Магматические горные породы

Материал из Википедии — свободной энциклопедии
Перейти к: навигация, поиск
Магматические горные породы (Греция). По светлым полосам можно определить направление потоков лавы
GabbroRockCreek1.jpg

Магматические горные породы — Магма периодически образует отдельные очаги в пределах разных по составу и глубинности оболочек Земли. Магматические горные породы образуются в результате затвердения магмы. Если расплав застывает на глубине, то образуются глубинные породы, при застывании магмы на земной поверхности, то образуются излившиеся. Глубинные породы застывают медленнее, и поэтому структура у них полностью кристаллическая. У излившихся она скрытокристаллическая, мелкозернистая или стекловидная. Каждой глубинной породе соответствует излившиеся того же химического состава.

Общие сведения[править | править исходный текст]

Вулканические породы (вулканиты) — горные породы, образовавшиеся в результате излияния магмы на поверхность, и затем застывшей.

Магматические горные породы (интрузивные и эффузивные) классифицируются в зависимости от размера кристаллов, текстуры, химического состава или происхождения. Состоят преимущественно из оксида кремния и по его содержанию делятся на пять групп: ультракислые(больше 70% SiO 2), кислые (65-70%), средние (52-65%), основные (45-52%) и ультраосновные (до 45%)[уточнить]. Горные породы вулканического происхождения, которые образовались на глубине, называются плутоническими или интрузивными.

Из-за медленного остывания магмы и больших давлений эти породы крупнокристаллические (долерит, гранит и др). Те породы, которые образовались в результате излияния на поверхность, называются эффузивными (излившимися) или вулканическими.

Классификация магматических горных пород[править | править исходный текст]

История создания научной систематики восходит к прошлому столетию, классическим трудам К. Розенбуша, Ф. Ю. Левинсон-Лессинга и других основоположников современной петрографии-петрологии.

В основу классификации магматических пород положен их генезис, химический и минеральный состав.

  • По генезису магматические горные породы подразделяются на эффузивные и интрузивные.
    • Интрузивные породы образуются за счёт полной раскристаллизации магматического расплава. Образуются глубоко в недрах Земли (от 5 до 40 км) в течение большого периода времени, при относительно постоянных температуре и давлении. Наиболее распространённые интрузивные породы - это граниты, диориты, габбро, сиениты.
    • Эффузивные породы образуются за счёт излияния вулканических лав на поверхность Земли, или в её недрах в приповерхностных условиях (до 5 км). Наиболее распространённые эффузивные породы - это базальты, диабазы, андезиты, андезито-базальты, риолиты, дациты, трахиты.
      • По степени вторичных изменений интрузивные породы делятся на кайнотипные, «молодые», не изменённые, и палеотипные, «древние», в той или иной степени изменённые и перекристаллизованные главным образом под влиянием времени.
      • К эффузивным породам относятся также вулканогенно-обломочные породы, образующиеся при извержениях вулканов и состоящие из различных обломков пирокластитов (туф, вулканические брекчии). Такие породы называются пирокластическими.
  • В основе химической классификации лежит процентное содержание кремнезёма (SiO2) в породе. По этому показателю выделяют ультракислые, кислые, средние, основные и ультраосновные породы, о чём подробно рассказывается при описании химического состава магматических горных пород. Чем больше SiO2 в породе, тем она светлее.

Карбонатиты[править | править исходный текст]

Карбонатитами называют эндогенные скопления кальцита, доломита и других карбонатов, пространственно и генетически ассоциированные с интрузивами ультраосновного щелочного состава центрального типа, формирующимися в обстановке платформенной активизации. В настоящее время на земном шаре известно более 250 массивов ультраосновных щелочных пород. В России такие массивы известны в Карело-Кольском регионе, Сибири. Размещаются массивы на платформах и имеют различный геологический возраст. Среди них известны массивы докембрийского (Сибирь, Северная Америка), каледонского (юг Сибири), герцинского (Мурманская обл.), киммерийского (Сибирь, Бразилия) и альпийского циклов развития (большинство карбонатитов Африки). Карбонатиты образуют обособленную группу эндогенных месторождений в силу резко специфических геологических условий их образования.

Карбонатитовые месторождения связаны только с платформенным этапом геологического развития и ассоциированы с комплексами ультраосновных щелочных пород. Массивы имеют трубообразную форму, дифференцированный состав и концентрически зональное строение. В них выделяют четыре главные группы пород: 1) ранние ультраосновные (дуниты, перидотиты, пироксениты); 2) щелочные (мельтейгит-ийолиты, щелочные и нефелиновые сиениты); 3) ореолы вмещающих пород, подвергшихся щелочному метасоматозу и превратившихся в фениты; 4) карбонатиты . Массивы сопровождаются дайковой серией сложного состава, отражающего длительную и направленную эволюцию магматического очага и состоящую из разнообразных пород – от пикритовых порфиритов до щелочных пегматитов. Последовательно формирующиеся группы пород, образующие карбонатитовые массивы, размещаются в центростремительном направлении от периферии к центру и иногда в обратном, центробежном направлении. Примером последнего размещения может служить Ковдорский массив в Мурманской области. Центральная часть массива сложена оливинитами, образующими шток, далее располагаются прерывистым полукольцом пироксениты, а периферическая часть выполнена ийолитами и мальтейгитами. Карбонатиты в массиве представлены несколькими разновидностями: кальцитовыми карбонатитами, имеющими широкое распространение, доломитовыми карбонатитами, которые встречаются значительно реже, и доломито-кальцитовыми, возникшими большей частью в процессе доломитизации кальцитовых разновидностей пород. Многочисленные жилы и линзы, кальцитовых карбонатитов залегают в оливинитах центральной части массива и в щелочных породах его краевой зоны. Они группируются в отчетливо выраженную дугообразную зону и в её пределах приурочены к серии кольцевых трещин-разломов, пологопадающих внутрь массива.

