Свойства и состав магматических пород

8.2.Свойства и состав магматических пород

1. Элементы кислых магм и пневматолитов – Si, Al, H, He, Li, K, Rb, Cs, Be, Ra, B, Ac, Hf, Th, Bi, Ta, Po, O, Mo, W, U, F, Ru, частично Ge, Sn, Pb, P, Zr, Nb.

2. Сульфидных месторождений – Cu, Ag, Zn, Cd, Hg, Ga, In, Tl, As, Sb, S, Se, Te, частично Au, Ge, Sn, Pb, Re.

3. Средних магм: Na, Ca, Sr, Ba, C, Mn, Al, Si, P.

4. Основных и ультраосновных магм: Mg, Sc, Ti, V, Cr, Fe, Co, Ni, Ru, Pd, Os, In, Pt.

А.И. Перельман (1989) приводит среднее содержание химических элементов в главных типах изверженных пород по А.П. Виноградову (1962) и А.А. Беусу (1975): ультраосновные (дуниты и др.), основные (базальты и др.), средние (диориты и андезиты), кислые (граниты, гранодиориты и др.). Для Ru, Rh, Os, Ra, Ac, Po кларки неизвестны.

Рис. 10. Геохимическая таблица элементов (по А.Е. Ферсману)

Таблица 11

Геохимические типы базальтоидов (Л.В. Таусон)

Геохимические типы	Na	K	Rb	Ba	Sr	Ni	Co	V	Cr
	%		г/т
Толеитовый	2,0	0,2	2	15	110	100	30	350	300	0,2
Андезитовый	2,7	1,3	30	270	385	18	24	125	55	2,8
Латитовый	2,7	2,5	70	1470	1220	40	22	185	70	10,5

При фракционной дифференциации основных магм соблюдается принцип "когерентности", т.е. сопряженное изменение содержания петрогенных и редких литофильных элементов – Y, Zr, Nb, La, Ce, Ba, Rb и др. (рис. 11).

С дифференциацией основной магмы связано образование медно-никелевых, титано-магнетитовых и других месторождений. Кристаллизацию ультраосновных и основных пород А.Е. Ферсман назвал протокристаллизацией. Характерные элементы ее имеют четные порядковые номера и валентности, малые радиусы ионов (рис. 12).

В складчатых областях породы протокристаллизации слагают узкие и длинные "офиолитовые пояса": тихоокеанский (Калифорния. Япония, Австралия); Альпийский (Италия, Суматра); Урал; в зонах спрединга срединно-океанических структур Атлантического и Индийского океанов. Офиолитовые пояса материков считаются реликтами океанической земной коры.

Рис. 11. Химические элементы щелочных магм

Рис. 12. Характерные элементы протокристаллизации 1 и гранитных магм 2

Содержание Al₂O₃ в диоритах 16 – 17%, FeО + Fe₂O₃ 9 – 10, Mg 4,5 – 6,0, CaO 8 – 8,5, K₂O + Na₂O до 5%.

Химический состав сиенитов следующий: SiO₂ 52 – 65%, Al₂O₃ 12 – 18, содержание щелочей повышенное – Na₂O + K₂O 10 – 15, FeO + Fe₂O₃ 4– 5, CaO 2 – 4, MgO 1 – 2% (см. рис. 10).

Средние магмы занимают небольшой объем от общего объема магмы.

Однако, как бы ни образовались кислые породы, к какому геохимическому типу ни относились, они имеют ряд общих геохимических черт. В отличие от пород протокристаллизации в кислых породах накапливаются нечетные элементы, ионы с валентностью I и III (Na⁺, K⁺, Rb⁺, Cs⁺, Cl^–, F^–, Al³⁺ и др.). Характерны большие радиусы ионов, низкие энергии решеток минералов. Минералы гранитоидов имеют низкую изоморфную емкость, содержат меньше примесей, чем минералы основных пород.

