Скляров Е.В. (ред.) Интерпретация геохимических данных

Подождите немного. Документ загружается.

220

Интерпретация

геохимически,,

'-"Их

да,.

ных

соотношений осуществляется так же, как и в случае

кисло"

да. В качестве стандарта также используется средний состав

моп

кой воды SMOW. Вариации соотношения изотопов

водород

различных типах пород и воде показаны на рис. 6.2.

-200

-180-160

-140-120-100

-80

~6Q

~40

-20 о

1 1

MORB

Гранитоиды

Метаморфические породы |

Ооломочные

отложения |

Морская вода

Метеорная

вода|

Магматическая вода

Метаморфическая

вода

Мантийный

диапазон

~~т

—

Рис. 6.2. Вариации SD в разных типах пород и вод

(Rollinson,

1994)

6.4. Использование изотопов углерода

Углерод имеет два стабильных изотопа, распространенные в

природе следующим образом:

= 98,89

1,11

Все аппаратурные измерения и расчеты, связанные с угле-

родом, проводятся с использованием стандарта

РОВ

(белемнит

из меловых отложений Южной Каролины).

рассчитывается

таким же способом, как и для кислорода.

Углерод встречается в природе в окисленной

(СО

карбон

ты,

бикарбонаты), восстановленной (метан, органический

род) и самородной (алмаз, графит) формах. Вариации

изотопнь

отношений углерода в природных образованиях показаны

рис. 6.3. Метеориты характеризуются широким разнообразием

личины

от -25 до 0. Мантийные отношения,

определенные

карбонатам, кимберлитам и алмазам, колеблются от

—3

до

"""

при среднем значении

—6.

В морской воде

по

еК

Использование

стабильных

изотопов

5"C,(VJ

-40 -30 -20

-10

дритпные

метеориты

мокв

^арбонатиты

длмазы

Мраморы

Морской

карбонат

Морской

бикарбонат

Известняки EZ

Поточный

органический

углерод

Атмосферный

С0

221

—

Рис. 6.3.

Вариации

8"С

в разных типах пород и вод (Rollinson, 1994)

равно 0, поскольку она используется в качестве расчетного стан-

дарта. В морских карбонатах вариации отношения тоже невелики

-2-

'оо-

Углерод органического происхождения более легкий в изо-

топном

отношении, т. е. обеднен изотопом

С.

Среднее изотопное

отношение

биомассы на Земле составляет

—26

°/

время как

морской воде и карбонатах это отношение близко к 0. Метан,

Кот

орый

образуется в природе, как при анаэробной ферментации

Панического

вещества, так и при разложении нефти при темпе-

ат

Урах

> 100

°С,

наиболее обеднен тяжелым изотопом. Метан

°логического

происхождения имеет изотопное отношение око-

ло

о/

Две основные задачи могут решаться при изучении изотоп-

отношений

углерода: определении природы источника угле-

°Держащих

флюидов и определении температур процессов по

"Зоя»*

/~<ъ

).,

~ кальцит, доломит — кальцит, кальцит — графит,

графит.

222

Интерпретация

геохимически*

6.5. Использование изотопов серы

•

В природе встречаются четыре стабильных изотопа серы

торые

распределяются следующим образом:

= 95,02

n'j

0,75

4,21

0,02

Отношение между двумя самыми распространенными

изо-

топами

рассчитывается аналогично

кислороду.

Серусодержащие

соединения в природе включают

самор

0д

ную серу, сульфатные и сульфидные минералы, газообразные

и целый ряд окисленных и восстановленных ионов серы

в растворах. Вариации изотопных отношений серы показаны на

рис.

6.4.

Выделяются три изотопно различных источника

1) сера

мантийного происхождения со значениями

от 0 до 3

°/

;

2) сера морской воды со значением изотопного отношения около

+20

°/

однако это значение не было постоянным во времени;

3) сильно восстановленная (осадочная) сера с отрицательными

значениями изотопного отношения. В породах мантийного генези-

са

значения

очень близки

нулю,

гранитоидах

изотопные

отношения варьируют от -10 до +15

°/

34C /О/ J

О,

/оо^СОТ

-50

-40

-30 -20

-10

0 10 20

30_

Метеориты I

MORB

Базальты островных дуг + андезиты

Вулканический

.—,

Вулканический

Граниты

Морская вода

Эвапориты

Современные

морские осадки

Пресная вода

Примитивная

мантИЯ

Рис.

6.4.

Вариации

в разных типах пород и вод

{Rollinson,

1994)

Использование

стабильных изотопов

223

Изотопные

отношения в разных породах, флюидах и при-

ных

водах варьируют весьма широко (см. рис.

6,4),

что опреде-

ся

процессами

фракционирования,

проявленными как в глу-

иных,

так и в приповерхностных процессах.

фракционирование изотопов серы в магматических породах

«асплавной

среде весьма незначительно как в

кислых,

так и в

сн

овных

породах. Процесс фракционирования более ярко выра-

жен

при дегазации

SO.,

субаэральных

или мелководных подвод-

ных лавах. Это фракционирование контролируется отношением

сульфат/сульфид

в расплаве,

которое,

в свою очередь, зависит от

температуры, давления и летучести кислорода.

фракционирование изотопов серы в осадочных процессах

определяется так называемым осадочным циклом серы (рис. 6.5).

