книги / Основы геохимии

ляются влиянием дислокационного метаморфизма на ускорение процессов метаморфизма вообще и метасоматоза в частности.

Важно подчеркнуть, что при миграции вещества во время метасоматических процессов не все элементы обладают одинаковой степенью подвижности. Д. С. Коржинский впервые ввел понятие о дифферен­ циальной подвижности компонентов при метасоматозе и установил следующий ряд их подвижности (подвижность падает слева направо):

- Н20 , С 02, S, SO?, К20 , Na20 , F, CaQ, 0 2, FeO, Р20 5, BaO, MgO, S i02, А120 3, Fe20 3, ТЮ2. Что касается непосредственно самих элементов (металлов), то характерно, что наиболее подвижными оказываются ионы больших ионных радиусов и относительно малых зарядов.

Приведенный ряд элементов и их соединений ни в коем случае не является догмой. Подвижность элементов зависит от многих причин и меняется в зависимости от конкретной геологической обстановки.

В результате дифференциальной подвижности элементов при диф­ фузионном и инфильтрационном метасоматозе растворенные вещества перемещаются на разные расстояния. Это приводит к возникновению так называемой метасоматической зональности.

Миграция в твердом состоянии протекает при высоких температу­ рах без участия жидких поровых растворов, непосредственно путем диффузии через кристаллические решетки минералов. При критиче­ ских температурах, близких к точке плавления, многие атомы крис­ таллической решетки переходят в возбужденное состояние. При дальнейшем повышении температуры это приводит к определенным перемещениям в кристаллической постройке, образованию дырок и дислокаций и, следовательно, к своеобразному перемешиванию ато­ мов в твердом теле. Таким образом, диффузии в твердом состоянии способствует повышениетемпературы, и, как следствие этого, — появ­ ление дефектов структуры.

Описанный путь миграции имеет место главным образом в металли­ ческих решетках, но даже и в этом случае для нее характерны исклю

281

чительно малые скорости. Скорости перемещения атомов некоторых металлов в металлических решетках представлены в табл. 84.

Как показывают данные табл. 84, перемещения, протекающие при диффузии в твердом состоянии, ничтожны. Этот путь миграции может приводить к образованию вторичных пленок замещения в минеральных зернах, но сколько-нибудь существенного геохимического эффекта не дает.

При изучении миграции элементов в процессе метаморфизма необ­ ходимо учитывать одно важное обстоятельство: направленность миг­ рации в пространстве. Все авторы, изучающие химизм метаморфизма, приходят к выводу о миграции растворенных элементов из нижних ко­ ровых горизонтов в верхние, т. е. из областей интенсивного метамор­ физма в области слабых его проявлений. Это относится в первую оче­ редь к миграции легко подвижных элементов и соединений.

МЕТАМОРФИЗМ МИНЕРАЛОВ

Известно, что каждый минерал устойчив лишь в строго определен­ ных интервалах температуры, давления и химизма среды. Если зна­ чения того или иного параметра среды выходят за критические для дан­

и химических особенностей данного минерального вида, в частном слу­ чае —к смене минерального вида, т. е. к полному минеральному пре­ образованию. Изменения идут взрывоподобно и не ограничиваются только рамками минерального вида. Изменяется вся ассоциация, ко­ торая перестает быть устойчивой в данных условиях температур, давлений и концентраций.

За последние годы данные минералогии, геохимии, петрологии и экспериментальной петрографии позволили сделать одно заключе­ ние — химический состав минерала не является величиной постоянной, а меняется в определенных пределах, являясь функцией температур, давлений и концентраций вещества окружающей среды. Иначе го­ воря, состав минерала зависит от степени его метаморфизма. Рас­ смотрим несколько примеров, подтверждающих эту закономерность.

1. Поведение при метаморфизме плагиоклазов общеизвестно. Анортит устойчив лишь при высокой и средней температуре и обра­ зует смеси с альбитом. В условиях низких температур (эпидот-ам- фиболитовой и зеленосланцевой фаций) происходит раскисление (деанортизация) плагиоклаза: в изоморфной смеси кальциевый ком­ понент замещается другими минералами, а натриевый (альбит) оста­

Альбит, наоборот, в условиях гранулитовой фации становится более неустойчивым. Даже кислые метаморфические породы гранулитовой фации становятся неустойчивыми и никогда не содержат чис.

