Carbonatación y serpentinización de diopsidita en las montañas Altun, noroeste de China

Scientific Reports volumen 12, Número de artículo: 21361 (2022) Citar este artículo

1384 Accesos

1 Citas

Detalles de métricas

La carbonatación mineral de rocas máficas-ultramáficas se ha destacado como una forma prometedora de captura y almacenamiento permanente de carbono. La carbonatización implica la liberación de Ca, Mg y Fe de los minerales de silicato por disolución y reacción en la fase acuosa para formar minerales de carbonato estables. El diópsido es uno de los minerales máficos más abundantes en la litosfera y contribuye con una porción de Mg y Ca a la meteorización de la superficie. Aquí, presentamos procesos detallados de la serpentinización acoplada a carbonatación de diopsidita del depósito Yushishan Nb-Ta en la montaña Altun, al noroeste de China. La diopsidita es el producto metamórfico progresivo del mármol dolomítico silíceo mediante un proceso de descarbonización completo. La serpentinización retrógrada y la carbonatación de la diopsidita conducen a la adición de CO2, H2O, elementos ligeros de tierras raras y elementos móviles fluidos, pero a la pérdida de SiO2. Los diópsidos son reemplazados por calcita y crisotilo por alteración mineral para formar texturas pseudomórficas. Los procesos de disolución-precipitación afectan significativamente la serpentinización y la carbonatación del diópsido. La carbonatación de rocas ricas en diópsido puede ser adecuada para el almacenamiento permanente de CO2.

La carbonatación mineral se ha considerado un proceso seguro y prometedor que permite la captura y almacenamiento de carbono (CCS) esencialmente permanente1,2,3,4,5,6. Captura CO2 para reaccionar con minerales de silicato e inmovilizar CO2 en productos de carbonato estables como calcita (CaCO3), dolomita (Ca0.5Mg0.5CO3), magnesita (MgCO3) y siderita (FeCO3) en escalas de tiempo humanas1,2,3,4, 5,6,7,8. En la naturaleza, se han estudiado grandes volúmenes de rocas máficas-ultramáficas para registrar procesos de carbonatación, especialmente rocas basálticas, ricas en calcio, magnesio, óxidos de hierro y altamente porosas9,10,11,12 que muestran un potencial muy prometedor para el almacenamiento de carbono. Ni la carbonatación ni la serpentinización de la diopsidita rica en diópsido nunca se han descrito en detalle para muestras naturales, aunque algunos estudios experimentales han explorado los procesos de carbonatación del diópsido13,14.

El piroxeno es uno de los principales minerales formadores de rocas en la litosfera del manto terrestre (p. ej., peridotita y piroxenita) y en la corteza (p. ej., gabro, basalto y diopsidita). Los primeros estudios se centraron en el mecanismo de disolución del piroxeno y sugirieron disolución selectiva15, reacción química superficial16 y migración de agua a la superficie del piroxeno17. Además, muchos factores, como los estados iniciales de los minerales18,19, el pH de la solución20,21,22, la temperatura21,23 y la composición de la solución22,24, pueden influir en los procesos de disolución del piroxeno. En los últimos años, se ha ido comprendiendo gradualmente que el piroxeno (especialmente el diópsido) es un mineral prometedor para el secuestro de dióxido de carbono durante el proceso de carbonatación13,25. Estudios experimentales encontraron que el diópsido puede ser alterado a talco y serpentina por la liberación de Ca durante la serpentinización del diópsido26,27. Además, la serpentinización y la cloritización ocurren en la clinopiroxenita natural, que puede proporcionar la principal fuente de Ca para la rodingitización de rocas máficas28,29. Sin embargo, se han realizado pocos estudios sobre la carbonatación de piroxeno y el acoplamiento del proceso con la serpentinización.

Se ha sugerido que la peridotita en los fondos marinos y las zonas de subducción está carbonatada y serpentinizada30. Los estudios de caso de la ofiolita de Omán muestran que las peridotitas reaccionan con fluidos que contienen CO2 para formar grandes cantidades de serpentina y carbonato31,32,33, y con una tasa estimada de carbonatación natural de alrededor de 104–105 toneladas de CO2/año31 y 106–107 kg CO2/año33. El olivino residual está rodeado de antigorita y magnesita, y la serpentinización y la carbonatación pueden ocurrir simultáneamente durante la alteración del olivino34. Durante la carbonatación, la peridotita se puede convertir en oficarbonato (serpentina rica en carbonato), esteatita (talco + magnesita + serpentina) y listvenita (cuarzo + magnesita y/o dolomita + talco)32,35,36,37,38. De manera similar, la peridotita expuesta puede reaccionar con el agua de mar (en antiguos sistemas hidrotermales alojados en peridotita) para formar serpentina y calcita39. Curiosamente, estudios recientes también sugieren que la serpentinización y la carbonatación de minerales están estrechamente relacionadas con la síntesis orgánica en los planetas terrestres40.

En este trabajo, presentamos nuevos conocimientos sobre los procesos de serpentinización y carbonatación del diópsido en diopsidita del depósito Yushishan Nb-Ta en la parte oriental de las montañas Altun, al noroeste de China. Los ensamblajes minerales y las microestructuras muestran características obvias de alteración mineral. La geoquímica de la roca a granel y la composición mineral revelan la serpentinización y la carbonatación del diópsido. Estos resultados también nos permitieron sondear potenciales reservorios permanentes de carbono a lo largo de escalas de tiempo geológicas.

El área de Yushishan en las montañas orientales de Altun es un depósito de metales raros (Nb, Ta) recientemente descubierto, que se encuentra en la unión del Bloque Altun y el Bloque Qilian que pertenecen al Orogen de China Central41,42 (Fig. 1). Las litologías expuestas en Yushishan incluyen principalmente el Grupo Dakendaban del Paleoproterozoico, la Formación Aoyougou del Mesoproterozoico, la Formación Binggounan del Neoproterozoico, la Formación Lapeiquan del Cámbrico-Ordovícico y la Formación Yanghugou del Carbonífero. La Formación Aoyougou es el estrato anfitrión del depósito, que consiste principalmente en mármol silíceo, anfibolita, esquisto clorítico, metaandesita, gneis granítico, sienita y gneis (Fig. 1c). Las rocas anfitrionas de los yacimientos de Nb-Ta son principalmente gneis y sienita, que están en estrecho contacto con el mármol silíceo. En el depósito se han reportado corindón dentro de sienita y vetas de cuarzo con contenido de oro43,44.

Mapa geológico. (a) Mapa geológico simplificado de China (modificado de Yu et al.41). (b) Croquis geológico del sistema orogénico Altun-Qilian-Kunlun (AQK) en el norte del Tíbet (modificado de Zhang et al.42). (c) Mapa geológico del depósito Yushishan Nb–Ta (del Servicio Geológico de la Provincia de Gansu, China). La figura se creó con el software CorelDRAW 2018 (https://www.coreldraw.com/en/pages/coreldraw-2018/), y el mapa no tendrá disputas de derechos de autor.

Estos raros estudios sugieren que los depósitos de Yushishan han sufrido múltiples períodos de tectono-magmatismo y metamorfismo, principalmente durante el Proterozoico y el Paleozoico45,46. La migmatita y las rocas metamórficas desarrolladas probablemente experimentaron metamorfismo de facies de granulita a presión, aunque no hay datos P‒T exactos de estudios previos. Se ha sugerido que los procesos de mineralización de Nb-Ta estaban estrechamente relacionados con eventos magmático-metamórficos del Paleozoico temprano46. La presencia de inclusiones minerales con Nb (columbita-(Fe), samarskita-(Y)) en corindón sugiere que los procesos de fusión y fluidos hidrotermales han cambiado el carácter físico-químico y han llevado a la precipitación de Nb y Ta en gneis metamórficos de alta temperatura44. Las vetas de cuarzo con contenido de oro están expuestas en esta área, que están controladas por zonas de cizallamiento dúctil regionales y fallas frágiles43. Los fluidos formadores de minerales están dominados por fluidos magmático-hidrotermales y se caracterizan por ser ricos en CO2.

Las diopsiditas estudiadas están expuestas en la parte noroeste de los depósitos de Yushishan que ocurren junto con anfibolita, mármol serpentinizado (como el mármol con olivino) y gneis con granate (Figs. 1c y 2a). En el mismo afloramiento se pueden observar diopsidita fresca y diopsidita serpentinizada (Fig. 2b). El mármol serpentinizado está intercalado con gneis con granate (Fig. 2c), que consiste principalmente en serpentina, dolomita y calcita (Fig. 2d). Algunos mármoles contienen forsterita que fue localmente serpentinizada. Además, algunos mármoles serpentinizados también contienen diópsido y tremolita. Además, varios mármoles serpentinizados están compuestos de calcita y antigorita. Vale la pena señalar que la diopsidita está incluida en los mármoles serpentinizados (Fig. 2e).

Fotografías de campo de diopsidita serpentinizada en los depósitos de Yushishan. (a) Mármol serpentinizado con anfibolita y gneis intercalados con granate. (b) Diopsidita asociada con diopsidita serpentinizada. (c) Mármol serpentinizado intercalado con gneis con granate. (d) El mármol serpentinizado comprende carbonato (dolomita o calcita) y serpentina. (e) Diopsidita con diopsidita serpentinizada y mármol serpentinizado. Tenga en cuenta que existe una zonificación obvia entre ellos. (f) La diopsidita fresca desarrolla juntas. (g) Muestra de mano de una diopsidita serpentinizada.

