Полная версия

Главная arrow Экология arrow Науки о Земле

  • Увеличить шрифт
  • Уменьшить шрифт


<<   СОДЕРЖАНИЕ   >>

Магматические горные породы

Магматические горные породы образуются в результате застывания магмы. В глубоких частях земной коры магма охлаждается медленно, хорошо раскристаллизовывается, и из неё формируются кристаллические зернистые породы, называемые интрузивными (граниты, сиениты, диориты и др.). Эти породы залегают в земной коре в виде батолитов, штоков, лакколитов и других тел. Магма, излившаяся на земную поверхность в виде лавы вулканов, остывает быстро, образуя эффузивные, или излившиеся, горные породы (базальты, андезиты, липариты и др.), а также вулканические туфы, представляющие собой сцементированные твёрдые продукты вулканических извержений (пепел, лапилли, вулканические бомбы и др.). Эффузивные горные породы вследствие быстрого застывания обычно мелкозернисты и частично, а иногда полностью состоят из вулканического стекла. Часто в эффузивных породах встречаются более крупные кристаллы -вкрапленники или порфиры. Эффузивные породы залегают в виде лавовых потоков и покровов.

Магматическая система, например плутоническая, ведет себя как единое целое под действием неких внутренних «дальнодействующих» сил. Несмотря на то, что силы межмолекулярного взаимодействия являются близкодействующими (действуют на расстоянии порядка 10 8 см), система структурируется так, как если бы каждая молекула магматического тела была «информирована» о состоянии системы в целом. Поэтому, несмотря на то, что остывание магм в глубинах недр происходит медленно - порядка 2-20 млн лет, образованные минералы обычно мелкие - от 2 до 3-5 мм в диаметре. Однако в очень редких случаях минералы в интрузивных породах бывают крупные, например в Ортотокойском щелочном интрузиве в Киргизстане, в котором калиевые полевые шпаты достигают размеров 65 см в наибольшем измерении.

Главными породообразующими минералами магматических горных пород являются алюмосиликаты и силикаты (полевые шпаты, кварц, слюда и др.). Их главной составной частью является кремнезём (ЭЮг), по содержанию которого магматические горные породы разделяют на пять породных групп. Граничные содержания ЭЮг для породных групп у разных исследователей варьируют. Авторы «Классификации и номенклатуры магматических горных пород, 1981», ссылаясь на условность этих границ, приводят их по статистическим данным на 95 %-ном уровне значимости:

  • - ультраосновные (30-44 % 8102);
  • - основные (44-53 %);
  • - средние (53-64 %);
  • - кислые (64-78 %).

Учитывая фундаментальное свойство природы - образовывать дискретные ассоциации по кислотности-основности, классификация пород на основе 8Юг представляется генетической, в которой используется сеткообразующая роль 81СЬ в строении расплавов. Но между тем, фиксированному содержанию ЭЮг в породах и магмах соответствуют разные содержания катионов-модификаторов (кластер фема-фильных оксидов - ТЮ2, РегОз, ИеО, МпО, N^0, СаО, а также условно Р2О5), особенно в средних и ультраосновных породах. Шкала по 8Юг их скрадывает.

Соответственно содержанию диоксида кремния изменяется качественный и количественный состав минералов в выделенных группах магматических горных пород. Ультраосновные породы (пироксениты, дуниты, оливиниты) сложены только оливинами и пироксенами, в основных (габбро, базальты) к ним присоединяется кальциевый плагиоклаз. В кислых породах (граниты, липариты, дациты) уменьшается содержание магнезиально-железистых и кальциевых силикатов и появляются щелочные полевые шпаты и кварц. К средним породам относятся главным образом полевошпатовые породы с небольшой примесью железо-магнезиальных минералов (диориты, андезиты). В зависимости от содержания щелочей в каждой группе магматических горных пород выделяют породы нормального и щелочного ряда (щелочные граниты, нефелиновые сиениты).

Магматические горные породы, не содержащие силикаты (например, карбонатиты, состоящие преимущественно из карбонатных минералов), очень редки.

Породы, различающиеся по содержанию главных элементов, отличаются и по содержанию элементов-примесей. Так, кислым породам свойственны повышенные концентрации Ве, У, Эп, РЬ, Ъъ, Си, Аи и др., а основным - N1, Сг, Рб В щелочных породах часто встречаются высокие концентрации фосфора (при особо высоких концентрациях породы разрабатывают для производства фосфорных удобрений). Помимо общей распространённости различных элементов наблюдается специфическая приуроченность отдельных элементов и рудных месторождений к породам какого-либо региона (так называемая ме-таллогеническая специализация интрузивов).

Исключительную роль в силикатных и иных системах играют вода и другие летучие элементы и соединения, понижающие точку плавления пород. Наиболее существенное влияние на магматические процессы оказывает вода в состоянии, близком к надкритическому.

