Главная
Новости
Строительство
Ремонт
Дизайн и интерьер




14.09.2019


14.09.2019


08.09.2019


03.09.2019


26.08.2019


13.08.2019


13.08.2019


08.08.2019


06.08.2019


30.07.2019





Яндекс.Метрика
         » » Причины разнообразия магматических пород

Причины разнообразия магматических пород

09.12.2017

В первой половине XIX столетия Бунзен пытался объяснить разнообразие химического состава магматических пород смешением двух различного состава магм: трахитовой, содержащей 76,07% SiO2, и базальтовой, содержащей 47,47% SiO2. Однако эта теория смешения, с успехом примененная Бунзеном к изученным им лавам Исландии, оказалась совершенно неприменимой к огромному большинству магматических пород.

Дифференциация магмы. В настоящее время крайнее разнообразие состава магматических пород объясняется дифференциацией магмы. Под дифференциацией магмы вообще подразумевают совокупность всех физических и химических процессов, в результате которых происходит разделение материнской магмы на вторичные, отличающиеся в химическом отношении от материнской и ведущие к образованию известных нам магматических пород. Обычно дифференциация происходит на более или менее значительных глубинах. Если такого рода процесс происходит в каком-либо магматическом бассейне, то в отдельных частях его собираются неодинакового состава вторичные магмы, родственные друг другу, которые при извержена и и застывании дают начало разнообразным "комагматическим", т. е. образовавшимся из общей материнской магмы, породам. Так, если материнская магма была особенно богата Na2O, то и вторичные магмы и полученные из них комагматические породы будут больше содержать Na2O, чем породы, полученные при дифференциации магмы иного состава.

Обычно различают два главных тина дифференциации:

а) магматическую, которая происходит задолго до начала кристаллизации, на больших глубинах, при температурах, более или менее превышающих температуру затвердевания или начала кристаллизации магмы;

б) кристаллизационную, которая происходит по большей части в обособленных участках уже расщепленной магмы, при сравнительно низкой температуре, близкой к температуpe затвердевания магмы, или даже во время ее кристаллизации.

Хотя причины дифференциации магмы не установлены полностью, но уже и в настоящее время мы можем делать ряд выводов, вытекающих из изучения разнообразных магматических пород и их взаимоотношений в земной коре, а также из сопоставления данных экспериментальных исследовании.

Причины дифференциации магмы могут быть различны. В одних случаях может происходить диффузия в магме, как силикатном расплаве обычно очень сложного состава. Диффузия усиливается вследствие различия температур в различных частях магматического бассейна, либо растворения или ассимиляции магмой горных пород другого состава, чем магма. В ряде, случаев перераспределение составных частей магмы может происходить во время ее кристаллизации в результате выделения кристаллов минералов разного удельного веса в определенной последовательности. Большое значение в процессе перераспределения составных частей магмы могут иметь также и летучие компоненты, присутствующие в магме и выделяющиеся из нее во время ее остывания или кристаллизации. Характерен для этих процессов тот антагонизм, который существует между двумя группами окислов: с одной стороны, кремнезема и щелочей (SiO2, Na2О, K2O), с другой — окислов магния и железа (MgO, FeО, Fe2O3). В конечном итоге он приводит к образованию двух магм, резко отличных одна от другой — магмы габброидно-базальтовой, характеризующейся большим содержанием окислов магния и железа, и магмы гранитной, обогащенной кремнекислотой и щелочами. Оба типа магм различаются также относительным содержанием летучих компонентов: их много в магме гранитной и сравнительно мало в магме габброидно-базальтовой.

На этот антагонизм было обращено внимание, в частности, Мишель-Леви, разделявшим магмы и породы, с ними связанные, на две группы: магнезиально-железистые и кремнисто-щелочные.

Антагонизм, который существует между указанными окислами, проявляется постоянно, в особенности когда мы сравниваем магматические породы одного и того же района; при этом он проявляется не только в крупных, но п в малых размерах.

