Учебное пособие по курсу «Геохимия» для студентов специальности 011200 Геофизика Казань 2009

Температура магмы зависит от глубины ее образования, степени фракционного плавления субстрата, от ее химического состава и содержания водного флюида. температура является более высокой в случае более глубинных магм и более высокой степени плавления субстрата. Наличие водного флюида снижает температуру плавления субстрата и температуру магмы в целом. Наиболее высокотемпературными являются «сухие» (безводные) мантийные базальтовые магмы (1300-1400^оС). Верхнекоровые богатые водой гранитоидные магмы являются более низкотемпературными (700-800^оС).

В составе магмы присутствуют практически все элементы таблицы Менделеева. По количественному признаку в магме выделяют элементы: главные (≥1%) – О, Si, Mg, Fe, Al, Ca, Na, K, H : второстепенные (n∙0,1%) – Ti,, Mn, P, S, C, Cl, F и др.; малые (≤0,1%) – V, Cr, Ni, Co, Cu, Pb, Zn, Sn, W, Au, Ag, Mo, Bi, Ta, Nb, Li, Be, Pt и др. Магма всегда содержит летучие компоненты до 12-15 вес.%. Среди летучих резко преобладают Н₂О и СО₂. В меньших количествах присутствуют H₂, CO, F₂, Cl₂, HF, HCl, NH₃, CH₄, H₂S, BO₃. Водным флюидом наиболее обогащены щелочные и кислые магмы (до 10-14 вес.%), а угликислотным флюидом – базитовые и ультрабазитовые магмы.
15.2. Причины разнообразия химизма магм
Главными причинами разнообразия химизма магм являются следующие: 1. Разная глубина зарождения магм; 2. Разная степень фракционного плавления пород субстрата в очаге магмообразования; 3. Смешение магм; 4. Ассимиляция вмещающих пород; 5. Магматическая дифференциация.

С глубиной в Земле меняется и химический, и минералогический состав пород. Поэтому и выплавляться из них будут разные по составу магмы. Так, по данным Ю.П.Масуренкова глубина очагов питания базальтовых вулканов составляет 30-70 км (т.е. в основном мантия), у андезитовых – 15-35 км (нижняя кора), у дацитовых и риолитовых – 5-15 км (верхняя кора).

Породы субстрата в очаге магмаобразования не плавятся полностью (на 100%). Степень плавления не превышает 60% и само плавление является фракционным, т.е. в выплавку уходят, прежде всего, более легкоплавкие минералы субстрата или более легкоплавкие их компоненты, а более тугоплавкие минералы остаются в субстрате, но «сбрасывают» в выплавку свои некогерентные элементы и прежде всего более легкоплавкие. Поэтому при разной степени плавления даже одной и той же породы субстрата образуются разные по механизму магмы. По убыванию легкости перехода в расплав главные петрогенные элементы располагаются в последовательности K-Na-Si-Al-Ti-Fe²⁺-Ca-Mg. Анализ этого ряда позволяет сделать следующие выводы. При малых степенях плавления будут выплавляться магмы, обогащенные K, Na, т.е. магмы со щелочным уклоном. Например, щелочные базальты, щелочные риолиты. По величине отношений элементов начала ряда к элементам конца ряда можно судить о степени фракционного плавления субстрата в очаге магмообразования. Например, в случае образования магмы в верхней мантии величина отношения K₂O/MgO в породах образующихся из этой магмы будет составлять: 0,5 при степени плавления 1-5%; 0,2 - при 5 – 10% плавления; n∙0,01% - при 15 – 60% плавления. Видно, что с увеличением степени плавления величина отношения K₂O/MgO в магме уменьшается. Эти же суждения можно делать и по величинам отношений малых элементов, например Rb/Cs, Sr/Ba и др., а также просто по содержанию MgO в породе. Например, в мантийном очаге при степени плавления 30-60% содержание MgO в магме будет больше 20 вес.%. При меньших степенях плавления содержание MgO не превышает 10-15%. О степени плавления можно судить и по величине коэффициента агпаитности (K₂O + Na₂O)/Al₂O₃. С его уменьшением возрастает степень плавления субстрата. Кремний в указанной выше последовательности занимает третье место, т.е. легче последующих элементов переходит в расплав. Поэтому, а также с учетом того, что содержание кремния в более легкоплавких минералах пород (кварц, K-Na ПШ) более, чем в более тугоплавких породообразующих минералах (основные плагиоклазы, слюды, амфиболы), выплавляемая магма всегда является в петрологическом смысле более кислой, чем породы субстрата. Поэтому из ультраосновных пород выплавляются основные (базальтовые) магмы, из основных пород – средние магмы, из средних пород- кислые магмы.

Магматические очаги создаются на разных глубинах. Часто разноглубинные очаги генетически взаимосвязаны и образуют единую магматическую систему, в которой всегда имеется глубинный очаг, выше- промежуточный очаг, ещё выше- интрузивная магматическая камера. В более высоко расположенных очагах и в интрузивной камере возможно смещение магм, поступающих из нижележащих очагов. Это приводит к смешиванию химизма магм и образованию из них гибридных пород.

Магма при движении вверх может съедать вмещающие породы, а их химические элементы включать в свой состав. Это меняет её состав.

15.3. Магматическая дифференциация

Кристаллизационная дифференциация заключается в последовательном выделении (кристаллизации ) из магмы ( при её охлаждении) тех или иных минералов, начиная с более высокотемпературных и избыточным по отношению к эвтектикам. При этом остающийся расплав обогащается компонентами более легкоплавких минералов. Общая геохимическая направленность процесса раскристаллизации обычной магмы можно описать последовательностью Боуэна, состоящей из двух ветвей. Одна- отвечает тёмноцветным Mg-Fe-силикатам, а другая- отвечает светлоокрашенным Са-Nа-К-полевым шпатам.

Оливин (Mg,Fe)₂ [SiO₄]

Ромбич. пироксен (Mg,Fe)₂ [Si₂O₆]

Моноклин. пироксен (Mg,Fe) Ca [Si₂O₆] Анортит Ca [Al₂Si₂ O₈]

Амфиболы Me₇²⁺ [Si₄O₁₁] ₂ (OH)₂

Биотит K(Mg,Fe)₃ [Al Si₃O₁₀] (OH)₂ Альбит Na [AlSi₃ O₈]

К-полевой шпат K[Al Si₃O₈]

Кварц SiO₂

Боуэновская последовательность полностью при раскристаллизации какой-то одной магмы обычно не наблюдается. Верхнюю половину ряда можно получить при раскристаллизации базальтовой магмы, а нижнюю половину- при раскристаллизации андезитовой магмы. В ряду Боуэна эволюционируют и составы минералов. С понижением температуры в темноцветных минералах уменьшается количество магния и увеличивается содержание железа, а в полевых шпатах- уменьшается содержание Ca, Al и возрастает количество Na, а затем калия. В этом ряду сверху вниз в минералах увеличивается количество кремния и более щелочных элементов (K, Na), а избыточный кремнезём выделяется в виде кварца. Малые элементы магмы в ходе её кристаллизации частично образуют свои собственные акцессорные минералы ( апатит Ca₅[ PO₄]₃ (F, Cl, OH), циркон Zr[SiO₄], титанит Ca Ti [SiO₄] O и др.), но большая их часть (особенно несовместимых и летучих элементов накапливается в остаточных порциях магматического расплава.

Гравитационная дифференциация заключается в том, что кристаллизующиеся первыми минералы начала ряда Боуэна являются более тяжёлыми, чем остающаяся магма и поэтому опускаются на дно интрузивной камеры и, накапливаясь там, образуют более основные породы, а в верхней части камеры формируются более кислые породы. В условиях платформ так могут формироваться расслоённые интрузии.

Ликвация. Это процесс разделения магмы в ещё жидком состоянии на несмешивающиеся жидкости. Сера не может замещать кислород в силикатах. Поэтому в магмах с повышенным содержанием серы она начинает образовывать молекулы сульфидов халькофильных элементов FeS, (Fe, Ni)₉S₈, CuFeS₂, NiS, ZnS и др, которые объединяясь образуют капельки сульфидного расплава.
2MgFe [SiO₄] + 2H₂ S → 2FeS + Mg₂[Si₂O₆] + 2H₂O
Сульфидный расплав тяжелее силикатного и не смешивается с ним. Поэтому он опускается на дно магматической камеры и образует там сульфидные залежи вплоть до крупных месторождений (Норильск, Печенега).