Обычно выделяются четыре возможных процесса, ведущих к фрак-

ционированию.

Кристаллизация

Д=

1,65±0,12%о

Сульфат морской воды

Сульфат эвапоритов

Срединно-океанический

хребет

Неорганическое

восстановление

-15

Массивные сульфиды

Бактериальное восстановление

Д = -40±10%о

Морские

сланцы

+ пирит

Окислительное выветривание

Д = 0

Выветривание

у_

Реки

Чс

-6.5.

Круговорот серы (Rollinson,

1994)

"Роц

Бактериальное восстановление сульфата в сульфид. Этот

заключается в низкотемпературном восстановлении

суль-

Га

орской

воды до осадочного сульфида. Эта реакция является

тически

зависимой и ведет к обеднению изотопом

обра-

Иного

сульфида по отношению к морской воде на 22

При

смотрении этого процесса чрезвычайно важным является —

Одит

ли

процесс восстановления

закрытой

или в

откры-

Ис

теме.

Если система является открытой, то при восстанов-

224

Интерпретация

геохимически*

л,

лении

серы бактериями

H,S

будет сильно обеднен

в то

вр

ем

как изотопный состав воды резервуара останется тем же самым

закрытой же системе остаточный сульфат может иметь очень

si,

сокие значения

2. Бактериальное окисление сульфидов в сульфаты. Этот про

цесс. в отличие от предыдущего, не приводит к

значительному

фракционированию изотопов серы.

3. Отложение осадочного сульфата из воды — процесс

эвапо-

ритизации. Такой процесс приводит к незначительному

обогащу

нию

отлагающего сульфата (на 1,65

%).

4. Небактериальное восстановление сульфатов в

сульфиды,

некоторых природных системах имеются убедительные доказатель-

ства восстановительных процессов при температурах более высо-

ких, чем при бактериальном восстановлении, указывающие на

неорганическую природу восстановления.

Фракционирование изотопов серы в гидротермальных

процес-

сах

осуществляется

по разным схемам в высокотемпературных и низ-

котемпературных системах. При высоких температурах (> 400

°С)

преобладающими

серусодержащими

фазами являются

SO,,

изотопный состав флюида определяется по следующей формуле:

флюид

— О

Л.

..Л,,

"т

H,S

сл

где

— это мольная доля

;

ко всей сере во флюиде,

А^

мольная доля

SO,.

Фактор фракционирования является

относи-

тельно высоким, приведен для разных минералов в табл.

6.1,

зависимость коэффициентов фракционирования от температуры

показана на рис. 6.5.

При более низких температурах (< 350

°С)

преобладающими

серусодержащими фазами являются сульфаты и

Данные для

наиболее важных сульфатов приведены в табл.

6.1.

Фракциониро-

вание

между разными серусодержащими фазами в гидротер-

мальных

системах не является простой функцией

температуры

Корректнее говорить, что оно определяется

физикй-химически-

ми условиями флюидов, которые, в свою очередь, зависят от

тивности

кислорода, серы и катионов, ассоциирующих с

сульф

тами, а также рН.

Использование изотопных отношений серы в

петрологии

м°

матических

пород применяется для изучения следующих

процесс

Дегазация

На примере изучения

субаэральных

водных излияний вулкана

Килауеа

доказано, что процесс

ции вызывает изменение изотопного отношения серы.

Глава

б.

Использование

стабильных

изотопов

225

Таблица

6.1

Распределение

**S

между

и сульфидной фазой. Рассчитывается

"мниерял-HjS

по уравнению

Ю001па

нннрп

А(10

Р)

+ В (температура, К)

Минерал

Ангидрит/гипс

Барит

Молибденит

Пирит

Сфалерит

Пирротин

Халькопирит

Висмутин

Галенит

A t

Интервал

3 температур

°С

6,463 0,56+0,5

200-400

6,5+0,3

200-400

0,45+0,1

Неопр.

0,4+0,08

200-700

0,1+0,05

50-705

0.1+0,05

50-705

-0,5+0,08

200-600

-0,67±0,07

250-600

-0,63+0,05

50-700

4,70 -0,5+0,5

350-1050

Источник

информации

Ohmoto,

Lasaga,

1982

Miyoshi e.

a.,

1984

Ohomoto, Rye, 1979

Ohomoto,

Rye,

1979

Ohomoto, Rye, 1979

Bente,

Nielsen,

1982

Ohomoto, Rye, 1979

°c

800

600 400 300 200

Молибденит

Пирит

Сфалерит,

пирротин

'л"

ИЗГ

амма

иллюстрирующая

распределение

между

минералами

ФУНКЦИЯ

температуры

(Rollinson,

1994)

1998

226

Интерпретации

геохимических

Да

2. Контаминация. Значительные

вариации

изотопных

отнощ

ний серы в одной серии пород могут быть обусловлены

процесса-

ми контаминации расплавов морской водой.

3. Кристаллизационное

фракционирование.

