1ی

یم ش

کزی

فی

ینزم

اد مو

واکنش های کانیایی

های رسوبی و دگرگونی را ی تشکیل سنگشناسی همراهی کنندهتغییرات شیمیایی و کانیدر این بخش

شود، این رسوبات و دیگر ی دیاژنز اولیه داخل رسوب سخت میدهیم. گلِ دریایی بواسطهمورد توجه قرار می

و دهند ممکن است توسط نفوذ آب داغ تاثیر بگیرند، به تغییر درجهتشکیل میها که سنگ بستر را سنگ

-اسیدها کانی زائی کنند. این دگرگونی هیدروترمال است. وقتی سنگ توسط فرورانش به عمق کشیده می

دهد، آن تغییر پیدا کرده است و گوناگونی بزرگی از شود و به موجب آن گرم شده و آب از دست می

-شوند. برخی از این فرایندکند. این فرایندها دگرگونی نامیده میای کانیایی مختلف را تولید میهمجموعه

های فسیلی همچون گاز طبیعی، نفت های گرمایی بستگی به تبدیل ماده آلی، که محصوالت نهایی، سوخت

ازی ماهیّت سنگ سنگ هستند. سواالت اصلی ژئوشیمی برخاسته توسط این فرآیندها برای آشکار سو زغال

های تغییر قبل از تغییرات آن ، شرایط فیزیکی )دما و فشار( تغییرات، ماهیّت و شدّت تبادالت بین سنگ

باشد.های بین منفذی مییافته و محلول

یکی از ابزارهای آنالیزی ضروری ترمودینامیک است و خوانندگان برای تجدید دانسته یشان از این موضوع به

شوند. اجازه بدهید مثالِ راجعه کنند. تغییرات اغلب توسط فشار بخار آب و دما کنترل میم Cی ضمیمه

شود، که ورود به واکنش مهم که به موجب آن مسکویت )میکای سفید( از گنایس و شیست حذف می

کند بیان کنیم:ی گرانولیت را مشخص میرخساره

KAl3Si3(OH)2+SiO2

دهد بنویسیم:قانون عمل جرم برای جامد خالص )نزدیک خالص( و فازهای گازی)گازدار( به ما اجازه می

باشند امّا اکسید میدیها شامل گازهای دیگر مانند کربنگرمای واکنش )آنتالپی( است. دیگر واکنش

ار اکسیژن به صورت خاصی مهم می باشد، واکنش ردکس بین دو نوع اکسیدهای رایج رفتار مشابه دارند. رفت

های آذرین و دگرگونی:در سنگ

2ی

یم ش

کزی

فی

ینزم

اد مو

معادل جمع دو نیم واکنش است:

( O2الکترون بین پذیرنده )اکسید کنندههای ردکس به صورت راکد )ایستا( تبادل دهد که واکنشنشان می

باشد. اشتباه نیست، برای مثال در توجه به آهن فرّوس همانند کمپلکس یون ( می+Fe2و دهنده)عامل احیاء

-واکنش ها باید در کلّهای الکتریکی خوبی هستند و الکترونعایقها اکثر سنگفرّیک با یک الکترون است.

راه کننده باشد( یعنی متواند گاکسیژن خارجی می حفظ شود. )یک فوگاسیتههای کانیایی و تغییرات فازی

های ها توسط یک گونه باید با از دست دادن الکترون توسط گونههر افزایشی در الکترون ء،در واکنش احیا

بیشتر از یک حالت دارای های. گونهمازاد محلی یا کمبود الکترون ها مجاز می باشد. دیگر جبران شود.

فشار اکسیژن هم به صورت فرمولی توسط همانند آب،اکسیدان باید در تعادل تغییرات به کار گرفته شوند.

