Смолькин В.Ф. Петрография магматических и метаморфических пород

Подождите немного. Документ загружается.

кристаллизуется форстерит, который по мере изменения состава жидкости

вдоль границы между полями форстерита и пироксена изчезает.

Рассмотрим кристаллизацию жидкости состава L. В процессе пониже-

ния температуры до точки M происходит выделение форстерита, а в преде-

лах отрезка M – N кристаллизуется уже пироксен с одновременным рас-

творением форстерита. При этом первоначально изменение состава пи-

роксенов происходит вдоль линии P

– P

, а затем происходит кристалли-

зация уже двух пироксенов состава P

и P

. В конечном итоге получим

смесь форстерита и пироксенов состава P

и P

Рис. 6.9. Диаграмма равновесной кристаллизации расплавов в системе

диопсид (CaMgSi

) – форстерит (Mg

SiO

) – кремнезем (SiO

), в мол.%.

Из работы (Verchogen et al., 1970).

Из расплава исходного состава M выделяется пироксен состава P

, а

состав жидкости будет меняться вдоль кривой M – Q, пересекающей поле

пироксена. При этом состав кристаллизующегося пироксена обогащается

диопсидовым компонентом.

Из расплава Q будет одновременно кристаллизоваться свободный

кремне-зем и пироксен, состав которого будет стремится к точки S. В ко-

нечном итоге получим смесь из кременезема и пироксенов состава P

и P

На диаграмме приведены также точки составов гавайских базальтов: 1-

2 – толеиты, 3 – щелочные базальты, пересчитанные на нормативные со-

ставы пироксен + кварц или пироксен + оливин.

В завершении рассмотрим систему пироксен (MgSiO

) – оливин

(Mg

SiO

-Fe

SiO

) – кремнезем (SiO

) (рис. 6.10). В данной системе пове-

дение расплавов пироксенового состава сильно зависит от отношения

Mg/Fe. Кристаллизация расплавов, более магнезиальных, чем в точке A

(85%En), происходит по схеме инконгруэнтного плавления.

Рис. 6.10. Диаграмма равновесной кристаллизации расплавов в систе-

ме пироксен (MgSiO

) – оливин (Mg

SiO

-Fe

SiO

) – кремнезем (SiO

), в

мол.%. Из работы (Verchogen et al., 1970).

Из расплавов, состав которых укладывается на линию A – B, происхо-

дит непрерывная кристаллизация пироксена (ортопироксена), который по

мере снижения температуры обогащается железом. Однако в интервале DB

(70-47%En) расплав достигает котектики пироксен-кремнезем, а затем из-

меняется вдоль линии BR. Кремнезем начинает осаждаться в точке B, затем

выделяется совместно с пироксеном, но еще до достижения точки R пере-

стает выделяться из расплава. Из расплавов, расположенных вправо от B,

например, P, первым выделяется кременезем, а состав расплава смещается

к котектике пироксен-кремнезем по линии P – Q , затем до реакционной

точки R при одновременной кристаллизации кремнезема и пироксена. В

точке R происходит реакция и одновременная кристаллизация кремнезема,

железистого пироксена и оливина определенного состава с образованием

их смеси. Из расплавов, содержащих менее 30 мол. % En, кристаллизация

пироксенов не происходит, а состав расплава изменяется первоначально по

линии S – T, а затем T – V. В итоге получим смесь железистого оливина и

кремнезема. В природных объектах подобные парагенезисы встречаются в

породах гранитоидного состава.

Анализ пироксен-оливиновых с участием кремнезема тройных диа-

грамм показывает, что при равновесной кристаллизации в данной системе

по мере падения температуры происходит последовательное обогащение

железом кристаллических фаз пироксенового и оливиного состава, пред-

ставляющих собою твердые растворы.

Для крупных расслоенных интрузий основного-ультраосновного со-

става, типа Бушвельд и Стиллуотер, установлен широкий диапазон изме-

нения состава пироксенов, представленых энстатитом, пижонитом и диоп-

сидом (рис. 6.11). Анализ сосуществующих пар пироксенов выявил их по-

следовательное и закономерное изменение состава от магнезиальных к бо-

лее железистым (во всех типах пироксенов), а также последовательную

смену энстатита пижонитом, а затем геденбергитом, что хорошо согласу-

ется с выше рассмотренными физико-химическими диаграммами.

