Важные петрохимические параметры

1. Коэффициент железистости может быть представлен в различ­ной форме:

f ₁= FeO/(FeO + MgO) = Fe²⁺/ (Fe²⁺ + Mg);

f ₂= FeO/MgO =Fe²⁺/Mg;

f₃= FeO'/(FeO'+ MgO) = Fe/(Fe+ Mg);

f₄= FeO'/MgO = Fe/Mg.

Еще раз подчеркнем, что во всех случаях, когда суммируются со­держания разных оксидов или химических элементов (в данном примере FeO + MgO и Fe + Mg), эти содержания должны быть вы­ражены в молекулярных или атомных количествах.

Коэффициент железистости отражает соотношения Fe и Mg в си­ликатах (оливине, пироксене, амфиболе, биотите и др.), а также от­носительное количество оксидов железа (магнетита, ильменита).

Часть II. Магматические горные породы (петрография)

2. Магнезиальное число (М) характеризует долю магния от суммы железа и магния или отношение Mg/Fe^2+:

Коэффициенты φ₁ - φ₂ рассчитанные для первичных составов из­верженных пород, отражают долю магнетита (Fe₃O₄) и других мине­ралов, содержащих трехвалентное железо. Как отмечалось, магмати­ческие породы, особенно вулканические, могут подвергаться эпигенетическому окислению, что приводит к значительному увели­чению параметра φ по сравнению с первоначальным его значением.

4. Коэффициент агпаитности:

К_a= (Na₂O + К₂О)/А1₂О₃= (Na + К)/А1.

Данный параметр указывает на наличие или отсутствие в поро­де натриевых цветных минералов: пироксена (эгирина) или амфи­бола (арфведсонита, рибекита и др.). При наличии этих минералов К_a > 1. Если все количество Na и К заключено в полевых шпатах, тоК_а< 1.

5. Коэффициент глиноземистости:
al₁ = Al/(2Ca + Na + K);

al₂ = (2Ca + Na + К - А1)/2Са.

Этот параметр отражает степень насыщения пород алюминием относительно стехиометрии полевых шпатов (аl₁ = 1 и al₂ = 0). В по­родах с al₁ > 1 и al₂ < 0, кроме полевых шпатов, содержатся высоко­глиноземистые минералы: слюды, силлиманит, кордиерит, гранат и др. В породах с 0 < al₂ < 1 Са, Na и К заключены преимущественно в полевых шпатах. Если аl₁ < 1, а аl₂ > 1, то это указывает на наличие натриевых цветных минералов (К_a при этом также больше единицы).

6. Отношения К и Na:

N₁ = Na₂O/(Na₂O + К₂О) = Na/(Na + К);

N ₂=Na₂0/K₂0 = Na/K;

K₁ = K/(Na + K) = l-N₁;

K₂=K/Na=l/N₂.

Эти параметры характеризуют главным образом доли калинат-риевого полевого шпата и плагиоклаза, а также пропорции альби-товой и ортоклазовой молекул в калинатриевом полевом шпате.

П. Петрохимия магматических пород

11.2.2. Расчет нормативного минерального состава магматических пород

Для того чтобы представить информацию о минеральном соста­ве горных пород в явной форме, разработаны и более сложные си­стемы пересчетов результатов химических анализов, подробно опи­санные в специальных руководствах (см. список литературы в конце раздела). Некоторые из этих систем весьма громоздки и требуют множества арифметических операций. Рассмотрим подробнее один из самых ранних и простых способов петрохимических пересче­тов, который продолжает широко применяться на практике. Речь идет о расчете нормативного минерального состава магматических горных пород. Метод был предложен в 1903 г. четырьмя американ­скими петрографами: В. Кроссом (Cross), Дж. Иддингсом (Iddings), А. Перссоном (Pirsson) и X. Уошингтоном (Washington) и по первым буквам фамилий авторов получил название метода CIPW.

Сущность метода заключается в таком пересчете химических анализов горных пород, в результате которого содержания оксидов (мас.%) заменяются на содержания молекул (мас.%), отвечающих идеальным химическим формулам породообразующих и акцессор­ных минералов. Содержания этих молекул, выраженные в массовых процентах, характеризуют нормативный (расчетный) минеральный состав горной породы, который отличается от модального (реально­го) минерального состава, поскольку при расчете делается много уп­рощений.