ی ]زیر را[ . برای مثال، برای ارتباط بین هماتیت و مگنتیت ما معادلهبیان شود می تواند قانون عمل جرم

نویسیم:می

باشند و های در مسئله در هر محلول جامد شامل هماتیت و مگنتیت میپرانتزهای مربعی کسر مولی گونه

تواند برای تخمین دما اگر وضعیت ردکس سیستم معلوم باشد یا برای فشار اکسیژن. روابط شبیه این می

ی اکسیژن در بیشتر معلوم باشد استفاده کرد. فوگاسیته گیری فشار اکسیژن اگر دمانقص کامل برای اندازه

ها توزیع شده است. این معادله به معنی آنکه این کانی QFMسنگ های طبیعی حول و حوش بافر معروف

های کانیایی حقیقی باشند نیست، امّا ]به معنی[ آنکه تعادل )یا تعدیل( الکترون مجموعهدر سنگ حاضر می

نزدیک این بافر است.بر روی میانگین

دیاژنز اولیه

گل نهشته شده در کف اقیانوس به طور عادی شامل مقدار کافی مواد آلی مرده برای تولید غذا برای موجود

ب آها به اکسیژن در دسترس باشد. تقریباً همه این تولید کنندهکرم خاکی و حلزون می ،ار، ماهیزنده حفّ

متری باالی گل، الیه بایوتوربایت واضح است، از یک محیط ا چند سانتیباشند. تنهبین منفذی وابسته می

3ی

یم ش

کزی

فی

ینزم

اد مو

یش قابل تشخیص است، هاها و به هم ریختگیمل حفاریوااکسیداسیونی تولید خواهد شد. این الیه از ع

قسمت باالیی رسوب اکسیژنه است به صورتِ مخلوط شده وسیع که ساختارهای ریز رسوبی را ناپدید کرده

باشیم، ایستادگی کردن به طور حفاری و می گرمشاهده ای که ما در کف دریار کنید برای لحظهاست. تصو

توانیم ببینیم الیه (ما می1)شکل زندگی کردن طوالنی کافی برای مشاهده رسوبات غرق شده زیر پای ما

الکترونیکی ممکن است کند)هواخواهان بایوتوربیت شبیه یک حرکت میانگین بر روی ثبت رسوبی عمل می

باشد، معموالً آب به طور ویژه در اکسیژن فقیر می هرچند، تهِ ،شبیه کند( اگر ،آن به یک فیلتر کم رد کن

توانند تنفس کنند، بایوتوربیت غیر ممکن است و چون به خاطر مقدار زیادی مواد آلی، حیوانات حفار نمی

ها مرجع ها پس اغلب به المینهشود)سنگتبدیل میمتر ثبت رسوبی به حتی ریزترین جزئیات تا زیر میلی

شده آب منفذی به طور کامل استفاده شده است. دیگر شوند(. در زیر الیه بایوتوربیت شده اکسیژن حلمی

توانند مواد آلی را از دیگر شان آنها میکنند. برای حفظ متابولیسماحب میصتها ها، میکروباورگانیسم

ها به نیتروژن و سولفات به سولفید اکسید کنند، مخصوصاً به وسیله احیاء نیتراتترکیبات حل شده

هیدروژن

افتند. اگر رسوب اتفاق می -سانتی متر زیر نفوذ آب 11های بیوشیمیایی در فضای با ضخامت تا این واکنش

نویسیم:ارائه دهیم، ما دو رابطه می ما مرگ مواد آلی جامد را به وسیله ترکیب خیلی ساده

1 شکل

4ی

یم ش

کزی

فی

ینزم

اد مو

در این شرایط شوند. های منفذی با افزایش عمق احیا میتواند این گونه به نظر برسد که چطور محلولمی

ها، به طور پیشرونده در مسیر حفاری آهن فرّیک و منگنز رسوب کرده در کف دریا به شکل هیدروکسید

باشند(. آهن به شکل پیریت های پلیمتالیک یک مثال از این می)نودلشوند کاهش یافته و غیر محلول می

باشد. در با محتویات مواد آلی باال میهای رسوبی کند، به طور خاص کانی رایج دیاژنزی در سنگرسوب می

کند یا به طور سوبی رسوب میرهای ستون کند و در دیگر قسمتحالی که منگنز با حرکت آب مهاجرت می

شود.ساده دوباره به داخل آب دریا خارج می

کنیم، اجازه بدهید به مشاهداتمان در کف اقیانوس برگردیم و صفحه تعادل مواد برای یک گونه را مرتب