282

того альбита, а плагиоклаз в них представлен андезином. Даже пертиты в полевых шпатах этой фации представлены не альбитом, а олигоклазом или олигоклаз-андезином.

Таким образом, состав плагиоклаза определяется конкретными термодинамическими условиями и при повышении степени метамор­

вмещающих породах, так и степенью метаморфизма биотита. Так, йри повышении степени метаморфизма в биотитах повышается со­ держание К, A1VI, Ti и (Fe, Mg), но понижается содержание Na, A1IV, Fe3+ и (ОН) (рис. 59). При этом следует подчеркнуть, что изменения количеств некоторых элементов настолько стабильны, что могут служить критерием для решения обратной задачи — для опре­ деления степени метаморфизма биотита по содержанию этих элемен­ тов (например, К, A1VI и Ti).

3. По образному выражению Н. А. Елисеева (1959), амфиболы «по своей структуре похожи на губку, которая может поглощать раз­ нообразные ионы». Действительно, в процессе метаморфизма проис­ ходит постепенное поглощение «губкой» амфибола разнообразных ионов. Это приводит к образованию разновидностей этого минерала, присущих каждой метаморфической фации: а) актинолит — фация зеленых сланцев, б) роговая обманка с примесью эденитовой молеку­ лы — эпидот-амфиболитовая фация, в) обыкновенная роговая обман­ ка — амфиболитовая фация, г) гастингсит— гранулитовая фация.

Общая тенденция эволюции амфиболов при повышении степени метаморфизма заключается в замещении кремния алюминием. По-ви­

283

димому, остальные превращения носят роль компенсационного изо­ морфизма, сопровождающего изоморфизм Si4+-v А13+. Изоморфизм, проходящий по общей схеме

и понижение количества двухвалентных металлов шестерной Коор­ динации. Таким образом, изменения химизма амфиболов при повыше­

Так же, как и у биотитов, эти изменения химизма амфиболов доста­ точно стабильны и позволяют определять термодинамическую обста­ новку по концентрациям ряда элементов.

Подобным же образом ведут себя и другие породообразующие минералы (гранаты, калиевые полевые шпаты, кальцит и т. д.). Наиболее ярко приспосабливаемость химизма минералов к меняющим­ ся термодинамическим условиям проявляется в минералах сложного химического состава, устойчивых в широком интервале температур и давлений (слюды, амфиболы, гранаты, полевые шпаты). Однако, как было показано А. Баддингтоном (1955), магнетит, находящийся в равновесии с ильменитом, также реагирует на повышение темпера­ туры и давления абсорбцией титана. Экспериментальные данные сви­ детельствуют о повышении содержания А1 даже в таком химически простом минерале, как кварц.

Таким образом, изученные химически главнейшие породообразу­ ющие минералы метаморфических пород подтверждают правило о том, что ведущие элементы земной коры Si, Al, Fe, Mg, Na, К, Ti и другие меняют свои концентрации в минералах в зависимости от температур и давлений при метаморфизме.

_ Естественно, что в процессе метаморфизма происходит перерас­ пределение не только ведущих элементов земной коры. В зависимости от степени метаморфизма в минералах изменяется содержание многих редких элементов, что также ведет к значительному общему геохимиче­ скому эффекту. Так, например, в роговых обманках амфиболитовой и эпидот-амфиболитовой фаций по сравнению с роговыми обманками (гастингситами) гранулитовой фации содержание Cr, Ni и Со значи­ тельно выше. Г. Де Вор (1955) на большом фактическом материале показал, что 1 км3 чистого горнблендита при повышении степени метаморфизма от амфиболитовой фации до уровня гранулитовой теря­ ет названные элементы в следующих количествах: Сг20 3—8 млн., N Ю— 4 млн., СоО — 0,8 млн. т.

Аналогичные результаты получены для многих породообразую­ щих минералов. Согласно этим данным, редкие элементы .изменяют при метаморфизме свои концентрации в следующих минералах: пла­ гиоклазах (Ва, Sr, Rb), биотитах (Ge, Y, Мп), гранатах (Ge, Y, Mn), пироксенах (Ti, Al).