Для наиболее распространенных магматических пород рассчи­тывают содержания следующих нормативных минералов:

 

Q — кварц	SiO2
с — корунд	А12О3
or—ортоклаз	К2О Al2O3-6SiO2
аb — альбит	Na2O A12O3 6SiO2
an — анортит	CaO A12O3 2SiO2
1с — лейцит	К2О А12О3 4SiO2
пе — нефелин	Na2O A12O3 2SiO-
ас — акмит	Na2O Fe2O3 4SiO2
wo — волластонит	CaO SiO2
еп — энстатит	MgO SiO2
fs — ферросилит	FeO SiO2
f о — форстерит	2MgO SiO2
fa — фаялит	2FeO SiO2

Часть II. Магматические горные породы (петрография)

mt — магнетит Fe₂O₃ FeO

hm — гематит Fe₂O₃

il — ильменит FeO TiO₂

ap — апатит 3СаО P₂O₅

wo + en +fs =di — диопсид en +fs = hy — гиперстен fo +fa = ol— оливин

Указанные сокращения названий минералов являются стан­дартными. С алгоритмом расчета можно познакомиться в специаль­ных руководствах. В настоящее время нормативный минеральный состав рассчитывают с помощью компьютера. Эта задача решается многими прикладными петрологическими программами.

Рис. 11.1. Базальтовый тетраэдр Нормативные минералы: Q — кварц, орх—ор- топироксен, о/— оливин, пе— нефелин, pl — плагиоклаз, срх — клинопироксен 1 — объем кварцевых толеитов, 2— объем оли-виновых толеитов, 3 — объем щелочных оли-виновых базальтов и тефритов

Нормативный (расчетный) минеральный состав может сущест­венно отклоняться от модального (реального). В частности, метод CIPW не предусматривает расчета нормативных амфибола и биоти­та, и эти минералы рассматриваются как смесь безводных химиче­ских соединений (напри­мер, биотит как сумма гиперстена и ортоклаза). Несмотря на эти и другие упрощения, пересчет на нормативный минераль­ный состав широко ис­пользуется в петрохимии и петрологии. Так, при об­работке результатов пет­рологических экспери­ментов составы твердых и жидких фаз представля­ют в виде нормативных минералов или их смесей, что позволяет наглядно изобразить физико-хими­ческие равновесия между фазами.

Нормативный мине­ральный состав может слу­жить основой для класси­фикации магматических пород. Первая общая

11. Петрохимия магматических пород

Таблица 11. 1. Ассоциации нормативных минералов в магматических породах с разной степенью насыщения SiO₂ и Аl₂O₃

Породы с разной степенью	Породы с разной	степенью насыщения глиноземом
насыщения кремнеземом	Пересыщенные Аl2O3	Насыщенные А12О3	Недосыщенные A12O3
ПересыщенныеSiO2	Q + hy с or, ab, an	Q + hy di or, ab, an	Q+hy di + ac or, ab
Насыщенные SiO2	hy+ol с or, ab, an	hy+ol di or, ab, an	hy + ol di + ac or, ab, an
Недосыщенные	ol + ne с or, ab, an	ol + ne di or, ab, an	ol + ne di + ac or, ab, an
SiO2	ol +ne + Ic с or, an	ol + ne + k di or, an	ol + ne + Ic di + ac or

Примечание. Обозначения нормативных минералов указаны в тексте

классификация такого рода была предложена самими авторами ме­тода CIPW, но она не получила распространения и вскоре была за­быта. Современные классификации прежде всего учитывают за­кономерные изменения ассоциаций нормативных минералов, отражающие степень насыщения пород кремнеземом и глиноземом (табл. 11.1). Набор минералов в каждой ассоциации однозначно определяется последовательностью расчета и во многом близок к реальным минеральным парагенезисам.

Особенности нормативного минерального состава пород с раз­ной степенью насыщения кремнеземом положены в основу класси­фикации базальтов. Для этого используется так называемый ба­зальтовый тетраэдр, в вершинах которого помещены 100%-ные содержания нормативных оливина, кварца, клинопироксена и не­фелина (рис. 11.1). На ребре ol- Q находится точка нормативного ор-топироксена, а на ребре ne— Q — точка нормативного плагиоклаза¹.

¹ Точка pi является проекцией состава плагиоклаза на линию ne-Qva вершины треугольника ne-Q-an, который помещается в той же плоскости, что и треугольник ne-Q-ol симметрично относительно ребра ne-Q.

Часл> И. Магматические горные породы (петрография)

Плоскости cpx-pl-opx и cpx-pl-ol делят тетраэдр на три объема, каждый из которых соответствует составам базальтов с разной сте­пенью насыщения кремнеземом и разными ассоциациями норма­тивных минералов. В объеме 1 помещаются пересыщенные крем­неземом базальты, для которых характерна ассоциация Q + орх. Такие базальты называются кварцевыми толеитами. В объеме 2 на­ходятся насыщенные кремнеземом базальты, содержащие орх + + ol, которые называются оливиновыми толеитами, а в объеме 3 — недосыщенные кремнеземом щелочные оливиновые базальты и те­фриты, для которых характерна ассоциация оl + пе.

