Geobaroterometri

Den aktuella versionen av sidan har ännu inte granskats av erfarna bidragsgivare och kan skilja sig väsentligt från versionen som granskades den 6 januari 2021; kontroller kräver 2 redigeringar .

Geobaroterometri (geo - jord ; baro- tryck ; termo - värme ; meter-mätning) är en uppsättning metoder för att bestämma temperaturen och trycket vid bildandet av mineraler och bergarter .

Det finns två huvudområden:

1. Mätning av temperaturer (nedan kallat T) och tryck (nedan kallat P) vid bildandet av moderna geologiska objekt, till exempel produkter av vulkanutbrott. De huvudsakliga metoderna är fysiska mätmetoder. De senare inkluderar till exempel optisk eller radiofysisk forskning.

2. Bestämning av forntida (paleo) T- och P -mineralformationer i tidigare bildade bergarter och mineraler av olika ursprung. Inom geologisk forskning är det en viktig forskningsmetod.

Alla metoder är uppdelade i direkta och indirekta.

Den direkta metoden är den direkta mätningen av T för ett geologiskt objekt med en termometer . Effektiviteten hos dessa metoder är inte hög, eftersom endast låga temperaturer som är direkt tillgängliga för forskaren kan mätas. Till exempel temperaturer på mineralfjädrar , men de tillåter inte att bestämma värdena för höga temperaturer och tryck i mätområdet. Indirekta metoder , baserade på förhållandet mellan temperatur och tryck med vissa fysiska parametrar för objektet, mätt instrumentellt, bestämmer nästan alla möjliga intervall för förändring av T och P för mineralbildning. I detta fall löses uppgifterna av följande forskargrupper: analoga, fysikaliska och termodynamiska metoder.

Metoder för geobaroterometri

Analoga metoder

Denna grupp inkluderar metoder för att bestämma T-P-parametrar baserade på jämförelse med tidigare kända data eller bestämt genom experiment. För att lösa detta problem används följande metoder [1] :

Smältpunkter för mineraler och bergarter;
Nedbrytningstemperaturer;
Fasomvandlingstemperaturer;
Temperaturer för sönderdelning av fasta lösningar;
Närvaro av typomorfa mineraler;
Paragenetiska sammanslutningar av mineraler;
Data om T-extraktion av mineraler från lösningar eller smältor .

Några exempel ges i tabellen:

Formel	Mineral	T smälter °С	T dekom. °C	T fasövergång °С
Pb	Leda	327,6
MgO	periklas	2800
SiO2 _	Kvarts	1370		573, 867
Fe 2 SiO 4	fayalit	1205
BaSO4 _	Baryt		01580
FeCO3 _	Siderit		0282
ZnSO4 _	Zinkosit		0740
Röv	Realgar			000267

Dessa metoder ger otillräckligt exakta, ger ibland falska resultat. Till exempel, under naturliga förhållanden, frigörs kvarts inom ett brett område av T (från 100 till 1000 °C), medan dess smältpunkt överstiger 1000 °C.

Fysiska metoder

Det finns två grupper av metoder [1] :

A. Faktiskt fysiska metoder inkluderar

Metoder som använder termoelement. Denna metod används för att mäta temperaturen på flytande lavas. En av mätanordningarna är ett platina-iridium termoelement.
Fjärrstyrda optiska metoder baserade på det nära förhållandet mellan mediets temperatur och dess färg. Olika optiska pyrometrar används för detta.

B. De inkluderar metoder för analys av gas-vätskeinneslutningar (nedan kallade GLI) [2] , [3] , dekrepitering [4] och smältinneslutningar (nedan kallade MI) [5] . I Sovjetunionen var grundaren av denna metod professor vid Moscow State University N. P. Ermakov. Han publicerade sitt första verk 1949 [6] . Tidigare kallades dessa studier "mineralogisk termometri" [2] (otillgänglig länk) . För närvarande förenas resultaten av dessa studier av ett gemensamt koncept - termobarogeokemi .

"Syftet med studien är vätskeinneslutningar av olika sammansättning och aggregationstillstånd, brett spridda i mineraler av pneumatolytiskt och hydrotermiskt ursprung och som finns i mineraler från intrusiva och utströmmande bergarter. Dessa minsta rester av den mineralbildande miljön bär information om de processer som ägde rum under bildandet av magmatiska kroppar och bildandet av endogena malmfyndigheter . Metoder för termobarogeokemi gör det möjligt att bestämma de relativa och sanna temperaturerna för mineralbildning, den kvantitativa och kvalitativa sammansättningen av lösningar och smältor i inneslutningar, trycket och tillståndet för aggregation av det mineralbildande mediet, från vilket mineraler kristalliserade eller malmdeponerades ” [7] .

Som ett resultat av dessa studier erhölls inte bara tillräckligt fullständiga egenskaper hos många naturliga geologiska processer ( magmatism , metamorfism , hydrotermiska formationer, etc.), utan också data som inte motsvarade allmänt accepterade idéer om mineralbildning. Till exempel, enligt A.N. Zavaritsky (1884-1952) [3] , [4] (otillgänglig länk) [8] i graniter , sticker kvarts (hädanefter Qw) ut sist och fyller luckorna mellan tidigare separerade mineraler . Enligt resultaten av analysen av RS [9] och syreisotoper är dock bildningstemperaturen (nedan kallat Tsample ) Qw cirka 700°C och ligger nära Tsample av det tidigaste mineralet, biotit (nedan kallat Bio). Qw är alltså det tidigaste mineralet.

Termodynamiska metoder

Denna grupp (nedan kallad TDM) inkluderar isotop- och geokemiska geobaroterometrar. De är baserade på analysen av egenskaperna hos fördelningen av element och deras isotoper mellan föreningar (mineraler) under påverkan av extern termodynamisk, som regel temperatur- och tryckförhållanden.

Isotop geotermometrar

Metodens teori beskrivs i många arbeten, främst [10] , [11] etc. I sovjetisk och rysk litteratur behandlas dessa frågor i detalj i [12] och [13] m.fl.. Den är baserad på isotop utbytesreaktioner , identiska i betydelse med jonbytesreaktioner . Deras fördel är oberoendet av trycket P för avläsningarna av IGT i ett geologiskt begärt djupintervall. Till exempel, för kalcit, är ett värde på endast 0,03 % o / kbar satt [14] . Detta beror på det faktum att dimensionsparametrarna för kristallgitter som innehåller isotopiskt olika komponenter skiljer sig mycket lite från varandra. Sålunda är Na-Cl-avståndet i Na35Cl- och ,AgBr-molekyler är 2,393068 och 2,393068 och 2,393068 och 2,393068 och 2,393070 2,393070 Ag109AgBr- och107, mellan komponenterna i]15[-molekylerna 4,485 respektive 4,4601 ÅNa37Cl och 3740 Å . och 2,28082Å [16] . I protoetylen C2H4 är avståndet C- H 1,1030Å , och i deuteroetylen C2D4 är avståndet C-D 1,089Å ; för H2O är gitterparametrarna: ao = 4,5134Å , med o = 7,3521Å, för D2O är de 4,5165Å respektive 7,3537Å [17] . Små förändringar i interatomära avstånd leder till en liten förändring i volymen av kristallgittret. Till exempel varierar volymen av kristallgittret av NaHCO 2 C 4 H 2 O och NaDC 2 O 4 D 2 O-oxalater från 224.429 till 225.113 (Å)³ [18] och indikerar det relativa oberoendet av isotopfördelningar från tryck på djupen tillgängliga för geologiska observationer, vilket bekräftats av experiment med O-isotoper i CaCO 3 — H 2 O- systemet [14] och C i CH 4 — H 2 O- systemet [19] . Enligt dessa studier följer fördelningen av isotoper mellan två föreningar (mineraler) ekvationen , där är fraktioneringsindex (faktor) , A och B är konstanter; deras fysiska betydelse är vanligtvis inte klar. Denna ekvation är baserad på teoretiska eller experimentella data. För närvarande utförs temperaturstudier huvudsakligen med isotoper av syre , väte , kol och svavel . ${1000\ln \alpha ={B \över {T^{2}}}+A}$ $\alfa$

IHT används mest framgångsrikt när man arbetar med isotermer , det vill säga raka linjer byggda från en uppsättning prover där värden bestäms - index för två mineraler bildade vid samma T ° C. Då ges isotermens lutning av $\delta$ $S$

{\displaystyle S={\frac {ln\alpha (M_{Y})}{ln\alpha (M_{X})}}\qquad {(1)))

var och är koordinataxlarna längs vilka värdena på indexen plottas för varje studerat mineral. I det här fallet särskiljs flera klasser av IHT [20] . $X$ $Y$ $\delta$

Monomineral IHT

De är baserade på analys av isotopfördelningar av olika grundämnen i samma mineral ( karbonater (kol - syre), muskovit och biotit (väte - syre), sulfater (svavel - syre), etc.) enligt ekvation (1) [ 20] .

Dual-mineral IHT Monoelement IHT med samtidigt bildade mineraler [20] .