Как простейший пример, можно привести сравнение лейкократового и меланократового габбро из одного и того же района, выраженное, что особенно удобно, в показателях Ниггли (табл. 45).
Антагонизм здесь ясно выражен в величине коэфициентов si и alk, с одной стороны, fm — с другой. Нейтральный характер обычно носит коэффициент с, т. е. содержание CaO.

Совершенно отчетливо выражен тот же антагонизм в базальтовом потоке Антрима (Ирландия), где видно, что антагонизм усиливается под влиянием силы тяжести (табл. 46).
Здесь совершенно отчетливо выражено увеличение на дне потока количества соответствующих окислов, дающих минералы с наибольшим удельным весом (пироксен, оливин), и увеличение вверху потока количества соединений, дающих минералы с наименьшим удельным весом (полевые шпаты). Характерно далее увеличение коэффициента mg, что связано с обычным уменьшением содержания закиси железа в ромбических пироксенах за счет энстатитовых молекул и с увеличением в магматических породах их основности, как видно из таблички, составленной Вейx еще в 1914 г. (оливин дан по расчетам Kyплетского).
Хороший пример дифференциации базальта дает диаграмма, построенная Фуллером для трех различных зон одного и того же базальта (рис. 88).

Приведенные данные, особенно Вейх, а также относящиеся к базальтовому потоку Антрима, вскрывают различную роль окислов FeO и MgO в дифференциации магмы.

Характерный пример процессов дифференциации в одном и том же гранодиоритовом районе можно привести из области Катунских Альп (Алтай) с расположением глубинных магматических пород в порядке понижения основности (табл. 47).
Здесь ясно проявляется антагонизм между кремнекислотой и щелочами, с одной стороны, и магнезиально-железистыми окислами, с другой; вместе с тем проявляется также различное поведение FeO и MgO, приводящее к увеличению содержания в более основных дифференциатах магнезиальных минералов за счет железистых.

В общем характерным является то, что окислы стремятся в процессе дифференциации отделяться одни от других или передвигаться вместе, причем степени взаимного передвижения могут быть крайне разнообразны. Так, резко проявляется стремление к разъединению у SiO2, K3O и Na3O по отношению к окислам MgO, FeO, Fe2O3, отчасти MnO. Более слабо, но все же отчетливо это выражено в отношении между окислами MgO и FeO во второй группе и Na2O и K2O в первой, по всем признакам между Fe2O3 и FeO. Более сложно поведение CaO и Al2O3.

В каком виде передвигаются окислы, до настоящего времени точно не установлено. По мнению Ниггли, они передвигаются в виде более или менее сложных соединений. Он считает, что магмасостоит из десяти главных окислов: SiO2, TiO2, Al2O3, Fe2O3, FeO, MgO, CaО, Na2O, K2O, H2O, присутствующих в магме в виде следующих соединений:
В процессе остывания магмы и ее кристаллизации эти основные молекулы могут соединяться главным образом с кремне-кислотой или, смешиваясь, образовывать изоморфные смеси (твердые растворы).

Образование соединений молекул в изоморфных смесях находится в тесной зависимости от температуры и давления. Изменение этих факторов влечет за собой изменение в магме тех или иных соединений и смесей, постоянных лишь в известных, характерных для них, интервалах температуры и давления.

Каждому моменту остывания магмы и ее передвижения внутри земной коры соответствуют определенные условия температуры, давления, степени концентрации, при которых магматический расплав находится в определенном равновесии. При изменении одного из этих факторов, меняются и условия равновесия для компонентов магмы, отдельные компоненты попадают в условия, наиболее благоприятные для кристаллизации, и могут выпадать в виде кристаллов тогда, когда магма пересыщается ими. Как мы видели, насыщение магмы теми или другими компонентами происходит в определенной последовательности. Боуэн, составив свою наглядную схему кристаллизации, показал, в каком порядке должно итти выделение того или иного из компонентов магмы с образованием определенных минералов. Характерным является то, что эти компоненты обычно выделяются в виде изоморфных смесей, которые образуют оливины, пироксены, амфиболы, биотиты, щелочные полевые шпаты, плагиоклазы. Исключение составляют только немногие (кварц).

