'

В отличие от Kfs, нефелин содержит избыточный нормативный кремнезем в форме NaAlSi3O8. Причем его растворимость в твердом растворе нефелина есть функция температуры: чем выше Т, тем больше альбита растворяется в натровой части Ness. Это приводит к смещению изотерм распределения щелочей между Ness и сосуществующими фазами в сторону нефелинового минала. Это хорошо видно на рис. 24 – 27: повышение Qtz в твердом растворе нефелина приводит к смещению изотерм в натровую область Ness. Этот очень важный

Понравилась презентация – покажи это...





Слайд 0

В отличие от Kfs, нефелин содержит избыточный нормативный кремнезем в форме NaAlSi3O8. Причем его растворимость в твердом растворе нефелина есть функция температуры: чем выше Т, тем больше альбита растворяется в натровой части Ness. Это приводит к смещению изотерм распределения щелочей между Ness и сосуществующими фазами в сторону нефелинового минала. Это хорошо видно на рис. 24 – 27: повышение Qtz в твердом растворе нефелина приводит к смещению изотерм в натровую область Ness. Этот очень важный эффект необходимо учитывать при термометрии нефелин-полевошпатовых пород из интрузивных и вулканических комплексов. В противном случае цифры температур равновесий в фонолитах окажутся сильно заниженными.


Слайд 1

(Ne,Ks)95.4Qtz4.6 (Ne,Ks)86.2Qtz13.8 Т=800 оС Р=6 бар Рис.24. Равновесие Ness – хлоридный расплав: смещение изотермы 800оС в сторону натровой части твердого раствора нефелина при возрастании в нем нормативного кварца


Слайд 2

Рис.25. Равновесие Ness-Kfs: смещение изотермы 700оС в сторону натровой части твердого раствора нефелина при возрастании в нем концентрации нормативного кварца


Слайд 3

Рис.26. Изотермы распределения K и Na в равновесии твердых растворов нефелина и Kfs разной степени упорядочения (Ne-Fsp термометр)


Слайд 4

Рис. 27. Нефелин-полевошпатовый термометр для субвулканических и вулканических щелочных пород, лишенных автометаморфической перекристаллизации.


Слайд 5

МАГНЕТИТ-ИЛЬМЕНИТОВЫЙ ТЕРМОМЕТР ЛИНДСЛИ В 50-х годах ХХ века американский ученый Бэддигтон нашел эмпирическую зависимость содержания ульвошпинели (Usp) в твердом растворе магнетита (Magss) от температуры. Он приблизительно откалибровал эту зависимость, предложив тем самым одноминеральный магнетитовый термометр. За неимением лучшего этот термометр достаточно широко использовался в петрографических исследованиях. На диаграмме рис.28 видно, что для целого ряда пород такая зависимость действительно существует. Однако концентрация ульвошпинели в магнетите определяется обменным равновесием Fe2O3 + Fe2TiO4 = FeTiO3 + Fe3O4 (319) или же гематит+ульвошпинель=ильменит+магнетит


Слайд 6

Рис.28. Связь между составом магнетита и температурой


Слайд 7

Константа этой реакции (320) есть функция температуры, давления и состава фаз. Вместе с тем Fe в магнетите и ильмените имеет переменную валентность, так что с ростом парциального давления кислорода оно будет окисляться в каждой из фаз даже при постоянных температуре и давлении: 3Fe2TiO4 + 1/2O2 = Fe3O4 +3FeTiO3 (321) 2FeTiO3 + 1/2O2 = Fe2O3 + 2TiO2 (322) В экспериментальных исследованиях реакция окисления чистого магнетита в гематит обычно используется как минеральный буфер. Если в систему ввести титан, то с учетом твердых растворов этих минералов можно записать такие реакции окисления:


Слайд 8

Usp?Mt + O2 = Usp>Mt + nIlHem (323) Il<Hem + O2 = Il>Hem + nTiO2 (324) где составы сосуществующих Il и Mt при P = const находятся в зависимости от температуры и летучести кислорода. Иными словами равновесие Hem = Mt+О2 становится дивариантным и на диаграмме Т- fO2 вместо моновариантной линии должно появиться поле (см. рис.29), где реакции (323) и (324) схематически отражают изотермический процесс изменения состава минералов при постоянной температуре. Эта диаграмма была экспериментально откалибрована Д.Линдсли в Геофизической лаборатории Института Карнеги (США).


Слайд 9

Рис.29. Магнетит-ильменитовый термометр-«фугометр»


Слайд 10

ФАЗОВОЕ СООТВЕТСТВИЕ Fe-Mg-МИНЕРАЛОВ И ВЫВОД СИСТЕМЫ ТЕРМОДИНАМИЧЕСКИ ВЗАИМОСОГЛАСОВАННЫХ ТЕРМОМЕТРОВ Рассмотренные выше термометры Pl-Kfs, Ne-Kfs и Mag-Ilm лет 40 назад были использованы для полуэмпирического вывода первой в мире системы термодинамически взаимосогласованных диаграмм фазового соответствия. Большинство из них основаны на распределения Fe и Mg между главными породообразующими минералами (Перчук, 1966, 1968, 1969, 1970, 1973). И в те годы, и сегодня они достаточно широко применяются в практике петрологических исследований для оценки Р-Т параметров локальных минеральных равновесий в магматических и метаморфических горных породах.