Карбонатитовые тела представляют собой штоки, конические жилы, падающие к центру массива, кольцевые жилы, падающие от центра массива, радиальные дайки. Штоки в поперечнике имеют размеры от сотен метров до нескольких километров, а жилы мощностью от 10 м при длине несколько сот метров до нескольких километров (1—2  км). Минеральный состав карбонатитов определяется наличием карбонатов, составляющих 80-99 %. Наиболее распространены кальцитовые карбонатиты, реже встречаются доломитовые, ещё реже анкеритовые и совсем редко сидеритовые карбонатиты. В формировании карбонатитов установлена последовательность их образования – первым накапливается кальцит, далее доломит и анкерит. Остальные минералы в карбонатитах являются акцессорными, их более 150  разновидностей. Типоморфными минералами являются флогопит, апатит, флюорит, форстерит; редкими  — бадделеит, пирохлор, гатчеттолит - урансодержащий пирохлор, перовскит-кнопит-дизаналит, карбонаты редких земель (синеизит, бастнезит, паризит).

В карбонатитах установлен стадийный характер минералообразования: в первую стадию формируются крупнозернистые кальциты с минералами титана и циркония; во вторую – среднезернистые кальциты с дополнительными минералами титана, урана, тория; в третью – мелкозернистый кальцит-доломитовый агрегат с ниобиевой минерализацией; в четвертую – мелкозернистые массы доломит-анкеритового состава с редкоземельными карбонатами. Текстура карбонатитов массивная, полосчатая, узловатая, плойчатая, структура – разнозернистая.

По составу полезных ископаемых, концентрирующихся в карбонатитах последние разделены на семь групп:

  1. Гатчеттолит-пирохлоровые карбонатиты с содержанием Nb2O5 0,1-1 %;
  2. Бастнезит-паризит-монцонитовые карбонатиты с содержанием TR2O3 от десятых долей процента до 1 %;
  3. Перовскит-титаномагнетитовые руды связаны с гипербазитами в ассоциации с карбонатитами;
  4. Апатит-магнетитовые с форстеритом карбонатиты с содержанием железа 20-70 %, Р2О5 10-15 %;
  5. Флогопитовые скарноподобные образования, в коре выветривания формируется вермикулит;
  6. Флюоритовые карбонатиты;
  7. Сульфидоносные карбонатиты с медным оруденением при содержании меди 0,68 % и свинцово-цинковым.

Минеральные типы рудоносных карбонатитов отвечают различным уровням их возникновения и последующего эрозионного среза.

Геологические структуры, определяющие положение и морфологию карбонатитовых тел внутри массивов, имеют один источник деформирующих усилий и разделяются на две разновидности по их морфологии. Центральные штоки приурочены к цилиндрическим трубкам взрыва. Карбонатитовые жилы приурочены к круговым структурам, среди них выделяют радиальные, кольцевые (падающие от центра), конические (падающие к центру).

Формирование массивов ультраосновных щелочных пород с карбонатитами охватывает длительный интервал времени и делится на четыре этапа магматической эволюции, разобщенные перерывами внедрения магматических пород:

  1. образуются ультраосновные породы (дуниты, перидотиты, пироксениты);
  2. щелочно-гипербазитовый этап с формированием биотитовых пироксенитов и перидотитов и мелилитсодержащих пород;
  3. ийолит-мельтейгитовый этап характеризуется появлением пород от якупирангитов (крайне меланократовая бесполевошпатовая ультраосновная щелочная порода) до уртитов (существенно нефелиновая порода);
  4. внедряются нефелиновые и щелочные сиениты. После этого возникают карбонатиты. Все этапы сопровождаются формированием комагматичных даек. Весь интервал времени, охватывающий становление массивов может охватывать несколько десятков и даже первых сотен миллионов лет.

Формы залегания магматических горных пород[править | править исходный текст]

Химический и минеральный состав магматических горных пород[править | править исходный текст]

Изучением химического и минерального состава магматических горных пород занимаются разделы петрологии, называемые петрохимией и петрографией

Химический состав[править | править исходный текст]

Определение вещественного состава магматических горных пород произво­дится путем установления в них процентного содержания химиче­ских элементов (их окислов) и породообразующих минералов. Химический и минеральный составы пород взаимо­связаны, но связь эта сложная, поэтому невозможно путем пере­счета химического состава горной породы получить её минераль­ный состав, и наоборот. Это объясняется тем, что магматические горные породы близкого химического состава мо­гут иметь различный минеральный состав, так как последний зави­сит не только от химического состава магмы. Помимо этого, породообразующие минералы имеют довольно сложный состав, и содержат различные рассеянные элементы, установление которых оптическими мето­дами невозможно. Что касается стеклосодержащих вулканиче­ских пород, то их вещественный состав можно определить только химическим путем. Список элементов, которые можно встре­тить в том или ином количестве в магматических породах, до­вольно обширен, в них содержатся практически все химические элементы. Главными являются: кислород, кремний, алюминий, железо, каль­ций, магний, натрий, калий, титан и водород, но самый распро­страненный из них — кислород — составляет в среднем поло­вину веса магматических пород. Химический состав горных пород выражают окислами соответствующих химических элементов: SiO2, Al2O3, Fe2O3, FeO, MgO, CaO, Na2O и K2O. Химический состав пород не соответствует химическому составу магмы, из которой они образовались, так как многие составные части магмы (вода, углекислота, соединения Cl, F и другие летучие соединения) при застывании выделяются из неё.

