Большинство минералов магматических пород представляют собой твердые растворы, то есть – совершенную изоморфную смесь двух или более компонентов. Плагиоклазы – изоморфная смесь альбита и анортита, щелочные полевые шпаты – калиевого полевого шпата и альбита, оливин – форстерита и фаялита и т.д. Поэтому кристаллизация расплавов, из которых образуются твердые растворы, имеет важное значение. В таких расплавах кристаллизация идет по закону непрерывного реакционного взаимодействия. Особенности кристаллизации по этому закону следующие: 1) в процессе кристаллизации состав выделившихся твердых кристаллов непрерывно изменяется; 2) температура определяет не только количественное соотношение выделившихся кристаллов и расплава, но и состав твердой фазы; 3) между выделившимися кристаллами и расплавом в течение всего процесса кристаллизации имеет место непрерывное реакционное взаимодействие, в результате которого изменяется состав расплава и твердой фазы; 4) прибавление к легкоплавкому компоненту более тугоплавкого может вызвать повышение температуры начала кристаллизации расплава смеси; 5) температура начала кристаллизации, состав первых кристаллов твердой фазы, а также температура конца кристаллизации, состав последних порций расплава и состав образовавшихся твердых кристаллов зависит исключительно от состава смеси.
Рассмотрим процесс кристаллизации в очень важной системе альбит-анортит (рис. 4.3). Температура плавления анортита – 1550ºС. Прибавление альбита постепенно понижает температуру начала кристаллизации расплава смеси. Температура плавления альбита – 1100ºС. Небольшое прибавление аноритта сразу же повышает температуру начала кристаллизации расплава смеси. Так расплав, содержащий 20% анортита и 80% альбита, начнет кристаллизоваться при температуре 1350ºС. Верхняя кривая на рисунке характеризует температуру начала кристаллизации и состав расплава, а нижняя кривая – температуру конца кристаллизации и состав твердой фазы.
Из расплава, содержащего 40% альбита и 60% анортита при температуре 1475ºС начнут выделяться кристаллы плагиоклаза, номер которого будет 87. При понижении температуры состав расплава будет изменяться в сторону обогащения альбитом, но и состав плагиоклаза тоже будет обогащаться альбитом. При температуре 1425ºС кристаллов плагиоклаза и расплава будет поровну. Номер плагиоклаза будет 78, а расплав будет содержать 58% альбита и 42% анортита. При температуре 1350ºС в равновесии будут уже кристаллы плагиоклаза №65 в количестве 85% и 15% расплава, содержащего всего 25% анортита. Количество расплава с понижением температуры непрерывно уменьшается и при 1325ºС уменьшится до 0. Номер плагиоклаза станет 60. Состав последних порций расплава будет содержать 80% альбита и 20% анортита. Таким образом, кристаллизация данного расплава закончится при температуре 1325ºС.
При нормальном ходе кристаллизации состав расплава и состав твердых кристаллов изменяется непрерывно. Это возможно только при достаточно медленном остывании, когда реакция доходит до конца. При кристаллизации магмы в глубинных условиях плагиоклаз, выделившийся в первые стадии процесса, успевает прореагировать с расплавом. Поэтому в интрузивных породах зональный плагиоклаз почти не встречается.
При образовании эффузивных пород кристаллизация идет быстро и не непрерывно. Поэтому плагиоклаз в этих породах имеет ряд особенностей. Во-первых, в порфировых вкрапленниках, представляющих сохранившиеся кристаллы первых стадий кристаллизации, обычно находится более основной плагиоклаз, чем тот, который составляет интрузивную породу соответствующего состава. Например, в риолитах встречается лабрадор, а гранитах – олигоклаз. Во-вторых, плагиоклаз во вкрапленниках эффузивных пород почти всегда зональный. Например, при кристаллизации расплава (рис. 4.4) температура от 1475ºС до 1425ºС понизится так быстро, что кристаллы не успеют прореагировать с расплавом. Тогда на них при дальнейшем понижении температуры начнет нарастать плагиоклаз другого состава. Поскольку в процессе кристаллизации может быть многократным перерыв в реакционном взаимодействии расплава с твердой фазой, то может образоваться несколько зон, то есть возникнет зональный плагиоклаз, который постоянно наблюдается в эффузивных породах. Границы между этими зонами могут быть резкими и расплывчатыми. Резкие границы, часто со следами оплавления, указывают на полное прекращение реакционного взаимодействия. Постепенные переходы между зонами указывают, что это взаимодействие было не полным, в результате того, что диффузия вещества из расплава к кристаллу шла быстрее, чем внутри кристалла.
Аналогичным образом кристаллизация может происходить и в системах, содержащих твердые растворы других составов (оливин, ромбические пироксены и т.д.). Кристаллизация в системе KAlSi3O8-NaAlSi3O8 в «сухом» состоянии будет проходить так же.
В системе KAlSi3O8-NaAlSi3O8 с летучими компонентами кристаллизация идет при более низких температурах, что может привести к распаду твердых растворов и образованию пертитов или антипертитов.
Особенности кристаллизации по закону непрерывного реакционного взаимодействия сохраняются и в более сложных системах.
4.4 Влияние летучих компонентов на кристаллизацию магмы
При кристаллизации расплавов, состоящих из одних силикатов можно не учитывать их летучесть и исключить влияние давления на ход кристаллизации. Однако, если в состав силикатного расплава входят такие летучие компоненты, как H2O, CO2, HCl, HF, H2 и т.п. пренебрегать газовой фазой нельзя, так как она участвует в процессе кристаллизации расплава.
