Лекции по геохимии элементов

Подождите немного. Документ загружается.

При разложении органических веществ большая их часть минерализуется, т.е.

окисляется до простых минеральных соединений - СО

, Н

О, минеральных солей.

В ландшафте суши и верхних горизонтах морей в процессе фотосинтеза образуется

ЖВ, здесь же происходит и его минерализация. Часть органических веществ

минерализуется не полностью и захороняется в илах. В морских и озерных илах,

подземных водах фотосинтез отсутствует, однако, образование органических веществ там

происходит за счет мертвого органического вещества или других организмов. В отличие

от ландшафтов суши минерализация здесь преобладает над образованием ЖВ, здесь

расходуются те органические вещества, которые были накоплены в верхних частях

биосферы.

Закон биологического кругооборота гласит, что в биосфере в ходе биологического

кругооборота атомы поглощаются ЖВ и заряжаются энергией, а покидая ЖВ они отдают

накопленную энергию в окружающую среду. За счет этой энергии протекают многие

химические реакции, особенно велика концентрация энергии в природных водах.

Биологический кругооборот обратим не полностью, часть веществ постоянно из него

изымается и захороняется в толще осадочных пород в виде известняков, гумуса, торфа и

других пород и минералов.

Геохимия биологических систем

Элементарный состав каждого живого организма зависит от возраста, среды

обитания, но в первую очередь от родо-видовой принадлежности организма. Элементы,

находящиеся в среде обитания, по разному влияют на организмы. Те, добавление которых

увеличивает продукцию живого вещества, называются дефицитными, в разных условиях

к ним относятся O, N, P, K, F, B, I, Cu и др. В большинстве случаев недостает именно

подвижных форм, в то время как валовой содержание элемента может быть достаточно

велики. Элементы, удаление которых из системы увеличивает продукцию ЖВ,

называются избыточными. К ним могут относится Cl, S, Na, Cu, Ni, Fe, F и др. Один и

тот же элемент может быть избыточным в одной системе и дефицитным в другой.

Резкий дефицит или избыток элементов в среде приводит к заболеваниям животных,

растений, а иногда и человека. Такие болезни А.П.Виноградов назвал биогеохимическими

эндемиями, а районы их распространения - биогеохимическими провинциями. На

территории России известны биогеохимические провинции с дефицитом I в почвах и

кормах, дефицитом и напротив избытком F в питьевой воде и т.д. Учение о

биогеохимических провинциях нашло применение в медицине и сельском хозяйстве.

Развивая это учение, было сформулировано понятие о геохимической экологии, задача

которой состоит в изучении взаимодействия организмов и их сообществ с геохимичекой

средой.

Биогеохимия растений (фитогеохимия)

Имеется много сведений о составе растений. Характерно отчетливое своеобразие

отдельных семейств, родов и видов растений в аккумуляции элементов, хотя, например,

есть зависимость и от среды - для морских водорослей, типично обогащение в сравнении

с наземными растениями Mg, Na, K, S, Cl и обеднение Ca, Al, Rb. Еще в прошлом

столетии было выявлено предпочтительное накопление элементов культурными

растениями: К (подсолнечник, картофель), Ca (бобовые), Si (злаки), позднее к ним

добавились Al (чай), Fe (мхи), I (водоросли). Особенно большой способностью к

поглащению редких элементов обладают мхи и лишайники.

Биогеохимия животных

Характерно большее разнообразие в сравнении с растениями, но в целом они

обеднены относительно растений большинством элементов, за исключением Р. Среди

животных обнаружены концентраторы и деконцентраторы. Животные с известковистым

скелетом концентрируют Са (моллюски, кораллы, фораминиферы и т.д.), губки,

радиолярии, диатомовые водоросли накапливают Si, после их отмирания формируются

соответствующие биогенные осадочные породы.

Бактерии наиболее разнообразны в геохимическом отношении. Многие элементы

накапливаются в их клетках в огромных количествах (S - в клетках серобактерий, Fe -

железобактерий и т.д.). Среи них известны виды, накапливающие Cu, Mn, Mo, Ba, Li, U в

значительно больших количествах, чем растения и животные. Некоторые

микроорганизмы концентрируют элементы в количестве в сотни раз превышающем их

содержание в окружающей среде.