Слайд 11

Часть из них и по сей день остаются лишь теоретиче-скими вариантами, не проверенными экспериментально. Их применение ограничено некоторыми средними составами сосуществующих минералов. Любые значительные отклонения от этих средних могут привести к значительным ошибкам в определении Р и Т из-за многокомпонентности твердых растворов Hbl, Cpx, Bt, Chl и ряда других минералов. Но, как это ни странно, экспериментальные калибровки термометров близки к теоретическим. Потому мы рассмотрим ряд диаграмм, которые дают пусть и не очень точную, но весьма важную информацию о P-T условиях минеральных равновесий в кристаллических породах. Мы не будем останавливаться на подробном выводе, но в каждом конкретном случае укаем метод вывода и объем исходного фактического материала.


Слайд 12

АМФИБОЛ – ПЛАГИОКЛАЗОВЫЙ ТЕРМОМЕТР Парагенезис этих двух минералов чрезвычайно широко распространен в магматических и метаморфических породах. И если состав плагиоклаза в них отличается лишь соотношением Ca/Na, то состав амфибола варьирует значитель­но шире. При обсуждении изоморфизма в Fe-Mg-минералах было по­казано сколь широк диапазон изменения магнезиальности, глиноземистости, кальциевости и других параметров состава амфиболов. Поэтому невозможно вывести одну универсальную диаграмму фазового соответствия для рассматриваемого парагенезиса – ее приложение всегда будет ограничено какими-то рамками среднего состава амфибола.


Слайд 13

Рис.30. Составы сосуществующих плагиоклазов и роговых обманок и в породах разных температурных фаций


Слайд 14

Рис.31. Изотермы распределения Са между плагиоклазом и роговой обманкой (Pl-Hbl термометр)


Слайд 15

Рис.32. Гистограмма статистической оценки относительной точности амфибол-плагиоклазового термометра


Слайд 16

Это типичный парагенезис гранатовых амфиболитов, эклогитов, глаукофановых сланцев и других разновидностей Hbl-Pl пород. Согласно табл. 4, обменное равновесие HblMg+GrtFe=GrtMg+HblFe (325) должно обладать значительным энтропийным эффектом: максимальная разность порядковых номеров НЬl и Grt в этой таблице составляет 12. Так что коэффициент распределения АМФИБОЛ - ГРАНАТ


Слайд 17

KD должен в значительной мере зависеть от температуры. Действительно, при ХMg=const в высокотемпературных породах гранат всегда оказывается более магнезиальным. Для калибровки Hbl-Grt термометра использована диаграмму фазового соответствия на рис. 33. При этом выяснилось, что выше 600 °С зависимость от состава фаз слабая и близка к идеальной. Ниже 600 °С распределение не идеальное, и потому расчет изотерм распределения производился с учетом формулы (328).


Слайд 18

Значительные отклонения составов сосуществующих Нbl и Grt от среднестатистических составов могут исказить считываемые с диаграммы рис. 33 значения температуры. Гистограмма на рис. 34 иллюстрирует сравнительную с Hbl-Pl термометром точность Нbl-Grt термометра: средняя его точность лежит в пределах 5-10% от определяемой температуры. Сравнение с показаниями Il-Mag термометра показывают еще более высокую сходимость результатов. Расчеты показывают, что для увеличения XMgGrt в равновесии с Hbl на 10% необходимо изменить давление на 5.3 кбар. Это равноценно возрастанию температуры на 150°.Так что теоретически влиянием давления можно пренебречь. Однако в нашем случае оно уже учтено при выборе исходных составов минералов из различных по глубинности пород. Увеличение давления и температуры способствует перераспределению Mg из роговой обманки в гранат, а железа обратно.


Слайд 19

Рис. 33 . Изотермы распределения Mg и Fe между Hbl и Grt (амфибол-гранатовый термометр)


Слайд 20

Рис.34. Гистограмма статистической оценки относительной точности амфибол-гранатового термометра


Слайд 21

Этот парагенезис чрезвычайно широко распространен в самых различных типах кристаллических пород — в гнейсах и эклогитах, в средних, основных и ультраосновных изверженных породах, в сиенитах и нефелиновых сиенитах, в щелочных гранитах, карбонатитах, в зонах ощелачивания железистых квар­цитов и т. п. Как Hbl, так и Срх обладают изоморфизмом в отношении Fe2+<=>Mg и Са<= >2Nа. Поэтому для данной пары минералов необходимо рассматривать распределение всех этих компонентов. Распределение магния и железа. В общем случае это распределение описывается обменным равновесием: АМФИБОЛ - КЛИНОПИРОКСЕН


Слайд 22

HblMg+CpxFe=CpxMg+HblFe (329) которое с возрастанием температуры смещается вправо. Иначе говоря, при XMgHbl = const высокотемпературные породы содержат более магнезиальный Срх. Разность номеров Срх и Hbl в табл. 4 составляет 8, что свидетельствует о значительном тепловом эффекте реакции (329).