Denna IHT är den enda form som för närvarande används i isotopstudier. Deras teori är väl utvecklad. Ett exempel är IHT på ett par Qw-Mt ( magnetit ), som byter syreisotoper med varandra genom reaktionen

Qw( 18 O) + Mt( 16 O) ↔ Qw( 16 O) + Mt( 18 O ). …………………………………………………………………………………(2)

För denna reaktion används uttrycket (Qw)- (Mt) = = för att bestämma T arr- mineraler. Detta uttryck följer av ekvation (1) om S= 1 och C 1 = C 2 . C 1 och C 2 är föreningar som är isotopiskt i jämvikt med de mineral som studeras. Här ( - index) reflekterar förhållandet i mineralet, hänvisat till standarden (för syre, det genomsnittliga förhållandet mellan isotopkoncentrationer i havsvatten - SMOW (Standard Mode of Ocean Water)). Enheten är ppm ‰. ${\delta {^{18}}O}$ ${\delta {^{18}}O}$ $f(T)$ ${\displaystyle {1000\ln \alpha ))$ ${\delta {^{18}}O}$ $\delta$ ${\frac {^{18}O}{^{16}O))$ ${\delta {^{18}}O}$

I allmänhet är denna typ av geotermometer inte avsedd för att bestämma T. Den bör endast användas som underlag för att konstruera andra IHT, det vill säga den har en fenomenologisk betydelse.

Mono- och bi-element IHT med mineraler i godtyckliga tidsförhållanden [20] .

Dessa är föreningar som bildas vid olika tidpunkter med isotoper av både vanliga och olika grundämnen (till exempel oxid och sulfid, syre Qw och väte Bio), och T arr av en av dem (standard) och sammansättningen av förening C för det är känd i förväg. Det finns sorter.

1 . Monoelement IHT .

Magmatit- och metamorfitsilikater bildar par av mineraler med isotoper av ett gemensamt grundämne. Till exempel utbredda mineralpar i graniter Qw - Fs ( fältspat ).

2 . Bielement IHTs (t.ex. (Qw) och (Bio)).

{\delta {^{18}}O}

{\delta {D}}

Närvaron av flera mineraler tagna från samma prov möjliggör en kontrollutvärdering av de erhållna resultaten. Till exempel, enligt data från vanliga bestämningar för par av kvarts - muskovit och kvarts - kaliumfältspat, kan paret muskovit - kaliumfältspat vara en kontroll.

Användningen av dessa klasser av IGT gjorde det möjligt att bestämma T arr för ett brett spektrum av specifika mineraler. Några exempel från [20] ges i tabellen.

raser	Regioner	Kvarts	Biotit	Ilmenite	Magnetit	Kalishpat	Moskovit	Albite	Granatäpple
Pegmatit	Kalifornien	780	-	-	-	-	490	510	-
Pegmatit	USA	700	-	-	-	-	-	-	320
Pegmatit	USA	-	-	680	-	-	-	480	-
Pegmatit	Norge	760	770	-	660	-	480	440	260
Aplit	Kalifornien	710	-	-	-	580	570	-	-
Aplit	karelen	710	-	-	-	-	-	440	-
Granit	Kaukasus	710	-	-	584	-	-	-	-
granodiorit	Japan	700	-	-	-	570	-	-	-
Skiffer	Österrike	700	-	-	-	-	-	-	330
Skiffer	Grönland	700	-	-	610	-	-	-	-
Metapelite	Alperna	670	-	604	-	-	-	-	-
orthogneiss	Alperna	650	-	680	-	550	-	-	-
Gnejs	Alperna	700	-	-	-	-	-	-	320

Som ett resultat fann man att T arr av samma namngivna mineraler i sura magmatiska och metamorfa bergarter i olika stadier av metamorfosm visade sig vara lika. Ordningen för deras val återspeglas i sekvensen [5]

(Bio,Qw)(≈750 °C)>Il(≈650)>Mt(600-650)>Kf(≈570)>Mus(450-570)>Al(440-500)>Grn(≈300° C).

I denna sekvens är Il ilmenit , Kf är kaliumfältspat ; Mus - muskovit; Al - albit ; Grn- granat . I samtliga fall är alla silikatmineraler isolerade i isotopisk jämvikt med vatten. Malmmineral, Mt och Il, är isolerade i isotopisk jämvikt med rutil (?).

I oliviner , klinopyroxener, plagioklaser av basiska och ultrabasiska bergarter och meteoriter för T ≈ 1250 °C avslöjades isotopjämvikt i syre med koldioxid (CO 2 ) [6]

Samtidigt avslöjade detta tillvägagångssätt påverkan av diffusion på bildandet av den isotopiska sammansättningen av väte i vattenhaltiga silikater (muskovit, biotit, hornblende ( amfibol )), syre och kol i olika karbonater, förutom magmatiska karbonater .

Geokemiska geobaroterometrar

Geokemiska geobaroterometrar (nedan kallade GGBT). Den termodynamiska grunden för dessa metoder har utvecklats helt och hållet och tar i synnerhet hänsyn till icke-idealiteten hos fasta lösningar av mineralsystem (J. Ganguly, SK Saxena [21] och andra). Dess generalisering utfördes av V. A. Kurepin [22] . I Ryssland har dessa metoder använts under lång tid; deras förfader är professor vid Moscow State University L. L. Perchuk [7] (otillgänglig länk) . Han kallade dessa metoder "geologisk termobarometri". GGBT-klasser särskiljs:

geokemiska geotermometrar.
geokemiska geobarometrar.

I praktiken bestäms skillnaden mellan dem av deras känslighet för motsvarande miljöparametrar - T och R. Faktum är att skillnaden mellan dem är mer betydande: de skiljer sig åt i den typ av kemiska reaktioner som ligger till grund för HGBT och leder till bildandet av mineraler.

Varje kemisk reaktion kännetecknas av vissa termodynamiska parametrar, i synnerhet den isobariska-isotermiska potentialen, eller Gibbs fria energi, . Detta värde består av tre komponenter , där K är fördelningskoefficienten för grundämnen mellan mineraler; - termisk (huvud)komponent, -barisk komponent, det vill säga associerad med påverkan av tryck, och - energin för att blanda komponenterna under bildningen av mineralet. Alla dessa parametrar beräknas på ett visst sätt: ; ; beräknas på basis av experimentella studier och beror på typen av fast lösning. Här är R gaskonstanten; är den volymetriska effekten av reaktionen. Som i isotopiska geotermometrar, är de fysiska betydelserna av parametrarna och inte strikt definierade. $\Delta {G}$ $\Delta {G}={\Delta {G}_{T}+\Delta {G}_{P}+\Delta {G}_{mix}}$ ${\displaystyle \Delta {G}_{T))$ ${\displaystyle \Delta {G}_{P))$ $\Delta {G}_{mix}$ ${\Delta {G}_{T}=-RT\ln {K}_{react}=AR+BRT}$ ${\Delta {G}_{P}=(P-1)\Delta {V}_{react))$ $\Delta {G}_{mix}$ ${\Delta {V}_{react}}$ ${A}$ ${B}$

Geokemiska geotermometrar

Geokemiska geotermometrar (nedan kallade GGT) är baserade på reaktionerna av jonbyte av element i olika medier och liknar därför i huvudsak GGT. Ett typiskt exempel är den väl studerade biotit (Bio) - granat (Gr) geotermometer [23] , baserad på jonbyte mellan magnesium och järnmineraler Fe + 2 :

Bio(Fe) + Gr(Mg) ↔ Bio(Mg) + Gr(Fe) …………………………………………………………………………………..( 3)

För denna reaktion bestäms värdet , och , är Gibbs fria energi för jonbytesreaktionen. I detta uttryck , fördelningskoefficienten för Fe +2- och Mg-atomer mellan biotit och granat $ln{K}={\frac {A}{T}}+B$ $RTln{K}=-\Delta {G}$ $\Delta {G}$ $K$

K={\frac {\left[{\frac {a_{Gr}^{Fe}}{a_{Bio}^{Mg}}}\right]}{\left[{\frac {a_{ Bio}^{Fe}}{a_{Gr}^{Mg}}}\right]}}\,\qquad {(4)}

${a_{Gr}^{Fe}}$ — Aktivitetskoefficienter för motsvarande grundämnen (Fe eller Mg) i mineralet (Gr eller Bio). I praktiken ersätts värdena för aktiviteter med värdena för molfraktionerna av grundämnen i mineralet, dvs.