La diopsidita fresca es de color verde grisáceo (Fig. 2f). Se compone principalmente de diópsido subédrico a anédrico con tamaños de grano variados que van desde 10 μm a 10 mm (Fig. 3a). El diópsido muestra zonas de composición heterogénea (Fig. 3b). Algunas dolomitas pequeñas están incluidas en algunos de los granos de diópsido (Fig. 3c). La diopsidita serpentinizada exhibe una variedad de colores que van desde el blanco amarillento hasta el verde amarillento (Fig. 2e, g). Se compone principalmente de diópsido, calcita y serpentina y los minerales secundarios menores zircón y apatito (Fig. 3d-g).

Características microestructurales de diopsiditas frescas y serpentinizadas del área de Yushishan. (a, b, c) diopsiditas frescas, (b, c) imágenes de catodoluminiscencia, (dg) microfotografías de diopsidita serpentinizada con los picos Raman de crisotilo y antigorita. ( a ) Microestructura de diopsidita fresca bajo luz polarizada cruzada. (b) Los diópsidos (Di) muestran la textura de la zonificación composicional. ( c ) Imágenes de catodoluminiscencia, diópsido que incluye dolomita (Dol). ( d ) Imagen de una sección delgada completa escaneada que muestra una serpentinización heterogénea de diópsido (Di), así como con una veta tardía de antigorita (Atg) + calcita (Cal), apatito (Ap), circón (Zrn). (e) La serpentinización ocurrió a lo largo del plano de escisión del diópsido formando crisotilo (Ctl) + calcita (Cal) + diópsido relicto. (f) Pseudomorfo completamente serpentinizado con crisotilo + calcita. (g) Antigorita tardía (Atg) + veta de calcita.

La serpentina incluye crisotilo y antigorita, que se identificó con microscopía óptica y espectroscopía Raman (Fig. 3e-g). También puede ocurrir lazardita, pero eso no se pudo determinar en este estudio. El crisotilo muestra la banda característica en 3696 cm−1 (Fig. 3e, f), y la antigorita se confirma por las bandas características en 3672 cm−1 y 3698 cm−1 (Fig. 3g). La mayoría de los diópsidos fueron completamente reemplazados por crisotilo y calcita para formar redes de crisotilo y calcita dominante. Algo de serpentinización ocurre a lo largo de los planos de división del diópsido, formando crisotilo (Ctl) + calcita (Cal) + diópsido residual (Fig. 3e). Las reliquias de diópsido con granos anédricos están rodeadas de crisotilo y calcita. Los reemplazos pseudomórficos de crisotilo y calcita después del diópsido retienen la escisión en una o dos direcciones de los cristales de diópsido (Fig. 3d, f). La antigorita junto con la calcita se encuentran en pequeñas venas (Fig. 3d, g).

La catodoluminiscencia (CL) del diópsido da como resultado la emisión de radiación azul, verde amarillenta y verde negruzca (Fig. 4). La mayor parte del diópsido relicto tiene una luminiscencia obviamente azul; menos comunes son las muestras no luminiscentes o las que emiten radiación verde negruzca (oscuras) (Fig. 4a–c, g), mientras que el margen muestra luminiscencia verde o amarillenta. La calcita muestra luminiscencia anaranjada. En la diopsidita serpentinizada se pueden reconocer procesos de alteración en dos etapas. (1) La etapa uno involucra la formación de crisotilo + calcita por alteración in situ del diópsido a lo largo de los límites de grano o divisiones (Figs. 3d, e, 4a-d). El diópsido residual está rodeado por crisotilo no luminiscente y calcita que exhibe luminiscencia naranja (Fig. 4b-d). Los minerales crisotilo y calcita pueden reemplazar completamente al diópsido para formar texturas pseudomórficas así como texturas de red (Figs. 3f, 4e, f). (2) La etapa dos implica la formación de antigorita + calcita, que se presentan como pequeñas venas (0,3–5 mm de ancho). Las finas venas cortan los diópsidos serpentinizados y los pseudomorfos (Figs. 3d, 4 g, h). La antigorita comprende agregados de grano fino o granos fibrolamelares gruesos con texturas entrelazadas e interpenetrantes (Figs. 3g, 4i). La calcita se presenta principalmente como granos anédricos gruesos con láminas gemelas (Fig. 3g).

Imágenes de catodoluminiscencia óptica (CL) de diopsidita serpentinizada del área de Yushishan. ( a ) Diopsidos serpentinizados con catodoluminiscencia no homogénea. (b) La serpentinización ocurrió alrededor de un grano de diópsido (Di) y formó crisotilo (Ctl) + calcita (Cal). (c) Crisotilo y calcita formados a lo largo del plano de escisión del diópsido. (d) Relicto de diópsido bordeado por una capa de crisotilo seguida de una capa de calcita. (e) Serpentinización completa del diópsido que se forma a lo largo de las escisiones. (f) Serpentinización completa del diópsido formando pseudomorfos de crisotilo + calcita con tejidos reticulares. ( g ) Diopsidos serpentinizados cortados por una vena tardía de antigorita (Atg) + calcita. (h) Pseudomorfo cortado por una veta tardía de antigorita + calcita con el crisotilo reemplazado por antigorita. (i) Crecimiento tardío de vetas de antigorita y calcita.

El mapeo de composición muestra además las características de alteración detalladas del diópsido en las diopsiditas serpentinizadas (Fig. 5). Los límites de grano de los granos de diópsido relictos fueron reemplazados por crisotilo + calcita que contienen altas concentraciones de Mg y Ca, respectivamente (Fig. 5a). La serpentinización completa del diópsido muestra una textura pseudomórfica obvia y sin divisiones (Fig. 5b). Donde el diópsido fue alterado por crisotilo + calcita a lo largo de las divisiones (Fig. 5c), también formó pseudomorfos compuestos de crisotilo + calcita (Fig. 5d). La composición es consistente con CL y datos microestructurales (Figs. 3 y 4). Además, durante la alteración del diópsido, los elementos se redistribuyeron para formar crisotilo y calcita (Fig. 5e). El diópsido tiene un contenido más bajo de Mg pero más alto de Si que el crisotilo (Fig. 5f, g). En contraste, el calcio en el diópsido se liberó y se combinó con carbono para formar calcita (Fig. 5h, i).

Imágenes de mapas de elementos compuestos de diopsidita serpentinizada en el área de Yushishan. Las imágenes de elementos compuestos se obtienen combinando imágenes de carbono (C) con imágenes superpuestas de Mg, Ca, O y Si. (a) La serpentinización avanzó a lo largo de los límites de grano de los diópsidos. (b) Serpentinización completa del diópsido formando pseudomorfos de crisotilo + calcita, sin escisión. (c) La serpentinización prosiguió a lo largo de las escisiones de los diópsidos. (d) Serpentinización completa del diópsido formando pseudomorfos de crisotilo + calcita con clivajes. (e–i) Imagen de elementos compuestos e imágenes de Mg, Si, Ca y C.

Las imágenes de retrodispersión de microscopía electrónica de barrido (SEM-BSE) muestran que se desarrollaron muchos hoyos de grabado dentro de los límites o superficies corroídos de los granos de diópsido relictos (Fig. 6a, b). Los minerales calcita y crisotilo también se encuentran dentro de los pozos de grabado (Fig. 6c). El diópsido presenta secciones transversales en forma de cuña de hoyos de grabado (es decir, golfos de grabado) en los límites de grano y divisiones (Fig. 6b, c). Dentro de algunos pozos de grabado grandes, los picos de grabado tienen características cónicas o en forma de diente de sierra (Fig. 6d-f). Se pueden observar microfisuras raras dentro de los diópsidos (Fig. 6g). El crisotilo en el pseudomorfo exhibe una textura de morfología fibrosa (Fig. 6h, i).

Imágenes de electrones retrodispersados (BSE) de diopsidita serpentinizada del área de Yushishan. (a–c) Muchos hoyos de grabado, golfos de grabado, etc. picos en diópsido. ( d – f ) Picos de grabado de forma cónica y en forma de diente de sierra observados en diópsido. Note la calcita y el crisotilo alrededor de los picos de grabado. ( g ) Microfisuras (flechas amarillas) en diópsido. (hi) Crisotilo fibroso en pseudomorfo.