Слайд 23

Распределение компонентов между Hbl и Срх не идеальное. Кроме того, низкотемпературные Hbl и Срх обычно резко отличаются от высокотемпературных, эклогитовые от неэклогитовых и т. п. Так, в низкотемпературных породах, часто щелочных, обычны повышенная натровость и железистость Hbl и Срх. Иначе говоря, в самом общем случае магнезиальность Hbl и Срх сопряжено возрастает с их кальциевостью. С другой стороны, Hbl и Срх – очень сложные твердые растворы. Потому естественно ожидать значительное влияние на равновесие (329) концентраций других компонентов — Са, Na, Al, Ti и т. д. В частности, не ясно, какое влияние на это равновесие оказывает обменная реакция HblCa+CpxNa=CpxCa+HblNa (333)


Слайд 24

Распределение Fe и Mg между , Срх и Hbl следует рассматривать для двух групп парагенезисов – эклогитовых (с омфацитом) и неэклогитовых (с обычным Срх). На данном этапе знаний каждую из них можно лишь рассмотреть на отдельной диаграмме фазового соответствия. Их расчет основан на данных по оценкам Т для парагенезисов Hbl+Pl и Hbl+Grt, в которых присутствует Срх и известен его состав. На диаграмме рис.35 выведены изотермы распределения Mg между Hbl и Срх, сосуществующих в неэклогитовых породах: в эффузивных и интрузивных породах основного и среднего состава, в метабазитах, разнообразных сиенитах, а также в щелочных гранитах и карбонатитах. Статистическая точность иллюстрируется гистограммой (рис.35 б), где видно, что частные отклонения от среднего значения температуры, определяемой по двум термометрам (Hbl+Pl и Hbl+Grt), достигают ±80°. Однако максимум отклонений приходится на отметку 0°.


Слайд 25

Рис.35. Изотермы распределения Mg и Fe между Hbl и неомфацитовым Cpx – амфибол-клинопироксеновый термометр (а) и его относительная точность (б) б а


Слайд 26

Любые значительные отклонения от статистически средних составов Hbl и Срх могут привести к ошибкам в определении температуры равновесий. Искажение значений равновесной температуры может быть вызвано не только отклонениями составов от средних, но и влиянием давления. Диаграмма рис. 35 не является изобарической. В области низких значений температуры (400-500°С) она учитывает условия образования щелочных и нефелиновых сиенитов, отчасти карбонатитов, т. е. пород малых фаций глубинности. Как отмечено выше, в диапазоне 600-750° С основой расчета изотерм служили парагенезисы высокобарных гнейсов. В диапазоне более высокой Т использовались парагенезисы эффузивных пород. В связи с этим важно оценить влияние давления на рассматриваемое равновесие.


Слайд 27

В высокобарных ассоциациях амфиболы часто представлены глаукофаном, реже смарагдитом и каринтином, а пироксены – омфацитом, вплоть до почти чистого жадеита в глаукофановых сланцах и некоторых гранитах. Hbl и Срх из эклогитовых пород обладают большей натровостью и резким преобладанием алюминия в шестерной координации. Они формируются в условиях повышенных и высоких давлений и потому для них была выведена отдельная диаграмма фазового соответствия. Она представлена на рис.36.


Слайд 28

В эклогитах и глаукофановых сланцах амфиболы представлены смарагдитом, глаукофаном, а пироксены – омфацитом, вплоть до почти чистого жадеита (в глаукофановых сланцах). Парагенезисы этих минералов формируются в условиях повышенного и высокого давления. Эти особенности состава фаз и условий их сосуществования определяют необходимость вывода специальной диаграммы фазового соответствия. На рис.36 Hbl и Срх из эклогитовых пород характеризуются большей натровостью и резким преобладанием алюминия в шестерной координации. Эти чисто химические закономерности обусловлены повышенными содержаниями глаукофана в Hbl и жадеита в Срх.


Слайд 29

Рис.36. Изотермы распределения Mg и Fe между Hbl и омфацитовым Cpx - амфибол-клинопироксеновый термометр для эклогитов и глаукофановых сланцев


Слайд 30

Распределение Са и щелочей между Hbl и Срх также представляет значительный интерес с точки зрения термометрии. Эффект перераспределения Са и щелочей очень велик и часто определяется не только температурой, но и щелочностью породы. Это видно на диаграмме рис. 37, где «размах» изотерм очень велик, но точность оценки температуры низкая из-за огромного влияния состава минералов (Fe, Mg, Al, Si и др.) на распределение Ca и Na. В нижней части диаграммы изотерма 400 °С проведена пунктиром параллельно оси состава Hbl. Это значит, что в амфиболах при данной температуре возможен распад твердого раствора с образованием парагенезиса, например глаукофана с актинолитом. Такие парагенезисы известны в глаукофановых сланцах многих регионов мира.


