что положено в основу классификации магматических пород

Билет 19. Магматические горные породы и их классификация

Горные породы представляют собой естественные минеральные агрегаты, формирующиеся в литосфере или на поверхности Земли в ходе различных геологических процессов. Строение горных пород характеризуется структурой и текстурой.

входящих в ее состав, их взаимоотношениями.

Под текстурой породы понимают расположение в пространстве слагающих ее минеральных агрегатов или частиц горной породы (кристаллических зерен, обломков и др.).

В основу классификации горных пород положен генетический признак. По происхождению выделяют:

2) осадочные горные породы, образующиеся на поверхности в результате деятельности различных экзогенных факторов;

Магматические горные породы (вместе с метаморфическими породами) слагают основную массу земной коры. В основе классификации магматических горных пород лежит их химический состав. Учитывается прежде всего содержание оксида кремния, по которому магматические породы делятся на четыре группы:

коры играют незначительную роль, все ультраосновные породы обладают большой плотностью (3,0-3,4), обусловленной их минеральным составом).

В зависимости от условий, в которых происходило застывание магмы,

магматические породы делятся на ряд групп:

— породы глубинные, или интрузивные, образовавшиеся при застывании магмы на глубине,

и породы излившиеся, или эффузивные, связанные с охлаждением магмы, излившейся на поверхность, т.е. лавы.

Источник

Основы классификации магматических горных пород

Магматические или изверженные горные породы образуются в результате застывания и кристаллизации магмы при внедрении ее в земную кору или при выходе на поверхность в процессе извержения вулканов.

По условиям образования магматические породы делятся на эффузивные и интрузивные. Эффузивные (излившиеся) образовались за счет застывания магмы, излившейся на поверхность Земли или на дно водоемов.

Интрузивные (внедрившиеся) породы образуются на различных глубинах внутри земной коры в условиях повышенного давления и медленного охлаждения.

В зависимости от глубины застывания среди них выделяют глубинные или абиссальные, на малых глубинах – полуглубинные или гипабиссальные. Среди гипабиссальных пород встречаются близкие как к типичным интрузивным, так и к эффузивным породам. Различные условия образования прежде всего отражаются на структуре и текстуре изверженных пород.

Под структурой понимаются особенности внутреннего строения породы, обусловленные степенью кристалличности, количеством, размерами и формой слагающих ее минеральных зерен, характером их срастания между собой и со стеклом.

Текстура определяется распространением и взаимным расположением в пространстве минеральных зерен и участков породы с различными структурными и минералогическими особенностями (крупно и мелкозернистых, обогащенных определенным минералом и т.п.).

В эффузивных породах в связи с быстрым охлаждением создаются условия, при которых одновременно кристаллизуются многие минералы. Однако быстрое затвердевание вещества обычно не позволяет расти кристаллам, они возникают лишь в виде очень мелких зачаточных форм, обнаруживаемых под микроскопом. Значительная часть породы превращается просто в аморфную или стекловатую массу. Такая структура называется скрытокристаллической. При очень быстром остывании лавы, прежде всего в верхних ее частях, процесс кристаллизации может и вовсе не начаться и тогда порода целиком будет состоять из вулканического стекла. Такая порода называется обсидианом (по имени римлянина Обсидиуса, привезшего породу из Эфиопии). Обычно это черная, темно-серая или темно-бурая порода с раковистым изломом очень похожая на глыбу стекла.

Часто эффузивные породы имеют неравномернозернистую порфировую структуру, характеризующуюся наличием 2-х генераций минералов. Минералы I генераций называются порфировыми вкрапленниками (фенокристаллами). Они включены в плотную мелкозернистую основную массу, которая состоит из тончайших кристалликов (микролитов) неразличимых невооруженным глазом П генерации.

Интрузивные породы вследствие длительной кристаллизации магмы на глубине имеют полнокристаллические структуры, среди которых по размерам зерен выделяются:

крупнозернистые (зерна 5 мм)

среднезернистые (зерна 1-5 мм)

мелкозернистые (зерна до 1 мм)

скрытокристаллические (зерна 0,5 мм)

По относительным размерам минеральных зерен выделяются: равномерно- и неравномернозернистые структуры.

