Д. Б. Искандеров Геология нефти и газа
жүктеу/скачать 1.24 Mb.
|
- Бұл бет үшін навигация:
- Твердость минералов 5-6. Плотность 3,2-3,6. Цвет черный, зеленовато-черный, темно-зеленый, бурый. Блеск стеклянный.
Энстатит Mg2[Si2O6] FeO<5%Гиперстен (Mg,Fe)2[Si2O6] FeO=5 – 15%Бронзит (Fe,Mg)2 [Si2O6] FeO>15% Твердость 5,5; цвет зеленоватый; блеск стеклянный, плотность 3,1-3,3.Вторичные изменения: серпентинизация вдоль трещин спайности, но в отличие от оливина – без образования петельчатой структуры.Встречаются и входят как составная часть в ультраосновные и основные магматические породы: пироксенит, перидотит и габбро.Подгруппа моноклинных пироксенов
Твердость минералов 5-6. Плотность 3,2-3,6. Цвет черный, зеленовато-черный, темно-зеленый, бурый. Блеск стеклянный.Авгит типичен для основных пород (габбро, диабаз, базальт). Диопсид и геденбергит – контактово-метоморфические минералы скарновых пород, образующиеся при внедрении магмы в толщу карбонатных пород:CaMg(CO3)2+ SiO2→CaMg[Si2O6]+CO2 доломит диопсид
Эти минералы характерны для щелочных пород: нефелиновых сиенитов и сиенитов. Группа амфиболов Амфиболы относятся к поясным (ленточным) силикатам.
О – кислород;  - кремний;
סּ – кремний и кислород. Амфиболы кристаллизируются в ромбической и моноклинной сингониях. Причем, как и пироксены, ромбические в катионной части содержат Fe и Mg, а моноклинные, помимо их, еще Ca, Na и Al.
(Mg,Fe)7[Si4O11] 2(OH)2
Минералы близки по составу и свойствам, однако в гедрите присутствует обычно некоторое количество Al2O3. Кристаллы игольчатые и волокнистые. Твердость 5,5-6. Цвет желтовато – серый, буровато-зеленый. Блеск стеклянный. Плотность 2,8-3,2. Встречаются в метаморфических породах в виде антофиллитового асбеста. Вторичные изменения – хлоритизация.
Минералы близки. Кристаллы длиннопризматические, игольчатые. Твердость 5,5-6. Цвет от сероватого (тремолит) до бутылочно-зеленого (актинолит). Блеск стеклянный. Плотность 2,9-3,0 (тремолит), 3,1-3,3 (актинолит). Минералы хрупки. Разновидности. Скрытокристалический спутанно-волокнистый актинолит белого или светло-зеленого цвета называется нефрит. Вязкий. Применяется как поделочный камень. В каменном веке применялся для изготовления разного рода орудий. Встречается чаще всего в метаморфических породах, в зоне скарнов и кристаллических сланцах. Вторичные изменения – хлоритизация.
(Ca,Na)2(Mg,Fe2+,Fe3+,Al)5[(SiAl)4O11]2(OH)2 Кристаллы призматические, столбчатые. Цвет темно-зеленый до черного. Блеск стеклянный. Твердость 5,5-6. Плотность 3,1-3,3. Встречаются в магматических породах среднего ряда (диорит, гранодиорит, сиенит) и в регионально метаморфизованных породах (амфиболитах). Вторичные изменения: хлоритизация,кальцитизация.
Состав у них сложный, но в них всегда есть Na, редко К. Встречаются в щелочных магматических породах. Группа слюд Слюды относятся к листоватым силикатам с повторяющейся анионной ячейкой [Si4O10]4-, в которой четвертая часть кремния замещается алюминием [Si3AlO10]5-. Обязательно присутствие гидроксильных групп ОН. [Si3AlO10]5-(ОН)2-2. 
Рис. 17 Мусковит KАl2[Si3AlO10](OH)2 Название происходит от старинного итальянского слова muska – Москва. Сингония моноклинальная, псевдогексагональная. Кристаллы пластинчатые 6и угольные. Цвет – бесцветный в тонких пластинках. Блеск – стеклянный, перламутровый. Твердость 2-3-, плотность 2,76-3,10. Применяется как электроизаляционный материал. Встречается в составе некоторых интрузивных породах, в частности, гранитов. Кроме того, он часто бывает в гранитных пегматитах, а также в метаморфических породах. 
Рис. 18 
Биотит K(Fe,Mg)3[Si3AlO10](OH,F)2 Сингония моноклинальная, псевдогексагональная. Кристаллы пластинчатые. Цвет бурый, до черного, с зеленоватым оттенком. Блеск стеклянный, твердость 2-3, плотность 3,02-3,12. По химическому составу выделяется следующие разновидности:
Рис. 19 Лекция 8 Л 
ейкократовые минералы Группа кварца По структуре относится к каркасным силикатам. Повторяющаяся группа SiО2 показана на схеме. Кварц имеет ряд изоморфных разностей. SiO2 Рис. 20 кварц
явнокристаллический скрытокристаллический аморфный   
α – кварц < 5730 халцедон опал SiO2·nH2O β – кварц 5730 - 8700 тридимит 8700 - 14700 кристобалит > 14700С
β – кварц - минерал, встречающийся в кислых эффузивных породах, который образует кристаллы правильной формы. Цвет минералов группы кварца очень разнообразный, но наиболее распространены бесцветные, молочно-белые и серые окраски. Прозрачные или полупрозрачные красиво окрашенные разности носят особые названия:
аллохроматически окрашенные:
Халцедон – скрытокристаллическая разность кварца, еще более разнообразно окрашен; выделяются следующие разновидности:
а) арабский оникс – черный с белым; б) сардоникс – бурый с белым; в) карнеоликс – красный с белым.
Кварц, вследствие своей большой твердости, слабо поддается механическому разрушению и по сравнению с другими минералами не подвергается вторичным изменениям. Группа полевых шпатов Очень распространенная группа минералов, слагающая 55-60% всей земной коры. По структуре это каркасные алюмосиликаты, часть Si в тетраэдрах которых замещается Al: 4 [SiO2] = Si4O8 → [Si3AlO8]- или 4 [SiO2] = Si4O8 → [Si2Al2O8]2-. Отрицательные валентности анионных групп замещаются K, Na и Са. В зависимости от состава катионных групп выделяются калиевые и кальций-натриевые полевые шпаты.
Санидин K[Si3AlO8] Микроклин Первые два минерала кристаллизуются в моноклинной сингонии, а микроклин в триклинной. Всегда содержится Na[Si3AlO8] до 5% в санидине и 5-15% в микроклине.
Представляют собой изоморфный ряд минералов от альбита Na[Si3AlO8] до анортита Са[Si2Al2O8]. В природе существуют и искусственно получены все разности непрерывно меняющегося состава от чистого альбита (Аb) до чистого анортита (Аn). Таблица 4 По классификации Калкниса выделяются следующие 6 минералов:
Кристаллизуются плагиоклазы в триклинной сингонии и имеют спайность под углом 87-890. Цвет белый, серовато-белый, иногда с зеленоватым, реже красноватым оттенком. Блеск стеклянный. Разновидности: «лунный камень» - олигоклаз, чаще калий натровый полевой шпат. «Лунный камень» и лабрадор обладают синим отсветом (иризацией). Твердость 6-6,5. Входит составной частью почти всех магматических и метаморфических пород, исключая ультраосновные. Вторичные изменения: серицитизация, вынос щелочей и полное разложение. Группа заменителей полевых шпатов (фельдшпатиды) Образуются при недостатке SiO2 и достаточно высоком содержании щелочей в магме. Нефелин Na3K[Si4Al4O16] образуется вместо альбита при бедности магмы SiO2 и обилии Na. Кристаллизуется в гексагональной сингонии с образованием призматических короткостолбчатых кристаллов. Цвет серовато-белый с розоватым, зеленоватым оттенком, иногда минерал бесцветный. Блеск на плоскостях спайности стеклянный, в изломе жирный. Твердость 5-6. Плотность 2,6. Хрупок. Вторичные изменения: серицитизация, цеолитизация. Входит в состав щелочных пород – нефелиновых сиенитов. Лейцит K[Si2AlO6]. Кристаллизуется в зависимости от температуры в кубической (t >6200С) и тетрагональной сингониях. Цвет белый с сероватым или желтоватым оттенком. Блеск стеклянный и жирный. Твердость 5-6. Плотность 2,45-2,5. Хрупкий. Встречаются в фонолитах, трахитах, лейцитовых базальтах. Лекция 9 Предыдущую лекцию мы завершили рассмотрением главнейших породообразующих минералов магматических пород. Ранее говорились о том, что помимо породообразующих, есть еще минералы акцессорные и эпимагматические. Эти две последние группы подробно рассматриваться не будут, а изучатются на лабораторных занятиях по мере их встречаемости. Теперь, когда вы знакомы с минералами магматических пород, т.е. с теми компонентами, которые их составляют, перейдем к характеристике строения и условий образования этих пород. Тема. Характеристика магматических горных пород Горные породы, образовавшиеся в результате кристаллизации и застывания жидкого силикатного расплава (магмы), называются магматическими. Все магматические породы по месту их образования подразделяются следующим образом:
а) глубинные (абиссальные), застывшие на большой глубине, б) полуглубинные (гипабиссальные), застывшие на значительно меньшей глубине; в эту же группу входят и жильные породы;
Для определения названия горной породы недостаточно знать только минеральный состав, помимо этого необходимо знать также ее химический состав и условия залегания. Химический состав магматических горных пород М Американский исследователь Кларк по 6000 анализам пород вывел средние содержания основных окислов в них. Обращает на себя внимание резкое преобладание среди окислов кремнезем, а затем – глинозема. Всего 8 окислов составляют около 97%, а 11окислов – 99%. На примерно 90 элементов периодической системы Д.И. Менделеева приходится менее чем 0,5%. (Табл.6). инеральный состав горных пород в конечном счете зависит от химического состава магмы, из которой они образуются. Состав магмы определить весьма сложно, так как в ней много летучих компонентов, которые в породах уже не сохраняются (H2O, Cl, Br, F и др.). Но содержание главных компонентов, однако, определить можно путем химического анализа горных пород. SiO2 = 59,12% Al2O3 = 15,34 Fe2O3 = 3,08 FeO = 3,80 MgO = 3,49 CaO = 5,08 Na2O = 3,84 K2O = 3,13 Σ = 96,88% H TiO2 2,72% P2O5
99,60%
По количественному содержанию SiO2 производится одна из важных химических классификаций магматических пород. I. Пересыщенные SiO2, в которых кремнезем, насыщая все минералы, впоследствии выделяется в свободном виде, образуя кварц. Среди них можно выделить:
II. Насыщенные SiO2, в которых нет свободного кремнезема в виде кварца, но нет также таких минералов, как оливин и нефелин с недостаточным содержанием SiO2. Среднее содержание в них SiO2 = 52-65% (диориты, сиенит). III. Недосыщенные SiO2, в которых недостаточно кремнезема для заполнения всех оснований. В них нет кварца, но присутствуют такие недосыщенные SiO2 минералы, как оливин и нефелин.
Магматические горные породы классифицируются также по щелочным и щелочноземельным компонентам. По их содержанию выделяются 2 ряда пород: щелочной и щелочноземельный. 
SiO2 K,Na
Ca,Mg,Fe  
щелочной ряд щелочноземельный ряд Рис. 21 Таблица 7 Схема классификации
   
кислые
средние
основные
 
ультраосновные  
Условия и формы залегания магматических горных пород Условия залегания горных пород обычно изучаются при проведении полевых работ. Породы, образовавшиеся в различной геологической обстановке, имеют разную форму. Ф 
ормы залегания абиссальных пород Батолиты – огромные тела в десятки и сотни тысяч км2 с глубоко уходящими корнями, сложенные обычно породами гранитоидного ряда. Их часто называют массивами или плутонами. Рис. 22 Формы залегания гипабиссальных пород При работе в полевых условиях гипабиссальными породами считаются те, у которых есть подводящие каналы. Среди гибабиссальных тел выделяются согласные и несогласные с напластованием осадочных пород, в которые внедряется магма. С 
огласные (конкордантные) Лакколиты караваеобразные тела с плоским основанием и куполообразной кровлей. Залегают обычно в антиклинальных зонах. Пример: Аю-Даг. Рис. 24 Л 
ополиты – чашеобразные тела обычно крупных размеров, образующиеся при прогибании нижележащих слоев пород под тяжестью большого количества внедряишейся магмы. Пример: Бушвельдский лополит (Африка) имеет размеры 480×300 км. Рис. 25 Силлы – пластовые залежи, характерные для маловязких лав основного состава. Пример: Сибирские траппы. Рис. 26 Несогласные (дискордантные) Это интрузивные тела, занимающие секущее положение по отношению к слоистости вмещающих пород. Как правило, они образуются в складчатых областях. Д 
айки – плитообразные вертикальные или крутопадающие тела, имеющие относительно небольшую мощность при большой протяженности по простиранию и падению. Встречаются дайки шириной 5-10 км, а длиной до 500км. («Большая дайка», Родезия, Южная Африка). Рис. 27 Некки (англ. neck-шея) – это жерловины, подводящие каналы вулканов. Примером является знаменитая Башня Дьявола в предгорьях Скалистых Гор (США). Рис. 28 Штоки – интрузивные тела, приближающиеся к цилиндрической форме, с круто подающими контактами. Площадь выхода на дневную поверхность обычно не превышает 100 км2. Рис. 29
Формы залегания эффузивных горных пород Покровы – образуются при трещинных излияниях лавы. Они занимают часто очень большие площади. В ХIХ-м веке в Исландии за неделю была покрыта площадь в 570 км2. Сибирские траппы (Р-Т возраста) занимают площадь в 1,5 млн.км2. Покровы образуют базальтовые (жидкие) лавы. Рис. 30 Потоки – узкие длинные тела, образованные застывшей лавой. Они типичны для жерлового излияния. Характерны для камчатских, гавайских вулканов и Везувия. Лавы андезитовые, среднего состава. Рис. 31 Купола и иглы – образуются в результате выжимания вязкой кислой лавы. Так, купол вулкана Безымянного на Камчатке, появившийся в 1956 году, до сего времени продолжает расти. Рис. 32 Классическим примером иглы является знаменитый пик Мон-Пеле на Мартинике (из архипелага Малых Антильских островов) высотой 375м при диаметре 100м. Диатремы (трубки взрыва) возникают в результате взрывов вулканических газов при большом давлении и высокой температуре. При этом лава (как правило, ультраосновная) и брекчия вмещающих пород заполняют трубку. Пример таких пород – кимберлит. Текстура и структура пород Особенности строения пород, зависящие от условий образования, выражаются в текстурных и структурных признаках. Текстура – совокупность признаков, определяемых расположением и распределением составных частей породы друг относительно друга в занимаемом ими пространстве (например, полосчатость, слоистость, зернистость и т.п.). Текстуры, как правило, изучаются макроскопически, причем наиболее ценные наблюдения их особенностей чаще всего производят в полевых условиях. Структура определяется степенью кристалличности и размерами зерен, а также формой и взаимными отношениями составных частей пород. В определение структуры входят 4 основные характеристики. 1. Кристалличность или стекловатость компонентов породы. По этому признаку различаются: а) полнокристаллические; б) полукристаллические; в) полностью стекловатые (вулканические стекла). 2. Абсолютные размеры зерен минералов. По размерам зерен породы подразделяются на: явнокристаллические, зерна которых можно видеть невооруженным глазом (эти породы называются фанериты). а) крупнокристаллические, размеры зерен которых > 5мм б) среднекристаллические, размеры зерен которых 5-1мм в) мелкокристаллические, размеры зерен которых 1-0,5мм. Неявнокристаллические, которые можно видеть только при значительном увеличении. а) тонкокристаллические > 0,01мм б) скрытокристаллические (криптокристаллические) < 0,01мм. 3. Относительные размеры зерен. По этому признаку породы подразделяются на: а) равномерно-зернистые, когда минералы имеют зерна примерно одинаковой величины; б) неравномерно-зернистые, когда различаются не менее двух резко различных по величине зерен. 4. Форма зерен. По этому признаку различаются: а) идиоморфные минералы, образующие в начальную фазу кристаллизации, имеют правильные кристаллические формы; б) гипидиоморфные минералы, образующиеся позднее, имеют частично правильные формы; в) ксеноморфные минералы, образующиеся в последнюю стадию, заполняя оставшиеся места, имеют неправильные формы. Все структурные признаки (кристалличность, размеры зерен и др.) зависят, главным образом, от Р-Т условий.
Магматические горные породы, образовавшиеся в различных условиях (абиссальные, эффузивные и гипабиссальные) характеризуются свойственными им особенностями структуры. Структурными признаками абиссальных пород являются: полно- кристалличность, равномерная кристалличность и крупнокристалличность. Наиболее распространенными среди них являются следующие: гипидиоморфно-зернистая, монцонитовая, офитовая (габбровая), панидиоморфно-зернистая и панксеноморфно-зернистая. При образовании эффузивных (излившихся) пород отдельные минералы начинают кристаллизоваться еще до излияния магмы (I фаза). После излияния процесс застывания вследствие большого перепада температур лавы и поверхности продолжается весьма стремительно. При этом магма или застывает в виде стекла, либо в ней возникает большое число центров кристаллизации минералов II фазы, которые по сравнению с минералами I фазы значительно более мелки. Таким образом, для эффузивов характерна порфировая структура – неоднородная, и в них выделяются, как правило, крупные порфировые вкрапленники минералов (фенокристы), погруженные в мелкозернистую минеральную или стекловатую основную массу. Иногда вкрапленники могут отсутствовать, в таком случае вся порода состоит из мелкозернистой основной массы или стекла (обсидиан). Наиболее часто встречающиеся разновидности порфировых структур: витрофировая, пемзовая, микролитовая, флюидальная, трахитовая, андезитовая, интерсертальная, роговиковая и др. Для гипабиссальных пород характерны порфировидные структуры, особенностью которых является наличие крупных вкрапленников отдельных минералов, погруженных в полнокристаллическую среднезернистую основную массу. В ряде случаев вся порода слагается только среднезернистой основной массой (без порфировидной структуры). Разновидности порфировидных структур называются по характеру основной массы, имеющей сходный рисунок со структурами абиссальных пород. Различие лишь в размерах кристаллов. Тогда название структуры образуется с добавлением приставки микро к названию структуры абиссальной породы, с которой основная масса данной гипабиссальной породы имеет одинаковый рисунок. Например: 1) структура порфировидная, с микрогранитовой основной массой или 2) структура порфировидная с микроофитовой основной массой и т.д.
Известно около 3500 наименований магматических пород, многие из которых очень незначительно различаются. А.Н. Заварицкий все их подразделил на 7 больших групп, и в соответствии с его классификацией составлена таблица магматических горных пород (Табл.5). Расположение групп в таблице не случайно, а определяется их химизмом. От химического состава, в свою очередь, зависит минеральный состав пород, перечисленных в верхней части таблицы. В центре помещены гранитоиды с высоким содержанием SiO2 – кислые породы. От них в обе стороны SiO2 уменьшается сначала к средним, затем к основным и ультраосновным породам. К нефелиновым сиенитам происходит увеличение окислов щелочей (K2O + Na2O → 15-20%). Необходимо отметить наличие так называемых симптоматических минералов, очень характерных для данной группы пород. Например, нефелин присутствует только в нефелиновых сиенитах и их аналогах, кварц – только в гранитах и гранодиоритах, а калиевые полевые шпаты не встречаются в группах габбро и в перидотитах. Помимо этого, при отнесении пород к какой-либо группе, необходимо выяснить:
Несколько примечаний к таблице 5 1. Существуют сильно измененные породы – палеотипные и неизменные (без заметного количества эпимагматических минералов) – неотипные, которые, несмотря на одинаковый минеральный состав, имеют разные названия. 2. Часто эффузивные породы, особенно кислого ряда, не содержат полного комплекса минералов. 3. В названиях палеотипных пород комбинацией слова «порфир» с неотипным наименованием обозначают породы, которые в фенокристаллах содержат калиевый полевой шпат, а словом «порфирит» обозначают породы с большим содержанием темноцветных минералов и плагиоклазов, в которых калиевый полевой шпат отсутствует или его мало. 4. В таблицу не вошла так называемая жильная серия пород, которая, по существу, образуется в гипабиссальных зонах. Но в отличии от гипабиссальных у жильных пород состав не соответствует составу глубинных пород. Отметим две фации жильных пород: а) аплитовая – характерна отсутствием цветных минералов и аплитовой структурой; породы этой фации рассматриваются как продукт остаточной магмы, не содержащей летучих компонентов; б) пегматитовая – образуется при кристаллизации остаточной магмы, но при наличии летучих компонентов (H, OH, Cl, F и др.). Характерно отсутствие цветных минералов и наличие пегматитовой структуры.
При решении проблемы приходится сталкиваться с двумя сложными вопросами:
Рассмотрим их каждый в отдельности. Причины разнообразия магматических пород  
200 
150
100
500  
25 52,5 73 100% SiO2 Рис. 33 В настоящее время известно около 3500 названий магматических пород. Из них наиболее широко употребительны 30-40. Распространение этих пород очень неравномерно. Рассмотрение большого числа химических анализов показало, что по содержанию SiO2 породы чаще всего группируются около двух центров: около 52,5% и 73% SiO2. причем первый соответствует по содержанию SiO2 базальтам, а второй – гранитам. Эти данные позволили в прошлом столетии Ф.Ю. Левинсону-Лессингу выдвинуть теорию о существовании двух изначальных магм: базальтовой и гранитной, смешивание и изменение которых в конечном итоге приводят к образованию большого количества магматических пород разного состава. Ф.Ю. Левинсон-Лессинг критиковал ранее разработанную Н. Боуэном теорию дифференциации, согласно которой все разнообразие гранит – базальт – ультрабазитовых пород и всех промежуточных членов получается в результате расщепления (дифференциации) базальтовой магмы и последующей кристаллизации дифференциатов. Он считал невозможным образование крупных и широко распространенных гранитных тел за счет кислой части базальтовой магмы. Кроме того, он отметил отсутствие сопряженности во времени и пространстве базальтовых и гранитных пород. Далее рассмотрим, каким образом процессы смешения (по Левинсону-Лессингу) или дифференциации (по Боуэну) могут привести к изменению изначального состава. Ассимиляция и гибридизация представляют различные варианты смешения. Причем, возможно 1) смешение двух магм разного состава в земной коре и 2) смешение между магмой и вмещающими породами. Рассмотрим процесс изменения состава при смешении между магмой и вмещающими породами. Он происходит, с одной стороны, по стенкам магматического тела, а с другой – в обломках (ксенолитах), которые часть попадает в магму при ее внедрении. Обладая запасом тепловой и химической энергии, магма расплавляет, растворяет вмещающие породы и тем самым изменяет свой состав. Наиболее интенсивно происходит это при резко выраженном отсутствии химического равновесия между магмой и породами. Пример: 1) если основная магма ассимилирует кварцево-полевошпатовые породы, то образуется плагиограниты и гранодиориты; 2) гранитная (кислая) магма + магнезиальные (Mg,Fe) глины диорит; 3) образование щелочных пород (нефелиновых сиенитов) также объясняется процессами ассимиляции: гранитная магма, в которой много Si, Na и К, но мало Fe, Mg и Са, внедряется в карбонатные породы; при этом происходят следующие реакции. F
C
aMg(CO3)2 + SiO2 MgCaSi2O6 + CO2 Пироксены, как тяжелые минералы, выпадают в нижнюю часть интрузии, унося в себе Fe,Mg и Са из карбонатных пород и Si из магмы. При этом в верхней части происходит обеднение Fe, Mg, Ca и Si, но относительное обогащение щелочами (Na и К).Таким образом, получается:   бедная Si
м богатая Na и K Кристаллизация щелочной магмы дает нефелиновые сиениты. Если переработка ксенолитов происходила не до конца, то такой процесс называется гибридизация, а возникающая порода – гибридными. Гибридизация приводит к образованию в участках, примыкающих к ксенолитам, «загрязненных» магматических пород, по составу существенно отличающихся от главной части массива.
Этот процесс представляет собой разделение однородной магмы на несмешивающиеся фракции разного состава при понижении температуры. Различают магматическую и кристаллизационную дифференциацию. Магматическая (ликвационная) дифференциация происходит еще до начала кристаллизации магмы, когда она находится в жидкой фазе. Наиболее важным процессом является здесь ликвация, когда гомогенная магма расслаивается на несмешивающиеся компоненты различной плотности. Такому расщеплению способствуют наличие в магме летучих (H2O, F, Cl, P и др.). С ликвационной дифференциацией связано обособление сульфидов Fe, Cu, Ni, которые вследствие большого удельного веса собираются в нижней части в виде шлиф. Концентрация сульфидов может достигать промышленных значений. В их сообществе могут встречаться Cr и Pt (Норильск, Кольский п-ов). При вулканических извержениях в результате быстрого падения давления газы, выделяющиеся из магмы, захватывают с собой в виде летучих и некоторые тяжелые элементы. Например, сера осаждается в виде возгонов на стенках кратеров и в трещинах пород.