284

Для выяснения степени насыщенности минералов теми или други­ ми элементами в связи с разными условиями образования минералов было предложено понятие коэффициента аккумуляции:

где п — число элементов в определяемой группе, ki — содержание элемента в данном минерале, К — кларк элемента в литосфере.

Иначе говоря, коэффициент аккумуляции п элементов — это сред­ нее арифметическое кларков концентрации этих элементов.

Коэффициент аккумуляции дает возможность судить о некоторых самых общих положениях, особенно важных, когда речь идет о боль­ шом числе редких (малых) элементов. Так,например, изученные Д. Шоу

Т аб л и ц а 85

Сопоставление содержаний редких элементов и коэффициентов аккумуляции в двух пироксенах (по Д. Шоу, 1964)

Полученные результаты являются данными самого общего поряд­ ка. В целях выявления разницы в содержаниях малых элементов для пироксенов, образованных в разной геологической обстановке, в данном примере было бы значительно рациональнее не усреднять общие результаты анализов, а выделить две группы элементов, ха­ рактерных для определенной геологической обстановки. Так, на­

285

пример, если выделить кларки концентрации элементов, резко преоб­ ладающих в пироксенах скарнов, с одной стороны, а с другой — эле­ ментов базальтов, то картина резко изменяется (табл. 86). Данные таблицы позволяют сделать выводы о различиях конкретных геохими­ ческих процессов, протекающих при контактовом метаморфизме и при кристаллизации кислой магмы.

Т абли ц а 86

Сопоставление коэффициентов аккумуляции двух пироксенов

Тем не менее не следует принижать роль коэффициента аккумуля­ ции. Получаемые посредством этой величины данные оказываются особенно важными при сравнении поведения различных элементов в минералах одной и той же породы. Этим путем были получены данные о концентрациях малых элементов в минералах одноименных пород. Оказалось, что наименьшей способностью концентрировать малые элементы характеризуются кварц и другие лейкократовые минералы. Цветные минералы насыщены ими в значительно большей степени. И, наконец, магнетит обладает исключительной способностью кон­ центрировать малые элементы (даже с учетом того, что он содержит только элементы с малыми и средними ионными радиусами, а элементы с крупными ионными радиусами практически не входят в его состав).

О РОЛИ МЕТАМОРФИЗМА В ДИФФЕРЕНЦИАЦИИ ВЕЩЕСТВА ЗЕМНОЙ КОРЫ

Степень метаморфизма находится в зависимости от глубины пог­ ружения первичных толщ в недра земной коры,..'В связи с этим приоб­ ретает большую важность следующий аспект метаморфизма: являют­ ся ли отмеченные выше многочисленные факты изменения химического состава как отдельных минералов, так и минеральных систем резуль­ татом перераспределения химических элементов в пределах каких-то ограниченных в пространстве геологических тел (пласты, пачки, мас­ сивы) или они являются отражением более широкого процесса, от­ ражением общей дифференциации вещества литосферы? Иными сло-

286

вами, имеет ли метаморфизм (в широком смысле) локальное значение или же он является одним из процессов, обусловливающих диффе­ ренциацию вещества в планетарных масштабах?

К сожалению, фактический материал по химическому составу метаморфических толщ в планетарном масштабе хотя и обилен, но еще далеко не достаточно систематизирован. Однако даже те данные, которые известны в настоящее время, позволяют сделать определенный вывод: весь комплекс метаморфических процессов имеет своим гео­ химическим следствием направленную дифференциацию вещества

Fe20 3, Si02. Изменения содержаний MgO и FeO незакономерны. Аналогичные сопоставления были проведены в СССР (Закруткин,

1968) для метаморфических толщ Анабарского, Украинского, Гви­ нейско-Либерийского и Туарегского щитов. Полученные результаты совпали с результатами по Аляске. Они показали обогащенность метаморфитов гранулитовой фации теми же элементами.

Проблема воды и водных растворов до сих пор считается одной из кардинальных проблем метаморфизма. В связи с этим исключительный интерес представляют данные П. Эскола о дегидратации метаморфи­ ческих пород при прогрессивном метаморфизме. В докембрии Фенноскандии было определено содержание Н20 в породах трех фаций.

