Общая-геохимия.-Иркутск-2019 (1) (856215), страница 40
Текст из файла (страница 40)
Мигматит – метаморфическаяпорода, состоящая из следующих компонентов: неосомы или лейкосомы – новообразованные участки выплавок гранитного (гранодиоритового, эпидот-плагиоклаз-кварцевого и др.) состава; меланосомы – участки, обогащённые меланократовыми минералами, представляющими собой рестит после выплавки и стяжения лейкократовых компонентов в прослои и жилки; палеосомы – реликтовые участки протолита, не затронутые процессом мигматизации.Происхождение мигматитов является дискуссионным вопросом. Считается, что процесс метаморфической мигматизации происходит без поступления химических компонентов извне, соответственно, эта метаморфическая система является закрытой, не происходит изменения общего химического состава.
Некоторые исследователи полагают, что мигматиты образуются при частичном плавлениипротолита (анатексис) под влиянием флюидов, формирующихся прираспаде водосодержащих минералов. Другие полагают, что жильныйматериал неосомы генетически связан с избирательной сегрегациейвещества исходной породы в результате диффузионного переноса,затем при достижении лейкосомой состава гранитной эвтектики вусловиях амфиболитовой фации метаморфизма может происходитьчастичное плавление с образованием гранитоидного расплава.Гранулитовая фация метаморфизмаОтличительной особенностью гранулитовой фации метаморфизма является «сухость» флюидного режима, что очень сильновлияет на закономерности поведения элементов. Прогрессивныйпереход от среднетемпературных P-T условий фаций метаморфизмак гранулитовой встречается исключительно редко. Обычно просле221живается обратная картина, когда участки породы, метаморфизованной в гранулитовой фации наблюдаются в виде реликтов средипород с признаками наложенной ретроградной амфиболитовой фации.
Изучение флюидных включений в минералах гранулитов показало, что флюид преимущественно на 90 % состоит из CO2 и почти не содержит воды. Обнаружена прямая зависимость между литостатическим давлением и PCO2 при гранулитовом метаморфизме.Судить о влиянии P-T условий гранулитовой фации метаморфизмана поведение элементов в породах можно, только сопоставляяуровни концентрации элементов с аналогичными по составу неметаморфизованными породами, что позволило авторам работ [Rudnick, McLennan, Taylor, 1985; Ножкин, Туркина, 1993; Туркина,2014; Туркина, Ножкин, 2014] выявить следующие закономерности:1. Породы гранулитовой фации в различной степени обедненыкрупноионными литофильными элементами – рубидием, цезием,ураном, реже торием.2. Калий при гранулитовом метаморфизме ведёт себя инертно,поскольку в магматических породах и породах гранулитовыхкомплексов калий-лантановое отношение идентично.3.
Низкие содержания рубидия устанавливаются в гранулитах,протолитом для которых послужили породы основного и режесреднего состава, не содержащих такие минералы-носители рубидия, как биотит и калиевый полевой шпат.4. Высокое торий-урановое отношение в гранулитах указываетна обеднение их ураном по сравнению с торием. Эксперименты повыщелачиванию урана слабыми кислотами свидетельствуют опреимущественном выносе из гранулитов урана, рассеянного впородообразующих минералах, на долю которых приходятся неболее 20–40 % урана [Ножкин, Туркина, 1993].5.
Некоторые кислые гранулиты имеют низкое торийурановое отношение, не отличающееся от среднекоровых значений,что предполагает вынос при гранулитовом метаморфизме не толькоурана, но и тория.6. В большинстве кислых и средних гранулитах величина лантан-ториевого отношения находится в диапазоне, соответствующеммагматическим и осадочным аналогам, что подтверждает инертноеповедение Th, которое обусловлено вхождением его в структуруакцессорных минералов, прежде всего, монацита, сохраняющегосяпри гранулитовом метаморфизме.222Динамотермальный метаморфизмЛокальный динамотермальный метаморфизм приводит куменьшению содерджания урана в метаморфических породах,независимо от состава первичных осадков. На глубоких ступеняхдинамотермального метаморфизма подобное поведение повторяети торий, при этом происходит и уменьшение дисперсии концентраций [Титаева, 2000].Контактовый метаморфизмПри контактовом метаморфизме на химический состав образующихся метаморфических пород сильно влияют составы протолита и магматического расплава, а также интенсивность воздействия расплава на исходные породы.
Если воздействие магматического расплава ограничивается только привносом тепла, то образующиеся роговики по всему экзоконтакту интрузива теряют тольколетучие компоненты без изменения содержаний породообразующих элементов и по составу соответствуют исходным вмещающимпородам.
