Добавил:
Upload Опубликованный материал нарушает ваши авторские права? Сообщите нам.
Вуз: Предмет: Файл:
Лекции петрография 2014.docx
Скачиваний:
14
Добавлен:
03.03.2016
Размер:
210.42 Кб
Скачать

57

Тема 1. Магма і магматичні гірські породи (загальні відомості).

Магма, ії склад і виникнення. Фізично-хімічні властивості магми. Магматична диференціація та її види. Роль флюїду у формуванні гранітоїдів. Легкі компоненти магми. Магматичні породи та їх роль в будові литосфери.

Петрография описательная наука, область исследования которой охватывает все многообразие пород. Основным объектом изучения петрографии являются горные породы, слагающие верхнюю часть литосферы. В настоящее время накоплен значительный материал по петрографии метеоритов, что позволяет строить предположения и развивать гипотезы о строении космических объектов. В последние годы большое значение приобретает петрография техногенных породных образований, различного рода изделий и отходов. Минералого-петрографическим исследованиям подвергаются также каменные образования, формирующиеся в организмах животных и людей с целью установления причин их возникновения. То есть любой каменный материал, попадающий в руки петрографа, может быть им изучен для решения различных научных и прикладных задач.

Петрография наиболее тесно связана с такими дисциплинами как кристаллография, минералогия, без знания которых не возможно изучать петрографию, а также с геохимией, особенно в области петро- и рудогенеза.

Петрография включает самостоятельные подразделы: кристаллооптика, петрохимия и петрология, петрофизика и собственно петрография.

Кристаллооптика основана на знании законов прохождения света через различные кристаллические и аморфные среды. Служит для диагностики минералов и изучения горных пород под микроскопом – основным петрографическим методом исследования.

Петрохимия изучает химический состав горных пород и тесно связана с петрологией, которая на основе фактических данных химического и минерального состава пород, а также на базе экспериментальных данных моделирует условия их формирования. Из всей совокупности пород только для осадочных и вулканических процессы образования можно наблюдать непосредственно в полевых условиях. Остальные магматические и все метаморфические породы формируются в условиях, скрытых от глаз исследователя, и процессы их образования растягиваются на период от сотни тысяч до десятков млн. лет.

Петрофизика изучает физические свойства горных пород (плотность, магнитная восприимчивость, естественная радиоактивность, теплопроводность, электропроводность). Знания связей между этими показателями и типом горных пород позволяют более обосновано интерпретировать результаты геофизических исследований и прогнозировать месторождения полезных ископаемых (МПИ). На основе карт физических полей без проведения дорогостоящих буровых работ на какой-либо территории можно более обосновано судить о геологическом строении земной коры, об условиях залегания тех или иных геологических комплексов, о наличии или отсутствии МПИ.

Петрография в совокупности с другими геологическими дисциплинами позволяет: воссоздать механизм процессов формирования горных пород и соответственно более достоверно разобраться в истории геологического развития земной коры; увязать между собой различные геологические события и главное для геолога определить место в геологических процессах рудной и нерудной полезной для нужд людей минерализации, скопления которой в определенных участках земной коры могут представлять экономический интерес и рассматриваться в качестве месторождений полезных ископаемых. Для получения такой информации необходима упорная работа петрографа.

Предлагаемый курс лекций и лабораторных занятий включает изучение петрографических методов исследования горных пород и на их основе приобретение навыков определения основных типов магматических и метаморфических горных пород, которые вместе с осадочными образуют верхнюю часть земной коры.

Петрографические методы исследования горных пород

Полевые исследования

На всех стадиях геологоразведочного процесса от геологической съемки до детальной разведки необходимо умение в полевых условиях идентифицировать горные породы по ряду признаков, определяемых макроскопически, то есть визуально без применения специального лабораторного оборудования, вооружившись в лучшем случае лупой. Каждый тип выделенных пород детально описывается, степень детальности определяется квалификацией исследователя. Важное значение при этом имеет окраска породы. Наиболее распространены породы светло-серого, серого, темно-серого, серовато-зеленого, темно-зеленого, черного, розового, бурого, вишневого, сиреневого цветов. Нередко встречаются пестро окрашенные породы, где агрегаты различно окрашенных минералов имеют вполне закономерное взаимное расположение, которое подчеркивает структурно-текстурные особенности.

