Что такое горные магматические горные породы

Магматические горные породы – минералы из лавы

Вулканизм – обычное дело для планеты, в истории Земли извержения случаются постоянно. За миллионы лет застывшая магма становится каменными агломератами.

Что представляют собой

Магматические горные породы – одна из составляющих верхнего сегмента (15-17 км) земной коры. На них приходится седьмая часть поверхности планеты.

Кристаллизованная лава или магма залегает в виде щитов, платформ, коры океанского дна. Ее возраст исчисляется миллионами лет.

Корректным считается наименование таких пород магматитами.

Как образуются

К магматическим горным породам относится материал, сформированный из лавы или магмы при извержении вулкана. Процесс происходил на разных глубинах, при разной температуре, давлении.

Этим обусловлено разделение по происхождению.

Интрузивные

Формируются на глубине не выше 3 км при медленном остывании расплава.

Бывают простые и сложные интрузивы:

Выделяют магматические породы, формируемые как осадочные. Это расслоенные интрузии, результат осаждения минералов из расплава.

Эффузивные

Формируются при излитии лавы в виде потока, «скатерти», жерла, купола, других образований.

По рельефу залегания бывают положительными – распределены по поверхности либо выше и отрицательными – образуют углубления (кратеры, кальдеры, колодцы).

Гипабиссальные

Разновидность интрузивных с меньшей глубиной залегания. Опознается по разновеликим габаритам зерен.

Магматические породы называют первичными.

Классификация

Кроме разделения по способу образования, существуют классификации по другим признакам.

По структуре

Структурно магматическая порода дифференцируется по степени кристалличности:

То есть различие определяется соотношением в магматической породе зерен и стекла.

По зернистости

На основе характеристик зерен создано несколько классификаций.

По относительным габаритам зерен выделяют структуру двух видов:

По абсолютному размеру кристаллов (мм):

Выделяют также агломераты с одинаковыми или разными по величине зернами.

По текстуре

Различают два вида магматической текстуры.

Неоднородная зависит от условий формирования:

В любом сегменте магматической породы однородной текстуры состав и строение идентичны. Такое расположение – признак стабильности условий, в которых она формировалась.

Минерально-химический состав

Подобно другим классам пород, у магматических классифицируют породообразующие (основные) и акцессорные минералы.

Породообразующие представлены (алюмо)силикатами, магнием и железом:

Доля акцессорных минералов символична, до 5% объема породы. Однако они влияют на описание (текстуру, цвета, оттенки).

Самые распространенные магматические акцессории – апатит, ильменит, пирит, рутил, хромит, циркон.

Циркон

Типичная структура магматитов – преобладание оксидов кремния, алюминия, железа, магния, кальция, калия, натрия.

Главная роль отведена кремнезему: его концентрация определяет кислотность магматической породы.

«Кислой породой» обозначаются богатые кремнеземом магматиты. «Основная порода» бедна кремнеземом, но насыщена оксидами кальция, магния, железа.

Месторождения

Месторождения магматических пород разведаны повсеместно.

Особенно в России и на сопредельных территориях:

Объемы добычи магматического сырья исчисляются тоннами.

Типичные представители

Номенклатура пород магматического происхождения насчитывает десятки позиций. Рассмотрим самые используемые.

Интрузивные породы

Главные свойства пород данной группы: высокая твердость, плотность, теплопроводность, морозостойкость, малая водопроницаемость.

Наиболее востребованные глубинные магматические породы:

Аналогичны пироксениту по свойствам перидотиты. Но почти полностью это оливин.

Минерал оливин

Эффузивные породы

Копируют глубинные по составу, но отличаются стекловатой или неполнокристаллической структурой и легкой, часто пористой текстурой. Эти характеристики делают магматический материал беззащитным перед выветриванием и механическим воздействием.

Однако есть исключения:

Особняком стоит вулканическое стекло: темный обсидиан, светлая пемза, перлит.

Вулканогенные породы

К данной группе причисляется несколько вулканических образований:

Габариты частиц вулканических пеплов – 0,11-1,95 мм, причем две трети из них мельче 0,16 мм.

Наделены пористостью и стекловатой структурой.

Где используются

Магматические породы нашли широкое применение:

Диориты, граниты, перидотиты также служат декоративным целям.

Источник

Магматические горные породы

Магматические горные породы — это породы, образовавшиеся непосредственно из магмы (расплавленной массы преимущественно силикатного состава, образованной в глубинных зонах Земли), в результате её поступления в верхние горизонты Земли, охлаждения и застывания. В зависимости от условий застывания различают интрузивные (глубинные) и эффузивные (излившиеся) горные породы.