Los resultados de los análisis de elementos traza y principales de roca a granel de diopsiditas frescas y serpentinizadas se presentan en la Nota complementaria 1. Las diopsiditas frescas tienen valores bajos de Mg# (= 100 Mg/(Mg + Fe2+)) (90.65–91.84, donde solo se midió FeO mediante experimentos directos se considera Fe2+, Fe2O3 no está incluido) y contenidos altos de SiO2 de 53,92–54,41 % en peso y contenidos de TFe2O3 de 1,36–1,62 % en peso. Muestran una baja pérdida de ignición (LOI) de 1,18 a 2,10% en peso, lo que indica poca alteración. En contraste, las diopsiditas serpentinizadas tienen un LOI muy alto de 26,16% en peso debido a la abundante formación de serpentina y calcita durante la alteración. También tiene valores más altos de Mg# (97,67) y contenidos de MgO (23,77 % en peso), con contenidos más bajos de SiO2 de 34,40 % en peso, contenidos de Al2O3 de 0,02 % en peso y contenidos de TFe2O3 de 0,66 % en peso. Todas las muestras de diopsiditas muestran cantidades muy similares de CaO (24,23–25,05 peso), TiO2 (0,004–0,008 peso), MnO (0,02–0,06 peso), Na2O (0,03–0,07 peso), K2O (0,008–0,012 en peso %) y P2O5 (0,004–0,008 % en peso)

Los patrones normalizados de elementos de tierras raras (REE) y oligoelementos para la diopsidita fresca y la diopsidita serpentinizada se presentan en la Fig. 7. La diopsidita fresca presenta un ligero enriquecimiento de REE ligeros (LREE) en relación con REE pesados (HREE) (1,51 < LaN/ YbN < 2,15; Fig. 7a) y anomalías Eu fuertemente negativas ((Eu/Eu*) = 0,36–0,39). Todas las muestras de diopsiditas frescas están significativamente enriquecidas en Pb ((Pb/Ce)PM = 5,20–6,01; valores de PM de McDonough y Sun47). Muestran depleciones obvias de Rb ((Rb/Th)PM = 0,08–0,13), Ba ((Ba/Th)PM = 0,05–0,09) y Zr y Hf ((Zr/Ce)PM = 0,11–0,17; (Hf /Ce)PM = 0,08–0,15, Fig. 7b).

Diagramas normalizados de condrita y manto primitivo. a, b) diopsiditas y diópsidos frescos; (c, d) reliquias de diópsido; (e, f) serpentinas después de diópsidos y en vetas tardías; (g, h) calcitas después de diópsidos y en vetas tardías. Los patrones (ace-g) y (bdf-h) están normalizados con condrita y manto primitivo, respectivamente; los valores de normalización son de McDonough y Sun47. Las fuentes azules indican elementos móviles fluidos (FME). Las líneas gris y rosa representan los valores de la diopsidita serpentinizada estudiada y el valor promedio de las reliquias de diópsido, respectivamente.

La diopsidita serpentinizada se caracteriza por segmentos HREE planos y fracciones LREE fuertemente enriquecidas (YbN = 0,47; LaN/YbN = 17,87; LaN/SmN = 17,60) (Fig. 7c). Muestra agotamiento de HREE en comparación con la diopsidita fresca y no presenta anomalías de Eu ((Eu/Eu*) = 0,99). Muestra evidentes enriquecimientos en Pb ((Pb/Ce)PM = 8,28) similares a los de las diopsiditas frescas (Fig. 7d). La diopsidita serpentinizada se distingue de las diopsiditas frescas por su contenido enriquecido de Cs ((Cs/Th)PM = 7,87), U ((U/Th)PM = 10,93) y Sr ((Sr/Ce)PM = 5,30).

Las principales composiciones minerales de diópsido, serpentina y calcita fueron analizadas por microsonda electrónica. Las composiciones de piroxeno en las diopsiditas frescas así como en la diopsidita serpentinizada se ubican dentro del mismo campo de diópsido48 (Fig. 8). Se caracterizan por valores muy altos de Mg# (88,17–99,89, con un promedio de 97,62, donde todo el Fe se considera Fe2+) y contenido de CaO (25,26–26,27 % en peso) y bajos contenidos de Al2O3 (0,02–0,10 % en peso) y Cr2O3 contenidos (< 0,03% en peso). Sin embargo, los diópsidos que presentan una emisión multicolor vía CL tienen diferentes contenidos de FeOT y MgO. Los diópsidos luminiscentes de color azul y amarillo verdoso tienen un FeOT más bajo (0,04–0,81 % en peso) y un contenido de MgO más alto (18,05–18,80 % en peso). Por el contrario, los diópsidos luminiscentes de color verde negruzco muestran contenidos de FeOT más altos (1,68 a 3,79% en peso) y contenidos de MgO más bajos (15,84 a 17,66% en peso) (consulte la Nota complementaria 2).

Composiciones minerales de los piroxenos en las diopsiditas de Yushishan. El diagrama CaSiO3(Wo)–MgSiO3(En)–FeSiO3(Fs) (modificado de Morimoto et al.48) muestra que todos los piroxenos son diópsidos.

En particular, los diópsidos luminiscentes de color verde negruzco en la diopsidita fresca tienen mayores abundancias de REE (∑REE = 16–28 ppm) y patrones de REE normalizados con condrita convexa hacia arriba con anomalías de Eu fuertemente negativas (Eu/Eu* = 0,26–0,42; Fig. 7a ). Estos diópsidos son altos en B, Sb y Cs y bajos en Li, Rb, Ba, Sr y HFSE y muestran varias concentraciones de Pb (Fig. 7b). Sus patrones de REE normalizados por condritas y patrones de distribución de elementos traza normalizados por manto primitivo son similares a los de la roca a granel (Fig. 7a, b). Por el contrario, los diópsidos de la diopsidita serpentinizada se distinguen por una menor abundancia de REE (∑REE = 0,54–3,26 ppm) y muestran patrones de REE normalizados con condrita relativamente planos con anomalías Eu variables (Eu/Eu* = 0,41–11,44; Fig. 7c ). Vale la pena señalar que la roca a granel de diopsidita serpentinizada tiene un patrón enriquecido con LREE (elemento de tierras raras ligeras) en relación con el de los diópsidos. Los diópsidos muestran un enriquecimiento particular en B, Sb, Cs, Pb, Sr y concentraciones variables de U (Fig. 7d). En general, los minerales de diópsido y diopsidita de roca a granel tienen patrones muy similares de REE normalizados con condrita y distribuciones de elementos traza normalizados con manto primitivo, excepto para los REE ligeros, U y Sr (Fig. 7c, d).

Todas las serpentinas (crisotilo y antigorita) son ricas en Mg en diopsidita serpentinizada, con Mg# de 97,62 a 99,27 (donde todo el Fe se considera Fe2+; consulte la Nota complementaria 2) y contienen un bajo contenido de CaO (< 0,3% en peso), NiO (< 0,04 % en peso y contenido de Cr2O3 (< 0,02 % en peso). En comparación con la antigorita, el crisotilo tiene un Mg# más alto de ~ 99 y un contenido más bajo de Al2O3 (0,03–0,08 % en peso) y FeOT (0,53–0,87 % en peso). Las concentraciones de elementos principales de crisotilo que se formaron alrededor del diópsido relíctico o en pseudomorfos no muestran diferencias obvias. Por el contrario, la antigorita generalmente se caracteriza por valores más bajos de Mg# de 97–98 y contenidos más altos de Al2O3 y FeOT (0,15–0,82 % en peso y 1,24–2,29 % en peso, respectivamente). En comparación con el crisotilo, la antigorita tiene un contenido de REE más bajo. Los patrones REE normalizados por condrita de las serpentinas coinciden bien con los de la roca a granel, con LREE fuertemente enriquecidos (2,11 < LaN/YbN < 36,88) y anomalías Eu variables (Eu/Eu* = 0,14–2,05; Fig. 7e), aunque serpentina tiene diferentes cantidades de REE. En general, los patrones de distribución de elementos traza primitivos normalizados por el manto de las serpentinas se asemejan a los de los minerales primarios (diópsidos), excepto por los enriquecimientos de LREE y elementos móviles fluidos (FME) (Fig. 7f). Las serpentinas están enriquecidas en B (63–168 ppm) y Sb (0,95–8,34 ppm) y empobrecidas en Ba (0,03–0,74 ppm) entre los elementos móviles fluidos (FME). Además, las serpentinas muestran composiciones de elementos traza algo diferentes. En comparación con el crisotilo en pseudomorfos y antigorita, el crisotilo alrededor del diópsido contiene las concentraciones más altas de Pb (10,67–25,85 ppm) y Sr (12,81–33,34 ppm), mientras que el crisotilo en pseudomorfos tiene las concentraciones más altas de U (0,10–0,19 ppm) y Concentraciones de Zr (8.09–11.7 ppm) pero las concentraciones más bajas de Cs (< 0.17 ppm). En comparación con el crisotilo, la antigorita muestra composiciones de elementos traza más bajas, excepto por concentraciones más altas de Sb (5,41–8,34 ppm), Cs (0,76–1,49 ppm) y Rb (0,64–0,91 ppm) (Nota complementaria 3; Fig. 7f).

Los principales componentes de los elementos de las calcitas en la diopsidita serpentinizada muestran que todas las calcitas contienen contenidos bajos de FeOT (< 0,07 % en peso), SrO (< 0,12 % en peso) y MgO (0,23–0,60 % en peso, excepto uno ~ 2,05 % en peso) (Complementario Nota 2). Debido a los tamaños limitados de los puntos del haz y los pequeños granos de calcita, solo se seleccionaron las calcitas en pseudomorfos y vetas tardías para los análisis de las composiciones de elementos traza. Al igual que con las serpentinas, las calcitas tienen patrones enriquecidos con LREE (2.62 < LaN/YbN < 157.76) y anomalías Eu variables (Eu/Eu* = 0.47–1.33; Fig. 7g). En particular, las calcitas en pseudomorfos contienen contenidos HREE (REE pesados) más bajos que las calcitas en la veta tardía. Cuando se normalizan a los valores primitivos del manto, los patrones de elementos traza de las calcitas muestran anomalías positivas en Sr, mientras que Pb, Th y HFSE (elementos de alta intensidad de campo; por ejemplo, Nb, Ta, Zr) están agotados (Fig. 7h). En comparación con las concentraciones de elementos traza de las serpentinas, las calcitas tienen niveles más altos de LREE (especialmente La y Ce) y Sr, así como niveles más bajos de HFSE (especialmente Nb y Ta) y algunos FME (p. ej., B, Sb y U).