Внутреннее строение горных пород определяют через понятия текстуры и структуры. Для разных генетических типов пород они отличаются, так как зависят от условий образования. Знание этих взаимозависимостей позволяет исследователю по структурно-текстурным особенностям судить об условиях образования пород, определять генетический тип породы, а также последовательность выделения минералов и их ассоциаций.

Для магматических и метаморфических горных пород структура определяется степенью кристалличности, размером и формой зерен, их взаимоотношениями в минеральных агрегатах. Структура устанавливается на макро и на микро уровне. Текстура определяется пространственным взаиморасположением минеральных агрегатов, отличающихся друг от друга по цвету, форме, размерам, минеральному составу и структуре. Текстура может проявляться в крупном и мелком плане.

Для магматических горных пород на макроскопическом уровне исследования выделяют следующие структуры по степени кристалличности:

- полнокристаллические, когда значительная часть минералов отчетливо раскристаллизована;

- неполнокристаллические, когда отдельные зерна минералов заключены в скрытокристаллическую основную массу;

- скрытокристаллические (афанитовые), когда минеральный состав без микроскопа не устанавливается;

- стекловатые, преимущественно состоящие из вулканического стекла.

В зависимости от размера зерен среди полнокристаллических вылеляют:

  • крупнозернистые со средним размером зерен > 5 мм;

  • среднезернистые с размером зерен от 1 до 5 мм;

  • мелкозернистые от 0,5 до 1 мм.

По относительным размерам зерен различают равномерно зернистые и неравномерно-зернистые структуры. Равномерно зернистые структуры характеризуются более или менее одинаковым размером зерен основных породообразующих минералов. Среди неравномерно-зернистых структур выделяют порфировидные и порфировые структуры. Порфировидные структуры обусловлены наличием относительно крупных кристаллов на фоне полнокристаллической основной массы.

Порфировые структуры относятся к неполнокристаллическим и характеризуются наличием хорошо образованных кристаллов – порфировых вкрапленников или фенокристаллов, погруженных в плотную афанитовую основную массу породы.

Иногда макроскопически можно определить форму минеральных зерен или кристаллографический габитус, кубический, призматический, таблитчатый, шестоватый, игольчатый, чешуйчатый. Более детально структуры разработаны при изучении пород под микроскопом, так называемые микроструктуры.

Среди текстур выделяют два главных типа: однородная и неоднородная.

Однородная или массивная отмечается при одинаковом строении и составе породы в любом участке.

Среди неоднородных текстур выделяются:

- такситовая или шлировая, когда отдельные участки пород отличаются по цвету, минеральному составу и структуре;

- полосчатая, когда наблюдаются чередования полос различных по цвету, минеральному составу и структуре;

- директивная, когда минеральные агрегаты, отличающиеся по цвету и структуре ориентированы субпараллельно;

- флюидальная, когда отчетливо видны следы течения лавы;

- брекчиевидная, когда остроугольные обломки пород заключены в отличающуюся по цвету, структуре и составу основную массу;

- пористая, когда наблюдается наличие округлых или неправильных пустот, возникших вследствие выделения газов при кристаллизации эффузивных пород;

- миндалекаменная, когда пустоты эффузивных пород заполнены вторичными минералами: опалом, халцедоном, хлоритом, карбонатами, кварцем и др.

В процессе определения структуры и текстуры пород тщательно изучается минеральный состав. Методы макроскопической диагностики изучаются в курсе минералогия. При петрографическом описании определяется цвет, формы выделения, размеры минеральных зерен и их относительное количество к общей массе породы.

Итогом изучения и описания образца, обнажения является определение типа породы ее идентификация.

Образование магматических горных пород обязано магмообразующим процессам и обусловлено глубинным строением Земли

Строение и структурные элементы Земли

По сути все современные теории о внутреннем глубинном строении опираются на сейсмические данные, в связи с тем, что изменение плотности земного вещества с глубиной оказывает закономерное влияние на изменение скорости прохождения продольных (Р) и поперечных (S) волн.

