Породы стронция

11.01.2017

Оценки для Sr в ранних (I) — K. Турекьян и А.П. Виноградов и поздних (II) таблицах кларков для многих типов пород близки, а самые поздние (III) оценки В.В. Буркова, основанные на наиболее полном обобщении данных, значительно отличаются; эти оценки таковы (г/т): ультрабазиты 1(I), 1(II) и 17(III), базиты 465, 470 и 375, средние породы 440, 450 и 460, гранодиориты 440(II); кислые породы 100, 110 и 270, щелочные 200(I), 510(III), глины, сланцы 300, 300 и 260, песчаники 20, 20 и 250, карбонатные породы 2000, 610 и 370, метаморфические 265(III). Видны большие изменения последних кларков Sr для ультраосновных, кислых, щелочных пород, песчаников и карбонатов. Распределение Sr, с учетом данных В.В. Буркова, следующее.
Ультраосновные породы, по Г.Б. Лутцу и В.В. Буркову, разделяются на две группы (Sr, г/т): 1) низкостронциевые гипербазиты — альтинотипные реститовые (2,8, до 30), Срединно-Атлантического хребта (8,7—15) и океанические (х=13,6); 2) высокостронциевые ультрабазиты базальтоидных формаций — габбро-пироксенит-дунитовой (240±85, Урал, Восточный Саян), габбро-норитовой (197±32, Урал), габбро-перидотитовой (151±2, Кольский п-ов), габбро-монцонит-сиенитовой (170±49, Кавказ). Повышенные концентрации Sr характерны для коматиитов 38±9 г/т. В первичном мантийном перидотите, по Д. Шоу, расчетное содержание Sr 27 г/т, а в глубинных включениях ультрабазитов в кимберлитах оно следующее (г/т): шпинелевый перидотит 18, гранатовый перидотит 43, эклогит 81, кимберлит 600. При этом в кимберлитах минералами-концентраторами Sr являются автометасоматически-гидротермальные серпентин, серпофит и кальцит, иногда целестин и в меньшей степени стронцианит. Для однотипных пород самые низкие содержания Sr (г/т) характерны для дунитов (1,5—72, X = 22±20), а самые высокие — для пироксенитой (110—450, х = 187±78).
Основные и средние породы значительно обогащены Sr. В плутонических основных породах (габбро, диабазы) среднее содержание его составляет 390 г/т, в эффузивных (базальты, траппы) 360 при среднем генеральном для базитов 375 г/т. Океанические базальты (405 г/т) обогащены Sr по сравнению с континентальными (285 г/т), хотя по более ранним данным Г.Б. Лутца и самым поздним А.А. Ярошевского, наоборот: океанический толеит 123 и 120 г/т, континентальный 450 и 300 г/т. Такое расхождение, по-видимому, связано с зависимостью стронциеносности пород от типа щелочности. По Б.Г. Лутцу, концентрация Sr меняется так (г/т): толеит 286, щелочно-оливиновый базальт 670, К-щелочной базальт 1500. Эта зависимость прослежена для всех геодинамических обстановок. В базитах разных серий областей сжатия (I) и растяжения (II) содержания Sr следующие (г/т): толеитовая серия — 198(I) и 285±98(II), известково-щелочная 435(I), K-Na субщелочная 638(I) и 1040±640(II), шошонитовая 873(I). Высокие концентрации Sr установлены в щелочных базальтах ультракалиевого ряда — до 3400 г/т (х = 1400 г/т). Еще более высокая оценка среднего дается для субщелочных пород океанических островов (х = 2000 г/т; для сравнения — толеиты x = 230 г/т). Устойчиво повышенными являются содержания Sr в базитах континентальных рифтовых областей (толеиты 415 г/т), субщелочные 735 г/т.
