Геохимия, Введение

Введение

Геохимия изучает поведение химических элементов в ходе геологических процессов, формы их переноса и нахождения в горных породах и минералах, поведение ионов в кристаллических решетках минералов и энергетику геохимических процессов. Еще совсем недавно полагали, что геохимия – это химия Земли. Но с того времени, как была взята первая проба лунного грунта, геохимия стала рассматриваться как наиболее изученная часть космохимии.

По направлениям исследований современную геохимию можно подразделить на атмогеохимию, гидрогеохимию, биогеохимию, литогеохимию, геохимию эндогенных, экзогенных и метаморфогенных процессов, геохимию океана, геохимию мантии, прикладную геохимию и т. д. Кроме того, в середине прошлого столетия начали активно создаваться специальные разделы геохимии, связанные с отдельными элементами и различными видами и типами полезных ископаемых (например, геохимия нефти и газа, геохимия золота и т. д.).

И, наконец, появились разделы геохимии, связанные с аналитической геохимией, геохимией изотопов, ядерной геохимией, геохимией ландшафтов, геохимией редких и рассеянных элементов в почвах и т. д. Этот список постоянно расширяется. На стыке физической химии и геологии возникла физическая геохимия, изучающая физико-химические процессы в Земле и на Земле – природные фазовые реакции.

Геохимию можно определить как науку комплексную, занимающую промежуточное положение между науками геологическими (минералогия, петрология, литология, учение о полезных ископаемых, гидрогеология, океанология) и химическими (неорганическая и физическая химия, химическая термодинамика, кристаллохимия, коллоидная химия). Добавим, что в вопросах исследования состава планеты геохимия соприкасается с астрономическими (космогония, метеоритика), физическими (радиология, ядерная геология, геофизика) и биологическими науками (биохимия, почвоведение, биогеохимия). При этом все геологические науки в той или иной степени могут быть отнесены к геохимии, что еще более осложняет систему их взаимоотношений.

Две важнейшие проблемы нашей эпохи тесно связаны с геохимией. Это проблемы сырьевых ресурсов и окружающей среды. Более 50 лет главное внимание геохимиков было направлено на первую проблему, особенно на вопросы генезиса месторождений полезных ископаемых. Этим во многом определялись структура изучения геохимии, преобладание изучения физико-химической миграции эле­ментов. В середине XX столетия приобрели большое значение геохи­мические методы поисков полезных ископаемых. Для разработки их теоретических основ наряду с изучением физико-химической мигра­ции стал необходим анализ биогенной миграции. Наконец, в 60-е годы стали особо актуальными проблемы окружающей среды, решение которых требует изучения также техногенной миграции.

Методы геохимических исследований

Физические методы – это, прежде всего, физические методы анализа вещества – рентгеноспектральный, спектральный, рентгеноструктурный анализ, электронография, радиометрия, изотопный анализ, спектрофотометрия, люминисценция, магнитохимические измерения величин магнитной восприимчивости и т. д.

Химические методы исследования вещества включают полярографию, фотокалориметрию, определение pH (щелочности или кислотности среды) и Eh (окислительно-восстановительного потенциала) и классический полный силикатный химический анализ вещества.

Из термических методов помимо термографии, позволяющей получать кривые обезвоживания, температуры диссоциации карбонатов, точки превращения, все большее распространение получают исследования температур гомогенизации газово-жидких включений, температур декрипитации и т. д.

Геохимические методы сосредоточены на изучении минералогической и химической зональности, парагенеза минералов, образовавшихся из общей многокомпонентной физико-химической системы, последовательности выделения минералов, метасоматических замещениях одного минерала другим.

Прикладная геохимия

Теоретические представления геохимии используются при решении практических задач, связанных с различными отраслями науки и народного хозяйства.

Прикладная геохимия подразделяется на следующие направления:

1. Геохимия минералов и ее приложения:

а) геохимия минералов как важнейшая часть прикладной науки – технологической минералогии;

б) геохимия минералов и металлов как один из важнейших разделов криминалогии (определение источников драг - и цветных металлов, драгоценных и поделочных камней – установление месторождений и заводов-производителей).

2. Геохимия в вопросах экологии и охраны окружающей среды.

3. Геохимия руд и вмещающих пород как элемент поисковых методов (литологические, гидрогеохимические, атмохимические, биогеохимические методы).

