Поиск

Полнотекстовый поиск:
Где искать:
везде
только в названии
только в тексте
Выводить:
описание
слова в тексте
только заголовок

Рекомендуем ознакомиться

'Документ'
С момента вступления в силу Федерального закона от 25.07.2002 г. № 115-ФЗ «О правовом положении иностранных граждан в Российской Федерации» осуществле...полностью>>
'Документ'
Среди детей с ограниченными возможностями здоровья, то есть тех, кто имеет различные отклонения в психофизическом и социально-личностном развитии и ну...полностью>>
'Документ'
Рассмотрен метод компенсации влияния линейных ускорений, действующих на бесплатформенную гировертикаль (БГ), путем введения блока коррекции. Приведены...полностью>>
'Документ'
Відповідно до ст. 34 Конституції України, ст. 5 Закону «Про інформацію» кожен має право на інформацію, що передбачає можливість вільного одержання, ви...полностью>>

Главная > Документ

Сохрани ссылку в одной из сетей:
Информация о документе
Дата добавления:
Размер:
Доступные форматы для скачивания:

Химической дифференциации подвергаются продукты химического выветривания. Она заключается в том, что они осаждаются в порядке, обратном их растворимости. Осадочная химическая дифференциация отражена следующей схемой (по Пустовалову):

п е р е н о с

Окислы Fe,Al ←

Окислы Mn ←

SiO2

Глауконит (Fe3+ › Fe2+) ←

Шамозит (Fe3+ ‹ Fe2+) ←

Сидерит FeCO3

Глины ←

Мергели ←

Кальцит CaCO3

Доломит CaMg(CO3)2

Гипс CaSO4 * 2H2O

Ангидрид CaSO4

Галит NaCl ←

Сильвин KCl ←

Бишофит MgCl2 * 6H2O ←

и др. соли

Аллотигенные

окислы

Eh › 0

pH › 7,5

Аутигенные

силикаты

железа

Eh ‹ 0

Глины, Карбонаты

Eh ‹ 0 pH › 7,8

Соли

pH › 7,8 Eh › 0

Гумидный тип литогенеза Аридный тип литогенеза

Образующиеся при химическом выветривании оксиды железа и алюминия нерастворимы в воде и поэтому формируют осадки уже в зонах выветривания (например, в корах выветривания), либо сносятся механическим путем в тонкодисперсном виде в ближайшие болота, озера и тоже остаются на континенте. Но большая часть этих оксидов в виде коллоидных растворов достигает морей, океанов. На границе река-море коллоидные растворы разрушаются под воздействием ионов морской воды, частички слипаются, укрупняются и разносятся в виде мути по шельфу и далее по всей акватории. В застойных участках шельфа они осаждаются и, накапливаясь, образуют месторождения железных руд и бокситов. Оксиды марганца (Mn4+) тоже нерастворимы за исключением

Mn2+ (Mn (HCO3)2 растворим в воде) и Mn7+ (ион MnO-4 растворим в воде). Поэтому часть оксидовMn остается на континенте, но большая часть достигает морей в коллоидных растворах, которые сразу разрушаются, частички слипаются и разносятся. В застойных прибрежных участках они могут дать месторождения. Эти месторождения Mn и Fe, располагаясь на шельфе, находятся в кислородной зоне Мирового океана. Кремнезем SiO2 несколько более подвижен, чем Fe, Mn, Al, т.к. обладает заметной растворимостью и в ионной и молекулярной формах. Переносится он и в коллоидных растворах. Попадая в Мировой океан, кремнезем остается в растворе. Щелочная морская вода и коллоидные его частицы переводит в раствор. Осаждается кремнезем главным образом биогенным путем. Например, оболочки клеток диатомовых водорослей сложены опалом. После отмирания водорослей на дне накапливаются кремнистые илы. Они распространены на шельфе, также на континентальном склоне и в ложе океана.