По В.С. Гладких, базиты содержат Sr (г/т): толеиты океанических островов 305, континентов 331, щелочные оливиновые базальты океанических островов 612, континентов 561, базальты островных дуг 409. Оценки средних содержаний для щелочных базитов следующие (г/т): генеральное среднее для шошонит-латитовой серии базальтов (по М.Н. Захарову) — трахибазальт 1154, абсарокит 1233, шошонит 830, латит 1016, кварцевый латит 671; для щелочных габброидов — тералит 2120, тешенит 1030, эссексит 1519, шонкинит 1060. В.С. Гладких показал, что наиболее высокая стронциеносность (г/т) типична для базальтоидов высококалиевой серии (x = 1757), ниже она в K-Na высокощелочной с модальным лейцитом (х = 1437) и особенно низка в Na серии с модальным лейцитом (х = 1086) и без него (х = 1016). Изучение изотопов Sr показало, что наиболее высокое отношение 87Sr/86Sr среди базитов характерно для траппов (толеиты 0,7030—0,7150, субщелочная серия 0,7052—0,7178 и шошониты 0,7032—0,7100), а самое низкое — для толеитов океанического дна (0,7024—0,7035) и областей сжатия (0,7028—0,7038), что свидетельствует о более глубинном поступлении Sr. Установлена зависимость 87Sr/86Sr и δ18O в изверженных и осадочных породах. Земная кора обогащена 87Sr по сравнению с мантией.
Зависимость стронциеносности толеитовых (T) и известково-щелочных (И) пород (Sr, г/т) от щелочности сохраняется для различных значений SiO2 (%): SiO2 48 — Sr T 295, И 457; 56 — T 251, И 457; 64 — T 214, И 398.
Средние породы также значительно различаются по содержанию Sr при среднем 460 г/т. Плутонические породы (диориты, кварцевые диориты, сиениты, монцониты) имеют оценку 570 г/т, вулканические 350 г/т. Ферсмы Sr (г/т) меняются в диоритах (х = 418±245 г/т), от 220 (Европа) до 890 (Урал); в сиенитах 700 (Европа); в андезитах (х = 365±98) от 167 (Северная Америка) до 635 (Коста-Рика) и 790 (Перу) при самых низких значениях для океанических андезитов (Восточно-Тихоокеанское поднятие 106, Исландия 180), а самых высоких — для андезитов активных континентальных окраин (635—790 Южная Америка); в трахитах от 75 (Новая Зеландия) до 240 (о-в Святой Елены).
Кислые породы охарактеризованы наибольшим количеством анализов; им свойственно общее снижение стронциеносности по мере увеличения кремнекислотности и снижения концентрации Ca. Кларки (г/т): гранитов 200, гранодиоритов 495, кислых эффузивов 275. По Л.В. Таусону, самыми высокими концентрациями обладают граниты латитового ряда (700 г/т) и палингенные гранитоиды щелочного ряда (650 г/т), по Ю.Б. Марину, гранитоиды габбро-диоритовой (450 г/т и диорит-плагиогранитовой (650 г/т) формаций. Низкие содержания Sr (г/т) типичны для ультраметамор-фических гранитов (81), редкометальных плюмазитовых (70), щелочных (40) и особенно Li-F гранитов (38). Для эффузивных пород содержания Sr следующие (г/т): риолиты от 78 (Исландия) до 240 (Забайкалье), риодациты 283 (Малая Антильская дуга), дациты от 180 (Исландия) до 450 (Камчатка), х = 316±65 (7 регионов); липариты 220 (Охотско-Чукотский пояс); пантеллериты от 3 (Нигерия) до 50 (Южная Африка), х = 18±15; комендиты от 2 (Новая Зеландия) до 20 (Африка), х = 9,6±8 (3 региона).
От AR (AR, 402 г/т, AR2-3 432 г/т) к PR (PR, 224 г/т, PR2-3 196 г/т) и к Ph (183 г/т) содержание Sr в гранитоидах снижается.
Сопоставление отношений 87Sr/86Sr в гранитоидах и связанном с ними оруденении позволило Л.Н. Овчинникову выделить типы палингенных гранитоидов (I—V), для которых по мере увеличения этого отношения и снижения времени образования, по-видимому, происходит нарастание числа циклов рециркуляции и литофильной редкометальной минерализации (Sn, Ta, U, Be).
Щелочные породы отличаются самой высокой стронциеносностью. По В.В. Буркову, полное обобщение аналитических данных приводит к следующим оценкам средних содержаний Sr (г/т): средняя щелочная порода 510, карбонатиты 4410, щелочно-ультраосновные комплексы 1625, щелочно-габброидные 1150, нефелин-сиенитовые 755, щелочно-гранитные 25. По В.Г. Лазаренкову, оценки таковы (г/т): карбонатиты 3400, ийолиты 1946, лейцититы 1997 и т. д. В этих породах-рудах содержатся промышленные эндогенные концентрации Sr. Изотопные исследования показали низкие значения отношения 87Sr/86Sr (0,703—0,705).
Породы стронция

Высокие концентрации Sr характерны, по В.С. Самойлову, для всех геохимических типов карбонатитов (табл. 75). Более высокие его концентрации и в общем низкие отношения Sr/Ba типичны для формации карбонатитов с калиевой спецификой, по сравнению с натриевой и с комплексом щелочных метасоматитов с палингенными сиенитами. Наиболее стронциеносны поздние карбонатиты всех формаций и фаций глубинности. Ранние и поздние карбонатиты комплексов 1—3, охарактеризованных в табл. 75, имеют следующие оценки средних содержаний Sr (%): 1) 0,51 и 1,2 (приповерхностная фация); 2) 0,65 и 1,18 (приповерхностная фация); 3) 0,67 и 1,31 (абиссальная фация).
Повышенные концентрации Sr установлены и в эффузивных карбонатитах: в Na излившихся карбонатитах Восточного Рифта (Африка) 1275—5100 г/т, в Ca карбонатитах Западного Рифта 1150—1605 г/т.
По данным Ю.Л. Капустина (1982 г.), в ранних карбонатитах (I и II стадии) содержания Sr (г/т) более низкие, равномерные и в основном связаны с кальцитом I и II (среднее: I — 5200, II — 6000), апатитом (I — 3360, II — 3330) и другими минералами Ca; в поздних карбонатитах содержание увеличивается (кальцит III — 5946), большое значение имеет Sr-барит (11130) и пирохлор (8174), появляются минералы Sr — целестин (преобладает на верхних уровнях) и более редкие карбонаты Sr тояцит, сванбергит и др.
В агпаитовых нефелиновых сиенитах при среднем содержании Sr 905 г/т, что значительно ниже, чем в карбонатитах, он накапливается в рудообразующих минералах (%): апатит 3,1, нефелин 0,12 (Sr), лопарит 2,9 (SrO), ринколит 0,34 (SrO). Установлено, что в ийолит-уртитовых горизонтах содержание в апатите возрастает от подошвы к кровле и он может извлекаться попутно. Характерно, что сходные по типу агпаитовые нефелиновые сиениты в разных массивах характеризуются различной величиной ферсма Sr (г/т): Хибины 1476±196, Ловозеро 752±49, Илимаусак 124±28.
Во времени содержание стронция (г/т) для основных эффузивов от AR1*(113) к AR2, (305) увеличивается (PR1 271, Ph 289); в гранитоидах — снижается (AR1 444, AR2 305, PR1 276).
Осадочные породы разных главных типов и обстановок образования значительно отличаются по стронциеносности. По данным В.В. Буркова, кларки Sr составляют (г/т): сульфатолиты (гипсы и ангидриты) 1900, карбонатные породы 370, глины 260, пески и песчаники 250, галолиты ≤30. При осадконакоплении Sr концентрируется и аккумулируется в результате: 1) хемогенного осаждения в эвапоритовых бассейнах; 2) биохемогенного осаждения; 3) сорбции глинистыми минералами, 4) осаждения терригенных минералов, обогащенных им. Хемогенное осаждение Sr в эвапоритовых бассейнах начинается при насыщении рассола гипсом (плотность рассола 1,12 г/см3, соленость 8—15% NaCl) с образования целестина в доломитах и доломитизированных известняках, обычно подстилающих гипсоносные толщи. Благоприятны для появления целестина аридные условия терригенного породообразования, наличие подстилающих толщ сульфатных пород. В этих условиях могут возникать седиментационно-диагенетические целестиновые месторождения в красно- и пестроцветных формациях. На сульфатной стадии галогенеза Sr осаждается вместе с гипсом и ангидритом, а в количественном отношении его садка идет на убыль. При гидратации ангидрита (наиболее емкого для изоморфного замещения стронцием — х = 2317±490) Sr выделяется в жидкую фазу и осаждается в виде целестина, ассоциируя с вторичными гипсами. При максимальном осолонении Sr, по Т. Ф. Бойко, не накапливается в солях Na и К (NaCl — 8—30 г/т, KCl≤5 г/т), а переходит в воды водоемов хлоридного типа.
Большое значение В.В. Бурков придает хемо- и биогенному осаждению Sr с карбонатами, в первую очередь с арагонитом. Концентрация Sr в пелагических осадках происходит в илах, обогащенных органогенными компонентами (г/т): фораминиферовые илы 1200—1300, пелагические глины 120—800, радиоляриевые 100—225. Он накапливается в скелете организмов прямо пропорционально отношению Sr/Ca в воде. Рост солености может оказывать благоприятное действие, а понижение температуры вод — отрицательное.
Среди карбонатных пород в соответствии со сказанным наибольшие количества Sr характерны для органогенных известняков (до 1030 г/т — ферсм для плейстоценовых известняков Италии) и первично седиментационных доломитов с примесью целестина (эвапоритовые бассейны). По содержанию Sr доломиты образуют следующий ряд: седиментационные → диагенетические → эпигенетические. По А.Б. Ронову с соавторами, количество Sr в известняках значительно увеличивается для Русской платформы снизу вверх по мере омоложения возраста (PR 33 г/т, третичные 1500 г/т). То же характерно, по его данным, и для Северо-Американской платформы. Е. Уздовски связывает это с преимущественным образованием арагонита в MZ—KZ, а по В.В. Буркову, это может быть обусловлено усилением биологического фактора. Более высокие концентрации Sr характерны и для более молодых сланцев по сравнению с древними (г/т): AR1 66, AR2-3 190, PR1 167, PR2-3 146, Ph 223: аналогичная зависимость установлена для Канадского и Австралийского щитов: сланцы раннеархейских зеленокаменных поясов 56 + 32, позднеархейских 135 + 65, постархейских 450.
Изучение фракций терригенных пород показало, что содержание Sr увеличивается по мере снижения их размерности (г/т): Баренцево море — ил 280, глина 177; залив Пария — песок 147, глина 203. Содержание во взвеси рек меняется в широких пределах (г/т): Амазонка 309, Конго 61, Гаронна 164, Меконг 92. По способности сорбировать Sr В.В. Бурков приводит следующие ряды глинистых минералов: каолинит → диккит → галлуазит или монтмориллонит → галлуазит → каолинит → диккит; присутствие больших количеств (CO3)2- и (SO4)2-снижает количество сорбированного Sr. В современных океанических и морских осадках имеет место прямая корреляция Sr—CaCO3, а доля глинистой фракции в балансе Sr не превышает 20%.
Содержание Sr в породах регулируется фациальными условиями, которые, однако, действуют не однозначно. По данным В. В. Буркова, обобщившего данные по стронциеносности континентальных (К), морских (M) и лагунных (Л) пород Ферганы, концентрация его значительно увеличивается в этом порядке (г/т): глины 160 (К), 218 (M), 1645 (Л), песчаники 170, 244, 1770, известняки 218 (M), 277 (Л). В то же время для глинистых отложений Таджикской депрессии приводятся разноречивые данные (г/т): юрские континентальные 341—371, морские 302—349, прибрежно-морские 225—273, меловые континентальные 200, морские 248, причем основное количество Sr приурочено к пелитовой фракции. В 5% HCl вытяжку из этих пород наибольшее количество Sr (66—83%) выщелачивается из морских глин, наименьшее (7—34%) из континентальных; самое неустойчивое поведение Sr — для пород заливно-лагунной фации (9—63%). Для известняков этой территории установлена тенденция повышенных концентраций Sr (г/т) для гумидных (I) обстановок по сравнению с аридными (II): прибрежно-морские I — 502, I I— 440; заливно-лагунные I — 523, II — 486.