На основе этих данных выделяются три основные области, различающиеся по плотности слагающего их вещества: кора, мантия и ядро. Предполагается, что возрастающая плотность земного вещества с глубиной происходит за счет увеличения концентрации тяжелых металлов (Fe, Ni, Co). Отмечается также уплотнение вещества при фазовых переходах (из твердого в жидкое и, наоборот) за счет сжатия под давлением вышележащих слоев и связанного с этим образования веществ и минералов большей плотности.

Границы выделяемых геосфер устанавливают по изменению плотности вещества Земли. Так земная кора распространяется на глубину 6-40 км (в среднем 33 км). Мантия, расположенная ниже земной коры – до глубины 2900 км, а ядро выделяется в интервале 2900-6370 км.

Граница между корой и мантией открыта Мохоровичем и называется в его честь Мохо, обозначается буквой «М». Граница между мантий и ядром открыта в 1914 г. Гутенбергом – граница «Г». Это наиболее резко проявленная граница раздела в недрах Земли, где плотность вещества возрастает скачком от 5,6 до 10 г/см3. Такая высокая плотность характерна для металлов: железа и никеля. Поэтому на основании исследований метеоритов, среди которых выделяются каменные, железокаменные и преимущественно железные или железоникелевые, и в соответствии с установленной плотностью ядра Земли, его вещество принято считать преимущественно железоникелевым по составу.

Кроме выделенных трех основных оболочек выделяют промежуточные границы. Так на глубине около 900 км между верхней и нижней мантией, на глубине 5100 км между наружным и внутренним ядром.

Высокая плотность мантийного вещества указывает на то, что оно находится в твердом состоянии. Однако в верхней мантии выделяется слой пониженной вязкости, называемый астеносферой, для которой допускается частично жидкое состояние. Под океанами этот слой имеет большую мощность и располагается на глубине 50-350 км, над складчатыми структурами на глубине 100-250 км. Наименьшую мощность он имеет под платформами и практически отсутствует под щитами древних платформ.

Раздел между мантией и земной корой (граница «М») интерпретируется переходом от существенно оливиновых бесполевошпатовых пород к породам земной коры, в которых полевые шпаты играют главную роль. Наиболее изучено глубинное строение верхней оболочки – земной коры.

В нижней части земной коры выделяют слой непостоянной мощности с плотностью 2,8-2,9 г/см3, соответствующий оливин-пироксен-плагиоклазовому составу, характерному для базальтов. Поэтому этот слой условно называют «базальтовым», хотя он сложен различными по составу породами. Его мощность меняется от 2-3 км под океанами до 6-20 км под континентами.

Выше залегают менее плотные горные породы (2,6-2,7 г/см3), соответствующие полевошпат-кварцевому составу, типичному для гранитов. Поэтому данный слой называют «гранитным». Кроме различных гранитоидов здесь выделяются метаморфические сланцы, гнейсы. Мощность слоя варьирует от10 до 50 км и развит он только в пределах континентов.

Верхняя часть земной коры представлена слоем осадочных пород (около 2,1 г/см3), которые на континентах залегают на гранитном слое и образуют мощность от 0 до 20 км, а в океанах непосредственно на базальтовом слое мощностью от 0 до 3 км.

Таким образом, различают два типа земной коры: континентальную, состоящую из базальтового, гранитного и осадочного слоев и океаническую, состоящую из базальтового и осадочного слоев.

Земная кора неоднородна не только на глубину, но и по площади. Как уже отмечалось выделяется континентальная и океаническая кора. Однако в пределах континентов и океанов выделяются с одной стороны подвижные сейсмически и вулканически активные пояса, а с другой стороны устойчивые в тектономагматическом смысле площади.

Проявление магматизма связывают с верхней частью мантии – астеносферой. Считается, что здесь зарождаются магматические расплавы, трансмагматические флюиды. Процессы, протекающие в этой части Земли определяют не только магматизм, но и в целом геотектоническое развитие земной коры.

