Петрография магматических горных пород

Изменения в содержании главных окислов имеют определенные закономерности. Например, с уменьшением количества SiO₂,  Na₂O и K₂O в породах увеличивается содержание FeO, Fe₂O₃, MgO; с повышением щелочности магм в породах увеличивается содержание TiO₂ и степень окисленности железа (соотношения двух- и трехвалентного железа). Это происходит из-за того, что горная порода состоит из минералов, которые имеют определенный химический состав. Наиболее низкое содержание SiO₂ (35–40 мас. %) имеют мономинеральные оливиновые породы (дуниты, оливиниты), которые содержат наибольшее количество MgO (40–46 мас. %), а наиболее высокое содержание SiO₂ (70–78 мас. %) имеют породы, максимально обогащенные кварцем – лейкограниты, в которых содержание окиси магния исчезающе мало. По степени кремнекислотности магматические породы разделяются на кислые (SiO₂ 65–75 мас. %), средние (SiO₂ 54–65 мас. %), основные (SiO₂ 45–54 мас. %) и ультраосновные (SiO₂ менее 45 мас. %). По соотношению других главных окислов Na₂O, K₂O, СаО, и Al₂O₃ породы делятся на три ряда:

1. нормальный, или известково-щелочной. Для него характерно следующее соотношение главных окислов:    СаО + Na₂O +     + K₂O > Al₂O₃ > Na₂O + K₂O;
2. пересыщенный щелочами, или агпаитовый, со следующим соотношением окислов: Na₂O + K₂O > Al₂O₃;
3. пересыщенный алюминием, или плюмазитовый:   Al₂O₃ >        > Na₂O + K₂O + СаО.

В зависимости от содержания в породах  кварца или минералов, насыщенных или  ненасыщенных кремнеземом, С. Шенд предложил  выделять пересыщенные, насыщенные и ненасыщенные магматические породы.

Пересыщенные породы (кислые и часть  средних) содержат в своем составе свободный кремнезем в виде кварца. Насыщенные породы (средние и часть основных) не содержат в своем составе свободный кремнезем, а также минералы, недосыщенные кремнеземом (оливин и фельдшпатоиды), – в них много полевых шпатов, пироксена, амфибола, слюд и других насыщенных силикатов. Ненасыщенные (ультраосновные и щелочные породы) содержат в своем составе недосыщенные кремнеземом минералы – оливин и/или фельдшпатоиды.

Для характеристик отдельных групп пород большое значение приобретают некоторые другие особенности химических составов, которые выражаются различными соотношениями оксидов. Таковы, например, железистость¹, магнезиальность², агпаитность³, щелочность⁴ и др. Для сравнения вулканических полукристаллических или стекловатых пород с полнокристаллическими часто пользуются нормативным составом, в ряде случаев значительно отличающимся от реального (модального) минерального состава пород. Нормативный состав, или норма, представляет собой условный идеальный минеральный состав, вычисленный на основе химического. Теоретически нормативный состав представляет собой ассоциацию минералов, которая могла бы образоваться из магмы того или иного состава в идеальных равновесных условиях.

Минеральный состав  магматических пород

Магматические горные породы состоят  из закономерных ассоциаций минералов (парагенезисов), либо минералов и стекла, либо одного стекла, в основном силикатного состава. Минеральные парагенезисы горных пород зависят от химического состава магмы и от условий ее кристаллизации.

В глубинных условиях минералы кристаллизуются  при медленном остывании магмы, сохранении в расплаве флюидов, что определяет формирование равновесных минеральных парагенезисов. При кристаллизации в неблагоприятной обстановке (слишком быстро, на поверхности при контакте с воздухом или водой) расплавы теряют флюиды и в породе появляются неравновесные ассоциации минералов. Например, калиевый полевой шпат  в эффузивных породах кристаллизуется в виде высокотемпературного санидина, а в глубинных – в виде относительно низкотемпературного ортоклаза или микроклина. Роговые обманки образуются только в глубинных условиях, тогда как в поверхностных условиях при застывании лавы того же состава образуются пироксены.

Минералы магматических пород различаются по количественному составу и по генезису. По своему происхождению минералы магматических пород могут быть первичными и вторичными. Первичные минералы образуются непосредственно при кристаллизации магматического расплава. Вторичные – при изменении первичных минералов, после кристаллизации расплава – в постмагматическую стадию.

По количественному соотношению  все первичные минералы разделяются на главные, второстепенные и акцессорные. Главные породообразующие минералы составляют основную часть пород, количество каждого из них должно составлять не менее 5 %. Присутствие главных минералов определяет тип горной породы. Например, в состав гранита входят калиевые полевые шпаты, плагиоклаз, кварц и биотит. Исчезновение хотя бы одного из этих минералов изменит название породы: исчезнет кварц и порода превратится в сиенит, исчезнет калишпат – плагиогранит, исчезнет биотит – лейкогранит (аляскит). Если главные минералы входят в состав породы в небольшом количестве (менее 5 %), то они описываются как второстепенные составные части. Главные и второстепенные минералы представлены силикатами и алюмосиликатами, которые различаются особенностями химического состава и окраской. В связи с этим выделяют темноцветные, или мафические⁵ (фемические), содержащие много железа и магния, и светлоцветные, или салические⁶, содержащие много кремния и алюминия. К фемическим минералам относятся оливин, пироксены, амфиболы, слюды (биотит, флогопит и др.), мелилит; к салическим – плагиоклазы, калиево-натриевые полевые шпаты, кварц, фельдшпатоиды.

Акцессорные минералы в породе обычно содержатся в количестве не более 5 % – это редкие минералы. Акцессорные минералы подразделяются на характерные, присутствующие только в определенных породах (хромит, шпинель, перовскит, монацит, эвдиалит, ортит, шорломит и др.), и нехарактерные, встречающиеся в породах разного состава (например, апатит, циркон, сфен, магнетит).

Вторичные минералы могут образовываться в разное время  после кристаллизации магмы. Иногда они возникают непосредственно из газов и растворов, выделившихся из магмы при ее кристаллизации, но чаще при взаимодействии этих компонентов с первичными минералами. Вторичные минералы, образовавшиеся сразу после кристаллизации магмы, называются эпимагматическими (или постмагматическими). Образовавшиеся при процессах выветривания называются экзогенными. К вторичным минералам магматических пород относятся серпентин, хлорит, тальк, серицит, каолинит, мусковит, карбонаты, цеолит, тремолит, актинолит и др.

Кроме первичных  и вторичных минералов в магматических породах иногда присутствуют ксеногенные (чуждые), или случайные, минералы. Они попадают в горные породы извне  и не связаны с процессом кристаллизации первичного магматического расплава. В случае попадания в магматический расплав вещества вмещающих осадочных пород в магматической породе могут появиться типично метаморфические минералы, такие как силлиманит, андалузит, кианит, гранат, волластонит, и др.

Наиболее распространенными  минералами магматических пород являются полевые шпаты, которые преобладают над темноцветными минералами и кварцем. Поэтому состав полевых шпатов и их соотношение играют важнейшую роль при классификации магматических пород. Состав плагиоклазов по кремнекислотности обычно соответствует составу пород: в основных породах присутствует основной плагиоклаз (богатый кальцием), в средних – средний (натриево-кальциевый), а в кислых – кислый плагиоклаз (богатый натрием) и калиевые полевые шпаты.

Минеральный состав вообще является важным классификационным признаком, при этом особое значение имеет его количественная характеристика. С этой целью определяют так называемое «цветное» число (цветовой индекс – индекс мафичности М). Цветное число отражает кремнекислотность магматических пород: ультраосновные породы имеют индекс М (в %) 90–100, основные – около 50, средние – около 30 и кислые – 10. Это находит отражение в окраске пород. Неизмененные ультраосновные породы имеют черный цвет, основные – темно-серый, средние – серый, кислые – светло-серый, светло-розовый, белый. Однако в природе нередки отклонения от средних содержаний. Так порода может содержать заметно меньше или больше темноцветных минералов, чем типичная разность той же кислотности. В таких случаях более темная порода называется  меланократовой, а более светлая – лейкократовой. Горную породу с типичным цветным числом называют мезократовой.

Минералы, которые  своим присутствием указывают на определенные особенности химического состава магматических пород, называются симптоматическими. Например, на степень насыщения пород окисью кремния указывает кварц, который образуется только тогда, когда содержание SiO₂ в магме превышает то, которое должно вступить в соединение с металлами для образования силикатов. Присутствие оливина, напротив, служит признаком того, что порода недосыщена кремнеземом, т. к. оливин может кристаллизоваться из магмы, в которой содержание этого окисла недостаточно для образования пироксена. В противном случае вместо оливина кристаллизуется ромбический пироксен (энстатит), согласно реакции

 

Mg₂SiO₄ + SiO₂ = Mg₂Si₂O₆.

форстерит                энстатит

 

Аналогичным путем  образуется нефелин, который присутствует лишь в щелочных породах, недосыщенных кремнеземом. В случае насыщенной кремнеземом магмы вместо нефелина образуется альбит, согласно реакции

    NaAlSiO₄ + 2SiO₂ = NaAlSi₃O₈.

нефелин                       альбит

 

Оливин, минерал, недосыщенный кремнекислотой, встречается главным образом в ультраосновных породах. Пироксены также типичны для ультраосновных и основных пород. В средних обычно присутствует роговая обманка, а в кислых – биотит. Для щелочных пород характерно присутствие щелочных пироксенов и амфиболов.

Контрольные вопросы

1. Что такое петрография и с какими науками она связана? 2. С деятельностью каких ученых более всего связано становление петрографии как самостоятельной науки?  3. Что такое горная порода? 4. От чего зависит состав магматических горных пород?      5. Какие химические компоненты горных пород называются петрогенными? 6. По какому принципу разделяют магматические горные породы? 7. Почему роговые обманки кристаллизуются только в глубинных породах? 8. При каких условиях в породах, насыщенных кремнеземом, может кристаллизоваться оливин?

Лекция 2

 

Магма и кристаллизация магматических расплавов. Кристаллизация расплавов с эвтектикой. Кристаллизация расплавов с образованием твердых растворов. Реакционный ряд Н. Л. Боуэна. Последовательность кристаллизации минералов из расплава.

Магма  и  кристаллизация  магматических  расплавов

Образование магматических пород  происходит в процессе затвердевания магмы. Установлено, что при кристаллизации расплавов наблюдаются два случая взаимоотношения минералов и магмы: 1) выделившийся минерал с самого начала и до конца кристаллизации остается неизменным, идет лишь непрерывный рост кристаллов или увеличение их числа. Кристаллизация таких минералов происходит по принципу эвтектики; 2) выделившийся минерал в дальнейшем становится неустойчивым, реагирует с расплавом и изменяет свой состав. Кристаллизация таких минералов либо сопровождается образованием непрерывной серии твердых растворов – происходит непрерывная реакция между кристаллом и расплавом, либо вследствие реакции выделившегося минерала с расплавом возникает новое соединение (новый минерал). Рассмотрим главные типы кристаллизации на примере двухкомпонентных (бинарных) систем. Для построения таких диаграмм кристаллизации на оси абсцисс откладываются составы, а на оси ординат температура. Кривая на диаграмме, отражающая начало кристаллизации и отвечающая составу расплавов, называется ликвидус (жидкий); кривая, обозначающая конец кристаллизации и определяющая состав минералов, называется солидус (твердый). Линии ликвидуса и солидуса делят плоскость диаграммы на отдельные поля, в пределах которых устойчивы определенные фазы (расплав, кристаллы). Положение любой точки в пределах диаграммы определяется составом и температурой и отражает состояние системы – ее фазы и их относительные количества.

Кристаллизация  с  эвтектикой

Эвтектикой называется такое соотношение двух или нескольких компонентов, при котором они кристаллизуются одновременно, сохраняя в течение всего процесса затвердевания постоянную и самую низкую (эвтектическую) температуру. Этот тип кристаллизации широко распространен и имеет большое значение в петрогенезисе. Эвтектические соотношения существуют в любых горных породах между фемическими и салическими минералами. При одновременной кристаллизации минералов появляются структуры, при которых степень идиоморфизма минералов определяется их кристаллизационной способностью (силой роста). Если она одинакова, возникают паналлотриоморфнозернистые структуры (в частности, габбровая). Если в расплаве один из компонентов находится в избытке относительно эвтектики, он начинает кристаллизоваться раньше, а в породе образуются вкрапленники на фоне более мелкозернистой основной массы (порфировидная структура). Типичным примером эвтектической кристаллизации являются пегматитовые сростки.

Для кристаллизации с эвтектикой характерны следующие особенности.

1. Первым из расплава кристаллизуется  тот компонент, который находится в избытке относительно эвтектики.

2. Состав выделяющихся кристаллов  постоянен в течение всего  процесса кристаллизации.

3. Температура начала кристаллизации  и порядок выделения компонентов определяются составом расплава.

4. Прибавление к легкоплавкому компоненту тугоплавкого понижает температуру начала кристаллизации расплава.

5. Состав эвтектики и температура  конца кристаллизации компонентов, находящихся в эвтектическом соотношении, всегда постоянны и не зависят от состава исходного расплава.

Примером бинарных систем могут служить системы диопсид – анортит, диопсид – форстерит, состоящие из смеси различных соотношений этих компонентов. Рассмотрим кристаллизацию расплава, состоящего из анортита и диопсида (рис. 1). Температура плавления чистого анортита 1550 °С, чистого диопсида 1319 °С. Добавление к анортиту (или диопсиду) второго компонента понизит температуру начала кристаллизации. Рассмотрим поведение расплава, отвечающего по составу и температуре точке В диаграммы. Точка Е, в которой пересекаются две ликвидусные кривые и есть эвтектика. По мере понижения температуры вплоть до точки В₁ расплав будет только охлаждаться и кристаллизации происходить не будет. В точке В₁ из расплава начнет выделяться чистый диопсид, присутствующий в избытке по сравнению с эвтектическими соотношениями.

 

 

Рис. 1. Фазовые взаимоотношения в системе

диопсид – анортит  (по Г. С. Йодеру, 1962).