На остывающую и кристаллизующуюся магму действует несколько факторов: изменение температуры и давления, изменение содержания минерализаторов, сила тяжести.

Одной из главных причин дифференциации магмы является действие силы тяжести, которая вызывает передвижение тех или иных групп молекул в различные части магматического бассейна (главным образом но вертикали); если к этому присоединяется еще процесс кристаллизации магмы, сила тяжести особенно способствует дифференциации.

Как мы видели, по схеме Боуэна первыми выделяются магнезиально-железистые ортосиликаты, обладающие большим удельным весом, далее несколько более легкие магнезиально-железистые мета силикаты.

Благодаря силе тяжести происходят передвижение этих минералов из более охлажденных верхних частей в более низкие. Вверху происходит обеднение окислами магния и железа, обогащение кремнеземом, щелочами и глиноземом. В то же время опустившиеся вниз кристаллы магнезиальных силикатов снова расплавляются (резорбируются), обогащая окислами магния и железа более глубокие части магматического бассейна.

В случае медленной кристаллизации, при наличии различий в удельном весе между остающейся жидкостью и выделяющимися минералами, последние опускаются в более глубокие части магматического бассейна и там накопляются, увеличивая основность более глубоких зон и увеличивая кислотность и щелочность более высоких горизонтов бассейна. По мере, того, как протекает этот процесс фракционной кристаллизации, постепенно происходит изменение состава магмы в магматическом бассейне — она дифференцируется. При полной кристаллизации должны получиться две горные породы с различным составом и с переходами между ними. Это отчетливо наблюдается в бассейнах, где дифференцировалась габбро-перидотитовая магма, например в габбро-перидотитовой области Урала, в типичных лонолитах с дифференцировавшейся габбровой магмой, как лополит Бушвельда в Южной Африке или лополит Седберн в Канаде.

При повторной кристаллизации и дифференциации получаются анхимономинеральные магмы (например, лабрадориты, душны и др.), причем такие окислы, как K2O, Na2O, Al2O3, SiO2, остаются в остаточной магме; дальнейшие кристаллизация и дифференциация приводят к образованию анхиэвтектических магм (габбро, пориты, сиениты). Конечным продуктом является гранитная магма. Из остаточных магм, если летучие вещества не могли быть удалены, образуются пегматитовые магмы.

Процесс дифференциации, происходящий длительный период времени, может вызвать крупные передвижения окислов и привести к расщеплению магмы на две главные части: в более глубоких частях концентрируются бедные кремнекислотой магнезиально-железистые составные части, к которым (см. схему Боуэна) присоединяются также богатые кальцием алюмосиликаты, дающие основные плагиоклазы, в более высоких частях — щелочные алюмосиликатные молекулы магмы. Следовательно, в конечном результате получаются две группы магм — основная или магнезиально-железистая и кислая или глиноземисто-щелочная. Восстановление прежнего равновесия во время процессов дифференциации магмы невозможно. Отсюда видно, что по существу оба типа дифференциации — магматическая и кристаллизационная — теснейщим образом связаны друг с другом.

Огромное значение в деле дифференциации магмы имеют также минерализаторы. В этом вопросе важное значение имеют работы Ниггли. Следует, однако, указать на то, что мнения относительно роли летучих веществ в процессе дифференциации магм разнообразны. Так, Фогт и Боуэн придают нм мало значения. Роль минерализаторов заключается в том, что они концентрируются в жидких остатках магмы, все более и более кислых, обогащенных щелочами и глиноземом. При этом образуются легкоподвижные соединения магм с этими компонентами, которые облегчают передвижение их вверх. Как мы видели, в контактах гранитных и других магм составные части магмы переносятся иногда далеко за пределы магматического бассейна, пропитывая окружающие породы. Так как эти летучие вещества особенно чувствительны к изменениям давления, они передвигаются вместе с щелочными и глиноземистыми составными частями магмы в места с уменьшенным давлением и тем самым усиливают процесс дифференциации магмы.

Эта роль летучих компонентов магмы дает возможность объяснить некоторые особенности горных пород, связанные с процессами дифференциации и кристаллизации. Летучие вещества особенно сильно способствуют передвижению щелочных составных частей, а также молекул NaFeSiO4, которые в ряде случаев играют такую видную роль в составе магмы.