По В.В. Ляховичу, носителем и концентратором большинства редких и рудных элементов в гранитоидах является биотит, кислые плагиоклазы. Биотит помогает выяснить генезис гранитоидов. В них редкие элементы изоморфно входят в решетки главных минералов и образуют включения собственных минералов (U, Th, Tr, Zn, Ti, Fe, Sn и др.). Олово в биотите может изоморфно замещать Fe, Ti. Во многих гранитоидах повышено содержание рудных элементов, поэтому они получили название редкометалльных, оловоносных, вольфрамоносных и т.д. Граниты местами обогащаются Pb, Ni, Co, V, Zn, F, Se, Cr, Ti, Zr, Y, Yb, Sn, Mo, Ga, Li, Rb, Cs (рис. 10).

Л.В. Таусон при оценке потенциальной рудоносности гранитоидов основное значение придает особенностям эманационной дифференциации элементов.

Если Na₂O + K₂O больше или равно Al₂O₃, то образуются породы агпаитового ряда, если меньше Al₂O₃ – миаскитового ряда с малым содержанием полезных ископаемых. По Л.Н. Когарко, с появлением щелочного магматизма на границе архея – протерозоя связывают резкую смену геодинамического режима Земли. Происходит субдукция окисленной океанической коры, содержащей повышенные концентрации летучих компонентов. Появление окисленной флюидной фазы способствует началу крупномасштабных метасоматических процессов и генезису щелочных магм, обогащенных рудными литофильными элементами.

Все вулкано-магматические образования Беларуси позднего девона принадлежат к щелочному ряду. Преобладающими являются породы калиевой серии. Геохимические особенности этих образований позволяют их идентифицировать как континентальную рифтогенную вулкано-магматическую формацию (Н.В. Веретенников и др.).

Крупнейший в мире щелочной массив находится в Хибинах. Меньшие площади встречаются на Урале, в Восточной Сибири, Гренландии, Южной и Восточной Африке и других регионах.

В щелочной магме содержание Na и K достигает 15% против 5 – 7% в базальтах. Количество SiO₂ понижено, могут отсутствовать кварц, полевые шпаты, основные породы нефелинового ряда. По содержанию SiO₂ одни щелочные породы относятся к ультраосновным, другие – к основным и средним. В них могут концентрироваться Li, Rb, Сs, Сa, Sr, Ti, Zr, Hf, Th,. Nb, Ta, U, Ga, Tl, P, F, Cl (см. рис. 11).

В некоторых видах щелочной магмы господствует окислительная или восстановительная обстановки. Амфотерные элементы образуют комплексные анионы с большим радиусом и пониженной энергией кристаллической решетки, поэтому кристаллизация начинается с бесцветных минералов и заканчивается цветными, что противоположно порядку кристаллизации других магм. В щелочных магмах высокая концентрация летучих F, Cl, CO₂, S, P и др., а также они дают большое разнообразие минералов (в Ловозерском массиве около 300). Главные минералы – нефелин, пироксен, апатит, полевые шпаты – содержат изоморфные редкие элементы (Sr, РЗЭ, Rb, Cs, Gа, Nb, Ta). Щелочные породы относятся к полигенетическим.

С щелочными породами генетически связаны карбонатиты – карбонатные породы состоящие из кальцита, доломита и анкерита. Их обнаружили в Восточной и Центральной Африке. Иногда они занимают жерла вулканов. Такой расплав формируется при насыщение его CO₂ и щелочами.

Карбонатиты характерны для зон глубинных разломов платформ и щитов, рифтовых зон Восточной Африки. Полагают, что химические элементы мигрировали в щелочных растворах из мантии с глубины 100 – 150 км. В этих условиях возникали ионные комплексы Nb, Ta, Zr, U, Ce, Ti. Генезис карбонатитовой магмы дискуссионный: восстановительные флюиды из верхней мантии окислялись на небольших глубинах (CO → CO₂; H₂ → H₂O) (Ф.А. Летников); это продукт дифференциации кимберлитовой магмы (С.М. Кравченко, И.Т. Расс); вместе с магматическими существуют и гидротермальные карбонатиты.