Условия и способы образования минералов при магматическом процессе

ГЕНЕТИЧЕСКИЕ ТИПЫ ЭНДОГЕННЫХ МИНЕРАЛООБРАЗУЮЩИХ ПРОЦЕССОВ

3.4.1 МАГМАТИЧЕСКИЙ ПРОЦЕСС

Магматический процесс – это процесс образования минералов путем кристаллизации непосредственно из магмы. Магма возникает в отдельных очагах земной коры в результате теплового эффекта радиоактивного распада или имеет мантийное происхождение.

В результате магматического процесса образуются разнообразные изверженные горные породы, составляющие 95 % массы земной коры, и магматические месторождения алмазов, платины, хромовых, никелевых, медных, титановых, ванадиевых и др. руд, а также апатита и нефелина.

Представления о магме и магматическом процессе мы получаем изучая вулканическую деятельность и моделируя природные процессы экспериментальным путем.

Разработкой теории магматического процесса занимались многие ученые как в России – В.А. Обручев, Ф.Ю. Левинсон-Лессинг, А.Н. Заварицкий, А.Е. Ферсман и др., так и за рубежом – Н. Боуэн, П. Ниггли, И.Фогт, Р. Дэли и др.

Магматический процесс самый высокотемпературный из всех эндогенных процессов. Кристаллизация на глубине (интрузивный процесс) происходит при температурах 900-700^оС, при излиянии магмы на поверхность (эффузивные породы) – 1200- 1000^оС. Предполагают, что на глубине 30-100 км температура может достигать 1500^оС (экспериментальные условия для образования алмаза). Давление также должно быть высоким, его интервал 2000-5000 атм. Большую роль играет высокое внешнее давление, удерживающее летучие компоненты в магме. Резкое падение давления вызывает «вскипание» расплава и его кристаллизацию.

Главные факторы минералообразования – химический состав магмы, температура, давление, концентрация химических компонентов и состав окружающих пород.

Магма – огненно-жидкий силикатный расплав, состоящий в основном из: SiO₂, Al₂O₃, Fe₂O₃, FeO, CaO, MgO, MnO, Na₂O, K₂O и прочих (вся таблица Д.И. Менделеева), насыщенный растворенными летучими газами: Н, F, Cl, B, S, P, CO₂, CO, NH_4, пары воды их в магме содержится до 10 %, а в минералах они фиксируется в меньшем количестве.

Главные элементы магмы Si + О₂ = 74,31 %, поэтому преобладают силикаты. Химический состав магмы отражается в минеральном составе. Если магма пересыщена SiO₂, то выделяется свободный кварц образуются кислые породы, если недосыщена, то выделяется оливин, если достаточно – ромбический пироксен. При недостатке SiO₂ вместо полевых шпатов образуется лейцит К [Al Si₂ O₆] + Si O₂= К [Al Si₃ O₈]

Лейцит кпш

Кроме SiO₂ большую роль играют содержания глинозема Аl₂O₃ и щелочей. Они определяют тип магматических пород. По содержанию SiO₂ (в %) выделяются породы ультраосновные (~ 40), основные (40-52), средние (52-65), кислые (65-75); по концентрации щелочей – нормальные и щелочные; по величине отношения (1) среди щелочных пород выделяются миаскитовые (< 1) и агпаитовые породы (>1).

(1)

Состав вмещающих пород в результате ассимиляции приводит к изменению химического состава магмы и ее кристаллизации.

Разнообразие минеральных ассоциаций связано с развитием магмы. Магматический процесс является длительным и сложным. Начинается он с дифференциации (разделения) однородной первичной магмы на ряд различных по составу производных магм. Различают магматическую дифференциацию, которая происходит до начала кристаллизации и кристаллизационную, идущую в процессе кристаллизации.

Магматическая дифференциация протекает путем ликвации – разделения магмы на две несмешивающиеся жидкие фазы с понижением температуры: силикатную и сульфидную (богатую летучими) или щелочно-фосфатную, реже щелочно-карбонатную, что приводит к различным минеральным ассоциациям. В частности в первом случае (отделение сульфидной магмы) образуются уникальные Cu-Ni сульфидные руды Норильского комплекса.

Наиболее важна кристаллизационная дифференциация, которая возможна лишь при переохлаждении. Характер охлаждения такого расплава обусловливает степень кристалличности и зернистости породы. Число центров кристаллизации при небольшом переохлаждении всегда очень небольшое, оно возрастает с увеличением степени переохлаждения и при очень сильном переохлаждении (свыше 100^о) уменьшается до нуля. В соответствии с этим образуются агрегаты различной структуры от крупнозернистой, мелкозернистой, скрытозернистой до вулканического стекла. При неравномерном охлаждении возникают агрегаты с порфировой структурой.

На основе изучения силикатных расплавов американский петролог Н. Боуэн представил последовательность выделения минералов из магмы в виде 2-х реакционных рядов:

а) прерывно-реакционного ряда цветных (фемических) минералов: оливин, ромбический пироксен – моноклинный пироксен – амфибол – биотит;

б) непрерывно-реакционного ряда светлых (салических) минералов – основной плагиоклаз – средний плагиоклаз – кислый плагиоклаз - кпш.

Минералы этих рядов могут кристаллизоваться совместно с образованием эвтектики. При этом последовательность выделений зависит от состава расплава. Реакционные и эвтектические отношения между главными магматическими минералами изображаются Н. Боуэном в виде специальной схемы, дополненной А.Н. Заварицким (рис. 3.9).

Оливины ↓	Ca – плагиоклазы ↓
Ромбические пироксены ↓	Na - Ca – плагиоклазы ↓
Моноклинные пироксены ↓	Ca - Na – плагиоклазы ↓
Амфиболы ↓	Na – плагиоклазы ↓
Биотит
Калиевые полевые шпаты ↓
Мусковит ↓
Кварц

Рис. 3.9 Реакционный ряд Боуэна

Из схемы видно, что вышестоящие более тугоплавкие минералы выделяются раньше нижерасположенных. Последние могут образоваться при взаимодействии первых с расплавом, например

(Mg, Fe)₂ Si O₄ + Si O₂ → (Mg, Fe)₂ [Si ₂ O₆]

оливин в расплаве энстатит

Схема показывает возможные парагенетические ассоциации минералов в магматических породах. Эта схема относится к нормальным породам и щелочным миаскитовым. В агпаитовых щелочных породах наблюдается обратный (агпаитовый) порядок выделения: вначале светлые – нефелин и пш, а затем цветные акцессорные и рудные минералы.

В конкретных геологических условиях из-за ряда причин общие закономерности могут быть нарушены.

Главный способ (механизм) образования минералов при магматическом процессе – свободная кристаллизация из переохлажденного магматического расплава.

В результате магматического процесса образуются разнообразные магматические горные породы и генетически и пространственно связанные с ними магматические месторождения полезных ископаемых. Среди последних выделяют раннемагматические, позднемагматические и ликвационные.

Генетические признаки минералов магматических образований рассматриваются на примере ряда парагенетических минеральный ассоциаций:

1. Пироп – алмазная ассоциация в кимберлитах.

2. Оливин - хромитовая ассоциация в ультраосновных породах.

3. Ильменит - титаномагнетитовая в основных породах

4. Халькопирит - пентландитовая ассоциация в основных породах

5. Нефелин - апатитовая ассоциация в щелочных породах.

3.4.2 ПЕГМАТИТОВЫЙ ПРОЦЕСС

«Пегматиты самые своеобразные и противоречивые, самые сложные и потому интересные образованиями среди горных пород» (Ф. Гесс, 1933 г.).

Они широко распространены на земном шаре и имеют большое практическое значение, являясь источником многих полезных ископаемых: керамического сырья (ПШ и кварц), электроизоляционного материала (слюда), оптического сырья (флюорит), драгоценных и цветных камней (разновидности турмалина, берилла, кунцит, топаз, горный хрусталь) и разнообразного стратегического сырья (Be, Li, Th, U, Cs, Zr)

Название «пегматит» («пегма» по-гречески крепкая связь) введен в литературу в начале XIX в (1822 г) французским ученым Р. Гаюи для обозначения письменного гранита (прорастания КПШ - кварц). В узком смысле этот термин употребляется до сих пор, но чаще он понимается шире, в него вкладывается определенный генетический смысл.

В связи с этим многочисленными учеными, изучавшими пегматиты, высказывались разные точки зрения на их генезис. Наибольший вклад в изучение пегматитов сделал академик А.Е. Ферсман, посвятивший им более 30 лет работы и написавший классическую монографию «Пегматиты».

Несмотря на различные точки зрения образования пегматитов все исследователи признают следующие особенности пегматитов:

1. В образовании пегматитов принимают участие большое число летучих и редких элементов, накапливающихся в результате кристаллизационной дифференциации магматического расплава. Это относится ко многим летучим соединениям, прежде всего к Н₂О, HF, HCl, B₂O₃, CO₂, CH₄ и многим редким элементам, Ri которых и некоторые кристаллоохимические свойства не позволили им войти в виде изоморфных примесей в минералы собственно магматического процесса.

Например, Ве (Ri – 0,34 Ǻ), Li (Ri – 0,68 Ǻ), Nb и Ta – (Ri – 0,66 Ǻ) и Na (Ri – 0,98 Ǻ), K - (Ri – 1,33 Ǻ), что не позволило редким войти в полевые шпаты.

2. Пегматиты известны почти во всех типах изверженных горных пород (основных, средних, щелочных, кислых), но наиболее развиты пегматиты, связанные с гранитными и щелочными породами.

3. Пегматиты, как правило, не встречаются в виде одиночных тел, а группируются в определенные поля, простирающиеся на десятки км и приуроченные к региональным геологическим структурам. Размеры отдельных пегматитовых тел широко варьируют: длина от сантиметров до первых километров, мощность до десятков метров. Формы тел разнообразные: овальные, линзовидные, трубчатые, неправильные по форме инъекции и т.д.

4. Для пегматитовых тел характерна тенденция к проявлению зональности во внутреннем строении с обособлением в их центральных частях мономинеральных «ядер». «Ядра» сложены тем минералом, который последним кристаллизуется в интрузивных материнских породах. Например в гранитных пегматитах – кварц, в нефелиновых (миаскитовых) – нефелин.

5. Для пегматитов характерны специфические структуры, которые не встречаются в других образованиях:

а) графическая (письменная или собственно пегматитовая)

б) блоковая (неправильные формы и большие размеры мономинеральных обособлений кпш, альбита, кварца и др. минералов. Блоки микроклина известны до 20 м³).

в) пегматоидная – характерна для кварц - микроклиновых, кварц – олигоклазовых зон. Размер выделений минералов 2-20 см. Является переходной между графической и блоковой.

Для пегматитов характерно наличие пустот – зародышей, стенки которых выполнены кристаллами.

На основании этих свойств пегматитам можно дать следующее определение:

Это специфическая группа пород, состав которых близок составу поздних дифференциатов магматических комплексов, им присуще неоднородное строение с тенденцией к проявлению зональности и развитию специфических структур минеральных агрегатов. Они формируются в условиях умеренных и значительных глубин в широком температурном диапазоне, отвечающем концу магматического – началу гидротермального процесса при высокой активности летучих и подвижных компонентов. Температура регулирует ход пегматитового процесса, который происходит в условиях ее падения:

от 700 до 600^оС – эпимагматический этап.