Образованная в результате затвердевания магматического расплава

порода может быть перекристаллизована под воздействием остаточных по-

стмагматических растворов, которые состоят из водной фазы и летучих. В

идеальном случае двухкомпонентной системы силикат – летучий выделе-

ние газовой составляющей будет происходить при постоянной температу-

ре согласно правилу фаз: F = (K + 1) – P = (2 + 1) – 3 = 0.

100

Рис. 6.11. Изменение состава Ca-Mg-Fe и Mg-Fe сосуществующих пи-

роксенов в породах расслоенных интрузий Бушвельд (Южная Африка) и

Стиллуотер (Северная Америка). Из работы (Уэйджер, Браун, 1970).

В простейшей двухкомпонентной системе переход от состояния жид-

кости с кристаллами к смеси кристаллов с газовой фазой будет происхо-

дить не только при постоянной температуре, но и при потере тепла. Выде-

ление газа при одновременной кристаллизации называется ретроградным

кипением. В результате ретроградного кипения магма превращается в маг-

матическую горную породу, пропитанную газовым раствором, который

может вызвать перекристаллизацию с образованием грубозернистых

структур. В случае изменения состава газового раствора, он уже не будет

находиться в равновесии с породой, и поэтому ранние магматические ми-

нералы будут растворяться и замещаться другими, вторичными минерала-

ми, более устойчивыми в новых условиях.

Особенности кристаллизация многокомпонентных систем гранитного и

оливиннормативного состава, а также геометрический метод построения

диаграмм состояния этих систем подробно изложены в монографиях

М.И.Дубровского (1984, 1987, 1989, 1993, 1998).

Экспериментальные данные накладывают ряд ограничений на модели-

рование процессов кристаллизации и дифференциации магматических рас-

плавов. Они сформулированы Дж. Ферхугеном и др. (1974) следующим

образом:

101

1. Ранние кристаллические фазы должны быть представлены тугоплав-

кими минералами – магнезиальными оливинами, пироксенами с высоким

отношением Mg/Fe

и кальциевыми плагиоклазами. При высоким давле-

ниях образуются высокоглиноземистые пироксены, которые могут сосу-

ществовать со шпинелью (Mg, Fe)(Al, Fe)

2. При кристаллизации базальтовой магмы должно происходить про-

грессивное увеличение отношений (Na + K)/Ca, Fe

/Mg, (Na + K)/Fe

. В

низкотемпературных дифференциатах должно увеличиваться содержание

щелочных полевых шпатов и кварца (или нефелина) за счет железо-

магниевых силикатов.

3. В кристаллах плагиоклаза и оливина, реже пироксенов, часто обна-

руживается концентрическая зональность по составу и оптическим свойст-

вам. В плагиоклазах увеличивается при движении от центра к периферии

зерен отношение NaSi/CaAl, а в оливинах (и пироксенах) – Fe

/Mg. По-

добная зональность обусловлена нарушением равновесия кристалл – рас-

плав из-за небольшой скорости диффузии ионов между быстро растущими

кристаллами и жидкостью. Обратная или ритмическая зональность свиде-

тельствует о нарушениях нормального хода кристаллизации в результате

его переохлаждения или других процессов.

4. На завершении кристаллизации расплава в нем может накопиться

водная фаза, что приведет к кристаллизации водосодержащих кристалли-

ческих фаз (амфиболы, слюды). Кристаллизация подобных фаз несколько

отодвигает стадию вскипания магмы. В случае вскипания из-за пересы-

щенности расплава водой возникает вторая водная флюидная фаза.

5. В кристаллизующихся расплавах некоторые малые элементы легко

замещают главные (Ni замещает Mg в оливине, Cr

замещает Fe

в сили-

катах), тогда как другие накапливаются в остаточных расплавах и поэтому

они входят в состав низкотемпературных кристаллических фаз. Например,

замещает K в полевых шпатах, а Li и Rb замещают Mg и K в биотите.

Часть элементов (B, Be, Ta, Zr, Sn и др.) концентрируются в водном флюи-

де и отделяются вместе с ним при вскипании магмы на поздних стадиях.

6. Масштаб дифференциации высокотемпературных расплавов должен

быть больше, чем более низкотемпературных. Например, для базальтовых

магм он будет значительно больше, чем для гранитных.