Магма или лава всегда содержат летучие компоненты. На это указывают следующие факты: 1) извержение лав любого состава сопровождается вывыделением пара или газа в значительном количестве (на Аляске в вулканической области «Долина десяти тысяч дымов» ежегодно выделяется 1,25 млн. тонн HCL и до 200 тыс. тонн HF); 2) главной составной частью всех поствулканических выделений является вода; 3) все магматические породы содержат в своем составе воду. В граните ее 0,69%, в нефелиновом сиените – 1,38%, в габбро – 1,1%, в риолите – 1,54%, в базальте – 1,69%. В некоторых вулканических стеклах содержание воды достигает 10%. Но горных породах находится только небольшая часть воды, находящейся в магме. При кристаллизации большая часть летучих компонентов выделяется из магмы.
Сколько воды в магме точно неизвестно, но в 1938 г. экспериментами Горансона показано, что растворимость воды в гранитном расплаве ограничена. Гранитный расплав при давлении 100 атм (соответствует глубине 2 км) может растворить лишь 3,75% воды, а при давлении 4000 атм (соответствует глубине 15 км) – 9,25%. Во всяком случае нельзя считать, что магма может содержать неограниченное количество воды и других летучих компонентов.
Присутствие летучих компонентов в кристаллизующейся магме или лаве резко отражается на ее свойствах и влияет на ход кристаллизации.
1. Присутствие летучих компонентов резко снижает температуру начала кристаллизации. Установлено, что 1% растворенной в расплаве воды понижает температуру кристаллизации примерно на 50º, то есть при содержании 8–10% воды температура должна понизиться на 400–500 º.
2. Присутствие летучих компонентов резко понижает вязкость силикатного расплава, и, следовательно, способствует росту кристаллов.
В системах с ограниченной растворимостью летучего компонента в силикатном расплаве всегда имеет место резкий переход от расплава к раствору, даже при высоких давлениях. Отсюда следует наличие резкой границы между различными стадиями кристаллизации – магматической и пневматолитовой.
Главная особенность кристаллизации в системах с летучими компонентами – существование «ретроградного кипения», то есть выделения газа при одновременной кристаллизации. Оно начинается при понижении температуры. В результате ретроградного кипения магма превращается в горную породу, пропитанную газовым раствором, который находится в равновесии с породой и поэтому может вызвать перекристаллизацию ее подобно тому, как перекристаллизовывается осадок, остающийся в насыщенном растворе. В дальнейшем, если состав газового раствора изменяется, то он не будет находиться в равновесии с породой, и тогда магматические минералы начнут растворяться и замещаться вторичными минералами.
Таким образом, присутствие в магме воды и других минерализаторов обусловливает возникновение в конце кристаллизации газового раствора. Этот раствор в случае насыщенности его компонентами горной породы вызывает перекристаллизацию породы с образование грубозернистых структур. В другом случае, когда состав раствора отличается от состава горной породы, он вызывает отложение вторичных минералов с образованием различных структур замещения.
Общей особенностью кристаллизации магмы с участием летучих компонентов будет то, что этот процесс проходит в несколько стадий: 1) собственно магматическая стадия. Когда силикат выделяется из магмы, а газовая фаза еще не появляется; 2) «ретроградное кипение», когда из магмы выделяется и силикат и газовая фаза; 3) пневматолитовая стадия, когда силикат выделяется из газа; 4) стадия конденсации, когда появляются водные растворы и 5) гидротермальная стадия, когда силикат выделяется из водного раствора.
4.5 Закономерности парагенетических ассоциаций и последовательность выделения минералов
Подавляющее большинство магматических пород состоит из нескольких минеральных видов, они называются полиминеральными (гранит, гранодиорит, сиенит). Реже встречаются биминеральные (габбро, диорит) и мономинеральные (лабрадорит, пироксенит, оливинит) породы.
В состав полиминеральных пород могут входить многие минеральные виды, но в сочетании минералов, слагающих ту или иную магматическую породу, всегда есть закономерности, обусловленные физико-химическими законами, управляющими кристаллизацией магматического расплава. Парагенетические ассоциации в магматических породах, возникших в различные геологические эпохи, очень близки, а часто тождественны друг другу. Некоторые минеральные ассоциации невозможны в магматических породах. Для щелочных пород характерны щелочные минералы (например, нефелин, щелочные полевые шпаты, эгирин, щелочной амфибол в нефелиновых сиенитах). В известково-щелочных породах цветные минералы представлены оливином, пироксенами, роговой обманкой. Для кислых пород характерным является кварц. Для средних и некоторых основных – насыщенные кремнеземом силикаты и алюмосиликаты (ортоклаз, альбит, плагиоклазы, амфиболы, пироксены. Для основных и ультраосновных пород характерны недосыщенные минералы (оливин в известково-щелочных и фельдшпатоиды – в щелочных). Для определения минералогического состава горной породы необходимо четко знать не только оптические и морфологические свойства отдельных минералов, но и те парагенетические ассоциации, в которых встречаются породообразующие минералы. Определив два-три минерала необходимо уже ясно представлять себе, что может быть еще в данной породе. Ниже перечисленные главные закономерности парагенезиса минералов в магматических породах обоснованы общими представлениями об образовании этих пород.