В равномернозернистой породе (в отличие от неравномернозернистой) величина минеральных зерен почти одинакова. В неравномернозернистой – величина зерен различна. Примером являются порфировидные структуры, которые характеризуются присутствием крупных кристаллов-вкрапленников (порфировидные выделения) среди всегда полностью раскристаллизованной основной массы, которая может быть мелко-средне и даже крупнозернистой. В порфировидной структуре (в отличие от порфировой) образование вкрапленников происходило в одинаковых или очень близких условиях с условиями кристаллизации основной массы. Например, несколько ускорился темп падения температуры, в этом случае спокойный ход кристаллизации нарушается и в породе образуются кристаллы одного и того же минерала разной величины – более крупные (I фаза кристаллизации) и более мелкие (П фаза кристаллизации). Эти структуры характеризуют гипабиссальные или полуглубинные условия остывания магмы.

Кроме перечисленных основных типов структур в интрузивных породах следует отметить еще грубозернистую пегматитовую, широко распространенную в жильных интрузивных породах. Эта структура характеризуется закономерным прорастанием калинатрового полевого шпата кварцем (реже другими минералами). В поперечном сечении такие сростки напоминают древнееврейские письмена и получили название письменных прорастаний.

Текстуры магматических пород отличаются меньшим разнообразием. Среди них выделяют однородную (массивную), шлировую или такситовую и полосчатую. Наиболее распространена однородная текстура, определяющаяся одинаковым сложением разных участков породы. Шлировая и полосчатая текстуры характеризуются сочетанием участков различного сложения, отличающихся по размерам минеральных зерен и по минеральным агрегатам, например, по преобладанию сиалических или фемических минералов. Минералы, богатые кремнием и алюминием, имеющие светлую окраску, называются сиалическими, а содержащие железо и магний и имеющие темную окраску – фемическими.

Неоднородность текстур обусловлена с одной стороны, переработкой вещества чуждых пород, включенных в магме в виде обломков, а с другой – проникновением дополнительных порций магмы или остаточных растворов в виде прожилков.

Вследствие интенсивного выделения газов при застывании магмы на земной поверхности эффузивных пород часто имеют ячеистые, ноздреватые или в связи с выполнением пустот вторичными минералами – миндалекаменную текстуры. Флюидальная текстура характеризуется потокообразным расположением минералов, связанного с течением лавы.

Минеральный состав магматических пород весьма разнообразен. Среди минералов различают главные породообразующие минералы, слагающие основную массу породы (пироксены, амфиболы, оливин, слюды, кварц, калиевые полевые шпаты, плагиоклазы, нефелин), и второстепенные минералы, присутствующие в меньшем количестве (могут отсутствовать).

Выделяют еще акцессорные минералы, составляющие не более 5 % от породы, но являющиеся характерной примесью породы, например, циркон, сфен, ортит, хромит, магнетит и эпимагматические (послемагматические), образовавшиеся после затвердевания породы под действием гидротермальных или других послемагматических процессов.

В указанных подразделениях по химическому и минеральному составу выделяются группы пород. Внутри групп по условиям образования породы делятся на интрузивные и эффузивные. Эффузивные породы по степени сохранности делятся на кайнотипные (свежие не выветрелые) и палеотипные (выветрелые).

Всего выделено 6 групп пород:

1. Группа ультраосновных беспалевошпатовых пород;

2. Группа габбро-базальта;

3. Группа диоритов-андезитов;

4. Группа гранита-риолита;

5. Группа сиенитов-трахитов;

6. Группа нефелиновых сиенитов-фонолитов

Группа ультраосновных бесполевошпатовых пород (ультраосновные породы). Породы этой группы существенно состоят из пироксенов, оливина, реже амфиболов, хромита и железных руд. В качестве второстепенных минералов присутствовать могут биотит, гранат, корунд. Эти породы большей частью крупнозернистые, неравномернозернистые, иногда порфировидные. Слагающие их минералы образуют неправильные зерна, за исключением оливина, встречающегося в идиоморфных кристаллах. Окрашены породы этой группы в темные зеленовато-серые, темно-зеленые и почти черные цвета.