K={\frac {\left({\frac {M^{Fe}}{M^{Mg}}}\right)_{Bio}}{\left({\frac {M^{Fe }}{M^{Mg}}}\right)_{Gr}}}\,\qquad {(5)}

$M^{Fe}$ är molfraktionerna av grundämnen i mineralet. I en sådan post, istället för molfraktioner, används värdena för kristallkemiska koefficienter. I dessa reaktioner ersätts det ena av ytterligare två isomorfa element, för vilka atomernas storlek är tillräckligt nära varandra. På grund av detta skiljer sig de dimensionella parametrarna för mineralen som bildar dessa element något. I praktiken kan inverkan av icke-ideal blandning av motsvarande fasta lösningar också försummas. När det gäller andra element med icke-ideal löslighet, i praktiska studier för isomorfa element, kan påverkan av icke-idealiteten hos de fasta lösningar som bildas av dem också försummas. Bidraget från parametrar, som tar hänsyn till icke-idealiteten hos fasta lösningar, står i proportion till felet vid bestämning av de termodynamiska parametrarna. Till exempel, enligt olika källor, varierar bruttovärdet (298°K) inom 1488,696-1509,0 kcal/M (skillnaden (Δ) är nästan 20 kcal/M, eller ≈ 1,34% av minimivärdet); S o (298K) - 56,7- 76,97 cal / M ° K. För andradit (298°K) = 1373,5-1410,3 kcal/M (Δ = 27 kcal/M, eller ≈ 1,97%). W-parametrarna för Margulis har följande värden: i andraditer W(Mg-Ca)= 3,83; W(Mg-(Fe+Mn))=3,0; W(Ca-(Fe+ Mn))= 1,00 kcal/M. Eftersom parametern W används i kombination med molfraktionerna X, som alltid är <1, eller X², med ökande T, blir värdet |ΔG| ökar, och W- minskar, så blir detta bidrag ännu mindre. ${-\Delta {G}_{o))$ ${-\Delta {H}_{o))$

I exemplet ovan används fördelningen av två grundämnen i två mineral. Det finns dock utvecklingar där fördelningen av ett element mellan två medier studeras, till exempel fördelningen av Ni mellan en smälta och olivin som kristalliserar från den [24] . Många exempel visar den bästa stabiliteten hos GGT när man använder ett system med två mineraler och två element.

Geokemiska geobarometrar

Geokemiska geobarometrar (nedan kallade GGB) är baserade på analys av kemiska ekvationer för bildning av mineraler som förekommer under naturliga förhållanden. Exempel på geobarometerekvationer (Perchuk, 1977 [25] ):

Mg3Al2Si3O12 + 3 ( 1 - x ) MgSiO3 = 3MgSi03 xAl2O3 ; _ _ _ _
MgAl2O4 + ( 1 + x ) MgSiO3 \ u003d MgSiO3 xAl2O3 + xMgSiO4 .

Som du kan se beskriver de reaktionerna vid bildandet av nya mineraler. En viktig egenskap hos dessa ekvationer är det höga värdet av reaktionens volymeffekt. Till exempel, för den andra reaktionen vid x=1 = -18,03 cm³/M (eller ≈ -67 % i förhållande till olivin ( molarvolym = 26,89 cm³/M - minimivärdet för denna uppsättning mineraler). För biotit - granat geotermometer ( reaktion 1) \u003d 7,6 cm³ / M (eller ≈6,7% i förhållande till pyrope (pyr) \u003d 113,3 cm³ / M). Dessa värden skiljer sig avsevärt även i absoluta värden. Om de tas i förhållande till en viss mineral, då blir skillnaden Detta leder till ett betydande beroende av reaktionsriktningen på det yttre trycket $\Delta {V}_{react}$ $\Delta {V}_{react}$ $\Delta {V}_{ol}$ $\Delta {V}_{react}$ ${\displaystyle \Delta {V}_{pyr))$

Inverkan av diffusion

Det breda deltagandet av diffusion i bildandet av mineraler och dess inverkan på värdena av T från beror på närvaron av gaskomponenter som komponenter i isotopiska system. Som regel är detta vatten, CO 2 , mindre ofta CH 4. Effekten av diffusion på isotopsammansättningen av naturliga föreningar uppskattas genom diffusionsfraktioneringsindex enligt schemat: . Här ; här är D och D T diffusionskoefficienterna, M och M T är molekylvikterna för de lätta och tunga komponenterna; n är antalet teoretiska plattor som kännetecknar djupet av diffusionsfraktionering (separation) [26] , [27] . Med den samtidiga verkan av två fraktioneringsmekanismer med indikatorer och den totala separationseffekten bestäms av uttrycket . Om isotoper av ett element diffunderar, kommer vi fram till likhet (6), ${\alpha _{d))$ ${\displaystyle {D\rightarrowtail {\alpha _{d}}\rightarrowtail {\alpha _{d}^{n))))$ ${\alpha _{d}={\sqrt {\frac {D}{D_{T))))={\sqrt {\frac {M_{T}}{M))))$ $\alpha _{T}$ ${\displaystyle \alpha _{d}^{n))$ $\alpha ={\alpha _{T}}\cdot {\alpha _{d}^{n}}$

S={\frac {1000ln\alpha _{T_{1}}+n1000ln\alpha _{d_{1}}}{1000ln\alpha _{T_{2}}}}\qquad {(6) }

visar beroendet av T från diffusion. Metoden för att ta hänsyn till diffusionspåverkan beskrivs i [28] . Om diffusorn är vatten, då

\alpha _{d}={\sqrt {19/18}}=1{,}027

Under bildandet av karbonatsystem (skarns, kulor, icke-magmatiska karbonatiter) varierar värdet på n inom 0,03-3,0 för H 2 O, CH 4 , CO 2 . Diffusion är helt frånvarande i magmatiska karbonatiter. För HDO-komponenten i muskoviter av apliter, skiffer och granitgnejser n = 0-1,0; i biotiter av alaskiter, granodioriter, skiffer, gnejser - 0-0,65; i hornblende granodioriter n =1,5.

Effekten av diffusion avslöjades i analysen av den isotopiska sammansättningen av syre i plagioklaser, pyroxener och oliviner i maffiska bergarter [27] . Värdet på fraktioneringsdjupet i CO 2 -molekylen är 0,19 (det vill säga n = 0,19).

Resultaten av att bestämma effekten av diffusion i mineraler på T från ges i tabellen [20] . I tabellen And är andalusit, Sil är sillimanit, Stv är staurolit.

Nej. p.p.	Mineral	Ras	Område	T ut	n	Källa till analyser
00001	Hornblände	0granodiorit	0Nevada	553	1.5	Taylor BE 1977
00002	000Moskovit	00Pegmatit	Kalifornien	476	1.0	Taylor B et. al. 1968
00003	000Moskovit	000Aplit	Kalifornien	470	1.0	Taylor B et. al. 1968
00004	000Moskovit	0Skiffer And	0Nevada	440	1.0	Shich TNet.al.1969
00005	000Moskovit	000Skiffer	0Grekland	436	1.0	Rye RO et.at., 1976
00006	0000Biotit	0granodiorit	0Nevada	760	0,65	Shappard SM, 1974
00007	0000Biotit	Sil-Mu skiffer	0Namibia	746	0,65	Hoernes S.et.al.1979
00008	0000Biotit	Stv-Och Skiffer	00Alperna	694	0,65	Hoernes S.et.al.1978
00009	0000Biotit	00Gneiss Bio-Pl	00Alperna	756	0,65	Butvin V.V., 1984
000tio	0000Biotit	00orthogneiss	00Alperna	667	0,65	Hoernes S.et.al.1978

Huvuddragen i användningen av termodynamiska geotermometrar

För framgångsrik användning av IHT och GGT måste följande villkor uppfyllas [20] , [29] :

mineraler måste vara samtidigt;
T arr mineraler bör vara lika;
mineraler måste vara i kontakt med varandra;
isotop- eller jonbyte måste ske mellan mineraler; ovanstående bestämmelser bidrar till flödet av detta utbyte;
som ett resultat av denna reaktion bör termodynamisk isotopisk eller geokemisk jämvikt upprättas.

Praxis har visat att dessa kriterier inte ens kontrolleras. Hon avslöjade bristerna i användningen av GGBT, som dock inte analyserades. Många författare, till exempel [30] , [31] , [32] och andra, noterar den frekventa diskrepansen mellan T arr av mineraler som erhållits av olika författare och IGT (eller GGT). Påstås, för att eliminera dessa problem, är det utbrett att införa koncentrationer av tredje element i GGT-ekvationerna [33] , [34] . Detta leder till besvärliga uttryck som beskriver GGT; så V. I. Vaganov och S. V. Sokolov [31] nämner GGT-uttrycket som innehåller cirka 24 numeriska parametrar. Som ett resultat är det å ena sidan nödvändigt att använda en dator för beräkningar utan en seriös praktisk avkastning. Å andra sidan lämnar noggrannheten i dessa operationer mycket övrigt att önska och förändras faktiskt inte. I detta avseende vägrar ett antal forskare, till exempel B. Wood (1974) [31] , T. Morry (1975) [31] att införa sådana ändringar. Vi har redan noterat många av dessa brister [35] , [36] Dessa fenomen ledde också till uppkomsten av hypoteser om "icke-jämviktstillståndet" vid utvinning av mineraler, såväl som en betydande effekt av hastigheten på mineralbildningsreaktion på fördelningen av isotoper eller grundämnen i allmänhet [37] .

Utan att förneka påverkan av dessa faktorer, noterar vi närvaron i tekniken för att tillämpa dessa metoder för vissa funktioner:

Endast punktprover studeras, det vill säga två mineral tas från en punkt.
Alla mineraler väljs från bulkprovet, där det finns tredje mineraler mellan de studerade mineralerna.
Samtidigt frigörande av mineraler är inte klart.
Det finns inga bevis för bildandet av mineraler vid samma temperaturer eller tryck.
Förekomsten av termodynamiska isotoper och geokemiskt utbyte av element avslöjas inte.
Förekomsten av termodynamiska isotopiska och geokemiska jämvikter mellan mineraler är tveksam.