от 600 до 400^оС – пневматолитовй этап

ниже 400^оС – гидротермальный этап

Давление - важнейший физико-химический фактор. При этом внешнее давление за счет вышележащих пород должно быть больше внутреннего давления летучих компонентов, находящихся в магме в растворенном состоянии. В этом случае летучие удерживаются в магматическом остатке и обусловливают нормальное развитие пегматитового процесса. По экспериментальным данным Б.М. Шмакина в начале процесса давление могло достигать 800-500 МПа, снижаясь к концу до 200-120 МПа.

В учении о пегматитах сложилось 3 различные школы:

1. Схема развития пегматитового процесса на примере гранитной магмы, разработана А.Е. Ферсманом и многочисленными последователями и наиболее популярна. Сторонники 1-ой школы считают, что пегматиты возникают вследствие кристаллизации остаточного силикатного расплава-раствора, обогащенного газообразными летучими компонентами. Вначале кристаллизация происходит без взаимодействия с окружающей средой (в условиях закрытой системы). Остаточный расплав кристаллизуется в соответствии с дифференциацией, начиная с более плотных Fe-Mg и Са-Mg минералов, сдвигаясь к более легким. Эта часть с более легкими минералами дает эвтетику (расплав 2-х или 3-х минералов, кристаллизация которых идет одновременно при самой низкой температуре, возможной для этих смесей, для гранитных – 75% ПШ + 25% SiО₂). То есть при снижении температуры идет кристаллизация, наряду с жидкой фазой появляется твердая. В начале выделяются избыточные компоненты не входящие в эвтетику – биотит, ПШ, апатит, … Это еще магматическая стадия (протокристаллизация). Выпадение эвтектики (КПШ + кварц) соответствует началу пегматитовой стадии (образование письменных гранитов).

А.Е. Ферсман выделил 5 этапов процесса: магматический, эпимагматический, пневматолитовый, гидротермальный и гипергенный, которые в свою очередь подразделил на 11 геофаз (стадий), обозначаемых буквами.

Развивая теорию образования пегматитов А.Е. Ферсмана, К.А. Власов выделяет 4 стадии формирования гранитных пегматитов:

1. Пегматитовая стадия – t = 700-600^oС – выпадение эвтектики, - письменный гранит.

2. Пегматоидная стадия – t = 600-500^оС– кристаллизация флюидно-газообразной 3-х фазной системы. Ранее выпавшие минералы реагируют с газовой фазовофлюидной фазой, идет метасоматическое замещение с образованием крупнокристаллических, гигантозернистых структур: микроклин, мусковит, альбит, берилл, шерл, топаз, кварц.

3. Надкритическая стадия t = 500-400^оС, с понижением температуры создаются условия перехода газовой фазы в жидкую, интенсивное развитие метасоматоза. Минералы – кварц, ПШ, жильбертит (мусковит), рубеллит, редкометальные минералы Li, Ce, Ве (сподумен, лепидолит, …).

4. Гидротермальная стадия t = 400-50 ^оС, жидкая фаза, расплава нет – карбонаты, цеолиты, сульфиды, возможна редкометальная минерализация.

Выделенные стадии обусловлены падением температуры, с этим же связано зональное строение пегматитов. Зональность не всегда проявляется четко и полностью, при интенсивных метасоматических процессах зоны затушевываются.

Рассмотрим пример зональности гранитных пегматитов рис. 3.10.

Рис. 3.10 Зональность гранитных пегматитов

1 зона – мелкозернистая Q-ПШ аплитовая оболочка (зона закаливания)

2 зона – эвтектоидная зона Q-ПШ крупного письменного гранита

3 зона – метасоматическая с пегматитовыми минералами (турмалин, лепидолит, сподумен)

4 зона – кварцевое ядро

Сторонники 1 школы – магматической теории пегматитов выделяют пегматиты чистой линии, в которых явления ассимиляции отсутствуют или незначительные (они располагаются в материнской интрузии) и пегматиты линии скрещения, образующиеся при интенсивном взаимодействии исходного расплава-раствора с вмещающими породами, их ассимиляции.