Слайд 31

Рис.38. Изотермы распределения Ca между Hbl и неомфацитовым Срх


Слайд 32

АМФИБОЛ - ОРТОПИРОКСЕН Это типичная ассоциация высокотемпературных пород. Она встречается в кислых и основных эффузивах, в их интрузивных аналогах, а также в перидотитах, гнейсах и чарнокитах. Распределение Fe и Mg между Hbl и Орх может быть описано обменной реакцией HblMg+OpxFe=OpxMg+HblFe (334) С ростом температуры она смещается вправо. Диаграмма на рис. 39 выведена на основе 25 парагенезисов, содержащих тройные (Hbl+Орх+Grt, Hbl+Орх+Pl, Hbl+Орх+Срх) и четверные (Hbl+Орх+Pl+Grt, Hbl+Орх+Pl+Cpx, Hbl+Орх+Срх+Grt) ассоциации. Она отличается значительной разрешающей способностью, хотя и охватывает лишь высокотемпературную область (600-1100° С). DV(334) не превышает 2 см3/атом (0.048 кал/бар), так что влиянием давления на равновесие (334) можно пренебречь.


Слайд 33

Рис.39. Изотермы распределения Mg и Fe между Hbl и Opx - амфибол-ортопироксеновый термометр


Слайд 34

На диаграмме рис.36 изотермы пересекают диагональ, где ХMgOpx = ХMgHbl В этих точках достигаются экстремальные значения всех интенсивных пара­метров, переменных в данной системе. В частности, при равенстве магнезиальностей Орх и Hbl в равновесии Hbl+4Qtz = 3Opx+Cpx+Pl50+H2О (335) достигаются максимальные значения ?H2O и РS, но минимальное значение температуры. Частично это иллюстрируется диаграммами на рис.37, выведенными из анализа диаграммы фазового соответствия рис. 36. Диаграммы ?H2O– ХMg составлены для четырех изотермических сечений и иллюстрируют смещение точки максимума ?H2O в зависимости от температуры. Диаграмма Т оС– ХMg на рис.37 иллюстрирует Тmin при ХMg =0.2 и некоторых экстремальных значениях ?H2O и РS.


Слайд 35

Рис.37. Экстремальные соотношения составов (XMg) равновесных Opx и Hbl со смещением точки максимума mH2O c изменением в них XAl.


Слайд 36

БИОТИТ – КЛИНОПИРОКСЕН Ассоциация биотита с клинопироксеном - одна из наиболее распространенных в изверженных, метаморфических и метасоматических породах. Она встречается в сиенитах и нефелиновых сиенитах, в габбро и анортозитах в карбонатитах и микроклинитах, в чарнокитах, в основных гнейсах, в эклогитах, в различных эффузивах, в магнезиальных скарнах, в комплексах ультоаосновных щелочных пород и т. п. В каждом типе перечисленных пород Bt и Срх отличаются некоторыми специфическими особенностями составов, а также термодинамическими условиями образования. Однако столь широкая распространенность Bt-Срх парагенезиса сви­детельствует о значительной области его устойчивости в зависимости от T и P.


Слайд 37

Распределение Fe и Mg между Bt и Срх в зависимости от T может быть произведено по целому ряду термометров в приложении к парагенезисам Hbl+Срх+Bi, Bi+Срх+Ne +Fsp, Hbl+Орх+Bi+Срх и т.п., в которых известны составы 3- 4 сосуществующих минералов. Диаграмма фазового соответствия на рис.40 представляет модель обменного равновесия CpxFe+BtMg = BtFe+CpxMg (336) Ясно, что парагенезис Bt+Срх из вулканических пород отличается по составу от парагенезиса Bt+Срх из метасоматических пород. Однако изотермы на диаграмме рис.40 строились исходя из специфики состава низкотемпературных и высокотемпературных парагенезисов. Поэтому относительная точность диаграммы достаточно высокая (см. гистограмму на рис.40)


Слайд 38

Рис.40. Изотермы распределения Mg и Fe между Bt и Cpx (биотит-клинопироксеновый термометр)


Слайд 39

Как и в равновесиях Hbl-Cpx и Hbl-Орх, изотермы пересекают линию KD=1 на рис.40. Здесь магнезиальности минералов во всем интервале составов равны. Это значит, что система находится в экстремальном состоянии. В изобарических условиях изменение Т приведет к выравниванию составов, достижимому при Pmax, T min и максимуме ?H2O. Если и другие компоненты системы вполне подвижны, то их химические потенциалы при XMgBt = XMgCpx в определенном равновесии также достигают min или max. Поскольку число изоморфных компонентов больше 2, то с изменением состава системы экстремальные точки могут смещаться (см. рис. 40) в магнезиальную область вплоть до исчезновения экстремальных соотношений.