Флюидно- магматическая дифференциация заключается в следующем. Магма всегда содержит то или иное количество флюидных компонент (H₂O, CO₂, H₂, CО, F, Cl, HCl, H₂S, B ₂O₃), главными из них являются H₂ O и CO₂ . Содержание флюидов в магме может достигать 14%. Лишь малая доля флюидных компонент магмы (5% от всей воды, 10% от всего CO₂, 10% всего хлора и т.п.) связываются в амфиболах, слюдах, апатите, флюорите и в составе газово-жидких включений в кварце, полевых шпатах и др. Флюидные компоненты, не вошедшие в минералы, как более лёгкие мигрируют в верхнюю часть интрузивной камеры, просачиваясь между уже образовавшимся зёрнами минералов и через ещё незакристаллизованную часть магмы. На этом пути флюиды экстрагируют из магмы большую гамму её малых элементов (Li,Rb,Sc,Sn, W,Ta, Nb, Mo, V, Th, Be, Pb, Zn, Cu и др.), а также низкотемпературные петрогенные элементы (K, Na, Si) и скапливают все это в верхней части (под зоной закалки) интрузивов, особенно малоглубинных (2-6 км) и субвулканических (1-2 км). Возникают стационарные трансмагматические потоки флюидов. Анионы этих флюидов ОН^-, F^-, Cl^-, CO, HCO, S^2-, HS^-, BO «находят» катионы малых элементов магмы, окружают их и транспортируют вверх в виде комплексных ионов Na[Sn(F,OH)₆]^-, [Sn(F,OH)₆]^2-, [W(F,OH)₄]²⁺, [MoS₄]^2-, PbCl, PbCl, ZnCl и др., причем компоненты флюидов ОН^-, F^-, HCO, BO транспортируют литофильные элементы, а Cl^-, S^2-, HS^- переносят халькофильные элементы. Калий, натрий, кремний флюидами переносится в виде молекул KCl, NaCl, Si(OH)₄, SiF₄. В этой же апикальной части интрузивов скапливаются (как более легкие) и остаточные порции магматического расплава, в которых накапливаются низкотемпературные петрогенные компоненты магмы (K, Na, Si), а также малые элементы, которые не были захвачены в виде примесей уже выделившимися главными, второстепенными и акцессорными минералами интрузии.

В итоге в ходе всей магматической дифференциации в верхней части интрузий (особенно кислых и щелочных) создается очаг, обогащенный низкотемпературными компонентами магмы (K, Na, Si), летучими флюидными компонентами ((H₂O, CO₂ и др.), а также малыми (включая рудные) элементами магмы. Этот очаг принято называть постмагаматическим (ювенильным) очагом. Он будет порождать разнообразные постмагматические геологические процессы. Насыщенность этого очага водой понижает температуру его раскристаллизации до 550-600^оС вместо обычных 700-800^оС для гранитных магм. Поэтому он будет жить долго, а его содержимое будет превращаться в водно-силикатые расплав-растворы.
15.4. Кристаллохимические аспекты раскриталлизации магмы
В силикатной магме уже изначально (еще в очаге магмообразования) существуют комплексные ионы [SiO₄]^4-. В магму они переходят таковыми при плавлении силикатных минералов пород субстрата. По мере снижения температуры в интрузивной камере уменьшается амплитуда (и энергия) тепловых колебаний в тетраэдрах [SiO₄]^4-. Когда эта энергия не станет превышать силу связи этого аниона с тем или иным катионом, например, Mg²⁺, размер которого обеспечивает геометрическое соответствие размеров полиэдра этого катиона (MgO₆) с метрикой полиэдра [SiO₄]^4- начнется кристаллизация оливина, самого высокотемпературного минерала ряда Боуэна. Одновременно с понижением температуры начинаются и усиливаются процессы полимеризации тетраэдров [SiO₄]^4- путем их последовательного сочленения друг с другом (и с тетраэдрами [AlO₄]^5-) с образованием более сложных комплексных анионов [Si₂O₆]^4- , [Si₄O₁₁]^6- , [Si₄O₁₀]^4- , [Al₂Si₂O₈]^2- , [AlSi₃O₈]^- (цепочки, ленты, слои, каркасы). Катионы соединяются с ними в соответствии с силой их связи с этими анионами, валентностью и геометрическим размерным соответствием их полиэдров. Сочетание этих новых анионов с соответствующими им (по геометрическим размерам полиэрдов) катионами приводит к последовательной кристаллизации и всех других минералов ряда Боуэна. При этом, конечно, должен соблюдаться и баланс зарядов. При избытке [SiO₄]^4- в исходной магме и израсходовании основных катионов магмы (Mg²⁺, Fe²⁺, Ca²⁺, Al³⁺, Na⁺, K⁺) полимеризация тетраэрдов [SiO₄]^4- завершается образованием чисто кремнекислородного каркаса, который представляет собой минерал кварц – последний минерал ряда Боуэна.

Полимеризация тетраэдров [SiO₄]^4- увеличивает размеры анионных групп и тем самым понижает их подвижность в магме и подвижность магмы в целом. Поэтому увеличение содержания в магме кремнезема SiO₂ повышает вероятность образования кремнекислородных полимерных анионных группировок и поэтому понижает подвижность магмы. Базальтовые магмы более подвижны, чем риолитовые. Ионы магматических флюидов ОН^-, F^-, Cl^- способны замещать ионы О^2- в силикатах и, вставая на его место в полимерных кремнекислородных анионных группировках, они препятствуют их дальнейшему росту в данном направлении. Поэтому, чем больше в магме ионов ОН^-, F^-, Cl^-, тем мельче будут анионные силикатные группировки, магма будет более подвижной, будет лучше раскристаллизовываться, лучше дифференцировать свое вещество. Последнее повышает вероятность концентрирования рудных элементов и иных ценных минеральных компонент магмы и формирования месторождений полезных ископаемых. Вода в магме не только уменьшает размеры полимерных кремнекислородных группировок, она еще и понижает температуру завершения раскристаллизации магмы на 150-200⁰С и тем самым, расширяя температурный и временной интервал кристаллизации магмы, вода способствует лучшей дифференциации вещества магмы.

Кристаллизационная дифференциация магмы выражается в дифференциации не только главных элементов магмы, но и в дифференциации малых ее элементов. Рассеиваются в виде примесей (изоморфных и иных) по кристаллизующимся из магмы минералам (главным и акцессорным) прежде всего элементы: Rb, Cs, Sr, Ba, Sc, Ti, Ge, Ga, V, Cr, Mn, Co, Ni, La, TR, Ce, P, Pt, Zr, Pd.

Накапливаются в остаточных расплавах элементы: Li, Be, B, S, Sn, W, Mo, Ag, Au,Ta, Nb, U, Th, Cu, Pb, Zn, As, Sb, Hg, Bi, In, Tl, Se, Te, Cd.

0,01-0,05⁰С/год. Значит закристаллизация интрузии занимает время порядка 10000 лет, причем из них в последние 5000 лет у интрузии уже будет существовать постмагматический (ювенильный очаг), и он будет существовать очень долго и после раскристаллизации интрузии пока его температура не сравняется с температурой окружающих пород (100⁰С). Легко подсчитать, что общее время существования постмагматического (ювенильного) очага составит порядка 20000 лет, т.е. этот очаг живет вдвое дольше, чем породившая его интрузия.

Повышенное содержание водного и газовых флюидов в постмагматическом очаге придают остаточному расплаву повышенную подвижность, мобильность, что способствует его расщеплению (ликвации) на флюидно-силикатные и флюидно-солевые расплавы и расплав-растворы. Эти дифференциаты, обогащенные многими ценными рудными элементами еще долго после раскристаллизации магмы сохраняют свое жидкое состояние и являются ответственными за постмагматические процессы минерало-, породо- и рудообразования.

Приток газообразных флюидов и остаточных порций магмы в постмагматический очаг идет постоянно из нижележащих частей интрузии. Поэтому в нем возрастает, прежде всего давление газовых компонент Ргаз (включающее и Р_Н2О), и когда оно превысит литостатическое давление Рлит., то газы и надкритический водный флюид уходят вверх в вышележащие породы, производя постмагматические процессы минерало- породо- и рудообразования. Так происходит в спокойной тектонической обстановке. Однако, часто тектоника нарушает спокойный ход этого процесса. В тектонически активной обстановке в вышележащих вмещающих породах образуются разломные трещины. В эти трещины уходит часть остающейся магмы, образуя жильную (дайковую) серию пород. В трещины, возникающие в конце процесса раскристаллизации магмы, из постмагматического очага уходит часть остаточного расплав-раствора, образуя пегматитовые жилы (жильно-пегматитовый этап). В зависимости от того успел или не успел продифференцироваться уходящий в трещины остаточный расплав-раствор образуются разные по составу типы пегматитовых жил, вплоть до мономинеральных полевошпатовых. Уход пегматитового расплав-раствора начинается при температуре порядка 700⁰ С. С его уходом давление в постмагматическом очаге понижается, но продолжающийся приток сюда остаточных порций магмы и газовых флюидов продолжается, и давление снова растет. И, когда оно вновь превысит литостатическое давление, начнется следующий этап постмагматического процесса при температуре порядка 550⁰ С (пневматолитовый этап).