Третий фактор, который играет крупную роль в деле дифференциации изверженных силикатных магм, — это ассимиляция, т. е, вплавление (растворение) тех пород, с которыми соприкасается магма. В результате ассимиляции изменяется самый состав магмы и, следовательно, нарушается то равновесие, которое было в магме. Происходит приток к данной области в одних случаях темных, в других — светлых составных частей.

Вопросы влияния ассимиляции и других факторов на дифференциацию магм до настоящего времени остаются не вполне разрешенными. В этом отношении вопрос образования путем дифференциации щелочных магм является особенно характерным.

Щелочные породы, как мы видели, наблюдаются в тех районах, где происходили по преимуществу процессы сбросового характера, которые, вне сомнения, влияли на условия равновесия внутри дифференцирующейся магмы (Африка, восточные штаты США, Мариупольской район и др.).

Дэли и вместе с ним некоторые другие петрографы объясняют образование щелочных магм ассимиляцией известняков, находящихся в контакте с нормальной магмой. CaO, освобождаясь от CO3 при диссоциации карбонатов, соединяется с глиноземом и кремнекислотой и дает опускающиеся кристаллы основных плагиоклазов; в результате магма обедняется окисью кальция, обогащается щелочами. Одновременно образуются железо-магнезиальные силикаты с CaO; они, как более тяжелые, также оседают, в результате чего остающаяся магма делается более щелочной и одновременно более бедной кремнекислотой. Образование авгитов за счет CaO карбонатов связывает почти в 2,5 раза больше весовых количеств SiO2; при дальнейшей дифференциации в остающейся магме могут кристаллизоваться вместо полевых шпатов нефелин и другие заместители полевых шпатов. В то же время выделяющаяся углекислота содействует переносу щелочей в верхние частя магматического бассейна.

Действительно, в ряде мест щелочные породы, главным образом нефелиновые сиениты, встречаются в контакте с известняками (остров Альне и др.).

Смит и другие петрографы выдвигают иное объяснение, именно влияние на процесс дифференциации летучих веществ, увлекающих с собой NaAlSiO4 и NaFeSiO4 и концентрирующих их в верхней части гранитных или иных магматических бассейнов. Это объяснение весьма вероятно, так как обычно в области нефелиновых пород мы находим огромное разнообразие минеральных ассоциаций, которые дают различные типы нефелиновых сиенитов, обладающих соответственно на небольшом протяжении таким же разнообразием структур — от мелкозернистых и плотных до крупнозернистых и пегматитовых, от равномернозернистых до порфировидных, от массивных до ленточных и первично сланцеватых. Обычно они занимают площади изометричной формы (остров Альне и др.). Такое происхождение нефелиновых и вообще щелочных пород увязывается и с условиями тектонических процессов в районах распространения этих пород. Чрезвычайно характерным является присутствие в нефелиновых породах ряда минералов, содержащих остатки минерализаторов. Так, в Мариупольском массиве ряд минералов (флюорит, роговые обманки) содержат фтор (во фтортарамитах до 3%). Среди нефелиновых пород часто присутствуют крупные скопления апатитов и других минералов, которые со деря: а т значительные количества фтора; например, лампрофиллиты содержат фтора до 1,89%, ловенит — 3,97%, ферсманит — 3,61%, астрофиллит — 3,47%.

Следует иметь в виду, что в процессе взаимодействия летучих веществ и силикатных магм может происходить также вытеснение углекислотой кремнекислоты. В таком случае в областях развития нефелиновых пород получаются вторичные карбонаты, например в районе Ботогола, также в районе Кольского полуострова.

Куплетский также придает значение, минерализаторам (главным образом H2O и F) в деле образования нефелиново-сиенитовых пород. В то же время он намечает по крайней мере три линии генетических связей щелочной магмы:

1) связь нефелиновых сиенитов с гранитами и дифференциация магмы в условиях большого накопления минерализаторов;

2) образование щелочного остаточного расплава в процессе дифференциации ультраосновной магмы;

3) ассимиляция карбонатных пород известково-щелочной магмой с образованием мельтейгит-ийодитовой серии щелочных пород, богатых разнообразными кальциевыми минералами.