La diopsidita ha sido reconocida como una litología rica en Ca, aunque su génesis es controvertida (p. ej., Ca-metasomatismo49). Generalmente se acepta que las rocas ricas en diópsido tienen orígenes magmáticos o metamórficos50 y pueden ser productos hidrotermales de rocas ultramáficas-máficas51,52,53. La diopsidita de origen magmático cristaliza por fusión parcial del manto litosférico enriquecido54, que generalmente se asocia con la formación de rocas magmáticas alcalinas (p. ej., sienita). Se compone de diópsido, biotita, magnetita y apatito. La diopsidita de origen hidrotermal generalmente forma diques en forma de red dentro de la peridotita o gabro52 alterada circundante. Los principales minerales son diópsido, olivino, serpentina, cromita, magnetita, anortita, granate y clorita51,52. En este estudio, las diopsiditas frescas ricas en diópsido en el área de Yushishan no presentan las características de las reacciones de fluidos magmáticos o hidrotermales de las rocas ultramáficas-máficas. Las diopsiditas estudiadas comprenden principalmente diópsido ± tremolita ± flogopita ± apatita ± circón y se presentan junto con mármol serpentinizado, gneis con granate y anfibolita. En particular, las diopsiditas están incluidas en los mármoles serpentinizados (Fig. 2). Por lo tanto, es más probable que las diopsiditas en el área de Yushishan sean productos de descarbonatación de mármol silíceo formados por metamorfismo progresivo de contacto50,55,56,57 o metamorfismo de ultra alta/alta presión58,59, aunque la condición de metamorfismo aún no está calificada. Estas observaciones de que la diopsidita contactó directamente con mármoles serpentinizados (Fig. 2e) y que los granos de diópsido tienen inclusiones de dolomita (Fig. 3c) respaldan la interpretación de que los carbonatos se descarbonizan y reaccionan con el silicato para formar diópsido.

Es interesante que la carbonatación y la serpentinización de la diopsidita serpentinizada ocurrieran simultáneamente, lo cual está respaldado por características mineralógicas y microestructurales (Fig. 3). La presencia generalizada de calcita y serpentina se observa en la misma muestra de diopsidita serpentinizada (Figs. 3, 4 y 5). En particular, la calcita y el crisotilo alteraron completamente la mayoría de los diópsidos para formar texturas pseudomórficas (Figs. 3, 4e, f y 5b, d), lo que demuestra que la carbonatación estuvo acoplada a la reacción de serpentinización. Los diópsidos en la diopsidita serpentinizada proporcionan evidencia de disolución y precipitación en la interfase mineral-líquido, y cada grano de diópsido relicto desarrolló muchos hoyos de grabado (Fig. 6b). Las secciones transversales en forma de cuña (es decir, los golfos de grabado) de los hoyos de grabado están corroídos en los límites de grano entre el diópsido y el crisotilo (Fig. 6b, c). La calcita y el crisotilo precipitaron alrededor de los picos de grabado después de que se disolvió el diópsido (Fig. 6e, f). La formación y las características de los hoyos de grabado muestran notables similitudes con los resultados para el olivino60,61 y el piroxeno15,27,40,62, que se sometieron a un grabado selectivo por disolución acuosa en sus superficies durante las reacciones minerales y la alteración. En particular, una textura pseudomórfica omnipresente está presente en la diopsidita serpentinizada (Figs. 3, 4, 5 y 6), lo que indica un acoplamiento espacial entre la disolución y la precipitación63,64,65,66.

La serpentinización del olivino y/o del ortopiroxeno suele ir acompañada de la aparición de fracturas inducidas por la reacción67,68,69,70. Sin embargo, no se identifican fracturas generalizadas en la diopsidita serpentinizada estudiada aquí (Fig. 6), aunque se pueden observar algunas microfracturas. De hecho, los datos petrográficos muestran que la alteración del diópsido ocurrió en las divisiones y los límites de grano y formó crisotilo + calcita (Figs. 3, 4, 5 y 6). Esto sugiere que la división y los límites de grano en el diópsido pueden facilitar el acoplamiento de la carbonatación y la serpentinización. En general, se sugiere que el crisotilo y la lizardita son estables en condiciones de baja presión y baja temperatura (0–300 °C, P < 1,0 GPa)71, aunque las condiciones y el mecanismo de formación de la antigorita son discutibles72. Tradicionalmente, la antigorita se ha considerado una fase serpentina de alta temperatura y alta presión73, pero también puede formarse a baja temperatura ± presión72,74. En este estudio, el diópsido se alteró para formar crisotilo, antigorita y calcita. Las condiciones de temperatura y presión de la conversión de diópsido a crisotilo + calcita no se pueden estimar con precisión para las muestras estudiadas en la situación actual.

Existen procesos isoquímicos o no isoquímicos controvertidos propuestos para las reacciones de serpentinización y carbonatación. En un proceso isoquímico, las reacciones de carbonatación y serpentinización muestran cambios muy pequeños o nulos en la composición de los elementos principales de la peridotita serpentinizada en comparación con la del protolito, excepto para H2O y CO234,75,76. Por el contrario, los procesos no isoquímicos conducen a cambios mayores en la química de los elementos principales, como el enriquecimiento de Si77,78, la pérdida o el enriquecimiento de Mg77,79,80 y la pérdida o el enriquecimiento de Ca29,32,81,82. Las muestras estudiadas de diopsiditas serpentinizadas tienen proporciones de MgO/SiO2 más altas que las diopsiditas frescas (Nota complementaria 1). Además, la peridotita serpentinizada muestra concentraciones de LOI más altas y de SiO2 más bajas, pero tiene cantidades similares de CaO en comparación con las diopsiditas frescas (donde los contenidos de elementos principales se describen como composiciones anhidras). Ciertamente, el SiO2 se pierde durante la serpentinización y la carbonatación de la diopsidita, aunque no está claro a dónde se fue el SiO2. Además, la diopsidita serpentinizada tiene un LOI más alto porque contiene más serpentinas y calcita que todas las diopsiditas frescas (Nota complementaria 1). Debido a que la configuración tectónica y metamórfica del área de Yushishan sigue sin estar clara, las fuentes de H2O y CO2 son inciertas. Sin embargo, la serpentinización y carbonatación del diópsido podría seguir la reacción simplificada:

Los enriquecimientos de LREE, como lo muestran las altas relaciones LREE/HREE en rocas serpentinizadas, podrían ser el resultado antes de la serpentinización83,84. Además, durante la serpentinización se pueden moderar los cambios en el presupuesto de REE76, y obviamente se pueden añadir LREE85,86. En las muestras de diopsidita serpentinizada estudiadas, los procesos hidrotermales de diopsidita serpentinizada se registran tanto en crisotilo como en calcita que muestran un enriquecimiento en LREE con segmentos planos de HREE (Fig. 7e, g). En contraste, los diópsidos residuales en la diopsidita serpentinizada muestran patrones de REE normalizados con condrita relativamente planos (Fig. 7c). En comparación con las diopsiditas frescas, aunque la abundancia de HREE en la diopsidita serpentinizada es menor, las LREE (especialmente La) están más enriquecidas que las HREE. Por lo tanto, los procesos de serpentinización y carbonatación conducen al enriquecimiento LREE de la roca a granel. Estudios previos de peridotitas serpentinizadas sugirieron que la serpentinización puede provocar la migración de elementos y la redistribución de elementos móviles fluidos (FME), como Cs, U, Sr, B, Li, Sb y Rb76,87. En nuestras muestras, la diopsidita serpentinizada tiene un mayor contenido de elementos móviles fluidos (FME; U, S, B, Sb) que las diopsiditas frescas de la fase primaria (Fig. 7). Los elementos U y Sr están enriquecidos en crisotilo y calcita, respectivamente (Fig. 7f, h), y B y Sb están enriquecidos en serpentina (Fig. 7d, f, h), lo que indica que el enriquecimiento fue el resultado de serpentinización y carbonatación. Por lo tanto, los resultados revelan procesos de alteración de dos etapas para la diopsidita serpentinizada: (1) los fluidos que contienen CO2 fluyeron a lo largo de los planos de división y los límites de grano de los diópsidos. Los diópsidos se disolvieron y los crisotilos y las calcitas precipitaron mediante un mecanismo acoplado de disolución-precipitación. La diopsidita serpentinizada agregó CO2, H2O, LREE y FME y perdió SiO2. (2) Una mayor antigoritización resultó en la formación de vetas de antigorita y calcita gruesa recristalizada (Fig. 9).

Croquis que representa los procesos de formación de la diopsidita serpentinizada estudiada. (a) Diopsidita fresca con abundantes clivajes. (b) Los fluidos ricos en CO2 fluyen a lo largo de los límites de los granos y las divisiones de los diópsidos. Los diópsidos se disuelven para formar abundantes estructuras de grabado (p. ej., hoyos de grabado); simultáneamente, la calcita y el crisotilo se nuclean y crecen alrededor de los picos de grabado. Luego, los diópsidos son completamente alterados por la calcita y el crisotilo y forman texturas pseudomórficas. Además, este proceso permite que la diopsidita alterada adquiera H2O, CO2, LREE y FME adicionales, pero pierda SiO2. (c) La diopsidita serpentinizada sufre además antigoritización que resulta en la formación de antigorita y calcita de grano grueso.

