Геохимия магматических процессов реферат

Обновлено: 08.07.2024

Граница между геохимией и петрологией стала значительно менее определенной, чем при А. Е. Ферсмане, петрологи и геохимики нередко решают сходные задачи, применяют одни и те же методы.

Крупные успехи достигнуты в изучении силикатных расплавов — магм. Было показано, что для них характерны так называемые сиботаксические группы, т. е. обрывки полимерных цепочек силикатных и алюмосиликатных анионов, характеризующихся упорядоченным строением. Много внимания уделяется летучим компонентам магмы, растворимости воды в ней. Л. В. Таусон для гранитоидных магм приводит следующие ориентировочные концентрации главных летучих компонентов (в % ) : Н20 — 3; С02 - 0,6; С1 - 0,2; F — 0,1; S — 0,06.

Установлено, что вода и фтор способствуют деполимеризации кремнекислородных единиц. В целом магма — ионно-электронная микротерогенная жидкость.

Широкое распространение в нашей стране и за рубежом приобрело применение при изучении магматических процессов аппарата равновесной термодинамики.

Термодинамические расчеты позволили охарактеризовать окислительно-восстановительные и щелочно-кислотные условия различных магм (И. Д. Рябчиков, А. А. Маракушев, Л. Л. Перчук и др.). Выяснилось, что по окислительно-восстановительным условиям магмы занимают среднее положение в системах земной коры и Земли в целом. Для них не характерны столь восстановительные условия, как в земном ядре, многих гидротермальных системах или болотах земной поверхности, и столь окислительные, как в реках, морях, океанах, озерах с их высоким содержанием свободного кислорода.

Существенно уточнились и изменились представления о процессах массопереноса в магме. Многие петрологи и геохимики по-прежнему главное значение придают кристаллизационной дифференциации, в ходе которой из магмы при понижении темх1ературы последовательно кристаллизуются породы различной основности (реакционный принцип американского ученого Н. Боуэна и др.). Однако мнения по данному вопросу сильно расходятся. Так, Л. В. Таусон и многие другие геохимики подчеркивают, что в гипабиссальных условиях при понижении давления в магме появляются пузырьки водяного пара, в котором растворены другие газы и летучие компоненты, в том числе и рудные: Li, Be, Rb, Cs, Sn, Та и др. (газовые растворы) .

Флотация пузырьков — важный механизм массопереноса, одна из разновидностей сквозьмагматических растворов (это понятие ввел Д. С. Коржинский). Явление концентрации летучих компонентов, особенно характерное для апикальных частей магматических массивов, получило название эманационной дифференциации или эманацион- ной концентрации. В целом проблема флюидного режима земной коры и верхней мантии стала одной из ведущих и в геохимии и петрологии. Анализируется флюидный режим формирования мантийных пород, например базальтов дна Атлантического океана, траппов Сибирской платформы, флюидный режим гранитообразования.

Большое значение для геохимической характеристики магматических процессов приобрели данные о среднем содержании элементов в основных типах изверженных пород. Вычисление кларков концентрации элементов в породах позволило выявить геохимическую специализацию пород, охарактеризовать ее количественно с помощью различных показателей. Так, В. И. Рехарский предложил рассчитывать коэффициенты концентрации на основе соотношения содержания элементов в ультраосновных, средних и кислых породах. Он показал, что эти коэффициенты подчиняются периодическому закону. П. П. Смолин разработал геохимическую систематику элементов по типам дисперсии кларков в силикатной оболочке.

Л. С. Бородин предложил показатели общей относительной кислотности изверженных пород и их относительной основности. По его мнению, при дифференциации ба- зальтоидных магм изменение содержаний главных и редких литофильных элементов взаимосвязано (принцип когерентности). Литофильные редкие элементы оказались хорошими индикаторами генетических связей между различными породами базальтоидных серий. Это позволило Л. С. Бородину охарактеризовать геохимию данных пород.

Исключительно расширилась информация по геохимии важнейших групп магматических пород. Происхождение дупитов, пироксенитов и других ультрабазитов большинство петрологов и геохимиков связывают с верхней мантией.

