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

Подождите немного. Документ загружается.

240

Интерпретация

геохимических данных

40 30

10 0 • .

Альм + Спесс

Гросс

Андр

Альм

Спесс

Грос

АНДР*

Альм

Спесс

Рис.

7.6.

Компонентный состав фанатов из

метапилитов

(Великославский,

1972):

а — поля фанатов андалузитового типа метаморфизма;

{

— зона фаната

(f);

—

зона

ставролита

(If);

3—

зона силлиманита

(III)',

4—

зона

второго силлиманита

(/У);

5—

зона

гиперстена(

У)\

линия

С—

соединяет составы известковых фанатов; точечные линии

офаничивают

поля фанатов из

метапелитов

дистенового

типа) 6 —

парагенитические

типы

фанатов

в метапелитах дистеневого и андалузитового типа метаморфизма; контур

состава фанатов, находящихся в ассоциации: с биотитом (б), со

ставролитом

(7), с

хлоритоидом

(8), с

кордиеритом

(9); граница,

разделяющая

ассоциации без полимор-

фов

SiO

(слева) от области (справа), где встречаются ассоциации с

А1

5Ю

;

так

и без

них

(10)-,

участки, для которых отсутствует аналитический материал

(II)

Рис. 7.7. Сводная

диафамма

составов из пород

Бирюсинского

метаморфического пояса:

, ,, ,, -

1—У—

поля фанатов (/ —

фанулитовои

фации; // — аль-

мандин

-амфибол

итовой

фации в

метабазитах;

///—

сил-

лиманит-ал ьмандин-ортоклазовой субфации

амфиболи-

товой

фации;

—

дистен-альмандин-мусковитовой

и ставролит-ди

стен

-альманди

новой субфации амфи-

болитовой

фации; У —

эпидот-амфи

бол итовой

фации); 1—3 — гранаты из метапелитов архейс- 20

кого комплекса фанулитовои фации

дииафто-

рированные

(/ — в

силлиманит-альмандин-

ортоклазовой

субфации;

2—

дистен-аль-

мандин-мусковитовой субфации; 3— в

ам-

фиболитовой

эпидот-амфиболитовой

фации);

4—7

гранаты из нетапелитов

нижнепротерозойского комплекса

амфиболитовой

фации (4 — ставролит-ди стен

-апь-

мандиновой

субфации; 5 — ста

вролит-дистен

-альманди

новой субфации

диафториро-

ванные

в эпидот-амфиболитовой и

зеленосланцевой

фации; 6 — дистен-альмандин-

мусковитовой субфации; 7

—

дистен-альмандин-мусковитовой

субфации

диафториро-

ванные

в эпидот-амфиболитовой фации); 8 — фанаты

из

метапилитов

рифейского

комплекса

андалузит-ставролит

-альманди новой субфации;

9-1!

— фанаты из

метаба-

зитов

(9—

ставролит-ди

стен -альманди

новой

субфации;

Ю—

фанулитовои фации

ди-

афторированные

в амфиболитовой фации; // — дистен-альмандин-мусковитовой

суб-

фации);

12—14—

фанаты из слюдоносных пегматитов

(12—

ставролит-дистен-альман-

диновой

субфации;

— дистен-альмандин-мусковитовой субфации;

—

силлима-

нит-ал

ьмандин-ортоклазовой

субфации)

Альм + Спесс 20

Пир

Глава 7. Использование геохимических

данных

при

изучении

породообразующих

минералов

241

Альм + Спесс Гросс + Андр + Увт

Рис. 7.8. Поля составов фанатов из различных эклогитов

(Удовкина,

1985):

1-2 — из ксенолитов в кймберлитовых трубках

— не алмазоносные эклогиты;

2а

—

алмазоносные эклогиты и включения в алмазах;

26—

гроспидиты, корундовые и

дисте-

нитовые

эклогиты);

3-6—

из эклогитов

гнейсо-амфиболитовых

метаморфических ком-

плексов (За — дистеновые и

каринтиновые

эклогиты;

— дистеновые эклогиты; 4 —

альмандиновых

биметасоматических эклогитов; 5— альмандиновые гранаты Полярно-

го Урала; 6

—тоже

Казахстана);

7 —

9эклогиты

слюдисто-глаукофановых

комплексрв

(7—альмандиновые

эклогиты; 8—

эклогитоподобные

породы кймберлитовых трубок;

9 — поле гранатов из

глаукофанизированных

эклогитов и

глаукофановых

сланцев)

ных

метаморфических зон хорошо обособлены и их перекрытие

незначительно. Также достаточно наглядными оказываются

диаг-

раммы, рассматривающие изменение содержаний основных ми-

налов фанатов при увеличении степени регионального метамор-

физма (рис. 7.9), а также изменение общей железистости в грана-

тах разных метаморфических зон (рис. 7.10). Как видно на рис. 7.9,

химический состав гранатов из метапелитов ладожской серии за-

кономерно изменяется с изменением степени метаморфизма. С

увеличением степени метаморфизма происходит неуклонное уве-

личение содержания пиропа (или MgO) и уменьшение содержа-

ния спессартина (или МпО). Кривая содержания альмандина (или

FeO) на рис. 7.9 обнаруживает отчетливый максимум в высоко-

температурной части зоны ставролита. От

изограды

граната до

высокотемпературной части зоны ставролита содержание альман-

дина увеличивается в результате уменьшения содержания спес-

сартина,

далее же к зоне гиперстена содержание альмандина сни-

жается в связи с увеличением в гранате пиропа. В целом кажется,

что

FeO ведет себя инертно, содержание его в гранате целиком

Контролируется изменениями в содержании МпО и MgO.