Los procesos de captura y almacenamiento de carbono (CCS) reducen o eliminan el flujo neto de dióxido de carbono a la atmósfera para evitar un cambio climático peligroso8. La carbonatación mineral se considera una forma segura y permanente de almacenar CO21,2. En los últimos 30 años, con base en muestras naturales y estudios experimentales, algunas rocas preponderantes, como el basalto, la peridotita y la serpentinita, han sido estudiadas para el almacenamiento permanente de CO2 por carbonatación mineral3,4,5,6,31,35,88. Actualmente, hay dos proyectos de campo a gran escala (es decir, el proyecto CarbFix de Islandia y el proyecto Wallula estadounidense) en curso para estudiar formaciones de basalto para la carbonatación mineral in situ89,90. El diópsido (CaMgSi2O6) es un mineral apto para el secuestro de CO2 por su riqueza en Mg y Ca. En afloramientos naturales, se han encontrado rocas ricas en diópsido con diferentes orígenes (p. ej., diopsidita) en diversos entornos geológicos, como en ofiolitas y skarns. Se ha propuesto que las diopsiditas de la ofiolita de Omán se formaron por enriquecimiento de Ca en serpentinita e inducidas por la circulación de fluidos hidrotermales a alta temperatura51. El clinopiroxeno (el diópsido en particular) suele ser un componente importante en los skarns55,91 y puede formarse por metamorfismo de contacto en los arcos continentales globales que son sitios de almacenamiento a largo plazo de carbonatos sedimentarios50. La diopsidita puede ser el producto de reacciones de harzburgita del manto superior o gabro de la corteza inferior con fluidos hidrotermales52. La diopsidita también puede cristalizar por fusión parcial del manto litosférico enriquecido54. La diopsidita magmática puede estar expuesta en un área grande que constituye varios kilómetros cuadrados54, aunque no se puede determinar la cantidad global de diopsidita. Algunos estudios experimentales han investigado el proceso de carbonatación del diópsido13,14. La calcita abundante se forma durante la carbonatación junto con la serpentinización, como se presenta aquí en el estudio de diopsidita serpentinizada (Fig. 3), en condiciones naturales. Por lo tanto, las rocas ricas en diópsido son prometedoras para el almacenamiento de CO2 a través de procesos acoplados de disolución y precipitación. No se debe descuidar la importancia del CCS o del ciclo del carbono de las rocas ricas en diópsido expuestas, aunque se necesita más trabajo para estimar cuánto CO2 se puede almacenar en las rocas ricas en diópsido en un contexto global.

Las imágenes de catodoluminiscencia óptica (CL) se llevaron a cabo utilizando un microscopio Zeiss A1 junto con un sistema CLF-2CL de Beacon Innovation International Inc. (BII) en el Centro Experimental, Facultad de Ciencias de la Tierra, Universidad de Geociencias de China (Wuhan). El sistema CL se operó con un voltaje de aceleración de ~15 kV y una corriente de ~280 mA.

La microespectroscopía Raman se llevó a cabo en el Laboratorio Estatal Clave de Biogeología y Geología Ambiental de la Universidad de Geociencias de China (Wuhan) utilizando un sistema Raman confocal wITEc ɑ 300 junto con un detector EMCCD enfriado por Peltier. Se utilizó excitación láser a 532 nm con una potencia de salida entre 3 y 10 mW. Los espectros se obtuvieron utilizando objetivos de aumento de 100 x (NA = 0,9) con una fibra óptica de 50 μm de diámetro. Se utilizó una rejilla de 600 g/mm, que produjo una resolución espectral de ~4 cm-1. Los espectros Raman se recolectaron a profundidades confocales de al menos 1 μm por debajo de la superficie de la sección delgada. Se utilizó el software WITec Project Five 5.1 Plus para procesar todos los espectros Raman. Los espectros se procesaron con un ajuste polinomial de sustracción de fondo, normalmente del orden de 4–6. Los espectros Raman de las especies de serpentinas exhiben picos en el rango de estiramiento de OH (3550–3800 cm−1).

Los estudios de microscopía electrónica de barrido de emisión de campo (FI-SEM) se realizaron en el Centro Experimental de la Facultad de Ciencias de la Tierra de la Universidad de Geociencias de China (Wuhan) utilizando un nuevo microscopio electrónico de barrido de emisión de campo Sigma 300VP FEG-SEM con un espectrómetro de dispersión de energía ( EDS) para análisis microestructurales submicroscópicos detallados. Se usó microscopía electrónica de barrido para obtener imágenes de difracción de retrodispersión con un tamaño de punto de 6,0 mm. La corriente del haz y el voltaje de aceleración se establecieron en 15 nA y 20 kV, respectivamente; la distancia de trabajo fue de ~12 mm. El tiempo de permanencia especificado fue > 20 min.

Las composiciones de roca entera se analizaron en Wuhan Sample Solution Analytical Technology Co., Ltd., Wuhan. Los análisis de elementos principales de toda la roca se realizaron mediante el método de fusión. El fundente fue una mezcla de tetraborato de litio, metaborato de litio y fluoruro de litio (45:10:5), y se usaron nitrato de amonio y bromuro de litio como oxidantes y agentes de liberación, respectivamente. La temperatura de fusión fue de 1050 ℃ y el tiempo de fusión fue de 15 min. Se utilizó un espectrómetro de fluorescencia de rayos X dispersivo (XRF) de longitud de onda Zsx Primus II producido por RIGAKU, Japón, para los análisis de los elementos principales en toda la roca. El tubo de rayos X era un objetivo Rh de ventana final de 4,0 kW. Las condiciones de prueba involucraron un voltaje de 50 kV y una corriente de 60 mA. Todas las líneas de análisis de elementos principales son kα. La curva estándar utilizó el material estándar nacional, muestra estándar de roca GBW07101-14. Los datos fueron corregidos por el método del coeficiente α teórico. Las desviaciones estándar relativas (RSD) fueron inferiores al 2 %.

Los análisis de elementos traza de toda la roca se realizaron con un ICP‒MS Agilent 7700e en Wuhan Sample Solution Analytical Technology Co., Ltd., Wuhan, China. El procedimiento detallado de digestión de la muestra fue el siguiente: (1) El polvo de muestra (malla 200) se colocó en un horno a 105 ℃ y se secó durante 12 h; (2) se pesaron exactamente 50 mg de la muestra en polvo y se colocaron en una bomba de teflón; (3) se añadieron lentamente 1 ml de HNO3 y 1 ml de HF a la bomba de teflón; (4) la bomba de teflón se colocó en una camisa de presión de acero inoxidable y se calentó a 190 ℃ en un horno durante > 24 h; (5) Después de enfriar, la bomba de teflón se abrió y se colocó en una placa caliente a 140 ℃ y se evaporó hasta sequedad incipiente, y luego se agregó 1 ml de HNO3 y se evaporó hasta sequedad nuevamente; (6) Se añadió 1 ml de HNO3, 1 ml de agua MQ y 1 ml de una solución estándar interna de 1 ppm, y la bomba de teflón se volvió a sellar y se colocó en el horno a 190 ℃ durante > 12 h; (7) la solución final se transfirió a una botella de polietileno y se diluyó a 100 g mediante la adición de HNO3 al 2 %. Los estándares de roca BHVO-2, GSR-1 y GSR-3 se utilizaron como estándares externos. La precisión fue generalmente > 10%. Los resultados se presentan en la Nota complementaria 1.

Los elementos principales se identificaron con una microsonda electrónica JEOL JXA-8230 en Wuhan Sample Solution Analytical Technology Co., Ltd., Wuhan, China. Las condiciones de operación fueron las siguientes: voltaje de aceleración de 15 kV, corriente de copa de 20 nA, diámetro de haz de 1 μm (para diópsido) o 3 μm (para serpentina y calcita). Se utilizaron una serie de minerales naturales como patrones para la calibración. Los datos sin procesar se corrigieron utilizando un algoritmo ZAF (donde Z = número de átomos del elemento, A = absorción de rayos X, F = fluorescencia de rayos X). Los resultados se presentan en la Nota complementaria 2.

Los análisis de elementos traza de minerales fueron realizados por LA-ICP‒MS en Wuhan Sample Solution Analytical Technology Co., Ltd., Wuhan, China. El muestreo láser se realizó utilizando un sistema de ablación láser GeoLasPro que constaba de un láser excimer COMPexPro 102 ArF (longitud de onda de 193 nm y energía máxima de 200 mJ) y un sistema óptico MicroLas. Se utilizó un instrumento ICP‒MS Agilent 7700e para adquirir las intensidades de las señales iónicas. Se utilizó helio como gas portador. El argón se usó como gas complementario y se mezcló con el gas portador a través de un conector en T antes de ingresar al ICP. En este estudio, el tamaño del punto y la frecuencia del láser se establecieron en 44 µm y 5 Hz, respectivamente. Las composiciones de oligoelementos de los minerales se calibraron frente a varios materiales de referencia (BHVO-2G, BCR-2G y BIR-1G). Cada análisis incorporó una adquisición de fondo de aproximadamente 20 a 30 s seguida de 50 s de adquisición de datos de la muestra. Se utilizó el software ICPMSDataCal basado en Excel para realizar la selección e integración fuera de línea de las señales analizadas y de fondo, la corrección de la desviación temporal y la calibración cuantitativa para el análisis de elementos traza. Los resultados se presentan en la Nota complementaria 3.