För den utbredda Qw - Mt - IHT, enligt klassiska begrepp, är T arr Qw cirka 300-400°C, och Mt är 600-700°C, det vill säga de bildas vid olika temperaturer. Enligt klassiska begrepp är Qw det senaste mineralet, medan tillbehöret Mt är ett av de tidigaste mineralerna. I metamorfa bergarter är temperatur- och tidsförhållandena mellan dessa mineral inte alls tydliga. Således, i GGT (2), enligt isotopdata, bildas Bio vid ≈700°C, medan Gr bildas vid T ≈ 300–400°C, enligt isotopdata och data från GLW-analys [20] . Samma situation med amfibol - granat GGT. Vid tiden för skapandet av GGT trodde man att Gr bildades vid ≈ 700 °C, medan T -amfibolen är mycket mindre, det vill säga att dessa mineraler inte är samtidigt.

7. Egenskaper avslöjas som tvivlar på tillförlitligheten hos HGB. Till exempel är det inte klart på vilken grund mineraler väljs, både ur synvinkeln av deras gemensamma förekomst i berget, och ur synvinkeln av möjligheten att tillämpa termodynamikens principer på dem. En sak är klar att det för tillfället för det första inte finns några bevis för att dessa reaktioner existerar under verkliga naturliga förhållanden; för det andra är alla dessa ekvationer sammanställda godtyckligt och tar inte hänsyn till de verkliga förhållandena för bildandet av mineraler. Många GGT är sammanställda på basis av experimentella studier där mekanismen för mineralbildning inte har studerats. 8. Fel i att skriva geotermometerns formel, som ser ut

lnK={-A \over {T}}+B

. 8a. Denna ekvation avslöjar inte den fysiska betydelsen av parametrarna och . I teoretisk analys förväxlas denna ekvation vanligtvis med likheten

A

B

ln{K}_{T}={-{A}_{T} \över {T}}+{B}_{T}

där parametrarna och beror på temperatur och för varje specifikt värde på T har ett väldefinierat värde. I ekvationen är dessa parametrar konstanta och beror inte på T. ${A}_{T}$ ${B}_{T}$

8b. Den fysiska innebörden av parametern är inte klar . Detta uttryck är meningsfullt om kvantiteten är en dimensionslös kvantitet. Analys [38] visade att så inte är fallet, så uttrycket har ingen fysisk betydelse. Detta fel går tillbaka till ett fel i att skriva den kemiska potentialen , där är koncentrationen av någon komponent i lösningen. Eftersom parametern är en dimensionell storhet har uttrycket inte heller någon fysisk betydelse. I själva verket borde denna ekvation se ut

\ln {K}

K

\ln {K}

{\mu =\mu _{0}+RT\ln {C))

C

C

\ln {C}

{\displaystyle \mu =\mu _{0}+RT\ln {\frac {C}{C_{0))))

Dimensionen anges vidare med hakparenteser […], det vill säga dimensionen = . Inom termodynamiken finns det ganska många uttryck där man inte tar hänsyn till storleken på storheter. Till exempel Raoults lag i formen och är ångtrycket över ett rent lösningsmedel och en lösning som innehåller molfraktioner av ett löst ämne. Eftersom ≠ 0 är likheten inte fysiskt korrekt. Ett annat exempel är absolut entropi i formen $X_{i}$ $\left[X_{i}\right]$ $P_{i}={X_{i}}\cdot {P_{0}}$ $P_0$ $Pi}$ $X_{i}$ $\left[X_{i}\right]$

S={{\frac {R}{{\gamma }-1}}\cdot {\ln {P{V}^{\gamma }}}+C}

där är integrationskonstanten [39] ; a) eftersom ≠ 0, då måtten = ? och =?; b) eftersom = ?, den fysiska betydelsen och dimensionen av . Detsamma gäller uttrycket [40] , $C$ $\left[V\right]$ $\left[V^{\gamma }\right]$ $\left[{P}\cdot {V^{\gamma }}\right]$ $\left[{P}\cdot {V^{\gamma }}\right]$ ${\displaystyle \ln {\left({{P}\cdot {V^{\gamma }}}\right)))$

S={{C_{V}}\cdot {\ln {T}+R{\ln {V}}}+Konst}

eftersom =? och =? (V- volym) (rätt eller ). $\left[\ln {T}\right]$ $\left[\ln {V}\right]$ ${\displaystyle \ln {\frac {T}{T_{0))))$ ${\displaystyle \ln {\frac {V}{V_{0))))$

Det verkliga uttrycket för geotermometerekvationen kommer från representationerna [29]

{\displaystyle R{\ln {\frac {K}{K_{pe}}}}={-}{\Delta {H_{pe}}}{\left[({\frac {1}{T}} -{\frac {1}{T_{pe}}}}\right]}\qquad {(7)))

där och är värdena för fördelningskoefficienten, reaktionsentalpin och temperaturen vid fasövergångspunkten ( fasutbyte = pe ) (eller vid någon annan punkt med kända namngivna parametrar). Ganska ofta tas mineralets smältpunkt som fasövergångspunkt. Följaktligen, $K_{pe}$ ${\Delta {H}_{pe))$ $T_{pe}$

A={\frac {\Delta {H}_{pe}}{R}}

B={\frac {\Delta {H}_{pe}}{R{T_{pe}}}}=\Delta {S}_{pe}

${\displaystyle \Delta {S}_{pe))$ är entropin för utbytesreaktionen vid fasövergångspunkten.

9. Geotermometrarnas plats i ett antal geologiska forskningsmetoder är inte klart definierad, därav målen och syftena med temperaturforskningen, liksom förhållandet mellan å ena sidan analoga och fysikaliska metoder för bestämning av temperatur och termodynamiska metoder. å andra sidan är inte klart definierade [20] , [41] .

Omfattning av geobarotermometrar

Formulering av problemet.

Huvuduppgiften med att använda TDM är inte bara att bestämma T arr och P arr av mineraler, utan genom denna operation och jämförelse av de erhållna värdena av T och P med de som fastställts genom oberoende analoga eller fysikaliska metoder, bestämningen av jämvikten förening för mineralet, och sedan, på grundval av detta, identifieringen av bildningsmekanismen mineraler, det vill säga den typ av kemisk reaktion under vilken bildningen av ett mineral sker [27] . Lösningen på detta problem är baserad på följande axiom:

1) alla mineraler är isolerade i termodynamisk isotop och geokemisk jämvikt med vissa "komponenter" i miljön;
2) mineraler och dessa "komponenter" frigörs under nedbrytningen av någon protosubstans (moderförening). Det är i processen med denna nedbrytning som den nödvändiga termodynamiska isotopiska och geokemiska jämvikten uppnås.

Sekvensen för att lösa problemet beskrivs:

1) med hjälp av FM bestäms T arr och P arr av ett mineral; 2) med hjälp av IGT och GGT bestäms motsvarande T arr och P arr för mineralet och, genom deras likhet med T arr , identifierade av FM, bestäms sammansättningen av jämviktsföreningen för mineralet; 3) enligt dessa data sammanställs en ekvation för frigörandet av mineralet och med hjälp av GB bestäms den skenbara R arr ; 4) den skenbara P arr jämförs med P arr detekterad av FM, och genom deras närhet till varandra, fastställs tillförlitligheten av den föreslagna ekvationen, på basis av vilken denna ekvation accepteras eller förkastas. Exempel på att lösa problemet med mekanismen för bildning av mineraler Karbonatmineralisering

Karbonatmineralisering representeras av enkla ( kalcit , etc.) eller dubbla ( dolomit , etc.) salter av kolsyra med den största fördelningen av kalciumsalter , främst kalcit (CL), mindre dolomit och aragonit . Kalciter och aragoniter kan vara organogena, vara en produkt av den vitala aktiviteten hos organismer ( koraller , blötdjur , etc.), och oorganiska till sin natur ( stalaktiter , stalagmiter , travertiner , etc.). De finns vid ganska låga och stabila temperaturer (0-40 °C). En enorm massa av kalcit består av högtemperaturformationer: skarn, kulor, hydrotermiska vener, kalcifyrer, karbonatiter, etc.

Kalcit med låg temperatur .

I de flesta fall antas det att kalcit isoleras enligt den ekvation som upprepas i experiment,

Ca +2 + 2HCO3 -1 = CaCO3 + H2O + CO2 …………………………………………………………………………..(8).

Under naturliga förhållanden har frisättningsmekanismen dock inte fastställts. Det finns också exotiska system, till exempel minskning av gips eller svavel. Isotopanalys avslöjade följande scheman för isotopjämvikter (posten betyder: den första platsen är upptagen av en förening som är i jämvikt med kalcit vad gäller kol; på andra plats är i termer av syre). Ytterligare (*) markerar en utbytesisotop:

ett). CaCO3- * CO2 - H2O * ; _ _ _ _

motsvarar reaktion (8). Kanske deltagande av organismer som spelar rollen som katalysatorer.