Общие представления о магме и магматических горных породах

Магматические горные породы образуются в результате охлаждения и отвердения магмы – горячего подвижного вещества, состоящего полностью или в значительной мере из жидкой фазы, отвечающей по составу силикатному расплаву, очень редко карбонатному. Сульфидному или окисному.

Химизм этого расплава по аналогии с химическими анализами горных пород выражают в виде массовых процентов содержания двенадцати главных компонентов окислов: SiO2, Al2O3, FeO, MgO, CaO, Na2O, K2O и др. Кроме того, в состав магм входят многочисленные элементы примеси (Mn, Ni, Sn, Ba, Rb, U, S, Cl, F и др.), содержания которых выражается в n *10-2,-4%. Наконец, в магмах присутствует важная группа второстепенных компонентов, в сумме составляющих не более нескольких массовых процентов и называемые в связи со способностью истечения из кристаллизующейся магмы – летучими или фугитивными. Главная роль среди них принадлежит H2O и СО2.

Во время становления в земной коре или при извержениях на поверхности магмы обычно бывают гетерогенны. Фаза расплава содержит взвешенные кристаллы, а также пузырьки, генерирующиеся по мере снятия давления, особенно при пересыщении расплава летучими компонентами.

Первичные магмы изменяют свой состав, попадая в новые термодинамические условия верхних частей Земли при их внедрении или извержении на поверхность. Это происходит в результате магматической дифференциации или эволюции, когда первично-однородная магма разделяется с образованием разных по составу производных магм. При этом образуются закономерные серии магматических пород.

Различают три главных процесса, в которых проявляется магматическая дифференциация:

  • кристаллизация (кристаллизационная дифференциация)

  • взаимодействие с флюидом (флюидно-магматическая или трансмагматическая дифференциация);

  • взаимодействие с вмещающими (боковыми) породами (дифференциация в процессе магматического замещения и ассимиляции).

Наиболее полно проявлена в природе и изучена как в процессе эксперементальных исследований, так и при петрографических наблюдениях кристаллизационная дифференциация. Отделение кристаллов от расплава может происходить под влиянием различных причин:

  • неравномерное охлаждение магматического расплава, вызывающие диффузию вещества, при которой вблизи контакта формируются ассоциации более тугоплавких минералов, а по направлению к центру интрузии – менее тугоплавких;

  • отжимание расплава от кристаллов под влиянием тектонических сил;

  • отделение расплава от кристаллов путем фильтрации расплава во вмещающие породы;

  • отделение кристаллов под действием силы тяжести (гравитационное фракционирование).

Процесс гравитационной дифференциации является основным. При протекании этого процесса в спокойных тектонических условиях происходит последовательное обогащение различных горизонтов магматического очага минералами в соответствии с порядком реакционных серий Н. Боуэна. Сущность его заключается в том, что кристаллы, выделяющиеся из магмы, закономерно отличаются от нее по составу. Первые из них являются более основными и магнезиальными. Они отличаются от магматического расплава по плотности и поэтому отделяются от магмы, оседая на дно магматической камеры. Последующие кристаллы имеют менее основной состав и меньший удельный вес, поэтому располагаются в пределах интрузивного тела выше по уровню. В результате из однородной магмы формируется как бы расслоенная интрузия, сложенная различными по составу магматическими породами от гипербазитов на нижнем уровне до гранитоидов в верхних. С изменением состава остаточного расплава Боуэном была установлена последовательность выделения кристаллов из магм нормального щелочного ряда:

- железомагнезиальные минералы оливин—пироксен—роговая обманка—биотит (прерывистая реакционная серия);

- лейкократовые минералы основной--средний—кислый плагиоклазы (непрерывная реакционная серия), ортоклаз, кварц.

Ранние выделения темноцветов всегда боле магнезиальные, чем расплав, и соответственно более поздние минералы имеют преимущественно железистый состав.

Процесс дифференциации может происходить как на глубине в магматическом очаге, так и в более высоких горизонтах земной коры, в магматической камере. В результате дифференциации на глубине и последующего внедрения остаточного расплава в верхние горизонты коры образуются разнообразные по составу серии магматических пород. При дифференциации в пределах магматической камеры в спокойных тектонических условиях формируются весьма специфические псевдостратифицированные плутоны.

