Петрография магматических и метаморфических горных пород

Размещено на http://www.allbest.ru/

Кафедра минералогии, кристаллографии, петрографии

Конспект лекций

по дисциплине «Петрография магматических и метаморфических горных пород»

Лазаренков Вадим Григорьевич

Санкт-Петербург 2002

Введение

''Петрография'' и ''Петрология''

Петрография и Петрология занимается изучением горных пород - их состава, структуры, текстуры и условий образования (генезиса). Слово ''петрография'' и ''петрология'' образованы от древнегреческих слов petra - скала, порода, grafo - писать, описывать, logos - слово, учение. В русской петрографической литературе, следующей традициям Ф. Ю. Левинсон-Лессинга, под словом ''Петрография'' понимается наука, занимающаяся описанием и происхождением горных пород. В англо-американской и советской геологической литературе, следующей традициям В.Н. Лодочникова и А.Н. Заварицкого, термины ''Петрография'' и ''Петрология'' имеют несколько иной смысл. Здесь под словом ''петрография'' понимается только чисто описательная наука, тогда как петрология - более широкий термин, включающий петрографию петрогенезис - учение о происхождение горных пород.

Понятие о горной породе.

Горные породы представляют собой минеральные агрегаты более или менее постоянного состава и с определенной структурой, слагающие земную кору в виде геологически самостоятельных тел (форм залегания). Формы залегания, как правило, имеют определенные границы, и происхождение минерального агрегата в рамках этих границ обязательно связано с определенным геологическим процессом. В основу классификации всех горных пород положен генетический признак и по этому признаку горные породы делятся на три группы:

магматические горные породы - продукты кристаллизации жидких природных силикатных расплавов - магм;

осадочные горные породы образуются на поверхности нашей планеты в результате химического и физического разрушения других типов пород и последующего осадконакопления;

метаморфические горные породы - продукт перекристаллизации в земной коре магматических и осадочных пород под влиянием изменившихся условий (температуры, давления и наличия летучих компонентов).

Связь петрографии с другими дисциплинами.

Поскольку горные породы являются геологическими телами, то для петрографии необходимы знания о формах залегания, которые более детально изучает общая геология. Изучение вещественного состава горных пород требует знания химии, а поскольку горные породы - агрегаты кристаллов и минералов, то и кристаллографии и минералогии. Петрография тесно связана с физической химией. Широко проводящийся экспериментальный синтез минералов и пород и определение термодинамических констант минералов превращает петрологию в физическую химию земной коры. Образование минералов и горных пород подчиняется физико-химическим законам. С точки зрения петролога горные породы в рамках своих границ (форм залегания) представляют результаты разнообразных природных процессов, завершившихся на разных стадиях своего развития, в громадной естественной лаборатории земной коры. Горные породы, как и заключенные в них руды, являются предметом промышленной эксплуатации. Петрография непосредственно связана с учением о полезных ископаемых, поскольку руды, как и горные породы, являются продуктами петрологических процессов. Наконец, петрография связана с тектоникой, геофизикой, геохимией и другими науками геологического цикла.

1. Методы петрографического исследования горных пород

Изучение горных пород в петрографии осуществляется несколькими методами: геологическим, микроскопическим, химическим, экспериментальным, физико-химическим и другими.

Геологический метод является основным. При полевых исследованиях петролог изучает сначала, промежуточные стадии и результаты разнообразных физико-химических процессов, протекавших в земной коре на протяжении миллиардов лет. Петрограф должен выяснить условия залегания пород, определить эти породы, выяснить их взаимоотношения с соседними породами, другими словами, дать полевое описание и точно закартировать горные породы. Без такого анализа геолог не может дать ответа на вопрос, где залегают и где надо искать полезные ископаемые.

Микроскопический метод является продолжением геологического. Микроскоп появился в XIX в. и позволил дополнить и уточнить знания о горных породах и привести их в относительно стройную систему. Микроскоп позволяет диагностировать минералы, слагающие горную породу, определять структуру горной породы, иногда химический состав минералов, а также делать дополнительные заключения о процессе образования горной породы.

Метод химического анализа дает точное представление о химизме горных пород, что имеет существенное значение как при диагностике и классификации горных пород, так и при решении вопросов об их происхождении. За последнее время значительно повысился интерес к нахождению и распределению в горных породах редких или рассеянных элементов. Благодаря этому интересу широкое распространение получили специальные науки - геохимия и петрохимия.

Четвертый экспериментальный метод развивается в петрографии двумя путями. Первый путь - путь моделирования, т.е. воспроизведения природного процесса в лабораторных условиях. Например, огромный сдвиг в познаниях о ходе кристаллизации магматических пород произвели эксперименты, которые выполнены в многокомпонентных силикатных системах, близких по составу к составу магм. Второй путь в этом методе - это совершенствование, упрощение и удешевление методик по изучению состава минералов и горных пород: микроскопический, химический, спектрохимический, рентгеновский и многих других.

Пятый метод петрографии - теоретический физико-химический. Поскольку образование горных пород подчиняется физико-химическим законам, то знание этих законов дает возможность воссоздавать представления о ходе геологических процессов на точной физико-химической основе. В заключение следует отметить метод математического анализа в петрографии и петрологии, который весьма перспективен. К сожалению метод, пока главным образом, изучает вопросы научного отбора проб и обработки химических анализов и еще слабо вторгается в анализ петрологического материала.

Магмы

Магма ( от греч. «паста») - это существенно силикатный расплав, в состав которого входят следующие химические элементы: Si, Al, Fe, Mg, Mn, Ca, Na, K. Кроме силикатных, известны карбонатитовые, хромититовые, сульфидные и магнетитовые магмы. Предполагается, что в силикатных магмах группы SiO4 образуют связанные полимерные структуры. Наибольшей степенью полимеризации характеризуется расплав чистого кремнезема, представляющий собой протяженный трехмерный каркас из тетраэдров SiO4. При введении в такой расплав окислов металлов Ме2О или МеО происходит деполимеризация кремнекислородного каркаса с разрывом жестких ковалентных связей =Si-O-Si= между отдельными тетраэдрами и образованием связей =Si-O-... Ме+ преимущественно ионного характера.

