Збільшенні швидкості дифузії сприяє підвищеню зростанню коефіцієнту розподілу.

Нарешті, флюїди визначають кислотно-лужну та окисно-відновну обстановки кристалізації, які досить інтенсивно впливають на порядок виникнення мінералів. При кристалізації базальтових розплавів у різко відновних умовах має місце наступна послідовність кристалізації: Pl → Px → Mt. При кристалізації тих же розплавів у помірно відновних умовах має місце послідовність: Px → Pl → Mt, а в оксидних умовах при надлишку кисню: Mt → Px → Pl.

Зміна порядку кристалізації значно впливає на напрямок еволюції розплаву. У першому випадку залишкові розплави еволюціонують у напрямку підвищення їх залізистості та відносної меланократовості (фенеровський тренд диференціації); у другому – у напрямку зростання їх лейкократовості та кислотності (нормальний хід диференціації). У третьому випадку диференціація приводить до утворення залишкового розплаву анортозитового або лужного складу.

Усі розглянуті шляхи еволюцій розплавів відповідають їх зміні в закритій системі (без взаємодії із вмісним середовищем). Разом з тим, більшість магматичних розплавів еволюціонують у відкритих системах, оскільки взаємодіють з гірськими породами тих частин земної кори, в яких вони знаходяться. Магма, що зародилася (первинна магма), починає підніматися до поверхні й на цьому шляху вступає в контакт з вмісними породами, які за складом відрізняються від первинної магми і з якими вона не знаходиться в хімічній рівновазі. Відбувається процес часткового або повного розчинення (розплавлення) та засвоєння первинною магмою вмісних порід, який називається асиміляцією. При цьому частина речовини переходить у розплав, а інша залишається у вигляді тугоплавкого залишку. Магми, що містять залишки асимільованого матеріалу, звуться контамінованими. Оскільки магми на своєму шляху постійно прагнуть досягти рівноваги з новими вмісними породами, їх склад може постійно змінюватися.

При взаємодії розплавів насичених флюїдами із вмісними породами, склад яких різко відрізняється від складу розплаву, виникають гібридні породи. Вони можуть виникнути також унаслідок змішування двох магм різного складу. Гібридні породи легко визначаються тільки в тих випадках, коли вони мають у своєму складі уламки чужорідного матеріалу (ксеноліти). Але з часом такі незасвоєні ксеноліти вступають у реакцію з оточуючою їх магмою і розчиняються в ній. Гібридні породи поширені в крайових частинах інтрузивних масивів особливо кислого складу.

Виходячи з вищеозначеного, можна визначити поняття первинної магми як магми, що не зазнала процесів фракціонування, асиміляції та гібридизму.

Процеси хімічного фракціонування, які відбуваються на Землі, обумовлюють значні варіації концентрацій радіоактивних елементів. Вміст U, наприклад, змінюється від 10^-7% в дунітах до перших відсотків в уранових рудах. Відповідно до цього відрізнятиметься і кількість радіогенного свинцю в породах. Якщо породи (або руди) були згодом змінені чи ремобілізовані, і їх речовина увійшла до складу нових порід (відкладів, утворень), то визначені в них ізотопні співвідношення можна використовувати для ідентифікації джерел речовини - за дотримання умови що процес утворення був простим. З цією метою використовується, зокрема, і Rb-Sr метод.

Величина відношення ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в верхній мантії на час завершення аккреції Землі була, вірогідно, близькою до аналогічної величини в ахондритах (0, 69898±0, 00003) і поступово зростала до сучасної величини (0, 7037±0, 0002), яку оцінено за ізотопним складом океанічних толеїтів. За цими величинами можна зробити висновок що в верхній мантії величина відношення Rb/Sr»0, 024±0, 001.

Магма, виплавлена з речовини мантії в певний момент часу, матиме значення відношення ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr буде належати кривій росту в мантії, але величина відношення Rb/Sr, вірогідно, буде відрізнятися від характерної для мантійної речовини. Високі значення відношення Rb/Sr обумовлять відносно більш швидке зростання величини ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr. Аналогічно, сіалічна кора, яка утворилася в результаті диференціації мантії на ранніх стадіях історії Землі, має тепер відносно високу величину співвідношення ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr.

Такі, елементарні, логічні конструкції щодо еволюції ізотопних співвідношень були використані для виділення провінцій гранітних магм. Дійсно, граніт міг утворитися з речовини верхньої мантії - або при частковому плавленні мантійного матеріалу, або при кристалізаційній диференціації виплавленої з мантії базальтової магми. Крім того він міг утворитися при плавленні сіалічної кори. Граніти, утворені при анатексисі кори повинні були б мати відносно високі початкові значення відношення ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr. Низьке ж початкове значення даного співвідношення повинно відповідати мантійному походженню гранітів (або з недавно відділеної від мантії речовини). Звісно, при застосуванні подібних побудов прийняті певні обмеження, найголовнішими з яких є:

- мантія вважається ізотопно гомогенною;

- граніти утворюються з мантії або кори в результаті простого одноступеневого процесу;

- ізотопні відношення в породах не змінені посткристалізаційними процесами.

Є певні підстави вважати що, як мінімум, перші дві умови не цілком відповідають дійсності. Однак, все ж уявляється, що, внаслідок великих відмінностей в ізотопних співвідношеннях між речовиною з різних джерел, ізотопи стронцію можуть бути використані як петрогенетичний індикатор.