При поступлении из остывающей интрузии постмагматических растворов происходит интенсивное метасоматическое преобразование вмещающих пород. Состав их значительно меняется вплотьдо образования скарновых и гидротермальных месторождений.В условиях контактового метаморфизма в экзоконтакте гранитных интрузий, прорывающих хемогенные и терригенные отложения, наблюдается лишь миграция урана.
Торий ведёт себя достаточно инертно. Отмечается лишь его незначительное перераспределение внутри экзоконтактовых зон, что приводит к увеличению неоднородности концентраций [Титаева, 2000].Регрессивный метаморфизм (диафторез)Регрессивная стадия метаморфизма инициируется декомпрессией пород в результате их эрозии на этапе завершения орогенногоэтапа в коллизионной геодинамической обстановке, что приводит кснижению P-T условий и, как следствие, к преобразованию минеральных парагенезисов и структурно-текстурных особенностейпротолита.
Очень часто среди пород с признаками низкотемпературного метаморфизма наблюдаются реликтовые следы более высокотемпературного метаморфизма.Если покровно-надвиговый тектогенез коллизионной обстановки сменяется сдвиговыми движениями, то это может привести кнеравномерному распределению напряжений в метаморфической223толще. В таком случае происходит отделение метаморфогеннойфлюидной фазы и проникновение ее с больших глубин в области снизким давлением и повышенной проницаемостью пород. Еслифлюиды провоцируют аллохимическое преобразование пород, тометаморфические процессы сменяются метасоматическими.При снижении P-T условий регрессивного метаморфизма происходит привнос урана и частично тория. Максимальные концентрации урана и тория отмечены в породах зеленосланцевой фации,наименьшие – в гранулитовой.
Содержание урана и тория близки водних и тех же породах, претерпевших одинаковую степень метаморфизма прогрессивной и регрессивной стадии, но обычно ононесколько ниже в метаморфических породах, образованных в регрессивную стадию метаморфизма. Сходное поведение радиоактивных элементов наблюдается в зонах контактового и дислокационного метаморфизма прогрессивной и регрессивной стадий.8.2.7. Использование геохимических данныхдля реконструкции состава протолита и условийформирования метаморфических породНесмотря на то что в процессе метаморфизма первичные минералы и текстурно-структурные особенности исходной породысохраняются редко, субизохимический характер метаморфизмапозволяет реконструировать природу протолита даже для глубокометаморфизованных толщ.
Существуют диаграммы, в которых длявосстановления состава протолита используются элементы, с однойстороны инертные в водных флюидах, а с другой – индикаторныедля опредёлённых типов первичных пород.Для восстановленияисходной природы протолита метавулканитов, метаосадков и некоторых интрузивных пород удобны диаграммы А. Н. Неелова, А.
А. Предовского и де Ля Роша. На нихобозначены поля составов основных, средних и кислых вулканитовили глинистых, песчанистых и карбонатных осадочных пород.Диаграммы А. Н. НееловаА. Н. Неелов в 1979 г. предложил петрохимическую классификацию метаморфизованных осадочных, вулканических и некоторых интрузивных пород на основе девяти параметров:2241) кремнекислотность s = SiO2/Σобщ;2) основность b = Fe2O3 + FeO + MgO + CaO;3) m = MgO/(MgO + CaO);4) f = Fe2O3 + FeO + MnO;5) глиноземистость а = Al2O3/SiO2;6) t = TiO2/Al2O3;7) щёлочность n = Na2O + K2O;8) калиевость k = K2O/(Na2O + K2O);9) карбонатность с = 2CO2/(CaO + MgO + FeO)×100 %.Чтобы рассчитать параметры, анализы пород пересчитываются на сухое вещество (из общей суммы компонентов (в вес.
%) вычитаются количества (в вес. %): потери при прокаливании, H2O–,CO2; получившаяся сумма приводится к 100 % и все петрохимические компоненты пропорционально пересчитываются) и затем переводятся в атомные количества.Для реконструкции первичной природы метаморфических пород и анализа эволюционных трендов эндогенного и экзогенногопетрогенеза А. Н. Нееловым построены диаграммы в координатахглиноземистости а и основности b.
Нанесены поля силикатных,смешанных и несиликатных категорий осадочных пород (рис. 86).По величине глиноземистости выделяются три крупные группыосадков – пелиты (а > 0,3), алевролиты (0,23 > а < 0,3) и псаммиты(а < 0,23). Более дробно они делятся по параметру карбонатности с.Для определения протолита метаморфических вулканитов и некоторых интрузивных образований используется диаграмма (рис. 87)в тех же координатах, что и диаграмма для осадочных пород, но сучётом параметров кремнекислотности s и других параметров (n, t),которые наносятся на диаграмму в виде векторов к точкам составов.Точная идентификация первичного генезиса протолита метаморфической породы с помощью диаграмм А. Н. Неелова не всегдаосуществима, поскольку поля метаосадков и метавулканитов частично перекрываются. Уточнение производится с помощью диаграмм, в которых в качестве параметров используются индикаторные соотношения редких элементов.225Рис.