Важнейшими понятиями поисковой прикладной геохимии являются «геохимическое поле», «геохимическая аномалия», «геохимический фон».

Геохимическое поле – пространство, охарактеризованное количественными содержаниями химических элементов.

Геохимический фон – среднее (модальное) содержание химического элемента или иных количественных геохимических показателей в пределах геохимически однородной системы.

Геохимическая аномалия – область содержания химического элемента или каких-либо иных количественных геохимических показателей, отличных от фона.

4. Геохимия геопроцессов, пород, руд, месторождений как компонент металлогенического анализа и прогноза месторождений полезных ископаемых.

5. Геохимия изотопов радиоактивных элементов как основа радиогеохронологии.

6. Геохимия как индикатор геологических процессов, то есть как путь к геолого-петрогеохимическому распознаванию первичной природы метаморфитов и режимов формирования протолитов древних комплексов.

Геохимическая классификация элементов

Геохимия элементов во многом определяется их способностью да­вать газообразные и растворимые соединения, литофильностью, халькофильностью и сидерофильностью, катионогенностью и анионогенностью.

В пределах классов элементы в основном расположены по убыванию кларков, так как при сходных химических свойствах с уменьшением кларка уменьшается и роль элемента в земной коре (исключение в по­рядке расположения элементов сделано для некоторых близкородст­венных элементов - Zr и Hf, Nb и Та и др.).

Геохимии отдельных элементов посвящено много исследований, на­чиная с классических трудов Вернадского (О, Mn, Si, С, радиоактив­ные элементы), Ферсмана и Гольдшмидта (все элементы). Крупные исследования посвящены геохимии Hg, Be, В, U и т. д. Анализ этих работ позволяет наметить следующий примерный план характеристики геохимии конкретного элемента:

1. Химические и физические свойства, определяющие миграцию эле­мента: положение в периодической системе и строение атома, изотопы, размеры ионов и атомов, растворимость соединений, плотность и дру­гие физические свойства, типы связей в соединениях (ионные, ковалент-ные и т. д.), электроотрицательность, потенциалы ионизации, окисли­тельно-восстановительные потенциалы, рН осаждения гидроксидов и т. д.

2. Кларки и кларки концентрации элемента в различных системах.

3. Миграция элемента в Магматических, гидротермальных, ги­пергенных и прочих системах. Участие в механической, физико-хими­ческой и биогенной миграции. Формы переноса и отложения. Парагенные и запрещенные ассоциации и их закономерности (изоморфизм и др.). Геохимические барьеры. Геохимия месторождений и геохими­ческие методы их поисков.

4. Историческая геохимия элемента.

5. Элемент в ноосфере (технофильность, защита среды, медико-гео­химические, сельскохозяйственные и прочие аспекты).

Элементы II группы

Ко второй группе относятся элементы, образующие простые ионы типа благородных газов. При изучение их геохимии особенно примени­мы понятия об ионных радиусах, ЭК и других характеристиках ионов. Именно на изучении миграции и распределения элементов данной груп­пы в значительной степени сформировалась ионная концепция в геохимии. Элементы второй группы во многом определяют щелочно-кислотные свойства растворов и расплавов.

Типичные щелочные металлы - Na, К, Rb, Cs. Типичные ще­лочные металлы - наиболее электроположительные элементы, харак­терные катионогены. Их атомы легко отдают единственный валентный электрон и превращаются в шаровые ионы типа благородных газов. Подобные особенности определяют белый цвет солей, ионные связи в минералах и нахождение в водах преимущественно в виде простых катионов.

Натрий (Na). Хотя Na - типичный щелочной металл, по радиусу иона, Кх и другим физико-химическим и геохимическим параметрам он ближе к Са, чем К. Радиус Na+ 0,092 нм. Он определяет его изо­морфизм с Са2+ в гипогенных условиях, образование кальциево-натриевых плагиоклазов. В зоне гипергенеза этот изоморфизм не характе­рен.

Общее число минералов Na - 222, большинство из них гипогенные. Кларки концентрации следующие:

таблица 1

продолжение таблицы 1

Кларк Na в земной коре 2,5 %, большая часть его атомов входит в состав полевых шпатов, нефелина, амфиболов и других силикатов. Na - типичный литофил, концентрируется в гранитном слое. В ульт­раосновных породах его 0,57 %, в основных - меньше, чем в средних и кислых. В биосфере происходит резкая дифференциация Na: осадоч­ные породы в целом им обеднены (в глинах и сланцах 0,66 %), но в соленосных породах Na накапливается.

