С какими процессами связано образование магматических полезных ископаемых

Магматизм — процесс возникновения в мантии и земной коре магматических расплавов, последующего их подъёма и затвердевания на разных глубинах или извержения на поверхности Земли. Магматизм является одним из главных факторов формирования земной коры. Выделяются следующие основные его этапы: зарождение, подъём и затвердевание.

Жизненный цикл[править | править код]

Зарождение магмы[править | править код]

Магмы выплавляются в интервале глубин от 15 до 250 км при не большом плавлении вещества земной коры и мантии. При этом “… в природных магматических очагах доля жидкой фазы обычно не превышает 20-30%, а во многих случаях составляет всего несколько процентов и менее. … Температура силикатных магм в момент зарождения варьирует от 1800—1600 до 600—500 °C. Максимальные оценки относятся к наиболее глубинным ультраосновным расплавам, возникающим при плавлении перидотитов верхней мантии, а минимальные — к наименее глубинным кислым магмам, образованным в земной коре и обогащенным водой или фтором, которые значительно понижают температуру плавления.” [1]

Выделяют 3 основных механизма зарождения магмы:

1. Нагрев выше температуры плавления глубинного вещества. Причинами эпизодического и локального нагрева, возможно, являются: радиоактивный распад U, Th, K и/или выделение тепла от трения при пластических деформациях.

2. Адиабатический подъём глубинного вещества до линии солидуса и выше.

3. Дегидратация гидроксил-содержащих минералов глубинного вещества. “Распространенными минералами такого рода являются, например, слюды, которые при нагревании выделяют до 4 мас.% воды. Если в магматическом источнике имеется вода, то температура плавления силикатного вещества понижается на десятки и сотни градусов.[1]

Подъём и дифференциация магмы[править | править код]

В областях зарождения за счет меньшей плотности и вязкости расплав выжимается из связной системы межзерновых пор, наподобие того, как выжимается вода из рыхлого осадка на дне моря. Cкопления относительно легкой жидкости обладают некоторым избыточным давлением и начинают пробивать путь наверх, самостоятельно раздвигая стенки ранее существовавших трещин. При этом скорость подъёма не очень вязких магм может достигать километров и даже десятков километров в час. Глубина, до которой может подняться расплав, определяется общим его количеством, соотношением плотностей расплава и вмещающих пород, а также соотношением между температурой и содержанием растворенной воды. [1]

При подъёме магмы она эволюционирует в сторону обогащения более поздних выплавок кремнезёмом и литофильными элементами и обеднения мафическими компонентами (MgO, FenOm) а также прочими преимущественно сидерофильными элементами. Эволюция обусловлена магматической дифференциацией исходно гомогенного расплава, при которой происходит разделение на различные по составу и свойствам фазы. Этот процесс осложняется рядом явлений, среди которых, пожалуй, основным “конкурентом” является ассимиляция магмой боковых пород магмаводов, стенок и крыш магматических камер.

Механизмы дифференциации[править | править код]

1. кристаллизационная дифференциация – процесс разделения на фазы исходно гомогенного расплава, обусловленный последовательным выпадением из расплава минералов со все меньшей энергией связи в кристаллической решетке (кристаллизационный ряд Боуэна). “Обычно такая дифференциация происходит при фракционировании к-лов в результате отделения кристаллич. фракции от магматич. расплава (фракционная кристаллизация). При этом прекращается взаимодействие между к-лами и расплавом. Этот процесс может сопровождаться конвекцией и переносом к-лов в сторону холодных частей магматич. камеры и осаждением их, иногда ритмическим, на ее дне (дифференциация конвекционная). Удаление из расплава к-лов изменяет его химич. состав. Благодаря последовательно-дискретному образованию м-лов, состав расплава изменяется дискретно и продукты каждой последующей стадии кристаллизации расплава будут заметно различаться, как правило, в сторону образования более кислых и легкоплавких г.п.” [2] ;

2. гравитационная дифференциация – процесс разделения на фазы исходно гомогенного расплава в гравитационном поле. Погружение отделившейся от расплава более плотной фазы или, наоборот, всплытие менее плотной. Характерна для ультраосновных, основных и щелочных магм, из-за их относительно низкой вязкости, в связи с малой концентрацией SiO2;  

3. диффузионная дифференциация – процесс разделения на фазы исходно гомогенного расплава, обусловленный диффузией ионов или молекул в гравитационном поле, либо в условиях температурного градиента;

4. эманационная дифференциация – процесс разделения на фазы исходно гомогенного расплава, обусловленный эманацией легких элементов. Особенно характерна в протяженных по вертикали магматических колоннах в присутствии растворенных в расплаве летучих компонентов, в частности воды;

5. ликвационная дифференциация – разделение расплава на две несмешивающиеся жидкие фазы.