Некоторые массивы

расслоенных габбро содержат горизонты, обогащенные сульфи-

дами магматического происхождения. Например, для массива Хан-

тли-Нок

в Шотландии значение

в сульфидах близко к ман-

тийному (Fletcher e.

a.,

I989), в то время как в собственно магма-

тических породах оно варьирует от

—1,2

до +2,41

°/

Чрезвычайно важным является использование изотопных

соотношений

серы для понимания

генезиса

гидротермальных руд,

Оно позволяет решать следующие задачи: 1) определять природу

серы (мантийная, коровая), присутствующей в рудных телах в виде

сульфидов и сульфатов; 2) определять температуру образования

сульфидов и рудообразующих флюидов; 3) определять соотноше-

ние вода/порода в процессе

минералообразования;

4) определять

степень равновесности в процессе минералообразования; 5) строить

корректные модели

руд

о образования для конкретных объектов.

* *

Таким образом, изучение соотношения стабильных изото-

пов таких элементов, как кислород, водород, углерод и сера, по-

зволяет определить: 1) природу источников магматических по-

род; 2) природу источников рудного вещества; 3) температуру

образования минералов в магматических, метаморфических и гид-

ротермальных породах; 4) температуру

осадконакопления

карбо-

натсодержащих

типов пород (выход на палеоклиматологию);

5) степень равновесности

флюид—порода

при гидротермальных

процессах.

^н

Кь

•Г

Въ

Глава 7. ИСПОЛЬЗОВАНИЕ ГЕОХИМИЧЕСКИХ

ДАННЫХ ПРИ ИЗУЧЕНИИ

ПОРОДООБРАЗУЮЩИХ МИНЕРАЛОВ

^^HL)

7.1.

Геохимия породообразующих минералов

Знание закономерностей вариаций элементного состава ми-

нералов, являющееся основным инструментом познания условий

процессов минералообразования, необходимо для решения мно-

гих геологических вопросов, имеющих как общетеоретическое, так

и прикладное значение, поэтому материал по элементному со-

ставу минералов органично входит в программы подготовки спе-

циалистов-геологов. Вместе с тем в попытках привлечь современ-

ные достижения учения о типохимизме минералов к решению

конкретных задач студент-геолог встречает большие трудности,

вызванные отсутствием обобщающей работы, содержащей сведе-

ния об особенностях непостоянства составов минералов и воз-

можных направлениях их использования в практической деятель-

ности. Все это и определило необходимость написания данной

главы; она ориентирует

студенте

в-геолого

в на то, что в вариациях

элементного состава породообразующих минералов заключен боль-

шой объем генетической информации, которая может быть ис-

пользована для расшифровки условий минералообразования и

решения общегеологических и поисковых задач.

В составе любого породообразующего минерала присутству-

ют все химические элементы, однако роль их различна: одни оп-

ределяют свойства и тип минерала, другие не играют существен-

ной роли. В соответствии с этим химические элементы можно раз-

делить на две группы:

минералообразующие

и второстепенные

(малые). Вместе с тем следует иметь в виду, что химический со-

став

породообразующих минералов весьма разнообразен, вслед-

ствие

чего химические

элементы,

являющиеся

минералообразую-

Щими

для

одних породообразующих минералов,

будут

второсте-

пенными

для других и наоборот. При общем подходе к проблеме

Химического состава породообразующих минералов, естественно

228

Интерпретация

геохимических

данны

минералообразующим

элементам относить те, которые

отража-

ют

минерало-геохимические

особенности всех основных породо-

образующих минералов.

В практике минералогических исследований обычно исполь-

зуются содержания десяти оксидов и воды. В отдельных случаях

определяются и менее распространенные элементы.

Содержания

минералообразующих

элементов обычно представляют в массо-

вых процентах оксидов. При этом общепринятой является следую-

щая последовательность:

SiO

ТЮ

FeO,

MnO,

MgO, CaO,

Если в анализе приводятся

содержания и других элементов, то их помещают рядом с

соот-

ветствующим по валентности главным минералообразующим

эле-

ментом

(Сг

после

BaO после

МпО

и т.д.). Данные о

содержании

СО

Cl,

и т.д. следует помещать перед

данными о содержании воды. Данные о пределах колебаний ос-

новных компонентов в породообразующих минералах приведены

в табл.

7.1

(ромб. — ромбические;

мои.

— моноклинные; щел. —

щелочные; плаг. —

плагиоклазы).

Для различных минералов наряду с элементами, определяе-

мыми рядовыми химическими анализами, характерны малые эле-

менты. Это типично

петрогенные

элементы (Li, Be, Rb, Cs, Sr,

Ba), элементы группы железа (V, Cr, Ni, Co, Sc), редкоземель-

ные и другие, родственные им элементы (Zr,

Th,

La, Ce,

Nd,

Yb,

Y, Hf, Та,

Nb),

а также элементы группы минерализаторов (В,

С, F, C1, Р) и самородные элементы (Аи, Ag, Pt, Pd).

Таблица 7.1

Пределы колебаний основных компонентов в породообразующих

Компо-

ненты

SiO

ТЮ

FeO

MnO

MgO

CaO

минералах,

мае.

Оливи-

ны

30-42

0-2

0-10

0-32

1-76

0-4

0-58

0-6

Грана-

ты

34-44

0-22

0-26

0-30

0-36

0-40

0-21

0-36

0-2

Пироксены

ромб.

48-60

0-1,4

0-12

0-30

0-1,5

0-40

0-5

0-0,8

мон.

44-59

0-3

0-28

0-35

0-29

0-28

0-18

0-26

0-15

0-1,5

Амфиболы

ромб.