Теория дифференциации, разработанная Н. Боуэном предусматривала образование всех магматических пород, включая всю массу гранитов, из одной первичной родоначальной магмы основного состава.

Левинсон-Лессинг подверг сомнению возможность формирования всех пород, особенно близких по составу к гранитам, за счет дифференциации основной магмы. Он доказал невозможность возникновения огромных массивов гранитоидов в качестве конечного продукта дифференциации базальтовой магмы. Он развил теорию о существовании двух первичных магм: базальтовой и гранитной, образующих самостоятельные очаги, в пределах которых происходит дифференциация.

Многочисленные фактические данные, полученные при изучении условий образования магматогенных месторождений полезных ископаемых не находили объяснения с позиции этих представлений.

Д.С. Коржинский ввел понятие и разработал концепцию магматического замещения в процессе эволюции сквозьмагматических или трансмагматических флюидов глубинного происхождения. Возникновение ювенильных флюидов он связывал с дегазацией мантии. Продвижение трансмагматических флюидов происходит по зонам глубинных разломов. При этом движение теплового флюидного потока опережает продвижение магмы.

Механизм замещения выглядит следующим образом:

- проникая по зонам разломов высокотемпературные флюиды, состоящие из H2O,CO2, H2,CO,F2,Cl2, CH4, N2,S2, вступают в реакцию с окружающими породами;

- происходит замещение без перехода в жидкую фазу, то есть магматогенное замещение, когда формируются минералы и структуры магматических пород;

- в дальнейшем происходит частичное или полное плавление пород с образованием магматических очагов, которые могут или оставаться на месте или отжиматься по зонам тектонических нарушений.

Этот механизм был подтвержден экспериментально. При этом велика роль воды в составе флюида. Чем выше ее давление, тем ниже температура плавления (кристаллизации) минералов и выше растворимость воды в расплаве, и больше подвижность расплава-раствора.

Так при увеличении давления воды от 1000 до5000 бар наблюдается понижение температуры плавления:

-у диопсида на 1000 С;

  • у анортита на 3000 С;

  • у альбита на 3750 С.

Меньше всего давление воды влияет на температуру плавления магнезиальных темноцветных минералов и более значительно понижает у лейкократовых. Исходя из этого, повышение давления Н2О в наиболее легкоплавких составах магм темноцветные минералы должны вытесняться лейкократовыми.

Эти представления наиболее полно и непротиворечиво объясняют механизм становления и эволюции крупных гранитоидных массивов.

В целом по влиянию на кристаллизацию кислых магм компоненты флюидов располагаются в следующий ряд: CO2 NH3 – SO3 H2O – P2O5 – HF – Li2O – B2O3.

В этом ряду последовательно нарастает растворимость компонентов в кислых магмах (магмафильность) и их особенность понижать температуру их кристаллизации. Одновременно снижается их «отделяемость» от расплавов. Компоненты, располагающиеся в начале ряда, концентрируются преимущественно во флюидной (газовой) фазе. Компоненты, располагающиеся в конце ряда, концентрируются в алюмосиликатных расплавах и уже при низком и умеренном давлении входят в состав расплавов в значительном количестве, существенно снижая температуру кристаллизации. Обогащение кислых расплавов водой, фтором и бором подтверждается масштабными проявлениями пневматолитово-гидротермальных постмагматических процессов вокруг гранитоидных массивов, при которых образуются разнообразные фториды и бораты.

При переходе от основного магматизма к среднему и кислому отмечается снижение температуры и усиление кислотных свойств трансмагматических растворов с повышенной химической агрессивностью по отношению к замещаемым породам. Поэтому развитие среднего и кислого магматизма сопровождается усилением процессов магматического замещения огромных объемов пород различного генезиса. Происходит ассимиляция – процесс полной переработке вмещающих пород, контактирующих с магмой или попадающих в магму в виде обломков (ксенолитов).

Соседние файлы в предмете [НЕСОРТИРОВАННОЕ]