Разнообразие горных пород объясняется процессами дифференциации магмы. Дифференциация (разделение) магмы — это совокупность различных физико-химических процессов, которые происходят на значительных глубинах и ведут к тому, что разные части единого магматического резервуара обогащаются различными компонентами. Различают магматическую и кристаллизационную дифференциацию.

В основу классификаций магматических горных пород положен их химический состав. За основу большинства классификаций принято содержание окиси кремния (SiO2), которое и служит критерием для подразделения пород на группы. Для этого определяют валовой состав породы, то есть процентное содержание всех элементов, входящих в состав породы, выраженных в виде оксидов. Сумма всех элементов в виде оксидов составляет 100 %. Содержание SiO2 является диагностическим критерием для классификации породы.

Если расположить все магматические породы по мере возрастания содержания в них кремнезёма, то получится практически непрерывный ряд. На одном конце его окажутся очень бедные кремнеземом (< 45%) и в то же время богатые магнием и железом, на другом — породы, богатые (> 65 %)кремнезёмом, но с малым содержанием магния и железа.

Процентное содержание окиси кремния в породе служит определенным критерием её кислотности, в связи с чем термином «кислая порода» стали обозначать породы, богатые SiO2, а «основная порода» — бедные кремнеземом, но обогащенные СаО, MgO, FeO. В таблице 1 [1] приведено подразделение магматических пород по их кислотности. По мере увеличения кислотности пород содержания окислов железа и магния закономерно убывают.

Таблица №1
Название Содержание SiO2 Породы (примеры)
Низко и некремнеземнистые < 30% окатыши, обогащенные флотационным метедом
Ультраосновные 30-45% дунит, перидотит, пироксенит, горнблендит, кимберлит, оливинит
Основные 45-53% габбро, лабрадорит, базальт, диабаз
Средние 53-64% сиенит, диорит, трахит, андезит, полевошпатовый порфир, порфирит
Кислые (кислотные) 64-78% гранит, липарит, кварцевый порфир
Ультракислые > 78 % пегматит, аляскит и др.

В обозначенных группах изменяется состав минералов. Ультраосновные породы сложены преимущественно оливинами и пироксенами; в основных к ним присоединяется кальциевый минерал — плагиоклаз. К средним породам относятся главным образом полевошпатовые породы с небольшой примесью железо-магнезиальных минералов. В кислых породах уменьшается содержание магнезиально-железистых и кальциевых силикатов и появляются щелочные полевые шпаты и кварц. В ультракислых породах доля кварца значительно возрастает.

Минеральный состав[править | править исходный текст]

Минеральный состав магматических горных пород также разнообразен: полевые шпаты, кварц, амфиболы, пироксены, слюды, в меньшей степени — оливин, нефелин, лейцит, магнетит, апатит и другие минералы.

К породообразующим минералам магматических горных пород, на долю которых приходится около 99 % их общего состава относятся: кварц, калиевые полевые шпаты, плагиоклазы, лейцит, нефелин, пироксены, амфиболы, слюды, оливин и др. Среди акцессорных минералов следует указать: циркон, апатит, рутил, монацит, ильменит,хромит, титанит, ортит и другие; иногда присутствуют и рудные минералы (магнетит, хромит, пирит, пирротин и др.). Выделяют также элементы-примеси, которые присутствуют в породах в очень малых количествах (сотые доли процента): литий, бериллий, бор, олово, медь, хром, никель, хлор, фтор и др.

По происхождению минералы магматических пород делятся на первичные, образованные в результате кристаллизации самой магмы и вторичные, образовавшиеся в результате дальнейшего их преобразования, за счет процессов вторичного минералообразования: серицитизация, каолинизация, хлоритизация, серпентинизация и т. д. Под действием этих процессов происходят различные химические реакции, в частности, плагиоклазы преобразуются в серицит, цеолит; пироксены и амфиболы переходят в хлорит, эпидот.

Большое классификационное значение имеет также состав темноцветных минералов. Так, оливин — минерал, недонасыщенный кремнекислотой, встречается главным образом в ультраосновных породах. В средних по­родах обычно присутствует роговая обманка, а в кислых — биотит. Щелочные породы характеризуются присутствием амфиболов.

Не менее важную роль при классификации магматических играют содержание и состав салических минералов, особенно полевых шпатов. Так, состав плагиоклазов отвечает оп­ределенной по кислотности группе пород: ультраосновные горные породы не содержат плагиоклазов в числе главных мине­ралов, основные породы содержат основные (богатые кальцием) плагиоклазы, средние породы содержат средние (натриево-кальциевые) плагиоклазы, а для кислых пород характерны кислые (кальциевые) плагиоклазы. Кварц является типичным минералом кислых пород, хотя он может присутствовать и в средних, и основных породах. Он образуется тогда, когда содержание SiO2 в магме превышает то, которое должно вступить в соединение с металлами для образования силикатов. В то же время, кварц не встречается (за редким исклю­чением) в магматических породах совместно с оливином, не встречаются в одной породе кварц и нефелин.

