1.Минералогия магматических и метасоматических пород. Магматическая кристаллизация

Температуры минералообразования наиболее высокие: 1000–1600 ^оС  при кристаллизации магм, излившихся на поверхность, и 700–1000 ^оС  при кристаллизации магм на глубине, в плутонических условиях. Некоторые щелочные, базитовые (основные) и гипербазитовые (= ультраосновные или ультрабазитовые) магмы кристаллизуются и при большей температуре. В среднем температуры кристаллизации вулканитов выше, чем плутонитов, так как идет повышение температуры за счет окисления кислородом воздуха.

Роль давления  удержание в расплаве летучих компонентов магмы: H₂O, CO₂, B, P₂O₅, F, Cl и др.; присутствие этих компонентов значительно снижает температуру кристаллизации магмы.

Химизм. Преобладающие компоненты магматического расплава (их принято выражать в виде оксидов)  это SiO₂, Al₂O₃, FeO, MgO, CaO, Na₂O, K₂O. Эти компоненты слагают главную массу минералов магматических пород, и их называют породообразующими. В сумме на их долю приходится около 90 % состава минералов, кристаллизующихся преимущественно в виде силикатов и алюмосиликатов.

Кроме преобладающих (породообразующих) компонентов в расплаве находятся так называемые рассеянные компоненты  MnO, BaO, NiO. Они в основном не дают самостоятельных минералов, а рассеиваются в виде примесей в решетках породообразующих минералов.

Присутствуют также в расплаве и акцессорные компоненты  ZrO₂, P₂O₅, TiO₂, Cr₂O₃, TR₂O₃, Fe₂O₃. Они содержатся в незначительных количествах, но даже при низком содержании стремятся обособиться в виде самостоятельных минералов. При этом они обычно образуют несиликаты: фосфаты  апатит, монацит; окислы  рутил, хромит, магнетит.

Наиболее важным при оценке химизма магматических процессов является содержание в расплаве кремнезема, которое может меняться от 25 до 80 %.

По содержанию кремнезема магматические породы делятся на:

	Le Bas et al., 1992	Петр. кодекс, 1995
ультраосновные (гипербазиты)	SiO2  45 вес. %	SiO2  44 вес. %
основные (базиты)	SiO2 45–52 вес. %	SiO2 44–53 вес. %
средние (мезиты)	SiO2 52–63 вес. %	SiO2 53–64 вес. %
кислые (ацидиты)	SiO2  63 вес. %	SiO2  64 вес. %

Кроме того, особо выделяют щелочные породы, которые отличаются высоким содержанием щелочей   (Na₂O + K₂O), а по содержанию SiO₂ могут быть от кислых до ультраосновных, хотя большая часть их соответствует средним (53–64 вес. % SiO₂), что связано с особенностями накопления щелочей в ходе эволюции расплавов.

Последовательную смену парагенезисов, отвечающих породам нормального ряда, можно представить как реакционный ряд Боуэна. Американский петролог Н. Боуэн показал, что кристаллизация расплава начинается с образования наиболее тугоплавких, богатых Mg и Fe силикатов. Позже, по мере снижения температуры, в результате реакций с расплавом, к ним присоединяются Ca-Mg силикаты и алюмосиликаты Са, Na и К. В итоге образуется прерывистый ряд существенно железо-магнезиальных силикатов, называемых фемическими (от Fe-Mg) или мафическими (от Mg-Fe), и непрерывный параллельный ряд салических (от Si-Al) Ca-Na алюмосиликатов. Соответственно выделяют две ветви реакционного ряда Боуэна (рис. 10). Что из этого ряда следует?

1) По мере кристаллизации расплава более поздние минералы оказываются более кислыми, т. е. богаче кремнеземом. Сравним: плагиоклазы по мере кристаллизации обогащаются альбитовым, более высококремнистым, миналом, а состав пироксена отличается от оливина лишь количеством кремнезема, и образование его можно представить как реакцию ранее выкристаллизованного оливина с кремнеземом расплава: (Mg,Fe)₂[SiO₄] + SiO₂  (Mg,Fe)₂[Si₂O₆] (Отметим только, что в зависимости от условий кристаллизации и состава системы порядок кристаллизации минералов, например, орто- и клинопироксена, может меняться.)

2) Крайние члены ряда разделены промежуточными продуктами реакции и потому не могут равновесно сосуществовать друг с другом. Это означает, например, что кварц не может сосуществовать с оливином в равновесном парагенезисе. Случаи нарушения ряда Боуэна при повышении химического потенциала Fe и щелочей мы здесь не рассматриваем. Таким образом, каждая порода будет иметь свою парагенетическую ассоциацию минералов. Рассмотрим подробнее главные из них.