2). CaCO3- * CH4 - H2O * ; _ _ _ _

bildas enligt mönstret

Ca + 2 + 2 HCO3-1 + 4H2 ( org ) → CaCO3 + * CH4 + 3H2O * ( ? );

under påverkan av organismer sker tydligen omvandlingen av HCO 3 −1 anjonen .

3). CaCO3- * CH2O - CH2O * ; _ _ _ _

kännetecknas av association med växtcellen

2Ca +2 + 4НСО 3 −1 + 4Н 2 (org) → 2CaCO 3 + * CH 2 O + CH 2 O * + 4Н 2 O,

även om mekanismen för uppkomsten av jämvikt mellan CL och cellen inte är klar.

4 ) CaCO3- * CH4 - CO2 * . _

Diagenetiska CR för torvzoner [42] — enligt reaktionen

2Ca +2 + 4CH 3 COO −1 + 4H 2 org) → 2CaCO 3 + 5 * CH 4 + CO 2 *

på grund av mikrobiologisk nedbrytning av organiska syror . I nästan alla fall påverkas bildningen av den isotopiska sammansättningen av kalcit av diffusion huvudsakligen av H 2 O och CO 2 .

Kalcit med hög temperatur. Alla hydrotermiska kalciter av olika avlagringar och regioner är i jämvikt med det isotopiska systemet CaCO 3 - * CO 2 - H 2 O *

och bildas enligt reaktion (8), komplicerad av diffusionen av dessa komponenter.

I metamorfiter med en ursprungligen känd kalkstensnatur ( marmor och skarn ), enligt kalcit upp till 500 ° C (Nevada skarns, etc.), är isotopsystemet typiskt CaCO3- * CO2 - CO2 * . _ _ _

Vid T > 500 °C för kalcit (marmor i Nevada , Adironaq, Ukraina , Aldan skarns ) - isotopsystem

CaCO3- * CH4 - CO2 * . _ _ _ Calciphyra av Yakutia . De motsvarar isotopsystemet CaCO 3 - * CH 4 - H 2 O * Följande isotopsystem har identifierats i kimberliterna i Yakutia: CaCO3 - * CO2 -CO2 * och _ _ _ CaCO3- * CH4 - CO2 * . _ _ _ Karbonatiter .

Facies enligt V.S. Samoilov [43] klorit - sericit - ankerit (enligt kalcit T från ≈ 250 °C) och amfibol - dolomit-kalcit (enligt kalcit T från ≈ 288 °C) isotopsystem

CaCO3- * CO2 - H2O * ; _ _ _ _ Albitfacies är kalcit (enligt kalcit, T iz = 400–550°C) är huvudsakligen ett isotopiskt system CaCO3- * CO2 - CO2 * . _ _ _ Kalium-fältspat facies - kalcit (enligt kalcit T iz \u003d 500-750 ° C) - isotopsystem CaCO 3 - * CH 4 - CO 2 * ,

dessutom observerades inte diffusionen av gasformiga komponenter. Enligt dessa data är det hypotetiska schemat för bildandet av högtemperaturkarbonatiter omsmältningen av kalksten.

Silikatmineralisering jag. _ Detta avsnitt behandlar mineraler från sura magmatiska och metamorfa bergarter (kvarts, biotit och muskovit, plagioklaser, kaliumfältspat, granater, pyroxener). Alla dessa mineraler har studerats med isotopiska metoder; de frigörs i jämvikt med vatten [20] , [27] på grund av bildandet av hydratiserade komplex under sönderdelning enligt schemat ( +3 Si − O − Si +3 ) +6 smälta → 2(H − O − Si +3 є) smälta [44] .

I närheten av T -kristallpunkten , på grund av polymerisationen av den sybotaktiska gruppen (S +3 - O - H) , bildas en H 4 SiO 4 -associat , som sönderdelas enligt schemat

H4SiO4 → SiO2 + 2H2O . _ _ _ _

Denna mekanism bekräftas av bildandet av fältspat (K-fältspat - albit) (Reesmon, Keller [45] ; Ryzhenko et al. [46] ; Alekseev et al. [47] )

Al ( OH ) 4- + 3H4SiO4 + Na + → [ NaAlSi3O8 + 8H2O ] .

Al − H 2 O eller Kf − H 2 O-par finns på den högra sidan av ekvationen, vilket motsvarar isotopdata. Denna ekvation kan inte anses korrekt, eftersom situationen med väteisotopen i vatten inte är klar. Om vi åberopar hypotesen om I. G. Ganeev [48] , och ersätter H 4 SiO 4 med Si(OH) 6 −2 , så kommer reaktionen att skrivas om i en acceptabel form

Al +3 + 3Si(OH)6-2 + Na +1 + 2N + 1 → [NaAlSi3O8 + 8H2O ] + 2OH - 1 .

För granater finns både isotop- (syre)- och silikatanalyser tillgängliga. De studerade granater är främst associerade med biotit, cordierit och plagioklas. Enligt isotopdata frigörs granat vid 300–450°C; resultaten av LLW-analysen ger samma gränser. Biotit och granat frigörs i jämvikt med vatten. Det har fastställts att den bästa överensstämmelsen observeras i jämvikten mellan granat och kordierit Cor, biotit och pyroxener. Enligt experimenten av L. L. Perchuk et al [49] , vid T = 550–1000°C, sker inget jonbyte mellan granat och kordierit under gemensam kristallisation. Enligt ett antal särdrag har den troliga ekvationen för bildandet av granater formen

… = {Cor + [Grn }+ H2O ] + … .

Här speglar parenteser: […] är isotop; {…} — geokemisk jämvikt. Denna vy motsvarar den fullständiga reaktionen:

klorit + kvarts → {kordierit + [granat} + vatten] . II . Data om analyser av syreisotoper i mineraler från meteoriter och bergarter ( eklogiter , kimberliter , lherzoliter , tholeiiter , alkaliska basalter , basiska och ultrabasiska bergarter, hawaiyaiter, gabbro , adameliter ). Det följer av analysen av smältinneslutningar att plagioklaser (Pl) fälldes ut vid 1100–1300°C; clinopyroxenes (Cpx) (främst diopsider), 1100–1300°C; oliviner (Ol) -1100-1300 °C ( [50] ; [51] etc.). Dessa mineral är i isotopisk jämvikt med CO 2 . Fördelningen av syreisotoper i meteoritmineral påverkas av CO 2 -diffusion . CO 2 är alltså troligen leverantören av 18 O till mineraler, med hänsyn tagen till den goda lösligheten av CO 2 i högtrycks ultramafiska smältor. Möjligen bildar CO 2 föreningar av typen Si(CO 3 ) 4 −4 med kisel och spelar rollen som transport under dess överföring. Den förväntade effekten beskrivs av ekvationen 2Mg +2 + Si ( CO3 ) 4-4 = Mg2Si04 + 4CO2 . _

Det är denna omständighet som förklarar närvaron av koldioxid i högtemperatursmältinneslutningar. I detta fall liknar CO 2 rollen som vatten i smältor.

Enligt geologiska data finns Pyr-pyroper tillsammans med klino-(CPX, diopsid ) och ortopyroxener (OPX, enstatit ), sällan - kyanit . Enligt geokemiska data är pyrop termodynamiskt i jämvikt med pyroxener [52] [8] . En möjlig ekvation för granatbildning är

… = … {Grn + Px} + … .

Kopplingen mellan granat och pyroxen är genetisk: de bildas under nedbrytningen av en viss protosubstans. Uppskattningen av dess sammansättning är baserad på data från kvantitativa mätningar av Pyr/CPX-förhållandena i verkliga objekt, oftast Pyr/CPX ≈ 1,0. Sedan

Mg 3 Al 2 Si 3 O 12 + CaMgSi 2 O 6 \u003d CaMg 4 Al 2 Si 5 O 18

är kordierit , ursprungligen bildad, möjligen genom reaktionen

(An)+ (Mg-Ol) + 2(Mg-Opx)

granskas av JM McClelland och PR Whitney [53] .

Malmmineralisering

Detta avsnitt tar upp malmmineraler som finns i intrusiva bergarter: magnetiter, ilmeniter och spineller.

Magnetit, ilmenit . I. Den isotopiska sammansättningen av syre i accessorisk magnetit (Mt) och ilmenit (Il) av felsiska magmatiter och metamorfiter studerades. Jämvikten mellan mineraler med H 2 O, CO 2 och CO är inte bekräftad, men en jämvikt med rutil TiO 2 avslöjades , motsvarande den möjliga bildningen av Mt (Il) - Ru-systemet under nedbrytningen av ferropseudobrookit eller ilmenit (P Yarosh [54] , P.R Busek, K. Kell, 1966, etc.) enligt reaktionerna FeT2iO5 → Il + Ru ; 6Il+ О 2 → 2Mt + 6Ru .

I vissa fall är bildningen av ett mineral möjlig på grund av nedbrytningen av ulvospinel.

6Fe2TiO4 → [ 6FeTiO3 + 2Fe3O4 ] . _ _ _ _

Sedan, för Mt-Il-paret, är isotoptemperaturen för magnetitbildning T isot = 853 °C. Som jämförelse, i nelsoniter från Dzhugdzhur och anortositer från Kalar-massiven (A.N. Solyanik et al., [55] . ) T isot (Mt) = 820–1100°C, och i malmgabbro, 560–900°C.