Присутствие оливина в породе служит признаком того, что порода недонасыщена кремнезёмом. Этот минерал выделяется только из магм, в которых содержание этого окисла недостаточно для образования пироксена. В противном случае оливин не образуется, так как при достаточном количестве в расплаве кремнезёма оливин превращается в энстатит:

Mg2SiO4 + SiO2 = Mg2Si2O6
Форстерит            Энстатит
(ненасыщенный минерал) (насыщенный минерал)

Аналогичным путем образуется нефелин, который присутствует лишь в щелочных породах, недосыщенных кремнезёмом. В случае насыщенности магмы кремнезёмом вместо нефелина образуется альбит:

NaAlSiO4 + 2SiO2 = NaAlSi3O8
Нефелин                   Альбит
(ненасыщенный минерал) (насыщенный минерал)

Содержание в породе SiO2 отличается от насыщенности её состава этим окислом. Последняя зави­сит как от процентного содержания кремнезема, так и от того, какие основания и в каком относительном количестве содержатся в породе. Действительно, ультраосновные породы недосыщены кремнезёмом (на это указывает присутствие оливина), а кислые пересыщены этим окислом (это видно из присутствия кварца), однако достаточно бедные кремнезёмом основные породы далеко не всегда им недосыщены. Насыщенные кремнезё­мом (следовательно, не содержащие оливин и нефелин) разно­сти часто встречаются среди основных и типичны для средних пород.

Следует отметить, что общие особенности вещественного состава заметны уже при макроскопическом знакомстве с по­родой. Вместе с тем иногда недостаточность макроскопического ме­тода очевидна, так как, пользуясь им исследователь не может дать точного определения названия горной породы, поскольку неизвестен состав слагающих её плагиоклазов и особенностей состава темноцветных минералов.

Связь цвета магматических горных пород и их химического состава[править | править исходный текст]

Цвет магматических пород зависит от их минерального и химического состава, то есть от содержания в них темно- и светлоокрашенных минералов.

Светлоокрашенные породы, как правило, не содержат цветных минералов, или же они присутствуют в них в очень небольшом количестве. Такие породы называются лейкократовыми . Темноокрашенные породы же, состоящие из темноокрашенных минералов, называются меланократовыми.

Если некоторые минералы в породы образуют изолированные скопления — шлиры или полосы, то окраска будет пятнистой, полосчатой и т. д.

Чем более темная порода, тем больше в ней содержится темноокрашенных минералов, и тем больше цветное число, под которым понимают количество (объёмную долю, %) темноцветных минералов в породе. Цветное число отражает кислотность породы: ультраосновные породы — 95-100 %, основные — около 50 %, средние — порядка 30 %, кислые — 10 %. Это находит отражение в окраске пород. В неизменённых разностях ультраосновные породы имеют чёрный цвет, основные — тёмно-серый, средние — серый, кислые — светло-серый, светло-розовый до белого.

Однако в природе нередко встречаются отклонения от указанных средних содержаний. Так, кислая порода может содержать цветных минералов значительно больше, чем их указанное среднее количество, а основная, наоборот, оказаться значительно светлее нормального типа.

Температуры образования минералов магматических пород[править | править исходный текст]

В настоящее время основными методами определения температур образования минералов являются физический (анализ расплавных (главным образом) и газово-жидких включений) и термодинамические методы, основанные на анализе распределений между минералами изотопов (изотопные геотермометры) и собственно элементов (геохимические геотермометры).

Гранитоиды[править | править исходный текст]

Для кислых пород по изотопным данным с использование изотопов кислорода и водорода некоторые температуры образования минералов приведены в таблице [2].

Таблица №2
Породы Регионы Минералы
Qw Bio Il Mt Kf Mus Alb Grn
Пегматит Калифорния 780 - - - - 490 510 -
Пегматит США 700 - - - - - - 320
Пегматит США - - 680 - - - 480 -
Пегматит Норвегия 760 770 - 660 - 480 440 260
Аплит Калифорния 710 - - - 580 570 - -
Аплит Карелия 710* - - - - - 440 -
Гранит Альпы - - - - - 490 - -
Гранит Кавказ 710* - - 584 - - - -
Трондъемит США 710* - - - - - 570 -
Гранодиорит Япония 700* - - - 570 - - -
Примечание: Минералы-Qw- кварц; Bio- биотит; Il- ильменит; Mt- магнетит; Kf- калиевый полевой шпат; Mus- мусковит; Alb- альбит; Grn- гранат. (*) - минерал взят в качестве эталона с указанной температурой.
  • 1. В этих породах по температуре выделения (а значит и по времени) минералы располагаются в последовательности
Bio,Qw(≈750oC)>Il(≈650)>Mt(600-650)>Kf(»570)>Mus(450-570)>Alb(440-500)>Grn(≈300)
  • 2.  Кварц имеет наиболее высокую температуру выделения, кристаллизуясь практически одновременно с Bio. Эти данные не соответствуют существующим представлениям на последовательность кристаллизации минералов в гранитоидах, но согласуются с результатами анализа расплавных включений;
  • 3. Гранат имеет относительно низкую температуру выделения, согласуясь с результатами анализа газово-жидких включений в пегматитах
  • 4. Для силикатов установлен парагенезис с водой;
  • 5. Для минералов (мусковит, роговая обманка), содержащих в решётке воду, установлено влияние диффузии HDO;
  • 5. В образовании рудных минералов ни вода, ни СО,ни СО2 участия не принимают.