Ультраосновные породы. Парагенетическая ассоциация минералов – одна из наиболее высокотемпературных. Главные минералы – оливин (Ol), пироксены (Px). Породы, содержащие Px и Ol в сравнимых количествах, называются перидотитами. Существенно оливиновые породы называются в зависимости от акцессорных минералов; если с оливином ассоциирует магнетит, то это  оливинит, а если оливин с хромитом, то это  дунит. Для названных пород весьма характерены ортопироксены – энстатит, бронзит или гиперстен. Преимущественно пироксеновые породы – пироксениты – до 1995 года было принято относить также к ультраосновным, однако после принятия Петрографического Кодекса их относят к основным породам. Соотношение пород показано на рис. 11.

Разновидностью перидотитов являются лерцолиты, имеющие парагенезис Ol + Opx + Cpx (в зависимости от глубинности образования могут присутствовать Pl и/или Sp и/или гранат – пироп). Характерная особенность – то, что Срх в них богат Cr (хромдиопсид). Образование лерцолитов происходит при кристаллизации ультраосновных расплавов (их находят в расслоенных массивах), они также слагают верхнюю мантию, о чем можно судить по ксенолитам, вынесенным основными или ультраосновными вулканическими породами (базальтами, кимберлитами, и др.).

К ультраосновным породам относят кимберлиты – специфические породы трубок взрыва, – также зарождающиеся в верхней мантии и выносимые на поверхность эксплозивным путем. Они обычно содержат большое количество обломочного материала, в том числе оливин, ильменит, пироп (магнезиальный гранат), диопсид, флогопит, энстатит, хромит, иногда алмаз. В основной массе находится вторая генерация минералов, среди которых обычны оливин, монтичеллит, флогопит, перовскит, шпинель, апатит, а также позднемагматические карбонаты и серпентин.

Основные породы. Главные минералы – оливин, пироксены и основной плагиоклаз, в подчиненном количестве может быть роговая обманка (Hbl). В зависимости от того, какой пироксен преобладает, различают: габбро (Срх + Pl), габбронориты (Cpx + Opx + Pl), нориты (Opx + Pl). Клинопироксен – авгит или диопсид. Незначительное присутствие Hbl обычно отражается в названии – роговообманковое габбро.

К основным породам относятся пироксениты, как уже показано выше, а также горнблендиты – нетипичная ассоциация, когда при повышенном парциальном давлении воды в ходе снижения температуры оливин и пироксены почти нацело замещаются амфиболом, а плагиоклазы не образуются или находятся в резко подчиненном количестве.

Средние породы. По ряду Боуэна видно, что роговая обманка образуется при более низких температурах, и в ее составе впервые появляется вода в виде группы (ОН)^-. Для средних пород характерна ассоциация роговой обманки (и частично – биотита) со средними плагиоклазами – диориты, здесь уже может появляться свободный кремнезем (кварц). Другой очень важной породой является сиенит, для которого характерна ассоциация роговой обманки и/или биотита (а иногда с ними, или вместо них, и пироксена – диопсида или эгирин-авгита) с калиевым полевым шпатом KFsp (Fsp – feldspar или feldspat), т. е. Bt + KFsp или Hbl + KFsp. Возможны и промежуточные ассоциации с большим количеством как плагиоклаза, так и калишпата.

Кислые породы. Это породы, в которых избыточный, непрореагировавший кремнезем выделяется в свободном виде как кварц, причем количество его становится существенным. Типичными минералами кислых пород помимо кварца будут биотит (м. б. и Hbl), KFsp, кислые Pl, все это – парагенетическая ассоциация гранитов. Присутствие второстепенных минералов так же отражается в названиях: с роговой обманкой – роговообманковый гранит, при высоком содержании темноцветов порода становится переходной к диориту – гранодиорит.

Щелочные породы. Парагенетическая ассоциация этих пород не находит своего отражения в ряде Боуэна. По содержанию кремнезема эти породы соответствуют средним, то есть не содержат избыточного кремнезема. Это означает, что кварц для парагенетических ассоциаций щелочных пород противопоказан.