Велика роль Na во многих гипогенных процессах, в которых он является главным катионом, особенно в щелочных породах. В газово-жидких включениях гидротермальных минералов из катионов преоб­ладает Na - он ведущий элемент многих гидротерм. Сильнощелочные натриевые гидротермы обусловливают альбитизацию и другие явления натриевого метасоматоза. Известны низкотемпературные цеоли­ты - анальцим и др.

В биосфере по многим особенностям миграции Na напоминает С1: он одновалентен, образует легкорастворимые соли, участвуете атмос­ферной миграции (циклические соли), накапливается в конечных водое­мах стока - Мировом океане, бессточных озерах, зоне замедленного водообмена артезианских бассейнов. Поэтому во многих случаях мож­но говорить об истории NaCl. Однако значительно более высокий кларк (2,50) и катионная природа определяют и существенные отличия Na от С1. Основной источник подвижного Na в биосфере - выветривание из­верженных пород, а не вулканизм, как у С1. В отличие от С1 большая часть Na на материках сосредоточена в горных породах и коэффициент его водной миграции (п) в десятки и сотни раз меньше, чем у Cl x (п·10 - п·100). Если бы Na по интенсивности водной миграции был аналогичен С1, то в водах Мирового океана и аридных районов не хвати­ло бы анионов С1-, SO42- и СО32- для его нейтрализации. Это привело бы к изменению диссоциации воды, увеличению количества ОН - за счет Н+. Воды стали бы резкощелочными.

В живом веществе в среднем 2·10-2 % Na, т. e. меньше, чем Са, К, Mg. Натрий выходит из биологического круговорота и в условиях влажного климата уносится стоком за пределы ландшафта, который обедняется Na. Воды также бедны Na, и среди катионов он занимает третье место - после Са и Mg. Растения также бедны Na, однако дефицитность его не установлена. Животные нуждаются в повышенных количествах Na (доказана необходимость подкормки NaCl). С натрие­вым обменом связаны заболевания сердечно-сосудистой системы, по­чек.

В сухом климате Na - характерный элемент испарительной кон­центрации. Он занимает первое место среди катионов грунтовых и озерных вод и накапливается в солончаковых почвах и растениях, оп­ределяя многие геохимические особенности пустынь. Таким образом, для истории Na в ландшафтах характерна сравнительно слабая роль биологического круговорота и большое значение водной миграции. В этом отношении он также напоминает С1. В целом Na теряется ланд­шафтами и концентрируется в морях и океанах, а частично и в бес­сточных областях суши.

В океанической воде 1,035 % Na. Он - характерный талассофил (0,42), значительно превосходит в этом отношении Mg, Са, К и дру­гие катионы.

В ноосфере история Na в общих чертах аналогична истории С1. Основное значение имеет добыча NaCl, в меньшей степени - других солей, например мирабилита, соды. Так как кларк Na значительно вы­ше кларка С1, технофильность его намного ниже, но того же порядка, что у Са - 1,3·108. Ранее использовались только соединения Na, теперь в промышленности применяется металлический Na - вещество крайне активное. Человек в основном рассеивает Na, извлекая его из месторождений солей. В культурных ландшафтах влажного климатасодержание Na увеличивается, однако и здесь он не задерживается, легко выносится стоком. Орошение пустынь и сухих степей нередко приводит к нежелательному вторичному засолению - накоплению Na.

Калий (К). Его кларк такой же, как у Na, - 2,50. В магматиче­ских процессах они аналоги: оба накапливаются в кислых породах, в которых К входит в полевые шпаты и слюды. В основных и ультраос­новных (лишь 0,03) породах К мало.

Большие размеры К+ определяют возможности его изоморфизма с Rb+, Sr2+, Ва2+, Pb2+, T1+. Это характерная парагенная ассоциация в магматических минералах. Особенности К+ определяют его накопле­ние на поздних стадиях магматической дифференциации, в наиболее кислых разностях пород. В гидротермах К+ играет меньшую роль, чем Na+, хотя известны и калиевые процессы (грейзенизация, калиевый метасоматоз, приводящий к микроклинизации и мусковитизации поле­вых шпатов).