Саме таким чином (за відносно низькими початковими значеннями ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr=0, 702-0, 704) Блексленд (Blaxland A.B. and &, 1978) встановив мантійне походження протерозойських гранітів і сієнітів провінції Гардар (Гренландія), а Ганнер (Gunner J.D., 1974) довів сіалічне походження кварцових монцонітів (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr=0, 734) з купола Мартіна (гірський хребет Міллера в Трансантарктичних горах). Щоправда, інколи виникає неузгодженість з даними інших методів: великі гранітні батоліти Каліфорнії характеризуються відносно низькими початковими величинами (0, 707) відношення ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr (Faure G., Powell J.L, 1972), хоча за іншими ознаками вони утворилися в результаті корового анатексису.

Граніти, утворені при плавленні осадків та інших порід кори, можуть сильно відрізнятися за вмістами мікроелементів від гранітів мантійного походження. На характері розподілу елементів повинні відобразитися також деякі фізико-хімічні умови генерації розплаву та кристалізації (парціальний тиск води, наприклад). Ізотопні дослідження в комбінації з іншими геодинамічними методами допоможуть зрозуміти процеси, які впливають на розподіл елементів.

Можлива гетерогенність мантії була об’єктом чисельних досліджень, в тому числі з використанням ізотопів ніодиму (Nd). Самарій -147 розпадається з випроміненням a-частки і перетворюється в ¹⁴³Nd. До цих ізотопів можна застосувати ті ж принципи, що і в рубідій-стронцієвому методі. Співвідношення:

використовується для визначення віку порід але великий період напіврозпаду самарію обмежує використання цього методу лише архейськими породами (понад 2, 5 млрд. років). В той же час, відношення ізотопів може дати певну інформацію про джерела магм для більш молодих порід. Відносно невеликі відмінності базальтів за ізотопним складом ніодиму (¹⁴³Nd/¹⁴⁶Nd - від 0, 7080 в деяких лужних базальтах, до 0, 7083 в толеїтових базальтах) показують, що відповідні породи утворилися в областях мантії з різними співвідношеннями ніодим-самарій. А це означає, що такі області повинні були стати хімічно відмінними задовго до утворення відповідних базальтових магм (необхідний був час для накопичення значимих ізотопних відмінностей).

Для розв’язання петрологічних завдань дуже часто нині використовують параметр e_Nd, який визначається за формулою:

на сьогодні величина (¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)_chon вважається рівною 0, 512638 ((¹⁴⁶Nd/¹⁴⁴Nd)_chon =0, 7219). Величина параметр e_Nd в різних типах порід змінюється від -20 до +10. Оскільки величина ¹⁴⁶Nd/¹⁴⁴Nd найшвидше зростає в збідненій летючими верхній мантії, а найповільніше - в земній корі, то й величина параметру e_Nd буде зростати в породах мантійного походження (для базальтів океанічних островів отримане значення +5, а власне в верхній мантії - +10), і зменшуватись в континентальних базальтах (до -2¼ -7) та інших породах кори (до -3¼ -29). Виходячи з таких (протилежних) співвідношень між глибинністю джерела та ізотопним складом досить часто використовується діаграма залежності e_Nd від ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr.

23. Часткове плавлення як механізм магмогенерації. Рівноважна та фракційна теоретичні моделі поведінки рідкісних елементів в цьому процесі. Їх порівняльне значення для дослідження реальних геологічних утворень.

Рівноважне (повне) плавлення.

За умови повної рівноваги твердої і рідкої фаз при розплавленні (кристалізації) концентрація i‑ того елементу M в двох фазах визначається рівнянням балансу мас:

де F частка розплаву в системі (маса розплаву до загальної маси системи); C _i ⁰ - концентрація М у вихідній рідині (твердій фазі); C _i^l - концентрація в рідині, яка була фракціонована;

Рівноважне та фракційне плавлення.

Утворення магми важко уявити без часткового плавлення твердого мантійного чи корового матеріалу.

Якщо утворена при частковому плавленні рідина безперервно реагує з твердим осадком і перебуває з ним в рівновазі, то такий процес називають рівноважним плавленням і для його оцінки можна використати відоме вже нам рівняння 11.2, але з заміною C _l ⁰ на C _S ⁰:

Процес плавлення, в якому рідина відразу після утворення ізолюється, називається фракційним плавленням. Один з варіантів рівнянь які його описують можна записати так:

де

В даному випадку ілюструється ситуація коли мінерали a, b, g, тощо плавляться в пропорції p^a, p^b, p^g. Рівняння 1 описує зміну концентрацій в безкінечно малій порції заново виплавленої рідини, а 2 - в твердому залишку. Рівняння ж 3 описує загальний склад рідини`C в добре перемішуваному резервуарі.

Ці моделі, як і будь-які інші, на жаль обмежені в своєму застосуванні. В даному випадку не допускається щезнення мінералу або зміна коефіцієнту розподілу і пропорцій в ході процесу. Застосування більшості моделей обмежується також невизначеністю залежності мінливості коефіцієнтів розподілу від температури, тиску, складу, невирішеністю питань переміщення елементів флюїдами тощо.

Крім того можливий суттєвий вплив на розподіл елементів ряду інших механізмів - зонної плавки наприклад (ланцюжок " зон" магми рухається через тверду речовину з плавленням на фронті і кристалізацією в тиловій частині зони).

