Cs y Rb son elementos posmagmáticos típicos. El proceso de magmatismo se refiere a una serie de procesos de formación, evolución y consolidación de magma en diagénesis. A menudo pasa por procesos como fusión parcial, asimilación y contaminación, mezcla de magma y cristalización. Cs es el elemento más incompatible con un coeficiente de distribución general D<0,01. Es un elemento de magma fuertemente litófilo y tiende a permanecer en fase líquida durante la formación y cristalización del magma. En el proceso de evolución del magma, Cs y Rb se enriquecen en la última etapa de diferenciación del magma. A medida que el proceso de evolución de magma ultrabásico → magma básico → magma neutro → magma ácido, los contenidos de Cs y Rb aumentan secuencialmente, que son las características. de rocas ácidas. Elementos característicos (Zhao Zhenhua, 1997). Durante la fusión parcial y la cristalización del magma, la concentración del elemento Cs puede cambiar en órdenes de magnitud.
(1) Concentración de Cs durante la evolución del magma
Los datos de detección geofísica muestran que hay magma fundido debajo de los campos geotérmicos de alta temperatura en el Tíbet, como el campo térmico de Yangbajing a 700 -1500 m Hay una capa de baja resistividad y existen cuerpos de magma fundido y semifundido en forma de paraguas a una profundidad de 6 km en el campo térmico de Yangyi (Ren Xiang et al., 1993; Liao Zhijie et al., 1999); Además, las características geoquímicas de Yangbajing y otros campos geotérmicos indican que Yangba. La formación de campos geotérmicos de pozos es inseparable de las actividades magmáticas modernas (Zhao Pingping, 1998; Zheng Yaxin et al., 1992; Zhang Xigen et al., 1998). La existencia de actividad magmática en la meseta tibetana tendrá inevitablemente un gran impacto en la distribución de los elementos Cs.
1. Distribución de Cs durante la fusión parcial
Numerosos datos geofísicos demuestran que hay de 1 a 2 capas parcialmente derretidas en la corteza de la meseta tibetana (Brown et al., 1996; Nelson et al., 1996), la capa fundida superior se encuentra en el fondo de la corteza superior, con una profundidad de enterramiento de aproximadamente 15-25 km, y un espesor de 4-10 km la capa fundida inferior se encuentra en el fondo de; la corteza media, con una profundidad de entierro de unos 50 km, y sólo se distribuye en la zona de sutura de Nujiang, al sur (Pan Yusheng et al., 1998). En general, se cree que la capa fundida superior se forma mediante la fusión de rocas magmáticas ácidas en la corteza superior, y la capa fundida inferior es la corteza media e inferior y la corteza india subducida (Hou Zengqian et al., 2004; Li Zhenqing et al., 2005). La fusión parcial se puede dividir en tres modos de miembros finales: fusión por lotes (o fusión en equilibrio), fusión por separación y fusión por recolección (Qi Changmou, 1994). El modelo de fusión parcial se muestra en la Figura 9-2 (Li Zhenqing et al., 1994). 2006). Dado que el Cs es el elemento más incompatible con D0 < 0,01, el comportamiento del Cs en el proceso de fusión parcial se puede explicar consultando el diagrama del lado izquierdo de la Figura 9-2. El Cs se comporta de manera similar en los procesos de fusión por lotes y de fusión por recolección. Al comienzo de la fusión parcial, el Cs primero sale del mineral y entra en la masa fundida. Está extremadamente enriquecido en la masa fundida y la proporción de C fundido/C0 es mayor; A medida que avanza el proceso de fusión, la concentración de Cs en la masa fundida disminuye gradualmente y la relación C fundida/C0 disminuye gradualmente hasta que se completa la fusión parcial final y se alcanza un equilibrio entre la masa fundida y la fase sólida. De esta manera, a través de la fusión parcial, el Cs de la corteza de la meseta y de las rocas se distribuye en el fundido, lo que lleva al enriquecimiento inicial de Cs.