.При этом были получены следующие величины: в фации зеленых слан­

287

цев — 3,15%, амфиболитовой фации — 0,33, гранулитовой фации — 0,35% Н20 .

Таким образом, гранулиты в процессе своего метаморфизма поте­ ряли около 3% воды. Для того чтобы представить масштаб процесса дегидратации, следует напомнить, что 1 % водных растворов составля­ ет в 1 км3 гнейса около 2,7 107 т.

Данные П. Эскола дают представление не только о масштабе яв­ ления, но и указывают на вероятный способ миграции элементов, выделяющихся при прогрессивном метаморфизме в виде водных раст­ воров, мигрирующих в случае разности давлений на значительные расстояния. При этом необходимо напомнить, что движение водных растворов при прогрессивном метаморфизме в общем всегда направлен­ ное, т. е. . растворы всегда восходящие. Следовательно, и миграция растворенных элементов также является направленной и приводит к выносу элементов (Si, К, Na, Н, О и др.) из областей высокой степени метаморфизма в области пониженных температур и давлений.

В эклогитовой фации содержание воды ничтожно. Она является глубинной границей зоны растворения, а главным источником раство­ ренного вещества для межгранулярных растворов служат породы гранулитовой и амфиболитовой фаций. Таким образом, поставщиком вещества, мигрирующего при метаморфизме в верхние коровые го­ ризонты, представляются глубинные зоны земной коры, в которых развивается метаморфизм высокой степени.

Чтобы оценить масштаб общего геохимического процесса, являю­ щегося следствием метаморфизма, необходимо учесть явление грани­ тизации и ультраметаморфизма. Последние протекают в области катазоны, т. е. охватывают комплексы, располагающиеся в термоди­ намических условиях по крайней мере гранулитовой и амфиболито­ вой фаций.

Геохимический эффект гранитизации очевиден. Как было убеди­ тельно показано Н. Судовиковым (1950, 1964), Д . С. Коржинским (1952), Г. Рамбергом (1952), огромные массы относительно легко под­ вижных компонентов (в первую очередь таких, как Si, К, Н, О, и в мень­ шей степени Na) мигрируют из глубинных зон литосферы в более высокие горизонты. Г. Рамберг вполне определенно указывает на породы гранулитовой фации, как на источник вещества для мигрирую­ щих вверх метаморфических растворов. Таким образом, в результате региональных метаморфических процессов происходит геохимическая дифференциация вещества литосферы: нижние горизонты обедняются Si, К, Н, О, Na и, следовательно, относительно обогащаются малопод­ вижными фемическими элементами Mg, Fe, Ti и также А1. Следует подчеркнуть, что геохимическая дифференциация осуществляется да­ леко це только в результате циркуляции межгранулярных растворов. Не меньшую, если не большую, роль играет палингенезис (анатексис), т. е. выплавление магмоподобных расплавов в результате ультраме­ таморфизма, но количественное сравнение этих процессов еще не проведено.

Возникающие при ультраметаморфизме магматические расплавы гранитоидного состава (как наиболее легкоплавкие) поднимаются в

288

верхние коровые горизонты и также приводят к миграции огромных количеств легких гранитофильных элементов. Миграция элементов в процессе гранитизации и их перемещение при интрудировании анатектических магматических масс приводят к весьма значительному геохимическому эффекту. Оценить этот эффект точно количественно мы пока не имеем возможности, так какточных'количественных дан­ ных по процессам гранитизации нет.

Однако можно представить их планетарные масштабы, если учесть данные по пространственному расположению геоизотерм и геоизо­ бар, соответствующих давлениям и температурам начала гранити­ зации и палингенезиса (анатексиса). Схематически это можно пред­ ставить диаграммой Дж. Розенквиста (рис. 60). Область анатектических расплавов (и тем более гранитизации) лежит на линии нор­ мального геотермического градиента, правее и ниже точки ее пересе­

(что соответствует экспериментальным данным по плавлению гранита, Горансон, 1938, Н. Хитаров, 1971, Г. Винклер, 1960, и др.), соответ­ ствует глубинам от 12 минимально (метаморфизм напряженных орогенических зон) до 23—25 км и более. Если учесть сводку новых дан­ ных по замерам тепловых потоков (Деменицкая, 1967) и возможные колебания величины геотермического градиента от 0,01 до 0,1 град/м, то станет очевидным, что температурная область возможных анатектических расплавов распространена в земной коре повсеместно, а глубина залегания ее верхней границы варьирует от 5,5 до 55 км.