Основные и ультраосновные породы[править | править исходный текст]

В основных, ультраосновных и щелочных породах основной объём температурных измерений проводился методами анализ расплавных включений. Имеющиеся определения температур выделения минералов с помощью геохимических геотермометров доверия не вызывают, поскольку в методике этих работ установлены значительные методические ошибки.

Длительное развитие ультраосновных щелочных пород и сопровождающих их карбонатитов происходило в широких рамках температур и давлений. Ультрабазиты формируются при температурах 1350-1100°С, нефелиновые сиениты – 750-620°С, карбонатиты первой стадии 630-520°С, второй стадии 520-400°С, карбонатиты третьей стадии 400-300°С, карбонатиты четвёртой стадии 300-200°С. Значительная вертикальная протяженность карбонатитообразования свидетельствует об изменении давления от верхнего уровня (близ поверхности земли) до глубинных горизонтов 100-600 МПа.

Некоторые примеры температур выделения минералов по анализу расплавных включений приведены в таблице №3.

Таблица №3
Породы Регионы Минералы Источник
Olv Cpx Pl Ap
К-щелочные породы Африка - 1200-1240 1100 - [3]
Olv- базальт Африка 1100 - - -
Olv-базальт o. Св. Елены 1260-1240 1260-1240 1230-1220 - [4]
Базальт щелочной o. Гран-Канария 1260-1240 1260-1240 - 1220-1190
Базальт щелочной о. Св. Елены 1240-1220 1240-1220 1210-1190 1200-1180
Трахибазальт о. Гран-Канария 1270-1250 1260-1230 1220-1200 -
Лампроит Алдан 1240-1180 - - 1150-1030 [5]
Лампроит Алдан >1300 1240-1200 - -
Примечание: минералы- Olv- оливин;Cpx- клинопироксен;Pl- плагиоклаз; Ap- апатит.

Материалы по расплавным включениям, изотопные анализы кислорода в плагиоклазе, оливине и пироксене позволили рассмотреть решение задачи о механизме выделения минералов. Примеры этих решений с использованием данных по температурам образования кальцитов карбонатитов приведены в таблице №4.

Таблица №4
Массив Количество проб Регионы Среднее T°C принятая Изотопные компоненты T°C изотопная
δ13C δ18O
Калианга 36 Уганда 0.79 12.95 - CH4 - CO2 570
North Ruri 7 Кения 4,74 19,10 >500 780
Replasement 6 США 4,57 7,10 - 750
Alno 19 Швеция 6,42 8,58 400? CO2 - CO2 700
Fen 8 Норвегия 5,63 7,71 600-700 700
Чернигов.зона 33 Украина 6,05 10,01 600-650 CH4 - CO2 620
Ковдор 35 Кольск.п. 3,74 8,82 420-720 720
Примечание:ToC принятая - температура, полученная по другим данным и принятая в качестве официальной; ToC изотопная - температура, полученная с помощью изотопных геотермометров (по кальциту) с использование компонентов, указанных в графе "Изотопные компоненты". В графе "Изотопные компоненты" первым стоит соединение, изотопно равновесное кальциту по углероду, вторым - по кислороду

В целом, анализ механизмов образования кальцитов в широком интервале Т выявляет температурную зональность выделения газовой фазы: вода сменяется углекислым газом, а последний - метаном (таблица №5).

Таблица №5
№№ п.п. Фация по В.С. Самойлову Интервал температур выделения, ΔТ°C Состав газовой фазы Стадия
1 хлорит-серицит-анкеритовя 200 - 350 *CO2 - H2O Гидротермально - метасоматическая
2 амфибол-доломит-кальцитовая
3 альбит- кальцитовая 400 - 550 *CO2 - CO2 Магматическая
4 калишпат-кальцитовая 500 - 700 CO2 - *CH4
Примечание: звёздочкой (*) помечен элемент, обменивающийся по углероду; соответственно в парном ему соединении обмен происходит по кислороду.

Механизм образования минералов[править | править исходный текст]

Под механизмом выделения минерала понимается химическая реакция, ведущая к кристаллизации этого минерала. Эти задачи являются одними из основных задач петрологии. Пример подобной реакции приведён выше. Эти решения являются правдоподобными, но не доказанными, хотя в эксперименте они установлены. Это мифические решения. Они не учитывают новые данные по геохимии минералов. Так установлено, что в гранитоидах альбит выделяется в равновесии с водой, но в реакции это не отражено. В ультраосновных породах пироксен равновесен (по изотопным данным кислорода) СО2, а по геохимическим данным - гранату, но в реакции это также не отражено.

Кислые магматические породы[править | править исходный текст]

При решении этой задачи приняты аксиомы:

  1. Минералы выделяются в изотопном и геохимическом равновесиях с некоторыми соединениями;
  2. Минералы образуются в результате распада некоторого исходного материнского вещества. Только в таком случае объяснимо наличие термодинамических (изотопных и геохимических) равновесий между минералами.

