Родоначальные магмы понятие и характеристика

Содержание Введение 1 Химический состав и физико-химические особенности магмы 2. Родоначальные магмы 2.1 Базальтовая магма
2.2 Гранитная магма 2.3 Ультраосновная магма 2.4 Андезитовая магма Список литературы Введение Образование магматического расплава очень тесно связано с местной мобилизацией растворов, причиной движения которых, прежде всего, следовало бы считать повышение температуры. В любом горном хребте количество и наблюдавшиеся размеры батолитов имеют стремление быть прямопро-порциональными интенсивности орогенического смятия. Можно думать, что рождению магмы благоприятствуют процессы, развязывающие энергию движения: подвижные пояса, крупные разломы, геосинклинальные зоны. Возникающие магматические тела как бы завершают эти движения и противодействуют им. Рудное вещество и летучие магма усваивает из окружающих пород и глубин подвижного пояса. Следовательно, главные материалы, обусловившие состав тела, мы должны искать в его окружении. Магма рождается при температурах (для данного расплава), очень пониженных летучими и, вероятно, в той или иной мере ниже температуры ее кристаллизации. В этих случаях кристаллизация магматического расплава в значительной мере должна быть обусловлена уходом летучих.
1. Химический состав и физико-химические особенности магмы Магма представляет собой преимущественно силикатный расплав, содержащий летучие компоненты и периодически рождающийся в глуоинах земли. Магма может быть гомогенным (однородным) расплавом, но иногда представляет смесь расплава и выделившихся из него кристаллов. В этом случае относительные количества расплава и кристаллов могут изменяться в широких пределах, но во всех случаях магма сохраняет способность к перемещению по магмоподводящим кана-. лам. О химическом составе магмы мы судим по составу магматических пород, которые являются продуктами ее отвердевания при понижении температуры. В целом, можно говорить о том, что магма — это очень сложный силикатный расплав-раствор, главной составляющей которого является Si02. Кроме кремнезема, здесь в переменных количествах присутствуют следующие породообразующие окислы: Ti02, А1203, Fe203, FeO, MgO, CaO, Na20, K20, H20, к которым присоединяются элементы-примеси Mn, Ва, Be, Рв, Сu, Zn, Со и многие другие (см. табл. 2). Практически всегда в магмах присутствуют летучие компоненты (флюиды), кроме Н20 представленные соединениями F, Cl, Р и С02. Таблица№1 Влияние давления Н20 на плавление породообразующих минералов Давление H2O,кбар Минерал 0 1 2 5 10 1 Температура, "С Диопсид CaMgSi206 1390 1330 1315 1290 Анортит CaAl2Si208 1550 1405 1340 1230 1115 Альбит NaAlSi308 1120 905 845 745 Нефелин NaAlSi04 1525 1135 1025 830 675 Санидин KAlSi308 _ 1000 875 Конечно, о составах магмы мы имеем только приближен ное представление, так как природные расплавы зрительно более богаты флюидами, которые теряются в процессе кристаллизации. При этом нужно иметь в виду, что флюиды играют очень большую роль, снижая вязкость магмы и температуру начала ее кристаллизации. Особое значение имеют содержание в расплаве Н20 и ее давление (Рн2о). Повышение давления Н20 снижает температуры плавления (табл. 1), а значит, и температуры кристаллизации главных породообразующих минералов (особенно салических). Так, при Рн20 =5 кбар (около 50 МПа) температуры плавления снижаются для диопсида на 100°, для анортита — на 320°, для альбита — на 375°, для нефелина — на 700°. Форма нахождения химических элементов в магматических расплавах длительное время вызывала оживленные дискуссии. Устарели взгляды о присутствии элементов в магмах в виде атомов или окислов. Этому противоречит однотипность минералогического состава горных пород и, электропроводность силикатных расплавов. Еще Ф. Ю. Левинсон-Лессинг предполагал, что'в магмах присутствуют и перемещаются не отдельные окислы, а комплексы, соответствующие по составу будущим минералам. Эти предположения подтверждены теперь экспериментально. По современным данным, магма представляет собой очень сложный расплав-раствор, в котором присутствуют катионы металлов (Kl+, Na1+, Са2+, Mg2+, Fe2+), комплексные анионы типа [Si04]4-, [Si03]2-, [Si205]4-, [Al2Si07]4- и некоторые другие. Внутреннее строение магмы можно представить с точки зрения теории роев сиботаксисов при условии стремления расплава к упорядочению своей структуры. Такое стремление выражается в непрерывном возникновении и распаде соединений, отвечающих по составу породообразующим минералам. Эта закономерность свойственна магмам, находящимся в предкристаллизационном состоянии. Именно в этот период в магме непрерывно «роятся» (возникают и распадаются) сиботаксисы — соединения, составляющие основу главных силикатных минералов магматических пород. Главным процессом, определяющим превращение магмы в твердую горную породу, является ее кристаллизация, связанная с падением температуры. 2. Родоначальные магмы Разнообразные по составу типы магматических пород часто встречаются вместе в общих магматических формациях, что позволяет обоснованно предполагать возможность их возникновения из первоначально однородной исходной магмы. Анализ распространенности магматических пород позволяет сделать вывод об ограниченном числе таких родоначальных магм, рождающихся в глубинах земли. Главными признаками родоначальных магм являются следующие: многократное появление такой магмы на протяжении геологической истории и в больших объемах; преобладание пород, близких по составу к родоначальной магме, во многих магматических формациях.
В разные периоды развития петрографической науки было предложено несколько гипотез о числе родоначальных магм, при расщеплении (дифференциации) которых возникает все разнообразие магматических горных пород. Еще в конце прошлого и начале текущего столетия крупнейшим отечественным петрографом была обоснована гипотеза о существовании двух родоначальных магм: кислой (гранитной) и основной (базальтовой).
Таблица №2 Средний химический состав толеитовых базальтов (ТБ) Порода Si02 Ti02 А120з | Fe203 FeO ТБ 49,22 1,48 15,18 3,18 9,32 ОБК 47,78 2,22 15,33 4,09 7,51 Примечание. Данные В.А. Кутолина В 30—40 гг. XX в. наибольшее признание получила гипотеза единой базальтовой родоначальной магмы, выдвинутая и обоснованная американским ученым Н. Боуэном. С позиций этой гипотезы все разнообразие магматических пород возникло при расщеплении базальтовой магмы. В настоящее время большинство исследователей исходит из представлений о возможности образования в глубинах земли магм различного состава: базальтовой (основной), гранитной (кислой), ультраосновной и, возможно, андезитовой. Эти родоначальные магмы отличаются друг от друга не только по составу, но и по месту своего зарождения. По последнему признаку, все магмы можно подразделить на мантийные и коровые. Мантийные возникают при выборочном (базальтовая, андезитовая) или полном (ультраосновная) плавлении вещества верхней мантии, а коровые —при выборочном плавлении вещества земной коры и своем большинстве имеют кислый состав. 2.1 Базальтовая магма Базальтовая магма как родоначальная признается всеми исследователями. Об ее реальном существовании свидетельствуют многие факты (широчайшее распространение базальтов в земной коре, многократное их появление на протяжении геологической истории, преобладание этих пород во многих магматических формациях и т.д.). По своему составу базальтовая магма не остается постоянной, и в настоящее время выделяется несколько ее типов. Наибольшее признание получила гипотеза о существовании толеит-базальтовой и оливин-базальтовой магм. Некоторые исследователи выделяют также магму высокоглиноземистых базальтов, занимающую промежуточное по составу положение между двумя упомянутыми типами- Таблица№3 Средний химический состав оливиновых базальтов континентов (ОКБ) Порода Мп MgO СаО Na20 K2O Н20 ТБ 0,20 6,22 10,47 2,22 0,75 6,15 ОБК 0,15 6,99 9,00 2,85 1,31 0,44 Толеит-базальтовая (ТБ) и оливин-базальтовая (ОБК) магмы часто значительно отличаются по составу продуктов непосредственной кристаллизации (табл. 2,3). Анализ данных этой таблицы показывает, что выделенные типы магм существенно отличаются по содержанию Si02, Ti02, K2O и Na2O. Так, оливин-базальтовая магма отличается от толеитовой повышенным содержанием щелочей и титана и пониженным содержанием кремнезема. Местом зарождения всех типов базальтовых магм по всеобщему признанию является верхняя мантия (астеносфера). Опираясь на состав глубинных ксенолитов, скорость распространения сейсмических волн и некоторые экспериментальные данные, можно говорить об ультраосновном ее составе. Наиболее признана пиролитовая модель А. Е. Рингвуда, согласно которой верхняя мантия сложена пиролитом — гипотетическим веществом ультраосновного состава, состоящим из трех частей перидотита и одной части базальта. По представлениям А. Е. Рингвуда и многих других исследователей, при выборочном плавлении пиролита могут возникать базальтовые расплавы. Пиролитовая модель верхней мантии в последние годы подвергается серьезной критике, и многие ученые склоняются к выводу о значительной неоднородности состава верхней мантии. Так, В. А. Кутолин высказал предположение о том, что верхняя мантия, кроме перидотитов, содержит также вещество пироксенитового (вебстеритового) состава, которое можно представить как три части перидотита и две части базальта. Н. Л. Добрецов на основании изучения глубинных ксенолитов, анализа геофизических данных предложил еще более сложную по составу модель, которая имеет в своем составе разнообразные пироксениты, перидодиты, амфиболиты и эклогиты. Несмотря на острую дискуссионность вопроса о составе верхней мантии, большинство исследователей считают местом рождения базальтовых магм ту ее часть, которая называется астеносферой (зоной пониженных скоростей сейсмических волн). Астеносфера располагается на глубинах от 80—95 до 200—400 км и предположительно содержит около 5% базальтового расплава, который при благоприятных термодинамических условиях может дать начало крупным магматическим очагам базальтовой магмы. Различия в составе толеит-базальтовой и оливин-базальтовой магм объясняются, по-видимому, различными глубинами их зарождения. По данным В. П. Петрова (1972), оливин-базальтовая магма образуется на глубинах порядка 200 км при давлении около 50 кбар (400—500 МПа). Толеит-базальтовые расплавы возникают на меньших глубинах (около 150 км) при давлении 40—50 кбар. При этом следует иметь в виду, что приведенные данные о глубинах зарождения базальтовых магм являются только гипотетическими. Некоторые исследователи допускают возможность их генерации на значительно меньших глубинах и соответственно при меньших давлениях. 2.2 Гранитная магма Представления о существовании самостоятельной гранитной магмы в настоящее время широко распространены. Ее самостоятельность доказывается исключительно большими объемами гранитоидных тел, возникавших во все периоды геологической истории, и значительным распространением кислых вулканических пород. Сказанное не исключает возможности образования некоторых количеств кислых магматических расплавов в результате далеко зашедшей дифференциации базальтовой магмы. В пользу последнего предположения свидетельствует нередко наблюдающаяся тесная связь кислых вулканических пород с андезитами и базальтами, а также сочетание в единых формациях гранитоидов и габброидов.
Все же главную роль в формировании кислых пород (глубинных и вулканических) играет, по-видимому, самостоятельная (родоначальная) кислая магма гранитоидного состава. При этом следует учитывать, что гранитная магма связана, вероятно, только с материковыми участками земной коры и отсутствует в океанических впадинах.
По своему химическому составу кислая магма не остается постоянной. Анализ распространенности различных типов гранитоидов позволяет предполагать самостоятельное существование по меньшей мере двух типов кислой магмы — гранитной и гранодиоритовой. Во всяком случае, в природе почти одинаково широко распространены собственно гранитные и гра-'нодиоритовые батолиты. Таблица№4 Состав палингенных расплавов, образовавшихся из иллитовых глин при разных температурах, % Температура, °С Компонент 675 1 600 765 Кварц 42,1 32 34 Ортоклаз 47,5 36 26,5 Альбит 10,5 26 31 Анортит 0,0 6 8,5 Количество расплапа 31 49- 66 Примечание. Данные Випклера и Шатена Оба типа гранитных магм являются, вероятно, коровыми образованиями, т.е. появились в результате выборочного давления глубоких горизонтов земной коры (осадочно-метаморфической или гранитной оболочки). Существенные различия в составе гранитного и гранодиоритового типов магм по имеющимся материалам [Петров В. П. 1972] обусловлены не столько составом пород, которые подвергаются плавлению, сколько термодинамическими условиями процесса магмообразования. Это заключение вытекает из экспериментальных данных Г. Винклера и Г. фон Платена по плавлению некоторых типов пород. В табл. 4приведены результаты плавления иллитовых глин при давлении 2 тыс. атм (20,5 МПа) в присутствии постоянного избытка Н20 и небольших количеств NaCl. Анализ приведенных материалов показывает, что при повышении температуры увеличивается количество расплава, а его состав закономерно обогащается плагиоклазовым компонентом и несколько обедняется кремнеземом и ортоклазовым компонентом. Иначе говоря, при повышении температуры намечается тенденция изменения состава расплавов от гранитных (аплитовых) к гранодиоритовым, Кроме того, Г. Винклер и Г. фон Платен экспериментально показали, что при возрастании давления от 500 до 5 тыс. атм также происходит выплавление расплавов, содержащих меньше кремнезема и ортоклазового компонента и больше плагиоклазовой составляющей. Несмотря на то, что прямое перенесение данных эксперимента на природные процессы не во всех случаях является оправданным, можно предполагать различные условия температур и давлений, при которых образуются гранитная и гранодиоритовая магмы. По представлениям В. П. Петрова (1972), гранитный тип кислой магмы образуется на сравнительно небольших глубинах в земной коре (порядка 15—20 км) при температуре 600— 650° и давлениях 4—6 кбар (40—60 МПа). Гранодиоритовая магма выплавляется на больших глубинах при температурах 650—750° и более высоких давлениях. 2.3 Ультраосновная магма Гипотеза о существовании родоначальной ультраосновной магмы перидотитового состава была выдвинута английским ученым А. Холмсом. Основанием для такого предположения послужили следующие факты: присутствие в геосинклинальных поясах протяженных поясов ультраосновных пород, формирующихся независимо от габброидных интрузивов, наличие характерных особенностей в химизме этих ультрабазитов, отличающих их от аналогичных по минералогическому составу ультраосновных пород, связанных с габброидами. Главным признаком отличия этих типов ультрабазитов считается отношение молекулярных количеств магния и железа (критерий Хесса). Для пород, образующихся из ультраосновной магмы, _ это отношение оказывается больше 6, а для ультраосновных пород, связанных с базальтовой магмой, — меньше 6. Существование самостоятельной ультраосновной магмы признается далеко не всеми исследователями. Так, например, В. В. Белинский считает, что ультрабазиты гипербазитовых поясов представляют собой внедрение твердого, но пластического материала ультраосновного состава. Ультраосновные расплавы, по мнению этого исследователя, даже если они воз- . никли в астеносфере, не могли подняться в литосферу вследствие очень высоких температур кристаллизации и должны были отвердеть еще при своем движении в верхней мантии. Все же присутствие интрузивных ультраосновных пород в формации ультраосновных и щелочных пород и наличие в некоторых эффузивных формациях вулканических пород ультраосновного состава (меймечитов) позволяет считать вполне правомерной гипотезу о самостоятельной ультраосновной магме. Вопрос о составе ультраосновной магмы остается весьма дискуссионным. Большинство сторонников родоначальной ультраосновной магмы приписывают ей перидотитовый состав, хотя не исключена возможность образования расплавов дунитового состава. Во всяком случае, судя по продуктам непосредственной кристаллизации, она сильно обогащена оливином. Местом зарождения ультраосновной магмы признается верхняя мантия, которая при полном плавлении может дать расплав именно такого состава. 2.4 Андезитовая магма Предположение о существовании родоначальной андезитовой магмы обосновывается широким распространением аньдезито-базальтов в складчатых поясах и характером вулканических продуктов Тихоокеанского вулканического пояса, где эти породы являются преобладающими. По мнению Ю. А. Кузнецова (1964), андезитовая магма могла возникать в результате выборочного плавления так называемого базальтового слоя литосферы. Однако в последние десятилетия работами А. Е. Рингвуда и Д. X. Грина по изучению температур плавления разнообразных пород при относительно высоких давлениях показана возможность выплавления андезитовых расплавов из вещества верхней мантии (астеносферы). При давлении 30 кбар (300 МПа) наблюдается так называемый андезитовый минимум: андезитовый расплав выплавляется при температурах примерно на 100° менее высоких, чем температура выплавления базальта.
В целом, по-видимому, можно говорить о возникновении андезитовой магмы на глубинах порядка 95-115 км у верхней границы астеносферы. Вместе с тем андезитовая магма может рассматриваться как своеобразный тип базальтовой магмы, так как ее состав может, вероятно, изменяться от ан-дезитового до андезито-базальтового.
Список литературы 1.Кортусов М.П. Магматические горные породы. 1986г. 2.Шахов Ф.Н. Магмы и руды:избранные статьи 3.Авдулов М.В. Фазовые превращения и петрогенезис