Todos los datos utilizados en esta contribución están disponibles en el texto principal, archivos complementarios o en los documentos citados. Cualquier duda con respecto a los datos debe dirigirse a los autores comunicantes.

Seifritz, W. Eliminación de CO2 mediante silicatos. Naturaleza 345, 486–490 (1990).

Artículo ANUNCIOS Google Académico

Lackner, KS, Wendt, CH, Butt, DP, Joyce, EL & Sharp, DH Eliminación de dióxido de carbono en minerales carbonatados. Energía 20, 1153–1170 (1995).

Artículo CAS Google Académico

Oelkers, EH, Gislason. RS & Materia. J. Carbonatación Mineral de CO2. Elementos 4, 333–337 (2008).

Matter, JM & Kelemen, PB Almacenamiento permanente de dióxido de carbono en reservorios geológicos por carbonatación mineral. Nat. Geosci. 2, 837–841 (2009).

Artículo ADS CAS Google Académico

Poder, IM et al. Mineralización de carbono: de análogos naturales a sistemas de ingeniería. Rev. Mineral. geoquímica 77, 305–360 (2013).

Artículo CAS Google Académico

Kelemen, P., Benson, SM, Pilorgé, H., Psarras, P. & Wilcox, J. Una descripción general del estado y los desafíos del almacenamiento de CO2 en minerales y formaciones geológicas. Frente. Clima 1, 9 (2019).

Artículo Google Académico

Pogge von Strandmann, PAE, Burton, KW, Snæbjörnsdóttir, SO, Sigfússon, B., Aradóttir, ES, Gunnarsson, I. et al. Rápida mineralización de CO2 en calcita en el sitio de almacenamiento de CarbFix cuantificada utilizando isótopos de calcio. Nat. común 10 de octubre de 1983 (2019).

Snæbjörnsdóttir, S. Ó. et al. Almacenamiento de dióxido de carbono mediante carbonatación mineral. Nat. Rev. Medio Ambiente. 1, 90–102 (2020).

Artículo ANUNCIOS Google Académico

Rogers , KL , Neuhoff , PS , Pedersen , AK & Bird , DK metasomatismo de CO2 en un yacimiento de petróleo alojado en basalto, Nuuk, Weat Greenland. Lithos 92, 55–82 (2006).

Artículo ADS CAS Google Académico

Goldberg, DS, Takahashi, T. & Slagle, AL Secuestro de dióxido de carbono en basalto de aguas profundas. proc. nacional Academia ciencia 105, 9920–9925 (2008).

Artículo ADS CAS Google Académico

Shibuya, T. et al. Variación de profundidad de los isótopos de carbono y oxígeno de las calcitas en la corteza superior oceánica alterada del Arcaico: Implicaciones para el flujo de CO2 del océano a la corteza oceánica en el Arcaico. Planeta Tierra. ciencia Letón. 321–322, 64–73 (2012).

Artículo ANUNCIOS Google Académico

Gislason, SR & Oelkers, EH Almacenamiento de carbono en basalto. Ciencia 344, 373–374 (2014).

Artículo ADS CAS Google Académico

Stockmann, GJ, Wolff-Boenisch, D., Gislason, SR y Oelkers, EH ¿Afectan los precipitados de carbonato a la cinética de disolución?. química Geol. 337–338, 56–66 (2013).

Artículo ANUNCIOS Google Académico

Monasterio-Guillot, L., Fernandez-Martinez, A., Ruiz-Agudo, E. & Rodriguez-Navarro, C. Carbonatación de piroxenos de calcio y magnesio: controles físico-químicos y efectos de la fracturación impulsada por reacción. Geochim. Cosmoquim. Acta 304, 258–280 (2021).

Artículo ADS CAS Google Académico

Berner, RA, Sjoberg, EL, Velbel, MA & Krom, MD Disolución de piroxenos y anfíboles durante la meteorización. Ciencia 80207, 1205–1206 (1980).

Artículo ANUNCIOS Google Académico

Schott, J., Berner, RA & Sjoberg, EL Mecanismo de meteorización de piroxeno y anfíboles: I Estudios experimentales de minerales libres de hierro. Geochim. Cosmoquim. Acta 45, 2123–2135 (1981).

Artículo ADS CAS Google Académico

Petit, J.-C., Delia Mea, G., Dran, J.-C., Schott, J. & Berner, RA Mecanismo de disolución de diópsido a partir de perfiles de profundidad de hidrógeno. Naturaleza 325, 705–707 (1987).

Eggleston, CM, Hochella, MF Jr. & Parks, GA Preparación de muestras y efectos del envejecimiento sobre la velocidad de disolución y la composición superficial del diópsido. Geochim. Cosmoquim. Acta 53, 797–804 (1989).

Artículo ADS CAS Google Académico

Monasterio-Guillot, L., Rodriguez-Navarro, C. & Ruiz-Agudo, E. Cinética y mecanismos de meteorización a pH ácido de piroxenos. geoquímica Geofísico. geosistema 22, e2021GC009711 (2021b).

Knauss, KG, Nguyen, SN & Weed, HC Cinética de disolución de diópsido en función del pH, CO2, temperatura y tiempo. Geochim. Cosmoquim. Acta 57, 285–294 (1993).

Artículo ADS CAS Google Académico

Chen, Y. & Brantley, SL Disolución de diópsido y antofilita a 25° y 90°C y pH ácido. química Geol. 147, 233–248 (1998).

Artículo ADS CAS Google Académico

Golubev, SV, Pokrovsky, OS & Schott, J. Determinación experimental del efecto del CO2 disuelto en la cinética de disolución de silicatos de Mg y Ca a 25 °C. química Geol. 217, 227–238 (2005).

Artículo ADS CAS Google Académico

Dixit, S. & Carroll, SA Efecto del estado de saturación y la temperatura de la solución en la disolución del diópsido. geoquímica Trans. 8, 3 (2007).

Artículo Google Académico

Golubev, SV & Pokrovsky, OS Estudio experimental del efecto de los ligandos orgánicos en la cinética de disolución del diópsido. química Geol. 235, 377–389 (2006).

Artículo ADS CAS Google Académico

Rigopoulos, I. et al. Un método para mejorar la capacidad de almacenamiento de CO2 de las rocas piroxeníticas. verde Ciencia de los gases Tecnología 5, 577–591 (2015).

Artículo CAS Google Académico

Velde, B. Pseudomorfismo experimental de diópsido por talco y serpentina en soluciones acuosas de (Ni, Mg) Cl2. Geochim. Cosmoquim. Acta 52, 415–424 (1988).

Artículo ADS CAS Google Académico

Majumdar, AS, King, HE, John, T., Kusebauch, C. & Putnis, A. Reemplazo pseudomórfico de diópsido durante la interacción con soluciones acuosas de (Ni, Mg)Cl2: Implicaciones para el mecanismo de enriquecimiento de Ni en talco y serpentina -tipo fases. química Geol. 380, 27–40 (2014).

Artículo ADS CAS Google Académico

Austrheim , H. & Prestvik , T. Rodingitización e hidratación de la litosfera oceánica desarrollada en la ofiolita de Leka, centro-norte de Noruega . Lithos 104, 177–198 (2008).

Artículo ADS CAS Google Académico

Iyer, K., Austrheim, H., John, T. & Jamtveit, B. Serpentinización de la litosfera oceánica y algunas consecuencias geoquímicas: restricciones del complejo de ofiolita de Leka, Noruega. química Geol. 249, 66–90 (2008).

Artículo ADS CAS Google Académico

Alt, JC et al. El papel de las serpentinitas en el ciclo del carbono y el azufre: serpentinización del fondo marino y metamorfismo de subducción. Lithos 178, 40–54 (2013).

Artículo ADS CAS Google Académico

Kelemen, PB & Matter, J. Carbonatación in situ de peridotita para almacenamiento de CO2. proc. nacional Academia ciencia 105, 17295–17300 (2008).

Artículo ADS CAS Google Académico

Falk, ES & Kelemen, PB Geoquímica y petrología de listvenita en la ofiolita de Samail, Sultanato de Omán: carbonatación completa de peridotita durante el emplazamiento de ofiolita. Geochim. Cosmoquim. Acta 160, 70–90 (2015).

Artículo ADS CAS Google Académico

de Obeso, JC, Santiago Ramos, DP, Higgins, JA & Kelemen, PB Una perspectiva isotópica de Mg sobre la movilidad del magnesio durante la serpentinización y carbonatación de la ofiolita de Omán. J. Geophys. Res. Tierra sólida 126, e2020JB020237 (2021).

Hansen, LD, Dipple, GM, Gordon, TM y Kellett, DA Serpentinita carbonatada (listwanita) en Atlin, Columbia Británica: un análogo geológico del secuestro de dióxido de carbono. Poder. Mineral. 43, 225–239 (2005).

Artículo CAS Google Académico

Beinlich , A. , Plümper , O. , Hövelmann , J. , Austrheim , H. & Jamtveit , B. Carbonatación masiva de serpentinita en Linnajavri, N-Noruega. Nueva Tierra 24, 446–455 (2012).