Под вулканами в недрах Земли методами сейсмологии обнаруживаются магматические камеры. Излияние базальтов сопровождается выделением водяного пара - до 7 % по массе (20 % по объёму) от излившегося базальта - и кислотных оксидов, кислот и кислотообразующих элементов (СО2, 80г, НБ, НС1, 8). В высокотемпературной стадии остывания базальта (600-800 °С) выделяются главным образом СО2, НР, НС1. При температурах порядка 200 °С - также и соединения серы. При низких температурах и в поствулканической (фумароль-ной) стадии выделяются СНЦ, N^01, Н3ВО3, СО2 и другие газы, а также минерализованные растворы. Образование СО2, СО, СН4 - результат реакции в магме углерода с Н2О при разных температурах и давлениях. Этот процесс сопровождается частичным разделением изотопов углерода - утяжелением углерода (повышением содержания С ‘) в СО2, алмазах и карбонатитах (СаСОз кимберлитовых трубок) по сравнению с углеродом других горных пород. Базальтовая лава при охлаждении подвергается фракционной кристаллизации с образованием различных магматических пород, имеющих общие признаки. В магматической стадии дифференциации возможны ликвация (например, отделение от силикатов высокотемпературных Си - БН -Бе сульфидов) и газовый перенос. В ранней стадии фракционной кристаллизации магмы могут образоваться магнетит и титаномагнетит как следствие окисления в магме Бе в Бе^ ; магнетит не растворяется в силикатном расплаве и увлекает с собой Тл в силу близости Я, Бе (0,65) и и (0,60). В стадии главной кристаллизации образуются плагиоклазы от лабрадора до олигоклаза и многие другие алюмосиликаты. По мере остывания происходит накопление в расплаве более легкоплавких и летучих соединений, на известной стадии вступающих в реакцию с ранее выделившимися более высокотемпературными соединениями (реакционный принцип Боуэна). В этом отборочном механизме в остаточном расплаве концентрируются ионы, которые не входят в породообразующие минералы из-за больших или очень малых 7?/. С этими остаточными расплавами связывают происхождение богатых редкими элементами пегматитов.

Кислые горные породы - граниты, гранодиориты и др. - имеют большое распространение в земной коре. Одни из них содержат много Са (около 2,5 %) и тяжёлых металлов, мало щелочей и летучих химических элементов и соединений, другие бедны Са (около 0,5 %) и тяжёлыми металлами, но богаты щелочами и летучими. Происхождение гранитов большинство учёных связывает с эвтектическим плавлением, с процессом гранитизации (метаморфизм и метасоматоз) осадочных горных пород на различных уровнях земной коры. Повышенное содержание 180 в кварце гранитов отвечает относительно низким температурам образования минерала.

Множественность аттракторных составов ультраосновного, основного, кислого, щелочного и прочих магматических составов. Странные и линейные аттракторы. Магматические породы образованы благодаря весьма важному природному свойству - конвергенции составов, - которое всегда стремится привести химический состав образующейся магмы к одному из аттракторов состава. В этом есть определенное регулирующее начало, связанное с химической и физической структурами расплавов. Поэтому, самым общим свойством магматических пород является их устойчивая способность образовывать дискретные в пространстве и времени ассоциации ультраоснов-ных, основных, средних, кислых, субщелочных и щелочных пород.

Целочисленные отношения химических элементов в веществах разной природы имеют управляющее значение. Более того, даже строение самих химических элементов зависит от четности в них протонов и нейтронов. Например, известно, что наибольшее распространение в природе имеют такие химические элементы, которые содержат четные по протонам и четные по нейтронам ядра - это С, О, 1У^, Б1, Б и др. Целочисленные отношения химических элементов, или их соединений, характерно также для магматических пород. Любой расплав (магма) всегда стремится к своему аттрактору состава на основе четырех типов целочисленных отношений, которые в совокупности реализуют квазистехиометрию магматических пород и любых других пород, прошедших термическую предысторию.

Первый из них - отношение количества всех металлов породы к общему количеству кислорода, которое для каждого петрографического типа породы примерно постоянно. На этом квазистехиометри-ческом иерархическом уровне химических элементов отношение Ме:0 приближенно равно 4:6.

Второй - отношение массы оксидов катионов-модификаторов ("Л, Бе, М^, Са, Мп) к массе четырех ионов кислорода кремнекислородного тетраэдра [БЮ^ Смысл этого отношения заключается в том, что если в верхней части литосферы на объем ионов кислорода приходится 93 % от объема всех химических элементов, то кислород занимает преобладающее пространство магмы (породы), а все другие ионы химических элементов имеют намного меньший диаметр и они вынуждены приспосабливаться к столь плотной упаковке литосферы из ионов кислорода и занимать оставшееся пространство между либо четырьмя ионами кислорода, либо между кремнекислородными тетраэдрами. Масса четырех ионов кислорода в эквивалентных единицах массы (э.е.м.) равна 15,9994-4 = 63,9976.

Третий - отношение массы оксидов катионов-модификаторов (Л, Бе, 1^, Са, Мп) к расчетной массе сеткообразующей молекулы расплава (магмы) БЮг в э.е.м. Расчетная масса молекулы БЮз равна 60,0848 э.е.м. Явно верное качественное свойство БЮг «позволяет» не принимать во внимание второстепенное сеткообразующее участие в расплавах АЬОз, БегОз, ЛСЬ, Р2О5 и других оксидов. Расчетная масса АЬОз равна 101,96128, или округленно 102 э.е.м.

Четвертый - масса катионов-модификаторов к расчетной массе кремнекислородного тетраэдра ([БЮЦ ) в э.е.м. В расплаве тетраэдр -также анион-сеткообразователь, вокруг которого группируются катионы-модификаторы. Здесь расчетная масса кремнекислородного тетраэдра равна 96,06 единиц.

На самом деле в третьем и четвертом случаях - с молекулой диоксида кремния и кремнекислородного тетраэдра - реальная масса кремния в них всегда меньше из-за замещения кремния алюминием, который тоже является сеткообразующим оксидом, поэтому общая масса обоих соединений меньше 64,06 и 96,06 э.е.м. Таким образом, четыре типа квазистехиометрии магмы приводят к тому, что магматические породы становятся как бы стехиометрическими и регулярными по составу, и на компонентных диаграммах факторного анализа становятся дискретными образованиями (рис. 23).

Компонентная диаграмма в оксидах калиевых щелочных пород дункельдыкского комплекса зоны Центрального Памира

Рис. 23. Компонентная диаграмма в оксидах калиевых щелочных пород дункельдыкского комплекса зоны Центрального Памира.

Римскими цифрами от I до X обозначены фазовые области составов, располагающиеся на радиальных лучах.

Условные обозначения: 1 - Северный дайковый пояс (сиениты, сиенит-порфиры, грорудиты, лампрофиры); 2 и 4 - Южный дайковый пояс: 2 - пи-роксен-санидиновые сиенит-порфиры; 4 - псевдолейцитовые тингуаиты; 3, 5 и 6 - трубки: 3 - пироксен-санидиновые сиенит-порфиры, 5 - псевдолейцитовые и лейцитовые фергусит-порфиры, включая также из даек, 6 - туфы фергусит-порфиров; 7-10 - Верхнедункельдыкский субвулканический массив: 7 - боролониты, фергуситы, 8 - сиениты, сиенит-порфиры, 9 - сиенит-порфиры жильные, 10 - граносиенит-порфиры, туфы трахилипаритовых пор-фиров.

Каждая сформировавшаяся магма - странный аттрактор по четырем соотношениям (все отношения в э.е.м.);

  • - суммы ионов магмы к кислороду,
  • - катионов-модификаторов к четырем атомам кислорода (тетраэдр
  • 8Ю4),
  • - катионов-модификаторов к оксиду БЮг.
  • - катионов-модификаторов к тетраэдру 8Ю4.

Множество странных аттракторов из-за вариации термодинамических параметров и составов вмещающих пород сливаются в региональные и глобальные тренды-аттракторы.

Анализ составов гранитоидов, например Таджикистана, свидетельствует, что таких точек конвергентности или странных аттракторов для литосферы данного региона всего 7. Они регулярны. Их стехиометрия регулируется четырьмя выше указанными стехиометрическими уровнями ионов и оксидов расплава.

Суть понятия «аттрактор состава» конвергентна понятию «эвтектика». По мнению петрологов эвтектика характеризует состав в твердом или жидком виде, из которого возможно более низкотемпературное плавление, чем отдельных компонентов смеси, либо более низкотемпературная кристаллизация, чем температура кристаллизации каждого из минералов в отдельности. Особенностью эвтектик являются температурные минимумы плавления и отвердевания.

Хотя идеальных эвтектик в природе нет, тем не менее петрологи используют термин «эвтектические расплавы». Они указывают, что составы расплавов не произвольны, а отвечают «эвтектикам». Указанные образования являются эвтектическими только в особой точке -при прохождении системой определенных управляющих параметров, а в окрестностях этой точки существует потенциальная возможность распада расплавов на другие составы.

В вопросе о природе эвтектик существуют два противоположных мнения. Одни исследователи считают эвтектики химическими соединениями, другие - механической смесью компонентов. Н.А. Васютин-ский (1986), исследовав стехиометрические закономерности эвтектических соединений, минералов и магматических пород, считает, что совокупность всех данных о составе, структуре и свойствах эвтектик позволяет отнести их к химическим соединениям и включить в общую систематику и иерархию химических соединений. К такому выводу неожиданно пришли также А.Ф. Белоусов, В.О. Красавчиков, З.Г. Полякова (1990): «рассмотренная нами эвтектика - гранитоид-ная- как бы содержит жидкое химическое соединение, стехиомет-ричное по щелочам в докристаллическом состоянии».

Н.А. Васютинский квалифицирует магмы как химические соединения высшего порядка в иерархии химических соединений, как природные образования эвтектического типа. Эвтектики-аттракторы магматических расплавов представляют не только совокупность оксидов с ограниченной взаимной растворимостью, но и кооперативную систему с функциональной зависимостью компонентов, отношения которых ограничены условиями термодинамической и химической (кинетической) стабилизации, закономерностями химической организации (самоорганизации). Поэтому любая достаточно сложная открытая оксидная система, состоящая из большого числа различных компонентов, при медленном плавлении проходит стадию образования эвтектического соединения, которое отличается узкой концентрационной областью состава и целочисленным соотношением компонентов.

Компоненты Н2О, N3, К, соединения С1, Б, Э, В, Ве, Эп, У, Мо, Бе, Сг, N1, Аи, 1л, Шэ, Сб и др., а также общее увеличение числа компонентов снижают температуру эвтектик. Разность химических и электромагнитных потенциалов минералов и пород является причиной их контактового взаимодействия, способствующего выравниванию этих потенциалов путем обменных реакций и образования новой химической ассоциации - химического соединения с температурным минимумом - эвтектики.

Свойства аттракторных составов. Поскольку аттракторы (эвтек-тоиды) магматических расплавов относятся к классу химических соединений (Васютинский, 1986) переменного состава, то из этого следует, что:

  • 1) число странных аттракторных составов, из-за стехиометрии составов и кинетических барьеров в пространстве рТ-Х условий на разных гипсометрических уровнях литосферы, близко к конечному и локально эти расплавы дискретны. Из-за «дрейфа» интенсивных параметров и разнообразия наполняющих расплавы компонентов дискретные странные аттракторы составов петрографически идентичных пород сливаются в протяженные или короткие тренды;
  • 2) странные аттракторы регулярны (повторяемы) на любом гипсометрическом уровне литосферы. Чем выше степень «зрелости» коры, тем больше разнообразие составов в «хроматографическом» разрезе Земли;
  • 3) поскольку странные аттракторы относятся к классу химических соединений, то они должны иметь концентрационные области существования с предельными дисперсиями компонентов. Вариации элементов в составах аттракторов связаны с взаимозаменяемостью оксидов в них, но процессы линейной дифференциации крайне ограничены;
  • 4) при внедрении глубинных аттракторных составов в верхние горизонты литосферы они адаптируются к изменяющимся условиям и распадаются на новые подсистемы стационарных составов с образованием диссипативных структур в пространстве; такая агрегация термодинамически выгоднее, происходит только при избытке энергии, а избыток энергии поддерживается потоком;
  • 5) все новые после распада (расщепления, ликвации) аттракторные составы относятся также к классу химических соединений; часть их также имеет регулярный состав, находящий выражение при раскри-сталлизации в повторяющихся петрографических структурах - «доле-ритовой», «офитовой», «панидиоморфнозернистой» и др.;
  • 6) состав остывшей изверженной породы - аттрактора - будет отличаться от состава магматического расплава. Магматический расплав формируется в условиях высокого общего и флюидного давления, а при раскристаллизации как в глубинных, так и в поверхностных условиях меняются давление условий и температура продуктов. Поэтому магматический расплав эвтектического состава превращается в ан-хиэвтектический, содержащий избыток того или иного компонента. Вследствие этого отклонение состава породы от эвтектического (выраженное в наличии фенокристаллов избыточного компонента) не означает, что состав магматического расплава также отклонялся от эвтектического. При «легком» избытке в расплаве кислорода, в нем в виде фенокристаллов выделяется кварц, а при его недостатке - полевые шпаты и цветные минералы. При избытке в расплавах летучих компонентов первыми выделяются гидроксилсодержащие темноцветные минералы.

Регрессионные оценки петрохимической щелочности магматических пород. Кластер фемафильных оксидов.

Граница между щелочноземельными и щелочными породами большинством исследователей дается приближенно, например авторами «Классификации и номенклатуры магматических пород, 1981». Между тем, содержание щелочей в породах имеет важный классификационный и глубокий петрогенетический смысл, который каждый исследователь определяет по-своему. Отнесение пород к щелочным или щелочноземельным также осуществляется по разному. Из-за этого существуют неединичные критерии определения щелочности пород. К ним относятся: 1) пространственные (географические - атлантическая петрографическая провинция), 2) популяционные (ассоциации пород), 3) минеральные, 4) петрохимические.

Указать строгие признаки, определяющие щелочной облик породы вблизи границы раздела «щелочноземельные - субщелочные» породы нельзя, поскольку нет однозначных критериев фиксации щелочности. Существуют некоторые граничные содержания щелочей, влияющие на появление в породах щелочных минералов. Зная их, можно было бы решать прямую задачу. Не зная их, обычно решается обратная задача исходя из предположения, что существует набор изверженных пород, содержание щелочей в которых выше некоторой «нормы», когда появляются щелочные минералы или ассоциации щелочных минералов, позволяющие отнести породу к субщелочной.

Обратная задача: необходимо найти петрохимическую зависимость, которая бы позволила оценивать по найденному отношению петрохимическую щелочность, подтверждающую ее минералогическое или ассоциативное проявление. Это отношение рационально строить в виде арифметического выражения, когда в его числителе находится сумма атомов (эквивалентов) только натрия и калия. Прямолинейная зависимость подобных отношений достаточно проста, но неточна. Более точными являются нелинейные формы аппроксимации границы насыщенности магмы (породы) щелочными катионами-модификаторами. Это задача дискриминантного анализа. Формулируется она так: относительно какой комбинации оксидов (в эквивалентных единицах массы) появляется разделяющая граница между щелочноземельными и субщелочными (естественно и щелочными) породами. В физико-химическом анализе такая диаграмма называется «состав-свойство». Установлено, что одна из координат прямоугольного графика состоит из суммы такой комбинации оксидов ТЮ2, Бе20з, БеО, МпО, ]У^О, СаО, Р2О5 конкретного анализа (в э.е.м.), которая обозначена как (3 (рис. 24). Такая комбинация оксидов выявляется при факторном анализе в методе главных компонент (МБК), когда на одном конце главного сечения диаграмм группируются фельсифильные оксиды БЮг, АЬОз, №26), К2О, а на другом - фемафильные - ТЮ2, БегОз, БеО, МпО, MgO, СаО, Р2О5 (рис. 23).

Количественная величина р (в э.е.м.), вычисляется по формуле

Р= 12,5158(ТЮ2+ 1,0007Бе203 + 1,1121-БеО + 1,1263-МпО + 1,9824.МёО+ 1,4247-СаО+ 1,1257.Р205) э.е.м.

Самопроизвольная реализация в расчетах комбинации оксидов параметра р объяснима из схемы кристаллизационного фракционирования Боуэна, принципов кислотно-основного взаимодействия элементов в расплавах (Коржинский, 1966), температур образования минералов и т. д. Параметр р предстает как повсеместно выявляемая характеристика вещества. В существенно силикатных петрологических системах при направленных потоках энергии и вещества в процессе образования диссипативных структур главным типом дифференциации является кислотно-основной тренд. Параметр р является количественной характеристикой массы инертных компонентов фемафильной связки оксидов в процессах кислотно-основной дифференциации.

Только относительно такой комбинации оксидов р реализуется граница между щелочноземельными и щелочными породами. При этом N320 и К20 можно брать либо в э.е.м., либо в мае. %. Вычисленный коэффициент щелочности будет одинаковым. На рис. 24 щелочные оксиды приведены в э.е.м. Для определения коэффициента концентрации щелочей (а) по любому конкретному силикатному анализу используется отношение

а = (№20 + 0,6579-К2О)/(6 + ар),

где в знаменателе стоит уравнение регрессии, которое в зависимости от значения р имеет разные коэффициенты, а сумма (Ыа20 + 0,6579-К2О) взята в массовых процентах для сокращения длины пересчетов. Параметр (3 вычисляется из анализа породы, щелочность которой следует оценить. При значении р меньше 80,5 э.е.м. уравнение имеет вид: 6,919-0,00690-р (граниты и более лейкократовые породы); при р = 80,5-177,1 э.е.м.: 6,876-0,00638-р (граниты - гранодиориты); при р = 177,1-358,7 э.е.м.: 6,963-0,00687-р (гранодиориты - диориты); при р = 358,7-524,7 э.е.м.: 7,751-0,00907-р (диориты - габбро); при р = 524,7-1100,1 э.е.м.: 5,449-0,00469-р (габбро - перидотиты); при р > 1100,1 э.е.м.: 1,674-0,00126-р (перидотиты-дуниты).

Зависимость суммы эквивалентных единиц массы N320 и

Рис. 24. Зависимость суммы эквивалентных единиц массы N320 и

К2О пород (на рисунке Т- Юийё) от р.

Появление в породах субщелочных (голубые и зеленовато-голубые амфиболы) и щелочных (эгирин) минералов соответствует коэффициенту общей щелочности 1,11. Следовательно, граничным значением является 1,105, ниже которого породы относятся к щелочноземельным (нормальным), а выше 1,105 - к субщелочным. Значения этих коэффициентов не противоречат общепринятой систематике магматических пород в координатах ЭЮг - (№20+К.20), т. к. коэффициенты щелочности вычисляются по отношению к породам с нормальной щелочностью и учитывают границу нормальных и субщелочных пород. Все породы с коэффициентом концентрации щелочей 1,11 и выше будут попадать на диаграмме в координатах БЮг-^агО + К2О) в поле субщелочных и щелочных пород. Чем больше коэффициент концентрации щелочей, при заданном значении р, тем большей петрохими-ческой щелочностью обладает порода.

Значение коэффициента а на диаграмме «состав - свойство» имеет глубокое содержание. Здесь произошло согласование природных вариантов реализации щелочности магматических пород с самоорганизацией графика, у которого одна из координат (абсцисса) соответствует одновременно катионам-модификаторам (кроме Р2О5) и массе инертных компонентов.

Примеры топологических подрешеток пород по параметру р.

В генетически связанных парагенезисах группа оксидов фемафилов изменяется дискретно и представляет собой усредненные периодические топологические подструктуры (подрешетки), сумма масс которых в естественных дискретных породах-фазах ассоциаций изменяется через 60, 120, 180 и т. д. э.е.м., либо их половинные доли. Эта дискретность аналогична таковой в минералах, если их формулу писать в классическом виде - как отношение оксидов. Поскольку масса молекулы ЭЮг равна 60 э.е.м., то отношение оксидов к массе молекулы 8Ю2 в минерале всегда кратное. Середины подклассов классификации изверженных пород в виде кластера оксидов-модификаторов (фемафилов) по отношению к массе молекулы ЭЮг образуют периодический ряд, выражающийся в кратной смене этого отношения от подкласса к подклассу через 0,5, 1,5, 2 и 2,5, что указывает на стехиометрическую природу отношения. В реальных ассоциациях изменение (3 происходит через число, кратное 60, или с добавкой его половинной доли: 30, 60, 90, 120, 150, 180 и т. д. Поскольку, магмы - странные аттракторы (это означает «блуждание» состава вокруг строго стехиометрического), то иногда кратности 60 нет, но проявляется кратность разности соседних значений. Кратность 60 параметра (3 в виде 21 значения номера топологической подрешетки (НТП) используется в виде ранжирующего параметра при корреляции магматических ассоциаций.

Закономерность кратности по р выявляется для многих дискретных фаз магматических и технических объектов - средних составов конкретных геологических массивов гипербазитов, пироксенитов, габбро, гранитов, щелочных пород, расслоенных щелочных пород Ловозерского массива, расслоенных пород Рамского, Стиллоутерско-го и Скергаардского интрузивов основных и ультраосновных пород, лавовых потоков, ликвационных систем с шаровыми и сферолитовы-ми образованиями, пород даек Южного Тянь-Шаня, огнеупоров (динасовых, магнезитовых, хромо-магнезитовых и хромито-магнезиально-доломитовых огнеупорных кирпичей), стекол (сталактиты и навары стекловарных печей), шлаков «магматического» замещения стекольным расплавом шамотового горшка, что хорошо согласуется с системопериодическим законом.

В термодинамическом смысле каждая ячейка топологической подрешетки соответствует энергетическому минимуму («яме»), т. е. такому соотношению катионов-модификаторов и катионов-комплексо-образователей, при котором имеет место минимум свободной энергии функции Гиббса.

Стехиометрическая периодичность и классификация изверженных пород на основе кластера фемафильных оксидов. Пара-

метр топологической подрешетки р - подгоночный параметр. Параметр р является параметром химического порядка петрологических систем вообще, прошедших стадию термобарической предыстории и дискретной кислотно-основной дифференциации на аттракторы составов. Поскольку магматические системы относятся к сложным системам адаптации, моделирование которых во всей полноте и сложности невозможно, то параметр р в состоянии отразить только те случаи, когда имеет место четкая или улавливаемая им дискретность стехиометрии оксидов-модификаторов от состава к составу. Известно, что в физике и статистической термодинамике широко используются подгоночные параметры порядка, когда определенные величины для конкретных систем подгоняются эмпирически.

Достоинства классификации изверженных пород на основе кластера фемафильных оксидов. Классификация по р и коэффициенту общей щелочности (а) имеет следующие достоинства (табл. 7, рис. 25).

Таблица 7

Классификация химических составов магматических пород по параметрам р - а

(ее графическое выражение показано на рис. 25)

Класс

Границы

КН

Я

УН

НР

УВ

В

КВ

(уел

Под-

подклас-

а<

0,7-

0,8-

0,9-

1,1-

1,6

а>

о-

вно)

класс

сов по /3

0,7

0,8

0,9

и

1,6

2,1

2,1

Аци-

ЛА

25-80

1

2

3

4

5

6

7

ди-

МЗА

80-140

8

9

10

11

12

13

14

ты

МЛА

140-210

15

16

17

18

19

20

21

Ме-

ЛМ

210-270

22

23

24

25

26

27

28

зи-

МЗМ

270-320

29

30

31

32

33

34

35

ты

МЛМ

320-370

36

37

38

39

40

И

42

Ба-

ЛБ

370—490

43

44

45

46

47

48

49

ЗИ-

МЗБ

490-590

50

51

52

53

54

55

56

ты

МЛБ

590-750

57

58

59

60

61

62

63

Пир-

лп

750-875

64

65

66

67

68

69

70

оксе-

мзп

875-905

71

72

73

74

75

76

77

ниты

млп

905-970

78

79

80

м

82

82

84

Пе-

лпд

970-1060

85

86

87

88

89

90

91

ри-

мзпд

1060-1180

92

93

94

95

96

97

98

доти-

ты

млпд

1180-1340

99

100

101

102

103

104

105

Примечание. Классификация предназначена для общей оценки местонахождения пород среди себе подобных и для демонстрации фундаментального свойства изверженных пород - их петрохимической периодичности.

Аббревиатура. По горизонтальной шкале щелочности: КН - крайне низкощелочные, Н - низкощелочные, УН - умеренно низкощелочные, HP - нормально щелочные, УВ - умеренно высокощелочные, В - высокощелочные, КВ - крайне высокощелочные.

По вертикальной шкале основности: ЛА - лейкоацидиты (лейкосалиты), МЗА - мезоацидиты (мезосалиты), МЛА - меланоацидиты (меланосалиты) и т. д. ... ЛПД - лейкоперидотиты (лейкоультрабазиты), МЗПД - мезоперидоти-ты (мезоультрабизиты), МЛПД - меланоперидотиты (меланоультрабазиты).

Наполнение нумированных клеток таблицы с ]_ по 105, если ей есть соответствующие породы, иначе клетки пустые. Породы без ссылок на автора -это средние составы по Р. Дэли. После названия породы первое число означает р, второе - а: 4) Аляскит - 39-1,00, гранитовый аплит - 46-1,00, кварцевый кератофир - 52-1,02, липарит - 63-0,92, риолит - 68-0,98, липарит (Беус, 1981) - 63-0,98. 5) Бештауит - 57-1,24, пэзанит - 59-1,20, комендит - 65-1,17, щелочной гранит - 66-1,73. Д) Гранит (Беус, 1981) - 81-1,00, докем-брийский гранит - 101-0,99, гранит всех периодов - 111-1,00, послекембрий-ский гранит - 118-0,95, щелочноземельный гранит - 124-1,03. 12) Грорудит -

  • 106- 1,30, нордмаркит - 107-1,52, бостонит - 118-1,46, щелочной трахит -119-1,59, кератофир - 130-1,54, трахит (Беус, 1981) - 138-1,45. 13) Фонолит -85-1,92, фойяит - 93-2,02, сельвсбергит - 102-1,69, фонолит (Беус, 1981) -
  • 107- 1,92, пуласкит - 108-1,64, лейцитовый фонолит - 116-1,80, тингуаит -117-1,98, нефелиновый сиенит (Беус, 1981) - 124-1,94. 14) Уртит - 90-2,94. 18) Кварцевый монцонит - 156-0,99, дацит -162-0,98, гранодиорит (Беус, 1981) - 176-1,00, дацит (Беус, 1981) - 181-0,92, гранодиорит - 196-0,99, кварцевый латит - 200-1,02. 19) Трахиты - 158-1,39, сиенит (Беус, 1981) -172-1,48, лаурвикит- 176-1,46, акерит- 185-1,25. 20) Нефелиновый сиенит-158-2,00, ромбен-порфир - 161-1,86, умптекит - 167-1,73, миаскит - 174— 1,90. 21) Луяврит - 192—2,30. 23) Тоналит - 266-0,78. 25) Слюдяной андезит -229-0,94, роговообманковый андезит - 241-0,92, кварцевые диориты и тона-литы (Беус, 1981) - 263-0,92, кварцевый диорит - 263-0,92. 26) Щелочной роговообманковый сиенит - 220-1,27, трахиандезит - 222-1,48, сиениты (включая 5 щелочных типов) - 233-1,30, щелочноземельные трахиты - 266-1,33, щелочноземельные сиениты всех типов - 262-1,29. 27) Канадит - 258-2,00. 28) Лейцитофир - 260-2,18. 31) Анортозит - 285-0,82. 32) Андезиты -273-0,96, авгитовый андезит - 288-1,00, андезит (Беус, 1981) - 291-1,00, ги-перстеновый андезит - 298-0,91, диорит (включая кварцевые диориты) - 307-0,99. 33) Пироксеновый сиенит-порфир (Дмитриев, 1976) - 272-1,52, щелочноземельный слюдяной сиенит - 286-1,20, латит - 286-1,30, банакит - 291— 1,49, монцонит - 312-1,28. Д) Псевдолейцитовый тингуаит (Дмитриев, 1976) - 271-1,63. 35) Лаурдалит - 280-2,30. 39) Диориты (без кварцевых диоритов) - 336-1,03, диорит (Беус, 1981) - 359-1,00. 40) Шошонит - 322-1,24, щелочноземельный авгитовый сиенит - 370-1,43. 46) Кварцевое габбро -379-0,97, кварцевый базальт - 406-1,03, габбро непрерывной серии габбро-гранитного формационного типа (Ферштатер, Бородина, 1976) - 422-0,99, габбро тоналит-гранодиоритового формационного типа (Ферштатер, Бродина, 1976) - 431-0,94, траппы молодых платформ (Кутолин, 1972) - 441-1,00, базальты андезитовой формации (Кутолин, 1972) - 461-0,94, кварцевый диабаз -471-0,96, габбро (исключая оливиновое) - 483-1,01, диабаз - 485-1,09. 47) Муджиерит - 424-1,35, эссексит - 426-1,47, лейцитовый тефрит - 437-1,18, тефриты (все) - 444-1,28, тешенит - 449-1,60. 48) Фергусит - 387-1,69, мали-ньит - 401-2,09, трахидолерит - 417-1,66, лейцитит - 427-1,99, нефелиновый тефрит - 452-1,62, фергусит-порфир (Дмитриев, 1976) - 458-1,77. 49) Гаюи-нофир - 407^4,35, ийолит - 423—2,81. 50) Габбро из габбро-гарцбургитовой формации Урала (Ферштатер, Бородина, 1976) - 559-0,67. М) Габбро дифференцированных массивов (Ферштатер, Бородина, 1976) - 536-0,72. 52) Траппы древних платформ (Кутолин, 1972) - 533-0,89, толеитовые базальты океанической оливин-базальтовой формации (Кутолин, 1972) - 556-0,83. 53) Габбро (все) - 521-1,02, оливиновый норит - 523-1,03, габбро (Беус, 1972) - 525-1,00, нориты (исключая оливиновые) - 530-1,00, долерит - 531-1,09, плато-базальты - 551-1,04, оливиновое габбро - 578-0,96. 54) Абсарокит- 501-1,44, эссекситовое габбро - 506-1,46, базальты континентальной оливинбазальто-вой формации (Кутолин, 1972) - 528-1,23, кринанит - 560-1,36, щелочные базальты океанической оливин-базальтовой формации (Кутолин, 1972) - 582-1,34. 55) Беербахит - 498-1,63, лейцитовый базанит - 530-1,78, шонкинит -535-2,04, авгитит - 537-1,89, базаниты - 557-1,82, нефелиновый базанит -567-1,83, анальцимовый базальт - 572-1,72. 56) Лейцитовый базальт - 530-2,15. 62) Лейцитовый абсарокит - 647-1,73, бекинкинит - 655-1,81, миссу-рит- 686-1,75. 63) Нефелиновый базальт - 686—2,21. 67) Пикрит - 842-0,92, океанит - 868-1,09. 68) Анкарамит - 821-1,26. 69) Анкаратрит - 831-1,98. 70) Мелилито-нефелиновый базальт - 836-2,60, мелилитовый базальт - 863-3,06. 71) Пироксенит (Беус, 1981) - 883-0,64, вебстерит - 885-0,44. 74) Верлит -890-1,10. 78) Бронзитит - 917-0,42. 82) Кортландит - 938-1,13. 84) Слюдяной пикрит (Жабин, Сурина, 1970) - 967-2,30. 89) Пикриты (Жабин, Сурина, 1970) - 971-1,58, амфиболовый перидотит - 1022-1,20. 91) Кимберлит -1036-3,07, кимберлит (Беус, 1981) - 1039-2,40, монтичеллитовые и нефелин-монтичеллитовые пикриты (Францессон, 1968) - 1060-3,52. 95) Перидотит (Беус, 1981) - 1102-1,00. 96) Оливиновые пикриты (Жабин, Сурина, 1970) -1066-1,51, меймечит- 1166-1,46.102) дунит (Беус, 1981)- 1255-1,00.
  • 1. Качественная граница между нормально щелочными (щелочноземельными) и субщелочными породами поддается количественному описанию относительно параметра порядка (3, а в связи с этим классификация по параметрам Р-а может быть представлена в классическом прямоугольном виде, а относительная щелочность вычисляться количественно.
  • 2. Классификация по шкале р позволяет выявлять топологическую подрешетку молекулярно-массового распределения (ММР) оксидов (Климов, 1986) по аналогии с функцией ММР в химии полимеров, что подтверждает представления о магме, как о химическом соединении многокомпонентного состава, а дискретность подклассов классификации отражает системопериодический закон и макрокинетическую сущность магм.
  • 3. Классификация пород на основе р позволяет «проявить» скрытые от классификаций на основе ЭЮг области составов, что необходимо при изучении андезитов, габброидов и базальтоидов, кимберлитов, пироксенитов и коматиитов, особенно разнообразных по основности даек. Классификация пород на основе р способствует более