و یکی بر روی دیگری)شکل دوم(. تخلخل رسوب )نسبت آب منفذی( ΔZ سولفات، بین دو سطح از عمق

توانیم بگوییم که تفاوت بین پایدار یعنی بعد از زمانی، ما میمی باشد. در حالت تمرکز سولفات در آن

برابر با مقدار سولفات تخریب شده Z+ΔZبه بیرون در نفوذمنهای z سولفات به داخل منتشر شده و در

-نرخ رسوب ، که (Z) ما، نفوذ اتفاقی سولفات برابر با گرباشد. برای مشاهدهت زیستی میتوسط فعالی

باشد. بعالوه نفوذ گذاری ، تصحیح شده که الزم برای تراکم، که به طور پیشرونده خروج آب از رسوب می

سولفات ساطع شونده

توانیم بنویسیم معادله باشد. پس ما میضریب انتشار در شور آب می Dکه

دیاژنز استاندارد شده آن برای یک واحد سطح :

درعمق

درعمق

در یک شکل مناسب، شاید به وسیله باشد. نسبت تخریب سولفات به وسیله فعالیت میکروبی می

( شامل در دسترس بودن کربن آلی بیان 4نظم اولیه کنتیک با یک ضریب استوکیومتری مخصوص)بخش

تواند به نظر بیاید که تمرکز سولفات نمایی هستند. با امتحان باال میها به معادله دیاژنز معموالً شود. راه حل

غلظت یون سولفات در آب ،2اکند. شکل کاهش پیدبا عمق ی شبیه فراوانی اجزاء آلی باید ذدر آب منف

)ساحل غربی Saanich River fjord(weast coast of Canada)منفذی رسوبات جمع شده از

2 شکل

5ی

یم ش

کزی

فی

ینزم

اد مو

ت قبل کاهش نمایی در سولفا یصفحه یآن باشد که معادله یتواند نشان دهندهمی دهد.کانادا( را نشان می

.کندمیکند، داللت آن را اثبات می 3با غلظت سولفات اولیه آب دریا که شکل

ا در هسته اطالعات امّ کندو رسوبات پیریت به صورت زوج افزایش پیدا می H2Sشکل بهسولفات احیاءشده

بوسیله گذاری های نسبت رسوبانتشار و تخمین گیری آزمایشگاهی ضریبِمفقود شده است. اندازه تسولفا

دیاژنز نسبت در سولفات به سولفید یدهد با حل کردن معادلههای رادیوکرونومتریک به ما اجازه میروش

ها در آب دریا مشاهده مواد آلی. رفتار شبیه برای نیترات تبدیل شده است و به طور برابر نسبت اکسیداسیونِ

ونیاکِ تولید شده توسط احیاء نیتروژن در شده است، نامحلول شدن مواد آلی بوسیله افزایش زیاد در آم

ها و دیگر ترکیبات آلی منعکس شده است. افزایش فسفات دوباره تحرک یافته از ترکیبات فسفات پروتئین

( مسئول رسوب دوباره ichthylithsهای مشخص )دندان ماهی،اورگانیسمهای سخت آلیِ مواد نرم و قسمت

های فسفات مقادیر اقتصادی کافی باشد. ممکن است برای تولید نهشتهباشد. که میفسفات کلسیم )آپاتیت(

که ممکن تقریباً به دار()حفرههای بستهسیلیس بوسیله حل شدن دیاتوم و رادیولر همانند فیلینت در سنگ

یابد. چون آب دریا بسیار زیاد در سیلیس تحت طور کامل به شکل چرت سیلیسی شده باشد، تحرک می

کند. تا کامل شدن، اشد، دفع آب منفذی همچنین یک منبع مهم سیلیس برای اقیانوس تهیه میباشباع می

21برای کربن و در میلیون 22مربوط به نظم ذاتی ایزوتوپی تفریقهای باکتریایی به وسیله این واکنش

برای سولفور به طور تغییر ناپذیری با مواد آلی یک برتری برای ایزوتوپ سبکتر دارد.