“Выделение газ. фазы и всплывание газ. пузырьков также приводит к дифференциации магмы, причем, если началась кристаллизация, этот процесс может сопровождаться флотацией к-лов.” [2]

Осложняющие явления[править | править код]

1. магматическая ассимиляция – “поглощение и расплавление магмой пород кровли и стенок резервуара, в результате чего магма подвергается контаминации. М. а. вызывает значительные локальные химические изменения магмы.” [2] Например, при внедрении гранитного расплава в известняки и ассимиляции их заметно увеличивается в расплаве содержание кальция. При кристаллизации будет образовываться не кислый плагиоклаз, что характерно для нормальных гранитов, а более основной. В результате ассимиляции гранитной магмой глиноземистых пород (например, слюдистых сланцев) могут появиться такие высокоглиноземистые минералы, как кордиерит или андалузит; [3]

2. гибридизм – процесс смешения двух разных по составу расплавов (синтексис) или ассимиляции расплавом ранее застывшей магматической фазы. В гибридной магме возможно присутствие реликтов вмещающих пород (ксенолитов) или их отдельных, обычно тугоплавких минералов (ксенокристаллов); [4]

3. десиликация – извлечение кремнезема из расплава за счет связывания его Mg, Ca, Fe вмещающих пород при внедрении магм богатых SiO2 в породы бедные этим компонентом (например, в известняки или ультрабазиты). Это приводит к обеднению расплава кремнеземом и нарушению изначально нормальной пропорции SiO2 и Al2O3. Глинозем оказывается в вынужденном избытке, в связи с чем возникают минералы обогащенные Al, а количество кварца уменьшается вплоть до полного исчезновения. Если при этом количество глинозема оказывается особенно велико, он может выделиться в свободном виде, образуя корунд. [3]

Затвердевание[править | править код]

При затвердевании магматического расплава происходит полная или частичная кристаллизация вещества и образуются твердые тела магматических горных пород. В случаях близповерхностных извержений (вулканизм) характерно формирование пород с порфировыми или порфировидными текстурами, что обусловлено неравновесностью такого процесса. Остывание часто сопровождается процессами автометаморфизма и автометасоматоза, тектоническими явлениями (образованием кальдер и кольцевых структур, в связи с контракцией крупных интрузий и пр.).

Магматизм в мантийно-коровом круговороте вещества[править | править код]

В зонах спрединга происходит подъём и частичное плавление вещества астеносферы. При этом выплавляется относительно легкая базальтовая магма, которая затем извергается в зонах срединно-океанических хребтов и задуговых бассейнов, а относительно тяжелый остаточный расплав перидотита опускается обратно. “Базальтовая магма, разные формы кристаллизации которой дают породы II и III слоев океанской коры, обнаруживает общие особенности состава во всех зонах спрединга, что послужило основанием для выделения особого геохимического типа базальтоидов” – БСОХ (базальты срединно-океанских хребтов) [5]

В зоне глубоководного желоба гетерогенная, состоящая из смеси безводных базитов, зеленых сланцев, амфиболитов и серпентинитов, океаническая кора субдуцирует и испытывает ряд превращений. По мере погружения зеленые сланцы превращаются в амфиболиты, а высвободившаяся вода вступает в реакцию с безводными базитами с образованием еще большего количества амфиболитов. Согласно модели А. Рингвуда, погружающаяся океаническая кора находится в таких Р-Т-условиях, что изобарический переход амфиболита в эклогит происходит в субсолидусных условиях при довольно низких температурах (<700°С). Высвобожденные воды поднимаются в перекрывающий мантийный клин, способствуют снижению вязкости и вызывают подъём мантийных диапиров, что в свою очередь вызывает их частичное плавление. Таким образом формируются водные толеитовые магмы, дифференциация которых приводит к появлению ранних толеитовых серий островных дуг. [6]