По минеральному состава выделяют: пироксениты – сложены пироксенаммми (95 %); перидотиты – состоят из пироксена и оливина; горнблендиты – состоят из роговой обманки; дуниты – состоят в основном из оливина (90-100 %). Характерной особенностью состава ультраосновных пород является постоянная, иногда значительная примесь рудных минералов (магнетита, хромита), а также широкое развитие вторичного серпентина.

Типичной эффузивной разностью ультраосновных пород является постоянная, иногда значительная примесь рудных минералов (магнетита, хромита), а также широкое развитие вторичного серпентина.

Типичной эффузивной разностью ультраосновных пород являются пикриты, состоящие из красно-бурого авгита и оливина с примесью рудных минералов и апатита. В качестве второстепенных составных частей могут присутствовать роговая обманка и биотит, а также основной плагиоклаз.

Разновидностью ультраосновных пород являются алмазоносные породы Южной Африки, а также и Якутии – кимберлиты, выполняющие трубки взрыва. Они состоят из оливина, пироксена и слюды с примесью граната (пиропа), ильменита, хромита.

С ультраосновными породами генетически связаны рудные месторождения хрома, платины, железа, никеля. Важные неметаллические полезные ископаемые – асбест, магнезит, тальк – образуются при переработке гидротермальными растворами ультраосновных пород. С этой же группой пород связаны алмазы юга Африки, Якутии, Индии.

Группа габбро-базальта (основные). В этой группе объединены основные интрузивные породы (габбро, габбро-порфириты) и их эффузивные разности (базальты).

Габбро – равномернозернистые глубинные породы существенно состоящие из основных плагиоклазов (50-70 %) и цветных минералов (пироксен, амфибол, реже оливин).

Второстепенные минералы: биотит, кварц, ортоклаз, акцессорные – апатит, ильменит, магнетит, хромит. Для пород группы габбро характерны полосчатые и такситовые текстуры, а также присутствие рудных минералов (титаномагнетита, сульфидов Сu и Ni), нередко образующих промышленные месторождения. Породы группы габбро обычно слагают штоки, лакколиты, силы, лопалиты. Массивы, сложенные габбро могут достигают огромных размеров.

Габбро-порфириты – это гипабиссальные породы группы габбро, они слагают самостоятельные тела, или залегают в краевых частях интрузивных массивов. По минеральному составу эти породы соответствуют габбро, но обладают мелкозернистой и порфировой структурами.

Лабрадориты – мономинеральные полнокристаллические породы, состоящие из плагиоклаза – лабрадора. Нередко в отдельных зернах плагиоклаза наблюдается иризация.

Базальты – эффузивные породы группы габбро. Они представляют собой свежие породы, состоящие наполовину из основного плагиоклаза (лабрадор, лабрадор-битовнит) и авгита либо пироксена, амфибола, а также рудных минералов. Структура порфировая, либо микрозернистая. Когда порфировая – вкрапленники представлены авгитом, реже плагиоклазом и роговой обманкой. Основная масса базальтов состоит из мелких кристалликов плагиоклаза, пироксена и магнетита, бурого или зеленоватого стекла. Стекло может отсутствовать, но может и слагать всю основную массу породы.

Базальты очень широко распространены и преобладают над эффузивами всех остальных групп. Базальтами сложены огромные пространства дна и многие острова океанов. На материках излияния базальтов занимают пространства, измеряемые сотнями тысяч квадратных километров, например, Деканское плато в Индостане – 650 тыс. км.

Интенсивно измененные разности метабазальтов (диабазов), обычно имеют зеленоватую окраску за счет большого количества вторичных минералов – хлорита, актинолита, эпидота, альбита и др. Внешне это яснокристаллические, средне- и мелкозернистые, реже тонкозернистые или совсем плотные темно-зеленые или серовато-зеленой породы, существенно состоящие из основного плагиоклаза и пироксена и обладающие офитовой (диабазовой) структурой, в которой кристаллы плагиоклаза лучше огранены, чем кристаллы пироксена. Структура часто порфититовая из-за вкрапленников плагиоклаза.