En annan mekanism är också möjlig: bildandet av Mt - på grund av nedbrytningen av ilmenit enligt reaktionen

3FeTiO3 + 2O- 2 → [ Fe3O4 + 3TiO2 ] .

Då är Mt i isotopisk jämvikt med rutil (Ru). I detta fall bildas Mt vid Тisot ≈ 450°C. Sådana T -isoter (Mt) är fullt möjliga. Så om älvens malmförekomst. De Keurichi-venliknande magnetit-hemoilmenitmalmerna bildades vid T=430-570°C [55] .

I metamorfa bergarter bildas Il och Mt i jämvikt med Ru vid T från =400-500°C. Om vi betraktar Il som en sönderdelningsprodukt av ulvospinelen, då i förening med Mt deras T iz = 458 °C. Magnetit kan inte bildas på grund av nedbrytningen av Il, eftersom bildningstemperaturerna (Тfrån = 1100 −2000 °C) annars är geologiskt orealistiska.

I Biwabiks järnmalmsformation i norr. Minnesota [56] av skarntyp studerade ett par magnetitkvarts. De erhållna data ger en magnetitbildningstemperatur på 500–550 °C, förutsatt att den är i jämvikt med CO 2 . Baserat på materialen av V. I. Sinyakov (1978), A. M. Dymkin et al. [57] varierar T arr (Mt) i skarn inom 420–530 °C , enligt resultaten av dekrepitering. I skarn [56] vid Тisot = 525°C bildas magnetiter vid nedbrytning av siderit enligt reaktionen

(a ) 3FeCO3 + O -2 → [ Fe3O4 + 3CO2 ] .

Situationen med kol är inte klar här: det finns ingen förening i jämvikt med vilken (för kol) CO 2 skulle vara . V. N. Zagnitko et al [58] , I. P. Lugovaya [59] , med hänvisning till experiment, ger mer acceptabla reaktioner

(b) 3FeCO3 = [ Fe3O4 + 2CO2 ] + CO (vattenfritt medium med gasavlägsnande) ; (c) 6FeCO3 = [2Fe3O4 + 5CO2 ] + C ( långsam gasavlägsnande) .

Sålunda, enligt isotopdata, skisseras scheman för Mt-bildning:

1) nedbrytning av ilmenit;
2) sönderdelning av ulvospinel;
3) nedbrytning av siderit (eller järnhaltiga karbonater).

II . Geokemiska (petrokemiska) data. Främst magnetiter av den ukrainska skölden har studerats. Mt är övervägande skarn i jämvikt med pyroxener i förhållande till grundämnen (Fe, Mg). Därför bör den ursprungliga ekvationen se ut .… = … + {Px + [Mt} + CO 2 ] + … .

N. A. Eliseev [60] nämner reaktionen

CaMg(CO3 ) 2 + 2SiO2 = CaMg( SiO3 ) 2 + 2CO2 .

Om vi istället för dolomit tar ankerit Ca (Mg, Fe) (CO 3 ) 2 , breinerit (Mg, Fe) CO 3 eller sideroplesit (Fe, Mg) CO 3 , då kan vi under metamorfosen av karbonatstenar få den önskade reaktionen , till exempel,

3Ca 2 MgFe(CO 3 ) 4 + 6SiO 2 = 3CaCO 3 + {3CaMg(SiO 3 ) 2 + [Fe 3 O 4 } + 8CO 2 ] + CO

(Ca 2 MgFe(CO 3 ) 4 är ankerit), även om situationen med kalcitkol inte är klar här.

Spineller .

Även om magnetit också hör till spineller, kommer andra spineller att övervägas här. Kromiter och kromspineller från Udachnaya- och Mir-rören studerades (VV Kovalsky [52] [9] ). T arr ≈ 1240 °C (M. N. Taran et al., [61] ), P har inga tydliga värden. Fördelningen av grundämnen för det mest sannolika mönstret för mineralbildning beskrivs av ekvationen

ln[(Cr+Fe +3 )/Al] = -1,27 ln(Mg/Fe +2 ) +2,65 .

Tolkningen tog hänsyn till olika mineraler, såväl som fria grundämnen i fast, smält och gasformigt tillstånd och deras envärda gasjoner i intervallet T=800-1600°C och P=1-45 kbar. Som ett resultat motsvarar ekvationsparametrarna Т= 1200 °C och Р ≈ 25-30 kbar för utbytesreaktioner:

FeCr 2 O 4 + Mg \u003d MgCr 2 O 4 + Fe ; 0,5MgAl2O4 + Cr \ u003d 0,5MgCr2O4 + Al . _

I dessa prover bestämdes inte syrets isotopiska natur på grund av bristen på relevanta data. Förekomsten av element i det fria tillståndet är inte helt klart. Enligt O. L. Kuskov och N. I. Khitarov [62] observeras detta tillstånd av element vid ultrahöga tryck (mer än 100 kbar). Enligt experiment [63] bildas fri Fe och spineller vid påverkan på Bi och flogopit.

Sulfidmineralisering

Sulfider (oftast pyriter , galena , sphaleriter , pyrrhotite ) och mer sällan sulfater (vanligtvis bariter , gips och anhydriter ) har studerats . Deras fördelning är annorlunda: sulfider är mer karakteristiska för högtemperaturformationer, även om pyrit (och markasit ) mycket ofta bildas under exogena förhållanden. Som regel har högtemperatursulfider (hydrotermiska, magmatiska) sulfider ett ljusvärde (ca 0 % o) på δ 34 S och snäva gränser för dess fluktuationer. I vissa fall kan värdet på δ 34 S sjunka till lägre värden (upp till - (20 - 25) % o). I allmänhet tror man att huvuddelen av sulfider bildades med deltagande av djupt ( meteorit ) svavel. Sulfater är till övervägande del oxidationszoner och lågtemperaturzoner, även om högtemperaturformationer ( anhydriter ) också finns i t.ex. Norilsk Cu-Ni malmer. För sulfater är höga värden på δ 34 S mer karakteristiska och når + (25 ÷ 30) % o.

Experiment visar olika beteende hos S-isotoperna av sulfider beroende på formen av S i föreningen med vilken sulfiderna är i jämvikt. När sulfider är i jämvikt med föreningar med reducerat svavel , i sulfider, fluktuerar värdet på δ 34 S inom mycket snäva gränser runt 0%-strecket. I sulfider avslöjades jämviktsformer av oxiderat svavel, stora negativa värden och stora variationer i värdet på δ 34 S. Därför, för att förklara närvaron av ljus S i pyrit och galena , finns det inget behov av att tillgripa verkan av anaeroba former av organismer eller sedimentära S. 34 S, nära standarden , för vars förklaring sambandet med svavel hos meteoriter är involverat, förklaras lätt av effekten av reducerade former av S på dem, och de närhet till deras meteorit svavel talar bara och endast om allmänheten av de fysikalisk-kemiska villkoren för bildandet av sulfider . På det hela taget har dessa hypoteser fört problemet med sulfidernas natur till en återvändsgränd.

En statistisk dominans av fördelningarna avslöjades: med sjunkande T och förflyttning bort från malmkroppen sker utarmning i vener och spridda avlagringar, och anrikning i S 34 -isotopen sker i massiva malmer . Experiment tillåter oss att anta att i malmer av den första typen är sulfider isotopiskt i jämvikt med oxidföreningar, och de av den andra typen är i jämvikt med reducerade former av svavel. Det finns ett svagt beroende av sammansättningen av S-former av den morfologiska typen av malmer. I de flesta fall är sulfider isotopiskt i jämvikt med jonerna S – 2 , SO 4–2 , HSO 4–1 , H 2 S. Bildandet av sulfider sker enligt en hypotetisk reaktion av formen

… → … + MeS (eller MeS 2 ) + S −2 + … .

Pressen brukar diskutera reaktioner av den typen

Me(HS) 3 −1 → MeS + HS −1 + H 2 S [K. Granger, 1976] eller Me + x (HS) n x-n → MeS + HS -1 + H2S [I. L. Khodakovsky, [64] ].

Men HS - 1 -jonen är närvarande här , vilket inte avslöjas av isotopdata. Me(HS) 3 −1 -komplexen har formen [Zn(HS) 3 ] −1 ; [Pb(HS) 3 ] -1 ; Zn(HS) 2 , etc. Dessa komplex motsvarar mer förekomsten av polysulfider av formen [ MeS2 ] -2 , [ MeS4 ] .AT[ V. Shcherbina, [65] 1962] och löslig i klorid- och bikarbonatlösningar [N. I. Govorov och andra [66] ]. Men dessa förhållanden kräver en hög potential av svavel, vilket inte alltid är fallet. Mer acceptabel är hypotesen från I. G. Ganeev [67] , enligt vilken svavel frigörs från sulfidfria lösningar enligt reaktionen

Pb (OH) 4 + 2H2S → PbS + S- 2 + 4H2O .

Det vidare ödet för S-2-jonen och vattnets isotopiska natur är dock inte klart här .