های هیدروترمالواکنش

گراد، بین درجه سانتی 211تا 111این عبارت برای همه واکنش های دما متوسط، به طور تیپیک از

ای امّا نه به طور ها به طور گستردهباشد. اینکنند، میهای آبدار و سنگ از طریق آن، چرخش میمحلول

ها منبع بسیاری از مواد اقتصادی مهم ترمال و کانههای هیدروهستند. محلول های آبپوشیانحصاری، واکنش

-های هیدروترمال ارائه میی ناقص از محلولگرم مشابه در سطح قارها یک نمونههای آبباشند. چشمهمی

درجه در فشار محدود 321تا 111های آبدار در عمق کمی از سطح از دهند: زیرا نقطه جوشش محلول

های در تماس با های ترمال ارائه کلی از خصوصیات محلولترکیبات و دماهای چشمهکند. افزایش پیدا می

اند همانند رسیدن به سطح. آنها محصول جوشش شدید هستند، که آنها ارئه شده. دهندسنگ عمق را نمی

ا زیر دریایی دمایی ر هایاقیانوسی، چشمهمیان هایپشتهاسموکرهای مشهور های بلکدر طرف مقابل آب

6ی

یم ش

کزی

فی

ینزم

اد مو

421-211گراد برسد چون وجود فشار باال در کف اقیانوس)درجه سانتی 411تواند به نشان دهنده می

های هیدروترمال مهم زمین های هیدروترمال هستند. بیشتر واکنشهای بهتری از محلولاتمسفر(، نمونه

های دما افتند. محلولیدرجه سانتی گراد( اتفاق م 011-411های باالتر )شناسی )و اقتصادی( در حتی دما

اند، همانند؛کوارتز، در شکل سیّال انکلوزیون.ها به دام افتادهباال اغلب در برخی کانی

ای از تبهههادالت کهههاتیونی بهههین ههههای هیهههدروترمال نیازمنهههد یهههک مجموعههههموازنهههه کهههردن واکهههنش

سهههنگ و محلهههول و اصهههل خنثهههی بهههودن الکتریکیمهههی باشهههد. اوّل مههها بهههه مهههنظم کهههردن لیسهههت

شود: ( نیاز داریم، که یرای فاز خالص، نوشته می0112روابط همانند )

کند. واکنش از یک واکنش به دیگری تغییر می در یک دمای مشخص، این نسبت ثابت است. آنتالپی

شوند. این پدیده جا میل بازی جابهها سریعتر از یک محلو( بنابراین کاتیون یک محلول اسید)غنی در

ها، که اغلب ها باید برابر باقی بماند با مجموع آنیوبراین، مجموع کاتیونباشد. عالوهبه شدّت وابسته به دما می

، یک آنیون ساکن است، یعنی به طور کمیاب در -Clشوند، به طور عموم کلر توسط یک یا دیگری غالب می

ماند. شیمی محلول و بنابراین ظرفیت آن برای ارتقاء و غلظت عمالً ثابت باقی میشود ها درگیر میواکنش

های تبادل و دما وابسته است.شیمی سنگ به صورتی ضروری بر همه خصوصیات ترمودینامیکی واکنش

، به های هیدروترمال در کاربرد آنلیز عادی استرای ترمومتری، تعادل آب سنگ برای ترمومتری واکنشب

ویژه تفریق طور

شود: توسط واکنش تبادل بین فلدسپار و محلول تحریک می

K+

solution+Na+

feldspar<=>K+

fekspar+Na+

solution

ا و سنگ های فرض شده که فلدسپار در منطقه مخزن محلول شبیه ترکیب میانگین همانند فلدسپارهای

گیرد:مباشد، قانونِ عملِ جرم معادله را بکار دگرگونی می

سدیم و پتاسیم موجود در یک محلول هیدروترمال بدین صورت اجازه میدهد یک دمای تعادل با فلدسپار

ی سیلیس، ها را حل کنند: نمونهتوانند بدون هر واکنشی کانینتیجه می شود. محلول ها همچنین می

(.Cهای معدنی همانند ترمومتر با نوشتن قانون ترمودینامیک اشباع استفاده شده است)ضمیمه محتوای آب

7ی

یم ش

کزی

فی

ینزم

اد مو

ی باشد با استفاده از چند تقریب و بکارگیری مقادیر تجربی، معادلهگرمای حل شدن سیلیس در آب می