Содержание

Общие сведения

Вулканические породы (вулканиты) — горные породы, образовавшиеся в результате излияния магмы на поверхность, и затем застывшей.

Магматические горные породы (интрузивные и эффузивные) классифицируются в зависимости от размера кристаллов, текстуры, химического состава или происхождения. Состоят преимущественно из оксида кремния и по его содержанию делятся на пять групп: ультракислые(больше 70% SiO ₂), кислые (65-70%), средние (52-65%), основные (45-52%) и ультраосновные (до 45%)(Какие проценты: весовые или атомные?). Горные породы вулканического происхождения, которые образовались на глубине, называются плутоническими или интрузивными.

Из-за медленного остывания магмы и больших давлений эти породы крупнокристаллические (долерит, гранит и др). Те породы, которые образовались в результате излияния на поверхность, называются эффузивными (излившимися) или вулканическими. Благодаря быстрому остыванию, кристаллы в них мелкие, практически не различимы невооружённым глазом (базальт, риолит и др).

Древние египтяне изготовляли из базальта статуи. Ацтеки изготовляли из обсидиана ножи.

Классификация магматических горных пород

В основу классификации магматических положен их генезис, химический и минеральный состав.

Карбонатиты

Карбонатитами называют эндогенные скопления кальцита, доломита и других карбонатов, пространственно и генетически ассоциированные с интрузивами ультраосновного щелочного состава центрального типа, формирующимися в обстановке платформенной активизации. В настоящее время на земном шаре известно более 250 массивов ультраосновных щелочных пород. В России такие массивы известны в Карело-Кольском регионе, Сибири. Размещаются массивы на платформах и имеют различный геологический возраст. Среди них известны массивы докембрийского (Сибирь, Северная Америка), каледонского (юг Сибири), герцинского (Мурманская обл.), киммерийского (Сибирь, Бразилия) и альпийского циклов развития (большинство карбонатитов Африки). Карбонатиты образуют обособленную группу эндогенных месторождений в силу резко специфических геологических условий их образования.

В карбонатитах установлен стадийный характер минералообразования: в первую стадию формируются крупнозернистые кальциты с минералами титана и циркония; во вторую – среднезернистые кальциты с дополнительными минералами титана, урана, тория; в третью – мелкозернистый кальцит-доломитовый агрегат с ниобиевой минерализацией; в четвертую – мелкозернистые массы доломит-анкеритового состава с редкоземельными карбонатами. Текстура карбонатитов массивная, полосчатая, узловатая, плойчатая, структура – разнозернистая.

По составу полезных ископаемых, концентрирующихся в карбонатитах последние разделены на семь групп:

Минеральные типы рудоносных карбонатитов отвечают различным уровням их возникновения и последующего эрозионного среза.

Геологические структуры, определяющие положение и морфологию карбонатитовых тел внутри массивов, имеют один источник деформирующих усилий и разделяются на две разновидности по их морфологии. Центральные штоки приурочены к цилиндрическим трубкам взрыва. Карбонатитовые жилы приурочены к круговым структурам, среди них выделяют радиальные, кольцевые (падающие от центра), конические (падающие к центру).

Формирование массивов ультраосновных щелочных пород с карбонатитами охватывает длительный интервал времени и делится на четыре этапа магматической эволюции, разобщенные перерывами внедрения магматических пород:

Формы залегания магматических горных пород

Химический и минеральный состав магматических горных пород

Изучением химического и минерального состава магматических горных пород занимаются разделы петрологии, называемые петрохимией и петрографией

Химический состав

Определение вещественного состава магматических горных пород произво­дится путем установления в них процентного содержания химиче­ских элементов (их окислов) и породообразующих минералов. Химический и минеральный составы пород взаимо­связаны, но связь эта сложная, поэтому невозможно путем пере­счета химического состава горной породы получить ее минераль­ный состав, и наоборот. Это объясняется тем, что магматические горные породы близкого химического состава мо­гут иметь различный минеральный состав, так как последний зави­сит не только от химического состава магмы. Помимо этого, породообразующие минералы имеют довольно сложный состав, и содержат различные рассеянные элементы, установление которых оптическими мето­дами невозможно. Что касается стеклосодержащих вулканиче­ских пород, то их вещественный состав можно определить только химическим путем. Список элементов, которые можно встре­тить в том или ином количестве в магматических породах, до­вольно обширен, в них содержатся практически все химические элементы. Главными являются: кислород, кремний, алюминий, железо, каль­ций, магний, натрий, калий, титан и водород, но самый распро­страненный из них — кислород — составляет в среднем поло­вину веса магматических пород. Химический состав горных пород выражают окислами соответствующих химических элементов: SiO₂, Al₂O₃, Fe₂O₃, FeO, MgO, CaO, Na₂O и K₂O. Химический состав пород не соответствует химическому составу магмы, из которой они образовались, так как многие составные части магмы (вода, углекислота, соединения Cl, F и другие летучие соединения) при застывании выделяются из нее.