Det bör noteras att, med hänsyn till erfarenheten av att tolka data om kalcit, är förekomsten av HS – 1 och HSO 4–1 joner på höger sida av ekvationerna tveksam; dessutom bör HSO 4–1-jonen leda till bildning av gips, vilket praktiskt taget inte observeras. Uppkomsten av dessa joner beror tydligen på underskattning av vissa faktorer, kanske påverkan av SO 3 eller diffusion av H 2 S.

Vid Kyzylsay-fyndigheten av sällsynt metall (Södra Kazakstan) har pyrit av kvarts-kalcit och kvarts post-malm ådror studerats (storleken på pyrit individer når 5–6 mm). Pyritsvavel kännetecknas av låga värden på δ 34 S (upp till (-30% o)), en minskning med δ 34 S-fall i T (enligt data för homogenisering av LLH och isotopi av kalcit). Dessa tecken indikerar en möjlig roll i frisättningen av Py av oxiderade former av S som bildas på grund av nedbrytningen av hypotetiska tiosulfater eller sulfiter enligt möjliga scheman:

Fe( S4O6 ) → FeS2 + 2SO3 , eller Fe( S2O3 ) + H2O → FeS2 + SO4-2 + 2H - 1 ( B. Granger, K.G. Warren, 1976).

Men i dessa fall kan den isotopiska syresammansättningen av SO3 och SO4–2 och frånvaron av pyritparagent gips i kvarts-kalcit-årer inte förklaras. Möjligheten av förekomsten av tiosulfater och sulfiter under hydrotermiska förhållanden visades i verk av S. V. Kushnir (1989) och T. M. Sulzhieva [68] och andra.

Slutsats

Uppfinningen av geobaroterometrimetoder är en betydande prestation inom vetenskaplig geologi. Deras användning bidrog till att avslöja många hemligheter kring mineralbildning, men att förvandla dem till dogmer ledde utvecklingen av temperaturforskning till en återvändsgränd. Det är tydligt att hittills har användningen av geobaroterometri endast berört ytaspekterna av den geologiska verkligheten. Dessa metoder tillåter dock att lösa problem på en djupare nivå, vilket inkluderar bestämningen av mekanismen för bildning av mineraler, det vill säga typen av kemisk reaktion som leder till frisättning av ett mineral. Användningen av dessa metoder och de resultat som erhållits med deras hjälp gör det möjligt att utvärdera direkt orelaterade lösningar på barotemperaturforskningsproblem.

Exempel:

1. När man analyserade effekten av CO 2 på smältningen av silikater, beaktades reaktionerna av karbonatisering av pyroxener (Ens) och oliviner (Ol) under tryck [69] :(1) Ol + Dio + CO2 → Ens + Dol; (2) Ol + Dol + CO2 → Ens + Mgt ( magnesit ); (3) Ens + Dol + CO2 → Mgt + Qw.

Förekomsten av dessa mekanismer under naturliga förhållanden är tveksam. För det första är CO 2 i verkligheten endast närvarande på höger sida av ekvationerna, det vill säga som en reaktionsprodukt. För det andra är pyroxener isotopiskt i jämvikt endast med CO 2 , medan kvarts alltid är i jämvikt med vatten. Pyroxener är genetiskt besläktade med granater, som inte alls nämns i ovanstående reaktioner. Slutligen, för karbonater, på höger sida av de postulerade ekvationerna, finns det ett problem med kolets isotophistoria. Dessa data motsvarar således inte resultaten av temperaturstudier och indikerar felaktigheten i de övervägda reaktionerna.

2. V. I. Luchitsky [70] , som beskriver utbytet av hornblende (nedan kallat Amp), ger reaktionen 5Amp+ 7W → 2Ep+ Chl+ Act+ Qw+ 2H 4 Mg 2 Al 2 SiO 9

(Act - actinolit, W - vatten) och skriver att

"Utvecklar vanligtvis samtidigt epidot Ep (högre temperatur (hädanefter markerad av oss)) och klorit Chl (lägre temperatur) ... "" (en typ av slutsats, mycket vanlig inom petrologi).

Men om mineraler i närheten av en punkt uppträder vid olika temperaturer, är dessa mineraler inte samtidiga och kan inte existera i en process. Därför måste denna reaktion delas upp i minst två oberoende reaktioner.

Andra exempel ges i tabellen.

Nej. p.p.	Reaktionsformel	Källor
000ett	Px + Spin → Grn + Ol	Leeman WP, 1970
0002	Cor + 4Hyp → 2Grn + 3Qw	Hensen BJ, 1971
0003	8Stav + 12Qw → 4Grn + Chl + 30Kya	Fedkin V.V., 1975
000fyra	2Bio + 7Cor → 10Grn + 6Mu + 3Qw	Thompson AB, 1976
0005	4Bio + 3Cor → 6Grn + 4Kf + 4W	Currie KL, 1971
0006	3Bio + 4Mu + 27Qw → 8Grn + 14Kf + 14W	Thompson AB, 1976

I denna tabell bildas nästan alla mineral på höger sida av ekvationerna under verkliga förhållanden under olika termiska förhållanden, och ett antal par av mineral, till exempel Grn + Chl, bildas också under olika tryckförhållanden. I tabellen: Px - pyroxen, Sp - spinell, Kya - kyanit , Stav - staurolit .