2. Distribución de Cs durante la cristalización fraccionada del magma
Hay dos formas en que los minerales cristalizan a partir de magma fundido: cristalización por separación y cristalización en equilibrio (Qi Changmou, 1994). La Figura 9-3 muestra los cambios de concentración de oligoelementos durante la separación y cristalización. La D de Cs es <0,01, y la curva de cristalización fraccionada debe estar entre la curva de D=0 y D=0,5. Se puede ver en la Figura 9-3 que, independientemente del método de cristalización, a medida que F disminuye, es decir, el proceso de cristalización continúa, la proporción de C fundido/C cristal aumenta cuanto mayor es el grado de cristalización, es decir, menor; F, la proporción de C fundido/C Cuanto mayor es la proporción de cristales, aumenta. Esto muestra que durante el proceso de cristalización diferencial del magma, el Cs se enriquece en el magma residual y, a medida que el magma evoluciona, el grado de enriquecimiento se vuelve cada vez mayor. Generalmente se cree que las etapas de la evolución del magma transcurren en el orden de magma ultrabásico → magma básico → magma neutro → magma ácido, y la formación de magma ácido es la etapa final de la evolución del magma. Desde el período del Himalaya, las actividades de investigación en la meseta tibetana meridional han estado dominadas por la intrusión de rocas magmáticas de acidez media, desarrollándose pocas rocas ultrabásicas y básicas. Esto muestra que el grado de evolución del magma en el sur del Tíbet es mayor y el grado de enriquecimiento de Cs en el magma es mayor.
De esta forma, la cristalización diferencial del magma enriquece una enorme cantidad de Cs en el magma residual.
3. Distribución de Cs durante la separación de fluido y magma
El magma contiene una cierta cantidad de componentes volátiles, incluidos H2O, CO2, HCl, SO2, HF, etc. El magma se funde existen en la naturaleza Es un hecho indiscutible que el magma puede disolver fluidos hidrotermales (Zhang Dehui et al., 2001). La solubilidad del H2O en magma es función de la temperatura y la presión. La separación de fluidos del magma no sólo puede ocurrir antes de la cristalización del magma, sino que también puede ocurrir simultáneamente con la cristalización. Cuando el magma aumenta, la presión disminuye y la solubilidad del H2O también disminuye. Cuando el magma aumenta hasta un punto en el que el contenido de agua excede la solubilidad del H2O, el agua se separará gradualmente del magma; cuanto más superficial sea el sitio de separación. O cuando se produce la cristalización en el magma, debido a la precipitación de cristales, la cantidad de material fundido disminuye y el grado de saturación del agua aumenta. Cuando la temperatura o la presión continúan disminuyendo, el agua se separará del magma (Qiu Jiaxiang, 1985). Años de investigación sobre los coeficientes de distribución de elementos entre fluidos hidrotermales y magma han demostrado que elementos como Cs, Rb, K, Na y Ag tienden a entrar en la fase de solución acuosa de alta salinidad. El coeficiente de distribución solución/fusión K de muchos elementos metálicos es proporcional a la concentración de Cl en el sistema. El Cs es un elemento amante del azufre y se enriquece fácilmente en la fase fluida (Zhang Dehui et al., 2001). Los estudios experimentales han demostrado que la presencia de altas concentraciones de halógeno puede promover la separación del magma de silicato original en magma de aluminosilicato ácido y fase de salmuera fundida de aluminosilicato, en la que la fase de salmuera fundida de aluminosilicato contiene más elementos metálicos que son varias veces mayores que aquellos en fundiciones de aluminosilicato (Sobolev et al., 2001; Gramenitskiy, 2001). Por tanto, los fluidos separados del magma se enriquecen en cantidades considerables de Cs.
Figura 9-2 Ilustración de la relación C fundido/C0-F en el modelo de fusión parcial
Figura 9-3 Concentraciones de elementos traza con diferentes valores de D en el fundido residual durante el proceso de separación y cristalización Cambios
(2) Distribución de Cs durante la reacción agua-roca
Existen tres formas principales de obtener elementos de mineralización en fluidos: disolución de minerales o minerales asociados; elementos de mineralización Fluidos producidos por diferenciación del magma original; durante el proceso de migración de fluidos, los oligoelementos se lixivian de las rocas circundantes no mineralizadas o de las rocas generadoras. La reacción agua-roca es una condición importante para la generación de fluidos formadores de minerales. También es un comportamiento geoquímico importante en el proceso de transporte de fluidos formadores de minerales. Desempeña un papel importante en la alteración, activación, migración y enriquecimiento de elementos de las rocas. .