Граничные плоскости внутри базальтового тетраэдра строго оп­ределены. Этим классификации по нормативному минеральному со­ставу отличаются от систематики изверженных пород в координа­тах (Na₂O + K₂O)-SiO₂ (см. рис. 2.5, 2.6), где почти все граничные линии являются условными и проводятся по соглашению специали­стов. Однако некоторые из этих линий учитывают и нормативный минеральный состав пород. Так, граница между ультраосновны­ми-основными породами низкощелочного и умереннощелочного рядов является границей между гиперстен- и нефелин-нормативны­ми базитами—ультрабазитами². В соответствии с этим толеитовые ба­зальты и их интрузивные аналоги относятся к низкощелочному ря­ду, а щелочные оливиновые базальты и их интрузивные аналоги — к умереннощелочному ряду. Граница между умереннощелочным и высокощелочным рядами соответствует примерно 10%-ному со­держанию нормативного нефелина. При таком количестве норма­тивного нефелина он появляется в породах как модальный минерал. Степень насыщения пород кремнеземом можно использовать как классификационный признак для пород ультраосновного, ос­новного и среднего составов. Все кислые породы пересыщены кремнеземом, т.е. являются кварц-нормативными. Для их класси­фикации следует принять во внимание особенности нормативно­го минерального состава, учитывающие степень насыщения пород глиноземом (табл. 11.2).

11.2.3. Расчет кристаллохимических формул минералов

О строении минерала можно судить по кристаллохимическим формулам, в которых катионы и анионы сгруппированы в соот-

² Данную границу часто называют линией Макдональда-Кацуры, которые впервые определили положение этой границы для базальтов Гавайских островов.

11. Петрохимия магматических пород

Таблица 11.2. Классификация магматических пород среднего и кислого со­ставов по степени насыщения пород глиноземом

 

 

 

Нормативный минерал	Петрохимические пара­метры (см. разд. 11.2)	Тип пород
al2	ka
с	<0	«1	Корунд-нормативные, высо­коглиноземистые
di	0-1	<1	Диопсид-нормативные, уме-ренноглиноземистые
ас	>1	>1	Акмит (эгирин)-норматив-ные, низкоглиноземистые (агпаитовые)

Примечание. Возможно появление нормативного корунда, при аl₂ > 0 вслед­ствие вхождения части Са в нормативный апатит.

ветствии с их позицией в кристаллической решетке. Расчет кристал-лохимической формулы минерала, структура которого не известна, требует специальных приемов. В данном разделе рассмотрен наи­более простой способ расчета кристаллохимических формул кисло­родсодержащих минералов (силикатов, алюмосиликатов, оксидов) при условии, что общий вид этих формул заранее известен.

В этом случае расчет сводится к решению двух главных задач: 1) установлению равенства зарядов анионов и катионов и 2) распре­делению катионов по структурным позициям в соответствии с ко­ординационными числами. Координационное число, характеризую­щее тип плотнейшей упаковки катионов и анионов, зависит от отношения их ионных радиусов. Катионы, принимающие участие в строении силикатов, могут находиться в четверной (Si⁴⁺, Ti⁴⁺, Аl³⁺, Fe³⁺), шестерной (Ti⁴⁺, Zr⁴⁺, Al³⁺, Cr³⁺, Fe³⁺, Fe²⁺, Mg²⁺, Ca²⁺), восьмерной (Fe²⁺, Mg²⁺, Ca²⁺, Na⁺) координациях, а также иметь ко­ординационные числа 10 и 12 (Са²⁺, Ва²⁺, Na⁺, K⁺).

Для расчета кристаллохимической формулы минерала резуль­таты химического анализа предварительно пересчитывают на атом­ные количества катионов, а также определяют суммарное количе­ство анионов кислорода. Если минерал содержит фтор, то из общего количества анионов кислорода вычитают долю О, эквивалентную F, согласно пропорции 2F: О = 38:16. Затем находят количества ка­тионов, заряды которых уравновешивают анионы кислорода Для каждого катиона решают пропорцию:

Часть II. Магматические горные породы (петрография)

К₁/К₀=О₁/О₀. К₁ = К_оО₁/О₀,

где Oо — общее количество анионов кислорода, О₁ — количество кислорода в анионной группе (радикале) данного минерала, К_о — общее количество катиона, К₁ — количество катиона, соответству­ющее О₁

Если катионы занимают только одну позицию в кристалличес­кой решетке (находятся только в одной координации), то величи­ны О₁ и К₁ характеризуют количества атомов в кристаллохимичес-кой формуле. В тех случаях, когда один и тот же катион находится в нескольких позициях с разными координационными числами, то сначала насыщают катионом позицию с меньшим координаци­онным числом, а оставшееся количество катиона помещают в по­зицию с более высокой координацией. Например, в цепочечных, ленточных листовых силикатах А1³⁺ сначала включают в алюмо-кремнекислородные тетраэдры, в которых алюминий частично за­мещает Si⁴⁺ (четверная координация), а остаток А1³⁺ располагают в шестерной координации.