На края шельфа и в верхней части континентального склона, т.е. на границе кислородной (окислительной) и углекислотной (восстановительной) зон океана, разносимые по акватории тонкие частицы гидрооксидов Fe3+, в осадке с периферии начинают восстанавливаться (т.е. Fe3+ → Fe2+) и переходить в форму Fe(HCO3)2, которая растворяется, поставляя в среду осадка ионы Fe2+. Эти ионы Fe2+ вместе с органогенным кремнеземом и другими компонентами осадка порождают силикат железа – глауконит. В нем ионы Fe3+ преобладают над Fe2+, и это маркирует место его образования на границе шельфа и континентального склона. У этой же границы, но чуть ниже по континентальному склону железо связывается в другом силикате – шамозите, в котором уже ионы Fe2+ преобладают над Fe3+. Вмещающими для глауконита, чаще всего, являются песчаные осадки, а для шамозита – алевритовые. Еще ниже, в средней части континентального склона, т.е. в восстановительной (углекислотной) зоне, ионы Fe3+ совсем исчезают и в осадках, обогащенных железом, при их диагенезе образуется карбонат двухвалентного железа – сидерит в виде пластовых залежей или конкреции в глинистых породах. Начиная с зоны образования сидерита и глубже, т.е. на нижней половине континентального склона и в океаническом ложе господствуют глинистые осадки, т.е. самые тонкие осадки, местами сменяемые мергелями, органогенными известняками, доломитами. На этом заканчивается ряд осадков, образующихся в условиях гумидного литогенеза. А в аридном типе литогенеза с известняков и доломитов все только начинается, но карбонаты здесь другие, они - хемогенно-осадочные и образуются вследствие упаривания морской воды в мелководных заливах, лагунах морей в аридном климате. Сначала осаждается кальцит, затем доломит. Порядок осаждения здесь регулируется ионной растворимостью, а это значит – концентрацией ионов в воде. Концентрация же обуславливается степенью упаривания морской воды. Поэтому с увеличением степени упаривания последовательно осаждаются: гипс, ангидрит – галит NaCl – сильвин KCl – карналлит КCl * MgCl2 * 6H2O – бишофит MgCl2 * 6H2O и др.

16.3. Диагенез.

Диагенез – это совокупность процессов, происходящих в осадке и превращающих его в породу. Он начинается сразу после осаждения. Движущей силой диагенеза является физико-химическая неравновесность различных компонентов осадка друг к другу, к среде и к изменениям химизма среды. Осадок – смесь разных по восстановленности-окисленности компонентов, по щелочности-кислотности компонентов, по растворимости компонентов и по другим параметрам. Поэтому возникают силы, приводящие компоненты осадка в равновесие друг с другом. Например, в осадке имеются окислы Fe, Mn, которые неравновесны с органическим веществом осадка, т.к. оно представляет собой восстановленную форму по углероду и водороду. Органическое вещество осадка неравновесно и с иловой водой осадка, т.к. в ней изначально есть свободный кислород, создающий окислительную среду. Иловая вода осадка стремится придти в химическое равновесие с компонентами осадка и поэтому, стремясь достичь насыщения, она будет растворять (до насыщения) компоненты осадка. Более того, иловая вода будет частично отбирать у глинистых минералов, коллоидных частиц, частиц органики, принесенные ими в осадок химические элементы в сорбированном виде, т.е. будет стремиться придти в равновесие и по этим элементам. Обобщая, можно сказать, что движущей силой диагенеза является стремление системы (осадка) понизить свою энергию Гиббса путем выравнивания химических потенциалов химических элементов всех компонент осадка и среды, т.е. каждый химический элемент стремится, чтобы его химический потенциал в каждом компоненте осадка и в среде был одинаковым и этим самым внести свой вклад в понижение энергии Гиббса системы осадка в целом. Важную роль в диагенезе играет органическое вещество осадка, которое в своем стремлении уравнять химические потенциалы своих химических элементов со средой и другими компонентами осадка, начинает разлагаться, поглощая из среды кислород и выделяя в нее CO2, H2S, H2O и органические кислоты (при неполном разложении). Поэтому среда будет меняться и по химизму, и по Eh, pH. Это заставит осадок вновь устранять неравновесность среды и компонент осадка. Диагенез длится десятки-сотни тысяч лет, и за это время в осадке успевают произойти большие изменения, образуются новые (аутигенные) минералы, которые сцементируют частицы осадка и сделают его породой.

Выравнивания химических потенциалов химических элементов в осадке сопровождается следующими процессами:

  1. Растворение некоторых компонент осадка. Например:

СаСО3 (раковина) + СО2 + Н2О → Са(НСО3)2

Морская вода – это ненасыщенный раствор и способна растворять. Именно она и пропитывает осадок. Растворению способствует СО2, поступающий от разложения и окисления ОВ осадка.

  1. Окисление ОВ. Например: С6Н12О6 + 6 * СО2 + 6 * Р2О. Видно, что окисление (разложение) органики сопровождается понижением окислительного потенциала среды (Еh) и повышением ее кислотности (pH), т.к. СО2 + Н2О → Н2СО3 → Н+ + НСО-3 и из щелочной она станет кислой. При большом количестве ОВ в осадке на его окисление израсходуется весь кислород, и среда станет восстановительной углекислотной. Для окисления следующих порций ОВ будет расходоваться кислород от сульфат-иона SO2-4 морской воды с помощью сульфат-редуцирующих бактерий и среда станет восстановительной углекислотно-сероводородной

4СН2О + SO4 → H2S + 4 * CO2 + 3 * H2 или SO2-4 + 2 * C4 + H2 → 2 * CO2 + H2S.

В 1 г ила – до 1000000 бактерий.