1. El papel de los fluidos supercríticos en la extracción de cesio de rocas y minerales
Los fluidos hidrotermales magmáticos subterráneos epigenéticos y los fluidos metamórficos se encuentran en estado supercrítico durante la mayor parte de su formación y evolución (. Los parámetros críticos del agua son Tc=374°C y Pc=22,4MPa. Este fluido se denomina fluido SC (supercrítico). El fluido SC tiene muchas propiedades especiales: ① La densidad puede cambiar continuamente desde un valor de densidad similar al del vapor a un valor de densidad similar al de un líquido ② La capacidad calorífica a presión constante cambia mucho, acercándose al infinito en el punto crítico; más parecido a un disolvente sexual no polar que a un disolvente polar. A medida que aumenta la temperatura, la constante dieléctrica disminuye y el producto de actividad Kw aumenta rápidamente. Kw aumenta rápidamente y convierte el agua en un líquido de alta densidad. ④ Es un solvente especial que puede disolver muchos componentes que son difíciles de disolver en agua normal ⑤ Tiene fuertes propiedades oxidantes (Xie Hongsen et al., 1999) . El fluido SC tiene una mayor capacidad para disolver minerales o extraer elementos de las rocas circundantes debido a sus propiedades especiales. El elemento Cs es un elemento fuertemente incompatible, con un coeficiente de distribución K<0,01 entre rocas y fluidos, y tiene una fuerte tendencia a distribuirse en fluidos SC que mejoran aún más la capacidad del Cs para distribuirse en fluidos. Los experimentos de alteración de fluidos en rocas como el granito han demostrado que durante la etapa de lixiviación ácida, el contenido de Cs en la roca disminuye, lo que indica que el Cs de la roca se lixivia hacia el fluido (Liu Yingjun et al., 1984).
2. Reacción agua-roca durante el proceso de circulación del sistema de agua de manantial
Goguel (1983) estudió en detalle el comportamiento de los elementos de metales alcalinos diluidos en el proceso de alteración del agua caliente en el sistema. New Zealand geothermal system, encontró que en la mayoría de los minerales que contienen K (como la illita), Rb tiene una correlación positiva con K a altas temperaturas (superiores a 300 °C), y el contenido aumenta con el aumento de Ks; inactivo a altas temperaturas, y cuando la temperatura es inferior a 250 ° C, ingresa a la zeolita secundaria; una pequeña cantidad de Li ingresa al cuarzo secundario y a la clorita; La comparación entre la alteración en el pozo y la andesita y riolita frescas muestra que los elementos de metales alcalinos diluidos en la roca alterada no se lixivian sino que aumentan, lo que significa que los elementos de metales alcalinos diluidos en el fluido de agua caliente no provienen de fuentes poco profundas. La roca circundante debajo de la profundidad de perforación ya está en solución. Giggenbach (1989) propuso dos modelos para describir las reacciones agua-roca en sistemas geotérmicos volcánico-magmáticos: ① Disolución preliminar de rocas de la corteza terrestre en agua ácida. El agua ácida se forma mediante agua subterránea que circula profundamente y absorbe vapor de magma y puede disolver la mayoría de los componentes solubles de las rocas. El agua caliente después de la reacción agua-roca contiene componentes solubles similares a los de las rocas de la corteza terrestre, mientras que las rocas alteradas estos componentes fácilmente lixiviables se perderán. ②La fase fluida y la roca alcanzan el equilibrio final. Los minerales térmicamente inestables originales de la roca se recristalizan para formar minerales térmicamente estables y su composición química es cercana a la de la roca original (por ejemplo, composición isotópica). Para los sistemas inertes, este proceso puede tardar mucho en completarse. La fase fluida formada por este proceso es químicamente muy diferente a la de las rocas de la corteza terrestre. Los estudios sobre alteración hidrotermal en sistemas geotérmicos típicos como Nueva Zelanda e Islandia han demostrado que el Cs es extremadamente inerte en fluidos de alta temperatura. Una vez agregado a la fase fluida, generalmente permanece sin cambios durante la reacción agua/roca; <250 ℃), puede entrar en la zeolita. Estos estudios muestran que durante el proceso de circulación y alteración del agua caliente del fluido de almacenamiento térmico profundo a alta temperatura, el Cs en el fluido no pierde una gran cantidad y aún mantiene una alta concentración en el fluido.