Показано, что ультраосновные магмы характеризуются восстановительными условиями, так как содержат углеводородные флюиды. В этих породах обнаружены свободный водород, закисное железо, недоокисленные формы титана (Ti3+), углерод. В оливинах из кимберлитов выявлен даже Сг2+ — признак особо восстановительной среды. Происхождение основной магмы многие исследователи объясняют выплавлениями вещества из мантии.

Для палингенных гранитоидов установлены важные историко-геохимические зависимости: в пределах определенного региона накопление в них редких элементов увеличивается с возрастом (оно мало в протерозойских и каледонских гранитоидах, больше — в герцинских и еще больше — в киммерийских гранитоидах).

Л. В. Таусон разделил палингенные гранитоиды на четыре геохимических типа: гранитоиды известково-щелоч-' ного ряда, плюмазитовые редкометальные лейкограниты, гранитоиды щелочного ряда и редкометальные гранитоиды щелочного ряда.

Выделяется и самостоятельная группа гранитоидов, образующихся преимущественно в подвижных поясах в результате дифференциации основных или средних магм. Л. В. Таусон в данной группе также наметил четыре геохимических типа: плагиограниты толеитового ряда, гранитоиды андезитового ряда, гранитоиды латитового ряда и агпаитовые редкометальные гранитоиды. Каждый из типов является продуктом дифференциации соответствующей базальтоидной магмы и характеризуется определенным содержанием редких элементов, имеющим, по Л. В. Таусону, наибольшее индикаторное значение (по сравнению с минеральным составом и содержанием петро- генных элементов).

К самостоятельной третьей группе гранитоидов относятся автохтонные гранитоиды, или параграниты,— продукты ультраметаморфизма и гранитизации кристаллического основания континентальной коры. По Д. С. Коржин- скому, процессы магматического замещения обусловлены трансмагматическими растворами. Одни авторы приписывают им мантийное (подкоровое) происхождение, другие связывают их генезис с земной корой.

По мнению Д. С. Коржинского, гранитизация — инфильтрационный процесс, в ходе которого траисмагмати- ческие растворы обусловливают расплавление породы, т. е. образование магмы. Трансмагматические растворы могут вызывать также сиенитизацию, диоритизацию, габ- броизацию и т. д., но масштабы этих явлений сильно уступают гранитизации.

Трансмагматические растворы, по Ф. А. Летникову, образуются при формировании пород базальтового слоя. Они гранитизируют гнейсы. Имея в виду гранитоиды глыбовых областей, ученый пишет, что без гнейсов нет гранитов. С помощью факторного анализа он показал, что при гранитизации калий и кремнезем приносят растворы, а остальные породообразующие элементы входят в состав исходных гнейсов и других пород, подвергающихся гранитизации. По расчетам Ф. А. Летникова, при переплавлении 1 км3 гнейсов выделяется более 6 млн. т воды.

Дискуссию вызвала проблема геохимической специализации гранитоидов. Установлено, что многие гранитоиды содержат повышенные количества рудных элементов, в связи с чем они получили наименование редкометальных, оловоносных, вольфрамоносных и т. д. С этих позиций детально изучены гранитоиды Забайкалья, Казахстана, Украинского кристаллического щита и других рудных районов. Например, Л. С. Галецкий и другие исследователи показали, что одни граниты и мигматиты Украинского щита обогащены Pb, Ni, Со, V, другие — Yb, Со, Pb, Zr, третьи —F, Se, Cr, Ti, Yb, Y, Sn, Mo, Ga, Pb, Li, Rb, Cs и T. д. Часть исследователей полагает, что подобная геохимическая специализация магмы и кристаллизовавшихся из нее пород в целом благоприятствует рудообразованию. По другим представлениям, не всегда обогащенные интрузии являются рудогенерирующими.

Отмечают, что нередко обогащенные гранитоиды безрудны, а необогащенные — рудогеиерирующие. Оценка по валовому содержанию микроэлементов оказалась слишком грубой. Большое значение приобрело определение форм нахождения элементов (например, существование подвижных — легкоизвлекаемых форм), неоднородности распределения элементов (породы с более высокой дисперсией местами более благоприятны) и т. д. По В. В. Ляховичу, рудоносными являются породы, содержащие микровключения минералов рудных элементов, а нерудоносными — породы с изоморфными примесями.

Основоположником геохимии щелочных пород, как известно, был А. Е. Ферсман. Его исследования в Хибинах привели к созданию школы геохимиков и минералогов — специалистов по щелочным породам (К. А. Власов, В. И. Герасимовский, Л. С. Бородин, Е. И. Семенов, М. В. Кузьменко и др.). В результате геохимия щелочных пород изучена в настоящее время хорошо и всесторонне.

Для отдельных представителей щелочных пород доказана концентрация редких щелочей, Са и Sr, Ti, Zr, Hf, Th, Nb и Ta, U, Ga, Tl, P, F и CI. И. Петерсилье обнаружил во многих щелочных породах Кольского полуострова повышенные количества углеводородных газов (до 200 см3/кг), что указывает на восстановительные условия породообразования. Для многих щелочных магм характерна высокая концентрация летучих компонентов: F, С1, С02, S, Р и др.

Детально изучены и связанные с щелочными породами карбонатиты. Ранее они принимались за осадочные известняки или скарны, но позднее было доказано их магматическое происхождение, связь с жерлами древних вулканов. В Танзании даже имело место извержение вулкана с карбонатитовой лавой, Выяснилось, что образование столь необычного расплава возможно прп насыщении его водой, углекислым газом и щелочами. В карбонатитах известны апатит-магнетитовые и редкометально-редкозе- мельные руды. Полагают, что миграция элементов при образовании карбонатитов осуществлялась с больших глубин из мантии в щелочной среде. В магме и растворах возникали анионные комплексы Nb, Та, Zr, U и других металлов.

Карбонатиты характерны для зон глубинных разломов платформ и щитов, особенно для рифтовых зон (в Восточной Африке и др.). По Ф. А. Летникову, восстановительные флюиды, поступающие из верхней мантии, окислялись на небольших глубинах. Это благоприятствовало формированию карбонатитовой магмы (С0-^С02, Н2-^Н20).

Ответ: При остывании магмы кристаллизуются минералы, образование которых сопровождается выделением тепла, противостоящее понижению температуры.

Магматический процесс – формирование и дифференциация расплава при температуре 500– 500 С и давлении 105–910 Па с участием основных типов массопереноса – диффузии, конвекции, флюидов. Это приводит к перемещению и перемешиванию геохимическим различающихся магм, которая, является основой формирования изверженных кислых, основных и ультраосновных пород – источников добычи разнообразных полезных ископаемых.

Основную информацию по геохимии магматизма дает изучение изверженных пород.

Кристаллизация магматических пород связана с понижением температуры. По различным данным в том числе по результатам гомогенизации расплавных включений кристаллизация основных пород происходит, при 1100 богатая водяными парами гранитная магма застывает при 7000С. Для ультрабазитовых магм предполагается температура около 18000С.

Для магмы характерны следующие типы массопереноса – диффузия, конвекция, кристаллизационная дифференциация, ликвация и флюидное расслоение (основными являются, видимо, первый и второй тип). Важным механизмом миграции химических элементов при магматизме являются сквозьмагматические растворы (Д.С.Коржинский), представляющие, несомненно, надкритические флюиды мантийного происхождения.

Перенос компонентов этими растворами получил название эманационной дифференциации или эманационной концентрации (Перельман, 1988).

В магме предполагается существование так называемых сиботаксических групп, или кластеров с упорядоченным строением. Большое значение в расплаве имеют анионы -3-3-2-OH , PO4, BO3, S и др. Имеется в магме и ион О 2-2 как продукт диссоциации воды. Важную роль в магме имеют летучие компоненты, растворенные в расплаве. Главным летучим компонентом в магме являются пары воды.

Значительно меньше в магме углекислоты, H2S, HCl, HF, CO, CH4, H2, F2, Cl2, H3BO3 и другие. Общей закономерностью для магматических пород является то, что ультраосновным породам к кислым увеличиваются радиусы катионов, уменьшаются энергетические характеристики ионов, уменьшается энергия решетки минералов.

33. Геохимические особенности гранитоидов.

Ответ: Гранитоиды Саракокшинского массива относятся к толеитовому ряду по классификации Л.В. Таусона. Раннепалеозойские гранитоиды Прибайкалья проявлены в автохтонной и аллохтонной фациях и представлены гранитогнейсами, плагиогранитогнейсами, мигматитами и гранитами. Они являются модельным примером геохимического типа палингенных известково-щелочных гранитоидов. На основании проведенных изотопно-геохимических исследований показано, что источником расплавов

раннепалеозойских гранитоидов Прибайкалья, вероятно, является коровый субстрат. Граниты Солзанского массива хребта Хамар-Дабан относятся к типичным синколлизионным образованиям, сформированным из гнейсов хамардабанской серии, и аналогичны гранитоидам шаранурского комплекса Ольхонского региона. Этот факт еще раз подтверждает существование Ольхонско-Хамардабанского блока Прибайкалья, как единого террейна.

34. Геохимия пегматитового процесса.

Ответ: Геохимические исследования пегматитов начаты А.Е.Ферсманом. Гранитные пегматиты, по А.Е.Ферсману это жильные тела, связанные с магматическим гранитным остатком, кристаллизация которого происходит в основном в пределах температур 700 –

350 С и которые характеризуются сходством минерального состава с материнской породой, значительной величиной кристаллических индивидов, повышенными содержаниями некоторых летучих компонентов (H2O, CO2, F, H3BO3 и др.), накоплением рассеянных элементов остаточного расплава. Пегматитовый расплав богат щелочными металлами – K, Na, Li, Rb, Cs а также Be, Tl. Содержание лития в гранитных пегматитах в 1000 раз больше, чем в габбро, бора – в 25 раз, рубидия в 100 раз. Резко повышено в них содержания ниобия, тантала, урана, тория. В пегматитах накапливаются элементы с резко контрастными свойствами:

- наиболее сильные катионы (щелочные металлы);

-наиболее сильные анионы (галогены);

- а также наиболее легкие (водород, литий, бор, бериллий);

- тяжелые элементы (уран, торий). В тоже время в гранитных пегматитах практически отсутствуют платиноиды, характерные для ультраосновных пород.

35. Геохимия гидротермального процесса.

Ответ: Гидротермальный процесс – формирование термальных вод, насыщенных ионами и газами, их участие в замещении химических элементов в породах в ходе циркуляции растворов.

Гидротермальные системы – гидродинамические системы, заключенные в рамках отдельных геологических структур, формирующихся либо при нагревании вод в региональном тепловом поле.

Гидротермы концентрируют газообразные соединения, галогены и другие элементы. В первом случае гидротермы находятся только в жидкой фазе и максимальные температуры

не превышают 1500С. Во втором случае, характеризующем обстановку действующего островодужного вулканизма, возникают парогидротермы.

Из гидротермальных растворов отложение вещества происходит либо в полостях трещин (жильные гидротермальные тела), либо за счет замещения вмещающих пород (метасоматические гидротермалиты). Гидротермальные системы состоят из области сбора

36. Геохимия метасоматического процесса.

Ответ: Гидротермальный метасоматоз – процесс замещения одного минерала другим (или одной породы другой породой) с участием растворов и сохранением твердого состояния вещества. Различают диффузионный и инфильтрационный метасоматоз. Диффузионный метасоматоз – процесс замещения породы (минералов) за счет компонентов, перемещающимися в неподвижном поровом растворе. Инфильтрационный метасоматоз – процесс метасоматического замещения породы (минералов) компонентами движущегося в поровых растворах или трещинах раствора.

37. Геохимия метаморфического процесса.

Ответ: Метаморфический процесс – частичная или полная перекристаллизация породы с образованием новых структурных пород и минералов в результате резких изменений температуры, давления и химических условий. Например, карбонаты превращаются в мрамор, глины в сланцы и т.д. Некоторые метаморфические породы могут обогащаться химическими элементами при циркуляции воды по сохранившимся порам.

38. Геохимия гипергенных процессов.

Ответ: Зону поверхностных изменений в земной коре – биосферу – А.Е. Ферсман (1922) назвал зоной гипергенеза. По условиям, месту образования и движущим силам в зоне гипергенеза деятельность геохимических процессов сводится к следующему.

Собственно гипергенез – изменение первичной горной породы путем ее выветривания при выходе на поверхность.

Основные источники энергии гипергенных процессов - энергия Солнца и гравитационная энергия положения. Основные процессы здесь заключаются в изменениях изверженных, метаморфических и осадочных горных пород, заключающихся в приспособлении их к тем физико-химическим условиям, которые здесь существуют. В зоне гипергенеза большую роль играют свободный кислород, коллоидное состояние вещества и деятельность живых организмов.

39. Геохимия зоны окисления.

Впервые рассмотрен баланс вещества при формировании основных морфологических разновидностей рудного выхода, их связи с минеральным составом первичных руд и положением рудных тел. Большое внимание уделено формам нахождения, условиям миграции и гипергенной концентрации рудообразующих элементов и их спутников при формировании окисленных рудных выходов. В сферу обсуждения были включены: Cu, Pb, Zn, As, Ba, Sb, Ag, Co, Ni, Cd, In, Ga, Mo, Sn, Bi, Tl, Sc, Se, Te, Y, W, V, Hg, Ti, Mn, P. Описание такого широкого спектра элементов в процессах сернокислого выветривания в литературе было приведено впервые.

Зоны окисления золоторудных месторождений были изучены слабее, чем сульфидных. Особенности их геохимии описаны Е. Данном (1929).

40. Геохимия биогенеза и галогенеза.

Ответ: Галогенез – осаждение солей из природных водоемов. Потери солей в морских водах происходят при захоронении их с осадками и сорбции коллоидами и главным образом в эпохи галогенеза.

Согласно классическим представлениям галогенез – нормальное осадочное накопление сульфатных и соляных толщ вследствие упаривания морской воды или континентальных вод в солеродном бассейне. Причем вариации в составе галогенных толщ объясняются метаморфизацией вод в солеродных бассейнах.

Наиболее характерными эпохами галогенеза в истории Земли являются кембрийская, девонская, пермская, юрская, меловая и неогеновая.

Континентальный галогенез подразумевает отсутствие питания солеродных бассейнов морскими (океаническими) водами или при резком преобладании континентальных вод.

Биогенез – образование живого вещества, концентрирование в нем большинства химических элементов. В результате биогенеза образуются биолиты , идут процессы почвообразования. Роль бактериальных процессов весьма значительна.

Исследователи Б. Г. Лутц, С. Брукс, Л. В. Таусон и др. показали незначительные петрохимические отличия магматических пород и существенные геохимические различия.

Магматические процессы приурочены к земной коре и части верхней мантии. При вулканических извержениях магма достигает земной поверхности, что позволяет получить представление о специфике магматического процесса.

основная магма образуется из базальтового слоя и все разнообразие основных пород связано с ее дифференциацией;
источником основной магмы служит верхняя мантия; всеми признаваемая неоднородность верхней мантии объясняет разницу в химическом составе основных магм, а глубина образования магмы (70 – 200 км) соответствует глубинам верхней мантии.

Геохимия магматических процессов тесно связана с температурой, давлением и концентрацией раствора. При понижении температуры происходит выделение тепла и кристаллизация магмы. Температура магмы колеблется в пределах 900–1200 °С. Повышение давления приводит к уменьшению объема и повышению плотности магмы. Если повышается концентрация магмы, то происходит переход ее в твердую фазу, при понижении – сохраняется ионная жидкая фаза.

В магматических процессах А. Е. Ферсман (1938) выделил геофазы – отрезок времени в длительных геохимических процессах, характеризующийся более или менее определенным комплексом минералов и связанных с ними элементов. Выделяются следующие геофазы процессов при понижении температуры магмы:

А – магматический, выше 900 °С;

B–C – эпимагматический (800 °С) – пегматитовый (700 °С);

D–E–F–G – пневматолититовый, 600 – 500 °С;

H–I–K – гидротермальный, 400–50 °С;

L – гипергенный, ниже 50 °С.

Основы процесса дифференциации и кристаллизации магмы заложены трудами Г. Боуэна, В. М. Гольдшмидта, П. Ниггли, Р. Фогта и других ученых. Показано, что при кристаллизации расплава минералы выделяются в определенной последовательности.