Увеличение концентрации Ме приводит к постепенному разрушению непрерывной сетки кремнезема и появлению различных типов дискретных структурных элементов - слоистых, ленточных, кольцевых, цепочечных. Таким образом, согласно современным представлениям силикатные расплавы рассматриваются как существенно ионные жидкости, состоящие из набора полимерных структур группированных комплексных кремнекислородных (алюмокремнекислородных) полианионов с простыми катионами (Na+, K+, Ca2+, Mg2+, Fe2+ и др.) и солеобразующими анионами (Cl-, F-, S2-, OH-, CO32- и др.).

Флюидная фаза в лавах и магмах

При наличии давления силикатные расплавы могут растворить несколько процентов воды, которая образует главную часть газовой фазы магмы и носит название летучего компонента. Обычно содержание в воды в магмах колеблется в пределах 1 - 3 % (масс.). Если магмы содержат меньше 1%, они называются «сухими», а если больше 3% - «насыщенными».

Судя по составу газов, извергаемых вулканами, кроме воды, газовая фаза магмы состоит из малых количеств CO2, HCl, HF, H2S, SO2, CH4 и др. (таблица 1).

Таблица 1. Состав вулканических газов действующего базальтового вулкана Килауэуа, Гавайские острова, (объем %)

Компонент	Содержание	Компонент	Содержание
H2O	79,31	SO2	6,48
CO2	11,61	S2	0,24
CO	0,37	SO3	-
H2	0,58	H2S	-
N2	1,29	Cl2	0,05
Ar	0,04	HCl	-

Вулканы обычно интенсивно выделяют флюидную фазу («курятся») во время дождливых сезонов.

Структурное положение флюидной фазы летучих компонентов можно показать на примере кислорода, который может быть в трех формах:

мостиковой, в кремнекислородных полианионах;

немостиковой, в промежуточном положении между Si и Ме (=Si-O-...Ме+);

свободные ионы О2-, ассоциирующие с ионами Ме.

Вода и другие летучие компоненты находятся в магме в растворенном молекулярно-дисперсном состоянии. При температурах 650-700оС - в диссоциированном, а около 1200оС в полностью диссоциированном состоянии. Количество растворенной в магме воды зависит от давления и обычно не превышает несколько весовых процентов.

Таблица 2 Растворимость Н2О в расплаве гранита, % (масс.)

ТоС	Р (атм)
	100	1000	2000
1000	1,0	3,6	5,0
1200	0,8	3,3	4,4

Максимальное количество воды, которое может быть растворено в магме, достигает 20% при давлении около 10 тысяч атмосфер.

Флюидная фаза и летучие компоненты являются главными переносчиками химических компонентов из магм и, в частности, компонентов месторождений полезных ископаемых. Если в силикатном расплаве были растворены летучие компоненты, то в процессе кристаллизации они будут отделяться от расплава, т. к. в отличие от силикатных расплавов растворимость летучих компонентов в твердом кристаллическом веществе ничтожна. Кристаллы как бы вытесняют газовую фазу из магмы, и процесс напоминает кипение. В отличие от обычного кипения процесс идет не при притоке тепла в систему, а, наоборот, при отдаче системой тепла и носит название ретроградного кипения или магматической дистилляции. Таким образом, состав горных пород отражает состав магм, исключая летучие компоненты, т. е. (по В. А. Николаеву и В. В. Доливо-Добровольскому) газовую фазу. Другими словами, состав горных пород не эквивалентен составу магм, хотя некоторая доля летучих компонентов входит в состав кристаллизующихся минералов (в мусковит, биотит, роговую обманку).

2. Неэквивалентность составов магм, вулканических и плутонических горных пород

Результатом магматической дистилляции является неэквивалентность химического состава магм интрузивных и эффузивных пород, на что еще в своё время указывал В. И. Вернадский. Считается, что в быстро закристаллизованных эффузивных породах, как бы, “законсервировалась” та часть летучих компонентов и растворенных в ней соединений, которая из медленно кристаллизовавшихся интрузивных пород удалялась в процессе магматической дистилляции и при благоприятных геологических условиях могла образовывать месторождения. По разнице содержаний химических элементов в быстро и медленно закристаллизованных породах можно судить о способности, а по коэффициенту отделения даже о степени и количестве этих элементов, уходящих из магмы во флюидную фазу, а также металлогенической специализации данного интрузивного массива. Отсюда появляется принципиальная возможность оценки рудоносности магм. Подсчет способности химических элементов переходить из расплава в газово-жидкую фазу с помощью коэффициента отделения где коэффициент отделения, и - концентрации химических элементов в эффузивной и интрузивной породе. Высокие значения величин коэффициентов отделения химических элементов свидетельствуют о его больших потенциальных возможностях рудообразования в ходе магматической дистилляции. Разные значения этих величин для разных элементов свидетельствуют об их дифференцированной способности переходить из расплава во флюидную фазу.

Температура магм.

Температуры магм, полученные прямыми измерениями, главным образом в базальтовых лавовых потоках, в большинстве случаев колеблются от 900 до 1100є С. Минимальная температура андезитовой лавы, изверженной из вулкана Сантиагуита в Гватемале, равнялась С; наиболее высокие температуры - С были определены для базальтов гавайских вулканов. О температурах глубинных магм мы можем судить только по экспериментальным данным. Ультраосновные и основные магмы обладают более высокими температурами, чем средние и кислые. Они существуют и кристаллизуются в широком интервале температур, по-видимому, от С для ультраосновных расплавов до С до богатых летучими компонентами кислых магм. На температуры кристаллизации магм влияют давление и наличие в системе летучих компонентов. При увеличении давления у силикатных расплавов, содержащих летучие компоненты, температуры кристаллизации значительно снижаются, например, для гранитных расплавов с С до С.

Вязкость магм.

Этот параметр широко варьирует от пуаз (вязкость касторового масла) до пуаз (вязкость оконного стекла). Ультраосновные и основные расплавы обладают меньшей вязкостью, чем средние и кислые. Например, вязкость перидотитовых расплавов колеблется от 0,05 до 1,25 пуаз, очень низкой вязкостью обладают карбонатитовые и хромититовые расплавы ( пуаз).

