ГЕОХИМИЯ, 2015, № 2, с. 144-161
ВЛИЯНИЕ ИСТОЧНИКОВ И ПУТЕЙ ЭВОЛЮЦИИ РАСТВОРОВ
НА СОСТАВ МЕТАСОМАТИТОВ
© 2015 г. А. Б. Кольцов
Санкт-Петербургский государственный университет 199034 Санкт-Петербург, Университетская наб., 7-9; e-mail: a.koltsov@spbu.ru Поступила в редакцию после доработки 15.02.2013 г.
Принята к печати 18.06.2013 г.
Методом численного моделирования взаимодействия раствор—порода исследовано влияние состава источников растворов и последующего температурного и барического режима их эволюции на характер продуктов метасоматоза. В качестве источников рассмотрены глинистый сланец, гранит и гранодиорит. В качестве меры относительной кислотности пород и взаимодействующих с ними растворов предложен параметр AR = lg(aR + jaH+) +1 lga^o (R = K Na). В породах его величина изменяется разнонаправленно в зависимости от температуры и давления и определяется буферными равновесиями минералов, слагающих породу. Кислотность раствора относительно источника при охлаждении возрастает вследствие более быстрой диссоциации кислот по сравнению с солями и основаниями, но относительно протолита другого состава этот раствор может оказаться как более кислым, так и более щелочным. Растворы из разных источников в одинаковом режиме охлаждения формируют метасоматиты разного состава. По мере охлаждения раствора полевошпатовые метасо-матиты могут переходить в кварц-мусковитовые, что отвечает вертикальной температурной зональности метасоматических ореолов. В условиях декомпрессии возрастает щелочность растворов по отношению к источнику, но относительно протолита другого состава они могут быть менее щелочными. В отличие от условий охлаждения, во всех рассмотренных вариантах источников при декомпрессии образуются один из полевых шпатов и минералы Ca, Mg, Fe (биотит, хлорит, амфибол, магнетит и др.). Бескварцевые разновидности полевошпатовых метасоматитов могут возникать в условиях как охлаждения, так и декомпрессии, но только при щелочном характере процесса. Калиевый или натриевый профиль фельдшпатизации при декомпрессии зависит как от состава источника, так и от Р-t условий генерации растворов.
Ключевые слова: метасоматоз, численное моделирование, источник раствора, кислотность.
DOI: 10.7868/S0016752514120048
ВВЕДЕНИЕ
Метасоматоз является следствием неравновесности породы и воздействующего на него флюида, которая выражается разностью химических
^ Г
потенциалов компонентов А^ = ^ - (1 — пет-рогенные оксиды ЯхОу). Если минералы М и N представляют собой кислородные соединения, то их метасоматические замещения можно в общем виде записать как реакции привноса или выноса этих оксидов
M = N + RxOy.
(1)
В водных системах они протекают в форме реакций гидролиза минералов типа
M + nH+ = N + Rn+ + (n/2) • H2O,
(2)
поэтому для характеристики этих преобразований удобно вместо химических потенциалов использовать эквивалентный им параметр
ar = lg (aR„+/ aH +) + nlg aH2O.
В зависимости от от-
рицательного или положительного знака разно-
^ Г
сти АЯ флюида и породы = - равновесие (2) смещается слева направо или справа налево, что приводит соответственно к кислотному или щелочному метасоматозу пород при Я = К, На и к дебазификации или базификации при Я = = Са, М§, Бе.
Обычно магматические, метаморфические и литифицированные осадочные породы обладают низкой пористостью (менее 0.1%), низкой проницаемостью и, как следствие, отсутствием на-
правленного флюидного потока и малой величиной интегрального отношения вода/порода W/R около 0.1 [1—3]. В этих условиях параметры состава порового флюида определяются минеральными равновесиями типа (2), т.е. величины являются функцией температуры, давления и состава породы (порододоминирующий режим).
Источниками флюидов в земной коре могут являться кристаллизующиеся магмы, реакции дегидратации и декарбонатизации при метаморфизме, поровые воды осадочных бассейнов [4—8]. Метасоматоз становится возможным после отделения флюидного потока от источника и его концентрирования в проницаемых структурах с возрастанием величины потока на несколько порядков [1, 3], что определяет переход системы во флюидодоминирующий режим [1] или режим открытых систем с вполне подвижными компонентами [9]. В этом состоянии валовый состав флюида унаследован от источника, а химические потенциалы компонентов изменяются по мере эволюции флюидного потока под воздействием процессов диссоциации—ассоциации частиц, окисления — восстановления, гетерогенизации флюида и т.д. [10—13]. Соответственно в качестве источника в данной работе рассматривается порода, с которой флюид находился в равновесии до перехода во флюидодоминирующий режим. Отделение флюидного потока от источника может происходить при различных условиях — от высокотемпературных, когда завершается кристаллизация расплава, до низкотемпературных, соответствующих эпигенетическим преобразованиям вулканогенных или осадочных толщ.
Можно различать два крайних случая в создании неравновесности между флюидом и протоли-том. Если источник и протолит совпадают по составу, то эта неравновесность целиком обусловлена указанными выше процессами, сопровождающими миграцию флюида. Одним из вариантов таких соотношений является автометасоматоз. Процессы замещения и массопереноса в условиях меняющихся вдоль потока температуры и давления рассмотрены в [12, 14]. Режим эволюции флюида и его кислотно-основные свойства по отношению к протолиту здесь тесно и закономерно связаны между собой.