Жильные породы основного состава широко распространены и представлены долеритами, диабазамии габбро-пегматитами. Долериты – неизмененные эффузивные породы среднезернистой структуры, т.е. степень их расскристаллизации значительно выше, чем у базальтов.

Группа диоритов-андезитов (средние породы). По химическому и минеральному составу диориты представляют собой переходные породы, связанные с одной стороны, с группой гранита (через кварцевые диориты), а с другой – с породами группы габбро. От габбро диориты отличаются, главным образом, характером плагиоклаза (в диоритах плагиоклаз средний, в габбро – основной). Типичным цветным минералом в диоритах является роговая обманка, в габбро – пироксен.

Диорит- порфириты представляют собой гипабиссальные, жильные разности диоритов и по минеральному составу соответствуют диоритам. Отличаются от диоритов условиями залегания и порфировидной структурой. В порфировых выделениях они содержат плагиоклаз, биотит, роговую обманку или пироксен.

Эффузивные породы группы диорита представлены андезитами и метаандезитами (андезитовыми порфиритами). Первые – кайнотипные, вторые – палеотипные. Они состоят из темноокрашенной плотной массы, сложенной средним плагиоклазом, стеклом, либо тем и другим вместе. Такая масса иногда сплошь слагает породу, но чаще сопровождается порфировыми выделениями плагиоклаза или роговой обманкой, авгита и биотита.

Андезиты и порфириты наряду с базальтами очень широко распространены и слагают многочисленные покровы дайки.

Группа сиенита-трахита (средние породы субщелочного ряда). Глубинными представителями этой группы являются сиениты. Это равномернозернистые или порфировидные, бедные кварцем или бескварцевые породы, в которых главные породообразующие минералы – калиевый полевой шпат (микроклин, ортоклаз) – 50-70 %, кислый плагиоклаз – 10-30 %, роговая обманка до 15 %, реже биотит до 10 % и пироксен. Из второстепенных минералов (2 %) могут присутствовать сфен, циркон, магнетит, апатит, ортит.

Эффузивные аналоги сиенитов представлены трахитами. Это порфировые породы с плотной афанитовой основной массой, состоящей из щелочного полевого шпата или стекла того же состава. В порфировых выделениях – щелочные полевые шпаты часто вместе с биотитом и пироксеном. Метатрахиты – измененные аналоги трахитов.

Породы группы сиенита-трахита относительно редки. С ними связаны магнетитовые месторождения в контакте с известняками, а также медные, вольфрамовые и золоторудные.

Нефелиновые сиениты – равномернозернистые, изредка порфировые, бескварцевые, бедные темноцветными минералами, глубинные изверженные породы, существенно состоящие из щелочных полевых шпатов – 55-65 % и нефелина – 20 %, иногда щелочные амфиболы.

Характерная особенность – постоянная и значительная примесь редких минералов, содержащих Zr, Ti, Ta, Nb и редкие земли. Некоторые разности нефелиновых сиенитов содержат промышленные концентрации этих элементов (лопарит, эвдиалит). С этим типом пород связаны месторождения нефелина, корунда и магнетитовых руд.

Нефелиновые сиениты в основном слагают небольшие штоки, лакколиты, дайки.

Группа гранита-риолита (кислые породы). В данной группе объединены разные типы кислых магматических пород, называемых часто гранитоидами.

Глубинные породы этой группы представлены гранитами, гранитами-рапакиви и гранодиоритами.

Граниты-рапакиви представляют собой порфировидные породы с вкрапленниками калиевого полевого шпата округлой формы, которые имеют каемку кислого плагиоклаза.

Гранодиориты от диоритов отличаются более высоким содержанием кварца, уменьшением количества цветных минералов и снижением основности плагиоклаза (до андезина).