46-62

0-1,3

0-8

0-27

0-33

0-4

0-19

0-6

0-2,6

мон.

36-59

0-8,5

4-15

0-13

0-2

0-3

0-36

7-26

0-13

0,6-3

Слюды

30-60

0-8

12-51

0-21

0-28

0-18

0-28

0-10

0-7

1-14

1,8-6

Полевые шпаты

щел.

___

63-68

19-20

0-2

0-0,7

1-12

0-17

0-0,8

плаг.

43-68

20-36

0-0,6

0-0,4

0-19

0-12

0-0,6

Jh°-£-

Глав

7. Использование

геохимических

данных при

изучении

породообразующих минералов 229

Ниже приводится геохимическая характеристика элементного

состава для каждого из основных породообразующих минералов

(оливинов, фанатов, пироксенов, амфиболов и слюд).

7.2.

Типохимизм

оливинов

К группе оливина относятся минералы с общей формулой

SiO

Главными катионами в них выступают Mg (форстерит),

ре

(фаялит), Мп (тефролит). Номенклатура промежуточных чле-

нов этой серии приведена на рис.

7.1.

Минералы, содержащие все

три катиона в большом количестве

(репетиты),

и промежуточные

члены ряда тефроит — форстерит

(пикротефроиты),

редки.

Обыч-

но встречаются представители ряда форстерит — фаялит проме-

жуточного состава, называемые оливинами, без более дробного

их деления, реже ряда фаялит — тефроит —

кнебелиты.

Оливины являются широко распространенными породооб-

разующими минералами в ультраосновных и основных магмати-

ческих породах. Об изменении состава оливинов в ходе эволюции

материнской магмы можно судить по данным табл. 7.2. При магма-

тической

кристаллизации

более ранние оливины гипербазитов

богаче форстеритовой составляющей (Fo) по сравнению с более

поздними, состав же оливина из кислых пород может доходить до

почти чистого фаялита (Fa). При метаморфизме богатых магнием

карбонатных пород образуется почти чистый форстерит. Форсте-

рит также является характерным минералом магнезиальных

скар-

7.1. Химический состав и номенклатура минералов группы оливина

230

Интерпретация

геохимических

данны

Таблица 7.2

Химический состав оливинов

[12],

мае.

Компо-

нент

SiO

TiO

FeO

MnO

MgO

CaO

Форс-

терит

41,72

1,11

57,83

—

Сумма

100,86

Оливин

из

дунита

40,96

0,01

0,21

0,00

7,85

0,13

50,45

0,15

0,01

0,00

0,29

100.35

Оливин

из ба-

зальта

39,31

0,06

1,68

19,84

0,17

37,74

0,87

99,67

Оливин

из

габбро

34,04

0,43

0,91

1,46

40,37

0,68

20,32

0,81

0,09

99,11

Фаялит

29,83

69,48

0,28

Средний состав оливинов

перидо-

тита

40,04

0,38

габбро

34,27

0,88

диорита

30,"8Т^

0,24

0,81 1,49

0,47

11,33

0,23

45,64

0,19

0,34

0,04

99,96

0,06

0,42

99,59

1,00

37,7

0,15

23,62

0,33

0,13

0,04

0,14

99,76

1,46

63,18

2,05

1,10

0,15

0,08

0,21

99,68

Молекулярные проценты главных минералов группы оливинов

98,9

1,1

92,0

8,0

77,2

22,8

47,3

52,7

0,0

100,0

87,8

12,2

58,8

47,2

3,0

97,0

нов, а фаялит иногда образуется в железорудных скарнах и мета-

морфизованных

железистых осадочных породах.

Оливин чутко реагирует на изменения условий

минералооб-

разования, и его состав изменяется в широких пределах. Статис-

тическая обработка анализов оливинов, проведенная Л. И. Лукья-

новой и Э. П.

Багдасаровым,

выявляет определенные закономер-

ности их изменения.

1. С повышенным содержанием оливина в перидотитах или

базальтах возрастает его

магнезиальность,

определяя и общую

высокую магнезиальность пород. В ультрамафитах существует пря-

мая зависимость между

магнезиальностью

оливинов и породы в

целом.

2. Поскольку температура плавления магнезиальных оливи-

нов выше, чем железистых, существенно магнезиальный состав

присущ оливинам ранних, наиболее высокотемпературных и, как

правило,

глубинных,

высокобарических магматических пород

(ультрамафиты,

перидотитовые

ксенолиты,

ксе

но кристаллы и

фе~

нокристаллы

оливина в кимберлитах, включения в алмазах,

оливиновые

«бомбы» в базальтах и щелочных

базальтоидах

др-)'

По мере понижения температуры кристаллизации пород в

ходе

дифференциации магмы, например в ряду ультрамафиты

Глзва

Использование

геохимических данных

при

изучении породообразующих минералов

231

тЫ

средние и кислые породы, возрастает железистость оливи-

нов. Для возникновения магнезиальных оливинов при понижен-

ных температурах необходимы высокая магнезиальность минера-

лообразующей

среды и повышенное парциальное давление кис-

лорода

(карбонатиты,

магнезиальные скарны и др.).

3. Для ряда расслоенных дифференцированных магматичес-

ких

ультрамафит-мафитовых

интрузий в процессе дифференциа-

ции

характерно изменение

состава

оливинов, проявляющееся в

возрастании его железистости снизу вверх или от лежачего бока к

висячему. Появление фаялита и железистых оливинов свидетель-

ствует о низком парциальном давлении кислорода.