На глубинах более 100 км океаническая кора представлена эклогитом + серпентином. При давлении приблизительно 50 кбар и температуре около 500°С серпентин распадается на фазу DHMS + энстатит + вода. При этом же давлении и более и температурах 500…1600°С фаза DHMS вступает в реакцию с энстатитом с образованием форстерита и воды. Реакции дегидратации осуществляются постепенно и на большом интервале глубин, т.к. толща Qu-эклогита прогрет неравномерно. При наличии воды Qu-эклогит подвержен частичному плавлению с образованием риодацитовой магмы. Поступая наверх эти магмы вступают в реакции с веществом мантийного клина и вызывают подъём диапиров, состоящих из Ol-пироксенита. В результате возникают родоначальные для известково-щелочных серий базальтовые магмы. Эти магмы по мере подъёма испытывают фракционирование, контролируемое в основном гранатом, пироксеном и амфиболом. [6]

Образующиеся при всех этих процессах относительно кислые магмы транспортируются к поверхности и совместно с осадочными породами присоединяются к окраине континента, наращивая, континентальную кору. Наращивание в результате привноса материала, а также ввиду скучивания и деформаций пород при сжатии над зонами субдукции или в областях коллизии приводит к увеличению радиогенного тепла, генерирующегося in situ. Это приводит к разогреву и, как следствие, к региональному метаморфизму и частичному плавлению с образованием вторичных гранитных магм. К этому времени приурочено образование горных цепей и хребтов. [6]

Проявления магматизма[править | править код]

Выделяют 3 типа магматизма по месту его проявления:

• Континентальный.
• Окраинно-континентальный.
• Океанический.

В их составе выделяются разные, более локальные подтипы. Например: магматизм островодужный, рифтовый, плюмовый, горячих точек и некоторые другие.

По глубине проявления Магматизм разделяется на 4 класса:

• ультраабиссальный (очень глубокий),
• абиссальный (глубокий),
• гипабиссальный (приповерхностный),
• поверхностный.

По составу магмы на 6 видов, соответствующих рядам кремнезёмистости магматических пород.

В современную геологическую эпоху магматизм особенно развит в пределах Тихоокеанского подвижного пояса, срединно-океанических хребтов, рифтовых зон Африки и Средиземноморья и др. С магматизмом связано образование большого количества разнообразных месторождений полезных ископаемых.

Магматогенные металлические руды[править | править код]

См. также[править | править код]

• Петрогенезис
• Горячая точка (геология)
• Магматические горные породы
• Магма
• Азональность

Список литературы[править | править код]

Дополнительные материалы[править | править код]

• Хаин В.Е., Ломизе М.Г. Геотектоника с основами геодинамики

• Богатиков О.А., Коваленко В.И., Шарков Е.В. Магматизм, тектоника, геодинамика Земли. Связь во времени и в пространстве
• Базис
• Акинини В.В. Позднемезозойский и кайнозойский магматизм и преобразование нижней коры в северном обрамлении Пацифики
• Нановключения высокобарного гидросиликата Mg3Si4O10(OH)2 · nH2O (10a-фаза) в мантийных оливинах: механизмы образования и трансформации

Магматические горные породы (магматиты) — конечные продукты магматической деятельности, возникшие в результате затвердевания природного расплава (магмы, лавы). Переход расплава в твёрдое состояние сопровождается кристаллизацией вещества. Магматические породы играют важную роль в строении земной коры, образуя геологические тела различных форм и размеров, составов и структур.

Магматиты представляют один из важнейших типов горных пород наряду с осадочными, метаморфическими, а также гидротермально-метасоматическими образованиями. Встречаются в широком диапазоне геологических условий: щиты, платформы, орогены, океаническая кора и др. Магматические и метаморфические породы по объёму составляют 90-95 % верхней (16 км) земной коры[1]. Магматические породы образуют около 15 % современной поверхности Земли[2].