Разнообразие горных пород объясняется процессами дифференциации магмы. Дифференциация (разделение) магмы — это совокупность различных физико-химических процессов, которые происходят на значительных глубинах и ведут к тому, что разные части единого магматического резервуара обогащаются различными компонентами. Различают магматическую и кристаллизационную дифференциацию.

В основу классификаций магматических горных пород положен их химический состав. За основу большинства классификаций принято содержание окиси кремния (SiO₂), которое и служит критерием для подразделения пород на группы. Для этого определяют валовой состав породы, то есть процентное содержание всех элементов, входящих в состав породы, выраженных в виде оксидов. Сумма всех элементов в виде оксидов составляет 100 %. Содержание SiO₂ является диагностическим критерием для классификации породы.

Если расположить все магматические породы по мере возрастания содержания в них кремнезёма, то получится практически непрерывный ряд. На одном конце его окажутся очень бедные кремнеземом ( 65 %)кремнезёмом, но с малым содержанием магния и железа.

Процентное содержание окиси кремния в породе служит определенным критерием ее кислотности, в связи с чем термином «кислая порода» стали обозначать породы, богатые SiO₂, а «основная порода» — бедные кремнеземом, но обогащенные СаО, MgO, FeO. В таблице 1 [1] приведено подразделение магматических пород по их кислотности. По мере увеличения кислотности пород содержания окислов железа и магния закономерно убывают.

В обозначенных группах изменяется состав минералов. Ультраосновные породы сложены преимущественно оливинами и пироксенами; в основных к ним присоединяется кальциевый минерал — плагиоклаз. К средним породам относятся главным образом полевошпатовые породы с небольшой примесью железо-магнезиальных минералов. В кислых породах уменьшается содержание магнезиально-железистых и кальциевых силикатов и появляются щелочные полевые шпаты и кварц. В ультракислых породах доля кварца значительно возрастает.

Минеральный состав

Минеральный состав магматических горных пород также разнообразен: полевые шпаты, кварц, амфиболы, пироксены, слюды, в меньшей степени — оливин, нефелин, лейцит, магнетит, апатит и другие минералы.

К породообразующим минералам магматических горных пород, на долю которых приходится около 99 % их общего состава относятся: кварц, калиевые полевые шпаты, плагиоклазы, лейцит, нефелин, пироксены, амфиболы, слюды, оливин и др. Среди акцессорных минералов следует указать: циркон, апатит, рутил, монацит, ильменит,хромит, титанит, ортит и другие; иногда присутствуют и рудные минералы (магнетит, хромит, пирит, пирротин и др. ). Выделяют также элементы-примеси, которые присутствуют в породах в очень малых количествах (сотые доли процента): литий, бериллий, бор, олово, медь, хром, никель, хлор, фтор и др.

По происхождению минералы магматических пород делятся на первичные, образованные в результате кристаллизации самой магмы и вторичные, образовавшиеся в результате дальнейшего их преобразования, за счет процессов вторичного минералообразования: серицитизация, каолинизация, хлоритизация, серпентинизация и т. д. Под действием этих процессов происходят различные химические реакции, в частности, плагиоклазы преобразуются в серицит, цеолит; пироксены и амфиболы переходят в хлорит, эпидот.

Большое классификационное значение имеет также состав темноцветных минералов. Так, оливин — минерал, недонасыщенный кремнекислотой, встречается главным образом в ультраосновных породах. В средних по­родах обычно присутствует роговая обманка, а в кислых — биотит. Щелочные породы характеризуются присутствием амфиболов.

Не менее важную роль при классификации магматических играют содержание и состав салических минералов, особенно полевых шпатов. Так, состав плагиоклазов отвечает оп­ределенной по кислотности группе пород: ультраосновные горные породы не содержат плагиоклазов в числе главных мине­ралов, основные породы содержат основные (богатые кальцием) плагиоклазы, средние породы содержат средние (натриево-кальциевые) плагиоклазы, а для кислых пород характерны кислые (кальциевые) плагиоклазы. Кварц является типичным минералом кислых пород, хотя он может присутствовать и в средних, и основных породах. Он образуется тогда, когда содержание SiO₂ в магме превышает то, которое должно вступить в соединение с металлами для образования силикатов. В то же время, кварц не встречается (за редким исклю­чением) в магматических породах совместно с оливином, не встречаются в одной породе кварц и нефелин.