Слайд 40

БИОТИТ-ГРАНАТОВЫЙ ТЕРМОМЕТР И НЕКОТОРЫЕ ЕГО ПРОИЗВОДНЫЕ Биотит+гранат – типичный парагенезис пород различных фаций метаморфизма. Реже он встречается в изверженных породах (гранитах, пегматитах, сиенитах и нефелиновых сиенитах). В глиноземистых породах и гранитах Grt, ассоциирующий с Bt, в основном представлен твердым раствором Alm-Руr. В пегматитах Grt часто обогащён спессартином. Биотит почти не содержит Mn и Са, а в щелочных породах сосуществует с андрадит-гроссуляровым гранатом. Рассмотрим сначала вывод диаграммы фазового соответствия для средних составов Bt и Grt из разных метаморфических фаций. Равновесие этих минералов определяется обменным равновесием


Слайд 41

BtMg+GrtFe=GrtMg+BtFe, (338) которая с повышением Т имеет тенденцию к смещению вправо. Обычно , где XMg = Mg:(Mg+Mn+Fe?). Но в исключительных случаях (например, в ксенолитах гранатовых перидотитов из щелочных базальтов Оаху, Гавайи) . Эффект перераспределения Mg между Bt и Grt в зависимости от Т достаточно велик (см. табл. 4). В средне- и высокотемпературной области распределение Mg приближается к идеальному, т. е. KD = const при постоянной Т:


Слайд 42

Это позволяет линейно экстраполировать величину в зависимости от Т в интервале 480 < Т < 700° С (исходные данные были лишь в интервале 480-700° С). На диаграмме рис.41 рассчитанные изотермы распределения в магнезиальной области были скорректированы в соответствии с анализом природных минеральных ассоциаций Bt и Grt. Так была выведена диаграмма фазового соответствия, представленная на рис. 41. Несколько слов об экспериментальных исследованиях Bt-Grt обменного равновесия (338). На сегодняшний день предпринято три попытки экспериментальной калибровки Bt-Grt термометра.


Слайд 43

Рис.41. Изотермы распределения Mg и Fe между Bt и Grt – биотит-гранатовый термометр (Перчук, 1967)


Слайд 44

Заслуживают внимание лишь две из них (Ferry, Spear, 1978; Perchuk & Lavrent’eva, 1983). Третья (группа немецких авторов) не получила признания. Наибольшее приложение в практике петрографических исследований получила калибровка Л.Л.Перчука и И.В.Лаврентьевой (1983), предложенная в аналитической форме T oC = 7843.7 + 0,076 (P-6000)/ 1,987lnKD + 5,699 (341) где Р – в барах. Точность оценки Т, не превышает 5 % отклонений от экспериментальных данных, но часто она составляет ±10-15°. XСаGrt =Ca:(Ca+Mg+Mn+Fe2+) и XMnGrt= Mn:(Mg+Mn+Fe?) слабо влияют на KD при постоянной Т, но поправки на высокую XMnGrt в случае изоморфизма Mg<=>Mn предусмотрены. Кроме того, Л.Я.Аранович с сотр.(1987) учли влияние XAlBt на определяемую Т.


Слайд 45

Рис.42. Зависимость lnKD в обменном (Fe-Mg) равновесии Bt-Grt от обратной температуры по данным различных авторов.


Слайд 46

Биотит-гранатовый термометр лег в основу вывода целой серии взаимостогласованных минералогических термометров (Сrd+Grt, St+Grt, Chl+Grt, Chd+Grt, Chd+St и др.), перечисленных в табл.6. Но более детально мы остановимся на кордиерит-гранатовом равновесии. Кордиерит-гранатовый термометр Он представляет интерес для оценки Т равновесий в метапелитах. Впервые Crd-Grt термометр был откалиброван в 1968 г. (рис.43). Позднее появилось несколько эмпирических и одна экспериментальная калибровка. На рис.44 видно, что результаты не однозначны, но подавляющее число данных правильно отражает температурную зависимость lnKD от 1/T. Аналитическое выражение для Crd-Grt термометра такое: T oC = 6 211+ 0,035(P-6000)/(1,987lnKD + 5,79) (342)


Слайд 47

Рис.43. Изотермы распределения Mg и Fe между Bt и Crd (кордиерит-гранатовый термометр)


Слайд 48

Рис.44. Зависимость lnKD в обменном (Fe-Mg) равновесии кордиерит-гранат от обратной температуры


Слайд 49

Таблица 6. Взаимосогласованные термодинамические данные для некоторых обменных равновесий – минералогических термометров, выведенных на основе закона Нернста


Слайд 50

Таблица 6 (продолжение)