Основы систематики[править | править код]

По относительной глубине застывания расплава выделяют 3 класса магматических пород:[3]

• плутонические — застывшие на глубине (плутониты);
• гипабиссальные — застывшие на небольших глубинах[4];
• вулканические — застывшие на поверхности (вулканиты) или вблизи неё (субвулканиты)[5].

Плутонический класс объединяют породы, формировавшиеся в условиях мезоабиссальной и абиссальной фаций. При этом границы фаций глубинности определены не однозначно. Так, для абиссальных обстановок может указываться от 6-8 км[6] до 3-5 — 10-15 км[7]. Основным признаком глубинности ввиду простоты диагностики является степень раскристаллизации вещества: полная, скрытая, неполная. Плутониты отличаются полнокристаллической структурой, гипабиссальные породы — скрытокристаллической, реже неполнокристаллической.

Вулканические породы обладают неполнокристаллической, либо стекловатой структурой. Реже встречаются скрытокристаллические разности. Для вулканитов, субвулканитов и гипабиссальных образований характерны порфировые текстуры, образованные крупными вростками кристаллов (порфиров) в однородной массе породы.

Основой более глубокой систематики служит ряд петрохимических и минералогических признаков. При этом выделяют отряды, семейства, виды и разновидности горных пород. Для определения верхних рангов используют отношения весовых содержаний кремнезёма (SiO2) и «щелочей» (Na2O + K2O) в горных породах.

• Отряды (ряды) выделяют по содержанию в горных породах кремнезёма (по «кислотности», по «кремнезёмистости»). Всего определено 6 отрядов. В отдельных случаях выделяют также отряд редких некремнезёмистых пород.
• Подотряды магматических пород выделяют по содержанию суммы щелочей (Na2O + K2O). По «щелочности» определены 3 подотряда (нормальный, субщелочной и щелочной). Иногда выделяют также низкощелочной подотряд.
• Семейства магматических пород занимают, таким образом, определённые поля на диаграмме «сумма щелочей — кремнезём» (Total Alkali Silica, TAS), границы между которыми установлены подкомиссией по систематике магматических пород Международного союза геологических наук (МСГН). Имена всех семейств магматических пород нормальнощелочного и щелочного рядов приведены в классификационной таблице.
• Виды магматических пород определяются их модальным минеральным составом. Для пород, не содержащих более 90 % темноцветных минералов и обладающих хорошей кристалличностью (то есть в основном для абиссальных и гипабиссальных), видовая принадлежность устанавливается на диаграмме QAPF (англ. Quartz — Alkali feldspar — Plagioclase — Feldspathoid (Foid)). В противном случае используется диаграмма TAS.
• Разновидности магматических пород не регламентируются и выделяются геологами по необходимости.

Формы залегания[править | править код]

Формы залегания плутонических и гипабиссальных тел

Внедрение магмы в толщу горных пород приводит к образованию интрузивных тел. В зависимости от их отношения с вмещающими образованиями выделяют:

• Согласные (конкордантные) интрузивные тела, внедрившиеся между отдельными слоями толщи вмещающих пород. Форма таких тел зависит от структуры вмещающей толщи (лакколиты, лополиты, факолиты, этмолиты, бисмалиты, силлы).

• Несогласные (дискордантные) интрузивные тела, прорывающие слои толщи вмещающих пород и не зависящие от их структуры (батолиты, штоки, дайки, апофизы, хонолиты).

Формы залегания тел вулканических пород

Излившаяся на поверхность лава образует эффузивные тела, среди которых выделяются: лавовый покров, лавовый поток, некк (жерловина), вулканический (экструзивный) купол (пик, игла) и диатрема (трубка взрыва), вулканический конус, стратовулкан, щитовидный вулкан. По выражению в рельефе формы залегания эффузивных пород могут быть как положительными (покровы, потоки, жерловины, вулканические купола, диатремы, вулканические конусы, стратовулканы, щитовидные вулканы), так и отрицательными (кратеры, маары, лавовые колодцы, кальдеры).

