Cs와 Rb는 전형적인 포스트 마그마틱 요소입니다. 마그마작용의 과정은 마그마 형성, 진화, 속성화로의 경화의 일련의 과정을 말하며 종종 부분 용융, 동화 및 오염, 마그마 혼합 및 결정화와 같은 과정을 겪습니다. Cs는 전체 분포 계수 D<0.01을 갖는 가장 양립 불가능한 원소입니다. 이는 강한 친암성 마그마 원소이며 마그마가 형성되고 결정화되는 동안 액체 상태로 유지되는 경향이 있습니다. 마그마의 진화과정에서는 초염기성 마그마 → 염기성 마그마 → 중성 마그마 → 산성 마그마의 진화과정을 거치면서 Cs와 Rb의 함량이 순차적으로 증가하는 것이 특징이다. 산성 암석의 특징적 요소(Zhao Zhenhua, 1997). 부분 용융 및 마그마 결정화 동안 Cs 원소의 농도는 수십 배로 변할 수 있습니다.
(1) 마그마 진화 중 Cs 농도
지구물리학적 탐지 데이터에 따르면 700도의 양바징 열장과 같은 티베트의 고온 지열대 아래에 용융된 마그마가 있는 것으로 나타났습니다. -1500m 양이 열장 깊이 6km에는 저저항층이 있고 우산 모양의 용융 및 반용해 마그마체가 존재한다(Ren Xiang et al., 1993; Liao Zhijie et al., 1999). 또한 Yangbajing 및 기타 지열 지대의 지구 화학적 특성은 Yangba 우물 지열 지대의 형성이 현대 마그마 활동과 분리될 수 없음을 나타냅니다(Zhao Pingping, 1998; Zheng Yaxin et al., 1992; Zhang Xigen et al., 1998). 티베트 고원의 마그마 활동의 존재는 필연적으로 Cs 원소의 분포에 큰 영향을 미칠 것입니다.
1. 부분 녹는 동안 Cs의 분포
수많은 지구물리학적 데이터는 티베트 고원의 지각에 부분적으로 녹은 층이 1~2개 있다는 것을 증명합니다(Brown et al., 1996; Nelson et al., 1996), 상부 용융층은 상부 지각의 바닥에 위치하며, 매몰 깊이는 약 15~25km, 두께는 4~10km이다. 매몰 깊이가 약 50km인 중간 지각으로, 남쪽의 누장 봉합대에만 분포한다(Pan Yusheng et al., 1998). 일반적으로 상부 용융층은 상부 지각의 산성 마그마 암석이 녹아 형성되고, 하부 용융층은 중간 및 하부 지각과 섭입된 인도 지각이라고 믿어집니다(Hou Zengqian et al., 2004; Li Zhenqing) 외., 2005). 부분 용융은 배치 용융(또는 평형 용융), 분리 용융 및 수집 용융의 세 가지 최종 구성원 모드로 나눌 수 있습니다(Qi Changmou, 1994). 부분 용융 모델은 그림 9-2에 나와 있습니다(Li Zhenqing et al., 2006). Cs는 D0 < 0.01로 가장 양립불가능한 원소이기 때문에 부분용융과정에서 Cs의 거동은 그림 9-2의 왼쪽 그림을 참조하여 설명할 수 있다. Cs는 배치 용융 및 수집 용융 공정에서 유사하게 작용합니다. 부분 용융이 시작될 때 Cs는 먼저 광물 밖으로 이동하여 용융물에 매우 풍부하며 C 용융물/C0 비율이 더 큽니다. 용융 공정이 진행됨에 따라 용융물 내의 Cs 농도는 점차 감소하고, 최종 부분 용융이 완료되어 용융물과 고상 사이의 평형에 도달할 때까지 C 용융물/C0 비율은 점차 감소합니다. 이러한 방식으로 부분 용융을 통해 고원 지각과 암석의 Cs가 용융물에 분포되어 Cs의 초기 농축으로 이어집니다.