Таким образом, метаморфизм и его крайнее проявление — ультра­ метаморфизм приводят к чрезвычайно интенсивной миграции элемен­ тов, протекающей в масштабах по крайней мере континентальной час­ ти земной коры. Многие авторы считают именно метаморфизм причи­ ной дифференциации вещества земной коры на гранитный и базальто­ вый слои. Во всяком случае, метаморфизм является одним из глав­ нейших звеньев общепланетарных геохимических циклов — необхо­ димым этапом векового круговорота многих веществ в истории земной коры. С этапом метаморфизма связано образование многих рудных

при метаморфизме. Доклады АН СССР, т. 173, № 4, 1967.

За к р у т к и н В. В. Об эволюции амфиболов при метаморфизме. Записки ВМО, ч. 97, № 1, 1968.

За к р у т к и н В. В. Об эволюции химизма биотитов при метаморфизме. «Гео­ логия и геофизика», 1968, № 6.

Ел и с е е в Н. А. Метаморфизм. Л., Изд-во ЛГУ, 1960.

Ко р ж и н с к и й Д. С. Гранитизация как магматическое замещение. Извес­ тия АН СССР, сер. геологич., 1952, № 2.

289

Природа метаморфизма. Под ред. У. С. Питчера и Г. У. Флинна. М.. «Мир», 1967.

С у д о в и к о в Н. Г. Мётасоматические граниты. Л., «Вестник ЛГУ» (геоло­ гия), 1950.

С у д о в и к о в Н. Г. Региональный метаморфизм и некоторые вопросы петро­ логии. Л., Изд-во ЛГУ, 1964.

D е V о г е G. The role adsorbtion in the fractionation and distribution of elements. Journal of Geolory 63, 159, 1955.

L a f f i t e P. Introduction a fetude des roches metamorphiques et des gites me* tallifere. Masson et C. Paris, 1957.

R a m b e r g H. Origin of metamorphic and metasomatic rocks, 1952.

R o s e n q u i s t J. T. The metamorphic and facies and the feldspar minerals. Univ. Bergen Arbok, 4, 1952.

S h a w D. Interpretation geochemique des elements en traces dans les roches crisstallines. Masson et C, Paris, 1964.

Г л а в а X I I ХИМИЧЕСКАЯ ЭВОЛЮЦИЯ ЗЕМЛИ

ВВОДНЫЕ ЗАМЕЧАНИЯ

Химическая эволюция Земли — часть великой химической эволю­ ции космоса. Глубокое изучение свойств вещества, радиоактивности земного, лунного и метеоритного материала, природных ядерных процессов, развитие геохимии изотопов в настоящее время упорно указывают на то, что мы должны считаться с теми течениями научной мысли в области космогонии, которые основаны на идее образования

ипреобразования элементов в эволюции космических систем.

Внедалеком прошлом геологи, исходя из выводов канто-лапласо­ вской гипотезы, искали следы огненно-жидкого состояния Земли и последующего ее охлаждения в наиболее крупных геологических

явлениях — тектонических движениях и магматических процессах. С открытием радиоактивности и изучением ее распространения необ­ ходимость в предположении огненно-жидкого начала нашей планеты отпала. Но сейчас можно и нужно идти дальше в глубину космических эпох. В настоящее время геохимики, приобретая все более прочную экспериментальную почву для научных обобщений, могут и должны искать в веществе Земли следы далеких космических процессов. Эти следы мы видим в явлениях естественной радиоактивности, в про­ цессах спонтанного деления тяжелых ядер, в застывших соотношениях ряда стабильных изотопов и, наконец, в общей картине атомной рас­ пространенности. Таким образом, изотопные соотношения представля­ ются нам как бы историческими документами, позволяющими рестав­ рировать космическую историю земного вещества.

Условия атомно-ядерных превращений для нас становятся все более известными. Последние достижения в области геохимии изото­ пов, ядерной физики и технологии, астрофизики и космохимии поз­ воляют по-новому подойти к реставрации истории вещества Земли. История химических элементов до наступления геологической исто­

290