Увеличение содержания летучих компонентов также влияет на вязкость магматических расплавов, снижая эту величину, поскольку они разрывают связи между цепочками кремнекислородных тетраэдров. В результате одни и те же риолитовые или трахитовые лавы могут образовывать купола и пики, если они были вязкими, но с меньшем содержанием флюидов, но могут дать потоки и покровы, если они были жидкими с высоким содержанием летучих компонентов. Вязкость магм оказывает сильное влияние на скорость их подъёма из зон магмаобразования к поверхности. Жидкие ультраосновные кимберлитовые магмы поднимаются с глубин земли со скоростью курьерского поезда.

Плотность магм.

Плотность магм пропорциональна в них содержанию SiО2 и равномерно уменьшается от основных пород к кислым.

Процесс кристаллизации и выплавления магм.

Ход кристаллизации рассмотрим на примере простейшей двухкомпонентной системы, состоящей из двух минералов А и В.

На диаграмме типа состав-свойство на оси абсцисс изображены составы расплавов, состоящие из минералов А и В. На оси ординат отложены температуры и кристаллизации минералов А и В в чистом виде, - температура кристаллизации наиболее низкоплавкой эвтектической смеси. Расплав состава 1 начнет кристаллизоваться в точке а, и при температуре , когда температура расплава достигнет кривой ликвидуса, разделяющей жидкость (L) и жидкость + твердое вещество А (L+A). По мере охлаждения расплава его состав изменяется по кривой ликвидуса. В точке d, при температуре , расплав обедняется минералом А, обогащается минералом В и имеет состав, соответствующий точке b. Отношение количеств кристаллов А и расплава в точке d равно отношению отрезков db : dc. По мере дальнейшего охлаждения состав расплава достигнет точки Е, где в месте с минералом А будет кристаллизоваться минерал В до тех пор, пока не исчезнет последняя капля расплава. Температура и соотношение минералов А и В в эвтектической точке кристаллизации сохраняются постоянными.

В итоге в процессе кристаллизации магмы различают три периода:

1Докристаллизационный. Обычно магмы не могут быть сильно перегреты по сравнению с температурами их выплавления, т. к. они возникают при плавлении твердых горных пород, но иногда возможен процесс их перегрева.

2Кристаллизационный ( ).

3Посткристаллизационный ( ).

Все горные породы представляют собой близкие к эвтектикам смеси породообразующих минералов. Процесс анатексиса - выплавления магм из твердых горных пород - обратен процессу кристаллизации.

Магматическая дистилляция.

Магматическая дистилляция представляет собой процесс разделения первичного магматического расплава. Процесс магматической дистилляции протекает в ходе процесса кристаллизационной дифференциации.

где Кк - коэффициент концентрации; С - концентрация

Кристаллизационная дифференциация.

Изменение состава расплава в ходе кристаллизации в результате выделения чистой фазы одного из минералов ведет к обеднению расплава этим минералом, ведет к изменению его состава, т.е. процессу дифференциации. Среди механизмов дифференциации, механизм кристаллизационной дифференциации самый мощный. За исключением тех расплавов, состав которого первично соответствует точки эвтектики. Это ведущий процесс дифференциации в процессе образования магматических горных пород.

Если коэффициент концентрации элементов примесей в кристаллизирующемся минерале >1, то в процессе кристаллизации магма будет обедняться этими компонентами, а если этот коэффициент будет <1, то эти элементы примесей будут накапливаться в расплаве и естественно, остаточные расплавы будут обогащены данными элементами примесями. Флюидная фаза равновесная с остаточным расплавом также будет насыщаться данным компонентом.

Пегматитовые расплавы - “живая” иллюстрация остаточных систем при кристаллизации, как гранитовых пегматитов, так и любых других.

Ликвационная дифференциация (процесс ликвации).

Этот процесс разделения одной жидкой фазы (магматической расплава) на две или три другие жидкие фазы (магматические расплавы).

L> L1+L2

Геологические обстановки, при которых проявляется ликвация:

Отделение сульфидной магмы от ультраосновного, или основного расплава;

Отделение хромитового расплава от дунитового или перидотитового;

Карбонатитовый расплав отделяется от расплава нефелиновых сиенитов.

Гравитационная дифференциация.

Смысл этого типа дифференциации заключается в том, что минералы, имеющие больший удельный вес погружается, а те, который имеют меньший удельный вес, всплывают на поверхность магмы. Процесс всплывания и погружения естественно лучше происходит в жидких магматических расплавах, но и ему, по всей видимости, препятствует процесс течения магмы, т.к. магма вряд ли находится в спокойном состоянии.

Рис.2

Диффузионная дифференциация.

Заключается в том, что перемещение отдельных химических элементов, в объеме магмы связывают с процессами диффузии. Коэффициент диффузии разных элементов - несколько см в десятки лет.

Газовая диффузия (эманационная диффузия).

Данный процесс связан с миграцией газовой фазы (летучих компонентов).

Фильтрпрессинг (механизм виноградного пресса).

В результате давления на магматическую камеру, под воздействием тектонических подвижек, остаточная магма “выдавливается” в магмаотводящие каналы, в результате чего состав “выжатой” магмы меняется.

Рис. 3

Процесс ассимиляции и гибридизма.

Ассимиляция - процесс взаимодействия магмы с вмещающей средой. Это есть процесс полного (не полного) поглощения и усвоения магмой др. магм (смешение магм), поглощение и усвоение стенок магматических камер, поглощение газов магмами (т.е. газообразной фазы).

Процесс ассимиляции (слияние) - этот процесс противоположен процессу дифференциации (разделения). Это отражается в поведении энтропии магмы, которая уменьшается в процессе дифференциации и растет в процессе ассимиляции.

Контаминация (от лат. - загрязнение магм) - ассимиляция осадочных пород.

Следы процессов ассимиляции наблюдаются в контактовых зонах массива, наблюдаются в контактовых зонах массива, наблюдаются включения в виде блоков или обломков (ксенолиты вмещающих пород).