Так, при внедрении гранитного расплава в ультраосновные породы образуются жильные тела со специфическими минералами, например, плагиоклазом, флогопитом, изумрудом (Cr из ультраосновных пород).

Сторонники 2-ой школы, к которым можно отнести А.Н. Заварицкого, В.Н. Лодочникова, В.Д Никитина подвергли критике теорию пегматитов А.Е. Ферсмана. А.Н. Заварицкий отрицал существование остаточных пегматитовых расплавов. Он считает, что пегматиты могут образоваться из любой породы при перекристаллизации ее под действием газового раствора, отделившегося при кристаллизации магмы. Состав этого раствора насыщен компонентами магмы (находится в химическом равновесии с минералами магмы), в дальнейшем за счет диффузии раствора через породы состав его меняется, он перестает быть химически равновесным с перекристаллизованными минералами пегматита и начинаются реакции замещения с образованием метасоматических минералов, в том числе рудных, при этом система становится открытой.

3. Сторонники 3-ей школы рассматривают пегматиты как метаморфогенные образования, возникающие при процессах ультраметаморфизма и метаморфической дифференциации (при гранитизации вмещающих толщ). Эта точка зрения развивается исследователями, изучающими до Cm пегматиты на древних щитах и платформах. Представители – Н.Г. Судовиков, Ю.М. Соколов.

В 1960 г. А.И. Гинзбург и Г.Г. Родионов впервые показали, что пегматиты могут возникать в весьма широком диапазоне термодинамических условий, определяемых, в первую очередь глубинностью их образования. Пегматиты разных глубин образуются различными путями, отличаются структурно-текстурными особенностями, минеральным составом и парагенетическими ассоциациями минералов. Выделено 4 группы, названы они условно по встречающейся в них минерализации: хрусталеносными, редкометальными, слюдоносными, редкоземельными.

1 гр. Пегматиты малых глубин (хрусталеносные). Глубина – 1,5-3,5 км. Располагаются среди материнских гранитов (занорышевые, миароловые, камерные), прорывающих слабо метаморфизованные породы.

С ними связаны: пьезокварц, кварц (горный хрусталь, раухтопаз, морион), флюорит оптический и для плавки (плавиковый шпат), ювелирные – топаз, берилл.

II гр. Пегматиты умеренных глубин (редкометальные) залегают среди метаморфических пород кордиерит – амфиболитовой фации регионального метаморфизма или роговообманково-роговиковой контактового метаморфизма. Глубины – 3,5-7 км. С ними связаны Tа, Li, Ce, Rb, Be, Nb и Sn, Cs ювелирные – кунцит (сподумен), воробьевит (берилл) и полихромный турмалин.

III гр. Пегматиты больших глубин (слюдоносные) расположены среди метаморфических толщ альмандин - амфиболитовой фации на глубине 7-8 до 10-11 км. – с ними связан промышленный мусковит.

IV гр. Пегматиты весьма больших глубин (керамические) характерны для глубокометаморфизованных толщ древних щитов гранулитовой фации метаморфизма глубиной > 10 – 11 км. Обычно не несут промышленного оруденения и часто почти нацело состоят из графического пегматита (керамические), иногда обогащены ортитом (Се) и монацитом. Редкоземельные. При залегании в форстеритосодержащих магнезитовых мраморах возникают специфические плагиоклазовые пегматиты с корундом (сапфир, рубин) и дравитом (Mg – турмалин). Существуют еще и промежуточные по составу и условиям образования пегматиты, которые несут характерные черты, присущие 2-м смежным группам по глубине.

Выделенные пегматиты залегают среди пород различных фаций регионального метаморфизма, что является поисковым признаком.

В последние годы появились новые данные экспериментальных и минералогических исследований, подтверждающие правильность основных представлений А.Е. Ферсмана, доказывающие их магматогенное происхождение.

Дата добавления: 2014-01-11