242

Интерпретации

геохимических

данных

^20

~*'

Альманд

Спессартйн

- \

)

1 И

1 1

-1нХ

•

А.

f I

Ч,

т"

Сд

,*•

—

-2

Итог- Гр Ст Сил Ги

рады

Зоны Гра-

ната

пегм Мигм

Ставролита

Сил-

лима-

нита

Сил-

лима-

нита2

Ги-

пф-

стени

и-

+ §

оо

>^f

оо

+__

UI-*

Г-i

Идог-

рооы

L-

•^

- 4

I \

т\

—

•~г~

Гр Ст Сил Ги

Пегм Мигм

"*~

Рис. 7.9. Изменения содержания

спессзр-

тина, пиропа и альмандина в фанатах

Се-

верного Приладожья

(андалузитовый

тип

метаморфизма) при прогрессивном

реги-

ональном метаморфизме. Темные знаки -

верхний предел, светлые — нижний пре-

дел содержаний (Великославинский,

1972)

Рис.7.ЮМаксимальное

(/)

и минимальное (2) значения обшей железистости в фанатах

из

разных метаморфических зон Северного Приладожья (Великославинский, 1972)

На рис. 7.10 наглядно показано изменение общей железисто-

сти с увеличением степени метаморфизма. Величина общей желе-

зистости отражает изменяющееся со степенью метаморфизма со-

отношение в гранате между Mg,

Mn.

Гранаты характеризуются достаточно разнообразным соста-

вом элементов-примесей (табл. 7.7), их отношений и корреляци-

онных связей (табл. 7.8). Это объясняется присутствием гранатов в

породах широкого спектра составов и генезиса.

Надежным индикатором геохимических условий кристалли-

зации

эклогитов

является содержание в гранатах

Сг

Так, на

Полярном Урале в

эклогитах

троктолитового

типа, генетически

связанных с гипербазитами, фанаты содержат

Сг

на

порядок

выше,

чем

гранаты

эклогитов

базальтового типа.

первых

Сг,0

среднем -0,01, во вторых ~

0,1

(мае.).

В порядке убывания концентраций малые элементы в грана-

те располагаются в такие схематические ряды:

породах амфибо-

литовой фации - Мп > Ti > Y >

Сг

> Sc >

> V >

Yb;

в породах

гранулитовой

фации — Mn > Ti >Y > Сг > V > Zr > Sc

>Yb

>N»-

Глаза

7. Использование

геохимических

данных при изучении породообразующих минералов 243

Таблица 7.7

Содержания малых элементов в гранатах пород

амфиболитовой

и гранулитовой фаций, г/т [73]

Эле-

мент,

оксид

Со

(ИпО

ТЮ

Гнейсы

А(47}

158

106

1,15

0,10

141

124

289

1,6

2,3

1,9

1,7

2,1

2,3

1,5

1,9

2,0

2,2

Примечание.!

фация;

Г(69)

198

127

0,62

0,09

135

122

166

1,3

1,7

1,6

1,7

1,9

1,4

1,6

2,0

— среднее

Г — гранулитовая

Основные

кристаллические

сланцы

А(15)

174

135

0,66

0,37

134

1,3

1,7

1,6

1,8

2,5

1.7

1,4

1,7

1,4

1,3

Г(38)

130

193

0.93

0,17

105

199

2 — стандартный

1,6

1,4

2,4

2,0

1,5

1,8

1,4

1,8

2,2

2,5

Жильный материал

мигматитов

А(11)

115

0,89

0,36

146

113

181

множитель

1,6

1,5

1,8

1,5

2,3

3,7

1,5

2,3

1,7

Г(18)

155

116

0,67

0,07

158

102

318

1,7

1,6

2,7

2,3

2,1

1,9

2,3

2,1

1,8

2,4

А — амфиболитовая

^ация;

в скобках число определений.

,,п

1 О

Отношения и

коэффициенты

корреляции

содержаний элементов

в гранитах пород разного состава, генезиса и степени метаморфизма [29]

•о

Параметры

Ti/Zr

R(Ti-Zr)

Sc/Y

R(Sc-Y]

Y/Yb

R<Y-Yb|

MnO/TiC>2

"(Mn-TiOj)

Основные

кристал-

лические сланцы (50)

А Г

4.17-41.25

3,9-30.00

(19,02) (11,79)

0,60 0,03

0.37-3.2 0,14-1,12

(0,89)

(0,50)

0,16 0,78

3.12-6.66

3.2-18.18

(4,54) (6,58) .

0,73 0,84

0,75-10,0

1,83-20.0

(2,44)

(7,43)

0,53

-0,19

Гнейсы (96)

А Г

1.0-19.09

3,75-66,0

(5,02) (5,82)

0,09

-0,06

0.14-1.44 0,13-1.17

(0,57) (0,54)

0,14 0,36

2.57-12.8 3.75-15.2

(7,15) (7,74)

0,87 0,75

0.80-125,0

1,14-65,0

(20,36)

(11,41)

-0,28 -(0,18)

Жильный материал (22)

А Г

3.75-66.0

.2-6.0

(30,38) 3,62

0,10

0,83

0.22-1.65

0.40-0,55

(0,73) (0,46}

0,07 0,59

2.44-10,0 5.0-10,0

(5,72) (6,91)

0,72 0.63

1.0-6.50

2,22-1000

(2,61) (17,89)

0,20

-0,08

и м е ч а

и e . A — амфиболитовая фация; Г — гранулитовая фация; в

скобках:

а) головка табл.

—

число проб; б) в знаменателе — средние содержания.

244

Интерпретация

геохимических Данных

7.4.

Типохимизм

пироксенов

Группа пироксенов

объединяет

большое число важных поро-

дообразующих минералов, близких по кристаллографическим и

физическим свойствам, а также по химическому составу. Общую

формулу пироксенов можно представить в следующем

виде'

А,

_ (В,

С),

где А - Са, Na; D - Mg,

Mn, Ni, Li; С

— Al,

иногда Cr, Ti, V; Z — Si,

Al,

изредка Ti,

p изменяется от 0 до

Выделяется две подгруппы пироксенов — ромбические (ор-

топироксены)

и моноклинные

(клинопироксены).

Ромбические

пироксены

образуют изоморфную серию, край-

ними членами которой являются энстатит —

[Si

]

и ферро-

силит —

FeJSi

Номенклатура промежуточных членов этой се-

рии приведена на рис.

7.11.

Усредненный химический состав пи-

роксенов из пород различного состава и их

минальный

состав

приведены в табл. 7.9.

Ромбические пироксены входят в состав разнообразных мета-

морфических орто- и парапород. Это

типоморфные

минералы гра-

нулитовой фации. Их находки в породах амфиболитовой

фации,

можно объяснить

тем,

что здесь они являются реликтом более

раннего метаморфизма

гранулитовой

фации. Ромбические пироксены

также встречаются в разнообразных магматических породах.

Состав ромбических пироксенов определяется как составом

вмещающих пород, так и их принадлежностью к определенной

генетической группе. В кристаллических сланцах основного соста-

ва и гнейсах — это большей частью гиперстены с содержанием

ферросилитового компонента

30-60

породах железистых

формаций —

ферросилиты

с очень высокой

железистостью.

MgMnSLO

Mn,Si,O,

2 2 6

Enst

Mg,Si

FSil

Fe,SLO,

Рис.

7.11.

Смесимость фаз в системе

(Si

)

(Si

)

в молярных

долях.

Enst - энстатит;

Brns

- бронзит; Hyp — гиперстен;

Fhyp

— феррогиперстен;

EV!

евлит;

Fsilt

— ферросилит

Глава 7.

Использование

геохимических данных при

изучении

породообразующих минералов 245

Таблица 7.9

Средний состав пироксенов из изверженных пород, %

Ком-

по-

нент

SiO

TiO

А1г0

Сг

FeO

MnO

MgO

CaO

Сумма

Ромбические

ультра-

базиты

(19)

54,46

0,04

2,40

0,53

0,18

8,07

0.07

31,52

1,72

0,15

0,76

99,90

нориты

и габбро

(10)

51,02

0,01

3,84

1,37

15,47

0,40

21,59

5,70

0,20

0,04

0,27

99,91

Моноклинные

пирок-

сениты

(Л

49,04

0,13

4,65

1,49

0,23

5,08

0,17

17,60

20,19

0,05

0,02

1.44

100,09

габбро и

нориты

(30)

50,30

0,51

3,95

1,73

0,07

9,20

0,19

15,15

17,82

0,18

0,09

0,82

100,10

сиениты,

диориты

(6)

49,76

0,01

5,04

3,28

7,46

0,30

12,55

18,89

1,24

0,09

0,73

99,35

щелочные

граниты и

сиениты

(9)

51,56

0,19

2,26

19,95

7,07

0,76

2,66

6,60

8,39

0,39

0,32

100,15

нефели-

новые

сиениты (9)

49,83

0,35

2,31

24,20

6,02

0,62

1,55

4,17

10,37

0,57

0,32

100,31

Основные

миналы

группы пироксенов, %

(мол.)

Hed

log

Eger

Jad

C/Ens

C/Fer

87,4

12,6

71J5-

28,4

76,3

0,3

16,2

7,1

69,3

1,3

12,6

16,7

68,7

5.6

8,8

16,8

15,1

11,8

57,1

4,8

10,6

8,8

8,2

69,6

2,9

10,5

В специфических комплексах магнезиального и одновремен-

но глиноземистого состава встречаются магнезиальные ортопи-

роксены

—

бронзиты

с железистостью

20—26

Маложелезистые

ромбические пироксены характерны для интрузивных и вулкано-

генных пород.

Более магнезиальные ромбические пироксены обычно явля-

ется и более высокотемпературными. Это характерно как для ме-

таморфических, так и для магматических пород, в которых наи-

Ьлее

ранние пироксены обогащены магнием.

Считается, что присутствие кальция в решетке ромбическо-

го

пироксена регулируется температурой: с ее ростом содержание

оксида кальция повышается. Прямая связь содержания оксида

каль-

|Ция

с температурой кристаллизации сохраняется и для метамор-

фических пироксенов.

246

Интерпретации

геохимических данных

Экспериментальные исследования [89] показали, что содер-

жание алюминия в ортопироксене зависит от того, с какими ми-

нералами он сосуществует, поскольку определяется разделением

алюминия между фазами. Присутствие в ортопироксене

и кальция влияет на фазовые отношения и устойчивость глинозе-

мистого ортопироксена, поэтому без учета минеральной ассоциа-

ции содержание алюминия в ромбическом пироксене не может

быть использовано ни как индикатор давления, ни как индикатор

температуры.

Содержания малых элементов в ромбических пироксенах, их

отношения и корреляционные связи (табл. 7.10) варьируют в раз-

ных породах в зависимости от генетического типа минерала и со-

става среды

минералообразования.

Кроме того, они различаются

в зависимости от Р

Т-

параметре

в метаморфизма. Возможны изме-

Таблица 7.10

Отношения и коэффициенты корреляции содержаний малых элементов

в ромбических пироксенах разного состава и генезиса [29]

Парамет-

ры

Породы

основного

состава

кристал-

лические

сланцы

Н +

В{45)

Cr/Ni 0.27-2.80

(1,09)

RCr<_Ni)

0,65

Ti/V

1.64-40,0

(9,38)

,-v)

0,46

MnO/TiO

1.11-14,3

(4,02)

R<Mnu-no

)

-0,58

Sc-Zr

0.45-3,33

(1,25)

R<sc-zn 0,00

Sc/Y

0,47-3.00

(1,33)

(SC

-Y}

0,69

орто

по-

роды

Н +

В(12)

0.71-7.14

(272)

0,57

4.12-18,9

(11,30)

-0,19

0.43-4.09

(1,48)

0,84

0,37-1.13

(0,73)

-0,04

НетУ

магнези-

ально-

глинозе-

мистые

породы

В(6)

Породы кислого состава

гнейсы

Н +

В(23)

мета

со-

матичес-

кие

чар-

нокиты

Н(10)

0.09-1,160,26-6.660,50-2,00

(0,51) (2,02)

0,00

2,40-33.61,20-25,5

(0,93)

14.2-33.3

(14,2)

(7,83)

(25,99)

0,00 0,16

0.30-2.140.16-4.500,40-45.0

(0,86) (1,56) (8,41)

0,00

0.18-1.500.35-4.660,28-2.20

(0,49) (0,91) (0,82)

0,26

0.42-0,860.57-4.66

0,37-2.33

(0,51)

(1.51)

(1,14)

жильный

материал

мигма-

титов

Н +

В(24)

0,27-4.54

(1,19)

0,47

1,66-48,0

(11,90)

0,18

0,10-20,0

(3,77)

-009

0.25-2.00

(0,94)

0,30

0.54-2.66

(0,94)

интру-

зивные

чарнокиты

Н(13)

0,25^22

(0,79)

0,75

4.62-Ш

(11,10)

0,74

.25-1Ш

(5,23)

-0,08

0.38-U6

(0,82)

0,50

Q.64-OJJ5

(0,78)

0,80__-

Примечание.