Геохимия биокосных систем

Под биокосными понимаются системы, для которых характерно

взаимопроникновение живых организмов и неорганической (косной) материи. К ним

относятся почвы, коры выветривания, природные ландшафты, моря, реки, океаны,

наиболее крупная вся биосфера в целом. В ходе кругооборота биокосные системы не

возвращаются в прежнее состояние, для них характерно поступательное развитие. В

результате кругооборота формируется окислительно-восстановительная зональность

биокосных систем. Например, в верхней зоне озер, где развит фотосинтез, и выделяется

растениями О

, формируется окислительная обстановка, в глубоких частях, где

происходит разложение органического вещества, растет содержание в воде СО

, а в илах

может сложится восстановительная (глеевая или сероводородная) среда. Так в озерах

формируется окислительно-восстановительная зональность, тоже происходит и в других

биокосных системах и биосфере в целом. Следовательно, работа ЖВ создает резко

окислительные условия на земной поверхности и резко восстановительные в болотах,

илах и особенно подземных водах.

Геохимическое своеобразие биокосных систем определяется сочетанием биогенной,

физико-химической и механической миграции. По уровням организации среди них

выделяются: низкоорганизованные - почвы, илы, коры выветривания, более

высокоорганизованные - ландшафты и моря, океаны и т.д.

Во всех биокосных системах происходит взаимодействие горных пород с

природными водами и организмами. Характерны два противоположных процесса:

выветривание и цементация. Для первого (выветривания) типичен вынос из пород

элементов -водных мигрантов (Ca, Mg, K, Na) и присоединение воздушных мигрантов

(О

, Н

О, СО

). Для цементации наиболее характерны аккумуляция водных мигрантов на

геохимических барьерах, уменьшени пористости. Выветривание и цементация - разные

стороны одного процесса, но в конкретных системах соотношением между ними

неодинаково. Выветривание особенно широко развито в почвах. и коре выветривания,

хотя происходит и цементация, в водоносных горизонтах доминирует цементация.

Все биокосные системы литосферы богаты свободной энергией и неравновесны,

дифференцированы в пространстве, и в них формируется окислительно-

восстановительная и кислотно-щелочная зональность.

Почва это верхний горизонт литосферы, вовлеченный в биологический кругооборот

при участии растений, животных и микроорганизмов, это область наивысшей

геохимической энергии живого вещества. Геохимическая сущность почвообразования

заключается в разложении органических веществ микроорганизмами. Эти процессы

интенсивны во влажных тропиках и угнетены в тундре. В почвах происходит биогенная

аккумуляция веществ , направленная снизу вверх, а также нисходящая миграция водных

растворов, вызывающих выщелачивание. Почвообразование приводит к дифференциации

элементов, т.е. однородная горная порода превращается в неоднородный зональный

почвенный профиль со многими горизонтами. И с геохимической точки зрения сущность

почвообразования состоит в окислительно-восстановительных реакциях, для всех почв

характерна окислительно-восстановительная зональность, которая отражает процессы

разложения органических веществ. Выделяют почвы с окислительной (сухопутные

растительные почвы - черноземы, буроземы, каштановые почвы равнин), гелеевой

(почвы заболоченных равнин влажного климата) и сероводородной (солончаки и

некоторые другие) восстановительными обстановками.

Ил - природное тело, аналогичное почве, где роль атмосферы занимает гидросфера.

Для илов также характерен профиль, расчленяющийся на горизонты, окислительно-

восстановительная зональность, геохимические барьеры. Характерно постоянное

увлажнение, при образовании не принимают участия высшие растения, они более

однородны чем почвы.

Систематизируются илы по окислительно-восстановительной обстановке.