Минеральный состав[править | править код]

В составе магматических пород выделяют породообразующие и акцессорные минералы. Породообразующие минералы представлены различными алюмосиликатами и силикатами. Среди них выделяют светлоокрашенные (син. лейкократовые) и темноцветные (син. меланократовые, цветные) разновидности. Светлоокрашенные не содержат (или содержат только примесные) магний и железо, тогда как для темноцветных характерно вхождение этих элементов в состав кристаллических решеток. Соответственно, выделяют салические (от Si, Al) и мафические (от Mg, Fe) минералы.

• Типичные салические минералы: полевые шпаты, кварц, фельдшпатоиды, светлые слюды (мусковит и др.).
• Типичные мафические минералы: оливины, пироксены, амфиболы, темноцветные слюды (биотит и др.).

Акцессорные минералы слагают менее 1-5 % объёма породы, однако их присутствие отмечается повсеместно. Среди акцессорий часто встречаются: циркон, апатит, рутил, монацит, ильменит, хромит, титанит, ортит, магнетит, хромит, пирит, пирротин и мн.др.

Характерные особенности минерального состава

Для пород нормального ряда характерно присутствие полевых шпатов и кварца и «…отсутствие фоидов (фельдшпатоидов) и щелочных темноцветных минералов, а также пироксенов и амфиболов с высоким содержанием титана»,[8] типичных в щелочных магматитах. Кислотность (кремнезёмистость), в первую очередь, отражается на содержании кварца (чем кислее — тем его больше), а также составе плагиоклаза: базиты содержат богатые кальцием, тогда как кислые магматиты — богатые натрием его разновидности.

Кварц образуется, когда содержание SiO2 в магме превышает необходимое для образования силикатов и алюмосиликатов. Кварц не встречается в магматических фазах совместно с оливином или нефелином. Оливин присутствует, главным образом, в ультрабазитах и выделяется из магм, в которых содержание SiO2 недостаточно для образования пироксенов. В противном случае оливин превращается в энстатит:

Mg2SiO4 + SiO2 = Mg2Si2O6
Форстерит………Энстатит

Аналогично образуется нефелин, который присутствует лишь в щелочных породах, недосыщенных кремнезёмом. В противном случае образуется альбит:

NaAlSiO4 + 2SiO2 = NaAlSi3O8
Нефелин………………Альбит

Для пород нормального ряда ведущими типоморфными минеральными парагенезами являются следующие:

• Ультрабазиты. Главные минералы — оливины и пироксены. Содержащие их в сравнимых количествах, породы называются перидотитами. Существенно оливиновые называются в зависимости от акцессориев: оливинит, если присутствует магнетит; дунит, если есть хромит. Кроме того, весьма характерны ортопироксены (энстатит, бронзит или гиперстен).
• Базиты. Главные минералы — оливины, пироксены, основные плагиоклазы. В подчиненном количестве может быть роговая обманка. В зависимости от того, какой пироксен преобладает различают: габбро, если доминирует клинопироксен (авгит или диопсид); нориты, если ортопироксен; габбронориты, если и тот и другой представлены в равной мере.
• Средние. Главные минералы — средние плагиоклазы, амфиболы (роговая обманка). Характерными акцессориями являются биотит и кварц. Широко распространенными породами этого семейства являются диориты (андезиты), а также субщелочные аналоги — сиениты, состоящие из калиевого полевого шпата с темноцветными (роговой обманкой и/или биотитом, диопсидом, эгирин-авгитом).
• Кислые. Главные минералы — кварц, калиевые полевые шпаты, кислые плагиоклазы. В подчиненных количествах обычно биотит и/или роговая обманка. Широко распространенными породами этого семейства являются граниты (риолиты), а также переходные к средним — гранодиориты (дациты), — характеризующиеся увеличением содержаний темноцветных минералов.

Связь цвета и состава

Для пород нормального и умеренно-щелочного рядов характерны светлые окраски при относительно высоких содержаниях кремнезёма и тёмные до черных при низких. Количество темноцветных минералов, подсчитанное в объемных процентах, называют цветным числом. Ультрабазиты обычно имеют чёрный цвет (95-100 % тёмноокрашенных минералов), базиты — темно-серый до чёрного (~50 %). Породы среднего состава характеризуются серыми окрасками (~30 %). Кислые и ультракислые магматиты отличаются светло-серым цветом (<10 %). Очень часто наблюдаются отклонения от указанных значений, в связи с локальными особенностями магматизма, эпигенетическими изменениями и прочими факторами, влияющими на окраску породы. Типично замещение породообразующих минералов новообразованными при выветривании. Плагиоклазы, чаще всего, замещаются серицитом и цеолитами; пироксены и амфиболы — хлоритом и эпидотом. Визуальный осмотр с подсчетом цветного числа, а также определением текстуры (порфировой или афировой) и структуры (полно- или неполнокристаллической) позволяет делать обоснованное предположение о составе породы не только специалистам, но также и любителям.