Другим крайним случаем является метасоматоз в зоне контакта контрастных по составу пород (алюмосиликатных и карбонатных, кислых и ультраосновных и т.д.). Хотя здесь также, как правило, имеется градиент температур, в целом характер преобразований пород определяется значительным различием химических потенциалов компонентов источника и протолита [15].
В данной работе рассматривается более общий и распространенный в природе случай, когда составы источника и протолита не совпадают, но
относятся к одному классу (кислые алюмосили-катные породы нормального ряда), и одновременно различаются по температуре и давлению. Здесь сочетание различных вариантов соотношения источника и протолита, путей эволюции флюида, его кислотности и основности создают сложную картину формирования гидротермаль-но-метасоматической системы, и ее расшифровка часто представляет значительные трудности. Возникает вопрос о том, какой вклад в формирование состава и зональности метасоматитов вносит источник, а какой — последующая эволюция флюида, и если возможно этот вклад оценить, то на каких признаках следует основываться при таких оценках.
Сложность системы "источник-эволюционирующий флюид-протолит" и труднодоступность первых двух элементов этой системы для непосредственного исследования определяет целесообразность использования численного моделирования взаимодействия флюид-порода для решения указанной задачи.
МЕТОДИКА МОДЕЛИРОВАНИЯ
Расчет минерального состава исследуемых пород и состава равновесного с ними раствора проводили с применением программного комплекса HCh [16]. Использовали термодинамические константы твердых фаз из [17] с изменениями для K- и Na-содержащих минералов, предложенных в [18]. Учитывали переменную степень упорядоченности альбита и калиевого полевого шпата [17, 19]. Применяли модели твердых растворов: щелочных полевых шпатов и плагиоклазов - субрегулярные растворы с параметрами из [20], мусковита, биотита, хлорита, амфибола, эпидота, корди-ерита - одно- или многопозиционные идеальные растворы. Необходимые константы миналов этих растворов, отсутствующие в [17], заимствованы из [21] или получены, исходя из условия нулевого энтальпийного эффекта внутрикристаллических обменных реакций [22]. Кроме того, стандартные свободные энергии и энтропии эденита, паргасита, роговой обманки и их железистых аналогов вычислены по константам равновесия плагиоклаз — амфибол [23], а коэффициенты уравнения теплоемкости заимствованы из [22]. Рассчитанные с их использованием составы амфиболов хорошо согласуются с экспериментальными данными [24, 25]. Константы HCl (aq) взяты из [26], NaAl(OH)4 (aq) — из [27], остальных частиц раствора — из [28, 29].
В качестве исходных пород, генерирующих флюидный поток, и протолита рассматриваются нормальный гранит, гранодиорит (средние составы из [30]) и глинистый сланец (средний состав сланцев бесапанской свиты, Западный Узбекистан, из [31]) (табл. 1). Выбор этих пород обуслов-
Таблица 1. Средний химический состав пород (мас. %) и параметры их щелочности (ат. ед.)
Компоненты, параметры Сланец Гранит Гранодиорит
SiÜ2 58.34 70.18 64.45
T1O2 0.91 0.39 0.53
A12O3 18.80 14.47 15.78
Fe2Ü3 2.42 1.57 1.74
FeO 4.78 1.78 2.68
MnO 0.06 0.12 0.13
MgO 2.80 0.88 1.89
CaO 0.79 1.99 3.86
Na2O 1.79 3.48 4.36
K2O 4.30 4.11 3.02
P2O5 0.15 0.19 0.25
CO2 0.24 н. опр. н. опр.
H2O 4.49 0.84 1.31
Сумма 99.87 100.00 100.00
K/Al 0.249 0.306 0.206
Na/Al 0.156 0.394 0.455
(K + Na)/A1 0.405 0.700 0.661
лен тем, что многие метасоматические формации генетически связаны с ними либо размещаются в пределах интрузивных тел, осадочных, эффузивных или пирокластических толщ, сложенных породами подобного состава [15, 31—33].
Исходный раствор содержал первоначально 1 М №С1 + 1 М СО2. Введение в систему СО2 обусловлено существенным влиянием этого компонента на характер эволюции гидротермальных растворов [34]. В то же время вариации концентрации СО2 в пределах 0.1—5 М не вносят в него значительных изменений [12]. 1 кг этого раствора пропускали через 20 ячеек с 1 кг породы в каждой при заданных значениях ? и Р. Отсутствие изменений в последних ячейках служило признаком достижения равновесия раствора с породой заданного состава. Примеры расчета равновесного минерального состава исследуемых пород, состава входящих в них минералов и раствора приведены в табл. 2 и 3. Затем полученный раствор переносили в другие ячейки, не содержащие породу, при ступенчатом изменении Р и В этой части модели выявляются направление эволюции раствора в градиентном поле и жильная минеральная ассоциация, образующаяся вследствие пересыщения раствора [10, 13, 3
Для дальнейшего прочтения статьи необходимо приобрести полный текст. Статьи высылаются в формате PDF на указанную при оплате почту. Время доставки составляет менее 10 минут. Стоимость одной статьи — 150 рублей.