В соответствии со стехиометрией минералов кристаллохимиче-ские формулы оливина рассчитывают на 4 аниона кислорода, пи­роксена на 6, амфибола на 23, биотита на 22 аниона кислорода.

Сравнивая кристаллохимические формулы минералов, можно наглядно проследить изоморфные замещения катионов и анионов.

11.2.4. Оценка доли мостикового кислорода в магматических

расплавах и определение физических свойств расплавов

и стекол по петрохимическим данным

Строение магматических расплавов и их физические свойства в значительной мере зависят от характера связей между анионом кислорода и катионами. Различают катионы-сеткообразователи (Si⁴⁺, B³⁺, Р⁵⁺), которые связаны с кислородом наиболее прочны­ми ковалентными связями, и катионы-модификаторы (Fe²⁺, Mg²⁺, Са²⁺, Na⁺, K⁺), которые связаны с кислородом менее прочными ионными связями. Амфотерные катионы (Al³⁺, Fe³⁺, Cr³⁺, Ti⁴⁺) могут быть как сеткообразователями, так и модификаторами. Ани­оны кислорода, которые связаны только с кремнием или другими сеткообразователями, получили название мостиковых (=Si-O-Si=). Анионы кислорода, которые частично или полностью связаны с ка­тионами-модификаторами (Me), называются немостиковыми (=Si-0-Me-; -Ме-О-Ме-).

11. Петрохимия магматических пород

Мостиковый кислород принимает участие в строении кремне-кислородных тетраэдров. При малом содержании катионов-моди­фикаторов в расплаве тетраэдры соединяются друг с другом, обра­зуя полимеризованные структуры, что определяет высокую вязкость магм и низкую диффузионную подвижность компонентов в распла­вах. Увеличение содержания катионов-модификаторов приводит к возрастанию доли более слабых немостиковых связей, деполиме­ризации расплава, разрыхлению его структуры, и как следствие, к уменьшению вязкости магмы и большей диффузионной подвиж­ности компонентов.

Количественной мерой, определяющей пропорции немости-кового (О^-) и мостикового (О⁰) кислорода, служит отношение К = = О^-/О°, которое можно записать в следующем виде:

К= О-/О°=2(О-2Н)/100Н,

где О — общее атомное количество кислорода в расплаве, H— сум­ма атомных количеств элементов-сеткообразователей (Si⁴⁺, Al³⁺, Fe³⁺, P⁵⁺), находящихся в четверной координации по кислороду и входящих в анионную часть структуры расплава. Параметр К³ ва­рьирует от 0 для полностью полимеризованных сухих кварц-поле­вошпатовых расплавов до 400 для предельно деполимеризованных расплавов, близких по составу к дуниту.

Если допустить, что состав расплавов при затвердевании не ме­няется, то параметр А'можно вычислить по результатам химическо­го анализа магматических горных пород. Параметр K используется как количественная характеристика структуры магматических рас­плавов, определяющая степень полимеризации кремне- и алюмо-кремнекислородных тетраэдров. Зная К, можно оценить физичес­кие свойства расплава, в частности, рассчитать его вязкость при разных температурах.

По данным Э.С.Персикова (1984 г.), выделяются три области значений K: 0-17,17-100 и 100-400, в каждой из которых структу­ра силикатных расплавов обладает характерными, присущими толь­ко этой области свойствами. Коэффициент вязкости расплавов (η) определяется уравнениями:

для К= 0-17: lgη₁ = (70 - 1.25K) • 10³/4.576T- 3.5;

для К= 17-100: lgη₂ = (51-0.154K)10³/4.576T-3.5;

для К= 100-400: lgη₃ = (40 - 0.04К) • 10³/4.576T- 3.5, где Т— температура, °К.

³ В литературе на английском языке параметр K обозначают NBO/T (NBO — non-bridge oxygen, T— сумма атомных количеств элементов-сеткообразователей).

Часть II. Магматические горные породы (петрография)

Существуют и другие способы определения вязкости расплавов по валовому химическому составу затвердевших магматических по­род. Установлены также зависимости плотности магм, показателей преломления стекол и иных физических свойств от содержаний петрогенных химических элементов.