Рис.4

Происхождение магматических горных пород

Анатексис, дифференциация, ассимиляция

Образование магматических горных пород происходит вследствие трех процессов: анатексиса, дифференциации и ассимиляции.

Анатексис - процесс расплавления твердых горных пород под действием глубинного потока тепла и флюидов с образованием силикатных расплавов, другими словами, это процесс зарождения первичных магм, который происходит в земной коре и, главным образом, в верхней мантии. Как было отмечено выше, механизм плавления горных пород обратен ходу их кристаллизации. Плавление горных пород происходит в зоне анатексиса или зоне магмообразования. Большинство геологов в настоящее время увязывает эти зоны с геофизическими зонами астеносферы или зонами Гутенберга в мантии и земной коре, где наблюдается уменьшение скоростей распространения продольных (Vp) и поперечных (Vs) сейсмических волн, которые в общем разрезе земной коры постепенно увеличиваются от поверхности к центру. Предполагается, что причиной такого уменьшения является появление жидкой фазы за счет частичного или селективного плавления горных пород. В жидкой фазе волны распространяются медленнее, чем в твердом веществе. Частичное или селективное плавление проявляется в появлении в горной породе тонких пленок межзерновой и межгранулярной жидкости.

Астеносфера хорошо фиксируется в первую очередь под современными геосинклиналями, где верхняя кромка астеносферы иногда поднимается до уровня 20 - 30 км от поверхности, переходя границу Мохоровичича, а нижняя опускается на несколько сотен километров. На отдельных участках под геосинклиналями астеносфера носит двух-, иногда трех-ярусный характер (Камчатка, Курильские острова). Иногда астеносфера захватывает не только мантию, но и нижние части земной коры (Забайкалье). Под платформами наблюдается прерывистый слой астеносферы с верхней кромкой на глубинах 150 - 200 км, т.о. на платформах астеносфера фиксируется не везде. Под рифтовыми зонами на платформах верхняя кромка астеносферы образует резкий выступ, поднимаясь до глубины 15 - 20 км от поверхности - рифтовые зоны постоянно характеризуются большими значениями величины теплового потока из недр Земли.

В процессе анатексиса возникают первичные магмы, общее число которых, в первом приближении, можно свести к четырем: базальтовой, гранитной, ультраосновной и щелочной. Гранитная магма образуется в гранитном слое при плавлении гранитов, гнейсов и кристаллических сланцев. Базальтовая магма возникает в результате частичного плавления (5 - 15 %) ультраосновных пород верхней мантии. Ультраосновная магма, как и базальтовая, выплавляется в верхней мантии, но в результате полного плавления ультраосновных пород, а щелочная - в верхней мантии под влиянием потока глубинных флюидов, богатых щелочами, летучими, редкоземельными, радиоактивными и другими элементами. Т.о. большинство первичных магм, особенно самая крупная базальтовая, имеют мантийное происхождение.

Подъем магм из зоны анатексиса происходит по системе глубинных разломов. Для одних магм, например кимберлитовых, характерен прямой подъем, без задержки, происходящий по тектоническим трещинам, дренирующим зоны магмообразования на глубинах, возможно, до 600 км. Для жидких ультраосновных магм, в частности для кимберлитовой, предполагается высокая скорость подъема, варьирующая от 0,1 до 20 м/с. Кроме прямого, возможен прерывистый подъем магм с той или иной временной задержкой в промежуточных магматических очагах, где также могут происходить процессы дифференциации и ассимиляции. Некоторое представление о таком прерывистом подъеме магм можно составить из предыстории извержения вулкана Амбрима на островах Новые Гибриды 15 апреля 1963 г. В течение периода с 28 августа 1961 г. до начала извержения в районе вулкана было зафиксировано 6 землетрясений с гипоцентрами, последовательно перемещающимися с глубины 600 км к поверхности. Предполагается, что эти перемещения связаны с прерывистым подъемом магмы на более высокие стратиграфические уровни.

Исследования вулканологов на Гавайских островах, в частности с помощью точных нивелировок, показывают, что непосредственно под действующими базальтовыми вулканами находятся вулканические подушки или верхние субвулканические или так называемые периферические очаги, которые постепенно заполняются магматическим расплавом. В определенный критический момент, когда такой очаг переполняется расплавом, происходит вулканическое извержение. При этом вся область над магматической подушкой проседает с образованием крупных кальдер.

Геофизическими исследованиями под современными вулканами показывают, что такие периферические очаги устанавливаются на глубинах до 10 км. Так на Камчатке под Авачинским вулканом периферический очаг имеет форму линзы диаметром 7 км и залегает на глубине 1,5 - 2 км, под вулканом Безымянный такой же линзовидный очаг диаметром 5 - 8 км залегает на глубине 3 - 5 км. Под вулканом Везувий глубина периферического очага составляет 5 км, под гавайским вулканом Килауэуа - 5 км, под вулканами Шотландии - 4 - 7 км, под вулканами Японии - 0,5 - 10 км, под вулканами Азорских островов - 5 км. Кроме периферических, под вулканами отмечаются и глубинные магматические очаги. Например, под Авачинской группой вулканов геофизиками предполагается наличие вертикальной столбообразной зоны диаметром около 25 км, обогащенной магмой и располагающейся в интервале глубин 20 - 100 км. Такого же типа магматический столб на глубинах 40 - 100 км намечается и под Ключевской группой вулканов. В целом, глубинные очаги устанавливаются до глубин 600 км. Как показали наблюдения вулканологов над извержением вулкана Толбачик, извержению предшествовал мощный и долговременный выброс флюидной фазы в виде газовой струи высотой несколько десятков метров.

Магматическая дифференциация (от лат. differentia - различие) - процесс разделения, расчленения первичной или родоначальной магмы на магмы производные и вторичные, образующие в конечном итоге все разнообразие магматических горных пород. Петрологически важными являются следующие физико-механические механизмы дифференциации.

Кристаллизационная дифференциация. С началом кристаллизации появляются широкие возможности для дифференциации, поскольку из магмы кристаллизуются минералы, состав которых отличается от состава расплава. В результате состав самой магмы существенно изменяется. Процесс кристаллизационной дифференциации является основным процессом дифференциации.