—

комлексы

низкого и умеренного давления; В —

комплексы

высокого давления; в скобках: а) в головке табл. — число проб; б) в знаменателе

— среднее значение отношений содержаний элементов; прочерк —

коэффициент

корреляции не вычислялся.

Глава

Использование

геохимических данных при

изучении

породообразующих

минералов

247

нения концентраций некоторых элементов в связи с последую-

щими преобразованиями.

Содержащиеся в ромбическом пироксене малые элементы

образуют ряды концентрации с некоторыми изменениями в зави-

симости от состава пород. В схеме их М. Д. Крылова представляет

следующим образом: для ромбических пироксенов пород основ-

ного состава (кристаллических сланцев и основных ортопород) —

Mn>Ti>Cr>Ni>Co>V>Sc>Zr>Cu>Y;

для ромбических пироксенов

пород кислого состава (разнообразных гнейсов и гранитоидов) —

Mn>Ti>V>Cr>Ni>Co>Zr>Sc>Y>Cu.

Среди моноклинных пироксенов различают кальциевые

кли-

нопироксены

(диопсид — геденбергит) и натриевые

клинопирок-

сены

(эгирины,

жадеиты,

омфациты).

Границы минеральных

ви-

дов в подгруппе моноклинных пироксенов приведены на рис. 7.12.

В большинстве случаев моноклинные

пироксены

метамор-

фических пород (кристаллических сланцев и гнейсов), а также

скарнов и метасоматических жильных образований

Mg—Са

соста-

ва представлены кальциевыми пироксенами

диопсид-геденберги-

товой серии.

В магматических породах, нередко также и в их метаморфи-

ческих

эквивалентах,

клинопироксены

представлены также

ди-

опсидами,

салитами,

а также авгитами

(титан-авгитами,

эгирин-

авгитами), пижонитами. В щелочных породах разброс составов

обычно велик — от диопсидов до омфацитов, где кальций заме-

няется натрием, а магний алюминием.

NaAISi

NaFe

CaMgSi,O

'ис.

7.12. Треугольные диаграммы моноклинных пироксенов [43]

CaFeSi

248

Интерпретация

геохимическ

Следует отметить, что состав

клинопироксенов

в определен-

ных комплексах пород относительно устойчив, т.е. он определяет-

ся составом породы и

/Т-условиями

их кристаллизации. Так, твер-

дые растворы серии геденбергит — диопсид — иохансенит

CaFeSi

-CaMg-Si

-CaMnSi

типичны для

скарновых

фор-

маций.

Диопсиды,

авгиты,

ферроавгиты

и другие минералы встре-

чаются в комплексах магматических пород

недосыщенных

щело-

чами. В щелочных интрузивных и метасоматических комплексах

широко представлены

клинопироксены

серии диопсид — геден-

бергит - эгирин

CaMgSi

-CaFeSi

-NaALSi

Преимущественный изоморфизм

Ca(Mg,Fe)

^->

NaAl

типи-

чен для клинопироксенов из

глаукофановых

сланцев,

эклогитов

и жадеитов. Типичный породообразующий минерал эклогитов —

омфацит.

Достаточно наглядно вариации компонентного состава кли-

нопироксенов отображаются на треугольнике Fe,

(по-

зиция Ml) с добавлением к нему графиков отношений натрия

(позиция М2) и магния (позиция Ml), а также

в фор-

мульных единицах. На этих диаграммах Fe означает Fe +

Mn;

(A1

Ti +

Сг);

Mg = (1- (Fe + Mn + Cr + Ti +

)).

Также достаточно наглядными оказываются графики отно-

шений:

жадеитовый

компонент

(Na-Fe

акмитовый

(Fe

*),

сум-

Рис. 7.13. Поля составов клинопироксенов из различных эклогитов по данным

35U

анализов

(Удовкина,

1985)

Глава

7. Использование

геохимических

данных при

изучении

породообразующих

минералов 249

ма щелочей и железистость клинопироксенов различных пород.

На этих графиках оксидное железо рассчитывается по формуле

-(Na

+ К +

)

(A1

+ Cr + Ti). В пироксенах с избыточ-

ным

расчетная величина

имеет отрицательное значение.

. В качестве примера приведены диаграммы полей

составов

клинопироксенов (рис. 7.13) и соотношения содержаний щело-

чей, железистости,

жадеитового

компонента (рис. 7.14),

Na +

(жадеит)

0,5

1 1

Na+K 0,6 0,5

0,4^

0,3.-

O.^

0,1 0,2 0,3

Рис. 7.14. Соотношение

содержаний

шелочей,

железистости

и жадеитового ком-

понента в различных

юшнопироксенах

из эклогитов и

эклогитоподобных

пород

По данным 350 анализов [73|

250 Интерпретация

геохимических

данных

составленных Н. Г.

Удовкиной

для

клинопироксенов

из различных

эклогитов и

эклогито

подобных

пород.

Как видно из этих диаграмм (см рис.

7.13,

7.14),

пироксены

из эклогитов характеризуются большим разнообразием составов,

при общей тенденции к обратной зависимости между содержани-

ем магния и натрия. Поля составов пироксенов из

эклогитоподоб-

ных

пород четко обособлены от

эклогитовых

по щелочности, со-

держанию

(чермакитового

и эгиринового

(акмитового)

компонентов).