Большую роль в процессе дифференциации магмы играет, согласно Боуэну, также процесс фильтрпрессования, который заключается в следующем: если во время кристаллизации магмы она будет сдавлена, твердые кристаллы приходят в соприкосновение друг с другом и из кристаллической массы выжимается оставшаяся жидкой часть магматического раствора, более кислая, чем первичная магма, так как остаточный раствор всегда более кислый и богатый щелочами. Эту гипотезу Боуэн применяет к объяснению образования по крайней мере части гранитных магм и базальтовой магмы. В базальтах, диабазах и габбро нередко присутствует микропегматитовый базис, выполняющий оставшиеся после кристаллизации остальных минералов пустоты; микропегматиты образовались за счет остаточной кислой щелочной магмы.

Как пример можно привести следующие данные Фемистера (1937 г.) по химическому анализу продуктов кристаллизации габброидно-базальтовой магмы (табл. 48).
Первой закристаллизовалась масса, давшая габброидную породу; остаточная магма имела состав, типичный для гранитной магмы.

В настоящее время установлено значительно более широкое распространение щелочных пород, чем это предполагалось ранее. Установлено, что нормальные базальты, развитые огромными массами, например в районе Тихого океана, часто сопровождаются щелочными базальтами, содержащими в частности нефелин — типичную составную часть щелочных натровых пород тихоокеанского типа.

Образование нефелиновых базальтов, сопровождающих нормальные базальты, Боуэн объясняет тем, что в базальтовой магме происходит фракционная кристаллизация, которая всегда приводит к образованию остаточных жидкостей из трех основных компонентов — молекул нефелина (KaAlSiO4), калиофилита (KAlSiO4) и кремнекислом (SiO2) вместе с летучими компонентами.

Дифференциация магмы, как показали также и экспериментальные исследования Боуэна и Шepepa (1937 г.), всегда дает наиболее легкоплавкие компоненты. В образовании горных пород, богатых щелочами, в частности фонолитов, трахитов, риолитов, большую роль играют взаимоотношения двух фаз — кристалла и жидкости, т. с. фракционная кристаллизация.

На приведенных ранее диаграммах нанесены поля кристаллизации нефелина, лейцита и кремнекислоты (см. рис. Cl) и отмечено поле, в которое попадают 40 восточно-африканских пород — фонолитов, трахитов и риолитов, изученные специально самим Боуэном (см. рис.. 02). На диаграмме видно, что в то же поле, в котором располагаются породы, изученные Боуэном, попадают также анализы (без анортита): 15 тингуаитов, 25 фонолитов, 32 щелочных сиенитов, 19 щелочных трахитов, 12 пантеллеритов, 540 гранитов и 102 риолитов.

Можно сказать, что в настоящее время вопросы кристаллизационной дифференциации изучены в значительной степени полно, хотя и далеки еще от окончательного разрешения и поэтому вызывают возражения ряда петрографов, в частности особенно резкие и не вполне обоснованные Лодочникова.

Значительно более слабо обстоит дело с вопросами дифференциации чисто магматической, происходящей в жидкой фазе.

Существует несколько объяснений дифференциации в жидкой магме.

1. Принцип Соре, согласно которому диффузия в жидкой магме может происходить благодаря различию в температурах различных частей магматического бассейна.

2. Гравитационный эффект, обусловленный тем, что в различных частях магматического бассейна (внизу и вверху) давления могут быть в значительной степени различны, чем п вызывается процесс диффузии внутри магматической жидкости.

3. Газовый перенос, состоящий в том, что вместе с выделяющимися при остывании магмы летучими компонентами могут передвигаться также различные составные части магмы. Возможность такого переноса доказывается существованием флюидного, чрезвычайно подвижного переноса вещества из гранитной магмы в окружающие породы при остывании гранитного магматического бассейна, когда образуются прослойные инъекции. Ho в отношении такого рода процесса нет достаточно ясного объяснения.