24. Кристалізаційна диференціація магматичних розплавів як головний фактор магматичної еволюції.

Диференціація внаслідок послідовної розкристалізації розплавів з переміщенням та просторовим відособленням мінеральних фаз, що виникли в процесі кристалізації, називається кристалізаційною диференціацією. Це процес послідовного вилучення з розплавів ранніх найбільш основних і найбільш магнезіальних мінералів, за рахунок чого залишкові порції розплаву збагачуються кремнеземом, лугами, леткими компонентами та залізом відносно магнію.

25. Рівноважна та фракційна теоретичні моделі поведінки рідкісних елементів в процесі кристалізаційної диференціації магматичних розплавів. Їх порівняльне значення для дослідження реальних магматичних комплексів.

Оскільки кристали, які кристалізуються з магми, часто відрізняються за густиною від розплаву, створюється можливість розділення рідкої і твердої фаз під дією сили тяжіння. Ключовими параметрами цього процесу є швидкість охолодження та в’язкість магми: найкращі умови для інтенсивної фракційної кристалізації існують в повільно остигаючих базальтових магмах низької в’язкості.

За умови повної рівноваги твердої і рідкої фаз при кристалізації концентрація елементу M в двох фазах визначається рівнянням балансу мас:

де F доля залишкової рідини; C _l ⁰ - концентрація М у вихідній рідині; C _l - концентрація в рідині, яка була фракціонована; k - комбінований коефіцієнт розподілу між сумою твердих фаз та рідиною:

де aⁱ - масова доля даного мінералу з коефіцієнтом розподілу.

Перетворимо рівняння 1:

і для твердих фаз

графіки наведені на рис. 11.1 (8.18 Хендерсон)

Якщо не зберігається стан рівноваги між кристалами та залишковою рідиною, то рівняння 2 і 3 застосовувати не можна. Для цієї ситуації застосовується модель ефективного відділення кристалів від розплаву в момент утворення:

Для зміни концентрації в твердій фазі:

Це рівняння аналогічно застосованому Релеєм при аналізі дистиляції газів з рідини, тому такий процес часом називають кристалізаційним аналогом дистиляції. Графічне відображення продемонстровано на рис. 2. Відносна концентрація елементу в рідині не може піднятися вище за обмежувальну лінію k=0.

Застосування рівнянь 4 і 5 в петрології обмежується рядом чинників:

ð зміна коефіцієнту розподілу в результаті зміни температури, тиску, складу рідини, швидкості росту кристалів, чи пропорцій різних кристалізуючихся мінералів;

ð варіації кількості рідини, захопленої осівшими кристалами.

У випадку прояву першого чинника використовують різні лінійні моделі залежності коефіцієнту розподілу, однак малоймовірно, щоб коефіцієнт розподілу змінювався як проста лінійна функція кількості рідини.

Якщо елемент a заміщує елемент b в твердій фазі то зміна відношень концентрацій з зміною F визначається рівнянням:

Рівняння фракційної кристалізації широко застосовувалося при спробах пояснити петрогенезис різних магматичних порід. Один з кращих прикладів, наведений в роботі Ірвіна і Сміта по вивченню утворення порід розшарованого інтрузиву Маскокс (Північно-західна територія Канади). В цьому інтрузиві при фракційній кристалізації утворилась потужна товща дунітів, в межах якої за циклічною зміною концентрацією нікелю (від 3100 до 1700 мкг/кг при потужності 90 м) виділяються чотири такти поповнення магми в процесі акумуляції дунітової серії.

У всіх групах порід поведінка елементів-домішок закономірно пов’язана з процесом послідовної магматичної диференціації. Виділяють дві контрастні групи елементів-домішок:

1. елементи темноколірних та рудних першовиділень, когерентні до магнію і заліза, коефіцієнти розподілу яких більші одиниці - нікель, кобальт, хром тощо.

2. елементи залишкових розплавів когерентні до калію і натрію, з коефіцієнтами розподілу значно меншими від одиниці - рідкісні землі, цирконій, ніобій, тантал, рубідій тощо.

Л.С. Бородін запропонував в якості показника магматичної диференціації використовувати коефіцієнт кислотності A_c=4Si/å (M_c*B_c). Де - Si та M_c вмісти кремнію та катіону, відповідно, а B_c - індекс відносної лужності катіонів (1-10). Для порівняння накопичення різних елементів зручним виявився коефіцієнт літофільності Л: Л=^{концентрація елементу в породі}/_{кларк елементу в континентальній літосфері}.

Для гранітів нормального ряду характерна типоморфна асоціація Li, Rb, Cs, Ta при Л=1, 5-2, 5, для лужних гранітів - Ni, Li, Y, TR при Л=4-15. При Л> 3 магматичні породи стають потенційно рудоносними.

26. Співвідношення складу розплавів та магматичних порід.