ترمومتری سیلیس هست:

باشد، که مطابق شود که این سیلیس مازاد میی متفاوت احتیاط کنید(. فرض میهای با پایه)از لوگاریتم

گیری سیلیس محتوی آب هیدروترمال با این معادله دما تعادل محلولها باشد، اندازهای میهای پوستهسنگ

(.4دهد)شکل های عمیق را میبا سنگ

ها و های مشاهده شده در گرانیتهای کانی حاضر در شکستگیبرخی وابستگیاز این روابط حاللیت ما

ها با بلورهای بزرگ آلبیت و پتاسیم فلدسپارها مشخص کنیم. پگماتیتسنگهای دگرگونی بستر را درک می

ه های کوارتز کدرجه( در حالیکه رگه 011-411شود )های آبدار نسبتاً دما باال نهشته میشود، از سیالمی

شوند. درجه ( تشکیل می 411-211باشند در دماهای کمتر)به طور رایج با کانسارها مرتبط می

های هیدروترمال وابسته سنگ همچنین ممکن یک اثر عمیق بر ترکیبات ایزوتوپی سیستم -های آبواکنش

ن در مقایسه با سنگ های سنگین اکسیژن و هیدروژبه ایالتهای ماگمایی بگذارد. آب باران بشدّت در ایزوتوپ

های ها( که در خاستگاه سیستمهای ماگمایی )بویژه گرانیتسیستم و باشد، شده میتهی

های اولیه موماً بسیار کمتر از سنگعهای کالیفرنیا، در ایتالیا یا آبفشان "الردلو"ژئوترمال همانند

(startingمی )چرخش آب باران در منافذ سنگ تحت تاثیر گرما)کانوکشن در یدهندهباشند. این بازتاب

(.2باشد)شکل ب و کانی زمینه میآمنافذ با اندازه متوسط( و یک تبادل ایزوتوپی بین این

ها در این مواد اسموکرها از بلکدریایی ترکیبات ایزوتوپی اکسیژن، هیدروژن در محلول اثر قابل مالحظه

با بازالت در عمق تشخیص داده شده است. شهای پشته و واکنداخل آب دریا لبهتشکیل شده از تراوش به

اقیانوسی یک نقش مهم را در چرخه منگنز در کنترل آلکالینیته های میانترمال در پشتههای هیدروواکنش

کند.اقیانوس بازی می

8ی

یم ش

کزی

فی

ینزم

اد مو

3 شکل

طور خاص اسیدی است یعنی اسیدیته های اقیانوسی بهاسموکرهای پشتهآب دریا از بلک همشاهده شده ک

توان ( است و به کل خالی از منیزیم است. می610اقیانوس عمیق) آب ( از3آن بسیار کمتر)به صرت تیپیک

های رایج بازالت توضیح داد:های آب دریا با کانیتوسط واکنش

اثر آن تبادل های ها و بنابراین کاهش آلکالینیته است. در واکنشفراوان آب دریا برای پروتون

شود.گابرو( تشکیل می ین حفره دار)بازالت،رهای آذمشابه، سیلیس در محلول از حل شدن سنگ

الت اکسیداسیون باشند همانند حدریا و سنگ بازالت داغ به طور خاصی مهم می های ردکس بین آبِواکنش

اقیانوسی در زمان به زیر رانده شده در مدّت زمان تکامل حالت ردکس گوشته. اگرچه جزئیات یستهپو

توان به صورت شماتیک توسط ت، میهای میان اقیانوسی پیچیده اسهای رکس زیر پشتهواکنش

های ماگمایی در مقابل احیاء سولفات در آب دریا به اکسیداسیون در یک اسیدی متوسط آهن فرّوس سنگ

شود:های سولفید. تمام واکنش به دو نیم واکنش اکسیداسیون احیاء تبدیل مییون

9ی

یم ش

کزی

فی

ینزم

اد مو

آوریم:می، بدست میاری دوّذاول به هشت و جاگ یمعادلهبا ضرب کردن

های سولفید آهن و مس کند و سولفید به شکل کانییون فرّیک به شکل هیدروکسید رسوب می

دهند. تشکیل میدریایی بلک اسموکرهارا ی زیرشدههای کانی زاییکالکوپیریت(، و روی)اسفالریت( دودکش