Окислительные илы образуются в океанах, морях, реках, где господствуют кислородные

воды, преимущественно на небольших глубинах в прибрежных частях океанов и морей

или на больших глубинах, но там где в холодной воде растворено много О2 и мало

органики (например, красные глубоководные глины Тихого океана). Глеевые илы - в

озерах влажного климата, где разлагается много органического вещества. В озерах лесной

зоны формируются глеевые илы - сапропели. Сероводородные илы широко развиты в

морях, океанах, озерах степей и пустынь.

ГЕОХИМИЯ МАГМАТИЧЕСКОГО ПРОЦЕССА

1. Классификация магматических пород

Основой современной систематики магматических горных пород,

разработанной Петрографическим комитетом России (принята в 1981г.), служат

количественные химические параметры SiO2 – (Na2O +K2O). Это общая

классификация для интрузивных и эффузивных пород. По содержанию SiO2 породы

делятся на ультраосновные – основные- средние- кислые. Соответственно, содержания

других петрогенных элементов также закономерно меняются, т.к. в сумме составляют

100%. По (Na2O +K2O) выделяются три ряда горных пород: нормальной щелочности,

повышенной (субщелочные) и щеолочные г.п. Ряды и группы характеризуются

различием и в минеральном составе. Щелочные – появляются фельдшпатоиды или

щелочные пироксены. В Группах – закономерно меняется количество темноцветных-

лейкократовых минералов и темноцветные минералы в соответствии с крист. рядом

Боуэна. Далее проводится более дробное деление в соответствии с химическими

особенностями: среди нормальной щелочности– толеитовая – известково-щелочная

серия, среди субщелочных – каливые и калий-натровые серии и т.д.

2. Различные источники магматических расплавов: мантия, океаническая кора,

континентальная кора.

Геофизические данные показывают, что Земля, за исключением внешнего ядра,

состоит из твердого материала. Следовательно, любая магма должна образоваться в

результате плавления ранее существовавших твердых пород. Плавление может

вызываться локальным повышением температуры, снятием давления или

воздействием флюидов (вода, СО2), которые понижают температуру плавления.

Исходные породы редко плавятся полностью, происходит частичное плавление.

Отдельные возникшие порции расплава объединяются и мигрируют от мест

возникновения, где остается тугоплавкий твердый остаток – рестит.

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. Это подтверждается

многочисленными экспериментальными исследованиями и полевыми геологическими

наблюдениями. Первые эксперименты Green (1976) по плавлению глинистого

материала (пелита) показали, что при давлениях ниже 7 кбар гранитный расплав

сосуществует с кварцем, биотитом, плагиоклазом, кордиеритом и силлимонитом, при

более высоких давлениях с кварцем, биотитом, плагиоклазом, гранатом и

силлимонитом. 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. Разделение элементов в процессах генерации и кристаллизации магм.

Магматический процесс (МП) включает три стадии:

1. Генерация магмы. 2. Движение и накопление магмы. 3. Кристаллизация магмы. При

изучении магматических пород исследователи имеют дело уже с интегральным

продуктом трех стадий МП, и, изучая этот продукт, пытаются реконструировать весь

процесс или отдельные его стадии. Наиболее информативными для таких реконструкций

являются редкие элементы.

Поведение элементов в МП определяется их физическими, химическими и

кристаллохимическими свойствами. Элементы, участвующие в МП делятся на:

1. главные или петрогенные, слагающие основные породообразующие минералы (O,

Si, Al, Fe, Mg, Ca, Na, K);

2. элементы-примеси или редкие элементы, не образующие собственных минералов

или образующие акцессорные минералы. Обособляется еще группа летучих элементов.

Поведение петрогенных элементов в МП определяется областями устойчивости и

порядком кристаллизации (или плавления) основных минеральных фаз, которые в свою

очередь зависят от состава МС, Р и Т. Поведение породообразующих минералов в МП

рассматривается физико-химической петрологией, но эти сведения являются основой для

понимания поведения элементов-примесей, поэтому напомним основные

закономерности.