Химический состав[править | править код]

В химическом составе магматитов выделяют петрогенные и редкие химические элементы. Петрогенные элементы определяют фазовый (минеральный) состав породы, в то время как редкие входят в эти фазы в виде примесей. Состав магматитов, чаще всего, отражают концентрациями ряда элементов в форме их оксидов (петрогенных окислов). «Главными оксидами магматических образований являются: SiO2, Al2O3, Fe2O3, FeO, MgO, CaO, Na2O и K2O, H2O»[9] . Процентное содержание кремнезёма в породе служит определённым критерием её кислотности, в связи с чем термином «кислая порода» стали обозначать породы, богатые, а «основная порода» — бедные кремнезёмом, но обогащенные основаниями — СаО, MgO и FeO. Обратная зависимость между концентрациями этих оснований и кремнезёма весьма ярка выражена в ряду кислотности пород.

Распространение[править | править код]

Магматические породы, совместно с метаморфическими и переходными ультраметаморфическими преобладают в составе земной коры. На современной поверхности они широко представлены в областях длительного воздымания (кристаллических щитах и н.др.), подвижных поясах, больших магматических провинциях, областях активного вулканизма. Наибольшим распространением пользуются породы нормального и субщелочного рядов. Причем базиты и ультрабазиты преобладают, слагая низы континентальной коры и почти целиком формируя кору океанического типа: базиты слагают, соответственно, «базальтовый» слой и верхи нижнего, а ультрабазиты — низы нижнего слоя, где представлены полнокристаллическими разностями. Гранитоиды широко развиты в составе массивной континентальной коры и формируют её верхний «гранито-гнейсовый» слой. Нижний слой континентальной коры по В. В. Белоусову имеет «гранулит-базитовый» состав[10] , тогда как её средний модальный состав по Гольдшмидту — «андезитовый» (средний по содержанию кремнезема и нормальный по щелочам). Кроме того, имеют место участки земной коры, в пределах которых магматизм проявился экстремально быстро и широко. Такие области получили название «больших магматических провинций» (large igneous province, LIP). С 11-ю такими провинциями связывают массовые вымирания живых организмов в истории Земли. В LIP входят как «большие плутоногенные провинции», так и «большие вулканогенные», в том числе трапповые поля (к примеру, Сибирские траппы).

Происхождение[править | править код]

Магматические породы являются конечными продуктами магматической деятельности, обусловленной глобальным и неравномерным тепломассапереносом из мантии к поверхности планеты. Магматические расплавы зарождаются в нижней коре и мантии вследствие уменьшения давления и/или повышения температуры. Являясь менее плотными по отношению к вмещающим образованиям, они стремятся «всплыть» на поверхность. В процессе подъёма происходит дифференциация магмы, что приводит к наблюдаемому разнообразию составов магматических пород. В случае достижения поверхности расплав извергается по эффузивном и/или эксплозивному механизму.

Выделяются несколько генетических серий магматических пород, состав которых эволюционирует от родоначальной глубинной магмы, отделяющейся от твердой фазы мантии и глубокой коры.

Примечания[править | править код]

Литература[править | править код]

• Заварицкий А. Н. Изверженные горные породы. — М.: Издательство АН СССР, 1956. — 480 с.
• R. W. Le Maitre (editor) (2002) Igneous Rocks: A Classification and Glossary of Terms, Recommendations of the International Union of Geological Sciences, Subcommission of the Systematics of Igneous Rocks., Cambridge, Cambridge University Press ISBN 0-521-66215-X

Ссылки[править | править код]

• Магматические горные породы (Общая петрография)
• Магматические горные породы
• Таблица магматических горных пород для занятий со школьниками