Неорганическая геохимия - Хендерсон П.
Скачать (прямая ссылка):
которые ограничения применимости этих выводов к магматическим системам (обсуждение их см. в работе [57]). Строго говоря, скорости роста кристаллов должны быть одинаковы по всем направлениям, и значения параметров б, В и к0) обычно недоступны для определения. Однако, как показано выше, использование модели Бартона и др. дает полуколичественную оценку влияния скорости роста кристаллов на распределение элементов. Хен-дерсон и Уильяме [179] использовали эту модель при попытке оценить скорость роста кристаллов оливина магматического генезиса.
Доказательства существования контролируемых диффузией процессов роста при образовании магматических пород не очень строги. Существование концентрационных профилей в стекловатой массе, окружающей скелетные кристаллы оливина в некоторых базальтоидах, приводилось в качестве подтверждения того, что их рост контролируется диффузией. Боттинга и др. {32]
8. Кинетический контроль распределения элементов 209
считали, что существование периодической зональности в плагиоклазах вызвано сочетанием контролируемого диффузией роста с периодическим изменением механизма реакции на поверхности кристалла. Имеются и другие примеры такого рода, но необходим еще большой объем исследований механизмов роста кристаллов из магм, прежде чем можно будет надежно оценить влияние этого явления.
В предыдущем обсуждении содержалось неявное допущение, что кристаллы росли из жидкости неизменяющегося состава. Однако если объем жидкости таков, что образование кристаллов вызывает изменение состава жидкости, то скорость роста может меняться в результате связанных с этим изменений степени переохлаждения и скоростей диффузии. Кроме того, возможно образование зональных по составу кристаллов, если скорость диффузии в твердом состоянии будет слишком мала, чтобы сохранить гомогенность кристалла. Аналогичная ситуация создается в магматической камере, где ранее образовавшиеся кристаллы оседают (или, возможно, всплывают). При накоплении они отделяются от сжимаемой магмы и тем самым оказываются защищенными от восстановления равновесия с ней. Изменения состава последовательно отделяющихся твердых фаз и остаточной жидкости, связанные с таким процессом, можно оценить, если известны соответствующие коэффициенты разделения. В разд. 8.5 обсуждается теория этого процесса применительно к фракционной кристаллизации магм, но ее можно применить и к зональности кристаллов.
0,001
Рис. 8.14. То же, что рис. 8.13, но для к<\ [179].
8.4. Твердофазные превращения. 8.4.1. Катионная упорядоченность. В гл. 7 была описана температурная зависимость ка-тиоиной упорядоченности. Кинетика этого процесса, который может рассматриваться как твердофазное превращение, при этом не рассматривалась. Однако процесс упорядочения в некоторых минералах идет с измеримыми скоростями и в то же время достаточно медленно, чтобы его можно было использовать для определения скоростей остывания пород. Во многих случаях
14-398
210 Часть II
существует предельная температура, ниже которой упорядочение практически равно нулю. Это может служить иллюстрацией зависимости скорости упорядочения от температуры. В общем виде температурная зависимость скорости реакции описывается уравнением Аррениуса
1 = Ае-Е'*т, (8.17)
где А— константа скорости, Е— энергия активации реакции.
Исследования характера кинетики упорядочения в природных минералах до настоящего времени не были достаточно активны, но внимание к этому явлению возрастает. В работе {269] приведена кинетическая модель обмена катионов между позициями М1 и М2 в ортопироксенах. Однако скорость упорядочения в ортопироксене, по-видимому, слишком велика для широкого применения к петрогенетическим проблемам (при 500 °С .95% равновесной упорядоченности создается примерно за 145 дней). Кинетика реакций упорядочения в антофиллите более перспективна в качестве петрогенетического индикатора. Скорости упорядочения Ре2+ — А^2+ для соответствующих позиций (МЛ, М2, МЗ, М4) относительно, низки и поэтому дают возможность определить скорость охлаждения метаморфических пород [355]'.
8.4.2. Распад твердых растворов. Процесс распада твердого раствора с выделением минерала, отличающегося по составу от минерала-хозяина, часто наблюдается в магматических и метаморфических минералах. Он хорошо изучен для некоторых пироксенов, амфиболов и полевых шпатов. «Несмесимость», или фазовое превращение, происходит из-за того, что первоначально гомогенный кристалл становится пересыщенным относительно растворенных в нем фаз обычно в результате понижения температуры. Рост выделяющейся минеральной фазы, очевидно, вызывает перераспределение элементов и, как и упорядочение, может быть использован с целью определения скорости охлаждения породы.
Образование фазы распада может происходить с помощью одного из двух процессов:
а) зарождения ядра кристаллизации и роста фазы, причем образование зародыша может быть описано классической теорией зародышеобразования. Это единственный возможный механизм в случае, когда фаза распада имеет фиксированный стехиометрический состав. Зародышеобразова-ние может быть гомогенным или гетерогенным. Последний вариант несомненно более распространенный;