Из представителей гипабиссальных и жильных пород этой группы рассмотрим пегматиты. По составу они отвечают гранитам. Наряду с этим в пегматитах характерно повышенное содержание летучих компонентов (Н₂О, В, F, Cl …), а также минералов, содержащих редкие и рассеянные элементы (Li, Be, Nb, Ta, Zr, Th, U, элементы группы редких земель). Пегматиты резко отличаются от других изверженных пород своими крупно-, гигантозернистыми структурами. Кристаллы иногда достигают громадных величин, измеряемых метрами и тоннами до 100 т. Некоторые пегматиты состоят из крупных кристаллов полевого шпата, проросших кварцем и образующих на поверхности излома рисунок, напоминающий еврейские письмена. Такие разновидности пегматитов называют письменным гранитом или еврейским камнем.

С пегматитами связаны месторождения малых и редких металлов, слюды (мусковита), драгоценных камней (изумрудов, аквамаринов), керамического сырья. Пегматит – порода преимущественно жильная.

К эффузивным породам этой группы отнесены риолиты (липариты), метариолиты (кварцевые порфиры), обсидианы, пемза.

Это эффузивные породы порфировой структуры, состоящие из афанитовой основной массы, сложенной кристаллической смесью щелочного полевого шпата с кварцем или из стекла, отвечающего этой смеси по химическому составу. Порфировые вкрапленники представлены выделениями щелочного полевого шпата, одного или вместе с кварцем, плагиоклазом, биотитом, амфиболом и пироксеном.

Если в порфировых выделениях риолитов содержится один кварц или кварц+полевой шпат, их называют метариолитами (кварцевыми порфирами).

Обсидиан – вулканическое стекло. Стекловатая излившаяся порода, редко с порфировыми включениями, однородная, обладающая раковистым изломом, стеклянным блеском, темно окрашенная. Пемза – очень легкая пористая порода, способная иногда плавать на воде.

Сопоставление и обобщение данных по распространенности различных магматитовых пород для материков сделал Александр Николаевич Заварицкий. На материках устанавливается редкое количественное преобладание кислых интрузивных пород над кислыми эффузивными и во много раз большее развитие основных эффузивных пород по сравнению с основными интрузивными. Ничтожное развитие имеют щелочные породы.

Источник

Магматические горные породы

Магматические горные породы — это породы, образовавшиеся непосредственно из магмы (расплавленной массы преимущественно силикатного состава, образованной в глубинных зонах Земли), в результате её поступления в верхние горизонты Земли, охлаждения и застывания. В зависимости от условий застывания различают интрузивные (глубинные) и эффузивные (излившиеся) горные породы.

Содержание

Общие сведения

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%)(Какие проценты: весовые или атомные?). 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. Благодаря быстрому остыванию, кристаллы в них мелкие, практически не различимы невооружённым глазом (базальт, риолит и др).

Древние египтяне изготовляли из базальта статуи. Ацтеки изготовляли из обсидиана ножи.

Классификация магматических горных пород

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

Карбонатиты

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.

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:

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:

Формы залегания магматических горных пород

Химический и минеральный состав магматических горных пород

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

Химический состав

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 ее 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 нее.

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 ( 65 %)кремнезёмом, но с малым содержанием магния и железа.

Процентное содержание окиси кремния в породе служит определенным критерием ее 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.

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

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 ее 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 ее плагиоклазов и особенностей состава темноцветных минералов.

Связь цвета магматических горных пород и их химического состава

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

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

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

Основные и ультраосновные породы

В основных, ультраосновных и щелочных породах основной объем 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 четвертой 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.

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.

Механизм образования минералов

Кислые магматические породы

При решении этой задачи приняты аксиомы:

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 ( +4 Si – O – H)_распл; их формирование осуществляется по схеме ( +4 Si – O – Si +4 ) +6 _распл → 2(H- O- Si +4 ) +3 _распл. В окрестности точки Т_крист полимеризация сиботаксической группы ( +4 Si – O – H)_распл приводит к образованию ассоциата H₄SiO₄ и дальнейшему разложению его по схеме

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

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

Основные и ультраосновные породы

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.

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):

Экспериментальные данные для этой системы не установлены.

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

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

Гранитоиды

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

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.

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.

Согласно этой диаграмме выделяются два генетических рода карбонатных пород:

Источник