Изучение форм нахождения Sr в глинистых отложениях Таджикской депрессии показало, что доля различных форм нахождения Sr зависит от фациальных условий; повышенное количество (г/т) водорастворимой формы и поглощенного комплекса установлено для морских (~9 и 31) и мелководно-морских (6,3 и ~21) фаций, меньшее для лагунных (2,4—2,6 и 16—17); содержание (г/т) труднорастворимой формы выше для лагунных глин (30,1) по сравнению с морскими (14), силикатной—для прибрежно-морских (65%) по сравнению с морскими (46). С другой стороны, имеются данные для Алтае-Саянской складчатой области, свидетельствующие о более высоких средних содержаниях Sr в континентальных известняках C1 (1000 г/т), по сравнению с морскими Р2-3 (600 г/т).
Большинство исследователей отмечали ограниченное вхождение Sr в доломит. Однако, по Т.Ф. Бойко, для различных районов нашей страны в осадочном доломите его содержание колеблется от 465 до 8200 г/т (х = 550±45). Изучение известняков Тасмании Р. Прасадом (1989 г.) показало обратное соотношение Sr и Mg, что связывается с незначительной ролью пресных метеорных вод в процессе доломитизации, которая происходила в морских условиях.
При изучении изотопного отношения 87Sr/86Sr в карбонатах установлено, что оно увеличивается от AR1 (0,700) к PR (0,707) параллельно с увеличением AK, уменьшением AMg и AFe (для сланцев), а на рубеже PR3 и Ph отмечается инверсия (от 0,710 до 0,708). Особенно отчетливо приток мантийного вещества имел место в MZ—KZ.
Метаморфические породы мало отличаются по стронциеносности, которая в первую очередь зависит от состава первичных пород. По В.В. Буркову, генеральные оценки средних содержаний Sr в главных типах метаморфических пород статистически не различаются (г/т): сланцы 285±49, гнейсы 275±98, амфиболиты 260±80, гранулиты 280±50; самая низкая оценка характерна для кварцитов (30), самая высокая для мраморов (495, Канада). Кларк Sr в кристаллических сланцах и парагнейсах 160 г/т. По данным А.А. Кременецкого и Н.К. Дмитренко, в процессе метаморфической эволюции метапелитов происходит некоторое накопление Sr в средне- и высокотемпературных зонах, а для метабазитов, наоборот, выявлен небольшой вынос его из высокотемпературных зон. По Б.В. Петрову, изменение степени метаморфизма пелитовых и карбонатных пород на Патомском нагорье почти не влияет на уровень содержания Sr, а также на закономерности его взаимоотношений с Ca и Ba. В основном Sr приурочен к плагиоклазам и карбонатам.
В то же время, по исследованиям Б.В. Петрова, В.А. Макрыгиной, средние содержания Sr в плагиомигматитах, мигматитах и гранитогнейсах гранулитовой фации метаморфизма Патомского нагорья в 4—5 раз выше, чем в тех же породах амфиболитовой фации, в связи с чем ферсм метаморфических пород гранулитовой фации (336±78 г/т) выше, чем амфиболитовой (203±39 г/т). Содержания Sr в минералах метаморфических пород следующие (г/т): в кальците метаморфизованных известняков 4100—7800, известково-силикатных метаморфитов 1250—4200, в Fe-доломите 1160, анкерите 620—4330, клиноцоизите 2600; в плагиоклазе гнейсов 560—1580. В условиях высокотемпературных фаций минералы Sr (фосфаты, бораты, сульфаты) неустойчивы.