Склад магм віддзеркалюється в продуктах їх розкристалізації або застигання, тобто в мінеральному та хімічному складі вивержених порід. Слід проте зауважити, що цей склад не повністю відповідає складу магматичного розплаву, оскільки внаслідок падіння зовнішнього тиску при підйомі останнього до поверхні значна частина летких компонентів – H₂O, CO₂, H, CO, F, Cl, HF та ін. втрачається. Частина з них вилучається з розплавів у тріщини вмісних порід, а частина потрапляє безпосередньо на поверхню, в атмосферу Землі. Тому в затверділій породі зберігаються тільки ті леткі компоненти, що ввійшли до складу породоутворювальних мінералів. Таким чином, склад вихідної магми і породи, що з неї утворилася, ніколи не будуть ідентичними. Разом з тим головні компоненти, що становлять приблизно 99 вагових відсотків магм (SiO₂ – 0–80%; TiO₂ – 0, 1–27%; CaO – 1–15 до 50%; MgO – 0, 1 до 40–50%; Al₂О₃ – 0, 1 до 30%; FeO; Na₂O; K₂O) залишаються в породах у незміненій кількості. У зв’язку з цим вони одержали назву петрогенних. Усі інші компоненти, у тому числі й рудні (Cr, Ni, Co та ін.), містяться в магмах у кількостях у сотні й тисячі разів менших за петрогенні.

Склад виникаючих у земних надрах розплавів залежить від багатьох факторів і перш за все від температури плавлення порід та від складу порід тієї частини земної кори та мантії, де виник магматичний осередок. Оскільки нам відомо, що різні оболонки Землі мають різний склад, остільки цілком імовірне виникнення виплавок різного складу. Найпоширенішими серед них є розплави основного складу, які генеруються в мантії, а також кислого і середнього, що можуть виникати за рахунок плавлення різних порід земної кори і частково за рахунок диференціації основних магм. Це зумовлює широкі варіації вмісту основних петрогенних компонентів як у первинних магмах, так і в магматичних гірських породах, які виникають унаслідок подальшої еволюції розплавів та їх кристалізації.

27. Геохімічні критерії відміни магматичних серій, сформованих в процесах часткового плавлення та кристалізаційної диференціації магм.

Простої схеми поведінки всіх елементів не існує, однак для багатьох розсіяних і малих елементів вивержених порід, які піддаються перерозподілу у кристалізаційних процесах, можна представити таку грубу класифікацію:

а) багато з перехідних елементів, від Sc до Cu, збагачують мафічні та базитові фракції, які мають помітні чи сильні між елементні кореляції;

б) багато з елементів з атомними номерами більше 39Ю за винятком платиноїдів, при фракційній кристалізації баритових магм накопичуються у рідкій фазі;

в) при виненкнині у магмі самостійної сульфідної фази з нею асоціюють Cu, Fe, Ni, Co, Ag, Au, Se, Te, In, Tl, i Re;

г)будьяка не змішувана водна фаза має тенденцію до збагачення, Na, K, ca, Mg, Cl, S (у вигляді сульфатів), Li, B, P, C (у вигляді карбонатів), Zn i W.

Кінцевим продуктом кристалізаційної диференціації (фракційної кристалізації) чи першої стадії фракційного плавлення є пегматити. Пегматити богаті кркенеземом, лугами, глиноземом, водою тощо. У порівнянні з корою вони вцілому значно збагаченні наступними лементами: Li, Be, B, F, Sc, Ga, Ge, Rb, Y, Zr, Nb, Mo, In, Sn, Cs, р.з.е., Hf, Ta, W, Re, Pb, Bi, Th, U.

Поведінка елементів у процес фракційної кристалізації (на прикладі Скергардського інтрузивну):

а) збагачення ранніх твердих продуктів фракціювання з відпвідним збідненням рідкої фракції: Cr, Co, Ni;

б) збагачення розплаву при фракцію ванні і кінцевих продуктів кристалізації: Li, S, Cu, Zn, Ga, Rb, Y, Zr, Ag, Cd, In, Cs, Ba, рідкісні землі, Hf, ta, W, Hg, U.

в) нечіткий тренд або слабке збагачення проміжних фракцій: Sc, V, As, Sr, Sb, Au, Tl.

28. Геохімічні ознаки кристалізації розплавів за фракційною моделлю.

При фракційній диференціації основних магм є чинним принцип когерентності, тобто узгодженої (пов’язаної) зміни вмістів петрогенних та рідкісних літофільних елементів - Y, Zr, Nb, La, Ce, Ba, Rb тощо. В моделі фракційної кристалізації сумісні і несумісні елементи поводять себе подібним чином.

29. Роль комбінованих коефіцієнтів розподілу хімічних елементів в магматичній еволюції.

Елементи з k< < 1 – назива.ться несумісними – в час плавлення і кристалізації вони переважно концентруються в рідкій; k> > 1 – сумісні і вони переважно зберігаються або екстрагуються відповідно в залишкових чи кристалізуюючих твердих фазах.

30. Роль розчинності акцесорних мінералів в магматичній еволюції.

31. Ефективність фракціювання та контамінація розплавів як фактори магматичної еволюції. Їх геохімічне значення.

Глибина протікання розділення твердої і рідкої фази називається ефективністю фракційної кристалізації (Е).

Е=(Wr-Wt)/Wr

де, Wr – загальна маса осівши кристаліві просочуючого розплаву, Wt – маса захопленого розплаву.

Разом з тим, більшість магматичних розплавів еволюціонують у відкритих системах, оскільки взаємодіють з гірськими породами тих частин земної кори, в яких вони знаходяться. Магма, що зародилася (первинна магма), починає підніматися до поверхні й на цьому шляху вступає в контакт з вмісними породами, які за складом відрізняються від первинної магми і з якими вона не знаходиться в хімічній рівновазі. Відбувається процес часткового або повного розчинення (розплавлення) та засвоєння первинною магмою вмісних порід, який називається асиміляцією. При цьому частина речовини переходить у розплав, а інша залишається у вигляді тугоплавкого залишку. Магми, що містять залишки асимільованого матеріалу, звуться контамінованими. Оскільки магми на своєму шляху постійно прагнуть досягти рівноваги з новими вмісними породами, їх склад може постійно змінюватися.