Anteckningar

↑ 1 2 Voytkevich G. V., Miroshnikov A. E., Cookery A. S., Prokhorov V. G. Kort referensbok om geokemi. Moskva: Nedra, 1979
↑ Ermakov N.P. Studie av mineralbildande lösningar. Kharkov: Kharkov Universitys förlag. 1950
↑ Ermakov N.P. Geokemiska system för inneslutningar i mineraler. Moskva: Nedra, 1972.
↑ Karsky B. E., Zorin B. I., Fortunatov S. P. Studie av strukturella varianter av Mamsky glimmer-bärande pegmatiter genom decrepitering. //Izv. universitet. Geologi och prospektering, 1974. Nr 3.
↑ Ermakov N.P., Dolgov Yu.A. Thermobarogeochemistry. — M.: Nedra, 1979.
↑ Ermakov N. P., Kriterier för kunskapen om tillkomsten av mineraler och miljön för malmbildning, Lvov, 1949 (Mineralogisk samling, nr 3. Bilaga ett)
↑ Melnikov F. N., Prokofiev V. Yu., Shatagin N. N. Thermobarogeochemistry. M.: Akademiskt projektförlag, 2008, 220 s ISBN 978-5-8291-0958-5 /
↑ Zavaritsky A.N. Magmatiska bergarter. M.: Publishing House of the Academy of Sciences of the USSR, 1961.
↑ Termodynamisk metamorfism. L.: Nauka, 1976.
↑ Bigeleisen Jacob. Kvantmekaniska grunder för isotopekemi. I bok: Isotoper och kemiska principer. röd. Peter A. Rock. Ser. 11. Washington, 1975.
↑ Bottinga Y., Javoy M. Comments on oxygen geothermometry.//Earth and Planet. sci. Let., 1973, 20, sid. 250-265.
↑ Grinenko V.A., Grinenko L.N. Geochemistry of sulfur isotopes. Moskva: Nauka, 1974. 271 sid.
↑ Nosik L.P. Isotopmetoder i studien av mineralbildning. M.: Nauka, 1986. 222 sid.
↑ 1 2 Clayton RN och et al. Gränser för effekten av tryck på isotopfraktionering.//Geochim. Cosmohim. Acta, 1975,39,8,1197-1201
↑ Matcha RL Teoretisk analys av alkalihalogenidernas elektroniska struktur och molekylära egenskaper III Sodium chloride.//J/Chem/Phys., 1968, V.48, 1. P.335 - 343.
↑ Krisher LC, Norris WG Mikrovågsspektrum av silverbromid.//J. Chem. Phys., 1966, 44, 1, 391-394.
↑ Lauric VW Anmärkning om bestämning av molekylär struktur från spektroskopdata.//J.Chem. Phys., 1958, 28, 4, 704-716
↑ Tellgrem R., Olovsson J. Hydrogen bond studies. XXXXVI, Kristallstrukturerna av normalt och deutererat fast väteoxalatmonohydrat NaHCO 2 O 4 • H 2 O och NaDCO2O4 • D2O.// J. Chem. Phys., 1971.54, 1, 127-134
↑ Harting P. Der thermodynamische kohlenstoffisotopiceffekt im system CH 4 - H 2 O //Isotopenprexis. 1981 vol. 17. Nr 4. S. 164-167.
↑ 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 Makarov V.P. Isotop geotermometrar./XIII vetenskapligt seminarium "System "Earth"". - M .: MGU, ROO "Harmony of the structure of the Earth and planets", 2005, s. 228-253.
↑ Saxena S. Termodynamik av fasta lösningar av bergbildande mineral. M.: Mir, 1975
↑ Kurepin V. A. Termodynamik för fördelningen av komponenter mellan bergbildande silikater. // Geokemi, 1982. 1. S. 71 - 98
↑ Perchuk L. L. Biotite - granat geotermometer.//Dokl. USSR:s vetenskapsakademi, 1967, volym 177, nr 2. S. 411-414.
↑ Wood B., Fraser D. Fundamentals of thermodynamics for geologists. M.: Mir, 1981. 184 sid.
↑ Perchuk P.P. Pyroxenbarometer och "pyroxengeotermer" // Rapporter från USSRs vetenskapsakademi, 1977, 233, 6. P. 1196-1199
↑ Shemlya M., Perrier J. Separation av isotoper. - M .: Atomizdat , 1980. S. 169.
↑ 1 2 3 4 Makarov V.P. Om mekanismen för mineralutvinning. /Materials of the XVI scientific seminar "Sistama planet Earth" M.: ROO "Harmony of the structure of the Earth and planets", 2008, P.265 - 300. ISBN 978-5-397-00196-0
↑ Kucher M. I., Makarov V. P. et al. // Geoecology. 1996. Nr 2. P.21.
↑ 1 2 Makarov V.P. Några egenskaper hos geokemiska geotermometrar. / XIV vetenskapligt seminarium "System" Planet Earth "". M .: ROO "Harmony of the structure of the Earth and planets", 2007 °C.142 - 163.
↑ Perchuk L. L., Krotov A. V. Petrografi av glimmerskivor i Tana-bältet i den södra tektoniska inramningen av Lapplands granulitkomplex. // Petrology, 1998, 6.2. s. 165-196
↑ 1 2 3 4 Vaganov V. I., Sokolov S. V. Thermobarometry of ultrabasic parageneses. M.: Nedra, 1988. 149 sid.
↑ Venediktov V. M. et al. Stenbildande pyroxener av den ukrainska skölden. Kiev: Naukova Dumka, 1979
↑ Perchuk L. L. Korrigering av biotit-granattermometern för fallet med isomorfism Mn = Mg + Fe .// Dokl. USSR:s vetenskapsakademi, 1981, T.256, nr 2. S.441-442.
↑ Perchuk L. L., Aranovich L. Ya. Improvement of Bi-Gr-geotherometer: correction for fluorine content in biotite.//Dokl. USSR:s vetenskapsakademi, 1984, V.277, nr 2. S.471-475.
↑ Makarov V.P. Några egenskaper hos geokemiska geotermometrar. / XIV vetenskapligt seminarium "System" Planet Earth "". M .: ROO "Harmony of the structure of the Earth and planets", 2007. C.142 - 163
↑ Makarov V.P. Metodiska aspekter av geokemisk geobarometri./ XIII Geological Congress of the Komi Republic. "Geologi och mineraltillgångar i det europeiska nordöstra Ryssland: nya resultat och framtidsutsikter". - Syktyvkar, 1999, s. 60-63 ..
↑ Ustinov V.I., Grinenko V.A. Isotopic equilibria in mineral associations.// Geochemistry. 1990, 3, sid. 307-315.
↑ Makarov V.P. Till definitionen av "dimensionen" av fysiska kvantiteter (metrologisk aspekt). / Material från den internationella vetenskapliga och praktiska konferensen "Perspektiva innovationer inom vetenskap, utbildning, produktion och transport". Odessa: utgåva "Chernomorie", 2007, vol. 15. P.5 - 12.
↑ Yu. V. Rumer et al. Termodynamik. Statistisk fysik och kinetik. Moskva: Nauka, 1972
↑ Sivukhin D.V. Allmän kurs i fysik. Termodynamik och molekylär fysik. Moskva: Nauka, 1973
↑ Makarov V.P. Några egenskaper hos geokemiska geotermometrar. / XIV vetenskapligt seminarium "System" Planet Earth "". M .: ROO "Harmony of the structure of the Earth and planets", 2007 °C.142 - 163.
↑ Anderson TF et al. En stabil isotopstudie om ursprunget till permineraliserade torvzoner i Herrinkolet.//J. Geology, 1980, V.88, nr 6, P.713-722.
↑ Samoilov V.S. Carbonatites (ansikter och bildningsförhållanden). Moskva: Nauka, 1977
↑ Anfilogov V.N., Bobylev I.B. Termodynamisk analys av vattenlöslighet i silikatsmältor. // Geochemistry, 1985, 9. P. 1277 - 1289
↑ Reesmon AJ, Keller WD Beräkning av skenbara stsndart5 fria energier för bildning av sex stenbildande silikatmineral från löslighetsdata///Amer.Miner., 1965, V.50, 10. P.1729 - 1739
↑ Ryzhenko B. N., Imelnikova G. L., Shvarov Yu. V. Datormodellering av bildandet av den kemiska sammansättningen av naturliga lösningar under interaktion i vatten-bergsystemet. sid. 481-495.
↑ Alekseev V. A. et al. Kinetik för albitisering av kaliumfältspat. Förhållanden och reaktionsmekanism.//Geochemistry, 1989,4.S.559-570
↑ Ganeev I. G. Hydrotermiska lösningars struktur och egenskaper. Form av migration av mineralämnen.//Izvestia från USSRs vetenskapsakademi, ser. Geological, 1977, 3, s. 22-35.
↑ Perchuk L.L., andra - Jämvikt med biotit-granat-kordierit och metamorfismens utveckling. Moskva: Nauka, 1983
↑ Naumov V. B. Bestämning av koncentrationen och trycket av flyktiga komponenter i magmatiska smältor från inneslutningar i mineraler.//Geochemistry, 1979, 7. P.997-1007.
↑ Barsukov V. L., Kogarko L. N. , Romanchev B. P. Fysikaliska och kemiska parametrar för differentiering av alkaliska basaltmagmas.
↑ 1 2 Makarov V.P. Om mekanismen för bildning av mineraler i kimberliter.2. Granaters och spinellers natur [1] Arkiverad 4 mars 2016 på Wayback Machine
↑ Mcclelland JM, Whitney PR En generaliserad granatbildande reaktion för metaigneous stenar i Adirondacks. //Contr. Miner. Petrol., 1980, V.72, 2. P.111 - 122
↑ Yarosh P. Ya. Om frisättningen av rutil under metamorfa förändringar i ilmenit.// Notes of the All-Union Mineralogical Society, 1955, V.84, No. 4.S.434 - 442
↑ 1 2 Solyanik A. N., Kokhanova V. G., Sapin V. I., Solyanik V. A. // Geology of ore deposits, 1984, 4. P. 27-33.
↑ 1 2 Perry EC, Bonnichsen B. Kvarts och magnetit: oxygen-18 — oxygen- 16 fraktionering i metamorfoserad Biwabik Iron formation.//.Science. 1966. V.153, 3735. S. 528-529.
↑ Dymkina A. M., Mazurov M. P., Nikolaev S. M. Petrologi och egenskaper hos bildandet av magnetitavlagringar i Irbinsks malmfält (V. Sayan).// Proceedings of the Institute of Geology and Geochemistry, Siberian Branch of the USSR Academy of Sciences, vol. . 268. Novosibirsk: Nauka, 1975.
↑ Zagnitko V. M., Lugovaya I. P. Isotopisk geokemi av karbonat- och järnkiselhaltiga bergarter i den ukrainska skölden. Kiev: Naukova Dumka, 1989. 315 sid.
↑ Lugovaya I.P. Syreisotopsammansättning av järnkarbonater och produkter av deras termiska dissociation./Geol. J., 1973, volym 33.3. C.42-48
↑ Eliseev N. A. Metamorphism. Moskva: Nedra, 1963.
↑ Taran M.N., Bondar Yu.V. //Gruvarbetare. tidskrift 1989, V.11, 5. S. 80-87.
↑ Kuskov O. L., Khitarov N. I. Termodynamik och geokemi hos jordens kärna och mantel. M.: Nauka, 1982. 278 sid.
↑ Moroz T. N. et al. Om vissa aspekter av användningen av vibrationsspektroskopi och pulverdiffraktometrimetoder i geologisk forskning. / lör. Geologi och mineraltillgångar i den europeiska nordöstra Ryssland. Nya resultat och nya perspektiv. T.IV Syktyvkar: KolNTs Institute of Geology, 1999. S. 33-35.
↑ Khodakovsky I. L. Om hydrosulfidformen av tungmetallöverföring i hydrotermiska lösningar. // Geochemistry, 1966, 8. P. 990 - 971
↑ Shcherbina V.V. Metoder för att belysa formerna för överföring av kemiska element i geokemiska processer. // Geochemistry, 1962, 11. P. 945 - 952
↑ Govorov N. I., Blagodarov N. S., Mukoseeva Z. L. Karbonaters och alkalihaliders roll i den hydrotermiska överföringen av Pb och Zn. / Geokemi och mineralogi av magmatiska formationer. Vladivostok: förlag FEGI, 1966. S. 40 - 47.
↑ Ganeev I. G. Hydrotermiska lösningars struktur och egenskaper. Form av migration av mineralämnen.//Izvestia från USSRs vetenskapsakademi, ser. Geological, 1977, nr 3, S.22-35.
↑ Sulzhieva T. M., Volkov I. I. Tiosulfater och sulfiter i termiska och hydrotermiska vatten.//Geochemistry, 1982, 7. P.1043-1047
↑ Kadik A. A., Frenkel M. Ya. Dekompression av jordskorpan och övre mantelstenar som en mekanism för bildandet av magma. M.: Vetenskap. 1982
↑ Luhitsky V.I. Petrography. T.2. Stenar. L.: Gosgeolizdat, 1949. S. 366