В кристаллизационной стадии дифференциации магмы идет образование трех самостоятельных комплексов: твердого остатка породы, остаточного расплава и ряда погонов – дистиллятов. Остаточный расплав превращается в пегматитовый расплав, а дистилляты – в пневматолиты, которые при охлаждении дают горячие водные растворы и их осадки – гидротермалиты. В кристаллизации магмы выделяют следующие последовательные этапы: протокристаллизацию, главную и остаточную кристаллизацию.

По обобщенным данным магматическую стадию процессов можно представить следующей схемой:

Протокристаллизация – образование наиболее ранних продуктов кристаллизации из расплава, флюида или раствора. Происходит образование темных и устойчивых минералов. По Г. Боуэну, кристаллизация расплава начинается с образования наиболее тугоплавких, богатых Mg и Fe (фемических) силикатов. Собственные минералы образуют в первую очередь элементы с четными номерами и малыми размерами ионных радиусов. Атомные массы большинства из них кратны четырем. Энергия кристаллических решеток этих минералов высокая, ионные радиусы малые. Этим требованиям согласно А. Е. Ферсману, отвечают следующие элементы (у выделенных элементов атомные массы кратны четырем: Mg, Si, O, Ti, Fe, Cr, C, S, Ca, Ni, Pt, Ru, Os.

В период главной кристаллизации (мезокристаллизации) по мере падения температуры в породах увеличивается содержание Ca – Mg силикатов и алюмосиликатов Ca, Na, K . Выделяются распространенные минералы (плагиоклазы, слюды, амфиболы, калиево- и натриевые полевые шпаты). В минералах возрастает роль одновалентных химических элементов (Na, K) и уменьшается роль двухвалентных (Mg, Ca, Fe). У одновалентных элементов ионные радиусы большие. Энергия кристаллических решеток низкая. Минералы с содержанием этих элементов неустойчивы в гипергенных условиях.

Остаточная кристаллизация (телокристаллизация) приводит к образованию кислых пород, обогащенных редкими элементами и летучими компонентами. Характерны четные химические элементы (O, Si) и резко возрастает роль нечетных (Al, K, Na), усложняется структура основных породообразующих минералов. При остывании продуктов остаточного расплава образуются крупнокристаллические породы, иногда сильноминерализованные, которые называют пегматитами. Наиболее широко распространены гранитные пегматиты с температурой кристаллизации 700–850 °С. В минерализованных пегматитах формируются крупные минералы в природе, например, сподумен длиной до 14 м, берилл весом до 18 т, кварц до 14 т, циркон до 6 кг.

Таким образом, последовательность кристаллизации зависит от термических и кристаллохимических свойств реагирующих веществ и их количественных отношений в расплаве. Химическая лаборатория природы представляет собой ряд медленных превращений атомов на пути к достижению максимального химического равновесия, за исключением отдельных моментов этого процесса, и формирования устойчивых минеральных видов.

Свойства и состав магмы

Магма представляет собой гетерогенный силикатный расплав. Содержит около 5 % воды, в неизмененных магматических породах редко превышает 1 %. При высоком давлении летучие компоненты находятся в подвижном состоянии. Как многокомпонентная система магма хорошо растворяет породообразующие оксиды редких элементов (Li₂O, Rb₂O, BeO, ZrO₂, Ga₂O₃, Nb₂O₅ и др.).

Чем больше компонентов в силикатном расплаве, тем ниже температура его остывания и меньшая вязкость, что ведет к повышению реакционной способности силикатного расплава и скорости диффузии компонентов реакции. Например, гранитный расплав застывает при температуре 1100–900 °С, однако при высоком давлении паров воды может находиться в жидком состоянии при температуре 700 °С.

Исследование электропроводности силикатных расплавов показало, что она имеет ионную природу. Примером может служить распределение серы между металлом и шлаком в металлургической плавке.

Усилению электролитической диссоциации силикатов содействует высокая диэлектрическая постоянная расплавленной кремниевой кислоты. Среди элементов магмы встречается ионная и ковалентная связь, образуются комплексные ионы типа AlSiO₄ 1– , AlSi₃O₈ 1– . В расплавах присутствует O 2– и его концентрацией пользуются как индикатором щелочности расплава.

Магма характеризуется кислыми или основными свойствами. По убыванию основности (щелочности) катионы образуют ряд: Cs > Rb > K > Na > Li > Ba > Sr > Ca > Mg > Fe 2+ . По В.В. Щербине (1964), анионы изополикремниевых кислот образуют ряд с повышающейся кислотностью: SiO₄ 4– 4– 4– 4– . Чем крупнее анион при одном и том же заряде, тем легче он отрывается от катиона и сильнее у него кислотные свойства. Дальнейшее возрастание кислотных свойств происходит при переходе от силикатов к алюмосиликатам (AlSiO₄ – , AlSi₆O₆ – , AlSi₃O₈ – ): Si > B > P > Al. Снижение основности оксидов повышает кислотность и подвижность силикатного расплава и приводит к расслоению его на две несмешивающиеся жидкости. Летучие компоненты повышают кислотность и подвижность силикатного расплава. В процессе дифференциации происходит отжим жидкой фазы от породы, а при кристаллизации в расплаве увеличивается количество SiO₂, летучих соединений и воды, уменьшается содержание оснований. На ранних стадиях выкристаллизовываются темноцветные минералы (пироксен, амфибол, биотит), позже – светлые полевые шпаты, кварц.

В кислом расплаве окислительно-восстановительный потенциал выше, чем в щелочном. Поэтому в кислой среде элементы стремятся восстановиться, а в щелочной – окислиться. Вязкость магмы вызывается следующими геохимическими особенностями. Ультраосновные и основные магмы менее вязкие, так как оксиды образуют форму, близкую к шарообразной. Кислые магмы вязкие, так как кремниевая кислота может быть представлена в них в виде тетраэдра (Si₂O₇), замкнутых колец (Si₃O₉, Si₆O₁₈), цепи (SiO₃), ленты (Si₄O₁₁), т. е. длинных, с трудом поворачивающихся для полимеризации в расплаве молекул. Если на место атома кислорода становятся F, Cl, OH, то цепь укорачивается и легче идет образование кристаллической решетки:

Углеродные структуры встречаются в глубинных разломах и зонах с углеродной спецификацией флюидов. Вследствие эволюции этих систем образуются карбонатиты, кимберлиты, щелочные породы с высоким содержанием карбонатов, углеводородов и графита. С ними связаны месторождения алмазов, Ta, Nb, Zr, Tr.

Для водородных структур характерна H₂O в флюидах и меньшая глубина залегания магм. Образуются породы кислого и основного состава и рудные месторождения. В чистом виде такие структуры не существуют. Для летучих компонентов основных магм характерен CO₂, для кислых – H₂O.

Магматические минералы при кристаллизации удерживают изоморфно много примесей. Поэтому их формулы сложные. Здесь изоморфны многие ионы, что невозможно было бы в гипергенных условиях. На примере магматических минералов установлены главные закономерности изоморфизма.

6.2. Геохимия магматических процессов в свете современных данных:

6.2.1. Первичное разделение вещества Земли: образование а) ядра (железного); б) сульфидно-окисного слоя и в) силикатной оболочки.

Общепринято, что все горные породы образовались из базальтовой магмы. Базальтовый слой – стекловатое или кристаллическое состояние, может расплавляться (давая базальтовую магму). Имеются и другие представления (наличие пород перидотитового состава на глубине 37-60 км из которого может образоваться базальтовая магма).

Общий вывод: наряду с единством магмы существуют представления о двух видах магмы: кислой и основной (яркий представитель российский ученый Левинсон-Лессинг). В настоящее время большинство придерживается позиции о единстве магмы.

6.2. Дифференциация исходной магмы – главное условие генезиса разнообразных горных пород. В противном случае получили бы:

а) Породу ГАБРО для интрузивных тел.

б) Породу БАЗАЛЬТ для эффузивных тел.

В результате действия факторов миграции-гравитации, концентрации вещества в расплаве, t 0 и Р - образуется сложная палитра пород.

6.2.3. Сульфидно-силикатные расплавы разделяются на две не смещивающиеся жидкости: сульфидную и силикатную. Как доказательство – металлургический процесс на заводах (шлак вверху, металл – внизу, посредине – штейн).