اقیانوسی های میانهای هیدروترمال پشتههرچند، که داخل سیستم دهند،های سولفور نشان میایزوتوپ

بازالتی غالب هایت واکنش قبلی توسط سولفور شسته شده از سنگاز آب دریا در مدّ شده سولفور مشتق

ه اقیانوسی را به آهن فرّیک ذخیره قسمتی از آهن فرّوس پوستواکنش احیاء سولفات همچنین شده است.

تنها نه تبدیل می کند. فرورانش پوسته اقیانوسی بنابراین ها یا سیلیکات ها )اپیدوت(شده همانند اکسید

-کنترل میآهن فرّیک و فرّوس و هدیایت الکتریکی آن را نسبت های نسبی بلکههیدراسیون گوشته فقط

مقدار زیادی اکسید شده است، بنابراین بسیار اکسیدشده تر در چرخه های تاریخ زمین زمین ی. گوشتهکند

.از گوشته ماه می باشد

دگرگونی

این تغییرات گذارد. تاثیر میتوسط فرورانش هشیده شدک به عمق زمینهای تغییرات دگرگونی بر همه سنگ

های باشد. درمقابل واکنشقابل درک مید، گیرنها شکل میها یعنی وقتی که کوهدر محل برخورد قاره

-زدایی تحت تاثیر دما یا فزونی دیهای آباگرچه نه انحصاری، واکنش ها به طور گسترده،هیدروترمال، این

-سط واکنشتوبه طور معمول باشند و های دما و فشار میهای دگرگونی مطابق گستره. رخسارهکربناکسید

-421ی آمفیبولیت)درجه(، رخساره421-221ی شیست سبز)اند.: رخسارههای کانیایی خاص نواری شده

های عادی؛ در فشارهای در فشار درجه(طبق افزایش دما 611ی گرنولیت)بیشتر از درجه( و رخساره611

کنیم.ی اکلوژیت صحبت میاز رخسارهکیلومتر( از شیست آبی و در دمای باالتر 31باالتر)باالی

10

ییم

شک

زیفی

ین

زماد

مو

گنایس باشد. های دگرگونی بر کانی شناسی آنها استوار شده است که انسافاً درست میسنگ نام گذاری

متناوب در ترکیب شیمیایی شبیه های دیگر و به طور های متغیری از کانیشامل فلدسپار و کوارتز با نسبت

ز و میکا تشکیل شده و به طور تیپیک از کوارت باشد. شیست شامل فلدسپار کم یا اصالً نداردها میگرانیت

لیت شامل آمفیبول با یا بدون پالژیوکالز؛ در ترکیب شبیه به وآمفیبها است. است؛در ترکیب شبیه گل سنگ

-رخساره قبل ازی واکنش آبزدایی ]حذف موسکویت بزدایی بوسیلهآهای دگرگونی بشتر واکنشبازالت است.

ا برای /ذن، ام1ّدر مقابل ی خطوط مستقیم در یگ نمودار توان توضیح داد و بوسیلهمیی گرانولیت[

فشار ساده در آمده است. یک -های نمودار دماهای دگرگونی به شکل دلخواهی همانند منحنیئه تعادلاار

های دگرگونی غالب شده در محیطبه طور رایج برای تعیین شرایط دما و فشار آرایشاین دگرگونی یدرجه

احیاء همچنین برای تعیین دما و فشار اکسیژن استفاده شده -های اکسیداسیونواکنشاست. استفاده شده

های برای مثال تبادالت پلیمورفیک سیلیکاتشوند، ها در نهایت شامل هیچ سیال نمیواکنشاست. دیگر

آلومینیوم:

آندالوزیت کیانیت سیلیمانیت

4 شکل

11

ییم

شک

زیفی

ین

زماد

مو

فشار -های دماشوند، توسط خطوط مستقیم در دیاگرامها نمیمستقیم شامل سیالها به طور چون واکنش

های متفاوت در فضای دما و فشار باید به طور دقیق توسط محل منحنی کالپیرون این واکنشاند. ارائه شده

آزمایشات و دست آوردهای ترمودینامیکی کالیبره شود)به ضمیمه نگاه کنید(.