Ликвационная дифференциация. Ликвацией называется способность расплава в процессе охлаждения распадаться на два или более несмешивающихся расплава. К сожалению, эксперименты показывают, что подавляющее большинство магм не имеет областей ликвации, т. е. петрологическое значение этого процесса весьма ограничено.

Гравитационная дифференциация состоит в осаждении кристаллов в более легкой жидкости. Процесс имеет место в некоторых стратифицированных или расслоенных интрузиях основного и ультраосновного состава, где наблюдается отчетливая концентрация тяжелых минералов - оливина, пироксена и хромита.

Диффузионная дифференциация может возникнуть в магме в следствие опускания ионов под действием силы тяжести, температурного градиента или потока летучих компонентов.

Ассимиляция - это процесс взаимодействия магмы с вмещающими породами, т.е. процесс полного или неполного поглощения и усвоения магмой стенок магматических камер и обломков боковых пород, других магм (смешение магм), флюидов и жидкостей. Ассимиляция (слияние) является процессом, прямо противоположным дифференциации (разделению). Эта противоположность находит свое отражение и в том, что в процессе дифференциации энтропия магмы уменьшается, а в процессе ассимиляции она растет. Кроме термина «ассимиляция» определенной популярностью пользуются термин «контаминация» (лат. contaminatio - загрязнение), но в более узком значении, как ассимиляция осадочных пород.

В полевых условиях конкретные следы процесса асссимиляции обычно хорошо наблюдаются на контактах магматических тел с вмещающими породами. Благодаря взаимодействию с этими породами состав исходной магмы изменяется и возникает новая гибридная магма (от лат. hibrida - помесь), из которой образуются гибридные горные породы. Термины «гибридизм» и «гибридные горные породы» возникли из гипотез Бунзена (1851 г.) и Дюроше (1857 г.), полагавших, что все разнообразие магматических пород проистекает от смешения двух крайних магм - основной и кислой. Сейчас, как будет показано ниже, мы снова возвращаемся к этим представлениям, но на новом уровне знаний. Гибриды горных пород несут на себе признаки двойственного происхождения - содержат крупные блоки вмещающих пород - ксенолиты и кристаллов - ксенокристаллы, характеризуются неравновесными минеральными ассоциациями, неоднородными текстурами и структурами. Ассимиляция включает в себя процесс механического заполнения магмы обломками вмещающих пород и процесс физико-химического преобразования магмой обломков вмещающих пород и стенок магматических камер. Механическое заполнение может происходить в результате активного захвата внедряющейся магмой тектонически раздробленного материала или в результате магматического обрушения стенок и кровли камеры относительно пассивного магматического очага.

Если магма ассимилирует одну, часто химически специализированную горную породу (карбонатную, кремнистую, глинистую), процесс называется простой ассимиляцией, а если пестрые по составу породы - смешанной.

Процесс ассимиляции является эндотермическим и его масштаб определяется запасом внутренней тепловой энергии магмы. А чтобы эта энергия была велика, магма должна быть «перегрета». В принципе, тепло охлаждения магматического тела (Q) складывается:

Q = Qдокр = Qперегр + Qкр + Qпкр, где

Qдокр - докристаллизационное тепло, или тепло перегрева; Qкр - кристаллизационное тепло; Qпкр - послекристаллизационное тепло.

Тогда ассимиляционные возможности магматического тела выражаются:

где Qнагр - тепло нагревания; Qпл - тепло плавления вмещающих пород.

Относительно тепла перегрева магм у петрологов существует большой скептицизм, т. к. анатексис в большинстве случаев предполагает лишь частичное плавление, при котором не может возникнуть перегрева. Однако, в ряде случаев, скажем при образовании глубинных мантийных, в частности, ультраосновных магм возможно их образование в результате полного плавления и в ряде случаев можно предположить их большой перегрев и значительные ассимиляционные возможности, в том числе при переносе мантийных включений ультраосновными и щелочными магмами.

С позиций механизма физико-химического взаимодействия магм с твердыми обломками вмещающих пород и стенками камер различают нормальную и обратную ассимиляцию.

При нормальной ассимиляции температуры магм выше температур плавления вмещающих пород и магмы могут их расплавить. Пример - ассимиляция базальтовой магмой гранитов.

При обратной ассимиляции температуры магм ниже температур плавления вмещающих пород и магмы не могут их расплавить. Пример - ассимиляция гранитной магмой базальтов. При обратной ассимиляции происходит предварительный процесс метасоматической переработки магмой твердого материала, например, «гранитизация» обломков базальтов, после чего уже происходит их последующее растворение в гранитной магме. Другой пример - ассимиляция глубинными щелочными магмами обломков ультраосновных пород - лерцолитов, гарцбургитов, дунитов. Процесс метасоматической переработки происходит под действием магматических флюидов, проникающим в ксенолиты по межзерновым пространствам. Концентрация флюидов вокруг ксенолитов иногда особенно хорошо фиксируется наличием около них пегматоидных оторочек.

В процессе обратной ассимиляции может быть использовано лишь тепло перегрева, т. к. с началом процесса кристаллизации на стенках камер и вокруг ксенолитов возникают корки первых продуктов кристаллизации, которые преграждают доступ флюидов из магмы, так сказать «консервируют» поверхность боковых пород.

В геологическом отношении различают ассимиляцию на месте (in situ) и на глубине. С учетом распространенности горных пород и их химизма полезно различать:

Ассимиляцию глинистых и кислых магматических пород;

Ассимиляцию основных пород;

Ассимиляцию карбонатных пород;

Ассимиляцию кремнистых пород.

В настоящее время роль процессов ассимиляции, как причина общего разнообразия магматических горных пород считается весьма ограниченной. Тем не менее, все более и более вырисовывается роль процессов смешения магм, не требующих участия тепла перегрева, а также роль эманационной ассимиляции, идущей с поглощением флюидов.

Из числа популярных моделей ассимиляции отметим следующие:

Образование щелочных магм в результате насыщения ультраосновной, основной и кислой магм щелочами из потока глубинных флюидов;

Образование средних магм в процессе смешения основных и кислых магм;

Смешение ультраосновных и основных расплавов при формировании расслоенных массивов;

Ассимиляция сульфатных пород - ангидритов и гипсов - с обогащением основных магм серой при образовании сульфидных медно-никелевых месторождений Норильска;

Ассимиляция углистых пород и каменных углей с обогащением магм углеродом. В частности, как источник углерода при образовании алмазов. Реальных пример - выжигание пластов угла базальтовой магмой можно наблюдать в карьере «Медвежий ручей» интрузии «Норильск - 1».

Некоторые сведения о магмах и магматических горных породах в Солнечной системе.

Самой древней магматической породой является гранит из западной Гренландии с возрастом 3,8 млрд. лет. Самым крупным вулканом Солнечной системы, по-видимому, является вулкан Олимп на Марсе с высотой 26 км и диаметром 600 км в основании в долине Фарсида. Примеры современного вулканизма в Солнечной системе вне Земли крайне ограничены. Один из них установлен на спутнике Юпитера - планете Ио. Он установлен летательным аппаратом «Вояджер-1», а четыре месяца спустя «Вояджером-2» зафиксированы выбросы S, H2S и SO2 (?), которые достигали высоты 100 - 300 км от поверхности планеты и выбрасывались со скоростью 1 км/с. Температура кратера при этом составляла 290oК (toC = toK - 273,15). Другой пример современного вулканизма отмечен на спутниках Сатурна - планетах Ариэле и Миранде. При температуре их поверхности - 200оС, их вулканы извергали лаву из смеси льда и нашатырного спирта с температурой -33оС.

3. Гипабиссальные (жильные) горные породы

Кроме интрузивных и эффузивных пород по особенностям структуры, состава и условий залегания выделяется категория пород, занимающих промежуточное положение - это гипабиссальные ( от греч. гипо - под, аббис - бездна) или жильные породы. Эти породы слагают жилы, дайки, небольшие по размерам интрузивные тела и краевые фации интрузивных массивов на контактах с боковыми породами. Геологические наблюдения показывают, что генетически гипабиссальные породы связаны либо с эффузивными, либо с интрузивными породами. Среди гипабиссальных пород есть основные, средние, кислые и щелочные породы. Гипабиссальные породы, имеющие тот же состав, что и соответствующие интрузивные породы, и отличающиеся от них, главным образом, своеобразными структурами, называют асхистовыми. Представителями этих пород являются порфириты, порфиры и жильные микропороды. Но иногда состав гипабиссальных пород существенно отличается от состава соответствующих изверженных пород, и это является одним из оснований для выделения их в особую группу так называемых диасхистовых пород. К ним относятся аплиты и лампрофиры. Структура гипабиссальных пород являются промежуточными между структурами интрузивных и эффузивных пород - большей частью мелкозернистыми и тонкозернистыми (за исключением пегматитов) полнокристаллическими и полукристаллическими. Это связано с резким охлаждением при кристаллизации вследствие небольших размеров интрузивных тел. Рассмотрим пять основных групп гипабиссальных пород.

Порфириты и порфиры. Как и для эффузивных пород для порфиритов и порфиров характерна порфировая структура. По составу порфириты и порфиры аналогичны изверженным породам и делятся на основные, средние, кислые и щелочные. Структура основной массы порфиритов и порфиров значительно более крупнокристаллическая, чем у эффузивных пород, вкрапленники в них тоже крупнее.

Жильные микропороды. Эта группа имеет все черты интрузивных пород и характеризуется тонкозернистой непорфировой структурой. По составу это основные, средние, кислые, щелочные породы, аналогичные интрузивным. Для обозначения таких пород пользуются названием интрузивных пород с приставкой “микро”: микрогранит, микрогаббро.

Пегматиты. Первоначально под пегматитами понимались грубозернистые породы, близкие по составу к соответствующим интрузивным породам - гранитам, габбро, диоритам, анортозитам, нефелиновым сиенитам. Особым вниманием геологов пользуются пегматиты гранитного состава с характерной блоковой или письменной структурой, в которой калиевый полевой шпат находится в закономерном срастании с кварцем. Крупнокристаллическая структура пегматитов свидетельствует об их кристаллизации в условиях резкого обогащения магмы летучими компонентами. Об этом свидетельствуют такие минералы пегматитов как: мусковит, лепидолит, турмалин, гранат, топаз, берилл, редкоземельные минералы, сподумен, касситерит, поллуцит (Cs), самарскит, танталит, торианит, уранинит, содержащие в своем составе летучие компоненты (H2O,CO2,F,Cl, а также Li, Be, Cs, B, Sn, Nb, Ta, U, Th). Благодаря наличию перечисленных минералов, состав пегматитов несколько отличается от состава близких интрузивных пород. Кроме наиболее распространенных гранитных и нефелиново-сиенитовых пегматитов, известны перидотитовые, габбровые и диоритовые пегматиты.

Аплиты. Эти породы характеризуются аплитовой мелкозернистой равномернозернистой изометрическизернистой структурой. По составу аплиты отличаются от соответствующих им интрузивных пород почти полным отсутствием цветных минералов: биотита, роговой обманки, пироксенов.

Лампрофиры. В противоположность аплитам эти породы характеризуются высоким (50-100%) содержанием цветных минералов, т.е. являются меланократовыми и мезократовыми породами. Цветные минералы лампрофиров - это оливин, авгит, роговая обманка, темноцветные слюды, а также апатит и титанит. Структура лампрофиров порфировая. Фенокристаллы представлены главным образом цветными минералами. В основной массе лампрофиров наблюдается существенное количество идиоморфных и беспорядочно ориентированных кристаллов пироксена, роговой обманки или биотита - минералов, которые делают эти горные породы лампрофирами. Эти и другие цветные, реже бесцветные минералы, присутствуют в лампрофирах и в виде вкрапленников.

4. Отдельность изверженных горных пород

Отдельностью называются контракционные трещины (contraction - сокращение), которые наблюдаются в любом интрузивном массиве и связаны с его термической историей. Трещины отдельности появляются в результате сокращения объема интрузивного тела в процессе кристаллизации, так как, с одной стороны, удельный объем жидкой магмы больше удельного объема кристаллизующегося из него твердого тела, и, с другой стороны, в процессе охлаждения твердое интрузивное тело сжимается. Направление сокращения связано с положением охлаждающей поверхности, т.е. с плоскостью контакта интрузии и со скоростью охлаждения. Если при остывании интрузивного массива возникают трещины, параллельные контактам интрузии с боковыми породами, получается так называемая плитчатая отдельность, тем более тонкая, чем быстрее происходит охлаждение. Если при этом возникают трещины, перпендикулярные контактам, а также друг другу, то горная порода разбивается на крупные куски параллельной формы и отдельность носит название параллелепипедальной. При остывании платообразных тел (интрузивных тел, даек, потоков) перпендикулярно контактам этих тел возникает призматическая или столбчатая отдельность, разбивающая горную породу на четырех-пяти или даже семигранные призмы. В основных эффузивных горных породах иногда наблюдаются так называемая шаровая отдельность. Из пород, обладающих шаровой отдельностью, выкалываются шары диаметром от кулака до нескольких метров.

Пластовые трещины совпадают с поверхностями первичной полосчатости и иногда выполнены аплитовыми и пегматитовыми дайками. Продольные трещины (S) ориентированны направлению линейности. Поперечные трещины (Q) перпендикулярные к линейности и полосчатости. Различают еще диагональные трещины. Раскрытие трещин происходит по мере снятия нагрузки, системы трещин повторяют не формы контактов, а рельеф поверхности.

Классификация магматических пород.

Группы:

I Ультраосновные породы (ультрамафиты).

а) нормального ряда

б) субщелочного и щелочного ряда

II Основные породы (базиты)

а) нормального ряда

б) субщелочного и щелочного ряда

III Средние породы

а) нормального ряда

б) субщелочного ряда

IV Кислые породы

а) Нормального ряда

б) субщелочного и щелочного ряда

V Субщелочные и щелочные лейкократовые породы

а) миаскитоваого ряда

б) агпаитового ряда

5. Основы классификации магматических горных пород

Классификация изверженных горных пород основана на четырех главных признаках:

Условиях и формах залегания магматических пород;

Текстуре и структуре этих пород;

Химическом составе;

Минеральном составе.

Условия и формы залегания магматических горных пород.

Глубина залегания. По этому признаку магматические породы подразделяются на эффузивные и интрузивные. Промежуточное положение занимают жильные (гипабиссальные) породы.

Эффузивные породы при кристаллизации магм, излившихся на земную поверхность. Они кристаллизуются в условиях резкого охлаждения, низкого давления и быстрого отделения летучих компонентов.

Интрузивные породы кристаллизуются из тех же магм, застывающих в земной коре на различных глубинах. Они образуются в условиях медленного охлаждения, высокого давления при медленной потере летучих компонентов.

С глубиной залегания связано разделение Р. Дэли магматических тел на инъецированные и субъяцентные. Первые залегают на различных уровнях земной коры и не имеют значительной вертикальной протяженности. Вторые, наоборот, обладают большой вертикальной протяженностью. Они протыкают различные горизонты земной коры и являются “сквозными” телами, возможно, уходящими своими корнями в мантию. Субъяцентные тела формируются на различных горизонтах земной коры и мантии. Поэтому важным вопросом условий залегания магматических тел является вопрос о глубине их внедрения.

По мощности пород кровли, отделявших магматическую камеру от дневной поверхности, В. А. Николаев предлагает различать четыре группы фаций глубинности интрузивных тел:

1 Приповерхностные - мощности пород кровли составляют первые сотни метров;

2 Малых глубин - 1000-1500 м;

3 Средних глубин - до 5000 м;

4 Больших глубин - более 5000 м.

По Ю. А. Кузнецову с соавторами шкала глубинности интрузивных тел выглядит следующим образом:

1 Субвулканические 0-1,5 км

2 Гипабиссальные 1,5-5,0 км

3 Мезоабиссальные 5,0-10,0 км

4 Абиссальные 10,0-20,0 км

5 Ультраабиссальные 20,0-25,0 км

Подразделение интрузивных тел по глубине залегания имеет большое значение при поисках месторождений полезных ископаемых.

Взаимоотношения интрузивных тел с вмещающими породами. По этому признаку различают тела или интрузии:

a) согласные или конкордантные, контакты которых в плане и разрезах преимущественно совпадают со слоистостью;

б) несогласные или дисконкордантные, контакты которых не совпадают со слоистостью;

в) конформные интрузии, у которых элементы внутренней структуры (полосчатость, линейность, трахитоидность) более или менее совпадают с их контактами в плане или разрезе или только в плане (рис. 5);

рис. 5

г) дисконформные интрузии, у которых элементы внутреннего строения не совпадают с положением контактовых поверхностей (рис. 6);

рис. 6

д) гармоничные интрузии, для которых элементы внутреннего строения (полосчатость, линейность, трахитоидность) и элементы залегания внешней структуры совпадают в плане и разрезе (рис. 7);

рис. 7

е) дисгармоничные, у которых элементы внутреннего строения не совпадают с элементами залегания структуры вмещающих пород (рис 8).

рис. 8

Внутреннее строение магматических тел. Магма может внедряться в магматическую камеру в ходе единого акта внедрения, однократно и образовывать простую интрузию. Когда одна и та же магма внедряется в магматическую камеру вследствие двух или большего числа актов инъекции - получается многократная интрузия. Если в магматическую камеру в результате двух или большего числа актов инъекции внедряются магмы разного состава, образуется сложная интрузия. Простые интрузии нередко называют однофазными, а сложные - многофазными, понимая под фазами единые акты внедрения магмы. Однократные магматические тела, сложенные одной горной породой, называются однородными. Нередко в этих телах наблюдаются постепенные переходы одной породы в другую. Процесс разделения магмы может привести к образованию в магматическом теле частей разного состава. Возникают дифференцированные интрузии, которые следует отличать от однородных. Наконец, полихронными интрузивными телами называют такие, которые формируются в разные магматические и тектонические циклы, значительно разорванные во времени, например в каледонский и в герцинский.