4. Если в магматических породах присутствуют две генерации

оливина, то более ранняя из них является более магнезиальной.

Так, в

оливиновых

базальтах вкрапленники оливина всегда богаче

магнием, чем оливины основной массы; в траппах Вилюя

преоб-

ладает оливин первой генерации состава

5fr

но в незначи-

тельном количестве отмечается и железистый оливин второй ге-

нерации —

;

заметно повышается железистость поздних оли-

винов даже в

альпинотипных

ультрамафитах дунит-гарцбургито-

вой формации. Также закономерно возрастает железистость вкрап-

ленников оливинов в последовательно изливавшихся базальтовых

потоках. Для оливинов

карбонатитов

Восточной Сибири, в отли-

чие от других пород, отмечается повышение

магнезиальности

при

переходе от ранних к поздним генерациям:

например,

от

до

от

до

или от

до

Ро„_

9И

Для

гипабиссальных

и жильных пород семейства щелочных

габброидов, а также базальтов,

пикритов,

меймечитов, кимбер-

литов, порфировых пород расслоенных плутонов

ультрамафитов

характерно зональное строение вкрапленников оливинов. При этом

железистость повышается от внутренних частей зерен к перифе-

рии (например, от

до

тералите,

от

до

в теше-

ните и даже от

до

в жильном

криналите).

Однако самые

внешние, наиболее железистые зоны обычно узкие, и их влияние

на валовой состав вкрапленников невелико. В оливинах формации

Щелочных ультрамафитов в зональных зернах оливинов наблюда-

ется

симбатное повышение железистости и известковистости от

Центра

к краям зерен.

Широкое перекрытие составов магнезиальных и железистых

оливинов

ультрамафитов и мафитов разной формационной при-

надлежности, а также близость состава средних значений желези-

стости оливинов из аналогичных по составу, но разноформаци-

232

Интерпретация

геохимических

данных

онных

пород ограничивают возможность практического исполь-

зования одной железистости оливинов в качестве типоморфного

признака. К тому же необходимо учитывать распространенность

железистых

и магнезиальных оливинов также в метаморфических

и контактово-метасоматических породах.

Для определения формационной принадлежности оливино-

вых

оливинсодержаших

пород (например, при прогнозе их по-

тенциальной рудоносности) в сочетании с

железистостью-маг-

незиальностью

наиболее показательны и информативны второ-

степенные компоненты и элементы-примеси. Изменение состава

оливинов в отношении второстепенных компонентов, Са, Мп,

Элементы-примеси в оливине

Магматическая

формация

Дунит-гарцбургитовая

Дунит-пироксенит-

габбровая

Пер ид

отит-пи

роксенит-

норитовая

Габбро-анортозитовая

Щелочно-габброидная

Сиенит-габбровая

Кимберлитовая

Включения

кимберлитах

Включения в базальтах

Включения в щелочных

базальтах

Щелочно-

ультрамафитовая

Щел очно-

ультраосновная

Тип породы

Дуниты,

гарцбургиты

0,08-0,42

0,286(110)

Дуниты

0,094-0.126

0,123(15)

Оливиниты

0.016-0,07

Оливины,

перидотиты

•

Рудные оливины и перидотиты

Оливиниты, перидотиты

Оливиниты

Кимберлиты

Оливиниты,

перидотиты

Оливиниты,

перидотиты

Оливиниты,

перидотиты

Оливиниты

Апэтит-форстерит-магнетитовые

Флогопит-оливиновые

Магнезиальные скарны

0,052(11)

0,126-0.456

0,257 (22)

0.006-0.012

0,009

(4)

Сл. (2)

0,02(1)

0.094-0.29

0,20(11)

0.267-0,377

0,317(10)

0,08-0.322

0,301 (16)

Р^ШЬСЩб

0,255(19)

0,056-0,3_5

0,131

(51)

002-0.0034

0,0027 (3)

0,05(1}

0,0078 (2)

—

-—

Примечание. Числитель — предельные содержания; знаменатель

Глава 7.

Использование

геохимических

данных

при

изучении

породообразующих

минералов 233

Ti,

At,

отражают соответственно изоморфизм в ряду форстерит —

монтичеллит,

форстерит — тефроит, фаялит — тефроит. В каче-

стве элементов-примесей в оливинах присутствуют Ni, Co,

Сг

др. (табл. 7.3).

Важное типоморфное значение имеют примеси никеля и

кобальта в оливинах. Повышенные содержания никеля характер-

ны для магнезиальных оливинов ультрамафитов (дунитов, пери-

дотитов, меймечитов, кимберлитов, щелочных

ультрамафитов,

включений в базальтах и кимберлитах). По среднему содержанию

никеля оливины

ультрамафитов

разных магматических формаций

значительно различаются. Наиболее высокие содержания никеля

•

(Борисенко,

Лагин,

1973)

0.008-0.024

0,0103(36)

26-0.02

0,0140 (8)

0,006-0,016

0,126(4}

0.01

-0.078

0,052 (3)

0.01-0,014

0,01 (3)

0,01

(2)

0,028(1)

0.0047-0.016

0,0113(10)

Щ)1

5-0.035

0,018(10)

£0113-0.019

0,015(15)

П012-0.026

0,020(11)

0.0074-0,009

0,0084 (8)

Содержание

Мп

0.03-0,1854

0,089 (30)

0.054-0.92

0,168(11)

0,17(1)

0,07-0.174

0,12(14)

0,326-0.55

0,448 (5)

1,047-1.324

1,185(2)

0,22(1)

0.046-0.131

0,097(12)

0,06-0.079

0,069 (б)

0,04-0.140

0,109(9)

0.008-0.146

0,111(20)

0.045-0.254

0,141 (18)

0.29-0.65

0,45 (5)

0,12-0.24

0,18(2)

0.062-0.177

0,105(3)

Сг

0.003-0,075

0,021 (29)

0,01

(4)

0.014-0.07

0,054(11)

0,028(1)

0,001 (2)

0,001

(1)

0,005-0.027

0,014(11)

0,003-0.017

0,094 (6)

0.01-0.041

0,026(13)

0.007-0,075

0,03(17)

0.0015-0.15

0,018(51)

0,003(19)

0,003

(12)

0,003(1)

0.0008-0.048

0,009(11)

Сп.-0,012

(6)

0,078(1)

0,006-0,042

0,014

(8)

0.027-0.414

0,157(2)

0.042-0.156

0,100(2)

0,34(1)

0.006-1,16

(9)

0,0075-0.022

0,014 (6)

0,001-0,018

0,005(10)

0,006-0.06

0,018(21)

0,01-0.23

0,061

(12)

0.0015-0.25

0,08 (4)

Таблщ

Ni/Co

27,8

8,8

4,1

5,0

0,9

0,7

17,7

16,7

17,0

6,6

0,32

скобках — число анализов.

234

Интерпретация

геохимических данных

присущи оливинам ультрамафитов

дунит-гарцбургитовой

форма-

ции (до 0,42

среднее 0,29 % по одним данным и до 1,1

среднее 0,58 % по другим). Они более чем в 2-3 раза превышают

его содержания в оливинах дунитов (не более 0,21 % Ni) и более

чем в пять раз — в оливинах из оливинитов

дунит-пироксенит-

габбровой

формации

(см. табл. 7.3). Оливины из метеоритов

(хонд-

ритов) характеризуются весьма низким уровнем содержаний ни-

келя, вплоть до его полного отсутствия.

Содержание кобальта в оливинах, как правило, не превы-

шает

•

10~

нередко составляя 0,01

Кобальт, как и никель,

также предпочтительно концентрируется в магнезиальных оливи-

нах из ультрамафитов, а по мере повышения железистости оливи-

нов в мафитах (включая щелочные) содержание в нем кобальта

снижается. Относительно повышенные концентрации кобальта

отмечены для оливинов следующих формаций: щелочных ультра-

мафитов, перидотит-пироксенит-норитовой, сиенит-габбровой.

Отношение

.Ni/Co

в оливинах из ультрамафитов разных магмати-

ческих формаций изменяется от 28

(дунит-гарцбургитовая

фор-

мация) до <1

(оливиниты

щелочно-габброидной и сиенит-габ-

бровой формаций, анортозиты,

карбонатиты).

Это

отношение

сле-

дует рассматривать как индикаторное геохимическое отношение,

в большинстве случаев определяющее формационную принадлеж-

ность

оливиновых

пород. Магнезиальные оливины и форстериты

из метаморфических и

контактово-метасоматических

пород

бед-

ны никелем и кобальтом.

Поведение прочих элементов-примесей в оливинах (Pb,

Zn,

Си, V, Sc, Ba, Sr и др.) не обнаруживает четких закономернос-

тей, и они не могут использоваться как

типоморфные.

Следует

лишь особо отметить резкое (25-кратное) повышение содержания

скандия в форстеритах из карбонатитов (0,01-0,04

%),

среднее.

0,016 % по сравнению с оливинами из оливинитов

формации

щелочных ультрамафитов (в среднем

6,4-

10~

Sc).

Таким образом, самой информативной особенностью соста-

ва оливинов является железистость. Диаграмма состава оливинов

из разных комплексов Полярного Урала, составленная Н. И.

Брян-

чаниновой, наглядно показывает закономерное уменьшение же-

лезистости оливина в породах различных комплексов от дунит-

верлит-клинопироксенового

к гарцбургитовому, дунит-гарцбур'

гитовому и дунитовому. Наиболее низкие значения железистости

(3,1-5,0

характерны

для

оливина

из

хромовых

руд и

пороД

зоны прогрессивного метаморфизма.

Верлитовые

вебстерито-

Глава

7. Использование геохимических данных при изучении

породообразующих

минералов 235

0bie

жилы, встречающиеся среди полей развития пород дунит-

гарцбургитового

комплекса, характеризуются относительно вы-

сокой

железистостью оливина

(8,6—12,4

FeO')-

Химический

анализ этих оливинов показывает кроме наличия конституцион-

ных элементов

(MgO,

FeO, NiO, MnO,

SiO

)

еще группу приме-

сей (Ti,

AI,

Ca, Na, К,

Сг),

связанных положительной корреля-

ционной

зависимостью.

Эта не характерная для оливина группа

компонентов, вероятно, присутствует в виде неструктурных при-

месей

(рис. 7.2).