32. Температурний режим магматичної еволюції та його геохімічне значення.

Склад магм значною мірою також визначає температуру її кристалізації. Збільшення вмісту SiO₂ та абсолютної більшості летких компонентів (H₂O, HF, СН₄, H₂) понижує температуру кристалізації останнього, хоч деякі компоненти, такі як HCl, SO₃, CO₂, NH₃, що погано розчиняються в розплавах, можуть її підвищувати.

Найінтенсивніше (на сотні градусів) понижує температуру кристалізації вода, яка, до речі, у магматичних розплавах середнього та кислого, а інколи й основного складу, має максимальний вміст серед летких компонентів.

Тривале утримання в розплаві флюїдів відбивається також на зниженні швидкості кристалізації розплаву, що врешті-решт сприяє його кращій розкристалізації. Різке вилучення з розплавів летких компонентів, наприклад, при виливі лави на поверхню, приводить до різкого підвищення температури кристалізації й часто до виникнення скла. Таким чином, розплави однакового складу, збагачені флюїдами, кристалізуються при більш низьких температурах ніж " сухі".

Температура кристалізації залежить від загального літостатичного тиску (Р s). Вона тим більша, чим вищий P s. У той же час флюїдний тиск (P _fl), який тісно пов’язаний із вмістом флюїдів у розплаві, навпаки, значно знижує температуру кристалізації магм. Тому породи, що застигають на поверхні у вигляді лави при дуже низькому (нульовому) флюїдному тиску, мають вищі температури кристалізації, ніж породи глибинних інтрузивних фацій. Останні, незважаючи на кристалізацію при більшому літостатичному тиску, у більшості випадків кристалізуються при досить високому флюїдному тиску, вплив якого на температуру кристалізації значно вищий за літостатичний.

На кристалізацію природних розплавів найактивніше впливає флюїдний тиск води (P _H2O). Він не тільки знижує її температуру, але й змінює послідовність кристалізації мінералів та склад залишкового розплаву. Його підвищення, з одного боку, веде до розширення поля кристалізації багатих на луги та SiO₂ мінералів (тобто знижує температури їх кристалізації), з іншого – до накопичення цих компонентів у залишковому розплаві, тобто в розплаві, що залишається при частковій кристалізації магми.

У свою чергу температура кристалізації розплавів віддзеркалюється на складі мінералів, що утворюються. З розплавів одного і того ж складу у вулканічних (високотемпературних) фаціях викристалізовуються високотемпературні та безводні модифікації мінералів, а в інтрузивних (більш низькотемпературних) фаціях – їх низькотемпературні аналоги, а також мінерали, що містять воду.

Мінеральний склад залежно від глибини становлення змінюється і в плутонічних (інтрузивних) породах навіть за умови кристалізації з одного й того ж розплаву. Так, у межах земної кори перидотити в інтервалі тиску від 900 до 2000 МПа представлені шпінелевими різновидами, а при тиску більшому за 2000 МПа – гранатовими.

Силікатні розплави на відміну від мінералів та солей здатні до переохолодження, про що свідчить поява вулканічного скла у вулканічних породах. Для переходу силікатного розплаву в склуватий стан необхідно дуже швидке його застигання, що можливо при різкому падінні температури або літостатичного та флюїдного тиску. При цьому швидкість теплового переміщення часток падає настільки швидко, що кристалічні ґратки, яким потрібен деякий час для розбудови, не встигають виникати.

Таким чином, температурні умови, як і тиск, визначають склад мінералів, що кристалізуються, та ступінь розкристалізації, завдяки чому спостерігається різниця в мінеральному складі глибинних порід та їх вулканічних аналогів.

33. Використання експериментальних даних щодо розчинності акцесорних фаз в силікатних розплавах для визначення температурного режиму функціювання магматичних систем.

Оцінку модельної температури для частки рідкої фази протягом всієї еволюції магматизму, можна розрахувати за такими акцесорними фазами, як циркон та апатит. Монотонне зниження концентрації цирконію та фосфору вказує на початкову насиченість залишкового розплаву цирконом та апатитом для всього діапазону зміни значень f (залишково розплаву).

Оцінка температурних умов магматичної еволюції, реалізується шляхом залучення експериментально отриманних рівнянь розчинності в силікатних розплавах “наскрізних акцесорних фаз – наприклад циркону, апатиту, монациту:

а) для циркону експериментальне рівняння має вигляд:

;

б) для апатиту, де експериментальна формула має вигляд:

,

в) для монациту:

де , , а , - концентрації Zr і P (ppm, wt%) в стехіометричному цирконі, апатиті і розпдаві відповідно: - сума концентрацій у розплаві «легких» рідкоземельних елементів (LREE: La – Gd, за вийнятком Eu), нормованих на їх атомні маси; і - катіоні відношення у розплаві; - масова доля кремнезему у розплаві, - вміст води у розплаві (wt%), Т – абсолютна температура (К).

34. Флюїдний режим магматичної еволюції та його геохімічне значення.