Присутствие оливина в породе служит признаком того, что порода недонасыщена кремнезёмом. Этот минерал выделяется только из магм, в которых содержание этого окисла недостаточно для образования пироксена. В противном случае оливин не образуется, так как при достаточном количестве в расплаве кремнезёма оливин превращается в энстатит:

Mg₂SiO₄ + SiO₂ = Mg₂Si₂O₆
Форстерит Энстатит
(ненасыщенный минерал) (насыщенный минерал)

Аналогичным путем образуется нефелин, который присутствует лишь в щелочных породах, недосыщенных кремнезёмом. В случае насыщенности магмы кремнезёмом вместо нефелина образуется альбит:

NaAlSiO₄ + 2SiO₂ = NaAlSi₃O₈
Нефелин Альбит
(ненасыщенный минерал) (насыщенный минерал)

Содержание в породе SiO₂ отличается от насыщенности ее состава этим окислом. Последняя зави­сит как от процентного содержания кремнезема, так и от того, какие основания и в каком относительном количестве содержатся в породе. Действительно, ультраосновные породы недосыщены кремнезёмом (на это указывает присутствие оливина), а кислые пересыщены этим окислом (это видно из присутствия кварца), однако достаточно бедные кремнезёмом основные породы далеко не всегда им недосыщены. Насыщенные кремнезё­мом (следовательно, не содержащие оливин и нефелин) разно­сти часто встречаются среди основных и типичны для средних пород.

Следует отметить, что общие особенности вещественного состава заметны уже при макроскопическом знакомстве с по­родой. Вместе с тем иногда недостаточность макроскопического ме­тода очевидна, так как, пользуясь им исследователь не может дать точного определения названия горной породы, поскольку неизвестен состав слагающих ее плагиоклазов и особенностей состава темноцветных минералов.

Связь цвета магматических горных пород и их химического состава

Цвет магматических пород зависит от их минерального и химического состава, то есть от содержания в них темно- и светлоокрашенных минералов.

Если некоторые минералы в породы образуют изолированные скопления — шлиры или полосы, то окраска будет пятнистой, полосчатой и т. д.

Чем более темная порода, тем больше в ней содержится темноокрашенных минералов, и тем больше цветное число, под которым понимают количество (объёмную долю, %) темноцветных минералов в породе. Цветное число отражает кислотность породы: ультраосновные породы — 95-100 %, основные — около 50 %, средние — порядка 30 %, кислые — 10 %. Это находит отражение в окраске пород. В неизменённых разностях ультраосновные породы имеют чёрный цвет, основные — тёмно-серый, средние — серый, кислые — светло-серый, светло-розовый до белого.

Однако в природе нередко встречаются отклонения от указанных средних содержаний. Так, кислая порода может содержать цветных минералов значительно больше, чем их указанное среднее количество, а основная, наоборот, оказаться значительно светлее нормального типа.

Температуры образования минералов магматических пород

В настоящее время основными методами определения температур образования минералов являются физический (анализ расплавных (главным образом) и газово-жидких включений) и термодинамические методы, основанные на анализе распределений между минералами изотопов (изотопные геотермометры) и собственно элементов (геохимические геотермометры).

Гранитоиды

Основные и ультраосновные породы

В основных, ультраосновных и щелочных породах основной объем температурных измерений проводился методами анализ расплавных включений. Имеющиеся определения температур выделения минералов с помощью геохимических геотермометров доверия не вызывают, поскольку в методике этих работ установлены значительные методические ошибки.

Длительное развитие ультраосновных щелочных пород и сопровождающих их карбонатитов происходило в широких рамках температур и давлений. Ультрабазиты формируются при температурах 1350-1100°С, нефелиновые сиениты – 750-620°С, карбонатиты первой стадии 630-520°С, второй стадии 520-400°С, карбонатиты третьей стадии 400-300°С, карбонатиты четвертой стадии 300-200°С. Значительная вертикальная протяженность карбонатитообразования свидетельствует об изменении давления от верхнего уровня (близ поверхности земли) до глубинных горизонтов 100-600 МПа.

Некоторые примеры температур выделения минералов по анализу расплавных включений приведены в таблице №3.

Материалы по расплавным включениям, изотопные анализы кислорода в плагиоклазе, оливине и пироксене позволили рассмотреть решение задачи о механизме выделения минералов. Примеры этих решений с использованием данных по температурам образования кальцитов карбонатитов приведены в таблице №4.