  1. Восстановление химических элементов с переводом в раствор компонентов осадка и формированием из них новых минеральных (аутигенных) фаз. Например:

2 * Fe2O3 + C → 4 FeO + CO2; FeO + 2CO2 + H2O → Fe(HCO3)2 → FeCO3 + CO2 + H2O

Подобным же образом восстанавливаются ионы Mn4+, V5+, U6+ и др. до состояний Mn2+, V3+, U4+, причем вследствие этого марганец повышает свою подвижность, а V, U - понижают ее. В верхней зоне осадка глубиной от п * 1 см до п * 10 см среда обычно окислительная, а глубже – восстановительная. Восстановлению химических элементов в осадке могут помогать и бактерии, разлагающие ОВ и поставляющие С, Н, необходимые для восстановительных реакций, отмеченных выше.

  1. Продолжаются реакции химического выветривания (гидролиз, гидратация, карбонатизация), начатые еще на суше в зонах выветривания. В осадках еще много полевых шпатов, слюд, амфиболов, которые не успели разложиться, т.к. стадии выветривания и переноса – это короткие по времени стадии.

Диагенез – это длительная стадия. Она охватывает десятки-сотни тысяч лет. За это время указанные минералы успевают подвергнуться гидролизу (разложению), а продукты гидролиза – претерпеть гидратацию, карбонатизацию. Нередко бывает, что в осадок поступает свежий вулканический материал, который не проходил стадию выветривания. Такой материал в диагенезе претерпевает более интенсивные преобразования реакциями гидролиза, гидратации и карбонатизации.

  1. Происходит взаимодействие верхней части осадка (20-30 см) с наддонной водой. Это открытая система. Глубже – система является закрытой. Из осадка в природную воду поступают СО2, H2S, H2, CH4, а в осадок из природной воды поступают O2, SO2-4, Ca2+, Mg2+, причем первые два идут на окисление органики, а два последних – на образование аутигенных карбонатов (кальцит, доломит), ион SO4-4 идет частично на образование аутигенного гипса. Известковые осадки при поступлении Mg2+ подвергаются доломитизации.

  2. Происходит образование аутигенных минералов в поровом пространстве осадка из химических элементов морской (поровой) воды и элементов, извлекаемых из различных компонентов осадка. Образуются: кальцит, доломит, сидерит, гипс, глинистые минералы, фосфаты Са (апатит), сульфиды железа (марказит, пирит, гидротроилит). Например, Са(HCO3)2 → CaCО3↓ + CO2 + H2O при уменьшении Рсо2 или при уменьшении кислотности и возрастании щелочности среды. Другой пример, 2 * Fe2O3 + C → 4FeO + CO2 ; FeO + H2S + n * H2O → FeS * n H2O + H2O. Здесь образуется гидротроилит, который позднее перейдет в марказит или пирит FeS2. Образующиеся в порах осадка аутигенные минералы цементируют (скрепляют) частицы осадка друг с другом, превращая рыхлый осадок в сцементированную плотную породу.

  3. Перераспределение вещества и образование конкреций происходит в осадке из-за его первичной неоднородности. Эта миграция усиливается при неоднородном распределении в осадке ОВ. Разлагаясь, ОВ создает вокруг себя восстановительную среду, чаще кислую, а иногда и щелочную. В участках отсутствия ОВ среда долго сохраняется щелочной и менее восстановительной. Создается градиент в среде осадка по рН и Еh. Это усиливает локальную миграцию вещества в слое осадка и приводит к образованию конкреций (кальцитовых, сидеритовых, опаловых, халцедоновых, фосфоритовых, пиритовых, марказитовых и др.), а также к обогащению отдельных участков и прослоев осадка теми или иными аутигенными минералами. Например, в участках кислой среды идет растворение и удаление карбонатов и осаждение кремнезема, а в участках со щелочной средой, наоборот, растворяются и удаляются опаловые компоненты и осаждаются карбонаты.

Зона диагенеза чаще всего распространяется до глубин 300-500 м. Иногда она заканчивается на глубине уже 80 м, а иногда протягивается до глубины 1200 м. При лавинной седиментации со скоростью 1000мм/1000лет средняя продолжительность диагенеза составляет 300-500 тыс. лет, а в целом диапазон охватывает от 80 тыс. лет до 1,2 млн. лет. Глубина диагенетических преобразований напрямую зависит от длительности диагенеза, а длительность связана обратной зависимостью со скоростью осадконакопления. Поэтому, чем меньше скорость осадконакопления, тем интенсивнее диагенез и меньше рассеянного ОВ сохранится в породе. Наоборот, чем больше скорость осадконакопления, тем слабее диагенез и тем больше рассеянного ОВ сохранится в породе.

Диагенез наиболее интенсивно протекает в глинистых осадках. В верхнем слое илистого осадка содержится 80-90% воды. На глубине 80 м остается 40% воды, а на глубине 1200 – 20% воды. Эти проценты означают и пористость осадка. Видно, что с глубиной она уменьшается и осадок уплотняется. Температура на подошве зоны диагенеза может достигать 30-500С.