6.2.4. Очень сложный вопрос: дифференциация силикатов. Долго не удавалось экспериментально разделить, но в 1935-1937 г. впервые Д.П. Григорьеву (СССР) удалось разделить силикатный расплав – SiO₂, Al₂O₃, MgO, K₂O, CaF₂ при t 0 C=1250 0 С в угольных тиглях с последующим охлаждением на две части: а) жидкость богатая SiO₂, K₂O и F и б) богатая MgO, CaO и Al₂O₃. Первая – кислая, легкая и следовательно вверху, вторая – более основная и тяжелая – внизу. Очень важное условие: есть фтор - жидкость дифференцируется, нет F – масса однородная. Роль фтора по Д.П. Григорьеву может играть бор и Н₂О.

6.2.5. Очень важна в дифференциации расплавов роль АССИМИЛЯЦИИ. Впервые об этом высказался в 1897 г. Левинсон-Лессинг. Многие наблюдали последствия ассимиляции гранитными интрузиями пород богатых Са, Мg, Fe, в результате образуются различные виды уже кислой магмы, а с ней разнообразные месторождения полезных ископаемых. Важно учесть, что в пределах России кислые породы занимают площадь в 15 раз больше основных и следовательно перспективы поиска полезных ископаемых в России очень и очень велики.

6.2.6. На разных стадиях дифференциации (эволюции) первичной магмы образуются кристаллические продукты различных типов:

а). Породы протокристаллизации;

б). Породы мезокристаллизации;

в). Породы телокристаллизации – гранитные пегматиты;

г). Магматические сульфиды;

д). Гидротермальные образования;

е). Контактово-метаморфические породы.

6.2.7. Основные особенности стадийности кристаллизации магмы:

Протокристаллизация: из единой магмы (базальтовой) образуются основные и ультраосновные породы: перидотиты, дуниты, пиротениты, амфиболиты, базальты, габбро. Больше всего в них: SiO₂ – 41,35%; MgO – 32,10%; FeO – 7,80%; Al₂O₃ – 4,9% и др. В этих продуктах широко развито явление изоморфизма. С этой стадией связана высокая твердость продуктов в первую очередь алмазов, шпинелей, хромита, платины и следовательно исключительно высокую ценность для техники.

Конечная или пегматитовая кристаллизация: своеобразие этой ситуации заключается в формировании остаточной гранитной магмы, отличающейся от исходной высоким содержанием кремнекислоты, щелочей, летучих компонентов, редких элементов. Из нее выделяются летучие погоны (следовательно идут пневмотолитовые и гидротермальные процессы), большое количество элементов в форме таких минералов как полевые шпаты, слюды, кварц и др. (они и образуют гранит). Но остается еще так называемый флюидно-надкристаллический расплав при кристаллизации которого и образуются пегматитовые жилы. Поскольку это легкие фракции магматического расплава, то они занимают самые верхние места в гранитных массивах. Пегматитовые жилы очень богаты минералами: сейчас их выделяют более 300 видов.

Интересно сравнить пегматитовые жилы с другими стадиями по химсоставу (%):

В среднем (в %): Li в габбро 1,5∙10 -3 %, а в П.Ж. 0,15 (больше в 100 раз) Ga (галлия) в перидотите 2∙10 -4 %, в П.Ж. 0,01% (>> в 15 раз), Rb (рубидий) в габбро 4,5∙10 -3 %, в П.Ж. – 0,18% (>> в 18 раз). То же самое для тантала и особенно ниобия (в 150 раз >> чем Кларк Земли).

Самое важное отличие П.Ж. от всех других видов кристаллизации: в П.Ж. преобладают нечетные элементы, а во всех других случаях всегда >> четные (исключение О (кислород) и Si (силициум) - они четные!).

Генезис П.Ж. до конца не выяснен. Если Ферсман А.Е. и его последователи считают, что в основе их формирования лежит исходная магма, насыщенная всеми минералами, то крупнейший геохимик А.Н. Заварицкий пытался доказать, что особой пегматитовой магмы нет. Тела П.Ж. получаются путем перекристаллизации участков материнских пород (гранитов, аплитов, сиенитов, габбро и др.) под воздействием газового раствора, насыщенного компонентами этих пород, т.е. в результате метаморфизма.

Не исключено, что эти позиции верны обе. Их синтез может дать решение этой проблемы.

Читайте также: