном случае температуры образования (Т_изот = 1100 −2000 °C) геологически не реальны.

В месторождения железорудной формации Biwabik (Сев. Миннесота) скарнового типа: по Синякову В.И. (1978), Дымкину А.М. и др. (1975) по результатам декрепитации Т_обр(Mt) в скарнах колеблется в пределах 420–530 °C. Изучена пара магнетит-кварц. Полученные данные дают температуру образования Mt в 500–550 °C при условии равновесия его с СО₂. Наиболее вероятным механизмом его образования является распад сидерита по схеме (Perry E.C., Bonnichsen B, 1966)

3FeCO₃ + 0,5O₂ → Fe₃O₄ + 3CO₂.

В.Н. Загнитко и др. (1989), И.П. Луговая (1973), ссылаясь на эксперименты, приводят реакции, соответствующие изотопным соотношениям:

3FeCO₃ → [Fe₃O₄ + 2CO₂] + CO (безводные среды с удалением газа);

6FeCO₃→ [2Fe₃O₄ + 5CO₂] + C (медленное удаление газа, наименее вероятная реакция).

Изучены преимущественно магнетиты Украинского щита. При интерпретации учитывались термодинамические данные по пироксенам, оливинам, гранатам, карбонатам и другим соединениям, отмеченным при описании граната. Использованы определяющие отношения (Fe/Mg), (Fe/Mn), (Fe/Ca). Установлено, что исходное уравнение должно иметь вид

… = … + {Px + [Mt] + CO2] + ….

В литературе прямого упоминания о подобных реакциях нет. В работе Н.А. Елисеева (стр. 64)^[5] при описании контактовых роговиков упоминается реакция

CaMg(CO₃)₂ + 2SiO₂ = CaMg(SiO₃)₂ + 2CO₂.

Если вместо доломита взять анкерит Ca₂Mg, Fe(CO₃)₄, брейнерит (Mg, Fe) CO₃ или сидероплезит (Fe, Mg) CO₃, то при метаморфизме карбонатов можем получить реакцию, например,

3Ca₂MgFe(CO₃)₄+ 6SiO₂ = 3CaCO₃(?) +{3CaMg(SiO₃)₂(?) + [Fe₃O₄} + 8CO₂] + CO.

О возможности протекания подобных реакций свидетельствует и состав природных карбонатов (И.П. Луговая, 1973): сидерит – FeCO₃ – 98,4%; MnCO₃-3,4%; MgCO₃ – 0,7%; пистолизит – FeCO₃ – 69,6%; MgCO₃ – 27,3%; MnCO₃ – 2,8%; сидероплезит – FeCO₃ – 83, %; MgCO₃ – 11,5%; MnCO₃ – 4,4%. Недостатком реакции является неясность изотопной природы кальцита и пироксена.

Изучение Mt (из Н.М. Бондаревой, 1977, 1978) Одесско-Белоцерковской зоны показало, что для эталонной Т = 500 °C (магнитные свойства [Е.Б. Глевасский и др., 1970], декрепитация) рудный Mt термодинамически геохимически равновесен оливину (Ol) (по соотношению Fe⁺², Ca, Mg, Mn) и корунду (Cor) (Fe⁺³-Al), образуя ассоциацию [Mt-Ol-Cor]. При этом давление оценивается в 1 кбар. По В.И. Михееву (1955) при Т = 1200 °C и Р = 1 атм Mg – хлорит разлагается на шпинель и Ol. Так как Mt – это шпинель, то выявленную ассоциацию Mt – Ol – Cor можно связать с разложением сильно железистого хлорита (лепто-, септохлорит) типа кроншдтетита, содержащего Fe⁺² и Fe⁺³.

Характеристики

Список файлов реферата