Все силикатные минералы в гранитоидах выделяются в геохимическом равновесии с водой (по кислороду). Это говорит, что вместе с минералом одновременно выделяется и вода в свободном состоянии. При кристаллизации водных минералов (Bio, Mus, Amp) на величину δD влияет диффузии воды в виде компоненты HDO.

Выделение силикатов сопровождается разложением гидратированных комплексов (+4Si – O – H)распл; их формирование осуществляется по схеме (+4Si – O – Si+4)+6распл → 2(H- O- Si+4)+3распл. В окрестности точки Ткрист полимеризация сиботаксической группы (+4Si – O – H)распл приводит к образованию ассоциата H4SiO4 и дальнейшему разложению его по схеме

H4SiO4 → SiO2 + 2H2O.

К такому представлению близка реакция образования альбита по схеме [6],[7].

Al(OH)-4 + 3H4SiO4 + Na+1 → NaAlSi3O8 + 8H2O.

Однако, учитывая её несогласованность по изотопам водорода, более приемлемой представляется реакция [8].

Al+3 + 3Si(OH)6-2 + Na+1+ 2Н+1 → NaAlSi3O8 + 8H2O + 2OH-1.

Близкий механизм может быть предложен для калиевого полевого шпата, слюд, гранатов и пр.

Несколькой иная ситуация с рудными минералами (магнетит и ильменит). Оба минерала изотопно (по кислороду) равновесны рутилу, что возможно по гипотетическим реакциям разложения ульвошпинели или ильменита (скобка [...] - отражает наличие изотопного равновесия между компонентами внутри её):

6Fe2TiO4 → [6FeTiO3 + 2Fe3O4];
FeTiO5 → Fe2TiO4 + TiO2.

В совокупе эти данные не подтверждают существование сиботаксита типа ((OH)- Me- Si+4)распл, предполагаемого В.Н. Анфилоговым[9]

Основные и ультраосновные породы[править | править исходный текст]

Гранаты, весьма широко распространённый минерал в этих породах. Вывлено, что практически все минералы геохимически (использованы Ca, Mg, Fe+2, Mn) равновесны пироксенам. Связь граната с пироксеном генетическая: они образуются при разложения некоего протовещества. Оценка его состава опирается на данные количественных измерений соотношений Pyr/CPX в реальных объектах, чаще всего Pyr/CPX ≈1.0. Тогда

Mg3Al2Si3O12 + CaMgSi2O6 = CaMg4Al2Si5O18

- это кордиерит.

Пироксены по изотопным данным равновесны СО2, причём выявляется влияние диффузии газа на формирование изотопного состава кислорода в пироксене. Таким образом, поставщиком 18О в минералы, вероятно, является CO2, согласуясь с хорошей растворимостью СО2 в ультраосновных расплавах высоких давлений за счёт образования гипотетического соединения Si(CO3)4−4. Вероятный эффект описывается уравнением

2Mg+2 + Si(CO3)4-4 = Mg2SiO4+ 4CO2.

Именно это обстоятельство объясняет присутствие углекислоты в высокотемпературных расплавных включениях. При переносе кремния вероятно CO2 играет роль транспорта. В этом случае роль СО2 аналогична роли воды в кислых расплавах.

При анализе влияния СО2 на плавление силикатов рассматривались реакции карбонатизации пироксенов (энстатит Ens) и оливинов под давлением[10]:

(1) Ol + Dio + СО2 → Ens + Dol;
(2) Ol + Dol + СО2 → Ens + Mgt (магнезит);
(3) Opx + Dol + СО2 → Mt + Qw.

Полученные результаты показывают сомнительность этих уравнений. Во-первых, реально СО2 присутствует только в правой части уравнений. Во- вторых, ортопироксены (Ens) изотопно равновесны только СО2, а магнетиты – только рутилу, в то время как кварц всегда находится в равновесии с водой. По изотопным данным магнетит с кварцем (Qw) в равновесии никогда не находится. Эти данные можно понять, если рассматривать, например, уравнение (1) в виде Ens + Dol → Ol + Dio + СО2. Однако это ведёт к гипотезе, что ультраосновные породы –продукт переработки энстатит - доломитовых пород (т.е. каких-то мраморов или скарнов?).

По геохимическим данным для части пироксенов устанавливается равновесие с гранатом, т.е. уравнение выделения минерала должно имеет вид (скобка {...} -отражает геохимическое равновесие между компонентами в скобках):

… = … {Gr + [Px} + CO2] + …

Экспериментальные данные для этой системы не установлены.

Возможное образование Шпинелидов (герциниты, шпинели, хромшпинелиды и хромиты) соответствует Т= 1200оС и Р ≈ 25-30 кбар для реакций обмена:

FeCr2O4 + Mg = MgCr2O4 + Fe.
0.5MgAl2O4 + Cr = 0.5MgCr2O4 + Al.

Присутствие элементов в свободном состоянии не совсем понятно. По экспериментам [11] при ударном воздействии на Bi и флогопит образуются Fe и шпинелиды.

Природа магматических пород[править | править исходный текст]

Здесь имеется в виду задача об источниках вещества. На практике она решается качественно на основе некоторых сравнений и допущений. Появившиеся теоретические исследований этой задачи [12],[13],[14] позволили более строго подойти к её решению. Основой решения задачи являются представления об "явлении компенсации".