К - важный биоэлемент, его кларк в живом веществе 0,3 %, в от­дельных видах до 1-2 % (например, в гигантских морских водорослях макроцистис). Хотя почти все соли К легкорастворимы, в биосфере К мигрирует слабо (Кх = 0, n), чем резко отличается от Na. При вывет­ривании К переходит в воды, но он быстро захватывается организма­ми и поглощается глинами. Поэтому реки бедны К и в океан его посту­пает в несколько раз меньше, чем Na. Но и в океане К поглощается организмами и донными илами (например, входит в состав гидрослю­дистого минерала глауконита). В результате океанические воды содер­жат лишь 0,038 % К - в 25 раз меньше, чем Na. В прошлые геологи­ческие эпохи, на поздних стадиях испарения морской воды в лагу­нах после осаждения Na происходило осаждение солей К вместе с со­лями Mg (карналлит - MgCl2·KCl·6 H2O и др.). Особенно энергич­но эти процессы протекали в пермском периоде (Соликамское место­рождение в России, Стассфуртское в Германии и др.).

Хотя по химическим свойствам К - аналог Na, в биосфере по вод­ной миграции он близок к Mg - оба входят в состав глинистых мине­ралов, накапливаются в конечных стадиях галогенеза (в гипогенных условиях геохимия К далека от Mg и близка к Na).

В ноосфере история К связана главным образом с сельским хозяй­ством (калийные удобрения), его технофильность 4·106 - меньше, чем у Na, Ba, Ca, F.

Рубидий (Rb). Это типичный рассеянный элемент с более щелочны­ми свойствами, чем К. Несмотря на сравнительно высокий кларк - 1,5·10-2 (больше, чем у Сu, Pb, Zn и многих других металлов), Rb не образует собственных минералов, а на основе близости ионных радиусов входит в качестве изоморфной примеси в полевые шпаты, слюды и другие минералы К. В магматических процессах, как и К, Rb накапливается в кислых изверженных породах и особенно в пегма­титах, которые иногда содержат 1-3 % Rb. В ультраосновных и ос­новных породах Rb мало (2·10-4 и 4,5·10-3 %). В биосфере Rb еще больше рассеивается, биологические процессы в отличие от К не благоприятствуют его накоплению. В живом веществе 2·10-4 % Rb. В водах Rb мигрирует аналогично К, но еще легче сорбируется илами и гли­нами. В ноосфере Rb используется слабо, технофильность его низ­кая - 1·105.

Цезий (Cs). Это самый электроположительный элемент из извест­ных на Земле. Cs - типичный редкий и рассеянный элемент, геохими­ческий аналог Rb, в меньшей степени К и Ва. Кларк Cs 3,7·10-4 %, он незначительно концентрируется в гранитоидах (5·10-4 %), более рассеян в основных породах (1·10-4 %). Известно лишь два минерала Cs, оба крайне редкие. Большая часть крупных ионов Cs+ изоморфно замещает К+ и Rb+ в полевых шпатах и слюдах. Cs - слабый водный мигрант, не накапливается и живым веществом (кларк - 6·10-3 %). Основное значение в концентрации Cs имеют изоморфизм и сорбция крупных катионов (R;Cs+ 0,165 нм). Технофильность Cs незначитель­на, в ноосфере используется его исключительная электроположитель­ность - способность к эмиссии электронов. При ядерных взрывах в окружающую среду попадает радиоактивный 137Cs, опасный для здоровья.

Литий (Li). Это самый легкий металл. Обладая общими химически­ми и геохимическими свойствами с другими щелочными металлами, Li во многом отличается от них. Он сходен с соседом по диагонали - Mg («правило диагонали»), что связано со строением атома Li - близостью ионных радиусов Li и Mg, которое определяет сходство их г. ипергенной миграции. Переходный характер Li (от щелочных к ще­лочноземельным металлам) проявляется в слабой растворимости кар­боната, фосфата и фторида Li. В природных водах Li аналог Na, в кри­сталлах (минералах) - Mg и А1.

Li - типичный элемент земной коры (кларк 3,2·10-3 %), он на­капливается в наиболее поздних продуктах дифференциации магмы - пегматитах. В ультраосновных породах лишь 5·10-5 % Li (в основ­ных породах - 1,5·10-3 %, средних - 2·10-3, кислых - 4·10-3 %). По , в эндогенных процессах для Li характерны исключительная фторофильность и высокая хлорофильность - об­разование флюидов с F и Сl.