дробному их расчленению с выделением внутри них специфических петрохимических групп с кластерной структурой.

РЬ( КН 1Н1УН1НР I УВ I в Г

  • 25 80 кв
  • 1—1—г
  • 0,7 0.9 1.1
  • 2.1
  • 2.6
  • 3.1
  • 1——I—I—I—I——I—I—I—I——I—I—I—I I I—I—I—Г~—I—I—I—I—I—I—I—I—Г—I—г

Р9

.г°

Л

  • • о о
  • 52 (60 х 1 = 60)

I 10(60x2 = 120)

  • 270
  • 370
  • 590

ь

о+

  • -к>
  • 8

о

+

+

+ о

О +

о

•О

+

  • 175 (60x3 = 180)
  • 240(60x4 = 240)
  • 295(60х 5 = 300)
  • 345 (60x6 = 360)
  • 430(60x7 = 420)
  • ?^о о

° о + о*

О

540(60 х 9 = 540 )

О.

о

Масса молекулы 8Ю-> в э.е.м. Середина

интервала 670 (60 х 11 = 660) подкласса у/

Номер топологической подрешетки (НТП)

  • 812 (60 х 13.5 = 810)
  • 905
  • 1060

+ +

-9-

+

  • 890 (60 х 15 =900) 938(60x 15.5 =930)
  • 1015 ( 60 х 17 = 1020)
  • 1120 (60 х 18.5 = 1 1 10)
  • 1 180
  • 1260(60x21 = 1260)
  • 340

+-|

р-2

-3

о-4

Рис. 25. Диаграмма классификации петрохимических составов магматических пород по параметрам р-а, построенная по данным табл. 7.

  • 1 - интрузивные породы, 2 - гранитовый аплит, 3 - породы даек, 4 - эффузивные породы.
  • 4. Произвести сравнение по щелочности пород.
  • 5. Классификация пород на основе БЮг - (^гО+КгО) чрезмерно сжата по шкале 8Юг в области средних и ультраосновных пород, а классификация на основе фсмафилов этот недостаток устраняет.
  • 6. Координаты р-а способны соотнести анализ с другими эталонными составами, что ведет в конечном итоге к диагностике породы или к уточнению диагностики.
  • 7. На основе стехиометрического параметра р удобно производить процедуру количественного сравнения магматических многофазных ассоциаций как целостных систем.
 
<<   СОДЕРЖАНИЕ   >>