В метаморфических породах диопсид обычно содержит зна-

чительное число элементов-примесей с широкими вариациями

содержаний (табл.

7.1

1),

отношений отдельных пар и их

корреля-

ционных связей (табл. 7.12).

По убыванию концентраций элементы распределяются сле-

дующим образом (Крылова, 1991):

вдиопсидах

из метаморфичес-

ких пород основного состава — Ti >

Mil

> V > Cr > Sc >

> Y > Ni > Co >

> Cu > Be; в диопсидах из пород кислого

состава - Mn > Ti > Zr > V > Sc > Cr > Y > Ni > Co > Yb >

Cu > Be.

Таблица

1 1

Содержания малых элементов

диопсидах

разных

пород

амфиболитовой

гранулитовой

фаций, г/т [29]

Гранулитовая

фация Амфиболитовая фация

Элемен-

основныце

,„,

жильный

параэкпогиты

ты,

гнейсы

(8)

мятрпмяп

ортопороды

скарны

(8)

оксиды материал (f)

121212121 2

Со 14-120 70

30-75

55 40-90 62

0-140

25^5

Ni 25-160 94 0-70 24 200-560 370

0-180

0,75

Cr 0-300 294

0-170

780-20001330

0-270

85 0-80 46

70-400

200

45-140

100 80-350 210

30-400

224

45-85

МпО

0,2-0,3

0,20 0,2-0,8 0,44

0,1-0,2

0,10 0,0-0,3 0,11

0,0-0,2

0,09

ТЮ

0,3-0,6

0,41

0,1-0,4

0,27

0,3-0,7

0,47

0,1-0,5

0,25

0,2-0,4

0,26

70-200 130 0,140 100 Не

опр.

20-110

70 100-230 170

80-450

225

30-260

130

0-110

0-80

33 0-27 13

Y 60-300 127

0-230

0-15

5 Не опр.

40-70

3-24

0-30

10 0-5 2 Не

опр. 0-13

Си 10-100 45

9-22

2-45

10 Не опр. 7-12 8

0-14

2,5

0-64

00-9

2,5 0-5

_J__

Примечание.

1— интервал; 2 — среднее; в скобках число

определении,

содержания МпО и

ТЮ

Глава 7.

Использование

геохимических данных при изучении

породообразующих

минералов 251

Таблица

7.12

Отношения и

коэффициенты

корреляции содержаний малых

элементов

в диопсидах пород различного состава, генезиса

и степени метаморфизма [29]

Породы

Породы основного состава кислого

етасома-

титы

состава

Основные

кристал-

,-,

Основные Гнейсы и

метры

Параэкло-

Скарны и

лические сланцы

._,

ортопороды

гранитоиды

...

(47)

гиты (6)

(6)

(14)

жилы

(8)

А Г А Г А Г

Cr/Ni

0,29-3,33

0.57-5.11

0,67-2.67

1,39-6,15

1.55-4.25

0.75-2,66

(1,47) (2,68) (1,71) (4,19) (2,27)

(1,77)

(

cr-Ni,

0,73 0,60 0,73 0,46

VfTi

0,04-0,38

0,02-0.42 0.04-0.23

0,03-0.19

0,03-0,15

0.03-0.05

(0,13) (0,14) (0,14) (0,08) (0,08) (0,04)

R(V-TO

- 0,90 -0,11

Y/Yb 4,33-7,86 2,50-12,0 2,00-3.00 4,29-21,66 3,85-5.83

(6,31) (6,69) Нет опр.

(2,50)

(9,80) (4,71)

FV-YB)

0,75 0,69

ZrvTi

0,03-0,14

0.02-0,10

0.03-0,09

0,03-0.08

0,09-0.12

(0,07) (0,06) (0,05) He опр.

(0,06)

(0,11)

R(Zr-Ti) 0,61 0,00 0,40

Sc/Y

1.11-4.40

0,73-3,00 0,64-3.86 0,28-0,54

(2,71) (1,63)

Heonp.

He опр. (1,75) (0,36)

1,00

0,61

Примечание.

Прочерк —

коэффициент

корреляции не вычислялся; в скобках

•-

число проб. А — амфиболитовая и Г — Гранулитовая

фаиии.

7.5.

Типохимизм

амфиболов

К амфиболам относится очень сложная группа ромбических

или моноклинных силикатов с общей формулой

,В

(OH,F,Cl),,

где А - Са, Na, К,

РЬ;

Са,

Li, Mg,

Na; С -

Mg, Mn; D -

Al,

Cr,

;

Z -

Al,

Be, Ti, Si.

Разнообразие катионов и парных замещений приводит к очень

сложному химизму, существенно затрудняющему классификацию

амфиболов. Различными авторами предложены многочисленные

схемы классификации амфиболов, из которых наибольшее при-

менение нашла классификация, предложенная Б. Е. Ликом [173] и

основанная на характеристике преобладающего иона в положе-

нии В (позиция М4 в структуре амфиболов). В соответствии с этим

Выделяются:

железо-

магниевые

(бескальциевые), кальциевые (сюда

252

Интерпретация

геохимических

данны-

же входят

кальциево-магниевые)

и щелочные амфиболы (рис.

7.15)

.Эта

классификация утверждена Международным комитетом и

рекомендована в качестве Международной номенклатуры.

Состав амфиболов тесно связан с условиями их образования

Так, для амфиболов магматического генезиса возрастает степень

замещения (Mg,

-»

(Al,

),-Ca

(Na, К), Si

(рис.

7.16) по мере увеличения щелочности пород в ряду: диорит

гранит

нефелиновый сиенит и диорит

-»

щелочное габбро,

поэтому для диорита характерна роговая обманка, для гранитов

— даже рибекит, для нефелиновых сиенитов — арфведсонит. Для

амфиболов метаморфического происхождения отношение Mg/Fe

Tsckt'niuikile

Magnesio-arfvedsonilc

NaNa,L

MSi

0,,(OH),

NaCaNflL,M£i

Aro

(OHT^ CALCIC

Tremolile

саЛ

МЗ!,АЮ

,(ОН)

Aluwijao-twlienjiakile

Mg,

Mil.