Гранитоиды[править | править исходный текст]

Бикомпенсационная диаграмма распределений параметров компенсационных уравнений вида G=dg + D в силикатных породах.
Компенсационная диаграмма распределений параметров А и В уравнений вида Mg = AFe + B в гранитоидах.

В гранитоидах наиболее детально изучен биотит, включающих Mg, Fe+2, Ca, Mn, K, Na. Для всех элементов использованы кристаллохимические коэффициенты. Во всех случаях Mg и Fe+2 тесно связаны уравнением Mg=AFe+2 + B. Близкие уравнения вида Y = AFe+2 + B получены и для других элементов. По этим данным построены компенсационные диаграммы вида G = gA + B (рис. слева). Полученные диаграммы выявляют основные свойства изученных выборок:

1. Эти диаграммы включают данные не только по гранитоидам (от пегматитов до гранодиоритов и сиенитов), но и большое количество выборок по гнейсам и сланцам.
2. Точки всех выборок попадают на единственную прямую с минимальным разбросом точек. Это свидетельствует об едином источнике вещества для этих пород. Состав Bio в этом источнике имеет значения: концентрация Fe+2 = 2,1696, Mg - 2,4212.

В ряде случаев гранитоиды и гнейсы можно разделить на самостоятельные выборки, по которым построены свои компенсационные уравнения. По этим уравнениям составлена бикомпенсационная диаграмма (рис. справа), показавшая, что параметры этих компенсационных уравнений описываются единой бикомпенсационной диаграммой. Все эти данные свидетельствуют, что все гранитоиды и кислые метаморфиты образованы из единого источника.

Этим источником являются осадочные горные породы, связь которых с гнейсами и сланцами выявляется прямыми геологическими наблюдениями. Что касается гранитоидов, то гранитоиды ультраметаморфической природы также в конечном счёте произошли из осадочных пород, а для гранитов, не связанных явно с осадочными породами, ещё А.Б.Ронов (1955- 1965) [15] показал, что все они образованы из осадочных пород (песчаников и глин). Таким образом единство происхождений этих пород обуславливает единство и "генетической" прямой.

Карбонатиты[править | править исходный текст]

Магматическая гипотеза. Форма тел карбонатитов говорит о возможном их образовании при раскристаллизации из магматического расплава. Об этом свидетельствуют обломки вмещающих пород в карбонатитах, флюидная текстура некоторых карбонатитов, наличие в составе карбонатитов остывших расплавленных включений с температурой гомогенизации 880-558°С. Последнее обстоятельство позволило поставить вопрос о явлении магматической ликвации с отделением карбонатного расплава при температуре 900±50°С. Эти представления подтверждаются данными экспериментов.

Гидротермальная гипотеза. Никто из исследователей не отрицает наличие карбонатитов гидротермально-метасоматического происхождения. В пользу этой гипотезы свидетельствуют следующие данные: наличие постепенных переходов от карбонатитов к замещаемым им породам; наличие реликтов незамещенных силикатных пород, пронизанные сетью прожилков; метасоматическая зональность в распределении минеральных ассоциаций, на контакте карбонатных и силикатных пород; зависимость состава темноцветных и акцессорных минералов карбонатитов от состава замещаемых силикатных пород; избирательный характер карбонатного метасоматоза.

При анализе происхождения карбонатитов нужно чётко понимать, что различные гипотезы о магматической или гидротермальной природе отражают промежуточную стадию периода формирования карбонатитов, но ничего не дают для понимания исходной природы, т.е. источников вещества в карбонатитах. В магматических карбонатитах фации калишпат-кальцитовой и альбит - кальцитовой ([16].) кальциты для температур 600 - 900°С равновесны СО2* и *СН4. Подобный парагенезис объясним, если положить, что карбонатиты образованы переплавлением известняков, обогащённых углеродом. Этот механизм согласуется с находками скарноподобных пород и наличием признаков ассимиляции известняков фонолитами [17]. Результаты изотопного анализа Использованы результаты изотопных анализов кальцитов из карбонатитов различных минеральных фаций по [16]. Рассмотрены только те пробы, по которым одновременно имеются анализы по δ18О и δ13С. По этим данным рассчитывались уравнения связи вида δ13С = Sδ18О + A, средние значения этих величин для каждой предыдущей выборки карбонатитов, уравнения компенсации вида A = gS + G и при необходимости уравнение бикомпенсации вида G = gd + D.

Компенсационная диаграмма распределений параметров изотопных уравнений
Бикомпенсационная диаграмма распределений параметров компенсационных уравнений по карбонатным породам различной природы

Определенный интерес представляет возможность использование компенсационных диаграмм (рис. слева), которые дают информацию о составе вещества в его источнике [12]. Компенсационная диаграмма для карбонатитов приведена на левом рисунке. Она обобщает данные по 36 выборкам из 23 карбонатитовых масивов. Из теории явления компен-
сации следует, что эта диаграмма отражает состав источника (уровня 2) вещества, поступившего для образования кальцитов карбонатитов: δ18Оо = - 21284‰ и δ13Со = -4,53‰.

Следовательно, почти все карбонатиты имеют один и тот же состав источника вещества, отражаемый параметрами компенсационного уравнения. От этого множества отскакивает точка массива Alno, говоря о несколько ином составе вещества в его источнике.