В песчаных осадках диагенез протекает слабо, т.к. они бедны ОВ. Пески почти не уплотняются (т.к. зерна касаются друг друга и их трудно дополнительно сблизить). Аутигенное минералообразование в песчаных осадках определяется главным образом взаимодействием захороненных в осадке морских вод и поступающих в песчаные пласты иловых растворов (элизионных вод) из нижележащих уплотняющихся глинистых осадков и пород.

Растительное ОВ в диагенезе превращается в торф.

16.4 Катагенез.

Катагенез – это стадия глубинного преобразования осадочных пород под действием повышенных температур, давлений и подземных минерализованных вод. Зона катагенеза протягивается до глубины 5 км. Температура у кровли зоны – 30-500С, у подошвы –

150-2000С, давление от первых сотен бар до 1-2 кбар. Длительность – от сотен миллионов лет до 1-1,5 млрд. лет. Катагенез делят на две стадии, которым отвечают разные по глубине зоны пород: 1) ранний; 2) поздний (глубинный).

Ранний катагенез охватывает толщу пород до глубины 2-3 км. Здесь температура возрастает до 1000С, давление – до 0,8 кбар, пористость снижается от 20% до 15%. Происходит уплотнение пород, отжатие воды (иллюзионный процесс). Продолжаются процессы гидролиза силикатов, в результате которых они превращаются в глинистые минералы. Полевые шпаты – в смектиты (монтмориллонит) в щелочной среде, а в кислой среде – в каолинит. Мусковит в щелочной среде переходит в гидромусковит, а в кислой – в каолинит. Биотит в щелочной среде переходит последовательно в гидробиотит – вермикулит – глауконит – монтмориллонит, а в кислой среде – в хлорит → каолинит. По вулканическим пироксенам, амфиболам развиваются хлориты. Вулканическое стекло (пепел) превращается в хлориты → смектиты, а стекла кислого состава – в цеолиты. Этот гидролиз, высвобождая щелочные элементы, увеличивает рН поровых вод (рН › 7), среда становится щелочной. Рост температуры увеличивает растворимость и растет минерализация вод от 1-5 г/л вверху зоны до 200 г/л внизу (3 км). Гидрокарбонатные воды с глубиной сменяются гидрокарбонатно-сульфатными вследствие высаживания части карбонатов. Аморфные диатомиты, трепелы превращаются в опоки вследствие уплотнения, но остаются опаловыми, а по опалу развивается кристобалит и халцедон.

Торф переходит в бурый уголь. За счет животного ОВ начинают формироваться нефтяные углеводороды, но еще в незначительном количестве (сотые доли процента от содержания ОВ). Глинистые породы могут играть роль манометра через свою плотность, которая у них линейно увеличивается от 1,3 г/см3 (на глубине 80 м) до 2,0 г/см3 (на глубине 3 км), а углистое вещество может играть роль термометра, т.к. содержание Сорг в нем линейно увеличивается от 60% на глубине 80 м до 70% на глубине 2,5 км, что отвечает увеличению температуры среды от 400С до 1000С.

Глубинный (поздний) катагенез протекает на глубинах 2,5-5 км. Температура здесь растет от 1000С до 2000С, давление – от 0,8 кбар до 1,5 кбар. Пористость уменьшается от 15% до 2%. Плотность глинистых пород увеличивается до 2,6 г/см3. Подземные воды в зоне являются высокоминерализованными (более 300 г/л) и становятся сульфатными (после выпадения карбонатов), глубже они становятся сульфатно-хлоридными, а еще глубже – хлоридными (после выпадения сульфатов гипса, ангидрита в твердую фазу). Поры заполняются аутигенными цементирующими минералами (кальцит, доломит, кварц, ангидрит и др.). Происходит регенерация кварцевых зерен в песчаниках с зарастанием пор кварцевым цементом (регенерационным). Развивается процесс гидрослюдизации (иллитизации) и хлоритизации монтмориллонита, но не в больших масштабах. Структура иллита более плотная, чем у монтмориллонита и это стимулирует процесс гидрослюдизации по схеме:

3KAl2 [Si4O10](OH)2 * nH2O → 2KAl2[AlSi3O8](OH)2 (иллит) + 6 * Si(OH)4 + K+

Высвобождаемый кремнезем вместе с излишками порового раствора выжимается из уплотняющихся глин в соседние песчаные породы, где образует кремнистый цемент. Этот кремнезем цементирует и сами глинистые породы, превращая их в аргиллиты.

Карбонатные породы перекристаллизовываются в мраморы. Исчезает опал. Бурый уголь переходит в каменный уголь и содержание углерода в них повышается до 80%. Глубинный катагенез является главной фазой нефтеобразования из рассеянного животного ОВ в интервале температур 60-1500С.

16.5. Метагенез.

Он протекает на глубинах 5-10 км при температурах 200-3000С и давлении 2-3 кбар. Пористость практически исчезает вследствие перекристаллизации всех пород. Глинистые минералы трансформируются в хлорит и серицит. Глинистые породы переходят в глинистые сланцы и филлиты, песчаники – в кварцитовидные песчаники. Халцедон замещается кварцем. Появляются K-Na-ПШ (микроклин, альбит, олигоклаз, эпидот, цоизит и др.). Каменный уголь переходит в антрацит (С ≥ 95%). Исчезновение глинистых минералов является границей перехода метагенеза в метаморфизм.

17. Процессы метаморфизма.

17.1. Общие представления, катакластический и контактовый метаморфизм.

Метаморфизм – это совокупность процессов минерального и структурно-текстурного преобразования пород в эндогенных условиях под действием повышенных температур, давлений и химически активных веществ (факторов метаморфизма).

Источниками повышенной температуры являются: 1) кондуктивная теплопередача глубинного тепла; 2) инфильтрационный тепломассоперенос глубинными флюидами;

3) тепло магматических интрузий; 4) радиоактивный распад. Источниками повышенного давления является давление нагрузки вышележащих пород (литостатическое давление) и одностороннее боковое давление (стресс), развивающееся при столкновении литосферных плит и их блоков. Химически активные вещества в зону метаморфизма поступают: 1) из нижележащих пород коры и мантии в составе восходящих флюидов; 2) из магматических интрузий; 3) из пород, извлекаемые мигрирующими через них флюидами.

По направленности различают прогрессивный и регрессивный метаморфизм. Прогрессивный метаморфизм протекает с увеличением температуры, а регрессивный – при ее понижении. Различают три вида метаморфизма: 1) контактовый; 2) катакластический динамометаморфизм; 3) региональный. Контактовый метаморфизм развивается в зонах контакта магматических интрузий с вмещающими породами. Он бывает контактово-термальным и контактово-метасоматическим. Контактово-термальный метаморфизм протекает под действием повышенной температуры без привноса и выноса вещества, т.е. он является изохимическим. Происходит лишь перекристаллизация пород с исчезновением низкотемпературных и появлением высокотемпературных минералов. Контактово-метасоматический метаморфизм протекает с привносом и выносом вещества. Привнос вещества происходит из постмагматического остаточного очага. Его эволюция во времени приводит к развитию во вмещающих интрузию породах разнообразных метасоматических процессов (скарнообразование, альбитизацию, грейзенизацию, гидротермальную деятельность) и формированию отвечающих им метасоматических пород.

Катакластический динамометаморфизм развивается в зонах разломов. Здесь под действием бокового давления возникает разлом, порода дробится, превращается в брекчию, а ее обломки затем перетираются до пылеватого (пелитоморфного) состояния (милонит). В верхней части земной коры эти зоны характеризуются повышенным окислительным потенциалом и по ним перемещаются низкотемпературные гидротермальные растворы. Эти растворы вызывают метасоматическую переработку и перекристаллизацию милонитового материала. Образуется много тонкочешуйчатых минералов (серницит, хлорит, серпентин), агрегаты которых как бы размазываются по плоскостям трещин смещения в зоне разлома, образуя»зеркала скольжения» с характерными бороздами смещения, по которым зоны разломов диагностируются в поле. Если милонитовый материал содержал Mg–Fe – силикаты, то при его перекристаллизации и образовании серицита, хлорита, серпентина, эпидота и др. низкотемпературных силикатов в условиях повышенного окислительного потенциала железо стремится выйти из силикатной формы и образует свои оксидные минеральные формы (магнетит, гематит), которые усиливают магнетизм зон разломов. Поэтому в магнитных полях зоны разломов обычно характеризуются линейными положительными магнитными аномалиями.

17.2 Региональный метаморфизм.

Он проявляется на обширных пространствах во внутренних зонах земной коры под действием внутреннего тепла Земли и повышающегося с глубиной давления. Средний геотермический градиент земной коры составляет 300С/км. На платформах он уменьшается до 10-200С/км, а в активных зонах, наоборот, повышается до 50-700С/км. Геобарический градиент земной коры составляет 27 * 106 Па/км (0,27 кбар/км). Повышение температуры и давления вследствие погружения породы на глубину нарушает ее физико-химическое равновесие и вызывает минерально-структурную перестройку. Происходит уплотнение породы, ее дегидратация, перекристаллизация, исчезновение неустойчивых и образование более устойчивых минералов, анатексис. Все минерально-структурные преобразования породы происходят через поровый раствор, который растворяет неустойчивые и кристаллизует более устойчивые минералы. Активность поровых растворов сильно возрастает при увеличении температуры и давления среды. Ступень метаморфического преобразования породы принято называть фацией метаморфизма. В региональном метаморфизме по температуре выделяют следующие фации:

  1. Фация зеленых сланцев. Т = 300-5000С

  2. Эпидот-амфиболитовая фация. Т = 500-6500С

  3. Амфиболитовая. Т = 650-8000С

  4. Гранулитовая. Т = 800-9500С

  5. Эклогитовая. Т › 9500С

Давление при региональном метаморфизме прогрессивно возрастает с глубиной и чаще всего в пределах 3-10 кбар. Лишь в эклогитовой фации оно превышает 10 кбар, т.к. она развивается обычно в мантии. Началом фации зеленых сланцев является исчезновение в метаморфизуемой породе глинистых минералов. Вместо них широко развиваются зеленые мелкочешуйчатые минералы хлорит, серицит. Структура породы становится сланцеватой. Эта фация является изохимической, т.к. привноса и выноса вещества не происходит. В эпидот-амфиболитовой фации хлорит, серицит исчезают и появляются мусковит, эпидот, актинолит, которые исчезают в амфиболитовой фации и появляются биотит, роговые обманки, гранаты. В гранулитовой фации, которая развивается ниже границы Конрада в нижней коре, исчезают биотит, амфиболы и широко развиваются пироксены и гранаты. Сквозными минералами первых четырех фаций являются кварц и полевые шпаты. С глубиной их количество уменьшается, увеличивается количество темноцветных минералов, а в полевых шпатах уменьшается количество К, Na и увеличивается количество Са. В эклогитовой фации исчезают полевые шпаты. Остаются лишь пироксены и гранаты.

В эпидот-амфиболитовой фации породы представлены в основном кристаллическими сланцами и появляются гнейсы. В амфиболитовой фации господствуют гнейсы, гранито-гнейсы, в гранулитовой – гранулиты, а в эклогитовой – эклогиты. Во всех фациях, кроме зеленосланцевой, метаморфизм протекает с привносом и выносом вещества. Привнос и вынос вещества наиболее интенсивен в амфиболитовой фации. Он осуществляется глубинными флюидными тепломассопотоками, которые идут из мантии и значительно усиливаются на границе Конрада, т.к. здесь во флюидах появляется и начинает господствовать вода, источником которой являются:

1) окисление восстановленных водородно-углекислотных мантийных флюидов

2 + О → Н2О; СН4 + 2 * О2 → 2 * Н2О + СО2);

  1. дегидратация слюд и амфиболов. Они содержат ОН-группы, которые уходят во флюид при перекристаллизации их в пироксены и гранаты;

  2. отжимаемая поровая вода пород, т.к. пористость резко уменьшается.

Таким образом, восстановленные, щелочные (несут К, Na) мантийные флюиды выше границы Конрада становятся умеренно окисленными углекислотно-водными и приобретают кислотный характер, т.к. Н2О + СО2 → Н2СО3 → Н+ + НСО-3. Эти флюиды путем инфильтрации продвигаются вверх и производят кислотное выщелачивание пород. Выщелачивают они, прежде всего, щелочные и щелочноземальные элементы. Поэтому подвижность главных петрогенных элементов в этих флюидных тепломассопотоках можно описать следующим рядом (начиная с более подвижных): K-Na-Ca-Fe2+-Mg-Si-Al. Следует заметить, что кислотному выщелачиванию будут главным образом подвергаться более высокотемпературные Са-Mg-Fe – силикаты (анортит, пироксены, амфиболы), а низкотемпературные К-Na ПШ будут меньше подвергнуты этому процессу и будут в основном сохраняться и даже накапливаться за счет калишпатизации плагиоклазов. Уноситься в основном будут элементы-базификанты (Са, Fe, Mg), частично и Na, К, а оставаться будут Si, Al, а также значительная часть К, Na. В итоге, метаморфизуемая порода будет раскисляться и дебазифицироваться. Этот процесс Д.С.Коржинский назвал гранитизацией. Гранитизация очень широко распространена в гранитно-метаморфическом слое земной коры, сложенном в основном гнейсами, гранито-гнейсами, гранитами. Процесс гранитизации в основном протекает в условиях амфиболитовой фации метаморфизма, простирающейся по глубине до границы Конрада.

В участках более интенсивной миграции восходящих глубинных флюидных тепломассопотоков в условиях амфиболовой фации (а частично и в эпидот-амфиболитовой) метаморфизм может сопровождаться анатексисом – выплавлением из метаморфизуемой породы наиболее легкоплавкой ее кварц-полевошпатовой части. Этому способствует обилие воды во флюидах, которая понижает температуру плавления кварца и К-Na ПШ до 550-5000С. Образовавшийся кварц-полевошпатовый расплав может тут же и раскристаллизироваться в виде линзочек, гнезд, прослойков, прожилков, превращая породу в мигматит . Эти выплавки могут мигрировать вверх на расстояние до нескольких километров. Продвигаясь вверх, они объединяются с себе подобными выплавками и в итоге образуют гранитоидные магматические тела больших размеров, раскристаллизация которых порождает крупные гранитоидные массивы. Эти магматические тела тоже пронизывались теми же метаморфизующими восходящими кислыми глубинными флюидами, которые производили дальнейшую дебазификацию расплавов, порождавших затем лейкократовые (почти лишенные темноцветных минералов) гранитоиды. Поэтому эти гранитизирующие флюидные потоки еще называют и трансмагматическими.

Выше фронта гранитизации восходящие метаморфизующие флюиды начинают остывать, и наступает регрессивный этап регионального метаморфизма. Он охватывает самую верхнюю часть гранитно-метаморфического слоя коры и низы осадочного слоя. Остывая, флюиды пересыщаются и отлагают принесенный ими минеральный груз в виде разнообразных метасоматических преобразований пород и образования минералов, обогащенных принесенными элементами, т.е. элементами, которые эти флюиды выщелочили из пород на прогрессивном этапе метаморфизма. Образуются регионально метасоматизированные породы с широким развитием в них серитицизации, мусковитизации полевых шпатов, хлоритизации биотита, карбонатизации, окварцевания, пиритизации, альбитизации, флюоритизации, микроклинизации ПШ, биотитизации граната, образованием кварцевых, кварц-мусковитовых, кварц-альбитовых, кварц-турмалиновых жил и прожилков.

В процессе регионального метаморфизма происходит перераспределение и дифференциация не только главных петрогенных элементов, но и многих малых элементов земной коры. Прогрессивный метаморфизм низших ступеней обычно является изохимическим. Он не сопровождается ни мобилизацией, ни переотложением рудного вещества и поэтому является безрудным. Прогрессивный метаморфизм более высоких ступеней носит деструктивный характер в отношении большинства рудных элементов. Они выносятся из метаморфизуемых пород, а их переотложение в виде рудных концентраций происходит в условиях регрессивного этапа метаморфизма в метасоматически измененных породах выше фронта гранитизации, мигматизации.

18. Геохимия урана.

В природных обстановках уран встречается в двух состояниях U4+, U6+. Высокий заряд и большой ионный радиус не позволяют урану замещать главные петрогенные элементы в минералах. Поэтому уран стремится создать свои собственные минералы. Однако, этому препятствует низкое содержание урана в земной коре, которое в среднем составляет 0,00025%, причем в верхней коре его содержание0,00028% в 10 раз выше, чем в нижней коре 0,000028%. Содержание урана в основных типах пород приводится ниже (вес. %).

Магматические породы: Осадочные породы:

- ультрабазиты 3 * 10-7 - глинистые породы 3,7 * 10-4

- основные 5 * 10-5 - песчаники 0,5 * 10-4

- средние 1,8 * 10-4 - карбонаты 2,2 * 10-4

- кислые 3,5 * 10-4

В природных условиях уран находится в четырех- и шестивалентном состояниях, обладает литофильными свойствами, высоким сродством к кислороду и появляется в природе исключительно в виде оксидов UO2 (уранинит и его разновидности – настуран, урановая смолка, урановая чернь) или в виде катиона уранила UO22+, образующего соли кислородных кислот. Уранинит нерастворим в воде и выпадает в осадок, соли уранила достаточно растворимы и обеспечивают миграцию урана. В магматическом процессе в восстановительных, щелочных обстановках ионы U4+ хорошо растворяются в гранитных магмах. При их раскристаллизации небольшая часть ионов U4+ (до 15%) в виде изоморфной примеси рассеивается по породообразующим минералам (особенно по темноцветным), формируя повышенный кларк урана в гранитах. Значительно большее его количество связывается в акцессорных минералах гранитов, таких как титанит, ортит, монацит, циркон, апатит, ильменит и др., в которых U4+ изоморфно замещает Ti, Ca, Ce, Zr. Однако, большая часть ионов U4+ накапливается в остаточных расплавах в постмагматическом очаге, с эволюцией которого связаны месторождения урана в пегматитах, альбититах и гидротермальных образованиях. В пегматитах и альбититах уран накапливается в виде минерала уранинита UO2, а также в виде изоморфных примесей в цирконе, пирохлоре, перовските, колумбите, танталите, монаците, апатите, титаните, где U4+ замещает Zr, Ta, Nb, Ti, Cе, Ca.

На поздней стадии эволюции остаточного постмагматического очага характеризующейся повышенным окислительным потенциалом, уран переходит в шестивалентное состояние, образует уранил UO22+ и выносится гидротермальными растворами в виде растворимых уранил-карбонатных UO2(СО3)4-3, уранил-фосфатных

UO2(НРО4)2-2, уранил-силикатных UO2(SiO3)4-3, уранил-арсенатных UO2(HAsO4)2-2 и иных комплексов. Гидротермальные растворы продвигаются по зонам разломов. На восстановительном геохимическом барьере эти уранил-карбонатные, уранил-фосфатные и иные ураниловые комплексы распадаются, уран восстанавливается до U4+ и выпадает в виде минерала уранинита в кварцевых жилах в ассоциации с сульфидами (пирит, халькопирит). Разрушению уранильных комплексов благоприятствует и изменение величины рН гидротермального раствора вследствие взаимодействия с боковыми породами. Так образуются гидротермальные рудные тела, играющие главную роль в ряду эндогенных месторождений урана.

В экзогенных условиях уран окисляется до U6+, образуется уранил UO22+, который хорошо мигрирует в виде воднорастворимых уранил-карбонатных UO2(СО3)4-3, уранил-сульфатных UO2(SO4)22- и иных уранильных комплексов. В виде этих легкорастворимых комплексных соединений уран выщелачивается из коренных месторождений и горных пород, поступает в поверхностные и грунтовые воды и мигрирует с ними, осаждаясь на восстановительных, сорбционных и щелочных барьерах. Органическое вещество пород создает одновременно и восстановительный, и сорбционный барьеры. Уран также хорошо сорбируется глинами, силикатными гелями, гидроокислами железа. Поэтому весьма обычными являются урансодержащие опал, халцедон, лимониты. Учитывая, что органикой наиболее богаты глинистые породы, то и они выступают главными осадителями урана в его экзогенной миграции. Хорошими сорбционными осадителями урана являются торф, уголь, углистое вещество пород. В процессе пластовой фильтрации уранил-содержащих вод при переходе из окислительных к восстановительным условиям на восстановительных барьерах образуются инфильтрационные залежи уранинита. Такая ситуация нередко создается на границе песчаных и глинистых пород. Хорошими осадителями урана являются также сульфиды железа (пирит, халькопирит) и H2S, т.к. они создают восстановительные барьеры. Щелочные барьеры создаются при взаимодействии уранил-содержащих мигрирующих вод с боковыми породами обогащенными Na+, K+, Ca2+, Mg2+, Fe2+. Это уменьшает растворимость уранильных комплексов в последовательности карбонаты – сульфаты – фосфаты и арсенаты – силикаты – ванадаты, и менее растворимые из них могут осадится в виде ураниловых минералов, представляющих собой сложные соли уранила.

В регионально метаморфизированных породах отмечается уменьшение содержания урана с увеличением степени метаморфизма, причем наиболее резкое уменьшение происходит при переходе от амфиболитовой к гранулитовой фации метаморфизма. Это свидетельствует о выносе урана из метаморфизуемых пород и вынос этот осуществляется, по-видимому, в виде гидроксил-фторидных комплексов типа U(OH,F)62-, Na[U(OH,F)6]-. Выше фронта гранитизации на регрессивном этапе метаморфизма этот уран рассеивается.

ЛИТЕРАТУРА

  1. Барабанов В.Ф. Геохимия. – Л.: Недра, 1985 – 423 с.

  2. Бахтин А.И. История земной коры: Учебное пособие. – Изд-во Казанск. ун-та, 2008. – 20 с.

  3. Войткевич Г.В., Закруткин В.В. Основы геохимии. – М.: Высшая школа, 1976. – 368 с.

  4. Перельман А.И. Геохимия. – М.: Высшая школа, 1989. – 528 с.

  5. Смирнов В.И., Гинзбург А.И., Григорьев В.М., Яковлев Г.Ф. Курс рудных месторождений. – М.: Недра, 1986. – 360 с.

  6. Сорохтин О.Г., Ушаков С.А. Глобальная эволюция Земли. – М.: Изд-во МГУ, 1991. – 446 с.

  7. Тугаринов А.И. Общая геохимия. – М.: Атомиздат, 1973. – 374 с.



Похожие документы:

  1. Учебное пособие Другие грифы 100 11. 9 Мичуринск: Изд-во мгпи 2

    Документ
    ... учебное пособие для студентов 3 курса специальности 271200 - "Технология продуктов общественного питания" Учебное пособие ... Остапов С. Ю.* Учебное пособие по теплотехнике Учебное пособие Другие грифы 500 ... Геохимия окружающей среды Учебное пособие Другие ...
  2. В. П. Алексеев литолого-фациальный

    Документ
    ... . - 326 с. 4. Юдович Я.Э. Курс геохимии осадочных пород (избранные главы): Учебное пособие. - Сыктывкар: Изд-во ... по содержанию учебник для студентов специальности "Геология и разведка нефтяных месторождений". Может с успехом использоваться в учебном ...
  3. Соловьев В. И., Ямчук К. Т. Редактирование. Общий курс: Учебник для вузов

    Учебник
    ... Редактирование. Общий курс: Учебник для вузов. М.: Изд ... оформленного учебного пособия по математике. ... для начального обучения, учебники для студентов ... специальные знания. Литературу по ... минералогия", "Занимательная геохимия", "Путешествие за ...
  4. Н. С. Присяжный Авторский коллектив

    Документ
    ... в учебном пособии излагается курс истории. Для студентов средних профессиональных учебных за­ведений ... по составлению проекта нового Уложения и «Наказ», составленный Екатериной II специально для ... , один из основателей геохимии и биохимии, прославился ...
  5. Учебный план 3 иностранный язык 4 отечественная история 17

    Памятка
    ... А. Н. Учебно-методическое пособие по курсу физиология растений – М.: Просвещение, 1986. Васильева З. В., Кириллова Г. А. Строчкова А. В. Учебно-методическое пособие по физиологии ...

Другие похожие документы..