Fe'

OH =

OH,

Cl.

Nuines

are

only

given

for

Mil

111.'.

'"'I

AMI'HIBOLH

CLASSIFICATION

lui

(Ca

-t-Na),,

1-34

(8—Si)

excluding

Fe—Mg—Мп

umphiboks

Рис.

7.15. Международная номенклатура амфиболов

(за

исключением

Fe~Mg~^

амфиболов)

Tsckennakite

—

чермакит;

Magnesio-arfvedsonic

магнезиальный

арфведсонит;

Ghicophane

- глаукофан;

Magnesio-riebeckite

- магнезиальный рибекит;

Richterite

- рихтсрит;

Magnesio-katopliorite

~ магнезиальный катофорит;

Magiiesio-tarainite

- магнезиальный тарамит;

Vincliite

- винчит;

Akimino-barroisite

- алюминиевый

барруазит;

Ferri-barroisite

- ферри барруазит;

Edenite

— эдинит;

Tremolite

трем"'

лит;

Magnesio-hornblende

магнезиальная роговая обманка;

Ahimino-tschenvuikite

- алюминиевый чермакит;

Ferri-tschermakite

—

ферри-чермакит;

Names

are

оп'У

given

for

Mg and members — названия даны только для магнезиальных членов

Глава

7. Использование геохимических

даниых

при изучении породообразующих минералов 253

Na,Ca

(Mg,

/ \

Нефелиновые

'сиениты

e^)

(OH).

Базальты

7Si 6Si

(Mg,

Рс

)

З|„О

(ОН)

(Mg,

Fe")o

(Mg,

Fe^

)

Al,Si

Рис. 7.16. Зависимость между составом и парагенезисом кальциевых

амфиболов

закономерно изменяется при переходе от

метаморфизованных

ги-

пербазитов (антофиллит) к железистым кварцитам

(куммингто-

нит). Для метаморфических пород, возникших за счет

магнезиаль-

ных известняков и доломитов, характерны тремолит, иногда рихте-

рит.лар

гасит; за счет осадочных пород, богатых минералами желе-

за

"(карбонаты,

оксиды, гидрооксиды, хлориты), — актинолит.

Увеличение степени метаморфизма приводит к повышению

содержания натрия и калия в

позиции

А и увеличению отноше-

ния (Na +

K)/(Na

+ К + Са).

Исследование составов щелочных гранитов, нефелиновых

сиенитов, карбонатитов и других

щелочно-карбонатных

пород

позволило Л. Л. Перчуку выявить интересные закономерности про-

явления изоморфизма в пределах каждой группы перечисленных

пород. Здесь широко проявлен

гетеровалентный

изоморфизм

2(Fe

Al)

3(Mg,

При этом

кальциевость

амфиболов почти не

изменяется, широко проявлен изоморфизм

<-»

Mg. В гранитах

магнезиальность амфиболов не превышает 15

в нефелиновых

сиенитах она изменяется от 15 до 90

а в карбонатитах — от 80

До 98

Усредненный химический состав амфиболов из пород раз-

личного состава приведен в табл. 7.13.

Зависимость химического состава кальциевых и щелочных

Моноклинных амфиболов, а также железо-магнезиальных моно-

клинных и ромбических амфиболов от условий их кристаллиза-

ции удобнее рассмотреть раздельно.

254

Интерпретация

геохимических

данных

Таблица

7.13

Средний химический состав амфиболов из пород различного состава, %

Компонент

SiO

TiO

А1

FeO

MnO

MgO

CaO

Сумма

Габбро

44,88

0,80

10,83

4,85

10,19

0,09

12,87

12,18

1,44

0,39

1,49

100,01

Диориты

45,83

0,34

10,13

4,73

10,59

0,15

13,28

11,43

1,58

0,48

1,32

0,06

99,92

Граниты

46,99

0,46

6,27

3,24

11,23

0,25

14,18

12,91

1,69

0,67

0,97

0,03

0,04

99,93

Щелочные

граниты

49,29

0,32

2,26

18,70

17,12

1,25

0,55

1,51

6,79

0,56

0,88

0,05

100,38

Сиениты

41,41

1,64

7,55

8,21

22,19

0,85

2,95

7,61

4,48

1,79

1,02

0,06

0,11

99,87

Амфиболиты

40,52~~~

1,16

11,11

6,02

19,09

0,59

6,19

11,53

1,47

1,40

2,15

0,11

0,04

100,37

Кальциевые амфиболы (роговые обманки) имеют наиболь-

шую распространенность, поэтому их мы рассмотрим наиболее

подробно. Роговые обманки — характерный минерал региональ-

но-метаморфических пород. Железистые роговые обманки обыч-

но входят в состав богатых кальцием кристаллических сланцев и

гнейсов, магнезиальные роговые обманки и

паргаситы

— в состав

метаморфизованных

карбонатных пород и скарнов. Роговые об-

манки тремолит-актинолитового ряда нередко образуются при

метаморфизме основных магматических пород. Актинолит также

входит в состав

глаукофан-зеленосланцевых

метаморфических

комплексов. Тремолит обычен в регионально метаморфизованных

карбонатных породах.

В комплексах высоких давлений, в

эклогитах

выделяются ка-

ринтины

— роговые обманки с широкими вариациями состава, в

целом магнезиальные с относительно низкой

железистостью

(/"'

7—28

%),

с вариациями общего содержания

А1

{И

—17

%),

но

с повышенным количеством

октаэдр

чес

ко

го алюминия

пониженным содержанием кальция и с повышенной натриевос-

тью (до 3,3 % Na

O).

Б. Ликом [174] была предложена диаграмма в координатах

—A1

на которую были нанесены составы 936 кальциевых

субкальциевых амфиболов. Метаморфические амфиболы широко

рассеялись по всему полю с некоторым сосредоточением

его

центральной части. Амфиболы скарнов и карбонатных пород

об-

ф. ед

Глава 7. Использование геохимических данных при

изучении

породообразующих

минералов 255

разуют поле в правой нижней части диаграммы (точечный контур

на рис. 7.17), где тяготеют к составу чистого

тремолита,

хотя и

располагаются в других частях поля. Амфиболы изверженных по-

род в целом концентрируются в нижней части диаграммы, что

определяется относительно низкими значениями

Б. Лик обо-

значил также линию предельно возможного содержания

при

данном значении кремния

А.