Первой наиболее универсальной закономерностью является последовательность

кристаллизации минералов из расплава, известная под названием рядов Боуэна,

включающих непрерывный реакционный ряд плагиоклазов и прерывистый темноцветных

минералов (оливин - пироксен - амфибол - биотит). Эти ряды указывают на

последовательное накопление в расплаве при кристаллизации Si и щелочей и обеднение

его фемическими компонентами (Fe, Mg) и Ca. Отражением рядов Боуэна является все

многообразие изверженных пород от ультрабазитов через базальты (габбро) к диоритам

(андезитам) и гранитоидам (дацитам-риолитам). Степень продвижения по ряду Боуэна

зависит от удаления из МС ранее закристаллизованных минералов, то есть

фракционирования твердых фаз.

МП в основных базальтовой и гранитной системах описываются фазовыми

диаграммами Ol-Px-Pg-Q и Q-Ab-An-Or, в которых можно проследить пути плавления-

кристаллизации в зависимости от исходного состава. Основные факторы, влияющие на

положение котектических линий, точек эвтектики и Т

пл

, это Р

общ

и Р

Н2О

. Р

общ

повышает Т

пл

, а Р

Н2О

понижает. Еще один фактор, это степень окисленности-

восстановленности МС, выражаемая через фугитивность f

. В окислительных условиях

при кристаллизации магнетита происходит обеднение расплава Fe (Боуэновский тренд

кристаллизации), а в восстановительный - относительное накопление Fe (Феннеровский

тренд кристаллизации). Влияние Р

общ

на порядок кристаллизации можно

продемонстрировать на примере базальтового расплава: при Р> 12,5 кбар расширяется

поле кристаллизации ортопироксена за счет оливина, при Р>15 кбар на ликвидусе

появляется гранат. Распределение элементов-примесей в целом зависит от распределения

петрогенных элементов.

ЭП можно разделить по поведению в МП на две основные группы:

а) кристаллихимически близкие к петрогеным и изоморфно входящие в их

структуру, что приводит к снижению их концентраций в расплаве по мере

кристаллизации (способность к изоморфным замещениям определяется: величиной

ионнныъ радиусов, зарядом иона, электроотрицательностью, силой кристаллического

поля и т.д.);

б) обладающие слишком большими или малыми величинами ионных радиусов

и(или) зарядов, а следовательно не входящие в главные минералы и накапливающие в

остаточном расплаве.

Первые известны под названием совместимых или когерентных, а вторые

несовместимых или некогерентных.

Магматизм приводит к перераспределению рассеянных элементов в ряду изверженных

пород. В ультабазитах концентрируются Mg, Fe, Cr, Ni, Co, платиноиды, в базитах – Ti,

V, Сu, Sc, в гранитах – Li, Cs, Be, Zn, F, Ta, Nb, W, Sn, в щелочных породах – Na, K, Nb,

Zr, P, Ba, редкоземельные элементы.

Большая часть элементов распространена более или менее равномерно.

4. Полезные ископаемые, связанные с магматизмом.

Выше названная дифференциация определяет геологические условия нахождения и связи

магматических месторождений с определенными комплексами магматических г.п.

С ультрабазитами связаны месторождения хромитов (Cr), платиноидов – Бушвельд

(Южная Африка), Кемперсайское, Ключевское на Урале.

С комплексами ультраосновных – основных пород связаны месторождения сульфидных

руд с Ni, Си,Co, платиноидами (Мончегорск на Колском п-ве, Садбери в Канаде,

Норильск в Восточной Сибири).

С габброидами связаны крупнейшие месторождения Ti-магнетита и ильменита (руды на

Ti и V) – Первоуральское, Качканарское.

С сиенитами связаны апатит-магнетитовые месторождения, с эволюцией щелочного

магматизма связаны месторождения апатит-нефелиновых руд (Хибинский массив на

Кольском п-ве). Апатит содержит 40 %P2O5, до 3, 5% SrO и ~ 1% редкоземельных

элементов.