Artículo ADS CAS Google Académico

Halls, C. & Zhao, R. Listvenite y rocas relacionadas: Perspectivas sobre terminología y mineralogía con referencia a una ocurrencia en Cregganbaun Co, Mayo, República de Irlanda. Minero. Deposita 30, 303–313 (1995).

Artículo ADS CAS Google Académico

Menzel, MD y col. Deformación dúctil durante la carbonatación de peridotita serpentinizada. Nat. común 13, 3478 (2022).

Artículo ADS CAS Google Académico

Cutts, JA, Steinthorsdottir, K., Turvey, C., Dipple, GM, Enkin, RJ & Peacock, SM Deducción de la mineralogía de rocas ultramáficas serpentinizadas y carbonatadas usando propiedades físicas con implicaciones para el secuestro de carbono y la dinámica de la zona de subducción. geoquímica Geofísico. geosistema 22, e2021GC009989 (2021).

Schwarzenbach, EM, Früh-Green, GL, Bernasconi, SM, Alt, JC y Plas, A. Serpentinización y secuestro de carbono: un estudio de dos antiguos sistemas hidrotermales alojados en peridotitas. química Geol. 351, 115–133 (2013).

Artículo ADS CAS Google Académico

Steele, A. et al. Síntesis orgánica asociada con serpentinización y carbonatación en Marte primitivo. Ciencia 375, 172–177 (2022).

Artículo ADS CAS Google Académico

Yu, SY et al. Evolución tectono-termal del sistema orogénico de Qilian: seguimiento de la subducción, acreción y cierre del océano Proto-Tethys. Ciencias de la Tierra Rev. 215, 103547 (2021).

Artículo Google Académico

Zhang, J., Yu, S. & Mattinson, CG Metamorfismo polifásico del Paleozoico Temprano en el norte del Tíbet, China. Gondwana Res. 41, 267–289 (2017).

Artículo ADS CAS Google Académico

Li, XW et al. Características de la estructura geológica y actividad fluida de las vetas de cuarzo auríferas en el área de Yushishan, North Altyn Tagh. Geotectonica et Metalogenia (2020).

Liu, JH et al. Características y formación de corindón dentro de la sienita en los depósitos de metales raros de Yushishan en la meseta tibetana nororiental. Mineralogista estadounidense, aceptado (2022). https://doi.org/10.2138/am-2022-8223.

Liu, T. & Jiang, SY Varias generaciones de turmalina del leucogranito Yushishanxi en el sur de Qilian, en el oeste de China, registran una historia de formación compleja desde la fusión rica en B hasta el fluido hidrotermal. Soy. Minero. 106, 994–1008 (2021).

Artículo ANUNCIOS Google Académico

Liu, T. et al. Datación de titanita U-Pb y restricciones geoquímicas sobre los eventos magmático-metamórficos del Paleozoico y la mineralización de Nb-Ta en el depósito de Yushishan, en el sur de Qilian, noroeste de China. Lithos 412–413, 106612 (2022).

Artículo Google Académico

McDonough, WF y Sun, S.-S. La composición de la Tierra. química Geol. 120, 223–253 (1995).

Artículo ADS CAS Google Académico

Morimoto, N. et al. Nomenclatura de los piroxenos. Mineral. J. 14, 198–221 (1989).

Artículo ANUNCIOS Google Académico

Python, M., Yoshikawa, M., Shibata, T. y Arai, S. Diopsiditas y rodingitas: serpentinización y metasomatismo de Ca en el manto de ofiolita de Omán. En Dyke Swarms: Keys for Geodynamic Interpretation (ed. Srivastava, RK) 401–435 (Springer, 2011).

Capítulo Google Académico

Lee, C.-TA & Lackey, JS Llamaradas globales del arco continental y su relación con las condiciones de efecto invernadero a largo plazo. Elementos 11, 125–130 (2015).

Artículo CAS Google Académico

Python, M., Ceuleneer, G., Ishida, Y., Barrat, J.-A. & Arai, S. Oman diopsiditas: un nuevo diagnóstico litológico de la circulación hidrotermal de muy alta temperatura en la peridotita del manto debajo de los centros de expansión oceánica. Planeta Tierra. ciencia Letón. 255, 289–305 (2007).

Artículo ADS CAS Google Académico

Akizawa, N. et al. Actividades hidrotermales de alta temperatura alrededor del Moho suboceánico: un ejemplo de diopsidita y anortosita en la ofiolita de Wadi Fizh, Omán. Lithos 263, 66–87 (2016).

Artículo ADS CAS Google Académico

Bach, W. & Klein, F. La petrología de las rodingitas del fondo marino: conocimientos del modelado de trayectorias de reacciones geoquímicas. Lithos 112, 103–117 (2009).

Artículo ADS CAS Google Académico

Gong, XK et al. La determinación del cuerpo intrusivo de sienita ultramáfica del Triásico y su significado geológico, el oeste de Qinling del Norte. Acta Petrologica Sínica 32, 177–192 (2016).

CAS Google Académico

Dyer, B., Lee, C.-TA, Leeman, WP y Tice, M. Comportamiento de sistema abierto durante la interacción plutón-pared-roca según las limitaciones de un estudio de Endoskarns en el Batolito de Sierra Nevada, California. J. Gasolina. 52, 1987–2008 (2011).

Artículo ADS CAS Google Académico

Ferry, JM Flujo de fluido progrado y retrógrado durante el metamorfismo de contacto de rocas carbonatadas silíceas de la aureola de Ballachulish, Escocia. contribución Gasolina mineral. 124, 235–254 (1996).

Artículo ADS CAS Google Académico

Ferry, JM, Ushikubo, T. & Valley, JW Formación de forsterita por silicificación de dolomita durante el metamorfismo de contacto. J. Gasolina. 52, 1619–1640 (2011).

Artículo ADS CAS Google Académico

Proyer, A., Mposkos, E., Baziotis, I. y Hoinkes, G. Seguimiento del metamorfismo de alta presión en mármoles: relaciones de fase en mármoles de calcita-dolomita aluminosa de alto grado del macizo griego Ródope en el sistema CaO-MgO- Al2O3–SiO2–CO2 e indicaciones de aragonito previo. Lithos 104, 119–130 (2008).

Artículo ADS CAS Google Académico

Ferrando, S., Groppo, C., Frezzotti, ML, Castelli, D. y Proyer, A. Disolución de dolomita en un conjunto de minerales UHP estable: Evidencia de los mármoles Cal-Dol del macizo Dora-Maira (Alpes occidentales italianos). Soy. Minero. 102, 42–60 (2017).

Artículo ANUNCIOS Google Académico

Velbel, MA Disolución de olivino durante la meteorización natural. Geochim. Cosmoquim. Acta 73, 6098–6113 (2009).

Artículo ADS CAS Google Académico

Peuble, S. et al. Mineralización de carbonato en agregados de olivino filtrados: efectos de enlace de la orientación cristalográfica y el flujo de fluidos. Soy. Mineralogista 100, 474–482 (2015).

Artículo ANUNCIOS Google Académico

Phillips-Lander, CM, Legett, C., Elwood Madden, AS y Elwood Madden, ME ¿Podemos usar texturas de meteorización de piroxeno para interpretar las condiciones de alteración acuosa? Sí y No. Am. Mineralogista 102, 1915–1921 (2017).

Xia, F. et al. Mecanismo y cinética de las reacciones de reemplazo de minerales pseudomórficos: un estudio de caso del reemplazo de pentlandita por violarita. Geochim. Cosmoquim. Acta 73, 1945-1969 (2009).

Artículo ADS CAS Google Académico

Putnis, A. Reacciones de sustitución de minerales. Rev. Mineral. geoquímica 70, 87–124 (2009).

Artículo CAS Google Académico

Putnis, A. Por qué importan las interfaces minerales. Ciencia 343, 1441–1442 (2014).

Artículo ANUNCIOS Google Académico

Ruiz-Agudo, E. et al. Control de la meteorización de silicatos mediante procesos de disolución-precipitación acoplados a la interfase en la interfase mineral-solución. Geología 44, 567–570 (2016).

Artículo ADS CAS Google Académico

Rudge, JF, Kelemen, PB & Spiegelman, M. Un modelo simple de agrietamiento inducido por reacción aplicado a la serpentinización y carbonatación de peridotita. Planeta Tierra. ciencia Letón. 291, 215–227 (2010).

Artículo ADS CAS Google Académico

Plümper, O., Røyne, A., Magrasó, A. & Jamtveit, B. El mecanismo a escala de interfaz de la fractura inducida por reacción durante la serpentinización. Geología 40, 1103–1106 (2012).

Artículo ANUNCIOS Google Académico

Malvoisin, B., Brantut, N. y Kaczmarek, M.-A. Control de la velocidad de serpentinización por fisuración inducida por reacción. Planeta Tierra. ciencia Letón. 476, 143–152 (2017).

Artículo ADS CAS Google Académico

Evans, O., Spiegelman, M. & Kelemen, PB Modelado de campo de fase del agrietamiento impulsado por reacción: condiciones determinantes para la serpentinización extensa de olivino. J. Geophys. Res. Tierra sólida 125, e2019JB018614 (2020).

Guillot, S., Schwartz, S., Reynard, B., Agard, P. y Prigent, C. Significado tectónico de las serpentinitas. Tectonofísica 646, 1–19 (2015).