FeO,

Рис. 7.2. Диаграмма распределения

FeO—NiO

в оливине из различных комплексов

Полярного Урала (Брянчанинова, 1990):

/ —

гарибургитового;

2 —

дунит-гарцбургитового;

3 — дунитового; 4 — дунит-

верлит-клинопироксенитового;

5—

верлитовых

вебстеритовых

жил; б — пород

зоны прогрессивного метаморфизма; 7 — хромовых руд

7.3.

Типохимизм

гранатов

К группе гранатов относятся островные кубические силика-

ты с общей формулой

[SiOJ

где А — Ca,

Mg,

;

—

Al,

Si, Ti,

;

Si частично замещается на

А.1,

Fe'

Перечисленные элементы могут присутствовать в различ-

ных соотношениях. Обычно это твердые растворы, в которых пре-

°бладают

два компонента

(минала),

а остальные составляют 10—

20 % (

ол.) (рис. 7.3).

Соотношение основных

миналов

фанатов определяется хи-

мическим

составом пород и физико-химическими условиями об-

разования (табл. 7.4).

236

Интерпретация

геохимическ

Пироп

Альмандин

(Fe,

Mg,

°3

12'

,А

А \

W>%

50%/

\50%

Альмандин 50 % Спессартин

Гроссуляр

Fe,Al

(Si

)

Mn/I^O,,)

Al,(Si

Рис. 7.3. Поля составов некоторых гранатов (заштрихованы)

50 % Андрадит

;

(Si

)

Таблица 7.4

Средние

количества

пяти главных компонентов гранатов в породах

различных типов [12]

Тип породы

Пегматиты

Граниты

Контактово-изменен-

ные

силикатные

породы

Биотитовые

кристал-

лические сланцы

Амфиболитовые

крис-

таллические сланцы

Эклоги ты

Кимберлиты и пери-

дотиты

Различные основные

породы

Известковистые

контактовые породы

Альмандин

Андр

41,8

56,8

56,4

73,0

53,6

18,5

14,4

адит

Гроссуляр

6,0

20,7

39,1

9,0

34,4 15,6 28,7

40,8 51,1

Пироп

13,8

20,3

37,4

72,3

20,7

7,7

Спесартин

47,1

36,0

30,7

Гранаты являются типичными минералами

метаморфичес-

ких и метасоматических пород. Магматическая их природа до кон-

ца не ясна, хотя многое говорит за то, что

некоторых перидоти-

тах и

эклогитах

гранат кристаллизовался из расплава. Наиболее

полные данные по составам и

парагенезисам

гранатов приведены

в сводке Н. В. Соболева [63].

Глава 7.

Использование

геохимических данных при изучении породообразующих минералов 237

Смесимость всех

миналов

в гранате полная, а твердый ра-

створ близок к идеальному. Химический состав основных разно-

стей гранатов с подсчетом молекулярных процентов миналов при-

веден в табл. 7.5

(aim

—

адьмандин;

spess — спессартин; руг —

пироп; gross — гроссуляр;

andr

— андратит; uvar — уварит).

Таблица 7.5

Химический состав гранатов

[12],

Компо-

нент

Si0

ТЮ2

А1

Сг

FeO

МпО

МдО

СаО

О*

Сумма

Aim

Spess

Руг

Gross

Andc

Uvar

Альма-

ндин

37,39

0,16

20,72

0,83

36,37

0,86

3,85

0,41

100,59

81,5

1,0

15,4

1,1

0,1

Андра-

дит

34,94

0,69

30,40

0,58

33,20

0,19

99,97

2,4

3,4

94,2

грос-

суляр

39,96

" -

23,21

0,68

0,95

0,53

35,04

100,37

2,1

2,0

94,2

1,7

Минал

пироп

41,97

0,24

21,73

2,36

0,72

6,17

0,97

20,45

5,52

0,02

100,15

12,2

1,9

71,9

12,7

1,0

0,3

слес-

сартин

35,04

21,63

1,86

39,83

0,26

1,78

0,02

100,40

4,1

89,8

1,0

5,1

из

гра-

нитов

36,38

0,27

19,42

1,08

22,23

18,42

0,82

0,56

0,10

99,28

51,6

43,4

3,4

1,6

Гранаты

из

слан-

цев

38,95

0,18

20,40

1,88

28,01

2,78

4,32

2,38

100,07

67,3

6,9

18,5

6,7

0,6

из

скар-

нов

36,92

0,12

12,47

14,14

1,84

0,95

33,63

0,57

100,64

4,0

2,1

5,3

39,6

Химический состав гранатов зависит от состава вмещающей

породы. Пироп и близкие к нему гранаты встречаются главным

образом в

метаморфизованных

серпентинитах и других богатых

магнием породах (кимберлиты, перидотиты,

пироксениты).

Аль-

мандин обычен для метаморфических

сланцев,

спессартин

типи-

чен для гранитов и пегматитов, уваровит встречается в метасома-

титах по ультрабазитам, гроссуляр и андрадит характерны для

скарнов.

Гранаты

пиральспитовой

серии являются характерными ми-

Нералами метаморфизованных первично-осадочных пород

высо-

Коглиноземистого

состава, например кристаллических сланцев и

гнейсов с силлиманитом, биотитом и мусковитом. Они также ха-

рактерны для

эклогитов

эклогитоподобных

кристаллических

ланцев.