Фракционирование гранитоидных магм приводит к последовательному

концентрированию Li, Cs, Be, Zn, F, Ta, Nb, W, Sn, Mo и формированию

соответствующего оруденения. Например, кислые интрузивные и субвулканические

породы хребта Хамар-Дабан выделяются разнообразием F-B минерализации (флюорит,

топаз, турмалин), проявлением рудной минерализации (Sn, W, Ta, Be), связанной с

эволюцией магмы редкометальных Li-F гранитов.

5. Петролого-геохимическая систематика магматических пород

Такая систематика основана на эмпирически установленных особенностях

распределения и уровнях накопления редких элементов в магматических породах.

Установлено, что содержания и соотношения редких элементов контрастно изменяются

не только при переходе от семейства с одним уровнем кремнекислотности к другому, но и

в пределах каждого семейства при изменении общей щелочности или принадлежности к

той или иной серии (толеитовой, известково-щелочной, щелочной), они также разнятся

для пород близкого петрохимического состава, но имеющих различное происхождение. В

целом, в основу геохимической классификации магматических пород положен

генетический принцип. Наиболее явно и последовательно это выражено в определении

Л.В. Таусона: “Геохимический тип магматических пород это группа пород,

характеризующихся общностью способа и условий образования материнских маг,

что находит отражение в их приуроченности к определенным геодинамическим

обстановкам, а также в сходстве химического, редкоэлементного и минерального

состава”.

Для вулканитов, прежде всего основных, наиболее удобным является типизация по

геодинамическим обстановкам, так как для них более отчетливо проявлена связь

редкоэлементного состава с геодинамическими условиями образования.

Наиболее общий принцип и первый этап систематизации базитов это определение их

принадлежности к серии (толеитовой, известково-щелочной, щелочной), а также

выявление характера ассоциации (дифференцированной или бимодальной).

Вулканиты толеитовой серии образуются из магм, насыщенных кремнеземом, среди

нормативных минералов всегда присутствует гиперстен, для них характерно интенсивное

обогащение железом поздних дифференциатов (тренд Феннера). Представлены в

основном базальтами, но отмечаются и андезиты и более кислые разновидности.

Распространены в срединно-океанических хребтах, на дне океанов, в островных дугах, в

континентальных рифтовых зонах, в областях внутриплитового магматизма, в древних

офиолитовых комплексах.

Для вулканических пород известково-щелочной серии характерны отсутствие тренда

накопления железа (тренд Боуэна), повышенная глиноземистость (до 16-18%).

Преобладают андезиты и андезито-базальты, присутствуют базальты и риолиты. Широко

распространены в современных островных дугах, на активных континентальных

окраинах андийского и калифорнийского типов и их древних аналогов.

Породы субщелочной серии характеризуются более высоким содержанием щелочей,

(нет фельдшпатоидов). Развиты в областях внутриплитового магматизма (океанические

острова, траппы), в континентальных рифтах и на активных окраинах континентов, в

тылу островных дуг.

К породам щелочной серии относятся вулканиты с суммарной щелочностью 6-7% и

более, содержащие щелочные темноцветные минералы и фельдшпатоиды (нефелин,

лейцит). Развиты в континентальных рифтовых зонах, в областях проявления

внутриплитового магматизма, в зрелых островных дугах. Обогащены некогерентными

элементами –Rb, Ba, Sr, Zr, Nb, REE.

Для базальтов обычно используются мультиэлементные диаграммы трех типов,

нормированные по хондриту, примитивной мантии и NMORB. В любом случае элементы

располагаются в порядке от высоко несовместимых к умеренно несовместимым и

совместитым, от наиболее мобильных к наиболее неподвижным и в порядке групп: LILE,

HFSE, LREE, MREE, HREE, переходные металлы (для мантийной нормировки). Такие

диаграммы имеют преимущества перед табличными данными, двойными и тройными

диаграммами:

1. делают возможным прямое сравнение петрогенных и редких элементов с близкой

совместимостью (например, K-La, K-Rb, P-Nd, Ti-Sm, Al-Sc),

2. выявляют связь HFSE и REE близкой совместимости (Nb(Ta)-La, Zr-Sm) и т.д.

3. позволяют анализировать распределение сразу широкого круга элементов.