Дополнительную информацию о природе карбонатитов даёт анализ явления "бикомпенсации" (рис. справа), которое отражает совместное поведение параметров компенсационных уравнений по карбонатным породам различной природы. Из теории "Задачи об источниках вещества" [18],[19] следует, что это явление отражает состав вещества в более глубоком уровне (уровень 3) источников, чем компенсационное уравнение.

Согласно этой диаграмме выделяются два генетических рода карбонатных пород:

  • Первый род объединяет травертины, мрамора, диагенетические кальциты и сталактиты. Её природа не ясна.
  • Второй род включает высокотемпературные образования: карбонатиты, кимберлиты, скарны, гидротермальные кальциты и известняки. Все эти образования имеют общий источник вещества.

Изучение взаимодействия карбонатных пород с магматическими породами(система карбонат - интрузив) позволяет выделить две достаточно различающиеся обстановки:

  • Система представлена контрастно различающимися по химическому составу породами. Взаимодействие между ними заканчивается образованием метаморфических (мрамора) или метасоматических (скарны) пород, т.е. процесс остаётся логически не завершённым.
  • Система сложена породами, близкими по химическим свойствам. В этом случае процесс преобразования доходит до логического завершения с поглощением основной (ультраосновной) магмой карбонатной породы, проявляющейся в растворении последней в расплаве. В зависимости от количества поглощённой карбонатной породы эта смесь в дальнейшем ликвирует с отделением и образованием чистой карбонатитовой магмы.

Примечания[править | править исходный текст]

  1. Заварицкий А.Н. Изверженные горные породы. М.: изд. АН СССР, 1955. 479 с.
  2. Макаров В.П. Изотопные геотермометры./Мат-лы XIII научного семинара «Система планета Земля». М.: РОО «Гармония строения Земли и планет». 2005, С.93- 115.
  3. Наумов В.П. Определение концентраций и давления летучих компонентов в магматических расплавах по включению в минералах//Геохимия, 1979, 7. С.997-1007.
  4. Барсуков В.Л.,Когарко Л.Н., Романчев Б.П. Физико-химические параметры дифференциации щёлочно-базальтовых магм островов Южной Атлантики.//Геохимия, 1981, 121. С.1816-1844.
  5. Панина Л.И. Низкотитановые лампроиты Алдана (Сибирь). Результаты изучения расплавных включений в минералах.//Геология и геофизика, 1997, 38,1. С.112-122.
  6. Алексеев В.А., Медведева А.С., Кригман Л.В., Сенин В.Г. Кинетика альбитизации калиевого полевого шпата. Условия и механизм реакции.//Геохимия, 1989, 4. С.559-570.
  7. Рыженко Б.Н., Мельникова Г.А., Шваров Ю.В. Моделирование на ЭВМ формирования химического состава природных растворов при взаимодействии в системе вода-порода.//Геохимия, 1981, 4. С.481-495
  8. Ганеев И.Г..Свойства гидротермальных растворов и форма миграции минерального вещества.//Докл. АН СССР,1975. Т.227, 2. С.458-460
  9. Афилогов В.Н., Бобылев И.Б. Термодинамический анализ растворения воды в силикатных расплавах.//Геохимия, 1985, 9. С.1274-1285.
  10. Кадик А.А., Френкель М.Я. Декомпрессия пород коры и верхней мантии как механизм образования магм. М.: Наука. 1982.
  11. Мороз Т.Н., Архипенко Д.К., Григорьева Т.Н. О некоторых аспектах использования методов колебательной спектроскопии и порошковой дифрактометрии в геологических исследованиях./Сб. Геология и минеральные ресурсв Европейского Севеоро-Востока России. Новые результаты и новые перспективы. Т.IV. Сыктывкар: КомиНЦ, Институт Геологии. 1999. С.81-86.
  12. 1 2 Макаров В.П. "Явление компенсации" - новый вид связи между геологическими объектами./Мат-лы I международной научно-практической конференции "Становление современной науки -2006". Днепропетровск. Наука-Образование. 2006. Т.10. С.85 - 115.
  13. Макаров В.П. Основы теоретический геохронологии. Мат-лы II научного семинара "Система Планета Земля". М.: РОО "Гармония строения Земли и планет", 2004. С. 228 - 253
  14. Макаров В.П. Вопросы теоретической геологии. 12. Основы теории решения задачи об источниках вещества./Материалы международной научно-практической конференции "Научные исследования и их практическое применение. Современное состояние и пути развития `2008". Т. 17. Одесса, 2008. С.12 - 47.
  15. Ронов А.Б. Осадочная оболочка Земли (количественные закономерности строения, состава, эволюции). М. ”Наука”. 1980.
  16. 1 2 Самойлов В.С.Фации карбонатитов. М.: Наука, 1977.
  17. Вимменауэр В. Изверженные породы и карбонатиты Кайзерштуля.// Карбонатиты.М.:Мир.С.195-215.
  18. Макаров В.П. "Явление компенсации" - новый вид связи между геологическими объектами./Мат-лы I международной научно-практической конференции "Становление современной науки -2006". Днепропетровск. Наука-ОбразованиеЮ 2006. Т.10. С.85 - 115.
  19. Основы теоретический геохронологии. Мат-лы II научного семинара "Система Планета Земля". М.: РОО "Гармония строения Земли и планет", 2004. С. 228 - 253

См. также[править | править исходный текст]

Ссылки[править | править исходный текст]