Близость ионных радиусов Li+, Fe2+ и Mg2+ позволяет Li входить в решетки магнезиально-железистых силикатов - пироксенов и амфи­болов. В гранитоидах он содержится в виде изоморфной примеси в слюдах. Только в пегматитах и в биосфере известно 28 самостоятель­ных минералов Li (силикаты, фосфаты и др.). Все они редкие. В био­сфере Li мигрирует сравнительно слабо, роль его в живом веществе много меньше, чем у Na и К (кларк - 6·10-5 %). Из вод он легко сор­бируется глинами, относительно мало Li и в воде океанов (1,5·10-5%). Месторождения Li связаны как с магматическими процессами (пег­матиты и др.), так и с биосферой (соляные озера и др.).

Li - дефицитный элемент космоса, служит ядерным горючим в центральных частях звезд. Технофильность Li быстро растет.

Щелочные породы

Щелочные породы составляют приблизительно 0,5 % массы земной коры.

С ними связаны месторождения апатита, нефелина, ниобия и других редких элементов. Основоположник геохимии щелочных пород с на­чала 20-х годов приступил к систематическому изучению Хибинских и Ловозерских тундр. Эти исследования привели к созданию школы геохимиков и минералогов — специалистов по щелочным породам (, , -ко, , и др.).

Крупнейший в мире щелочной массив - Хибинский. Щелочные породы известны также на Урале, в Восточной Сибири, Приазовье, Ту­ве, а за пределами России - в Гренландии, Южной и Восточной Аф­рике и других регионах.

Для щелочной магмы характерно высокое содержание Na и К (до 15 % против 5-7 % в гранитоидах и 3-4 % в базальтах). Количе­ство SiO2 понижено, и породы не содержат кварца. Некоторые пред­ставители этих пород не содержат и полевых шпатов, а только нефелин и другие фельдшпатиды. По содержанию SiO2 одни щелочные породы относятся к ультраосновным, другие - к основным и средним. Для отдельных представителей щелочных пород характерна концентрация Li, Rb, Cs, Ca, Sr, Ti, Zr, Hf, Th, Nb и Та, U, Ga, Tl, P, F и Cl. Судя по резкому преобладанию Fe3+ над Fe2+, наличию СеО2 (а не Се2О3) в некоторых видах щелочной магмы господствует относительно окислительная обстановка (уртит, луяврит, хибинит и др.). Известны и щелочные породы, формировавшиеся в более восстанови­тельных условиях, где Fe3 5s Fe2+ (нефелинит) или даже Fe2+ > > Fe3 (ийолит, эссексит). По И. Петерсилье, многие щелочные породы Кольского полуострова содержат повышенные количества углеводо­родных газов (до 200 см3/кг), что также указывает на восстановитель­ные условия породообразования.

Богатство магмы Na и К определили щелочную обстановку минералообразования. Ti, Zr и другие амфотерные элементы в этих услови­ях, по Ферсману, образуют комплексные анионы с большим радиу­сом (в более кислой гранитной магме они находятся в катионной фор­ме, входят в состав циркона ZrSiO4, рутила ТЮ2, и других минералов). Увеличение размеров ионов привело к понижению ЭК, и, следователь­но, к уменьшению энергии решетки цирконосиликатов, титаносиликатов, эгирина и других минералов. Этим Ферсман объяснял агпаитовый тип кристаллизации многих щелочных магм (сначала кристалли­зуются бесцветные минералы, а потом цветные, т. е. порядок кристал­лизации прямо противоположен порядку кристаллизации из других магм, где действует правило Розенбуша: сначала цветные, потом бес­цветные). Для многих щелочных магм характерна высокая концентра­ция F, Сl, СО2, S, Р и других летучих ().

С коэффициентом агпаитности [(К2О + Na2O) : A12O3] хоро­шо коррелируются отношения Се : Nd и Cs : Rb.

Важнейшая особенность щелочных пород - разнообразие мине­ралов. Так, в Ловозерском массиве обнаружено около 300 минералов, в том числе 40 новых (, ). Главные минера­лы щелочных пород - нефелин, пироксены, полевые шпаты, апатит. Эти и другие минералы щелочных пород сложны по составу и содер­жат элементы-примеси, входящие в решетку на основе изоморфизма; редкие и рассеянные элементы сосредоточены в апатите (Sr, 15 ред­ких земель), нефелине (Rb, Cs, Ga), сфене (Nb, Та), титаномагнетите (V). Геохимические исследования в Хибинах позволили количественно охарактеризовать их распространенность и распределение по минера­лам (, , ).

наметил три способа формирования щелочных пород.

1. Дифференциация базальтовой магмы с образованием существен­но нефелиновых пород - уртитов.

2. Выплавка из мантии. Сюда относятся месторождения апати­тов и щелочные породы с ниобиевыми, циркониевыми, редкоземель­ными рудами, а также карбонатиты. В рифтах Восточной Африки, судя по изотопному отношению 87Sr : 86Sr, щелочные породы имеют мантийное происхождение. Глубина образования магмы около 150 км.

3. Нефелинизация и альбитизация пород под действием мантий­ных щелочных растворов и эманации на гранитоиды и осадочно-мета­морфические породы. В результате образуются нефелиновые сиениты и альбититы, которые также местами обогащены редкими металлами.

С щелочными породами генетически связаны карбонатиты - существенно карбонатные породы, состоящие из кальцита, доломита и анкерита. Сначала их принимали за осадочные известняки или скар­ны, затем доказали магматическое происхождение. Нередко они зани­мают жерла древних вулканов.

В карбонатитах Восточной Африки кальцит кристаллизовался при температуре 640—690 °С, апатит - при 690-700°, нефелин - при 770-790 °С. В Танзании было извержение вулкана с карбонатитовой лавой. Образование столь необычного расплава возможно только при насыщении его СО2 и щелочами. В карбонатитах известны апатит-магнетитовые и редкометально-редкоземельные руды. Некоторые карбонатиты содержат промышленные залежи флогопита. Особенно ценен Nb, содержание которого достигает 0,1%, иногда целых про­центов. Nb входит в состав пирохлора - (Na, Ca)2 (Nb, Та, Ti)2Oe х х(ОН, F, О). Такие ниобиевые руды найдены в России, Восточной Аф­рике, Канаде. С открытием карбонатитов Nb в экономическом смысле перестал быть редким металлом.

Штоки и дайки карбонатитов обычно окружены мощным ореолом щелочных пород — продуктом изменения вмещающих пород под влия­нием глубинных щелочных терм. Ореолы возникли до внедрения кар-бонатитовой магмы или одновременно с ней. Местами было и переплав­ление пород, т. е. образование щелочной магмы.

В карбонатитах и их производных установлено свыше 70 минера­лов, в том числе такие своеобразные, как бастнезит (CeCO3F), синхизит - [Са, Се (СО3)2], паризит - [СаСе2 (CO3)3F] и др.

Пегматиты

Геохимические исследования пегматитов были начаты ­маном. Ученый писал, что гранитный пегматит - это жильное тело, в своей основе связанное с магматическим гранитным остатком, глав­ная часть кристаллизации которого лежит в пределах 700-350 °С. Решающее значение для минералообразования имело понижение тем­пературы. На этом основании Ферсман разделил пегматитовый про­цесс на пять этапов и одиннадцать геофаз и показал его завершающее место в общем процессе эволюции магматизма. Позднее высказывались представления о большой роли в образовании пегматитов процессов перекристаллизации мелкозернистых магматических пород, гидротер­мального метасоматоза, метаморфизма. Все эти процессы в отдельных случаях играли свою роль, однако современная наука в основном сле­дует за , полагая, что главная масса гранитных пег­матитов образовалась в результате кристаллизации остаточных маг­матических расплавов.

Наиболее распространены и практически важны гранитные пегма­титы - источники Та, Li, Cs, оптического флюорита, ювелирных кам­ней, полевого шпата, слюды, пьезокварца и другого ценного сырья. Пегматиты щелочной магмы содержат руды Nb и TR. Пегматиты основных и ультраосновных пород значительно менее распространены, практическое значение их невелико.

Анализ физико-химических условий образования пегматитов пока­зал, что они формируются на глубинах от 2 до 15 км и более. В зависи­мости от глубины формирования и других параметров выделяют фор­мации гранитных пегматитов - мусковитовые, редкометальные, хрусталеносные и др.

