Свойства и состав магматических пород

Систематические единицы магматических пород в петрологии могут быть обоснованы с геохимических позиций с учетом представ­лений о радиусах и зарядах ионов на основе идей В. М. Гольдшмидта иА. Е. Ферсмана. Геохимическая классификация элементов была вы­полнена А. Е. Ферсманом для магматических и гидротермальных ус­ловий по их участию в процессах (рис. 15.1):

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 элементов в главных типах изверженных пород по А. П. Виноградову (1962) и А. А. Беусу (1975):

· ультраосновные (дуни­ты и др.),

· основные (базальты и др.), средние (диориты и андезиты),

· кислые (граниты, гранодиориты и др.). Для Ru, Rh, Os, Ra, Ac, Po кларки неизвестны.

Ультраосновные породы,или гипербазиты (ультрамафиты, ультрабазиты). Генезис пород связан с верхней мантией. Потенциал кислорода низок в ультраосновных расплавах. Содержат углеводо­родные флюиды, обнаружены Н2, недоокисленные формы Ti³⁺, Cr²⁺, C, что указывает на восстановительные условия. Магма и минералы из нее недонасыщены Н₂О (оливин, пироксен), резко повышено 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 пикритах, 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,

Рис. 15.1. Геохимическая классификация элементов (по А.Е. Ферсману)

1-элементы кислых магм и пневматолитов, 2-сульфидных месторождений, 3-средних магм, 4-основных и ультраосновных магм.

Основные породы,или базиты (мафиты – базальты, габбро и др.). Происхождение основной магмы связывают с выплавлением из мантии. Для нее характерна концентрация Ni, Cr, Co, Mg, Mn, что близко по содержанию к ультраосновной магме. Специфичны Sc, Ca, V, Cu, Ti, Sb, F, P, Zn, Cd, мало встречается Be, Ta, U, Tl, Th,Cs, Cl, Rb, K, B.

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.

Условия формирования толеитовых базальтов различны. Наибо­лее восстановленные породы предположительно связаны с верхней мантией и наличием двухвалентного железа. Менее восстановленные базальты содержат фаялит и магнетит. Для более окисленных пород характерен магнетит. В составе основных пород преобладают вулка­ниты. Среди плутонических их аналогов известны анортозиты.

С дифференциацией основной магмы связано образование медно­никелевых, титано-магнетитовых и других месторождений. Кристал­лизацию ультраосновных и основных пород А. Е. Ферсман назвал протокристаллизацией.Характерные ее элементы имеют четные по­рядковые номераи валентности, малые радиусы ионов (рис. 15.2).

Рис.15.2. Характерные элементы протокристаллизации (1) и гранитных магм (2) (по А.И. Перельману)

Протокристаллизацию А. Е. Ферсман связывал с кристаллизацией ультраосновных и основных пород. Для минералов прото­кристаллизации характерны разнообразные химические элементы примеси, накопление которых обусловлено законами изоморфизма. В складчатых областях породы протокристаллизации представлены уз­кими и длинными реликтовыми «офиолитовыми поясами» – комплек­ссом эффузивных и интрузивных пород широкого диапазона по соста­ву в типичных проявлениях магматизма геосинклинальной стадии развития складчатых областей. Они встречаются в тихоокеанском поясе (Калифорнии, Японии, Австралии); Альпийском (Италии, Су­матре); на Урале, распространены в зонах спрединга срединно - ­океанических структур Атлантического и Индийского океанов.

По законам изоморфизма минералы ультраосновных (оливин, пи­роксен) и основных (оливин, пироксен, основной плагиоклаз) пород обладают наибольшей изоморфной емкостью с разнообразными при­месями элементов.

Средние породыили мезиты, содержат 53–64 % SiO2. Представ­лены ассоциацией роговой обманки (частично биотита), средних пла­гиоклазов, образующих диориты и сочетания роговой обманки, пи­роксена, калиевого полевого шпата в составе сиенита. Они занимают небольшой объем от общего объема магмы.

Содержание Al2O3 в диоритах около 16–17 %, FeО + Fe2O3 – 9– 10, Mg – 4,5–6,0, CaO – 8–8,5, K2O + Na2O до 5 %.

Химический состав сиенитов: SiO2 – 52–65 %, Al2O3 – 12–18, со­держание щелочей относительно повышенное: Na2O + K2O – 10–15, FeO + Fe2O3 – 4–5, CaO – 2–4, MgO – 1–2 % (см. рис. 10).