و فشار -شودمیسیال برای راحتی آب فرض -طور نزدیک در روابط بین فشار سیال در این مرحله باید به

باشد، وزن یک ستون آب سه بار کمتر سنگ میآب سه واحد کم چگالتر از چون سنگ اطراف توجه کنیم.

از وزن سنگ با ارتفاع مشابه است. نزدیک سطح، منافذ متصل و فشار سیال منفذی بدین صورت برابر فشار

شود، فشار در سنگ زمینه)فشار وزن ستون سنگ می 1:3باً یباشد. وزن ستون آب تقریدرواستاتیک میه

با عمق سنگ متراکم شده بوده و منافذ تمایل به بسته شدن لیتواستاتیک( بیشتر از فشار آب منفذی است.

شوند. فشار سیال و فشار سنگ ها در چند کیلومتر زیر سطح ایزوله میآب روزنهای دارند، به طور پیشرونده

یابد، چون آب گسترش گرمایی وقتی دمای این واحد توسط یک رخداد افزایش میپس تعادل است.

در فشار باالتری از سنگ میزبان قرار دارد. چون مقاومت کششی سنگ به طور عموم بزرگتری از سنگ دارد،

گردد.یشکستگی و فرار آب م-کم است، این فشار متضاد باعث هیدرو

های نیز هستند.، و سنگهای حل شده های آبزدایی دگرگونی مستلزم از دست دادن آب البته جامدواکنش

در ه باشند که مقادیر بسیار زیادی آب ممکن است چرخش کند. جّودگرگونی همانند سیستم باز مورد ت

های شکل پیش روی واکنش به همان ها ترکیب شیمیایی سنگ اولیه تغییر کرده است. ت این فرآیندمدّ

چون سیستم به چرخش های کرونومتریک گسیخته شده است اما توزیع عناصر جزئی و سیستمدگرگونی

های هایی که واکنشچون دماافتد. سیال باز است، این به طور نادری در یک مسیر قابل پیش بینی اتفاق می

در سیال غنی شدن شود )عکس رخداد دماهای عادی(، تمایل دارد افتددگرگونی اتفاق می

در رود. پیش می گوشتهتر به متر در سطوح نزدیک ها به سمت ترکیب ایزوتوپی اکسیژن سنگ

مقادیر کم های تفریق ایزوتوپ اکسیژن تمایل به یکی شدن دارد که درجه، ضریب 211دماهای بیشتر از

شوند. یزوتوپی کمتر مهم میآب تبادل اکسیژن دارد و تغییرات ا

ذوب آبدار شود وقتی که آب محتوی باالیی دارند:ها نتیجه مینهایت شرایط دگرگونی به ذوب سنگ

دی اکسید کربن غالب است، باشد یا ب مییباشد. وقتی آب غاهای دگرگونی آناتکسی میبلورهای رایج سنگ

دست رفتن عناصری که به کربن مهاجرت و ازاکسیدچرخش دیی گرانولیت مناسب است. شرایط رخساره

ی گرانولیت، که های رخسارهدانیم که سنگدهد: میرا ارتقاء می باشندطور عادی تخت شرایط آبی راکد می

تولید گرما در اند. شان را از دست دادهی از اورانیوم و توریومباشند، مقدارای میی قارهرایج در بستر پوسته

رت وین صدب ای توسط عناصر رادیو اکتیو اورانیوم، توریوم و پتاسیمی قارههای بخش عمیق پوستهگرانولیت

12

ییم

شک

زیفی

ین

زماد

مو

به طور عادی بسیار کم است، با، همانند یک نتیجه، یک ترکیب ایزوتوپی متمایز سرب آنها که به طور عادی

باشد. غیر رادیوژنیک می

سنگ :های آبنسبت

های دیاژنز، هیدروترمال یا ی سنگ مشخص در مدت فرآیندیک نمونهها برای پیدا کردن مقدار آب انگیزه