102

Раздел 7. СТРУКТУРЫ И ТЕКСТУРЫ МАГМАТИЧЕСКИХ

ГОРНЫХ ПОРОД

Особенности внутреннего строения горных пород обозначаются таки-

ми понятиями как структуры и текстуры. Они являются важнейшими ди-

агностическими признаками, так как зависят от генезиса пород и термоди-

намических условий ее формирования.

Структура пород определяется степенью кристалличности, абсолют-

ными и относительными размерами составных частей, формой этих частей

и их взаимоотношениями между собою.

Текстура пород определяется расположением составных частей в про-

странстве и степенью выполнения пространства массой породы. Текстур-

ные признаки связаны с перемещением минералов в процессе образования

горной породы.

В английской литературе структурные признаки определяются терми-

ном texture, а текстурные признаки – structure. Помимо этого, существует

термин fabric (строение), который объединяет структурные и текстурные

особенности.

7.1. СТРУКТУРЫ

7.1.1. Структуры, выделенные по степени кристалличности

Магматические породы состоят их кристаллов или вулканического

стекла, или их смесей. Во многих вулканических породах наряду со стек-

лом присутствуют мелкие кристаллические образования, которые носят

название микролитов. Микролиты – это микроскопические кристаллы, со-

став которых можно установить по их оптическим свойствам. Они образу-

ются при быстром остывании расплава и являются характерными для вул-

канических лав. Более мелкие образования в виде зародышей кристаллов,

различимые только при больших увеличениях, носят название кристалли-

тов. В зависимости от размерности и формы среди кристаллитов выделя-

ются глобулиты, маргариты, лонгулиты, трихиты, скопулиты и микролиты.

Вулканическое стекло, образуясь при быстром охлаждении, находится

в метастабильном состоянии. Поэтому с течением времени оно может рас-

кристаллизоваться с появлением скрытокристаллических агрегатов, дейст-

103

вующих на поляризационный свет. Такой процесс носит название девит-

рофикации (латин. vitrum стекло).

В соответствие со степенью кристалличности пород различаются три

типа структур: полнокристаллические или голокристаллические (греч. golo

полный], нацело состоящие из кристаллических зерен и не содержащие

вулканическое стекло или микролиты, неполнокристаллические или гипок-

ристаллические (греч. hypo под, снизу, не вполне), среди которых разли-

чаются микролитовые и скрытокристаллические или криптокристалличе-

ские (греч. kryptos скрытый, тайный) разновидности, и стекловатые или

гиалиновые (греч. hyalos стекло), сложенные вулканическим стеклом с не-

значительным количеством кристаллитов или микролитов.

7.1.2. Структуры, выделенные по абсолютному размеру

составных частей

По абсолютному размеру различаются явно кристаллические (или фа-

неритовые) и афанитовые структуры. Среди первых выделяются гиганто-

зернистые (более 50 мм), крупнозернистые (50 - 5 мм), среднезернистые (5

- 1 мм) и мелкозернистые (1 - 0.5 мм) типы. Афанитовые структуры по

внешнему виду не обнаруживают зернистости, однако при микроскопиче-

ском изучении часто оказываются кристаллическими. Породы с афанито-

вой структурой преимущественно состоят из мелких кристаллов, микроли-

тов, кристаллитов или стекла.

7.1.3. Структуры, выделенные по относительному размеру

составных частей

По относительному размеру выделяются равномернозернистые и не-

равномернозернистые структуры. Для первых характерна примерно оди-

наковая величина составных частей пород, тогда как для вторых - различ-

ная. Наиболее распространенными неравномернозернистыми структурами

являются порфировидные и порфировые.

Порфировидные структуры отличаются наличием порфировидных

вкрапленников, расположенных среди полнокристаллической основной

массы. Для порфировых структур характерно неполнокристаллическое

строение основной массы. Порфировые структуры, в которых вкрап-

ленники погружены в стекло, имеют собственное название - витрофиро-

104

вые. В зависимости от размеров порфировых вкрапленников различают

собственно порфировую и микропорфировую структуру.

7.3.4. Структуры, выделенные по форме составных частей и их

взаимоотношениям между собою

Каждый минерал обладает своим характерным обликом и имеет опре-

деленные формы. Различаются зерна изометричной, таблитчатой, чешуй-

чатой, призматической, игольчатой и волокнистой форм. При свободном

росте минералы приобретают свойственные им грани или идиоморфный

облик, при росте в пространстве, уже выполненном ранними кристаллами,

новые кристаллы часто не имеют собственных форм.