2. 마그마 분별 결정화 중 Cs의 분포
마그마 용융물에서 광물이 결정화되는 방법에는 분리 결정화와 평형 결정화의 두 가지 방법이 있습니다(Qi Changmou, 1994). 그림 9-3은 분리 및 결정화 과정에서 미량원소의 농도 변화를 보여줍니다. Cs의 D는 <0.01이고 분별 결정화 곡선은 D=0과 D=0.5 곡선 사이에 있어야 합니다. 그림 9-3에서 알 수 있듯이 결정화 방법에 관계없이 F가 감소할수록, 즉 결정화가 진행됨에 따라 C 용융/C 결정 비율은 결정화도가 높을수록, 즉 작아질수록 증가합니다. F, C 용융/C 비율 결정의 비율이 커질수록 증가합니다. 이는 마그마 차등결정화 과정에서 잔류 마그마에 Cs가 농축되고, 마그마가 진화함에 따라 농축 정도가 점점 높아지는 것을 보여준다. 일반적으로 마그마 진화 단계는 초염기성 마그마 → 염기성 마그마 → 중성 마그마 → 산성 마그마의 순서로 진행되며, 산성 마그마의 형성이 마그마 진화의 마지막 단계라고 여겨진다. 히말라야 시대 이후 티베트 고원 남부의 연구 활동은 중산성 마그마 암석의 관입이 지배적이었고, 초염기성 암석과 염기성 암석은 거의 발달하지 않았습니다. 이는 티베트 남부의 마그마 진화 정도가 더 높고, 마그마의 Cs 농축 정도가 더 높다는 것을 보여줍니다. 이런 방식으로 마그마 분별 결정화는 잔류 마그마에 엄청난 양의 Cs를 풍부하게 합니다.
3. 유체와 마그마 분리 과정에서 Cs의 분포
마그마에는 H2O, CO2, HCl, SO2, HF 등 일정량의 휘발성 성분이 포함되어 있습니다. 마그마가 열수액을 용해시킬 수 있다는 것은 부인할 수 없는 사실이다(Zhang Dehui et al., 2001). 마그마에서 H2O의 용해도는 온도와 압력의 함수입니다. 마그마로부터 액체의 분리는 마그마의 결정화 이전에 일어날 수 있을 뿐만 아니라 결정화와 동시에 일어날 수도 있습니다. 마그마가 상승하면 압력이 감소하고 H2O의 용해도도 감소합니다. 마그마가 수분 함량이 H2O의 용해도를 초과하는 지점까지 상승하면 마그마에 수분이 적어질수록 물이 마그마에서 분리됩니다. 분리 장소가 얕을수록. 또는 마그마에서 결정화가 일어나면 결정 석출로 인해 용융량이 감소하고 물의 포화도가 증가하게 되며, 온도나 압력이 계속해서 감소하면 마그마에서 물이 분리된다(Qiu Jiaxiang, 1985). 열수 유체와 마그마 사이의 원소 분포 계수에 대한 수년간의 연구에 따르면 Cs, Rb, K, Na 및 Ag와 같은 원소는 고염도 수용액 단계로 들어가는 경향이 있는 것으로 나타났습니다. 많은 금속 원소의 용액/용융 분포 계수 K는 시스템의 Cl 농도에 비례합니다. Cs는 황을 좋아하는 원소이며 유체 단계에서 쉽게 농축됩니다(Zhang Dehui et al., 2001). 실험적 연구에 따르면 고농도의 할로겐이 존재하면 원래의 규산염 마그마가 산성 알루미노규산염 마그마와 알루미노규산염 용융 염수 상으로 분리되는 것을 촉진할 수 있으며, 여기서 알루미노규산염 용융 염수 상에는 금속 원소보다 몇 배 더 높은 함량이 포함되어 있습니다. 알루미노규산염 용융물에서(Sobolev et al., 2001; Gramenitskiy, 2001). 따라서 마그마에서 분리된 유체에는 상당한 양의 Cs가 풍부하게 들어있습니다.
그림 9-2 부분 용융 모델의 C 용융물/C0-F 관계 예시
그림 9-3 잔류 용융물에서 서로 다른 D 값을 갖는 미량 원소 농도 분리 결정화 과정 중 변화
(2) 물-암석 반응 중 Cs 분포
유체에서 광물화 원소를 얻는 세 가지 주요 방법이 있습니다. 즉, 미네랄 또는 관련 미네랄의 용해; 광물화 요소(mineralization elements) 유체의 이동 과정에서 모 마그마로부터 분화되어 생성된 유체, 미량 원소는 광물화되지 않은 주변 암석이나 근원암에서 침출됩니다. 물-암석 반응은 광석 형성 유체의 생성을 위한 중요한 조건이기도 하며, 광석 형성 유체의 이동 과정에서 중요한 지구화학적 거동이기도 하며, 암석 변화, 활성화, 이동 및 원소 농축에 중요한 역할을 합니다. .
1. 암석과 광물에서 세슘을 추출하는 데 있어 초임계 유체의 역할
후생유전적 지하 마그마 열수 유체와 변성 유체는 대부분의 형성과 진화 과정에서 초임계 상태에 있습니다. 물의 임계 매개변수는 Tc=374°C 및 Pc=22.4MPa입니다. 이 유체를 SC(초임계) 유체라고 합니다. SC 유체에는 다음과 같은 많은 특별한 특성이 있습니다. ① 밀도는 증기와 유사한 밀도 값에서 액체와 유사한 밀도 값으로 지속적으로 변할 수 있습니다. ② 일정한 압력에서 열용량은 임계점에서 무한대에 가까워집니다. 비극성 용매에 가깝다. 온도가 높아질수록 유전율은 감소하고, 온도 1000°C, 밀도 1g/cm3에서는 활성곱 Kw가 급격하게 증가한다. Kw는 급격히 증가하여 물을 고밀도 액체로 변화시킨다. ④ 일반 물에 용해되기 어려운 많은 성분을 용해시킬 수 있는 특수 용매이다(Xie Hongsen et al., 1999). ). SC액은 특수한 특성으로 인해 광물을 용해하거나 주변 암석에서 원소를 추출하는 능력이 더 강합니다. Cs 요소는 암석과 유체 사이의 분포 계수 K<0.01을 갖는 매우 비호환성 요소이며, SC 유체에 분산되는 경향이 강하여 Cs의 유체 분산 능력을 더욱 향상시킵니다. 화강암과 같은 암석에 대한 유체 변화 실험은 산성 침출 단계 동안 암석의 Cs 함량이 감소하여 암석의 Cs가 유체로 침출됨을 나타냅니다(Liu Yingjun et al., 1984).
2. 샘물 순환 과정에서 물-암반 반응
Goguel(1983)은 온천수 변질 과정에서 묽은 알칼리 금속 원소의 거동을 자세히 연구했습니다. 뉴질랜드 지열 시스템에서는 대부분의 K 함유 광물(예: 일라이트)에서 Rb가 고온(300°C 이상)에서 K와 양의 상관관계를 가지며 K가 증가함에 따라 함량도 증가한다는 사실을 발견했습니다. 고온에서는 비활성이고 온도가 250°C 미만일 때 2차 비석에 소량의 Li가 2차 석영과 녹니석에 들어갑니다.
시추공의 변질과 신선한 안산암 및 유문암을 비교하면 변성된 암석의 묽은 알칼리 금속 원소가 용출되지 않고 증가한 것으로 나타났습니다. 이는 온수 유체의 묽은 알칼리 금속 원소가 얕은 원천에서 나온 것이 아님을 의미합니다. 드릴링 깊이 아래의 주변 암석은 이미 용액 상태입니다. Giggenbach(1989)는 화산-마그마 지열 시스템에서 물-암석 반응을 설명하기 위해 두 가지 모델을 제안했습니다. ① 산성수에서 지각 암석의 예비 용해. 산성수는 지하수가 마그마 증기를 흡수하여 형성되며 대부분의 용해성 암석 성분을 용해시킬 수 있습니다. 물-암석 반응 후의 뜨거운 물에는 지각 암석과 유사한 용해성 성분이 포함되어 있지만 변형된 암석은 쉽게 침출될 수 있는 성분이 손실됩니다. ②유체상과 암석이 최종 평형에 도달한다. 암석에 존재하는 원래의 열적으로 불안정한 광물은 재결정을 거쳐 열적으로 안정한 광물을 형성하며, 화학적 조성은 원래의 암석과 유사합니다(예: 동위원소 조성). 비활성 시스템의 경우 이 프로세스를 완료하는 데 오랜 시간이 걸릴 수 있습니다. 이 과정에 의해 형성된 유체상은 지각 암석과 화학적으로 매우 다릅니다. 뉴질랜드와 아이슬란드와 같은 전형적인 지열 시스템의 열수 변화에 대한 연구에 따르면 Cs는 고온 유체에서 극도로 불활성입니다. 유체 단계에 추가되면 일반적으로 저온에서 물/암석 반응 중에 변하지 않습니다. <250℃), 비석에 들어갈 수 있습니다. 이러한 연구는 심부 고온 축열 유체의 순환 및 온수 변질 과정에서 유체 내 Cs가 많은 양을 잃지 않고 여전히 유체 내 높은 농도를 유지한다는 것을 보여줍니다.
(3) 세슘이 농축되는 방식
세슘이 풍부한 유체가 이동하는 동안 규산 성분을 통과하면 실리카가 용해되어 표면에 실리콘으로 침전됩니다. 중국에서는 세슘의 일부가 실리카에 존재하여 실리카형 세슘 퇴적물로 나타나고, 나머지 세슘은 샘물과 함께 유실됩니다. 세슘이 풍부한 유체가 이동하는 동안 칼슘 성분을 통과하면 칼슘이 용해되어 석회화로 표면에 침전됩니다. 세슘의 아주 작은 부분만이 석회화에 존재하며 대부분의 세슘은 손실됩니다. 샘물. 잃어버린 샘물이 호수에 모이고 오랜 시간에 걸쳐 증발하면 염호형 세슘광석이 형성됩니다.
세슘 함유 실리카는 높은 세슘과 포화 규산의 고온 열수 활동으로 인해 발생하는 화학적 침전물입니다. Shigwadason(1973)은 200×10-6보다 낮은 SiO2 함량을 가진 온천수는 일반적으로 실리카 퇴적물을 형성할 수 없다고 지적했습니다(Li Zhenqing et al., 2006). 일반적으로 표면에 실리카 블룸이 나타나는 것은 180°C 이상의 고온을 의미한다고 믿어집니다. SiO2가 풍부한 지열 유체는 열 저장소를 떠날 때부터 표면 근처까지 약 250°C의 온도를 가지며, SiO2는 온수 유체에서 준안정 상태를 유지하여 화학적 평형을 이룹니다. H4SiO4 형태의 고체상으로. H4SiO4의 용해도는 온도가 증가함에 따라 급격히 증가하여 338°C에서 최대값에 도달합니다. 온도가 180°C보다 낮으면 H4SiO4는 칼세도니와 평형을 이루고, 180°C를 초과하면 석영과 평형을 이룹니다. H4SiO4는 지열수에서 다음과 같은 화학 평형을 갖습니다.
H4SiO4=H3SiO-4+H+
고온 지열 유체의 단열 기화로 인해 CO2가 기상으로 빠져나가고, 뜨거운 물의 H+ 농도가 감소하고 pH 값이 증가하여 H3SiO-4의 일부가 H4SiO4로 전환되는 것을 촉진하고 특정 범위 내에서 용액 내 전체 SiO2의 용해도를 증가시킵니다(Zhao Pingping, 1998). 표면 근처까지 유체의 온도는 100°C에 가까워집니다. 온도와 압력의 급격한 감소, 열 흐름의 손실, 직접적인 농도 및 다량의 증기 손실, 비등 및 증발로 인해 뜨거운 물에서 SiO2의 과포화 정도가 계속 증가하여 준 준에서 변형됩니다. -안정한 상태에서 콜로이드 용액으로 들어가 콜로이드 SiO2·nH2O를 형성한 후 응축되어 표면에 빠르게 침전됩니다. Wal-ter(1978)는 다음과 같이 지적했습니다. "pH 값은 용해된 SiO2의 중합 및 침전 속도를 결정합니다. 이 두 과정은 산성수에서는 더 느리고 알칼리수에서는 더 빠릅니다(Li Zhenqing et al., 2006)." 알칼리 금속 및 알칼리 토금속 전해질이 있는 경우 물에서 H3SiO-4를 쉽게 중화하여 SiO2·nH2O가 응축됩니다. 알칼리 금속의 반경과 원자량이 클수록 콜로이드에 대한 응고 능력이 커집니다. 즉, Cs>Rb>K>Na>Li가 콜로이드에 대한 응고 능력이 가장 크다는 것을 알 수 있습니다. Cs+는 물 속의 H3SiO-4를 중화시키는 반면, H+를 대체하여 응고된 콜로이드에 들어갑니다. 연구에 따르면 뜨거운 물의 Cs 함량이 높을수록 SiO2·nH2O 콜로이드에 들어가는 Cs의 양이 많아집니다. 이러한 방식으로, Cs는 과포화 콜로이드 수화 실리카의 응축으로 침전되어 Cs가 매우 풍부한 세슘 함유 실리카를 형성합니다(Zheng Mianping, 1995; Zhu Meixiang et al., 2001).