мигматитовых

комплексах

пиральспитовые

гранаты вхо-

238

Интерпретация геохимических данных

дят в состав как субстрата, так и жильного материала мигма-

титов.

Довольно широко гранаты распространены в метасоматичес-

ких породах. Они входят в состав кислых метасоматитов — про-

дуктов кислотного выщелачивания и в состав фемических метасо-

матитов основного и магнезиально-глиноземистого состава в

раз-

ных фациях регионального метаморфизма. В значительно меньшей

степени гранаты распространены в магматических породах — ким-

берлитах,

перидотитах, некоторых эффузивах, а также в гранито-

идах и пегматитах.

Среди метаморфических пород амфиболитовой и гранулито-

вой фаций преобладают гранаты

пироп-альмандинового

состава,

в породах эпидот-амфиболитовой фации — это

альмандиновые

или

спессартин-альмандиновые

гранаты.

В неизмененных метаморфических гранатах гранулитовой

фации содержание пиропового

минала

варьирует в среднетемпе-

ратурных комплексах от 26 до 40 %

(мол.),

в наиболее высокотем-

пературных субфациях достигая

44-60

(мол.),

10,0-14,0

(мае.)

MgO (табл. 7.6).

Для определения влияния температуры на состав гранатов

Д. А. Великославинский (1965) предложил использовать марган-

цовистость Mn/(MgO + FeO + MnO), которая в пегматитовых

гранатах всегда в 1,5 раза выше, чем в метапелитах и амфиболи-

тах.

Таблица 7.6

Интервалы колебаний

мшшльного

состава гранатов

фациальных

серий

разных типов метаморфизма, %

Минал

Пироп

Альмандин

Спессартин

Гроссуляр

Анд

рад

ит

Высокие давления

В.т.

44-60

(47)

38-52

(43)

6-12

(10)

С.

т.

26-40

(23)

53-64

(55)

10-21

(16)

Примечание.

В.т. —

Н.т.

8-14

(Ю)

58-66

(60)

2-7

(4)

18-27

(24)

0-4

(2)

Умеренные давления

В.т

28-36

(31)

58-65

(62)

2-2

(2)

3-6

(5)

С.т.

11-22

(15)

68-77

(73)

2-7

(4)

5-12

(8)

Н.т.

4-9

(7)

63-72

(69)

5-12

(Ю)

8-20

(12)

0-4

(2)

высокотемпературные; С.т. —

Низкие давления

В.т.

22-27

(25)

66-71

(69)

1-3

(2)

3-5

(4)

С.т.

13-21

(17)

71-77

(74)

2-7

(4)

3-7

(5)

Н.т.

6-12

(Ю)

73-81

(77)

4-11

(6)

4-Ю

(6)

0-2

0>—

среди

ете

перату

ые

Глава 7. Использование геохимических данных

при

изучении

породообразующих

минералов 239

Влияние давления на состав гранатов

среднетемпературных

метапелитов

было исследовано К. Б.

Кепежинскасом

[20, 21]. Для

составов,

пересыщенных

А1

им была выявлена положитель-

ная связь между содержанием СаО в гранате и номером сосуще-

ствующего плагиоклаза и построена диаграмма, на которой по-

вышение давления отмечается переходом кальция из плагиоклаза

в гранат для одного температурного уровня. На предложенной

диаграмме обособляются поля составов гранатов, соответствую-

щие двум различным типам метаморфизма (рис. 7.4). В отсутствие

дистена или андалузита можно использовать

парагенезисы,

со-

держащие силлиманит или ставролит. Позже было выяснено, что

на распределение кальция сильно влияет и температура, при по-

вышении которой составы

гранат-плагиоклазовых

пар отклоня-

ется

к оси плагиоклаза, тем не менее метод успешно использует-

ся при изучении

метаморфических

комплексов.

Рис. 7.4.

Соотношение

содержания СаО

гранате

анортатитового

компонента в

сосуществующем

плагиоклазе

из

метапелитов

дистен-силлиманито-

вого

(/)

андалузит-силлиманитового

(//)

типов

метаморфизма (К. Б.

Кепежинскас,

1971)

1 2 3

СаО, %

(мае.)

Н-Т. — низкотемпературные комплексы.

В природе гранаты образуются в ши-

роком интервале температур и давлений.

Они встречаются в разнообразных поро-

дах метаморфических комплексов от зе-

леносланцевой до

эклогитовой

фации, т.е.

интервале

400-1000

"С,

а в

магматических

образованиях

они

могут появляться в породах кислого, среднего, основного, ульт-

раосновного и щелочного состава.

Вариации компонентного состава гранатов разных фаций ме-

таморфизма наглядно отображаются на диаграм-

ме Пир -

(Aim

+ Spess) - (Gross + Andr). В

качестве примера можно привести сводные ди-

аграммы составов гранатов из пород разных

метаморфических поясов и

эклогитов

(рис.

7.5—7.8),

на которых поля гранатов раз-

Рис. 7.5. Сводная диаграмма полей составов пи-

роп-альмандиновых

гранатов разных фаций ме-

таморфизма

(Соболев

и др.,

1970):

/ —

зеленосланиевая;

// —

амфиболитовая;

Са-Cr

Пир

///—

гранулитовая;

IV—

эклогитовая