Идиоморфными называют те минеральные зерна, которые огранены

собственными кристаллическими гранями, гипидиоморфными - минераль-

ные зерна, частично ограненные собственными гранями, а частично граня-

ми соседних зерен, и ксеноморфными - минеральные зерна, лишенные

собственных граней.

Форма минералов в породе или степень их идиоморфизма зависит от

последовательности их выделения, кристаллизационной способности и фи-

зико-химических особенностей расплава.

Некоторые минералы магматических пород постоянно встречаются в

форме закономерных срастаний друг с другом. К ним относятся пертиты,

антипертиты, пегматиты, мирмекиты и реакционные каймы.

Пертиты - закономерные прорастания калиевого полевого шпата аль-

битовыми вростками. В зависимости от величины альбитовых вростков

выделяются пертиты (видимые простым глазом), микропертиты (различи-

мые под микроскопом) и криптопертиты (субмикроскопические). По про-

исхождению могут быть пертиты распада и замещения. Первые, наиболее

распространенные, образуются из твердых растворов калиевого шпата и

альбита, которые смешиваются при высокой температуре и распадаются

при охлаждении. Пертиты замещения возникают в результате кристалли-

зации альбита в уже сформированном калиевом полевом шпате.

Антипертиты - плагиоклазы кислого состава с вростками калиевого

полевого шпата, имеющие большей частью прямоугольные очертания.

Пегматиты - закономерные срастания калиевого полевого шпата

кварцем, зерна которого имеют угловатые очертания в поперечных сече-

ниях и прямолинейно-угловатые – в продольных. Образование пегматитов

105

может происходить при эвтектической кристаллизации расплава, т.е. при

одновременной кристаллизации калиевого полевого шпата и кварца, или в

процессах перекристаллизации под воздействием газонасыщенного флюи-

да.

Рис. 7.1. Мирмекитовые срастания

плагиоклаза и червеобразных выде-

лений кварца (черное), проникаю-

щие в микроклин (крап) (Аберден).

Из работы (Hatch et al., 1972).

Мирмекиты - зерна плагиоклаза, проросшие на границе с калиевым

полевым шпатом вростками кварца, имеющими червеобразную форму

(рис. 7.1). Образование мирмекитов является поздне- или постмагматиче-

ским процессом, при котором происходит освобождение кремнезема при

замещении калиевого полевого шпата плагиоклазом.

Симплектиты – общее название взаимных прорастаний и срастаний

пальцеобразных или червеобразных минеральных агрегатов в различных

типах пород (рис. 7.2.).

Гранофиры – породы кислого и среднего состава с взаимными графи-

ческими прорастаниями полевого шпата и кварца, которые часто обнару-

живают идиоморфные очертания (рис. 7.3.).

Рис. 7.2. Симплектитовые

сростки в титаномагнетито-

вом анортозите (Южная

Африка).

106

Реакционные каймы располагаются на границе зерен и возникают в ре-

зультате реакции ранее выделившихся кристаллов с магматическим рас-

плавом или в постмагматический этап под влиянием горячих растворов.

Каждая магматическая реакционная кайма представляет собою монокри-

сталл, который заключает в себя зерно ранее выделившегося минерала.

Рис. 7.3. Афировый гранофир

(Исландия).

Прорастание кварца (черное и

белое) и ортоклаза. Из работы

(Hatch et al., 1972).

В породах нормального ряда наблюдается следующая последователь-

ность нарастания: оливин, ромбический пироксен, моноклинный пироксен,

амфибол, биотит. В породах щелочного ряда часто на щелочную роговую

обманку нарастает эгирин. Одна из разновидностей реакционной каймы,

названной коронитовой, приведена на рис. 7.4.

Рис. 7.4. Коронитовая кайма в оли-

виновом норите (Норвегия).

На границе плагиоклаза и оливина

развита реакционная двухслойная

кайма из ортопироксена (внут-

ренняя зона) и куммингтонита

(внешняя зона) с редкими зернами

шпинели. Из работы (Hatch et al.,

1972).

Многие структуры воспроизводятся экспериментальным путем при

плавлении природных и синтетических материалов. В зависимости от со-

става и режима охлаждения каменного литья образуются четко регулярные

или хаотические, спинифекс-подобные или порфировидные структуры.

Подобные структуры воспроизведены при плавлении и охлаждении мине-

ральных смесей монтичеллита и диопсида (рис. 7.5).