Механизм образования минералов

Кислые магматические породы

При решении этой задачи приняты аксиомы:

Все силикатные минералы в гранитоидах выделяются в геохимическом равновесии с водой (по кислороду). Это говорит, что вместе с минералом одновременно выделяется и вода в свободном состоянии. При кристаллизации водных минералов (Bio, Mus, Amp) на величину δD влияет диффузии воды в виде компоненты HDO.

Выделение силикатов сопровождается разложением гидратированных комплексов ( +4 Si – O – H)_распл; их формирование осуществляется по схеме ( +4 Si – O – Si +4 ) +6 _распл → 2(H- O- Si +4 ) +3 _распл. В окрестности точки Т_крист полимеризация сиботаксической группы ( +4 Si – O – H)_распл приводит к образованию ассоциата H₄SiO₄ и дальнейшему разложению его по схеме

Близкий механизм может быть предложен для калиевого полевого шпата, слюд, гранатов и пр.

В совокупе эти данные не подтверждают существование сиботаксита типа ((OH)- Me- Si +4 )_распл, предполагаемого В.Н. Анфилоговым [9]

Основные и ультраосновные породы

Именно это обстоятельство объясняет присутствие углекислоты в высокотемпературных расплавных включениях. При переносе кремния вероятно CO₂ играет роль транспорта. В этом случае роль СО₂ аналогична роли воды в кислых расплавах.

При анализе влияния СО₂ на плавление силикатов рассматривались реакции карбонатизации пироксенов (энстатит Ens) и оливинов под давлением [10] :

(1) Ol + Dio + СО₂ → Ens + Dol; (2) Ol + Dol + СО₂ → Ens + Mgt (магнезит); (3) Opx + Dol + СО₂ → Mt + Qw.

По геохимическим данным для части пироксенов устанавливается равновесие с гранатом, т.е. уравнение выделения минерала должно имеет вид (скобка <. >-отражает геохимическое равновесие между компонентами в скобках):

Экспериментальные данные для этой системы не установлены.

Возможное образование Шпинелидов (герциниты, шпинели, хромшпинелиды и хромиты) соответствует Т= 1200 о С и Р ≈ 25-30 кбар для реакций обмена:

Присутствие элементов в свободном состоянии не совсем понятно. По экспериментам [11] при ударном воздействии на Bi и флогопит образуются Fe и шпинелиды.

Природа магматических пород

Гранитоиды

В ряде случаев гранитоиды и гнейсы можно разделить на самостоятельные выборки, по которым построены свои компенсационные уравнения. По этим уравнениям составлена бикомпенсационная диаграмма (рис. справа), показавшая, что параметры этих компенсационных уравнений описываются единой бикомпенсационной диаграммой. Все эти данные свидетельствуют, что все гранитоиды и кислые метаморфиты образованы из единого источника.

Этим источником являются осадочные горные породы, связь которых с гнейсами и сланцами выявляется прямыми геологическими наблюдениями. Что касается гранитоидов, то гранитоиды ультраметаморфической природы также в конечном счёте произошли из осадочных пород, а для гранитов, не связанных явно с осадочными породами, ещё А.Б.Ронов (1955- 1965) [15] показал, что все они образованы из осадочных пород (песчаников и глин). Таким образом единство происхождений этих пород обуславливает единство и «генетической» прямой.

Карбонатиты

Магматическая гипотеза. Форма тел карбонатитов говорит о возможном их образовании при раскристаллизации из магматического расплава. Об этом свидетельствуют обломки вмещающих пород в карбонатитах, флюидная текстура некоторых карбонатитов, наличие в составе карбонатитов остывших расплавленных включений с температурой гомогенизации 880-558°С. Последнее обстоятельство позволило поставить вопрос о явлении магматической ликвации с отделением карбонатного расплава при температуре 900±50°С. Эти представления подтверждаются данными экспериментов.

Гидротермальная гипотеза. Никто из исследователей не отрицает наличие карбонатитов гидротермально-метасоматического происхождения. В пользу этой гипотезы свидетельствуют следующие данные: наличие постепенных переходов от карбонатитов к замещаемым им породам; наличие реликтов незамещенных силикатных пород, пронизанные сетью прожилков; метасоматическая зональность в распределении минеральных ассоциаций, на контакте карбонатных и силикатных пород; зависимость состава темноцветных и акцессорных минералов карбонатитов от состава замещаемых силикатных пород; избирательный характер карбонатного метасоматоза.

Следовательно, почти все карбонатиты имеют один и тот же состав источника вещества, отражаемый параметрами компенсационного уравнения. От этого множества отскакивает точка массива Alno, говоря о несколько ином составе вещества в его источнике.

Согласно этой диаграмме выделяются два генетических рода карбонатных пород:

Источник