Кислые породы, или ацидиты (граниты, гранитоиды и др.), с со­держанием SiO2 более 64 %. Гранитоиды относятся к полигенетиче­ским породам. Магма кислых пород формируется за счет «былых био­сфер» (В. И. Вернадский), дифференциации основных или средних магм, путем «гранитизации» (Д. С. Коржинский). По Ф. А. Летникову, трансмагматические растворы гранитизируют гнейсы.

Однако, как бы ни образовывались кислые породы, к какому гео­химическому типу ни относились, они имеют ряд общих геохимиче­ских черт. В отличие от пород протокристаллизации в кислых породах накапливаются нечетные элементы, ионы с валентностью I и III (Na⁺, K⁺, Rb⁺, Cs⁺, Cl^–, F^–, Al³⁺ и др.). Характерны большие радиусы ионов, низкие энергии решеток минералов. Минералы гранитоидов имеют низкую изоморфную емкость, содержат меньше примесей, чем мине­ралы основных пород.

Согласно В. В. Ляховичу, носителями и концентраторами боль­шинства редких и рудных элементов в гранитоидах являются биотит, кислые плагиоклазы. Биотит помогает выяснить генезис гранитоидов. В них редкие элементы изоморфно входят в решетки главных минера­лов и образуют включения собственных минералов (U, Th, Tr, Zn, Ti, Fe, Sn и др.). Олово в биотите может изоморфно замещать Fe, Ti. Во многих гранитоидах повышено содержание рудных элементов, поэто­му они получили название редкометалльных, оловоносных, вольфра­моносных и т. д. Граниты местами обогащаются Pb, Ni, Co, V, Zn, F, Se, Cr, Ti, Zr, Y, Yb, Sn, Mo, Ga, Li, Rb, Cs (см.рис. 1).

Л. В. Таусон при оценке потенциальной рудоносности гранитои­дов основное значение придает особенностям эманационной диф­ференциации элементов.

Щелочные породыимеют высокое содержание Na2O + K2O, а по содержанию SiO2 могут быть от кислых до ультраосновных (с преоб­ладанием SiO2 53–64 %).

Породы агпаитового ряда образуются, если Na2O + K2O больше или равно Al2O3, если меньше Al2O3, – миаскитового с невысоким со­держанием химических элементов. По Л. Н. Когарко, с появлением щелочного магматизма на границе архея – протерозоя связывают рез­кую смену геодинамического режима Земли. Происходит субдукция окисленной океанической коры, содержащей повышенные концентра­ции летучих компонентов. Появление окисленной флюидной фазы способствует началу крупномасштабных метасоматических процессов и генезису щелочных магм, обогащенных рудными литофильными элементами.

Крупнейший в мире щелочной массив находится в Хибинах, меньшие его площади встречаются на Урале, в Восточной Сибири, Гренландии, Южной и Восточной Африке и других регионах.

В щелочной магме содержание Na и K достигает 15 %, в базаль­тах 5–7 %. Количество SiO2 понижено, могут отсутствовать кварц, по­левые шпаты, основные породы нефелинового ряда. По содержанию SiO2 одни щелочные породы относятся к ультраосновным, другие – к основным и средним. В них могут концентрироваться Li, Rb, Сs, Сa, Sr, Ti, Zr, Hf, Th,. Nb, Ta, U, Ga, Tl, P, F, Cl (см. рис.15.1).

В некоторых видах щелочной магмы господствует окислительная или восстановительная обстановка. Амфотерные элементы образуют комплексные анионы с большим радиусом и пониженной энергией кристаллической решетки, поэтому кристаллизация начинается с бес­цветных минералов и заканчивается цветными, что противоположно порядку кристаллизации других магм. В щелочных магмах высокая концентрация летучих F, Cl, CO2, S, P и др., а также большое разнооб­разие минералов (в Ловозерском массиве около 300). Главные мине­ралы – нефелин, пироксен, апатит, полевые шпаты – содержат изо­морфные редкие элементы (Sr, Rb, Cs, Gа, Nb, Ta). Щелочные породы относятся к полигенетическим.

Со щелочными породами генетически связаны карбонатиты – карбонатные породы состоящие из кальцита, доломита и анкерита. Иногда они занимают жерла древних вулканов. Такой расплав форми­руется при насыщении его CO2 и щелочами (А. И. Перельман, 1989).

Карбонатиты характерны для зон глубинных разломов платформ и щитов, рифтовых зон Восточной Африки. Полагают, что химиче­ские элементы мигрировали в щелочных растворах из мантии с глу­бины 100–150 км. В этих условиях возникали ионные комплексы Nb, Ta, Zr, U, Ce, Ti. В карбонатитах и их производных установлено свы­ше 70 минералов.