Artículo ANUNCIOS Google Académico

Rouméjon, S., Andreani, M. & Früh-Green, GL Cristalización de antigorita durante la serpentinización retrógrada oceánica de peridotitas abisales. contribución Minero. Gasolina. 174, 60 (2019).

Artículo Google Académico

Schwartz, S. et al. Estimaciones de presión-temperatura de la transición lizardita/antigorita en serpentinitas de alta presión. Lithos 178, 197–210 (2013).

Artículo ADS CAS Google Académico

Kodolányi, J. & Pettke, T. Pérdida de oligoelementos de serpentinitas durante la transformación asistida por fluidos de crisotilo a antigorita: un ejemplo de Guatemala. química Geol. 284, 351–362 (2011).

Artículo ANUNCIOS Google Académico

Coleman, RG & Keith, TE Un estudio químico de la serpentinización—Burro Mountain, California. J. Gasolina. 12, 311–328 (1971).

Artículo ADS CAS Google Académico

Deschamps, F., Godard, M., Guillot, S. y Hattori, K. Geoquímica de las serpentinitas de la zona de subducción: una revisión. Lithos 178, 96–127 (2013).

Artículo ADS CAS Google Académico

Nasir, S., Al Sayigh, AR, Al Harthy, A., Al-Khirbash, S., Al-Jaaidi, O., Musllam, A. et al. Caracterización mineralógica y geoquímica de la listwaenita de la ofiolita de Semail, Omán. Chemie Der Erde - Geoquímica 67, 213–228 (2007).

Malvoisin, B. Transferencia de masa en la litosfera oceánica: la serpentinización no es isoquímica. Planeta Tierra. ciencia Letón. 430, 75–85 (2015).

Artículo ADS CAS Google Académico

Beinlich, A., Austrheim, H., Glodny, J., Erambert, M. & Andersen, TB Secuestro de CO2 y agotamiento extremo de Mg en clastos de peridotita serpentinizados de la cuenca Devonian Solund, SN-Noruega. Geochim. Cosmoquim. Acta 74, 6935–6964 (2010).

Artículo ADS CAS Google Académico

de Obeso, JC & Kelemen, PB Movilidad de los principales elementos durante la serpentinización, oxidación y meteorización de la peridotita del manto a bajas temperaturas. Fil. Trans. R. Soc. A. 378, 20180433 (2020).

Artículo Google Académico

Palandri, JL & Reed, MH Modelos geoquímicos de metasomatismo en sistemas ultramáficos: serpentinización, rodingitización y precipitación de chimeneas carbonatadas en el fondo marino. Geochim. Cosmoquim. Acta 68, 1115-1133 (2004).

Artículo ADS CAS Google Académico

Godard, M., Carter, EJ, Decrausaz, T., Lafay, R., Bennett, E., Kourim, F., de Obeso, J.-C., Michibayashi, K., Harris, M., Coggon, JA, Teagle, DAH, Kelemen, PB y el Oman Drilling Project Phase 1 Science Party Perfiles geoquímicos a lo largo de la transición listvenita-metamórfica en el megaempuje basal de la ofiolita Semail: resultados de la perforación en Oman DP Hole BT1B. J. Geophys. Res. Tierra sólida 126(12), e2021JB022733 (2021). https://doi.org/10.1029/2021JB022733.

Monnier, C., Girardeau, J., Le Mée, L. & Polvé, M. Segmentación petrológica a lo largo de la cresta del manto en la ofiolita de Omán. geoquímica Geofísico. geosistema 7, Q11008 (2006).

Artículo ANUNCIOS Google Académico

Schwarzenbach, EM, Vogel, M., Früh-Green, GL & Boschi, C. Serpentinización, carbonatación y metasomatismo de secuencias ultramáficas en la ofiolita de los Apeninos del Norte (NO de Italia). J. Geophys. Res. Tierra sólida 126, e2020JB020619 (2021).

Frisby, C., Bizimis, M. & Mallick, S. Desacoplamiento de isótopos Hf-Nd en peridotitas abisales a granel debido a la serpentinización. química Geol. 440, 60–72 (2016).

Artículo ADS CAS Google Académico

Frisby, C., Bizimis, M. y Mallick, S. Adición de elementos de tierras raras derivados del agua de mar a las peridotitas abisales durante la serpentinización. Lithos 248–251, 432–454 (2016).

Artículo ANUNCIOS Google Académico

Peters, D., Bretscher, A., John, T., Scambelluri, M. y Pettke, T. Elementos fluidos móviles en serpentinitas: Restricciones en entornos de serpentinización y ciclo de elementos en zonas de subducción. química Geol. 466, 654–666 (2017).

Artículo ADS CAS Google Académico

Raza, A., Glatz, G., Gholami, F., Mahmoud, M. & Alafnan, S. Mineralización de carbono y almacenamiento geológico de CO2 en basalto: mecanismos y desafíos técnicos. Ciencias de la Tierra Rev. 229, 104036 (2022).

Artículo CAS Google Académico

Aradóttir, ESP, Sonnenthal, EL, Björnsson, G. & Jónsson, H. Modelado de transporte reactivo multidimensional del secuestro de minerales de CO2 en basaltos en el campo geotérmico Hellisheidi, Islandia. En t. J. Control de gases de efecto invernadero 9, 24–40 (2012).

Artículo Google Académico

McGrail, BP, Spane, FA, Amonette, JE, Thompson, CR & Brown, CF Inyección y monitoreo en el proyecto piloto de basalto de Wallula. Energía Procedia 63, 2939–2948 (2014).

Artículo CAS Google Académico

Wen, G., Li, J.-W., Hofstra, AH, Koenig, AE y Cui, B.-Z. Texturas y composiciones de clinopiroxeno en un skarn de Fe con implicaciones para la evolución de fluidos minerales y la partición de REE de fluidos minerales. Geochim. Cosmoquim. Acta 290, 104–123 (2020).

Artículo ADS CAS Google Académico

Descargar referencias

Agradecemos las revisiones cuidadosas de dos revisores anónimos y las sugerencias del miembro del consejo editorial, la profesora Caterina De Vito. Esta investigación fue financiada principalmente de forma conjunta por las Fundaciones Nacionales de Ciencias Naturales de China (Subvención n.º 41972220), el Programa Nacional de Investigación y Desarrollo Clave (Subvención n.º 2017YFC0602401) y el Fondo para la Juventud Excelente de la Fundación Nacional de Ciencias Naturales de China (Subvención n.º 2017). 41722207).

Laboratorio estatal clave de procesos geológicos y recursos minerales, Facultad de Ciencias de la Tierra, Universidad de Geociencias de China, Wuhan, 430074, China

Dingkui Zhou, Shuyun Cao, Jianhua Liu, Xiaowen Li, Yanlong Dong, Jie Bai y Hu Li

Departamento de Medio Ambiente y Biodiversidad, Paris-Lodron-University of Salzburg, Hellbrunner Str. 34, 5020, Salzburgo, Austria

franz neubauer

También puede buscar este autor en PubMed Google Scholar

SC concibió el proyecto y obtuvo financiación para los gastos de campo y análisis. Todos los autores (DZ, SC, JL, XL, YD, FN, JB y HL) participaron en el trabajo de campo y análisis, y el trabajo de laboratorio fue dirigido por DZ con JL y XL, supervisado por SC El manuscrito fue escrito por DZ y SC , con edición de FN

Correspondencia a Shuyun Cao.

Los autores declaran no tener conflictos de intereses.

Springer Nature se mantiene neutral con respecto a los reclamos jurisdiccionales en mapas publicados y afiliaciones institucionales.

Acceso abierto Este artículo tiene una licencia internacional Creative Commons Attribution 4.0, que permite el uso, el intercambio, la adaptación, la distribución y la reproducción en cualquier medio o formato, siempre que se otorgue el crédito correspondiente al autor o autores originales y a la fuente. proporcionar un enlace a la licencia Creative Commons e indicar si se realizaron cambios. Las imágenes u otro material de terceros en este artículo están incluidos en la licencia Creative Commons del artículo, a menos que se indique lo contrario en una línea de crédito al material. Si el material no está incluido en la licencia Creative Commons del artículo y su uso previsto no está permitido por la regulación legal o excede el uso permitido, deberá obtener el permiso directamente del titular de los derechos de autor. Para ver una copia de esta licencia, visite http://creativecommons.org/licenses/by/4.0/.

Reimpresiones y permisos

Zhou, D., Cao, S., Liu, J. et al. Carbonatación y serpentinización de diopsidita en las montañas Altun, noroeste de China. Informe científico 12, 21361 (2022). https://doi.org/10.1038/s41598-022-25612-5

Descargar cita

Recibido: 29 junio 2022

Aceptado: 01 diciembre 2022

Publicado: 09 diciembre 2022

DOI: https://doi.org/10.1038/s41598-022-25612-5

Cualquier persona con la que compartas el siguiente enlace podrá leer este contenido:

Lo sentimos, un enlace para compartir no está disponible actualmente para este artículo.

Proporcionado por la iniciativa de intercambio de contenido Springer Nature SharedIt

Al enviar un comentario, acepta cumplir con nuestros Términos y Pautas de la comunidad. Si encuentra algo abusivo o que no cumple con nuestros términos o pautas, márquelo como inapropiado.