(3) Cómo se enriquece el cesio
Cuando el fluido rico en cesio pasa a través de componentes silíceos durante su migración, disolverá el silíceo y lo depositará en la superficie como parte de silicio. Una parte del cesio existe en la sílice y aparece como depósitos de cesio de tipo sílice, y la otra parte del cesio se pierde con el agua de manantial. Si un fluido rico en cesio pasa a través de componentes de calcio durante su migración, el calcio se disolverá y se depositará en la superficie como travertino. Sólo una parte muy pequeña del cesio existirá en el travertino y la mayor parte del cesio se perderá con él. el agua de manantial. Si el agua de manantial perdida se recoge en el lago y se evapora durante un largo período de tiempo, se formará un mineral de cesio tipo lago salado.
La sílice que contiene cesio es un depósito químico resultante de la actividad hidrotermal a alta temperatura de un alto contenido de cesio y ácido silícico saturado. Shigwadason (1973) señaló que el agua termal con un contenido de SiO2 inferior a 200×10-6 generalmente no puede formar depósitos de sílice (Li Zhenqing et al., 2006). Generalmente se cree que la aparición de flores de sílice en la superficie indica temperaturas elevadas superiores a 180°C. El fluido geotérmico rico en SiO2 tiene una temperatura de aproximadamente 250 °C cuando sale del depósito térmico desde que sale del depósito térmico hasta cerca de la superficie, el SiO2 ha estado en un estado casi estable en el fluido de agua caliente, estableciendo un equilibrio químico. con la fase sólida en forma de H4SiO4. La solubilidad del H4SiO4 aumenta bruscamente con el aumento de la temperatura, alcanzando un valor máximo a 338°C. Cuando la temperatura es inferior a 180°C, el H4SiO4 está en equilibrio con la calcedonia, y cuando supera los 180°C, está en equilibrio con el cuarzo. H4SiO4 tiene el siguiente equilibrio químico en el agua geotérmica:
H4SiO4=H3SiO-4 H
La vaporización adiabática del fluido geotérmico a alta temperatura hace que el CO2 escape a la fase gaseosa y el La concentración de H en el agua caliente es El valor del pH disminuye y el valor del pH aumenta, lo que promueve la conversión de parte de H3SiO-4 en H4SiO4 y aumenta la solubilidad del SiO2 total en la solución dentro de un cierto rango (Zhao Pingping, 1998) . Hasta cerca de la superficie, la temperatura del fluido se acerca a los 100°C. Debido a la disminución repentina de temperatura y presión, la pérdida de flujo de calor, concentración directa y la pérdida de una gran cantidad de vapor, ebullición y evaporación, el grado de sobresaturación del SiO2 en agua caliente continúa aumentando, transformándose de un cuasi -Estado estable en una solución coloidal, formando SiO2 ·nH2O coloidal, y luego se condensa, depositándose rápidamente en la superficie.
Wal-ter (1978) señaló: "El valor del pH determina la polimerización y la tasa de precipitación del SiO2 disuelto. Estos dos procesos son más lentos en agua ácida y más rápidos en agua alcalina (Li Zhenqing et al., 2006)". En presencia de electrolitos de metales alcalinos y alcalinotérreos, es fácil neutralizar el H3SiO-4 en agua, provocando la condensación de SiO2·nH2O. Cuanto mayor es el radio y el peso atómico de los metales alcalinos, mayor es su capacidad de coagulación para los coloides, es decir, Cs>Rb>K>Na>Li. Se puede observar que el Cs tiene la mayor capacidad de coagulación para los coloides. Mientras que el Cs neutraliza el H3SiO-4 en el agua, reemplaza al H y entra al coloide coagulado. Según la investigación, cuanto mayor es el contenido de Cs en el agua caliente, mayor es la cantidad de Cs que ingresa al coloide SiO2·nH2O. De esta manera, el Cs precipita con la condensación de sílice coloidal hidratada sobresaturada, formando así sílice que contiene cesio y que está altamente enriquecida en Cs (Zheng Mianping, 1995; Zhu Meixiang et al., 2001).