Пегматитовый расплав богат Н2О, СО2, F-, H3BO3 и другими лету­чими, а также К, Na, Li, Rb, поэтому он может быть в жидком состоя­нии при довольно низких температурах (добавка в силикатный рас­плав 1 % Li2O понижает температуру его застывания до 550 °С).

По валовому составу пегматитовый расплав близок к гранитной магме, отличается от нее несколько повышенным содержанием О (по Ферсману, в среднем 50,83 %), очень низким содержанием Mg (0,06 %), накоплением летучих, ряда редких и рассеянных элемен­тов. Особенно характерно накопление редких ионов больших (Cs+, Rb+, T1+ и др.) и очень малых (Ве2+) размеров, которые не могли вой­ти в решетки минералов протокристаллизации и гранитов. В гранит­ных пегматитах содержание Li по сравнению с габбро возрастает в 1000 раз (до 0,15%), В - в 25 раз, Rb - в 100 раз. Резко растет количество Cs, Nb и Та, Be и других микроэлементов.

Элементы гранитных пегматитов, как правило, образуют ионы типа благородных газов. Низковалентные катионы пегматитов обладают большими радиусами и, следовательно, малыми ЭК. Многовалентные катионы образуют крупные комплексные анионы, радиусы которых также велики, а ЭК малы. По Ферсману, по сравнению с перидотитами суммарная энергия катионов пегматитов, выраженная в ЭК, умень­шается почти вдвое - от 80 до 45. Таким образом, пегматиты - это преимущественно магматические системы низкого энергетического уровня с малыми величинами энергии решеток минералов. В пегматитах накапливаются элементы с резко контрастными свойствами: наиболее сильные катионы (щелочные металлы) и наиболее сильные анионы (га­логены), а также наиболее легкие (Н, Li, Be, В) и наиболее тяжелые элементы (U, Th). Отчетливо выделяется преобладание (за исключением О и Si) элементов нечетных порядковых номеров с нечетной ва­лентностью, особенно одно - и трехвалентных.

Для формирования пегматитов характерна геохимическая эволю­ция, в ходе которой содержание Mg, Fe, Ti, Sc, Ba, Zn убывало, а Rb, Tl, Cs, Ga, Та, Pb, Bi, Sb - возрастало.

Общее число минералов пегматитов превышает 300, характерны крупные размеры отдельных кристаллов. Описаны кристаллы споду­мена длиной 14 м, кварца - 7,5 м, пластины слюды площадью 7 м2, полевого шпата массой до 100 т. Многие пегматиты используются в ка­честве месторождений драгоценных камней. Их эксплуатация на Ура­ле началась еще в XVII в.

Кроме преобладающих по массе кварца, полевых шпатов и слюд в пегматитах содержатся также другие силикаты и оксиды - минералы редких земель, ниобо-танталаты, цирконосиликаты и др. Характерны также флюорит и апатит. Многие изоморфные пары элементов сходны с теми, которые характерны для щелочных пород.

При метасоматической альбитизации и грейзенизации из пегмати­тов выносятся К, Rb, Li и Cs, образующие широкие ореолы во вмещаю­щих породах. Так формируются цезиеносные слюдиты, биотит кото­рых содержит до 10 % Cs (руда на Cs). Пегматиты наиболее характер­ны для докембрийских гранитов, менее - для палеозойских и мезо­зойских, еще менее - для кайнозойских. Среди докембрийских пег­матитов известны мусковитовые и редкометальные, среди фанерозойских - только редкометальные.

Гранитные пегматиты известны как на щитах, так и в складчатых поясах, в которых пегматитовые поля с перерывом прослеживаются на сотни и тысячи километров. Например, Кызылкумо-Туркестанский редкометальный пегматитовый пояс протягивается на 1200 км. Уста­новлены и региональные различия в составе пегматитов. В США, в Техасе, по Мейсону, пегматиты обогащены только TR, а в Южной Дакоте Li, Sn, но не TR. Пегматиты Южной Норвегии обогащены TR, но не содержат Sn и редких щелочей. Причины подобных различий недостаточно ясны.

Список использованной литературы

1.  Перельман . - М.: Высшая школас.

2. Алексеенко геохимия. - М.: Логосс.

3.  Барабанов . - Л.: Недрас.

4.  Геохимия окружающей среды. / и др. - М.: Недра
Основы геохимии. - М.: Недра