Моттана

и А Эдгар,

рассмотрев составы 50

ам-

фиболов из

эклогитовых

парагенезисов (высокоба-

рические ассоциации),

выделили на диаграмме

—A1

шесть групп каль-

циевых амфиболов из эк-

логитов разного генезиса:

глаукофаны,

кальциевые

глаукофаны,

каринтины,

роговые обманки, барру-

азиты

керсутиты.

Диаг-

рамма демонстрирует воз-

растание

в амфиболах

к увеличением давления.

А/вторы

подчеркивают,

рто

состав первичных эк-

логитовых амфиболов является важным индикатором условий фор-

мирования

эклогитов.

Так, глаукофан характерен для фации глау-

кофановых

сланцев,

каринтин в эклогитах типичен для условий

амфиболитовой фации, а керсутиты, найденные в эклогитах маг-

матического происхождения, формировались в условиях верхней

мантии.

Диаграмма

—(Na

+ К) была предложена Дж. Бардом [92].

На ней выделены поля амфиболов кианит-силлиманитовой и ан-

далузит-силлиманитовой

фациальных

серий с небольшой облас-

тью перекрытия. На этой диаграмме (рис. 7.18) амфиболы из низ-

кобарических

комплексов характеризуются низкими значениями

октаэдрического

алюминия

0,1-й),4},

составы же с наи-

большими значениями октаэдрического алюминия

(A1

0,6ч-1,2)

Наблюдаются среди амфиболов высокобарических комплексов.

Таким образом, содержание тетраэдр

чес

ко

го алюминия

имеет тенденцию к возрастанию в кальциевых амфиболах,

крис-

Si, ф. ед.

ф. ед.

Рис. 7.17. Диаграмма

для кальцие-

вых и субкальциевых амфиболов (Cast -

гас-

тигсит; Ed - единит;

Trem

тремалит)

[29,

174]

256

Интерпретация

геохимических

данны;

Na + К, ф. ед.

Trem 0,5

0,5

1,5

Trem

ф. ед.

Рис. 7.18. Составы кальциевых амфиболов метаморфических комплексов на диаг-

рамме Дж. Барда (Ed - единит;

Pare

- параганит; Trem —

тремалит)

[92]

таллизующихся

при более высоких температурах, а содержание

алюминия в

октаэдрической

позиции в большей мере может быть

использовано для характеристики условий давления.

Заканчивая рассмотрение поведения алюминия в метамор-

фических амфиболах, необходимо отметить петрографический

аспект этого вопроса. На основании анализа изменений кальцие-

вых амфиболов в зональных сериях андалузит-силлиманитового,

кианит-силлиманитового и

жадеит-глаукофанового

типов

мета-

морфизма от зеленосланцевой до гранулитовой фации Г. Г. Дук в

1976 г. пришла к принципиально важному петрологическому зак-

лючению: поскольку в сериях низкого давления

(андалузит-сил-

лиманитовая) в кальциевых амфиболах ведущую роль играет алю-

миний в тетраэдрической позиции, главное значение здесь имеет

изменение температуры, и, таким образом, метаморфическая зо-

нальность в этих сериях близка к изобарической. В сериях повы-

шенного давления в структуре кальциевых амфиболов существен-

ную роль играет октаэдрический алюминий — метаморфическая

зональность является изотермической (Дук, 1976).

Глава 7 Использование

геохимических

данных при

изучении

породообразующих минералов 257

Изоморфизм между кальциевыми и натриевыми амфибола-

ми непрерывен. Изовалентное же замещение Са

Mn,Fe

Са

Mg в кальциевых амфиболах ограничено из-за существова-

ния разрыва смесимости между ними и

Mg—

Fe-амфиболами.

Вме-

сте с тем при относительно высоких температурах происходит об-

разование твердых растворов.

Хотя содержание щелочей в кальциевых амфиболах не пре-

вышает

4,0—3,5

щелочи в них являются непременной состав-

ной частью, причем их содержание не зависит от литологическо-

го состава вмещающей породы.

Преобладающим ионом среди щелочей является натрий. Его

наиболее высокая концентрация

отмечается в эденитовой

роговой обманке. В рихтерите, который по составу ближе к щелоч-

ным амфиболам, окись натрия достигает 7,8

Калий всегда вхо-

дит в меньшем количестве. Его минимальное содержание отмеча-

ется в кальциевых амфиболах из

эклогитов

и глаукофансодержа-

щих сланцев. Однако доля калия в амфиболе может возрастать в

связи с процессами гранитизации или щелочного метасоматоза.

Увеличение содержания натрия и калия в кальциевых амфи-

болах Дж. Бард [92] объяснил увеличением степени метаморфизма.

Некоторое возрастание содержания щелочей отмечается в амфи-

болах интрузивных и

анатектических

гранитоидов. С этими данны-

ми согласуется зависимость распределения алюминия от активно-

сти щелочей. С повышением последней возрастает количество тет-

раэдрического алюминия, в определенной мере являющегося по-

казателем температуры.

Моноклинные амфиболы

Fe—Mg

ряда

куммингтонит-грю-

нерит характерны для регионально

метаморфизованных

пород в

Р-Т-условиях

андалузит-силлиманитовой

фациальной

серии, для

контактово-метаморфизованных

пород, а также часто отмечают-

ся в составе метабазитов. Они замещают ромбические

пироксены,

при этом по гиперстену обычно развивается

куммингтонит,

по

эвлиту — грюнерит. Оба минерала характерны также для пород

железисто-кремнистых формаций докембрия.

Е. А.