4. Ликвация магмы, т. е. получение при понижения температуры двух жидкостей, не смешивающихся друг с другом. Такого рода дифференциация в жидких силикатных магмах не доказана, но не исключается. Доказано, что сульфидные и железоокисные, в частности, хромитовые рудные магмы могут ликвироваться из смеси с силикатной магмой, если температура этой сперва однородной магмы понижается.

Важную роль играет удельный вес: более тяжелые элементы магмы собираются в больших глубинах, чем более легкие. Дифференциация магмы по удельному весу особенно ясно наблюдается на месторождении никелевых руд в Седбери (Канада): здесь вверху располагается гранит, содержащий 06,87% SiO2; с уменьшением содержания SiO2, Na2O и K2O и увеличением содержания CaO и MgO он постепенно переходит в гранодиориты, кварцевые диориты, микропегматитовый сиенит, в конце концов в норит с 54,61% SiO2; в основании без резкой границы располагаются наиболее тяжелые продукты дифференциации — никелевые руды.

Ассимиляция. Крупную роль в образовании новых магматических пород играет процесс ассимиляции магмой вмещающих пород.

Магма, растворяя те пли другие горные породы, попавшие в вес в виде обломков, ксенолитов различных размеров, изменяет свой состав, вследствие чего получаются так называемые контаминированные или гибридные породы. Одновременно с растворением посторонних тел — осадочных, метаморфических и магматических (иногда, возможно, и в полурасплавленном или расплавленном состоянии) происходит также и диффузия молекул внутри магмы, что увеличивает изменения состава различных частей магматического бассейна и разнообразие образующихся из магмы горных пород.

Ассимиляция может быть как краевой, так и глубинной, в зависимости от того, в какой части магматического бассейна происходит растворение посторонних тел. Признаком ассимиляции глинистых осадочных пород является присутствие в магматических породах, например в гранитах, кордиерита, силлиманита, граната, ставролита. В случае ассимиляции известняков в магматических породах появляются диопсиды и другие кальциевые силикаты. Особенно часто сохраняются минералы, обладающие температурой плавления свыше 1300°.

Боуэн полагает, что не всякая магма может растворять все включения, попадающие в нес, и что ассимилируются только те минералы, которые стоят в его реакционной схеме ниже: эти минералы еще не успели выделиться из магмы, т. е. она ими не была еще пересыщена.

Ассимиляции способствуют крупные размеры магматических бассейнов, высокая температура магмы, значительное содержание в магме летучих компонентов, движение самой магмы, иной химический состав тех пород, которые ассимилируются, сравнительно с составом магмы.

Как указывает Харкер, гибридные породы не способны далее к дифференциации, и они не сопровождаются рудными месторождениями. В этом смысле он считает их бесплодными. Обусловлено это значительной потерей тепла во время процессов смешения в силу как отдачи тепла окружающим породам, так и поглощения тепла при растворении магмой других пород.

Как пример можно привести смешение гранитной магмы с габбровой:
Данная гибридная порода получается в результате смешения 76,5% гранита и 23,5% габбро и имеет состав кварцевых диоритов. Потеря некоторого количества CaO объясняется большей способностью к диффузии кремнекислоты и щелочных силикатов, чем кальциевых силикатов.

С различным удельным весом связано и самое распространение вещества в земном шаре (в его стратосфере), которое,

согласно Зюссу, представляется в следующем виде: центральная часть (до % радиуса) состоит из никеля и железа (нифе) и из зернистых металлов; начиная с глубины 1500 км идет пояс нифесима, богатый никелем и железом (нифе), с одной стороны, кремнекислотой и магнием (сима), с другой; выше идет пояс, характеризующийся преимущественно составом сима; наконец, поверхностная часть стратосферы богата кремнекислотой и щелочами (спал). Породы сиала и симы совпадают с магматическими щелочно-земельными (кислыми) и магнезиально-железистыми (основными) породами; породы симы и нифесимы представлены в метеоритах (сидериты и палласиты).

Все магматические породы связаны между собой постепенными переходами (рис. 89).