наступает в результате дальнейшего понижения температуры магмы и начала ее кристаллизации. Главной причиной разнообразия магматических пород, по мнению большинства петрографов, является именно кристаллизационная дифференциация, реальность которой надежно доказывается как экспериментальными наблюдениями, так и природными. При нормальном течении этого процесса происходит последовательное выделение в различных горизонтах магматического очага минералов, соответствующих реакционным сериям Н. Боуэна. Например, из магмы основного состава первым кристаллизуется оливин, который вследствие его высокой плотности концентрируется в нижних частях, затем ромбические и моноклинные пироксены и основные плагиоклазы, или же, в зависимости от состава, и те и другие одновременно. Таким образом, послойно формируются дуниты, перидотиты, пироксены и габбро, а далее даже полевошпатовые породы – анортозиты. Такова теория дифференциации, разработанная Боуэном, об образовании всех магматических пород из одной родоначальной магмы основного состава. Таким образом, первая проблема – причины разнообразия магматических пород легко объясняется как процессами смешения, так и дифференциации.
Т 1) отсутствуют резкие контакты между гнейсами и гранитами; 2) сквозь гранит «просвечивает гнейс», то есть имеется ряд структурных и минеральных особенностей гнейса в граните. 
 + +
+ +
 + +
Рис. 34 В результате тщательного анализа этих наблюдений появилась теория ультраметаморфизма, которая объясняла образование гранитов воздействием растворов на гнейсы. Например, в гнейсах содержится много плагиоклазов, в которых циркулирующие по трещинам растворы, богатые калием, могут способствовать замещению Са и Nа калием. Этот процесс называется калиевый метасоматоз, и в его результате по плагиоклазам образуется микроклин. При этом гнейс постепенно гранитизируется, но участками гнейсовидная структура сохраняется. Это и является причиной «просвечивания гнейса в граните». Для архейских пород процессы метасоматоза бесспорно существуют, так как мощности их достигают 80-100 км. А в более молодых отложениях (палеозой – мезозойских) граниты, очевидно, являются собственно интрузивными, то есть внедрившимися из зоны магмы, образованиями. Известный петрограф профессор В.П. Петров в одной из своих лекций рассказывал так. Любопытно, что метасоматисты (Бородин и др.) почти всех убедили, что щелочные породы также образовались при метасоматозе. Но в 1967 году небольшой вулканчик «возьми да и выплюнь» (В.П. Петров) магму такого состава: 30% соды, 40% поташа, 10% кальцита и 10% силиката. После этого уже не говорят о метасоматическом происхождении щелочных пород». Позднее возникла палингенная гипотеза образования гранитов.
При наличии избытка воды непосредственно в земной коре выплавляется гранитная магма («вторичная магма»). При этом получается что жидкая и кристаллическая части «перепутаны», то есть перемежаются. И если впоследствии участок поднимается на уровень, где температура ниже 5000, начинается кристаллизация выплавленной части магмы именно в этом виде. В результате получается смесь гранитов с гнейсами и порода называется мигматитом. В случае не простого поднятия, но и наличия тектонического нарушения (боковое давление, стресс могут привести к появлению разрывных структур) жидкая часть (вторичная магма) движется по ней и может привести к образованию жильных тел. Этой гипотезой можно также объяснить и образование монолитных гранитных массивов. В заключение нужно сказать, что если первая часть проблемы (происхождения магмы и магматических пород, а также разнообразие этих пород) легко объясняется процессами ассимиляции и дифференциации, то вторая – пути появления магмы в земной коре – вопрос более сложный. Здесь возможны: 1) проникновение магмы в земную кору из подкоровых зон (типичная интрузия); 2) выплавление гранитной магмы в земной коре, (палингенез); 3) метасоматоз – при котором одни минералы породы замещаются минералами иного химического состава за счет растворов, обогащенных отдельными компонентами. Остается добавить, что все эти процессы проявляются при вполне определенных давлениях и температурах и физико-химических условиях.
жүктеу/скачать 1.24 Mb. Достарыңызбен бөлісу:
|
агма щелочная магма
ак продолжалось до 30х годов, пока геологи и петрографы не обратили внимание на следующие особенности древних (архейских) комплексов Скандинавии (Седергольм):