В этот этап в гранитах в самом очаге и вокруг него происходит калишпатизация полевых шпатов, путем замещения в них Na на К. Высвобождаемый натрий частично уходит в остаточный расплав-раствор, а большая его часть в виде газообразного NaCl, уходит вверх и, путем замены К на Na в ПШ, производит площадную альбитизацию, а по трещинам формируются жилы альбитов из остаточных порций расплав-раствора. Выше зоны альбитизации развивается зона грейзенизации. Она образуется под воздействием идущих из очага газовых кислотных компонент HF, HCl и H₂O, которые производят высокотемпературный гидролиз КПШ, в результате которого вместо КПШ образуется мусковит и кварц, ассоциация которых и образует грейзен. На фоне площадной грейзенизации по разломам образуются кварцевые жилы за счет остаточных порций расплав-раствора очага, вскрываемого разломами.

С уходом из очага в пневматолитовый этап основной массы газовых флюидных компонент давление Ргаз в нем сильно падает. Приток в очаг из интрузии новых порций газовых компонент хотя и продолжается, но он сильно слабеет и не сможет обеспечить Ргаз › Рлит. Поэтому очаг просто остывает и при температуре ниже критической (374⁰ С) его содержимое эволюционирует в гидротермальный раствор. Эпизодическое вскрытие такого ювенильного очага тектоническими трещинами будет приводить к развитию последовательно понижающихся по температуре гидротермальных (высоко-, средне-, низкотемпературных) стадий минерало-, породо- и рудообразования (гидротермальный этап).

Следует заметить, что на продукты более ранних этапов и стадий могут накладываться преобразования последующих этапов и стадий. Так, например, на пегматиты часто накладываются преобразования стадий альбитизации, грейзенизации и гидротермального этапа.

Развитие постмагматических процессов от ранних к поздним стадиям сопровождается не только понижением температуры, но и эволюцией состава газовых флюидных компонент, уходящих из постмагматического очага в вышележащие породы. Разные по составу флюиды транспортируют разные элементы (включая и рудные). Поэтому каждый этап и стадия постмагматического процесса характеризуется и своей рудной специализацией. Литофильные рудные элементы лучше всего переносятся водно-фтористым флюидом. Этот флюид хорошо транспортирует и кремний в виде SiF₄. Водно-хлористый флюид хорошо транспортирует халькофильные элементы, а также Na, K. Халькофильные элементы неплохо переносятся и сероводородным флюидом. Так, например, преобладающий водно-фторидный состав флюидов пневматолитового этапа обеспечивает накопление рудных элементов Ta, Nb, Zr, Hf, U, Th, Li, Be, TR в альбититах и Sn, W, Li, Be, TR в грейзенах. Эти же элементы накапливаются и в пегматитах, куда они переносятся в стадии метасоматического преобразования минералов пегматитов (стадия замещения), отвечающих стадиям альбитизации и грезенизации пневматолитового этапа, накладывающегося на уже готовые тела пегматитов. Ведущим флюидом жильно-пегматитового этапа является водно-углекислотный флюид, обладающий малой способностью транспортировать рудные элементы. Поэтому изначально пегматиты являются практически безрудными. В гидротермальный этап ведущим становится водно-хлористый флюид с участием и сероводородного флюида. Поэтому в этот этап образуются сульфидные гидротермальные месторождения Cu, Mo, Pb, Zn, Ag, Au, Cd, Bi и др.

Диапазон температур различных стадий постмагматических процессов является следующим: пегматитообразование – 700-300⁰С (он затягивается вследствие наложения процессов стадий альбитизации и грейзенизации); альбитизация – 550-400⁰ С; грейзенизация – 550-200⁰ С (несколько затянут вследствие конденсации газовой фазы в гидротермальный раствор при 374⁰ С).

Особняком стоит процесс образования скарнов, который развивается в зонах контактов гранитоидов с карбонатными вмещающими породами (известняки, доломиты). Он начинается в магматическую стадию при температурах 800-850⁰ С, а иногда и еще выше (900-950⁰ С), т.е. еще до образования постмагматического очага. По сути дела вначале происходит прямое взаимодействие высокотемпературной магмы с карбонатными породами. Магматогенные флюиды привносят в карбонатные породы Si, Al и образуются Ca-Mg-Al – силикаты (пироксены, гранаты и др.), ассоциация которых и называется скарном. Позже, при более низкой температуре, когда произойдет формирование в интрузии постмагматического очага, эти скарны претерпевают инфильтрационный метасоматоз под действием хлоридных, оксихлоридных флюидов, идущих из этого очага и приносящих Fe, W, Mo, Cu, Zn, Pb, Sn. И тогда в скарнах образуются месторождения этих металлов, представленные магнетитом, шеелитом, повелитом, халькопиритом, сфалеритом, галенитом, касситеритом.