Слайд 51

Рис.46. Зависимость lnKD в некоторых обменных Fe-Mg равновесиях от обратной температуры


Слайд 52

Рис.45. Экспериментально полученные изотермы распределения Mg и Fe между St и Grt (Федькин, Яковлева, 1997)


Слайд 53

РАВНОВЕСИЕ АМФИБОЛ — БИОТИТ Парагенезис этих минералов широко распространен в гранитоидах, щелочных породах, карбонатитах и в многих метаморфических образованиях. В обоих минералах изоморфизм элементов чрезвычайно сложный, так что распределение Mg и Fе между ними зависит не только от T, но и от составов сосуществующих фаз в отношении Al, Ti, Mn, Ca, Na и т. п. Поэтому точную диаграмму фазового соответствия вывести невозможно: необходим целый набор сечений с вполне определенными соотношениями изоморфных элементов (Si/Al, Ti/Al, Fe3+ и др.). Приближенная диаграмма на рис. 47 иллюстрирует смещение равновесия BtMg+HblFe=HblMg+BtFe вправо с возрастанием T.


Слайд 54

Рис.47. Изотермы распределения Mg и Fe между Hbl и Bt (амфибол-биотитовый термометр)


Слайд 55

Это согласуется с положением Hbl и Bt в табл. 4. Оба минерала водосодержащие. Поэтому с увеличением Т магний перераспределяется из слоистого диметсиликата (Bt) в ленточный метасиликат (Hbl). На рис. 47 видно, что распределение Mg и Fe отличается от идеального, вплоть до появления экстремальных, причём характер смещения экстремальных точек такой же, как и на диаграммах для парагенезисов Hbl+Срх, Hbl +Орх и Bt+Срх: с увеличением температуры точки экстремумов смещаются в магнезиальную область диаграммы фазового соответствия. Для оценок температуры диаграмма на рис.47 не пригодна. Нужны специальные экспериментальные и термодинамические исследования.


Слайд 56

РАВНОВЕСИЕ ЭПИДОТ – ГРАНАТ Эпидот с андрадит-гроссуляровым гранатом встречается в основном в скарнах, околоскарновых породах и глаукофановых сланцах. Поэтому было интересно создать на его основе надежный минералогический термотер, чтобы получить сведения о температурах минералообразования на больших (глаукофановые сланцы) и малых (скарны) глубинах. Исследование этого равновесия проводилось только экспериментально, на основе метода «минерал – водный раствор хлоридов Al и Fe3+» на буфере Hem-Mag (Perchuk & Aranovich, 1979). Результаты обработаны термодинамически и рассчитана диаграмма фазового соответствия, представленная на рис. 48.


Слайд 57

Рис.48. Изотермы распределения Al и Fe между Ep и Grt (эпидот-гранатовый термометр)


Слайд 58

Рис.49. Графическая версия первого в мире пироксен-гранатового барометра


Слайд 59

CМЕЩЕННЫЕ РАВНОВЕСИЯ В отличие от обменных, эти равновесия полиминеральны, а изменения составов минералов зависят от величины внешних параметров в соответствии с энтропийным, объемным и др. эффектами реакций. Показателями этого изменения служат коэффициенты разделения и средние мольные доли. Смещенные равновесия нам нужны для того, чтобы совместно с обменными равновесиями определять как Т, так и Р. Обменные равновесия «работают» всегда вместе со смещенными типа na ’<1+mb ’<1 => ka” >2+lb ”>2 , (344) где коэффициенты n…l перед фазами a и b, которые сложенны компонентами 1 и 2.


Слайд 60

Рис.50. Диаграммы температурной зависимости статистически средних составов сосуществующих Bt и Grt в произвольных парагенезисах SM1 и SM2. Оценочный интервал температуры по биотит-грпнптовому термометру составляет 100о.


Слайд 61

Рис.52. Модель влияния давления на равновесие фаз переменного состава a и b.


Слайд 62

КОЭФФИЦИЕНТ РАЗДЕЛЕНИЯ Значение коэффициента распределения (239) для обменной реакции ?1 + ?2 = ?1 + ?2 (345) включает в себя два других коэффициента __ K1 = X1?/X1? (346) __ K2 = X2?/X2? (347) которые мы будем называть коэффициентами разделения компонентов 1 и 2 между фазами ? и ?, так что KD = / = exp(?G(345)/RT) (348) Эти коэффициенты несут иную смысловую нагрузку по сравнению с величиной KD. Например, если твердые растворы ? и ? идеальны, значения коэффициентов разделения связаны с изменением свободной энергии ?G в реакциях разложения типа


Слайд 63

?1 = ?1 + n? (349) ?2 = ?2 + n? (350) где величины G определяют полные свободные энергии Гиббса фаз ?, ? и ?. Если из (349) вычесть (350), получим уравнение обменной реакции ?1 + ?2 = ?1 + ?2 (351) Однако производные и по температуре и давлению будут определяться тепловым и объемным эффектами не (351) реакции, а (349) и (350). Для наглядной иллюстрации соотношений KD и или примем, что ?V(351) ? 0 и ?H(349) ? 0, а ?H(351) и ?V(349) имеют максимальное возможное значение. Тогда, при Т = const в случае идеального распределения компонентов 1 и 2 между ? и ? величина будет изменяться с изменением давления при постоянном значении KD .