Костюк

в этой серии выделяет три типа:

маложелези-

стые

куммингтониты

железистостью/=

ЗОн-50

встречающи-

еся в амфиболитах и других кристаллических сланцах основного

состава, а также в метасоматических

кордиерит-куммингтонит-

антофиллитовых

породах; по экспериментальным данным амфи-

болы такой железистости устойчивы при повышенных температу-

рах

550

"С;

2) наиболее распространенный тип —

куммингтони-

1998

258

Интерпретация

геохимических данный

ты с

железистостью/

50-^85

чаще всего встречающиеся в

породах железистых формаций; 3) редкая группа — настоящие

грюнериты

железистостью/—

которые встречаются либо

в железорудных

образованиях,

либо в фаялитсодержащих породах.

По экспериментальным данным, эти амфиболы устойчивы при

более низких температурах

(450—620

°С).

Куммингтонит

обычно входит в состав амфиболитов в ассо-

циации с роговой обманкой и плагиоклазом, значительно реже с

антофиллитом. Появление в метаморфической породе

кумминг-

тонита свидетельствует о

/Т-условиях

амфиболитовой фации

ан~

далузит-силлиманитового

типа;

грюнерит

— показатель

РТ-усяо-

вий метаморфизма

эпидот-амфиболитовой

фации.

Ромбические амфиболы — антофиллит и жедрит входят в

состав

регионально-метаморфизованных

пород и контактовых

роговиков, а также формируются в процессе

магний-железисто

го

метасоматоза. Они присутствуют в породах амфиболитовой и гра-

нулитовой фаций. Дегидратация антофиллита приводит к образо-

ванию гиперстена, и таким образом, этот минерал является как

бы переходным между фациями. Антофиллит может развиваться

по ромбическому пироксену.

Таблица 7.14

Глава 7

Использование

геохимических данных при изучении

породообразующих

минералов 259

Антофиллит образуется при региональном метаморфизме

ультраосновных пород и тогда обычно встречается в ассоциации с

тальком. Жедрит отмечается в метавулканитах, преимущественно

основного состава.

Вариации

петрохимического

состава

серии

антофиллит-жед-

рит обусловлены замещениями Mg

<->

и (Mg,

)Si

<->

2А1.

Из четырех

миналов

— актинолита, ферроактинолита, жедрита и

феррожедрита

—

чисто железистый (ферроактинолит) в природе

не встречен.

Данные по содержанию в амфиболах элементов-примесей,

значений их отношений и корреляционным связям обобщены в

табл. 7.14, 7.15.

В амфиболах основных кристаллических сланцев и метабази-

тов концентрации малых элементов распределяются в такой пос-

ледовательности

[29]:

Ti >

Мп

> V > Y > Zr > Сг > Sc > Ni >

> Со > Nb >

> Си > Be; Zr и Y нередко меняются местами.

Таблица

7.15

Отношения и

коэффициенты

корреляции

содержаний малых элементов

в амфиболах разного состава, генезиса и степени метаморфизма [29]

Содержания

малых

элементов в

Кристаллические

сланць

Гранули-

товая

фация

(47)

Со 104

Ni 225

Сг

398

V 578

МпО

0,13

ТЮ

1,59

Zr 106

Sc 93

Y 94

Yb 9

Си 14

Be ; 6

1,3

2,3

3,0

1,9

1,7

2,3

1,7

1,6

2,1

1,7

2,6

1,6

состава

Амфиболи-

товая фация

(43)

265

416

393

0,11

1,21

1,7

2,4

3,4

1,8

2,2

1,8

1,7

1,5

2,3

1,8

3,0

1,7

амфиболах,

основного

Зеленослан-

цевая фация

(11)

109

309

4,50

363

0,17

0,58

г/т

[29]

Гнейсы

Амфиболито-

вая

фация

(14)

1,2 90

1,9

111

2,4 173

333

1,6

0,32

2,2

1,19

1,9

143

1,9

115

2,1 179

1,7

3,6

1,5 12

1,3

2,3

3,6

1,4

1,8

1,4

2,2

1,8

2,2

3,9

1,8

Гранули-

товая

фация

(11)

100

201

246

593

0,20

2,00

217

111

274

1,7

2,4

4,2

2,0

1,7

2,0

1,8

2,1

1,6

1,8

3,7

1,8

Породы основного состава

Пара-

R(Cr

Ni)

V/Ti

(V-Ti)

Y/Yb

R(Y-Yb)

основные

кристаллические

сланцы (67)

0.44-4.24

701

0,80

0,02-0.14

(0,06)

0,56

2.22-28.9

(12,87)

0,77

Zr/Ti

O.QO-Q.03

(0,01)

(

Z,-T,>

0,35

Sc/Y

0.29-4.25

R(Sc-Y)

uxi;

0,19

0,45-10.0

0,61

0,02-0.32

(0,07)

основные

ортопороды

(8)

0,60-8.93

(.3,46)

0,02-0.20

(0,08)

2.60-6.0

(4,10)

0,04-0.10

0,06

0,54

33-24.

(13,22)

0,53

0.01-0.04

(0,01)

0,44

8,75-12.5

(10,52)

0.01-0.04

(0,02)

0,39-3.30

0.57-1.71

(1,07)

0,44

(1,13)

1.22-12.5

(8,22)

0,01-0.13

(0,03)

0.90-1.27

(1,02)

Пород

кислого состава

гнейсы и

гранитоиды

(52)

0,18-2.81

(1,45)

084

0.02-0.11

(0,06)

-0

7.50-15.9

(11,53)

0,01-0.11

(0,04)

012

0,31-1.68

(0,81)

0,37

0.14-6.66

(2,04)

0.01-0.11

(0,04)

3,60-26.7

(14,90)

0,00-0.03

(0,01)

0,19-1.11

(0,54)

0,84

метасо-

матиты

(61

0,17-1.87

(1,05)

02-0

005

16.0-30.0

(22,37)

0.01-0.10

(0,03)

0,19-0.53

(0,37)

Примечание.

I—

среднее; 2 — стандартный множитель; в скобках — число

определений; содержания МпО и

ТЮ

даны в

процентах.

Примечание.

—

амфиболитовая

фиция;

Г — гранулитовая

фация;

в скобках:

в головке табл. — число проб; в колонках табл.

—

средние значения.