Д ля щелочных пород в зависимости от соотношения щелочей и глинозема выделяют два типа: если (Na₂O + K₂O)  Al₂O₃, это породы агпаитового ряда, если же сумма щелочей ниже содержания глинозема, то ряд называется миаскитовым. В первом случае количества щелочей хватает, чтобы связать весь глинозем и соответствующее количество кремнезема в нефелине и полевом шпате, и еще остается для образования щелочных темноцветных минералов, и тогда парагенетическая ассоциация будет: нефелин + кали­шпат + эгирин (щелочной клинопироксен) + арфведсонит (щелочной амфибол) + эвдиалит-эвколит + астрофиллит-лампрофиллит + титанит (сфен) + апатит и ряд других минералов. Типичным примером агпаитовых щелочных пород являются нефелиновые сиениты Кольского полуострова (массивы Хибин и Ловозера). В миаскитовых нефелиновых сиенитах (по станции Миасс на Урале) щелочей хватает только на образование нефелина и полевого шпата, и ассоциация характеризуется парагенезисом: нефелин + калишпат + биотит (или роговая обманка, или клинопироксен  эгирин-диопсид) + циркон + пирохлор + апатит + титанит. Широко развито позднее замещение нефелина содалитом, канкринитом, альбитом, цеолитами.

Особо следует остановиться на случае, когда магматический расплав является одновременно и щелочным, и ультраосновным. Такой расплав насыщен большим количеством летучих (в первую очередь СО₂, Р₂О₅, F, Н₂О). При кристаллизации его, как правило, образуются кольцевые массивы, наружная зона которых сложена ультраосновными породами (оливинитами), промежуточные зоны – щелочными породами, а к центральной части бывают приурочены особые, существенно карбонатные породы  карбонатиты, которые являются продуктом кристаллизации остаточного расплава. В нем как раз и концентрируются летучие компоненты, а также акцессорные элементы. В парагенетической ассоциации карбонатитов могут сочетаться минералы ультраосновного и щелочного парагенезисов  оливин, флогопит, магнетит и тут же  нефелин, апатит, редкоземельные и циркониевые минералы, характерные для щелочных пород, и карбонаты  кальцит, доломит, анкерит, сидерит.

Роль температуры и давления при магматическом минералообразовании тесно связана со скоростью охлаждения. Так, эффузивы  неравновесные породы (вкрапленники+вулканическое стекло); они кристаллизуются при высокой температуре и при отсутствии или очень низком содержании летучих компонентов. Вкрапленники, кристаллизуясь до извержения, соответствуют по составу более высокотемпературным ассоциациям. При излиянии лавы на поверхность летучие энергично уходят из расплава, но в отсутствие летучих затруднено образование таких минералов, как биотит и амфиболы. Из-за быстрого охлаждения минералы-вкрапленники не приходят в равновесие с вмещающим расплавом. Фемические компоненты в значительной степени остаются в стекле. Это значит, что при одинаковом составе исходного расплава парагенезис минералов в эффузивных породах будет иным, чем в плутонических.

Роль давления при магматическом минералообразовании сказывается и на составе минералов, и на формировании парагенетических ассоциаций. Например, в базальте вкрапленники плагиоклаза оказывются более основными, чем в аналогичных по составу габбро, а вкрапленники пироксена и оливина  более магнезиальными, чем в соответствующей плутонической породе. Вкрапленники при этом часто обна­руживают признаки неравновесности с расплавом  оплавленность, изъеден­ность, реакционные каймы. Вулканическое стекло тоже неустойчиво  оно представляет собой подобие переохлажденного расплава и со временем подвергается девитрификации (де  без, витро  стекло)  раскристаллизовывается с образованием тонкозернистой массы между вкрапленниками. Что касается изменения состава, уже отмечалось, что в глубинных ультраосновных породах появляются хромсодержащие силикаты. Давление также способствует образованию минералов с более плотными структурами, например, при повышении давления основной плагиоклаз  анортит, у которого довольно рыхлая каркасная структура,  становится неустойчивым, и вместо него образуются более плотные минералы  гранат и кианит (дистен): 3Ca[Al₂Si₂O₈] (анортит)  Ca₃Al₂[SiO₄]₃ (гроссуляр) + 2Al₂SiO₅ (кианит) + SiO₂, то есть вместо минеральной ассоциации габбро (анортит + пироксен) будет возникать совсем иная парагенетическая ассоциация гроспидитов (грос  от гроссуляра, пи  от пироксена и дит  от дистена).

Подведем итог: парагенетическая ассоциация при магматическом минералообразовании зависит не только от состава магмы, но и от условий образования, в первую очередь  от глубины, на которой кристаллизуется магматический расплав, а также количества летучих (Н₂О, СО₂) и кислорода.