LILE являются чувствительными к изменениям и поэтому обычно не используются

на геохимических дискриминантных диаграммах. Мультиэлементные диаграммы также

используются для оценки мобильности-немобильности отдельных элементов и групп

элементов.

Всякой попытке интерпретации данных на мультиэлементной диаграмме должна

предшествовать оценка степени перераспределения элементов при наложенных

постмагматических процессах, а также за счет контаминации коровым материалом.

Мерой степени мобильности элементов служит ионный потенциал, равный

отношению заряда к ионному радиусу. Элементы с умеренными величинами

ионного потенциала относительно менее мобильны, чем с низким и высоким

ионным потенциалом. Ионный потенциал HFSE и РЗЭ выше, чем у щелочных и

щелочноземельных элементов, но ниже, чем у неметаллов. Общим правилом является,

что Nb, Ta, Zr, Hf, Ti менее мобильны, чем LREE, и их инертность сопоставима с HREE

при низком до умеренного отношении вода/порода при гидротермальных процессах на

морском дне или низкоградном региональном метаморфизме. Такие элементы как Cs, Rb,

Ba, K, Na, Li весьма мобильны и образуют крайне неправильные распределения на

мультиэлементных диаграммах, в отличие от плавных кривых для свежих MORB.

Коровая контаминация мантийных магм выявляется по одновременному обеднению

Nb (Ta), P, Eu, Ti, и она сама может служить индикаторным признаком, поскольку не

может наблюдаться для базальтов океанических бассейнов.

Рассмотрим некоторые геохимические типы базальтов:

1) Базальты океанических хребтов ( N - MORB)

Характерны низкие содержания K2O (<0,3%). Содержание Ni, Co определяется

магнезиальностью пород и связано с фракционированием Ol (оливин), cодержание V, Sc -

c фракционированием Cpx (клинопироксен). Большинство MORB обеднены LILE (K, Rb,

Cs, Sr, Ba, U, LREE) и имеют высокие 143Nd/144Nd (0.5130-0.5133) и низкие 87Sr/86Sr

(0,7024-0,7030), что согласуется с образованием из деплетированного мантийного

источника.

На основании распределения редких элементов и изотопных отношений в базальтах и

комплементарных к ним реститов принята следующая модель образования:

N-MORB образуются при полибарическом фракционном плавлении

поднимающегося деплетированного мантийного диапира. Плавление возможно

начинается в гранатовой фации (50-85км) и заканчивается в шпинелевой. Степень

плавления ~ 15-19%, при этом образуются пикритовые магмы толеитовой серии.

Изливаются магмы основного состава, что связано с фракционированием оливина в

малоглубинных камерах при низком давлении (< 10 кбар).

2)Базальты океанических островов ( OIB )

Бывают толеитовые (нормальной щелочности) и щелочные, в разной степени

обогащены Ti, K и обеднены Al относительно N-MORB.

Обогащены LILE –Cs, Rb, K, Ba, Sr, REE, HFSE в сравнении с MORB. Щелочные

базальты больше обогащены всеми этими элементами, что свидетельствует о меньшей

степени плавления того же источника, причем дифференцированный характер тяжелых

редких земель – в рестите гранат. Изотопные отношения стронция - 0,702-0,706,

изотопные отношения ниодима - 0,5130-0,5123. Геохимические, в том числе изотопные,

характеристики указывают на образование из смешанных мантийных источников.

Основной источник OIB – это смесь близкой к примитивной мантии и субдуцированной

до границы нижней-верхней мантии океанической коры. Этот поднимающийся частично

расплавленный обогащенный мантийный материал вызывает плавление вышележащей

деплетированной мантии, и эта новая смесь является источником OIB. Разные

соотношения этих источников дают наблюдаемые вариации в изотопных отношениях. В

зависимости от степени плавления образуются толеиты (>25%) или щелочные базальты

(<15%), очень малые степени плавления могут объяснить сильное обогащение

несовместимыми элементами щелочных базальтов.

3) Островодужные базальты ( IAB )

100