ВУЗ: Не указан

Категория: Не указан

Дисциплина: Не указана

Добавлен: 28.09.2020

Просмотров: 4387

Скачиваний: 7

ВНИМАНИЕ! Если данный файл нарушает Ваши авторские права, то обязательно сообщите нам.
background image

 

76 

 

Основы  процесса  дифференциации  и  кристаллизации  магмы  заложены 

трудами  Боуэна,  Гольдшмидта,  Ниггли,  Фогта  и  других  ученых.  Показано,  что 

МАГМА 

состоит 

из трудно и легкоплавких компонентов 

из трудно и легколетучих компонентов 

при ликвации (магматической гравитационной дифференциации) формируется 

базальтовая магма 

(основная) 

гранитная магма 

(кислая) 

кристаллизация магмы 

протокристаллизация менее растворимых минералов 

из ультраосновной магмы с более высокой температурой и низким  

содержанием малолетучих компонентов: 

C, Na, Mg, P, S, Cl, Ca, Ti, V, 

 Cr, Mn, Fe, Co, Ni, Cu, As, Re

, платиновые 

мезокристаллизация (главная кристаллизация) 

образуются минералы 

Ca, Na, K, Al, Si, (Mg)

 

телокристаллизация (остаточная кристаллизация флюидов и формирование  

пегматитов) 

ультракислой магмы с низкой температурой и обилием летучих компонентов: 

H, Li, Be, B, F, Na, Al, Si, (P), (Cl), K, Rb, Y, Th, Zr, Nb, Mo, Sn, Hf, Ta, W, Au, Ra

, U 

дистилляция (выделение) летучих компонентов из охлажденного расплава: происходит 

в определенной последовательности в зависимости от величины парциального давле-

ния их паров, с образованием пневматолитов, гидротермалитов 


background image

 

77 

при  кристаллизации  расплава  минералы  выделяются  в  определенной  последова-
тельности. 

В  кристаллизационной  стадии  дифференциации  магмы  идет  образование 

трех самостоятельных комплексов: 

твердого остатка породы

остаточного рас-

плава

 и ряда погонов – 

дистиллятов

. Остаточный расплав превращается в 

пегма-

титовый расплав

, а дистилляты – в 

пневматолиты

, которые при охлаждении да-

ют 

горячие водные растворы

  и их осадки  – 

гидротермалиты

. В кристаллизации 

магмы  выделяют  следующие  последовательные  этапы:  протокристаллизация, 
главная и остаточная кристаллизация. 

Протокристаллизация 

– образование наиболее ранних продуктов кристал-

лизации  из  расплава,  флюида  или  раствора.  Происходит  образование  темных  и 
устойчивых  минералов.  По  Боуэну,  кристаллизация  расплава  начинается  с  обра-
зования  наиболее  тугоплавких,  богатых 

Mg  и  Fe

  (фемических)  силикатов.  Соб-

ственные 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 ра-
диусы малые. Этим требованиям, по А.Е.Ферсману, отвечают следующие элемен-
ты ( у выделенных элементов атомные массы кратны 4): 

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 алюмоси-

ликатов 

Ca, Na, K

 . Выделяются распространенные минералы (плагиоклазы, слю-

ды,  амфиболы,  калиево-  и  натриевые  полевые  шпаты).  В  минералах  возрастает 
роль одновалентных химических элементов (натрия и калия) и уменьшается роль 
двухвалентных  (  магния,  кальция,  железа).  У  одновалентных  элементов  ионные 
радиусы большие. Энергия кристаллических решеток низкая. Минералы с содер-
жанием этих элементов неустойчивы в гипергенных условиях. 

Остаточная  кристаллизация  (телокристаллизация)

  приводит  к  образова-

нию кислых пород, обогащенных редкими элементами и летучими компонентами. 
Характерны четные химические элементы (кислород, кремний) и резко возрастает 
роль нечетных (алюминий, калий, натрий), усложняется структура основных по-
родообразующих минералов. При остывании продуктов остаточного расплава об-
разуются  крупнокристаллические  породы,  иногда  сильноминерализованные,  ко-
торые называют пегматитами. Наиболее широко распространены гранитные пег-
матиты  с  температурой  кристаллизации  700–850

о

С.  В  минерализованных  пегма-

титах формируются наиболее 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  термиче-

ских 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  химиче-
ского равновесия, за исключением отдельных моментов этого процесса, и форми-
рования устойчивых минеральных видов. 

 


background image

 

78 

8.1.

 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 (

Li

2

O, Rb

2

O, BeO, ZrO

2

, Ga

2

O

3

, Nb

2

O

5

 и др.). 

Чем  больше  компонентов  в  силикатном  расплаве,  тем  ниже  температура 

его остывания и меньшая вязкость, что ведет к повышению реакционной способ-
ности силикатного расплава и скорости диффузии компонентов реакции. Напри-
мер, гранитный расплав застывает при температуре 1100 – 900ºС, однако при вы-
соком давлении паров воды может находиться в жидком состоянии при темпера-
туре 700ºС. 

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  элемен-
тов магмы встречается ионная и ковалентная связь, образуются комплексные ио-
ны  типа 

AlSiO

4

1–

,  AlSi

3

O

8

1

.  В  расплавах  присутствует 

O

2–

 

и  его  концентрацией 

пользуются как индикатором щелочности расплава. 

Магма  характеризуется  кислыми  или  основными  свойствами.  По  убыва-

нию 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: 

SiO

4

4–

 < Si

2

O

6

4– 

< Si

3

O

8

4–

 < 

Si

4

O

10

4

. Чем крупнее анион при одном и том же заряде, тем легче он отрывается 

от катиона, тем сильнее у него кислотные свойства. Дальнейшее возрастание кис-
лотных  свойств  происходит  при  переходе  от  силикатов  к  алюмосиликатам 
(

AlSiO

4

, AlSi

6

O

6

, AlSi

3

O

8

): Si > B > P > Al

. Снижение основности оксидов повы-

шает кислотность и подвижность силикатного расплава и приводит к расслоению 
его на две несмешивающиеся жидкости. Летучие компоненты повышают кислот-
ность и подвижность силикатного расплава. В процессе дифференциации проис-
ходит отжим жидкой фазы от породы, а при кристаллизации в расплаве увеличи-
вается количество 

SiO

2

,

 летучих соединений и воды, уменьшается содержание ос-

нований. 

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 ще-
лочной  –  окислиться. Вязкость магмы вызывается следующими геохимическими 
особенностями. Ультраосновные и основные магмы менее вязкие, так как оксиды 
образуют форму близкую к шарообразной форме. Кислые магмы вязкие, так как 
кремниевая кислота  может быть представлена в них в виде тетраэдра (

Si

2

O

7

),

 за-

мкнутых колец (

Si

3

O

9

, Si

6

O

18

), цепи (

SiO

3

), ленты (

Si

4

O

11

), 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: 

Формат:

 Список


background image

 

79 

 

Вязкость  повышается  в  расплавах,  обогащенных 

Al

2

O

3

,  частично 

Na

2

O

  и 

понижается с увеличением содержания 

FeO, MnO, MgO

, особенно летучих соеди-

нений (

H

2

O, CO

2

, HF, HСl, H

2

S, B

2

O

3

, WO

3

). Подвижность ионов зависит от их по-

ложения в структуре силикатного расплава. Подвижны ионы с "дальней структу-
рой"  и  меньшей  энергией  связи,  поэтому  щелочные  металлы  более  подвижны. 
Освобожденные  ионы  щелочных  металлов  образуют  свободные    структурные 
группы 

R – OH

, не связанные с основной структурой расплава. Для магмы харак-

терно два типа массопереноса: 

диффузия

  и 

конвекция

. Важное значение в массо-

переносе  имеют  газовые  растворы  –  флюиды.  Согласно  Ф.А.Летникову  (1985), 
основой всех эндогенных флюидных систем служат углерод и водород. В связи с 
этим он различает 

С

-структуры и 

Н

-структуры. 

Углеродные структуры

 встречаются в глубинных разломах и зонах с угле-

родной  спецификацией  флюидов.  Вследствие  эволюции  этих  систем  образуются 
карбонатиты,  кимберлиты,  щелочные  породы  с  высоким  содержанием  карбона-
тов,  углеводородов  и  графита.  С  ними  связаны  месторождения  алмазов, 

Ta,  Nb, 

Zr, Tr. 

Для 

водородных структур

 характерна 

H

2

O

 в флюидах и меньшая глубина 

залегания  магм.  Образуются  породы  кислого  и  основного  состава  и  рудные  ме-
сторождения.  В  чистом  виде  такие  структуры  не  существуют.  Для летучих  ком-
понентов основных магм характерен 

CO

2

, для кислых – 

H

2

O

.  

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.  

Массоперенос магмы может происходить путем 

"эманационной дифферен-

циации"

  (концентрации),  т.е.  флотации  пузырьков  водяного  пара,  в  котором  раз-

бавлены другие газы и летучие компоненты, включая рудные (

Li,  Be,  Rb,  Cs,  Sn, 

Nb,  Ta, 

и  др.).  Косвенную  информацию  о  магматических  системах  дает  вулка-

низм. Факты указывают на существование сиботаксичных групп и кластеров, т.е. 
участков  с  упорядоченным  строением.  Магма  состоит  из  обрывков  полимерных 
цепей  силикатных  и  алюмосиликатных  анионов.  Чем  выше  температура  магмы, 
тем  меньше  этих  групп.  В  деполимеризации ионов  участвует 

H

2

O

  и 

F.

  Газы  по-

нижают  температуру  ее  плавления.  В  магме  удерживаются  углеводороды,  биту-
мы, преобладают сильные катионы (

Na

+

, K

+

, Ca

+

, Mg

2+

)

 над сильными анионами 

(

Cl

,  F

,  OH

,  CO

3

2–

,  O

2–

),

  что  создает  преобладающую  слабощелочную  среду. 

Геохимическая  классификация  магматических  пород  отсутствует.  Рассмотрим 
особенности групп пород по содержанию 

SiO

2

 в магматических условиях. 

 

8.2.

 Свойства и состав магматических пород 

Систематические единицы магматических пород в петрологии могут быть 

обоснованы с геохимических позиций с учетом представлений о радиусах и заря-
дах  ионов  на  основе  идей  В.М.  Гольдшмидта  и  А.Е.  Ферсмана.  Геохимическая 

Формат:

 Список


background image

 

80 

классификация элементов была выполнена А.Е. Ферсманом для магматических и 
гидротермальных условий по их участию в процессах:  

1. Элементы кислых магм и пневматолитов – 

Si, Al, H, He, Li, K, Rb, Cs, Be, 

Ra, B, Ac, Hf, Th, Bi, Ta, Po, O, Mo, W, U, F, Ru, частично Ge, Sn, Pb, P, Zr, 
Nb. 

2. Сульфидных месторождений – 

Cu, Ag, Zn, Cd, Hg, Ga, In, Tl, As, Sb, S

Se

Te

, частично 

Au, Ge, Sn, Pb, Re

3. Средних магм

: Na, Ca, Sr, Ba, C, Mn, Al, Si, P. 

4.  Основных и ультраосновных магм: 

Mg, Sc, Ti, V, Cr, Fe,  Co, Ni, Ru, Pd, 

Os, In, Pt. 

А.И. Перельман (1989) приводит среднее содержание химических элемен-

тов в главных типах изверженных пород по А.П. Виноградову (1962) и А.А. Беусу 
(1975):  ультраосновные (дуниты и др.), основные (базальты и др.), средние (дио-
риты и андезиты), кислые (граниты, гранодиориты и др.). Для 

Ru, Rh, Os, Ra, Ac, 

Po

 кларки неизвестны. 

Ультраосновные  породы  или  гипербазиты  (ультрамафиты,  ультрабази-

ты).

 Генезис пород связан с верхней мантией. Потенциал кислорода низок в уль-

траосновных  расплавах.  Содержат  углеводородные  флюиды,  обнаружены 

Н

2

недоокисленные формы 

Ti

3+

,  Cr

2+

,  C,

  что  указывает  на  восстановительные  усло-

вия. Магма и минералы из нее недонасыщены 

Н

2

О

 (оливин, пироксен), резко по-

вышено содержание 

Mg 

– 25%, 

Cr

 – 0,2, 

Ni

 – 0,2, понижено 

Si

 – 19, низкое – 

Al 

– 

0,45, 

Na

 – 0,57, 

K

 – 0,03, 

Ti

 – 0,03. В ультрабазитах преобладают 

Mg

 и 

Fe

, в пикри-

тах, кимберлитах и пироксенитах – 

Mg, Fe, Ca

, повышено содержание щелочных 

металлов и других элементов (

Na, K, Li, B, C, Rb, Sr, P, Ti, Zr, Nb, Cs, Ba, Ta, Pb, 

U, Th

). С ультраосновными породами связаны месторождения хромита, платины, 

титаномагнетита, алмаза (в кимберлитовых трубках взрыва) (рис. 10). 

Основные породы или базиты (мафиты – базальты, габбро и др.).

 Проис-

хождение основной магмы связывают с выплавлением из мантии. Для нее харак-
терна  концентрация 

Ni,  Cr,  Co,  Mg,  Mn

,  что  близко  по  содержанию  к  ультраос-

новной магме. Специфичны 

Sc, Ca, V, Cu, Ti, Sb, F, P, Zn, Cd

, мало встречается Be, 

Ta, U, Tl, Th,Cs, Cl, Rb, K,B

. Однако основные геохимические типы базальтоидов 

отличаются  по  химическому  составу,  что  видно  из  величины  коэффициента 
(табл.9). 

При фракционной дифференциации основных магм соблюдается принцип 

"когерентности",  т.е.  сопряженное  изменение  содержания  петрогенных  и  редких 
литофильных элементов – 

Y, Zr, Nb, La, Ce, Ba, Rb

 и др. (рис. 11).  

С  дифференциацией  основной  магмы  связано  образование  медно-

никелевых, титано-магнетитовых и других месторождений. Кристаллизацию уль-
траосновных и основных пород А.Е. Ферсман назвал 

протокристаллизацией

. Ха-

рактерные элементы ее имеют четные порядковые номера и валентности, малые 
радиусы ионов (рис. 12).