Нарешті, флюїди визначають кислотно-лужну та окисно-відновну обстановки кристалізації, які досить інтенсивно впливають на порядок виникнення мінералів. При кристалізації базальтових розплавів у різко відновних умовах має місце наступна послідовність кристалізації: Pl → Px → Mt. При кристалізації тих же розплавів у помірно відновних умовах має місце послідовність: Px → Pl → Mt, а в оксидних умовах при надлишку кисню: Mt → Px → Pl.

35. Розчинність води та інщих флюїдних компонентів в силікатних розплавах.

Величина розчинності води в деяких силікатних розплавах досягає 9-12 мас.%. Це дуже великі величини. У зв'язку з низьким значенням молекулярної маси максимальні вмісту води, виражені в молекулярних відсотках, перевищують 50%. У магмі інтрузій, які мають протяжність до декількох десятків кілометрів і потужність у кілька кілометрів, при таких концентраціях розчинено достатньо води, щоб забезпечити всю пов'язану з ними послемагматіческую гідротермальних діяльність. Після кристалізації вода та інші леткі компоненти дають початок гідротермальних розчинів, з якими пов'язано утворення руд і метасоматичні змін вміщуючих порід.

Найвища розчинність води - в розплавах силікатів і алюмосилікатів лугів, а з природних магми - в гранітних і сіенітових. В міру зростання основності розплавів розчинність води в них падає. Розчинність води в розплавах сильно збільшується з ростом тиску, вплив ж температури незначно: з її ростом розчинність трохи знижується.

36. Засоби визначення водонасиченості силікатних розплавів.

Оцінка вмісту води в розплаві базується на існуванні точки заміни апатит/монацит, в якій розплав одночасно насичений по відношенню всіх трьох акцесорних фаз (циркону, апатиту і монациту). Крім даних про склад розплаву розрахованих з модельних рівнянь, для цієї точки отримується модельна температура (T_model) розрахована за цирконом та апатитом. Тому, такі вихідні данні дають можливість розрахувати вміст води в розплаві (С_Н2О), наступним чином:

1. Розрахоаується вміст води в розплаві для точки зміни апатит/монацит, залучивши для цього експериментально отримане рівняння розчинності монациту в силікатних розплавах, що, на відміну від розчинності циркону і апатиту, контролюється :

,

щоб вирахувати звідси вміст води для точки зміни апатит/монацит, виконуються такі математичні перетворення:

,

де — сума концентрацій в розплаві “легких” рідкісноземельних елементів (LREE: La – Gd за виключенням Eu, якщо відомо, що сума концентрацій рідкісних земель використаних для попередніх модельних побудувань в монациті складає 72.13 %), нормованих на їх атомні маси (середнє значення атомної маси елемента з урахуванням відсоткового вмісту кожного в монациті складає 140.08), тож для того щоб обрахувати значення концентрації для конкретного значення розплаву, необхідно підставити в рівняння Релея значення концентрації розплаву для точки зміни апатит/монацит, після чого прирівняти його до 72, 13% й шляхом побудови звичайної пропорції, знайти потрібну концентрацію ; D - катіонне відношення в розплаві, — вміст води (мас. %) в розплаві (), — абсолютна температура (^оK).

2. Базуючись на значенні концентрації води в розплаві для точки зміни апатит/монацит, та прийнявши D_H2O = 0.1 відповідно експериментальним даним, розраховується вміст води в первинному розплаві, який відповідає виходу його на ліквідус (f = 1.0, T_model = 900⁰ C) за формулою:

,

де, С_Н2О – концентрація води при певному значенні розплаву, f –концентрація розплаву для точки зміни апатит/монацит, 0, 1 в степені – комбінований коефіцієнт розподілу води.

37. Умови генерації магматогенних флюїдів та їх значення для формування рудних родовищ.

Вміст води в залишковому розплаві монотонно зростає і досягає концентрації насичення при певному значеню залишкового розплаву, що свідчить про можливість початку відділення водного флюїду на цьому етапі магматичної еволюції. Близька відповідність інверсійних перегинів у поведінці летких компонентів підтверджує таку можливість і вказує на збагаченість флюїду цими компонентами. Аналогічні по положенню (значенням f) інверсії поведінки типових рудних елементів (наприклад Zn, Pb і Nb) характеризують геохімічну спеціалізацію спорідненої магматогенно-гідротермальної системи та можливих її похідних - рудоносних гідротермально-метасоматичних утворень.

38. Фактори, що впливають на розподіл елементів між рідкою (розплав) та флюїдною фазами магматичних систем. Методи визначення коефіцієнтів розподілу флюїд/розплав. Їх геохімічне та практичне значення.

Для оцінки модельних значень коефіцієнта розподілу флюїд/розплав (, і — концентрації елемента у флюїді і розплаві відповідно) тих мікроелементів, інверсії в поведінці яких збігаються з одержаною оцінкою досягнення розплавом насичення відносно H2O та пояснюються їх інтенсивною екстракцією флюїдом, що відокремлювався, використовувався запропонований нами вираз:

,

де і — концентрації елемента в розплаві, розраховані за модельними рівняннями, що описують їх зміну до і після інверсії відповідно, а і — відповідні їм значення комбінованого коефіцієнта розподілу. Очевидно, що для елементів з монотонною поведінкою ( = ) . Повна процедура [21] дозволяє одержати також оцінку масового співвідношення флюїдної і рідкої (розплав) складових системи і масової частки в ній флюїдної фази. Подальші розрахунки дають оцінку складу флюїду у відношенні мікроелементів () [для петрогенних елементів використані експериментально визначені значення (Чевычелов, Эпельбаум, 1985)], а потім і модельних граничних композицій найбільш високо- і низькотемпературних продуктів його взаємодії з вміщуючими породами: та відповідно, де — коефіцієнт розподілу порода/флюїд, — сума оцінених з моделі масових концентрацій усіх катіонів флюїду.

На коефіцієнт розподілу можуть впливати: насиченість води у розплаві, що кристалізується, температура розплаву і тд. Ті елементи які накопичується у гідротермальних розчинах можуть при сприятливих обставинах набувати рудогенеруюючий характер.

39. Формування магматичних, пегматитових та магматогенно-гідротермальних рудних родовищ в ході магматичної еволюції. Геохімічні критерії потенційної рудогенеруючої спроможності магм.

Наслідком обмеженою розчинності є відділення від магми флюїду при зниженні температури (ретроградний кипіння). При кристалізації силікатних розплавів леткі компоненти практично не входять до складу утворених мінералів і накопичуються в залишковому розплаві, а при досягненні межі насичення відокремлюються від нього у вигляді самостійної флюидной фази. Подібні явища становлять важливу частину процесів кристалізаційної диференціації, особливо для гранітних магм. Геохімічними критеріями є насиченість первинних розплавів компоненнтаими рудних концентрацій та несумісний коефіцієнт розподілу даних компонентів в час магматичної еволюції. Наприклад цирконій, який має малу концентрацію у розплаві, та коефіцент розподілу менше 1, може накопичуватись в розплаві під час кристалізації, і на кінець кристалізації досягнути рудних концентрацій.

40. Комплексування різних теоретичних моделей поведінки елементів при частковому плавленні та кристалізації розплавів в дослідженні зв’язку та співвідношення процесів генерації магм та їх подальшої еволюції.

41. Загальна геохімічна характеристика метаморфічних систем.

До метаморфічних процесів зараховують процеси перетворення осадочних і магматичних порід під дією високих температур (від 200(100)С цеолітової фації до 800(1000)С санідінітової, гранулітової та еклогітової фацій) та тисків (від 1МПа при цеолітовій, альбіт-епідот-роговиковій, амфібол-роговиковій та санідінітовій фаціях, до понад 1 ГПа при еклогітовій фації). Деякі дослідники суттєво розширяють межі метаморфічних систем, і зараховують до їх складу продукти процесів гранітизації та гідротермального метасоматозу.

Незалежно від встановлених рамок всі процеси в метаморфічних процесах відбуваються за участі води та вуглекислого газу, які є рухливими компонентами цих систем. Щоправда, роль різних розчинів (магматичних, мобілізованих в осадочних породах при їх метаморфізмі, поверхневих вод гідросфери) в процесах метаморфізму оцінюється дослідниками неоднаково, відносна одностайність спостерігається лише в визнанні не домінуючого впливу магматичних розчинів.

Іншими чинниками (крім температури, тиску, впливу розчинів) які впливають на результат процесів метаморфізму є: час дії факторів, процеси перекристалізації та впорядкування структур, кінетика процесів, дифузія речовини в твердій фазі і метасоматоз.

Існує значна кількість класифікаційних ознак за якими групуються метаморфічні системи.

За походженням - ендогенний та екзогенний. За геологічними умовами - регіональний, контактовий (альбіт-епідот-роговикова - 300-500С, роговообманоково-роговикова - 500-700С, піроксен-роговикова - 550-750С, санідінітова -700-1000С) та дислокаційний (динамометаморфізм - катаклаз, мілонітизація, бластез в ряді випадків збагачення мікроелементами: Pb, Hg, Cu, TR - в тектонітах зеленосланцевої фації). За напрямком змін - прогресивний чи регресивний (при зниженні тиску і температур, в широкому діапазоні температур і лужно-кислотних умов відбувається гідратація і карбонатизація порід, привніс B, F, Cl, SO₄^2- тощо).

Якщо елементний склад твердої фази порід при метаморфізмі не змінюється (привніс і виніс обмежується газоподібними компонентами - H₂O, CO₂, O₂ тощо) то ми маємо справу з ізохімічним метаморфізмом. При аллохімічному метаморфізмі в систему поступають (і виносяться з неї) не тільки газоподібні але й розчинні з’єднання (в першу чергу з’єднання K, Na, Ca, Mg, Fe), що призводить до суттєвих змін порід. З точки зору ряду дослідників терміни аллохімічний метаморфізм і гідротермальний метасоматоз - є синонімами.

В залежності від характеру розподілу геотермічного коефіцієнту в просторі виділяють:

1) страто-зональні системи, в яких ізогради метаморфізму співпадають з стратиграфічними межами товщ (зональність нерізка, переважають низько і середньо температурні зони);

2) латерально-зональні системи, в яких ізогради метаморфізму перетинають стратиграфічні межі товщ (часто утворюються ділянки високо і середньо температурних зон, які знаходяться серед переважаючих низько температурних зон), їх формування приурочене до периферійних зон локальних теплових аномалій, переважають синскладчасті утворення;

3) лінійно-зональні системи;

4) контактово-зональні системи;

За хімізмом метаморфізовані породи поділяють на 5 класів:

1) пелітовий;

2) кварц-польовошпатовий (пісковики і кременисті вивержені породи);

3) вапняковистий;

4) основний та напівосновний вивержений (в тому числі туфи і мергелі які вміщують суттєві кількості Ca, Al, Mg, Fe);

5) магнезіальний (похідні серпентинітів та осадків збагачених магнієм та залізом)

42. Поведінка хімічних елементів в процесі регіонального метаморфізму.

За характером участі в метаморфічнорму процесі хімічно активних компонентів та їх поведінки визначають алохімічний та ізохімічний типи метаморфізму.

Якщо формування метаморфічних порід здійснюється без зміни їх валового хімічного складу (за винятком найбільш летких компонентів – H₂O, CO₂, CO та ін.), то такий метаморфізм називається ізохімічним. Породи, що виникають унаслідок такого метаморфізму розрізняються за інтенсивністю перетворення, за мінеральним складом, але близькі за хімізмом як до вихідних порід, так і одна до одної.

Метаморфізм, унаслідок якого здійснюються значні зміни в хімічному складі порід з перерозподілом разом з леткими компонентами лугів, CaO, FeO, MgO, SiO₂, називається алохімічним. Якщо процеси активного привнесення-виносу хімічних компонентів здійснюються при постійному об’ємі, то такий процес носить назву метасоматичного.

Залежно від напрямку метаморфічних процесів виділяються прогресивний і регресивний типи. Прогресивний метаморфізм характеризується перетворенням порід у процесі підвищення температури та втратою летких компонентів. Він супроводжується дегідратацією мінералів та декарбонатизацією порід. Зворотний процес гідратації та карбонатизації на фоні зниження температури називається регресивним метаморфізмом. Повторний більш низькотемпературний метаморфізм, ніж попередній, називається ретроградним або діафторезом. Нарешті, якщо гірські породи зазнали неодноразового метаморфізму з деяким розривом у часі, то такий метаморфізм називається поліметаморфізмом. Останній, звичайно, фіксується структурами заміщення та обрастання зерен одних мінералів іншими, виникненням прожилків, що перетинаються і т. ін.

З точки зору О.О.Маракушева, специфіка раннього (догранітного) метаморфізму визначається підвищеною натровою лужністю розчинів та їх високим ступенем відновлення. На цьому етапі дегідратація і карбонатизація подавлені, багаті кальцієм мінерали стійкі. Існує навіть поділ багатих Ca мінералів за стійкістю до вуглекислоти на глибині: стійкі - абісофільні, нестійкі - абісофобні.

Розрізняють окислені (H₂O+CO₂+SO₂) та відновлені (H₂+CO+H₂S+CH₄) флюїди, надходження останніх пов’язують переважно з мантією. Згідно точки зору окремих дослідників (Маракушев, Л.Л. Перчук) необхідна для магматизму та метаморфізму енергія отримується в результаті окислення в земній корі відновлених флюїдів, яке крім того спричиняє орогенне здіймання складчастих зон (розущільнення глибинних зон під дією вуглекислоти і води).

Дегідратація і дегазація характерні для прогресивного метаморфізму, у зв’язку з цим часто навіть виділяють гази " метаморфогенного походження" (CO₂, H₂, CH₄). При прогресивному метаморфізмі осадочних порід вивільняються величезні маси порової, конституційної і кристалізаційної води (до 100 млн. тон води з 1 км³ глин), яка і стає основою гідротермальних розчинів (А.А.Сауков, Я.М.Белявцев та інші).

При прогресивному метаморфізмі з порід вилуговується уран (на глибоких ступенях метаморфізму і торій), які згодом можуть бути джерелом речовини для рудоутворення.

43. Метаморфічні системи як джерело рудоносних гідротермальних розчинів. Формування метаморфогенних рудних родовищ.

Найреальнішим джерелом рудної речовини в матаморфогенному рудоутворенні є породи земеної кори, хоча не виключається можливість впливу підкорово речовини Землі.

Метаморфогенне рудоутворення включає 4 типи процесів:

1) перекристалізація;

2) метасоматичне заміщення;

3) відкладання мінералів у тріщинах, порожнинах і порах;

4) розчиненн і виніс рудних компонентів.

Виділяються дві моделі:

- дифузійна модель – рудоутворення здійснюється шляхом локального розчинення раніше відкладеної речовиниметаморфогенним розчином, переносом її шляхом дифузії до центрів кристалізації й мінералоутворення.

- фільтраційна модель – головну роль відіграють процеси заміщення, формування метасоматичнх руд включає розчинення вихідних мінералів породи, утворення середовища, в якому проходить зародження і ріст рудних і сингенетичних чи нерудних мінералів, їхню перекристалізацію і сегрегацію.

44. Загальна геохімічна характеристика гідротермально-метасоматичних систем.

Гідротермально-метасоматичні процеси є прямим продовженням магматичного процесу. Післямагматичні розчини виносять з магматичного осередку цілий ряд летких сполук і сполук металів, які рухаються переважно вверх, у бік найменшого тиску. Розчини рухаються по тріщинах, тектонічно ослаблених зонах, контактах порід або проникають у результаті дифузії.

Голоовними геохімічними факторами гідротермально-метасоматичних процесів є склад розчинів, їхня природа і першоджерело. За характером розчини можуть бути: 1) газовими, газово-рідкими, рідкими; 2) істинними і колоїдними; 3)кислими, нейтральними і лужними. у процесі мінералоутворення вони можуть змінюватись. За ск