Формы залегания магматических тел. Условия и формы залегания эффузивных пород отличаются от условий и форм залегания интрузивных пород.

Эффузивные породы, главным образом, в форме потоков и покровов участвуют в слоистом строении земной коры и их формы залегания согласны с формами залегания слоистой структуры вообще.Кроме потоков и покровов эффузивные породы, как известно, залегают в виде конусов, пиков, куполов, стратовулканов, а также жерловин и даек. Форма вулканических тел находиться в прямой связи с химическим составом магм и, как отмечалось, с содержанием летучих компонентов. Основные магмы, содержащие минимальное количество кремния, являются наиболее жидкими и подвижными. Поэтому для основных эффузивных пород характерны протяженные и тонкие формы залегания - потоки и покровы. Кислые магмы, богатые кремнием, являются вязкими и малоподвижными. Наряду с потоками, и покровами, их формы залегания имеют облик куполов, пиков и конусов. Жерловины и дайки являются подводящими путями или корневыми частями магматических систем.

Интрузивные породы образуют как согласные, так и несогласные формы залегания. К согласным относятся интрузивные залежи (силы), лакколиты и лополиты. Несогласными являются батолиты и штоки.

Общая структура вмещающих пород оказывает существенное влияние на формы залегания магматических тел. Согласные интрузивные тела развиты преимущественно на платформах, где осадочные породы залегают горизонтальною.

Несогласные интрузивные тела находятся главным образом в геосинклинальных областях, характеризующихся складчатым строением. Поэтому, вслед за А.А.Полкановым, по геологическим условиям залегания магматические тела можно разделить на платформенные и геосинклинальные.

6. Структуры и текстуры магматических горных пород

Если структура характеризует взаимные отношения, размеры и форму составляющих породу минеральных зерен, то текстура горных пород выражает пространственное расположение агрегатов минеральных зерен.

Возникновение тех или иных типов текстур связано с особенностями кристаллизации горной породы и с воздействием на этот процесс внешних факторов, которые могут влиять как на кристаллизующуюся, так и на уже сформировавшуюся горную породу.

Наиболее распространенной текстурой интрузивных и эффузивных пород является массивная текстура. Она характеризуется однородным и равномерным незакономерном распределением минералов.

Полосчатая текстура проявляется в чередовании полос, обогащенных какими-либо цветными или бесцветными минералами.

Линейная текстура проявляется в магматических породах в почти параллельном расположении удлиненных призматических или игольчатых минералов.

Шлировая текстура обусловлена наличием в породе скоплений или шлиров отдельных минералов, причем эти скопления могут отличаться от остальной массы породы как по составу, так и по структуре. Форма шлиров может быть разнообразной.

Сферическая (шаровая) текстура характеризуется концентрическими скоплениями минералов.

Для трахитоидной структуры характерно параллельное или почти параллельное расположение таблитчатых кристаллов, например, щелочных полевых шпатов у некоторых сиенитов и нефелиновых сиенитов.

Флюидальная текстура стекловатых эффузивных пород передает картину движения застывающего потока

Часто возникающие в эффузивных горных породах поры (результат присутствия в магме пузырьков газа) создают пористую текстуру. В том случае, если поры заполнены вторичными минералами: кварцем, халцедоном, опалом, хлоритом, карбонатами и другими, образуется миндалекаменная текстура.

Первичные текстуры и структуры течения. Внутреннее строение магматических тел.

Для выявления внутреннего строения магматических тел мы используем полосчатую, трахитоидную или линейную текстуры, которые мы называем директивными. Их происхождение следующие: при формировании магматического тела обычно магма в течение некоторого кристаллизационного периода находится в таком состоянии, когда одновременно существуют жидкая фаза и твердые кристаллы. Такая суспензия подчиняется законам гидромеханики, в соответствии с которыми твердые составные части суспензии при движении приобретают ориентированное положение в пространстве. По экспериментальным данным, жидкость со взвешенными в ней кристаллами при течении в трубе испытывают напряжения, в следствии которого взвешенные частицы удлиненной формы будут стремиться повернуться так, чтобы их длинная сторона расположилась параллельно оси трубы или направлению течения. В результате движения возникает анизотропия как в строении горных пород, слагающих плутон, так и в строении плутона в целом. Во всех нормальных случаях линейность располагается параллельно полосчатости. Директивные текстуры наблюдаются в массивах не так часто.

Для определения линейности измеряют азимут наклона линии и угол наклона. Элементы залегания полосчатости измеряют, как элементы залегания любой плоскости, затем наносятся на геологическую карту. Также определяется конфигурация магматического тела. Элементы залегания тела наносятся на карту и даются элементы трещин, в результате получается структурная карта интрузивного массива.

Структура характеризуется степенью кристалличности горной породы, абсолютным размером зерен, их относительной величиной, формой и степенью идиоморфизма кристаллической ограненности. Структура позволяет судить об условиях формирования горных пород, а также о скорости и порядке кристаллизации. Эти факты, в свою очередь, зависят от температуры, состава, содержания летучих, вязкости магмы и давления, при которых происходит кристаллизация.

По степени кристалличности изверженные горные породы делятся на полнокристаллические, неполнокристаллические и стекловатые. Очень мелкие кристаллы называются кристаллитами.

По абсолютной величине зерен изверженные породы делятся на крупнозернистые (более 5 мм), среднезернистые (1-5 мм), мелкозернистые (менее 1мм) и тонкозернистые, когда макроскопическая зернистость не различается. Глубинные интрузивные породы, кристаллизующиеся с участием летучих компонентов в условиях медленного охлаждения, характеризуются полнокристаллической крупно-, средне- и мелкозернистой структурой. Наиболее крупнокристаллическими являются пегматиты, формирующиеся из магмы, особенно богатой летучими компонентами. Эффузивные породы, которые кристаллизуются в условиях резкого охлаждения и низкого давления при быстрой потере летучих компонентов имеют тонкокристаллические, полнокристаллические, а также полукристаллические и стекловатые структуры.

...