ممکن است بخواهیم کنارگذاشتن یک عنصر خاص باقی ماندن مهم اقتصادی باشند:دگرگونی متفاوت می

-تاثیری خیص دهیم، ممکن است به دانستن مقدار آب چرخش کردهشتدر سنگ منبع یک کانسار خاص را

آب چرخش ی داده شده نیاز داشته باشیم، یا ممکن است فکر کنیم چه مقداررژیم ترمال منطقهگذار

های فسیل، را به هم ریخته است. ، یا باقی ماندهی یک سنگ، یک کانیهای ژیوشیمیایی اولیهکننده ویژگی

فهوم نسبت آب:سنگ مراجعه سنگ، ژئوشیمیست اغلب به م-ی واکنش آباندازهطبق یک ارزیابی سریع از

محلول ی یک مشاهدات ژئوشیمیایی روی سنگ آلتره شده یا یک مشخص شدهکند. می

سنگ تغییر نکرده ممکن مشابهاتی هیدروترمال/دیاژنتیک، زمین شناسی ممکن است اغلب اشاراتی در اینکه

بدهند طور کافی به ما اجازه ها ممکن بهدر حالی که دیگر محدودیتداشته باشد)یک بازالت، یک گرانیت(،

تعدادی ( ارجاع دهند. آب جوی داده شده در عرض مشخصبرای مثال، به ژئوشیمی سیال واکنش دهنده)

و 11ا شاید نسبت اکسیژن ها، امّو ایزوتوپها تواند استفاده شود، غلظتهای ژئوشیمیایی میاز ویژگی

ییک نمونه برای مثال که مبدهید فرض کنیتر باشند. اجازه رایج 10/16نسبت استرانسیم

، در حالیکه مطالعه مقاطع نازک -2‰است شده ایمی هیدروترمالی را اندازه گرفتهلتره شدهآبازالت

. استهیدروترمالی آلتره شده سبز، ی شیستِدر رخساره درجه 321دهند که سنگ در دمای پیشنهاد می

ازالت ویژه وقتی فوران کرده، آب جوی در عرض جغرافیایی بکند که این پیشنهاد میپالئوژئوگرافی همچنین

ای گوشتههای ی ماگماداشته است. فرض خواهیم کرد که بازالت تازه در گستره -11‰برابر

ه را قبل از ی بازالت ویژمقدار آب واکنش داده با این نمونهتوانیم +. آیا می212‰قرار داشته است، یعنی

را پیدا کنیم؟تبدیل شدن آن به یک متابازالت

مقدار مواد کنیم کهکنیم و فرض میذکر میرا جرم سنگ و آب واکنش دهنده با یکدیگر 111و1111

همچنین حقیقت آنکه آب و سنگ باشند(. ثابت می 11و11مبادله شده در مدت واکنش کوچک است)

ت در مدّ ی جرم ایزوتوپیکنیم. می توانیم موازنهرا کوچک می ترکیبات ایزوتوپیتفاوت ضعیف شامل

واکنش را به این شکل بنویسیم:

13

ییم

شک

زیفی

ین

زماد

مو

کنیم ، بازچینش می .کردبرداری و آنالیز تواند نمونهباشد که متاسفانه نمییدروترمال میهمحلول

داریم:نسبت آب سنگ را به شکل زیر

باشد. هایش میهای آذرین شیبه فلدسپارتمام سنگ اغلب مشاهده شده که برای موازنه جرم مقدار

سنگ آلتره شده و فاکتور تفریق ب هیدروترمال را از آ دهداین ویژگی به ما اجازه می

درجه تخمین بزنیم، یعنی: 321بین فلدسپار و آب در 10/11

کنیم، نسبت بازچینش می

به شکل:

باشند، درز حالیکه بیشتر مقادیر باالتر)تا چند صد( بسیار رایج می 2-1ی های آب سنگ در گسترهنسبت

ممکن در های استرانسیم های استوار شده بر ایزوتوپمثالاستثنایی نیستند، به طور ویژه در مدّت دیاژنز.

یک روش مشابه ساخته شوند

فیزیک شیمی مواد زمین

پوراستاد مربوطه: خانم دکتر تقی

رضازادهحمداهلل

361109

1936