86. Диаграмма в координатах a – b для силикатных, смешанных инесиликатных категорий осадочных пород [Неелов, 1979]а – глиноземистый модуль = Al2O3/SiO2 (ат. кол.); b – общая меланократовостьпороды = Fe2O3 + FeO + MgO + CaO (ат. кол-во). 1 – границы надгрупп и групп; 2 –линия, примерно соответствующая Al2O3 – (CaO + Na2O + K2O) ≈ 0,3; 3 – глинистый порог.Поля составов силикатных, смешанных и несиликатных категорий осадочных пород: I – мономиктовые (кварцевые) псаммитолиты, ультрасилициты: Iа – слабокарбонатистые (слабожелезистые); Iб – карбонатистые (железистые); Iв – карбонатные (высокожелезистые – джеспелиты); Iг – песчаные карбонатолиты (с кварцем), ультрасилицилитовые карбонатолиты; Iд – песчанистые карбонатолиты; Iе – карбонатолиты с примесью зёрен кварца или слабокремнистые; II – олигомиктовые псаммитолиты, силициты:IIа – слабокарбонатистые (слабожелезистые); IIб – карбонатистые (железистые); IIв –карбонатные карбонатно-железистые; IIг – песчаные карбонатолиты; IIд – песчанистыекарбонатолиты, силицитовые карбонатолиты; IIе – карбонатолиты с примесью олигомиктового песчаного материала или слабокремнистые, полимиктовые псаммотолиты;226III – кислые туффиты, субсилициты: IIIа–1 – аркозы, субаркозы; IIIа–2 – полимиктовые;IIIб – грауваккиовые песчаники, карбонатистые и железистые полимиктовые песчаники, туффиты среднего и основного составов; IIIв – карбонатные и карбонатножелезистые; IIIг – песчаные карбонатолиты; IIIд – песчанистые карбонатолиты, субсилицитовые карбонатолиты; IIIе – карбонатолиты с примесью песчаного и туфового материала; IV – олигомиктовые алевролиты, кислые туффиты: IVа – полимиктовые алевролиты; IVб – грувакковые алевролиты, пелит-алевролитовые аргиллиты, туффиты основного состава, глиноземистые граувваки, карбонатистые и железистые алевролиты;IVв – карбонатные алевролиты, глиноземистые псаммотолиты; IVг – алевролитовыекарбонатолиты; IVд – алевролитистые карбонатолиты; IVе – карбонатолиты с примесью алевритового или глиноземистого псаммитового материала; V–Vа – алевропелитовые аргиллиты; Vб – карбонатистые, железистые; Vв – карбонатные; Vг – мергели (малоглиноземистые); Vд – глинистые карбонатолиты; Vе – карбонатолиты с примесьюалевропилитового материала; VI–VIа – пелитовые аргиллиты; VIб – карбонатистые,железистые; VIв – карбонатные; VIг – мергели (умеренноглиноземистые); VIд – глинистые карбонатолиты; VIе – карбонатолиты с примесью алевропилитового материала,субсиаллиты; VII – гидрослюдиты пирофиллитовые; VIIа – иллитовые, гидрослюдистые и др.; VIIб – карбонатистые, железистые; VIIв – карбонатные; VIIг – мергели субсиаллитовые; VIIд – субсиаллитовые карбонатолиты; VIIе – карбонатолиты с примесьюсубсиаллитового материала; VIII – сиаллиты; VIIIа – слабокарбонатистые, слабожелезистые; VIIIб – карбонатистые, железистые; VIIIв – высокожелезистые (с = 25–40 %),карбонатистые (с = 25–50 %); VIIIг – ферросиалиты (с > 40 % Fe2O3); VIIIд – сиаллитовые карбонатолиты; VIIIе –карбонатолиты с примесью сиалитового материала; IX – латериты: IXа – слабожелезистые; IXб – железистые; IXв – высокожелезистые (с = 25–40 % Fe2O3); IXг – ферролатериты; X – латерит-бокситы; Xа – слабожелезистые; Xб –железистые; Xв – высокожелезистые (с = 25–40 % Fe2O3); Xг – ферролатерит-боксты;XI – бокситы; XIа – слабожелезистые; XIб – железистые; XIв – высокожелезистые(с = 25–40 % Fe2O3)Рис.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