Слайд 64

Пусть KD = 5, а составы равновесных фаз изменяются с возрастанием Х1 так, что при трех разных давлениях Р1, Р2 и Р3 коэффициенты разделения изменяются соответственно так: ? = 4, ?? = 2.1, ??? = 1.33. Это значит, что в соответствии с реакцией (349) минерал ? прореагирует с минералом ? так, что образуется фаза ?? иного состава и при этом выделится некая фаза e постоянного состава. Изменяются и количественно- минеральные соотношения – уменьшается количество фазы ?. Поскольку состав системы и Т постоянны, то смещение реакции (349) вправо возможно исключительно за счет изменения давления, определяемому объемным эффектом этой реакции: (352)


Слайд 65

Рис.53. Смещение коннод в треугольнике составов для равновесия ?1 = ?1 + ng под влиянием давления (а) и изменение при этом коэффициента разделения при постоянстве KD (б)


Слайд 66

Рис.54. Одна из возможных схем смещения фигуративной точки составов равновесных минералов a и b на диаграмме фазового соответствия при изменении Т и Р


Слайд 67

Наилучший пример рассмотренных соотношений – равновесие оливина с рингвудитом (см. рис.54). Оно описывается как обменным Fe2SiО4+ Mg2SiО4= Mg2SiО4+ Fe2SiО4 Fe-рингвудит форстерит Mg-рингвудит фаялит так и смещенным равновесиями. Например, при возрастании давления от 81 до 90 кбар при 1000оС оливин реагирует с рингвудитом по схеме: 1.2Mg 0,6Fe1,4SiО4 + 0.4Mg1,4Fe0,6SiO4 ?1.6Mg0,8Fe1,2SiO4, рингвудит-1 ?-оливин рингвудит-2 где составы фаз взяты из работы S.Akimoto and H.Fujisawa (1968). Это равноценно повышению магнезиальности обеих фаз, Ol и Rin с ростом Р за счет увеличения количественного соотношения Rin/Ol: 2.32Mg1,4Fe0,6SiO4 + 0.88Mg0,6Fe1,4SiO4 ? оливин-1 рингвудит -1 ? 1.6Mg1,56Fe0,44SiO4 + 1.6Mg0,8Fe1,2SiO4 оливин-2 рингвудит-2


Слайд 68

Рис.55. Изотермы 800 и 1200 oС распределения Fe и Mg между оливином и рингвудитом в интервале давления 60-110 кбар (Akimoto & Fujisawa, 1967)


Слайд 69

Величина изменилась от 2.33 до 1.95, т.е. составы минералов сблизились. В соответствии с (345) это обусловлено существенной величиной ?V = [RT/(P2-P1)] lnK1 = -0.05 кал/бар = -2.1см3/моль. Вместе с тем, объемный эффект обменной реакции практически близок к нулю, так как KD почти не изменился (KD ? 5.35). Рис.56. Изотермы зависимости от давления коэффициента разделения Mg между оливином и рингвудитом


Слайд 70

Мы рассмотрели одно из самых простых смещенных равновесий, обусловленное фазовым переходом в системе Mg2SiO4- Fe2SiO4. Оно характерно для ультравысокобарных пород. Для глубинных ксенолитов из кимберлитовых трубок можно использовать двупироксеновый термобарометр, откалиброванный также на основе соотношения и средней мольной доли (рис.57). В метаморфических породах возможны более сложные реакции с выделением фаз постоянного состава. Таково, например, разложение Crd с образованием Grt, Al2SiO5 и Qtz, либо возникновение ассоциации Opx+Sil+Qtz за счет Crd+Grt при возрастании давления, которая характеризует так называемую Сутамскую фацию глубинности (см. «Петрография метаморфических пород». Но прежде рассмотрим термодинамическое описание таких систем.


Слайд 71

Рис.57. Двупироксеновый термометр для глубинных ксенолитов


Слайд 72

Средняя мольная доля. Реакции, подобные (344) мы будем здесь называть смещенными под воздействием давления и (или) температуры. Их теоретический анализ можно производить не только методом коэффициентов разделения, но и методом термодинамических потенциалов Гиббса - Коржинского. Пусть сумма мольных долей изоморфных компонентов в кристаллохимических формулах минералов тождественно равна числу атомов Х1 + Х2 =1, а система состоит из “к” компонентов и ? фаз. Для термодинамического описания этой системы достаточно иметь к + 2 параметров (Т, Р, ?1.......?к). Их изменение выражается следующей системой из ? уравнений:


Слайд 73

Если, например, между фазами ?, ?,.........,? есть взаимо-действие, то корреляцию интенсивных и экстенсивных параметров системы удобно записывать в виде матрицы:


Слайд 74

Здесь учтено сделанное выше допущение, что n1+n2=X1+X2=1. Определитель системы (353) имеет g–й порядок


Слайд 75

Аналогичным образом решаем систему (344) относительно dm2: Рассмотрим простейший случай, когда твердые растворы компонентов 1 и 2 в фазах идеальны. Тогда выполняется следующее условие (при Т и Р const):


Слайд 76

Подставляем (360) в (359) и, дифференцируя, находим: И поскольку компоненты 1 и 2 входят только в фазы a и b, мольные доли (Х1 и Х2) в системе могут быть рассмотрены как полусуммы мольных долей этих компонентов в этих фазах: (361)


Слайд 77


Слайд 78

Производные (363) – (366) будут использованы для оценки точности диаграмм фазового соответствия – минералогических барометров.


Слайд 79

Рис.58. Изоплеты Crd и Grt в дивариантном равновесии Crd+Grt+Qtz+Al2SiO5 (Аранович, Подлесский, 1983)


Слайд 80

Рис.59. Номограмма для определения Р-Т параметров по составам сосуществующих Grt и Crd в парагенезисе с Sil и Qtz


Слайд 81

Рис.60. Изотермы зависимости от Р коэффициента разделения Mg между St и Grt в парагенезисе с Al2SiO5+Qtz (+Bt+Ms)


Слайд 82

Рис.61. Изоплеты Bt и Grt для дивариавнтного равновесия Grt+Ms =Al2SiO5+Qtz+Bt на Р-Т диаграмме


Слайд 83

Рис.62. Корреляция расчетных и экспериментальных величин Кр для реакции Grt+Ms =Bt+Qtz+Al2SiO5 при Р= 5 кбар и Т = 700 оС


Слайд 84

Рис.63. Определение Р-Т границ фазовых переходов в силикате глинозёма посредством термобрарометрии природных ассоциаций


Слайд 85

Рис.64. Определение Р-Т пределов стабильности парагенезиса Ms+Qtz посредством термобрарометрии природных ассоциаций


Слайд 86

Рис.65. Распределение температур равновесий полевых шпатов в гранитах (а) и нефелиновых сиенитах (б) а б


Слайд 87

Рис.65. Условия плавления гранитов в присутствии воды (а) и изолинии аН2О в системе гранитный расплав – водный раствор (б) а б


Слайд 88

Рис.66. Изолинии (синие) равного содержания воды на ликвидусе базальтового расплава (мас.%) и проекции линий равной концентрации воды в равновесном флюиде (желтые)


Слайд 89

Рис.67. Приближенное распределение Т-Р параметров в породах Алданского щита


Слайд 90

Рис.68. Р-Т условия минеральных равновесий в кристаллических породах докембрийских щитов (произвольные эмпирические данные)


Слайд 91

Рис.69. Р-Т условия контактового метаморфизма и плутонометаморфизма


Слайд 92

Рис.70. Первые Р-Т тренды эволюции метаморфизма для глаукофансланцевых и эклогитовых комплексов различных регионов мира (Перчук, 1973). Эти тренды не претерпели заметного изменения до настоящего времени.


Слайд 93

Рис.71. Уточнение прогрессивной части Р-Т трендов эволюции метаморфизма глаукофансланцевых комплексов по данным термодинамического анализа минеральных ассоциаций (Perchuk & Aranovich, 1980)


Слайд 94

Рис.71. Корреляция парциального давления воды в ходе Р-Т эволюции метаморфизма эклогит-глаукофансланцевых комплексов


Слайд 95

moCO2, кал/ моль Рис.72. Результаты термодинамического расчёта некоторых минеральных равновесий в карбонатно-силикатных породах Уипеуйджской формации, штат Коннектикут, США (Перчук, 1980)


Слайд 96

Средние значения Р-Т-РН2О параметров метаморфизма в некоторых метаморфических формацыиях мира


Слайд 97

Рис. 73. Режим углекислоты (а) и воды (б) в ходе эволюции регионального метаморфизма (Т возрастает с Р)


Слайд 98

Рис.74. Режим кислорода как функция глубинности (давления) метаморфизма


Слайд 99

Рис.75. Окисленность-восстановленность флюида как функция глубинности (давления) метаморфизма


Слайд 100

Рис.76. Эмпирические закономерности изменения степени восстановленности флюида с глубиной (давлением) метааморфизма (а) и сходная корреляция летучести кислорода с содержанием восстановленных газов во флюиде ( б и в)


Слайд 101

Рис.77. Реакции разложения сульфидов, хлоридов и гидридов как функция давления и химического потенциала летучего компонента


Слайд 102

moO2, ккал/моль moF2, ккал/моль Рис.78. Реакции разложения оксидов и фторидов как функция давления и химического потенциала летучего компонента


×

HTML:





Ссылка: