€¦ · УДК 552(07) ББК 26.303я73 С148 Рецензент - Красноярский краевой фонд науки С148 Сазонов, А. М. Петрография

Вулкан Оль Дойньо Ленгаи (Танзания, Востер

МИНИСТЕРСТВО ОБРАЗОВАНИЯ И НАУКИ РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ

СИБИРСКИЙ ФЕДЕРАЛЬНЫЙ УНИВЕРСИТЕТ

А. М. Сазонов

ПЕТРОГРАФИЯМАГМАТИЧЕСКИХ

ПОРОД

Рекомендовано Национальным минерально-сырьевым университетом «Горный» в качестве учебного пособия для студентов, обучающихся по программам высшего профессионального образования по специальности 130101 «Прикладная геология», 23.12.2013

КрасноярскСФУ2014

УДК 552(07) ББК 26.303я73

С148

Р е ц е н з е н т - Красноярский краевой фонд науки

С148Сазонов, А. М.

Петрография магматических пород : учеб, пособие / А. М. Сазонов. - Красноярск : Сиб. федер. ун-т, 2014. - 292 с.

ISBN 978-5-7638-2977-8

В учебном пособии изложены основы петрографии и петрологии магматических пород. Рассмотрены классификационные признаки, современная классификация пород, рекомендованная Межведомственным петрографическим комитетом (2009). Охарактеризованы семейства видов и разновидностей горных пород. Основное внимание уделено минеральному составу и строению пород, а также связи минерального и химического составов. Приведены краткие сведения о связи породо- и рудообразования, кратко освещены общие вопросы происхождения магматических пород.

Предназначено для студентов высших учебных заведений, обучающихся по специальности 130101 «Прикладная геология».

УДК 552(07) ББК 26.303я73

ISBN 978-5-7638-2977-8

9 785763 829778 >

© Сазонов А. М., 2014 © Сибирский федеральный

университет, 2014

ПРИНЯТЫЕ СОКРАЩЕНИЯ

Аб (АЬ)Амф (Am)(Ап)(Aug)Барк Би (Bt)Ди (Di)Ед. з.Кар Кв (Q)Кол.КПи (Срх)Кпш (Fsp), КПШ Мел (Mel)Мит (Mnt)Нф (Ne)Ол (Ol)ОПи (Орх)Орт (Ort)Пи (Рх)Пл (Р1) п.п.п.П Л .0.0РЗЭРог (НЫ)РудиСерСл.СОХ(Tiaug)ТЦ (CI)Фа (Fa)(feld, foid)Фр (Fo)ХлЭи

- альбит- амфибол- анортитовая составляющая в плагиоклазе- авгит- баркевикит- биотит- диопсид- единичные зерна- карбонат- кварц- коллекция- клинопироксен- калиевый полевой шпат- мелилит- монтичеллит- нефелин- оливин- ортопироксен- ортоклаз- пироксен- плагиоклаз- потери при прокаливании- плоскость оптических осей- редкоземельные элементы- роговая обманка- рудный- серицит- следы- срединно-океанические хребты- титан-авгит- темноцветный индекс (color index)- фаялит (фаялитовая составляющая в оливине)- фельдшпатоид- форстерит- хлорит- эпидот

3

ВВЕДЕНИЕ

Петрография и (или) петрология - учение о горных породах. Разночтение в терминах, определяющих название дисциплины, сформировалось исторически. Если подходить строго к терминологии, то петрография означает описание горных пород, а петрология рассматривает вопросы происхождения горных пород. В отечественной геологии термины «петрография» и «петрология» иногда считают синонимами.

Возвращаясь к краткому определению дисциплины, следует сказать, что оно является неполным (в узком смысле слова), так как горные породы могут изучаться с различных точек зрения и это обстоятельство позволяет понимать по-разному содержание и задачи науки.

В соответствии с Петрографическим кодексом России (2009) петрография - наука геологического цикла, занимающаяся изучением, описанием и классификацией магматических, метаморфических горных пород и их природных ассоциаций, образующих геологически самостоятельные части земной коры. Петрография изучает горные породы с точки зрения их минерального и химического состава, текстур, структур и условий их залегания.

Горная порода - природный минеральный агрегат (или же скопление аморфного вещества - вулканического стекла, содержащего или не содержащего микрокристаллы), характеризующийся определенным составом, структурой и объемом.

Почти все составные части определения петрографии требуют пояснения. Во-первых, горные породы в земной коре возникают в результате геологических процессов (эндогенных и экзогенных). Вследствие эндогенных процессов образуются магматические и метаморфические горные породы, а в результате экзогенных - осадочные породы.

Во-вторых, начиная с самых ранних работ по петрографии обсуждается вопрос о принадлежности некоторых продуктов эндогенных и экзогенных процессов к горным породам. Так, например, Г. Розенбуш и А.Н. Заварицкий исключали из состава горных пород коры выветривания и руды. В свою очередь, Ю.А. Кузнецов обосновывает включение этих продуктов геологических процессов в состав горных пород. Горные породы - это продукты эндогенного и экзогенного процессов.

4

Введение

В связи с этим признаком выделяют магматические, осадочные и метаморфические породы. Продукты коры выветривания формируются в результате деятельности экзогенных процессов, имеют определенный состав, строение, образуют самостоятельные тела. На этом основании их можно относить к горным породам. Другими ограничениями в определении горной породы являются рудные обособления. Ю.А. Кузнецов поясняет, что понятие «руда» экономическое, а не геологическое. Нельзя сопоставлять понятия «горная порода» и «полезное ископаемое». Любая горная порода на определенном этапе развития техники и технологии извлечения полезных для людей компонентов может быть полезным ископаемым (например, грейзен с содержанием 0,5 % W 03 или порфирит с содержанием 0,5 % Си).

В-третьих, минимальный объем определяется текстурой, в которой проявлены индивидуальные особенности горной породы. Минимальный объем - «элементарная ячейка» горной породы. Представительный минимальный объем горной породы для такситовых, эвтакси- товых пород решается индивидуально.

В-четвертых, иногда возникают неясности между понятиями «минерал» и «горная порода». Различие состоит в том, что горная порода является агрегатом минеральных зерен, отражающим условия образования. Теряется граница между понятиями «минерал» и «горная порода» в том случае, когда речь идет о минералах, имеющих коллоидальное строение. Например, опал и бурый железняк являются минералами и в то же время осадочными горными породами.

Петрология концентрирует свое внимание на особенностях состава и строения пород, отражающих условия их образования (происхождения), на соотношениях горных пород в ассоциациях, на закономерностях их распространения во времени и пространстве, на процессах, определяющих такие закономерности, и на экспериментальном воспроизведении этих процессов.

Задачами петрографии и петрологии являются:1. Изучение горных пород, их состава, строения, связи с ними по

лезных ископаемых.2. Изучение естественной истории их образования и преобразо

вания, в том числе истории образования и преобразования верхних частей планеты (поэтому любую породу следует рассматривать как документ).

3. Изучение ассоциаций, условий залегания, преобразования и взаимодействия.

5

Введение

Одной из частных, но не менее важных задач является систематизация огромного фактического материала и разработка единой универсальной классификации горных пород. Она должна базироваться, по мнению Ю.А. Кузнецова, на генетической основе и сменить формальные классификации, учитывающие состав и строение.

Важнейшими объектами петрографических исследований являются ассоциации горных пород и закономерности их образования. В отечественной практике ассоциации горных пород рассматриваются с точки зрения формационного анализа.

Магматическая формация - закономерная естественная ассоциация магматических пород, члены которой связаны однотипным положением в тектонических структурах, близостью особенностей вещественного состава, с характерной металлогенической специализацией.

В зарубежных научных и учебных изданиях (западно-европейской и американской литературе) главное внимание уделяется петрохими- ческим сериям, где ассоциации изверженных пород рассматриваются с позиций химического состава, нередко в отрыве от условий их нахождения.

Методы исследования. Наиболее важным методом исследования является полевой геологический метод.

Лабораторные методы (кристаллооптический, микроструктур- ный, анализ физических свойств горных пород, химический, спектральный) не являются собственно петрогрфическими. Петрография пользуется чужими методами.

Большое значение в познании горных пород имеет экспериментальная петрография, в задачу которой входит моделирование процессов породообразования.

Разделы петрографии. К настоящему времени в составе петрографии оформились емкие по содержанию разделы, которые характеризуются самостоятельностью предмета исследования:

петрография магматических горных пород; петрография метаморфических горных пород; петрография осадочных горных пород; петрография осадочно-вулканических пород; экспериментальная петрография; петрохимия.В соответствии с Петрографическим кодексом России (2009) сле

дует выделять в самостоятельные разделы:

б

Введение

петрографию импактных пород; петрографию космических тел; петрографию метасоматитов; петрографию ультраметаморфических пород.Д.С. Белянкин в качестве раздела петрографии выделял петро

графию технического камня, хотя она не является геологической наукой, поскольку предмет ее изучения - искусственные материалы, а не горные породы. В настоящее время этот раздел науки о веществе называют технической минералогией, что также не совсем удачно.

Как наука о веществе земной коры, петрография теснейшим образом связана с минералогией, геохимией, геофизикой, геотектоникой, исторической геологией. Геология находится над этими науками, а не рядом с ними.

Учебное пособие составлено в соответствии с учебным планом и программой по курсу «Петрография» ФГС-3 для специальности «Прикладная геология». В нем учтены рекомендации терминологических комиссий и ведущих ученых в области петрографии. Для более углубленного изучения отдельных разделов «Петрографии» студенты могут воспользоваться источниками, приведенными в рекомендательном библиографическом списке в конце пособия. До настоящего времени не потеряли своего научного и образовательного значения учебники Ф.Ю. Левинсон-Лессинга (1931), Г. Розенбуша (1934), В.И. Лучицкого (1949), А.Н. Заварицкого (1961), А.М. Даминовой (1967), Г.М. Саран- чиной и и Н.Ф. Шинкарева (1967), Е.А. Кузнецова (1970), Ф. Хэтча и др. (1975), под редакцией А.А. Маракушева (1981), И.Ф. Трусовой и В.И. Чернова (1982), П.Ф. Емельяненко и Е.Б. Яковлевой (1985), X. Вильямса, Ф. Тернера, Ч. Гилберта (1985), М.П. Кортусова (1986).

При написании учебного пособия автором использован опыт преподавания курсов петрографического цикла студентам геологического профиля в Томском политехническом университете и Государственном университете цветных металлов и золота. При его разработке использованы методические и дидактические приемы преподавания этого раздела моих учителей профессоров С.С. Ильенка и М.П. Кортусова.

Автор выражает искреннюю признательность и благодарность Т.В. Полевой, Л.Г. Окладниковой, И.И. Кузьминой, Н.Г. Дербеневой, Л.Г. Семухиной за помощь в подготовке рукописи к изданию.

7

1. КЛАССИФИКАЦИОННЫЕ ПРИЗНАКИМАГМАТИЧЕСКИХ ПОРОД

Земная кора сложена горными породами различного происхождения. Магматические породы, по данным Ф. Кларка и X. Вашингтона, занимают около 95 % объема земной коры до глубины 16 км. Причем следует помнить, что приповерхностные участки Земли сложены на 75 % осадочными породами.

Магматические породы образуются из высокотемпературных расплавов (магм) в результате кристаллизации или кристаллизации и затвердевания. Магмы имеют преимущественно силикатный состав, первоначально находятся в огненно-жидком состоянии, содержат растворенные летучие компоненты. Магмы зарождаются в мантии или в нижних участках земной коры и внедряются в верхние сечения земной коры вследствие тектонических процессов. Это приводит к остыванию магм и формированию тел магматических пород на поверхности земли или в ее недрах. За счет различных условий образования пород и состава исходных магм сформировалось большое количество видов магматических пород.

Одной из задач изучения горных пород является их систематика, т.е. упорядочение природного многообразия на основе взаимосвязанных таксонов. Таксономия (taxis - расположение, строй, порядок; norms - закон) представляет раздел систематики, исследующий соподчиненные группы объектов (таксонов). Термин «классификация» означает систему соподчиненных понятий. Главными классификационными признаками при систематике горных пород являются: геологические процессы (эндогенные, экзогенные, космогенные); фациальные условия образования; вещественный состав (химический и минеральный); строение горных пород (текстура и структура).

1.1. Формы залегания магматических пород

Магматические горные породы слагают геологические тела, изучение их формы и внутреннего строения является

8


одной из важнейших задач структурной петрологии - одного из разделов петрографии.

Формы залегания магматических пород определяются многими тесно взаимосвязанными факторами: глубиной становления и механизмом внедрения магмы, тектонической структурой рам (вмещающих пород) и характером их движений во время формирования магматических тел. С учетом влияния этих факторов выделяют формы залегания интрузивных и эффузивных пород.

Формы залегания интрузивных породИнтрузивные тела (их можно называть плутонами или массивами)

всегда формируются под более или менее мощной покрышкой вмещающих пород. В зависимости от глубины, на которой происходит становление плутонов, выделяются гипабиссальные (глубина менее 3 км), мезоабиссальные (от 3 до 10 км) и абиссальные (более 10 км) плутоны. По характеру становления они подразделяются на простые и сложные. Простые плутоны возникают в результате одного этапа внедрения магмы в данный участок литосферы, а сложные - в несколько этапов (фаз), причем при последовательных внедрениях состав магмы мог меняться, а интрузивные тела оказывались сложенными породами различного состава. Такие тела часто называют многофазными.

Разнообразие состава пород плутонов можно объяснить сложными процессами дифференциации (расщепления) магмы, внедрившейся в один этап (фазу). Если при этом различные типы пород распределяются в плутоне в виде более или менее параллельных полос, то такие плутоны называются псевдостратифицированными или расслоенными.

В зависимости от соотношения времени внедрения магмы и складчатости принято выделять три типа интрузивных тел: доскладчатые (дооро- генные), соскладчатые (синорогенные) и послескладчатые (посторогенные).

Общепринятой генетической классификации интрузивных тел, к сожалению, пока не существует, поэтому они подразделяются на группы и типы по их отношению к вмещающим толщам. Этот признак позволяет выделить согласные (конкордантные) и несогласные (дис- кордантные) интрузивные тела. Первые из них залегают параллельно с плоскостями наслоения вмещающих пород, а вторые занимают секущее положение.

Согласные интрузивные тела Среди согласных интрузивных телнаиболее распространены силлы,

лополиты, лакколиты, факолиты, акмолиты и мигматит-плутоны.

9

1. Классификационные признаки магматических пород

Интрузивная залежь, или силл, представляет собой пластообразное интрузивное тело, расположенное в горизонтально залегающих или слабодислоцированных толщах (рис. 1.1). В силлах различаются верхняя (кровля) и нижняя (подошва) поверхности и приводной канал. Кровля и подошва на значительных расстояниях параллельны. Мощность таких тел может меняться от долей метра до нескольких десятков и даже сотен метров. В провинции Кару (Южная Африка) известен силл мощностью около 600 м.

Отношение площади распространения силлов к их мощности составляет (по Р. Дэли) от 10:1 до 20:1. Наиболее крупные тела занимают площади в несколько сот и даже тысяч квадратных километров. В своем большинстве они слагаются основными породами, но встречаются интрузивные залежи и другого состава. Наиболее развиты силлы в платформенных областях в горизонтально залегающих или слабодислоцированных отложениях чехла (Сибирская, Южно-Африканская и другие платформы).

Лополит характеризуется как крупное по размерам чашеобразное интрузивное тело, онущенное в центре (рис. 1.2). Обычно лополиты обладают очень большой мощностью, измеряемой тысячами метров. Преимущественно они сложены основными породами, к которым в подчиненных количествах присоединяются ультраосновные, а иногда и кислые. Часто лополиты оказываются псевдостратифициро- ванными (расслоенными) с тяготением псевдослоев ультраосновных пород к нижним горизонтам. В верхних частях некоторых лопо-

литов залегают кислые породы, резко подчиненные по объему основным.Лополиты приурочены к платформенным областям, и их кровля

слагается слабодислоцированными толщами. Наибольшей известностью пользуются лополит Садбери в Канаде и Бушвельдский лополит в Южной Африке.

Лакколит - это караваеобразное интрузивное тело, имеющее плоское, почти горизонтальное основание и куполообразную приподнятую кровлю. На эрозионных срезах у лакколитов округлые или

Рис. 1.1. Интрузивные залежи, или силлы (черное), среди пологозале-

гающихтолщ (Кортусов, 1986)

10


овальные очертания, по размерам это обычно небольшие интрузивные тела с диаметром от нескольких сотен метров до первых километров. По форме различают симметричные (рис. 1.3) и асимметричные лакколиты, среди которых выделяются простые (рис. 1.4) и сложные (рис. 1.5) тела.

Рис. 1.2. Лополит, сложенный основными (нижняя половина) и кислыми (прикровельная часть) породами (Кортусов, 1986)

Лакколиты преимущественно залегают в слабодислоцированных толщах - это так называемые внутриформационные лакколиты. Известны, однако, случаи их расположения на границе разновозрастных толщ, нижняя из которых обычно оказывается интенсивно дислоцированной, а верхняя - субгоризонтальной или слабоскладчатой. Такие лакколиты называются межформационными и отличаются более крупными размерами.

По способу формирования межформационные лакколиты могут быть простыми (см. рис. 1.3) и мпогофазными, или сложными (см. рис. 1.5). Чаще всего они слагаются кислыми или умеренно-щелочными породами, магма которых имела высокую вязкость и не могла распространяться на значительные расстояния от приводного канала. Вместе с тем известны лакколиты, сложенные и основными породами. Типичные лакколиты трахитов развиты в районе Кавказских Минеральных Вод.

Факолиты представляют собой линзовидные интрузивные тела, залегающие в ядрах антиклинальных складок (рис. 1.6). Возникают они в интенсивно дислоцированных толщах и имеют относительно небольшие размеры. Образование этих бескорневых интрузивных тел происходит, по-видимому, одновременно со складчатостью. Факолиты слагаются кислыми породами и встречаются реже остальных интрузивных тел.

11


Рис. 1.3. Симметричный внутриформационный лакколит (Кортусов, 1986)

Рис. 1.4. Простой (однофазный) межформационный лакколит (Кортусов, 1986)

Рис. 1.5. Многофазный (сложный) межформационный лакколит (Кортусов, 1986)

12


Рис. 1.6. Схематизированный разрез факолитов, залегающих в интенсивно складчатой толще (по Р. Дэли)

Рис. 1.7. Акмолиты (Кортусов, 1986)

13


Акмолиты характеризуются как согласные интрузивные тела, имеющие форму ножа с лезвием, направленным вверх. Залегают они в очень интенсивно дислоцированных толщах. Мощность их может меняться от первых метров и даже сантиметров до первых километров. Нередко акмолиты встречаются группами в виде субпараллельно расположенных тел значительной протяженности (рис. 1.7). В плане они имеют линзовидную форму, слагаются преимущественно кислыми породами.

Наиболее распространены акмолиты на кристаллических щитах и в фундаменте древних платформ, обычно залегают среди кристаллических сланцев и гнейсов.

Рис. 1.8. Схема строения мигматит-плутона (+), залегающего в крутопадающих кристаллических сланцах (сплошные линии). Пунктиром показаны просвечивающие текстуры в гранитоидах

(Кортусов, 1986)

Мигматит-плутоны представляют собой огромные тела грани- тоидных пород, залегающие согласно с вмещающими толщами, сложенными глубокометаморфизованными кристаллическими сланцами и гнейсами (рис. 1.8). Мигматит-плутоны не имеют четких контактов и обычно окружены серией акмолитов и мелких инъекций гранитоидно- го состава, сложены гнейсовидными и полосчатыми гранитоидами.

Несогласные Среди несогласных интрузивныхинтрузивные тела хел наиболее типичными являются

дайки, этмолиты, батолиты и штоки.Дайки характеризуются как пластинообразные тела, ограничен

ные вертикальными или крутопадающими стенками. Они имеют при

14


относительно небольшой мощности значительную протяженность. У них различают висячий и лежачий бока, которые являются субпараллельными. Мощность даек может изменяться от нескольких сантиметров до десятков и даже сотен метров. По простиранию они прослеживаются на десятки и сотни метров, а иногда и на несколько километров. Как исключение встречаются дайки очень больших размеров. В литературе описана, например, Великая дайка Зимбабве (Родезии) протяженностью более 500 км при мощности до 5 км. В таких случаях, вероятно, следует говорить не о дайке, а о дайкообразном интрузивном теле.

Дайки могут встречаться поодиночке, но часто наблюдаются группами. Сближенные группы даек называются свитами (роями, стаями) даек. Они могут располагаться субпараллельно или радиально (рис. 1.9, 1.10). По петрографическому составу породы даек очень разнообразны (основные, кислые, средние). Формирование их происходило или в один этап внедрения (простые дайки), или в результате нескольких последовательных фаз поступления магмы в одну и ту же трещину (сложные дайки). В последнем случае дайка иногда слагается несколькими видами пород. В обоих случаях в призальбандовых частях даек нередко наблюдаются зоны закалки, проявляющиеся в формировании мелкозернистых и даже стекловатых структур, которые отличаются от кольцевых только тем, что падение даек направлено к центру кольцевой структуры.

Кроме прямолинейных даек встречаются и кольцевые, которые в плане имеют форму дуги или незамкнутого кольца (см. рис. 1.10). Мощность таких даек может колебаться в широких пределах (от нескольких до сотен метров), а диаметр кольцевых структур в различных районах меняться от сотен метров до десятков километров. Для кольцевых даек характерно падение в стороны от воображаемого центра. Появление кольцевых даек связано, по-видимому, с опусканием более или менее крупных блоков вмещающих пород. Известны также конические тела, которые отличаются от кольцевых тем, что падение даек направлено к центру кольцевой структуры.

Воронкообразные тела (этмолиты) представляют собой несогласные плутоны, пересекающие направления напластования вмещающих пород и имеющие форму воронки, сужающейся книзу (рис. 1.11). Иногда воронкообразные тела обнаруживают четкую расслоенность, подчеркнутую обособлением субпараллельных псевдослоев различного петрографического состава. Чаще всего в этмолитах преобладают основные породы, слагающие средние части тел. К их нижним частям нередко тяготеют ультрамафиты, а к верхним - породы средней основности (диориты, кварцевые диориты).

15


Рис. 1.9. Блок-диаграмма серии даек (Кортусов, 1986)

Рис. 1.10. Схематизированный план кольцевых даек о. Мул в Шотландии: 1 - гранофиры; 2 - фельзиты кольцевой дайки; 3 - граниты кольцевой дайки; 4 - кварцевые габбро; 5 - необнаженные участки (Кортусов, 1986)

16

Рис. 1.11. Разрез воронкообразного тела (этмолита). Пунктиром показана расслоенность

(Кортусов, 1986)


Вместе с тем воронкообразные тела могут быть выполнены породами иного состава.

Батолиты представляют собой очень крупные магматические тела неправильной формы. Р. Дэли (1936) отмечает следующие типичные особенности батолитов:

1) приуроченность к складчатым поясам с общей вытянутостью интрузивных тел субпараллельно главным тектоническим осям при несогласном залегании по отношению к вмещающим породам;

2) неправильную куполообразную кровлю с многочисленными выступами и провалами;

3) огромный объем и исключительно широкое площадное распространение, измеряемое тысячами и десятками тысяч квадратных километров;

4) однородный гранитный или гранодиоритовый состав.Р. Дэли считал батолиты сквозными интрузивными телами, кото

рые на глубине соединяются с магматическими очагами (рис. 1.12).

Рис. 1.12. Блок-диаграмма батолита по Р. Дэли (Гр), залегающего в складчатой толще (ВТ), которая интенсивно изменена в экзокон- тактовых зонах (М). В центральной части рисунка изображен отанец кровли (ПК)

В настоящее время на основе структурно-петрографических и геофизических исследований установлено, что батолиты, как и остальные интрузивные тела, имеют не только кровлю, но и подошву, а следовательно, могут рассматриваться как огромные псевдонесо- гласные лакколитоподобные тела.

17


Вопрос о том, каким образом магма заняла то пространство, в котором размещается батолит, получил название проблемы пространства; она по-прежнему остается дискуссионной. Р. Дэли и его сторонники рассматривали образование батолитов как результат последовательного обрушения кровли под воздействием внедряющейся магмы. Многие исследователи полагают, что эти огромные интрузивные тела образуются при активном распространении магмы по поверхностям региональных несогласий, которые являются ослабленными зонами (рис. 1.13).

Рис. 1.13. Схема строения батолита как крупного межформационного несогласного тела (Кортусов, 1986)

По мнению других ученых, возникновение гранитоидных батолитов связано с процессом метасоматической гранитизации. Сторонники этой точки зрения считают гранитные батолиты не магматическими, а метаморфическими телами, возникающими в результате замещения ранее существовавших пород гранитоидами без прохождения магматической стадии.

Наконец, в последние десятилетия все больше сторонников приобретает теория возникновения батолитов в ходе магматического замещения при образовании магмы на месте вмещающих пород. С этих позиций гранитоидные батолиты рассматриваются как законсервированные магматические очаги.

Штоки - это неправильной формы несогласные интрузивные тела небольших размеров. Их контактовые поверхности крутые или вертикальные. В плане штоки имеют изометричные формы с извилистыми границами. Размеры этих тел могут меняться, но обычно к штокам

18


относят тела, площадь выхода которых на поверхность не превышает 100 км2. Чаще всего они являются апофизами батолитов.

Интрузивные тела центрального типа (центральные интрузивы) характеризуются как несогласные плутоны с грубоконцентрическим строением (рис. 1.14). В плане они имеют изометричные очертания, падение контактов крутое или вертикальное. Петрографический состав пород сложен, что связано с многофазным внедрением магмы различного состава, размещение которой контролируется тектоническими структурами кольцевого характера.

Рис. 1.14. Схематическая геологическая карта интрузива центрального типа (по Н.М. Успенскому); 1 - дуниты; 2 - пироксениты; 3 - мелано-

кратовое габбро; 4 - габбро; 5 - габбро-диориты; 6 - вмещающие породы

Наиболее полно изучены плутоны центрального типа, распространенные на Урале. Они отличаются преобладанием основных пород и присутствием ультрамафитов, которые слагают центральные ядра массивов. Плутоны центрального типа известны на северо-западе Сибирской платформы (Маймеча-Котуйская провинция), где в единых массивах присутствуют ультраосновные (дуниты, перидотиты, пироксениты) и щелочные породы, а также карбонатиты. Расположение этих типов пород в плутонах является грубоконцентрическим.

Трещинные тела представляют собой несогласные плутоны вытянутой формы, приуроченные к зонам крупных линейных разрывных нарушений. В целом трещинные тела напоминают крупные по разме

19


рам дайки и могут называться дайкообразными телами. Их контактовые поверхности характеризуются как крутые или вертикальные. Петрографический состав трещинных плутонов весьма разнообразен, они могут быть сложены гранитоидами, габброидами, сиенитами и другими типами пород.

Главные положения Основы генетической системати-генетической систематики ки интрузивных тел были сфор-интрузивных тел мулированы немецким ученым

Г. Клоосом и советским исследователем академиком А.А. Полкановым. Она базируется на зависимости форм залегания интрузивных тел от активности самой магмы, особенностей тектонической структуры и характера тектонических движений рамы (вмещающих пород) в момент внедрения.

Активность магмы может быть связана с ее химической активностью по отношению к породам рамы, с силами гравитации, заставляющими магму перемещаться в области пониженного давления, с гидростатическим давлением (приобретение магмой механической активности), с нарушением фазового равновесия, при этом магма вскипает в результате интенсивного отделения от расплава газовой фазы и иногда образуются диатремы. Все перечисленные типы активности магмы тесно взаимосвязаны и могут проявляться одновременно, но с различной интенсивностью, что зависит от глубины становления магматических тел. На больших глубинах наиболее развиты химическая и гравитационная активность, а на меньших - ведущую роль играют гидростатическая активность и активность, обусловленная нарушением фазового равновесия.

Тектоническая структура и характер движения рамы наряду с активностью магмы оказывают большое влияние на форму залегания интрузивных тел. Причем эти факторы резко различаются для основных геоструктурных элементов земной коры - устойчивых областей (кратонов) и подвижных (геосинклинальных) зон (орогенов). К устойчивым областям относят тектонически устойчивые участки земной коры - платформы и кристаллические щиты, а к орогенам - геосинк- линальные области. Коренные отличия в строении и характере тектонических движений устойчивых и подвижных областей позволяют разделять магматические тела на два типа: интрузивные тела подвижных зон (орогенов) и интрузивные тела устойчивых областей.

Форма интрузивных тел устойчивых областей определяется типом тектонических движений в период их активизации, строением по

20


род рамы и активностью магмы. Для устойчивых областей выделяются интрузивные тела расколов (дайки, трещинные тела) и интрузивные тела, связанные с активностью самой магмы и структурой вмещающих пород. Последние делятся на согласные (силлы, лакколиты, лополиты) и несогласные тела (кольцевые дайки, плутоны центрального типа, диатремы).

Интрузивные тела подвижных зон (орогена) подразделяются на три группы: доскладчатые (доорогенные), соскладчатые (синороген- ные) и послескладчатые (посторогенные).

В доскладчатый период происходит прогибание дна геосинклинали и накопление огромных масс осадков; формируются интрузивные тела, напоминающие таковые устойчивых областей (силлы, лакколиты, дайки, трещинные тела), но при последующих складчатых движениях их первоначальное положение и даже форма меняются. Иначе говоря, доскладчатые интрузивные тела оказываются интенсивно деформированными .

В соскладчатый (<синорогенньш) период форма интрузивных тел главным образом зависит от характера движений рамы и в меньшей степени - от активности магмы; возникают согласные интрузивные (факолиты) и некоторые несогласные тела (батолиты, штоки).

В послескладчатый период, наступающий в связи с замыканием геосинклинали, тектонические движения проявляются в образовании разломов, что способствует формированию несогласных интрузивных тел (штоки, дайки, трещинные плутоны).

Формы залегания эффузивных породФормы залегания эффузивных пород в основном определяются

типом извержений, составом изливающейся магмы и рельефом местности. Обычно выделяется два типа извержений:

1) трещинный, характеризующийся спокойным излиянием лавы из протяженной трещины или трещин;

2) центральный, отличающийся поступлением на поверхность вулканического материала из центральных вулканических каналов.

Извержения обоих типов приводят к образованию потоков, покровов и специфических форм залегания, свойственных только центральному типу (вулканические конусы, вулканические купола, некки, диатремы и др.).

Покровы образуются при излияниях сравнительно жидкой базальтовой лавы на относительно ровную поверхность земли (рис. 1.15). При этом лава покрывает сплошным плащом значительные по площа

21


ди пространства, создавая так называемые базальтовые плато. Морфологически покровы имеют изометричные очертания или слегка вытянуты в направлении течения лавы. Мощность отдельных покровов колеблется от нескольких сантиметров до первых десятков метров. Однако поскольку базальтовое плато формируется в результате многократных последовательных излияний лавы, общая мощность вулканических пород может достигать значительных величин. Так, например, на плоскогорье Декан (Индостанский п-ов) совокупная мощность базальтовых покровов составляет в среднем 600 м.

Рис. 1.15. Лавовый покров в Исландии (по Тиррелю)

Оригинального состава и строения покровы вулканических пород возникают при извержении некоторых вулканов центрального типа. Здесь имеются в виду случаи, когда из жерла выбрасывается своеобразная суспензия, состоящая из раскаленных рыхлых продуктов извержения и газов, которая, отлагаясь в окрестностях вулкана, создает покров игнимбритов.

Потоки представляют собой языкообразные тела эффузивных пород, возникающие при излиянии лав на неровную поверхность земли (рис. 1.16). Во всех случаях они имеют относительно небольшую ширину при значительной протяженности. Длина отдельных потоков зависит от интенсивности извержения и состава изливающейся лавы. Основные (базальтовые) лавы образуют протяженные потоки, а кислые - сравнительно короткие. Мощность потоков, также зависящая от состава лавы, может меняться от нескольких сантиметров до первых десятков метров.

Вулканические потоки и покровы в дальнейшем перекрываются относительно молодыми отложениями и имеют в геологических разре

22


зах пластообразные формы залегания. По своим морфологическим особенностям они напоминают силлы, отличаясь от них отсутствием метаморфического воздействия на вышележащие породы. Эти формы залегания чаще всего образуются при излиянии базальтовых или андезитовых лав, которые обладают относительно невысокой вязкостью.

Вулканические конусы возникают в связи с деятельностью вулканов центрального типа, в результате которой происходит скопление значительных масс вулканического материала около жерла вулкана. В зависимости от преобладающего состава вулканических продуктов различают лавовые (гавайский тип), лавово-туфовые и туфовые вулканические конусы, которые редко сохраняются в геологической летописи и обычно уничтожаются эрозионными процессами.

Вулканические купола образуются в вулканах центрального типа при закупорке жерла очень вязкой лавой. Если вулканический купол не выходит на поверхность, то он называется эндогенным. Вместе с тем во многих случаях вязкая, затвердевающая лава выталкивается из кратера вулкана и образует выступающие на поверхность купола, иглы, пики (рис. 1.17). Они иногда, достигают значительной высоты - до десятков и даже сотен метров. Так, например, игла вулкана Мон- Пеле в период своего наибольшего развития имела высоту около 300 м.

Вулканические некки (жерловины) представляют собой тела цилиндрической формы, возникающие в результате заполнения подво

Рис. 1.16. Лавовые потоки (черное) на о. Гавайи (по Холмсу)

Рис. 1.17. Экзогенный вулканический купол вулкана Мон-Пеле

на о. Мартиника (по Лакруа)

23


дящего канала (жерла) вулкана застывшей лавой или туфовым материалом. В плане они имеют округлые или овальные очертания, их диаметр может быть весьма различным для разных районов (от нескольких метров до первых километров).

Диатрема представляет собой трубообразное тело, возникшее при внедрении флюидизированного кластитового материала. В отличие от обычных некков диатремы выполняются обломочными продуктами извержений со значительной примесью обломков пород, слагающих стенки диатрем и более глубоких горизонтов. Наиболее типичными диатремами являются кимберлитовые трубки, которые иногда называют трубками взрыва. Но взрывной характер формирования кимберлитовых трубок многими исследователями ставится под сомнение. Поэтому следует применять к этим телам нейтральный термин «диатрема». На глубине кимберлитовые трубки меняют свой диаметр и могут переходить в дайкообразные тела (рис. 1.18).

Рис. 1.18. Блок-диаграмма кимберлитовой трубки в Южной Африке (по Дю-Тойту), построенная по данным разведочных работ. Цифрами обозначены глубины от поверхности земли

Кроме описанных форм залегания вулканических пород, при извержениях возникают огромные скопления рыхлых продуктов, которые после цементации образуют пласты вулканических туфов.

24

1.2. Вещественный состав пород


Под вещественным составом пород понимается химический и минеральный составы.

Химический составХимический состав является одним из самых существенных при

знаков при классификации магматических пород. Особенно большое значение химический состав имеет для характеристики эффузивных пород, минералогический состав которых обычными микроскопическими методами не может быть определен достаточно точно в связи с присутствием стекла и малыми размерами зерен породообразующих минералов.

За редким исключением магматические породы относятся к силикатным, так как их главной составной частью является кремний. В значительных количествах присутствуют следующие химические элементы: Al, Fe, Mg, Са, Na, К, О, Н (табл. 1.1).

Таблица 1.1

Средний валовой состав магматических пород (по Кларку и Вашингтону)

№п/п Оксид Содержание,

мае. %Возможныеколебания

№п/п Оксид Содержание,

мае. %Возможныеколебания

1 S i0 2 59,12 24-85 8 К20 3,13 0-132 А120 3 15,34 0-28 9 Н20 1,15 -

3 Ре20з 3,08 0-13 10 ТЮ2 1,05 -

4 FeO 3,80 0-15 11 МпО 0,24 -

5 MgO 3,49 0^46 12 Р20 5 0,30 -

6 CaO 5,08 0-17 13 С 0 2 0,10 -

7 Na20 3,84 0-14 I 99,72 -

П р и м е ч а н и е . Для Н20 , ТЮ2, МпО, Р20 5 и С 02 не указаны возможные колебания, поскольку содержания этих оксидов в магматических породах незначительны.

Химический состав пород отражается в ведомостях лабораторий, в которых приводятся содержания оксидов соответствующих элементов в массовых процентах (мае. %). Анализ табл. 1.1 показывает, что на долю 13 оксидов приходится 99,72 мае. %, причем на долю 8 первых оксидов - 96,88 мае. %, они являются главными породообразую

25


щими. Кроме главных в составе магматических пород присутствуют многие другие химические элементы, содержание которых выражается в сотых и тысячных долях весовых процентов, их называют элементами-примесями. Они имеют большое значение для характеристики особенностей химизма магматических пород и их потенциальной ру- доносности.

Рассмотрением особенностей химического состава пород занимается петрохимия.

На основе концентраций петрогенных оксидов в породах разработаны классификации разного ранга. Химические классификации очень удобные. Наиболее ранняя классификация пород по количеству кремнезема, предложенная Абихом в XIX в., не потеряла своего значения до сих пор. По содержанию Si02 выделены отряды ультраоснов- ных, основных, средних, кислых и ультракислых пород. Концентрация щелочей (Na20 + К20 ) дает возможность подразделить породы на низкощелочные, нормально-щелочные, умеренно-щелочные и щелочные подотряды. Соотношение в породах S i02 и (Na20 + К20 ) позволяет выделить семейства горных пород.

Минеральный составМагматические породы в своем большинстве слагаются агрега

тами кристаллических зерен, иногда к ним присоединяется некоторое количество вулканического стекла. Ведущую роль в магматических породах играют разнообразные силикаты, и только в незначительных количествах могут присутствовать минералы других групп.

Характер минеральных парагенезисов в первую очередь зависит от состава магмы, из которой они возникают. Определенное влияние на состав минералов оказывают также условия кристаллизации магмы, что наиболее четко проявляется при сравнении минерального состава интрузивных и эффузивных пород. Первые из них образуются в условиях медленного и постепенного остывания при сохранении флюидных компонентов, что приводит к формированию равновесных минеральных парагенезисов, а вторые, возникающие в условиях быстрого падения температуры и низкого давления, отличаются присутствием неравновесных минеральных ассоциаций и частым наличием вулканического стекла.

Все минералы, слагающие магматические породы, по своей количественной роли разделяются на главные и второстепенные, а по происхождению - на первичные и вторичные.

26


Главные и второстепенные Главные минералы присутствуютминералы в магматических породах в значи

тельных количествах. К ним относят составные части пород, присутствующие в количествах более 5 %. По количественному соотношению главных породообразующих минералов производится определение вида пород.

Среди главных минералов выделяются салические и фемические.С а л и ч е с к и е м и н е р а л ы названы по главным химиче

ским элементам, которые входят в их состав (Si, А1). Катионами в них могут являться К, Na, Са, присутствующие в различных количествах и сочетаниях. К салическим относятся калинатровые полевые шпаты, плагиоклазы, фельдшпатоиды и кварц. Несмотря на большие различия в составе, они характеризуются некоторыми общими свойствами. Салические минералы макроскопически чаще всего светлоокрашенные, а под микроскопом бесцветные, имеют низкие двупреломление и показатели преломления.

Ф е м и ч е с к и е м и н е р а л ы отличаются от салических постоянным присутствием магния и железа, по начальным буквам которых они и получили свое название (феррум, магниум). К этой группе минералов относятся оливины, пироксены, амфиболы и слюды. Все они макроскопически имеют обычно темную окраску, а под микроскопом характеризуются повышенными показателями преломления и часто высоким двупреломлением. Их называют темноцветными или цветными.

Второстепенные минералы находятся в породах в небольших количествах, их содержание не превышает 5 %. Как правило, присутствие или отсутствие этих минералов не влияет на название породы. В качестве второстепенных могут встречаться отмеченные выше салические и фемические минералы, например, кварц в диорите, плагиоклаз в перидотите.

Акцессорные минералы в подавляющем большинстве пород присутствуют в небольших количествах, а иногда определяют название породы, например, дунит и оливинит состоят из оливина, но в дуните акцессорный минерал хромит, а в оливините - магнетит. К акцессорным минералам относятся апатит, сфен, циркон, рутил, гранат, хромит, магнетит, ильменит, монацит, ксенотим, эвдиалит и многие другие. Эти минералы содержат элементы, играющие роль минерализаторов в магме. Те или иные элементы-минерализаторы (Сг, Ti, Р, Zr и др.), присутствующие в магмах, придают им определенные физические свойства (вязкость, пластичность и др.). Поэтому по видовому составу

27


акцессорных минералов можно судить о физико-химических свойствах магм.

В редких породах содержание акцессорных минералов повышается, и они играют роль главных составных частей, влияющих на название породы.

Первичные и вторичные Первичными называют минера-минералы лы, которые образуются в процес

се кристаллизации магматических расплавов или в результате реакционного взаимодействия собственно первичных минералов с магматическим расплавом или его флюидной фазой.

Реакционные первичные минералы могут возникать на различных стадиях кристаллизации магмы, в связи с чем выделяются минералы магматической, пневматолитовой и гидротермальной стадий.

К минералам магматической стадии обычно относятся оливин, ортопироксены, клинопироксены и амфиболы. Реакционные минералы пневматолитовой и гидротермальной стадий (мусковит, турмалин, флюорит, канкринит, содалит и др.) образуются за счет собственно первичных при их взаимодействии с флюидной фазой магмы.

Вторичные минералы возникают за счет первичных в результате процессов выветривания или при воздействии относительно поздних гидротермальных растворов. Степень замещения первичных минералов вторичными бывает весьма различной - от образования отдельных зерен до полного замещения первичного минерала.

Типичными вторичными минералами являются серпентин по оливину и ортопироксену, хлорит по биотиту, клиноцоизит, кальцит, серицит, пелит по полевым шпатам, эпидот по некоторым темноцве- там, актинолит по клинопироксену и многие другие. Иногда в качестве вторичных выступают биотит, кварц, альбит, обычно являющиеся первичными. При изучении вторичных минералов следует иметь в виду, что некоторые из них могут оказаться реакционными первичными.

Классификационное значение Как уже отмечалось, количествен-главных ные содержания главных породо-породообразующих минералов образующих минералов меняются

в различных породах в очень широких пределах. Имеющиеся подсчеты среднего минерального состава магматических пород (Заварицкий, 1955) дают следующие резуль

28


таты, %: плагиоклазы - 47, ортоклаз - от 16 до 18, кварц - от 10 до 12, фемические минералы - от 19 до 20, акцессорные - около 5.

П л а г и о к л а з ы представляют собой гетеровалентные изоморфные смеси альбитовой и анортитовой составляющих. В зависимости от содержания анортитовой молекулы плагиоклазы подразделяются на 100 номеров: альбит (Апо_ю), олигоклаз (Апю-зо), андезин (Ап3о_5о), лабрадор (А п5о_7о), битовнит (Ап7о_9о) и анортит (Ап 90-100). При этом альбит обычно рассматривается вместе с калинатровыми полевыми шпатами как щелочной полевой шпат.

Кроме того, по содержанию Si02 выделяются кислые (альбит, олигоклаз), средние (андезин) и основные (лабрадор, битовнит, анортит) плагиоклазы. Они входят в состав большинства групп магматических пород, но их содержание подвержено очень большим колебаниям - от 0 до 100 %. Классификационное значение этой группы минералов очень велико: по их основности выделяются основные, средние и кислые породы, а также многочисленные разновидности. В связи с этим при изучении пород большое значение имеет точное определение состава плагиоклаза.

К а л и н а т р о в ы е п о л е в ы е ш п а т ы по распространенности также занимают ведущее место среди главных минералов. По составу это изоморфные смеси ограниченной смесимости ортокла- зовой и альбитовой составляющих. Крайними членами в ряду этих минералов являются калиевые (ортоклаз, микроклин, санидин) и натровые (альбит) типы. Кроме того, встречаются натрово-калиевые (натровый ортоклаз, микропертиты) и калинатровые разновидности (анортоклаз, антипертиты).

По содержанию калинатровых полевых шпатов выделяются семейства, виды и разновидности пород. Они являются типоморфными минералами гранитов, сиенитов и нефелиновых сиенитов.

К в а р ц - весьма распространенный минерал в магматических породах, богатых Si02. Его содержание подвержено колебаниям от 0 до 40 % (реже более). Кроме кварца в некоторых эффузивных породах изредка встречаются и такие модификации кремнезема, как тридимит и кристобалит.

Классификационное значение кварца очень велико. По высокому содержанию этого минерала выделяются породы группы гранита - риолита, а также разновидности во многих других группах.

Ф е л ь д ш п а т о и д ы встречаются только в относительно редких породах. Наиболее типичны такие минералы, как нефелин и лейцит, содалит, нозеан и гаюин. Присутствие фельдшпатоидов свиде

29


тельствует о бедности пород кремнеземом. Содержание их может меняться от нескольких до 100 %. По концентрации этих минералов выделяются отряды фельдшпатоидных пород, а также многочисленные их виды и разновидности.

Ф е м и ч е с к и е (темноцветные) м и н е р а л ы могут присутствовать в магматических породах в резко различных количествах - от 0 до 100 %. Как уже указывалось, к фемическим компонентам относятся оливины, ортопироксены, клинопироксены, амфиболы и слюды. Классификационное значение этих минералов в отдельных случаях очень велико: породы, целиком сложенные темноцветами, выделяются по этому признаку в группу ультрамафитов. Количественное содержание и характер темноцветных компонентов находят отражение в названиях многих видов и разновидностей магматических пород. Важное диагностическое и классификационное значение имеет темноцветный индекс, отражающий количество темноцветов, %, в породе. Он обозначается буквами русского (ТЦ) и латинского (Cl - color index) алфавитов.

Приведем краткую характеристику отдельных темноцветных минералов.

Оливины представляют собой изоморфные смеси форстеритовой (Mg2Si04- Fo) и фаялитовой (FeSi04- Fa) молекул, по относительному содержанию которых выделяются форстерит (0-10 % Fa), хризолит (10—30 % Fa), гиалосидерит (30-50 % Fa), гортонолит (50-70 % Fa), феррогортонолит (70-90 % Fa), фаялит (90—100 % Fa). В магматических породах наиболее распространены магнезиальные разновидности (форстерит, хризолит), значительно реже встречаются гиалосидерит, гортонолит и фаялит. Оливины присутствуют во многих породах, бедных Si02. По их содержанию выделяются некоторые семейства, виды пород (дуниты, перидотиты), а также многочисленные разновидности. Наиболее типичными оливинсодержащими породами являются ульт- раосновные и основные. Железистый оливин иногда присутствует в гранитах-рапакиви. Наличие оливина практически всегда отражается в названии породы.

Ортопироксены представляют собой изоморфный ряд энстатита M gSi03 и ферросилита FeSi03. В природе встречаются энстатит (существенно магниевый ортопироксен), бронзит и гиперстен. Ортопироксены присутствуют во многих группах пород (за исключением фельдшпатоидных) и используются для определения видов и разновидностей пород. В отдельных случаях их содержание может возрастать до 70 % (гарцбургиты) и даже до 100 % (ортопироксениты).

30


Клинопироксены относятся к метасиликатам и являются весьма распространенными фемическими минералами многих магматических пород. Из них наиболее часто встречаются диопсид и авгит.

Диопсид CaMg[Si20 6] образует изоморфные смеси с геденберги- том CaFe[Si20 6], клиноэнстатитом Mg2[Si20 6] и эгирином NaFe[Si20 6], а авгит Ca(Mg, Fe)Si20 6*«CaFe*AlSi06 - с диопсидом и эгирином. Изоморфные смеси диопсида с геденбергитом и клиноэнстатитом и авгита с диопсидом очень широко распространены во многих породах и часто используются для выделения семейств ультрамафитов (пироксениты, перидотиты) и разновидностей многих пород.

Особую роль играют клинопироксены щелочного ряда (эгирин, эгирин-авгит, эгирин-диопсид). Они типичны для пород с повышенным содержанием щелочей и часто ассоциируют с калинатровыми полевыми шпатами и фельдшпатоидами. Классификационное значение щелочных клинопироксенов заключается в выделении семейств пород.

Амфиболы яляются весьма распространенными фемическими минералами и характеризуются значительно более сложным составом, чем клинопироксены. Кислотный радикал в них имеет вид [Si4 0 n] [ОН], причем часть кремния может замещаться алюминием. Катионы представлены различными комбинациями Mg, Fe2+, Са, Fe3+, Na. В некоторых амфиболах существенную роль играет титан.

В магматических породах в качестве первичных минералов встречаются только некоторые разновидности группы амфиболов: обыкновенная роговая обманка, керсутит, баркевикит, базальтическая роговая обманка, а также щелочные амфиболы (арфведсонит, рибе- кит). Обнаруживается определенная зависимость между разновидностью амфибола и составом пород. Так, обыкновенная роговая обманка характерна для гранитов, диоритов и сиенитов, керсутит - для габбро, некоторых ультрамафитов, а щелочные амфиболы - для пород, содержащих фельдшпатоиды или значительные количества калинатровых полевых шпатов.

Классификационное значение амфиболов сравнительно невелико. Они используются при выделении разновидностей пород в различных группах. Только среди ультрамафитов известны породы, целиком сложенные роговой обманкой (горнблендиты).

Слюды являются очень распространенными породообразующими минералами. Алюмосиликатный радикал в них имеет вид [Si3A10i2], характерно присутствие (ОН) и F. Главные катионы - К, Mg, Fe2+, А1 и Fe3+.

Наиболее часто в магматических породах в качестве собственно первичного минерала встречается биотит K(Mg, Fe)3[Si3AlOi0](OH),

31


реже - флогопит KMg3[Si3AlOi0](OH), менее распространен мусковит, который образуется обычно как реакционный пневматолитовый минерал.

При характеристике слюд и особенно биотита придается большое значение их железистости. При этом наблюдается зависимость желе- зистости биотита от состава магмы. Так, для ультрамафитов типичны магнезиальные разности слюд (флогопит), маложелезистый биотит характерен для габбро и диоритов, а высокожелезистый лепидомелан встречается в гранитах, сиенитах и фельдшпатоидных породах.

Симптоматические минералы Минералы, указывающие на хими-и ассоциации породообразующих ческие особенности магмы и усло- минералов вия ее кристаллизации, названы

А. Лакруа симптоматическими.Кварц в породе указывает на пересыщенность магмы кремнезе

мом, напротив, присутствие в породе нефелина свидетельствует о недостатке в магме кремнезема. Наличие в породе лейцита является признаком кристаллизации породы в условиях малого давления, а биотита, роговой обманки (содержащих в составе гидроксильную группу) - в плутонических условиях (более высокого давления). Гидроксилсодержащие минералы (биотит и роговая обманка) не встречаются в основной массе эффузивных пород. Их присутствие в этих породах является признаком образования в постмагматическую стадию.

Оливин ассоциирует с пироксенами и акцессорным хромитом в ультраосновных породах, в основных породах к оливину и пироксенам присоединяется основной плагиоклаз. Оливин редко встречается совместно с ортоклазом и роговой обманкой, не встречается с кварцем. Железистый оливин редко присутствует с кварцем в гранитах-рапакиви и в долеритах траппов.

Роговая обманка в средних и кислых породах зеленого цвета, в основных - бурого. В средних породах она ассоциирует со средним плагиоклазом и акцессорным сфеном и апатитом.

В кислых интрузивных породах характерным самоцветом является биотит, ассоциирующий с кислым плагиоклазом, калишпатом и кварцем. Типичными акцессорными минералами в кислых породах являются циркон, монацит, апатит.

Щелочные пироксены и амфиболы встречаются в щелочных породах часто вместе с нефелином. Шорломит, эвдиалит и другие титано- и цирконийсодержащие силикаты характерны для фельдшпатоидных пород богатых натрием.

32

1.3. Диагностические свойства наиболее распространенных минералов


Ниже приводится микроскопическая характеристика диагностических свойств важнейших породообразующих минералов магматических пород, которые необходимо знать для определения пород. Как уже отмечалось выше, главные и второстепенные минералы в петрографии делят на фемические и салические. В этом параграфе рассмотрены диагностические свойства наиболее распространенных породообразующих минералов в упрощенном виде, применительно для начинающего исследователя.

Фемические минералыФемические минералы представлены магнезиально-железистыми

силикатами и алюмосиликатами. Особенностью этих минералов является темная окраска в образцах, поэтому в петрографической практике их называют «темноцветами». По количеству темноцветных минералов возможна предварительная диагностика пород. Ультраосновные породы состоят целиком из темноцветных минералов. Количество темноцветов снижается по мере возрастания в породах S i02, в основных - 50 %, средних ~ 30 %, кислых - 5 %.

Группа оливина В магматических породах обычнымиминералами этой группы являются

магнезиально-железистые оливины. В кимберлитах и мелилитовых породах встречается монтичеллит CaMgSi04.

Форстерит - фаялит. Изоморфный ряд минералов (Mg, Fe)2[Si04] представлен конечными членами форстеритом Mg2Si04 и фаялитом Fe2S i04, кристаллизующимися в ромбической сингонии. Промежуточные разновидности по содержанию фаялитовой молекулы (Fa) имеют собственные названия: хризолит (10-30 %), гиалосидерит (30-50 %), гортонолит (50-70 %), феррогортонолит (70-90 %), фаялит (90-100 %).

Оливин образует обычно изометричные и резко удлиненные скелетные зерна в коматиитах. Макроскопическая окраска желтоватая у форстерита, оливково-зеленая у гортонолита и темно-зеленая до черной у фаялита. Блеск стеклянный до металловидного на плоскостях

33


спайности. Хрупкий. Спайность в большинстве случаев плохо выражена (средняя), у фаялита - до ясной.

В шлифе форстерит бесцветный, железистый оливин бледно- лимонно-желтый. Форма зерен изометричная, реже удлиненногексагональная. Спайность в шлифе обычно проявлена у железистых разностей в виде несистематических, прерывистых и пологоволнистых тонких трещин. В оливине дунитов наблюдается двойникование. В базальтах, тералитах и долеритах оливин часто имеет зональное строение: ядра магнезиальные, краевые зоны железистые. Зональность проявляется по неодновременному погасанию в зернах с низкой интерференционной окраской. Иногда зональность наблюдается по различиям в интерференционной окраске.

Оптические константы (форстерит - фаялит): пр = 1,635-1,827; пт = 1,651-1,869; ng = 1,670-1,879; ng-np = 0,035-0,052; +2V= 82-134°; Ng = a;Nm = C; Np = b\ пл.о.о. (001); r > v.

В шлифах оливины имеют высокий рельеф и резкую шагрень, высокие интерференционные окраски в сечениях, близких к NgNp, прямое погасание относительно спайности. Магнезиальные оливины (собственно форстериты - 90-100 % Fo) имеют положительный оптический знак, железистые - отрицательный.

Магнезиальные оливины схожи с диопсидом, но у последнего развита спайность (прямолинейная, контрастная), косое погасание и меньшее двупреломление. Причем при одном николе оливин обычно, более белый, чем диопсиды и авгиты. В одном поле зрения эти минералы хорошо различаются по окраске даже в мельчайших зернах базальтов. В некоторых случаях оливины иногда путают с эпидотом, но у эпидота обычно проявлены плеохроизм в бледно-желтых и зеленых цветах, спайность, косое погасание и аномальные цвета интерференции. Бывает очень сложно отличить оливин от монтичеллита CaMg[Si04]. Магнезиальный оливин имеет положительный оптический знак, а мон- тичеллит - отрицательный, причем у него ng-np = 0,13-0,020, т.е. наиболее высокая интерференциальная окраска синяя второго порядка в шлифах нормальной толщины. Важным диагностическим свойством монтичеллита являются тройники срастания, нехарактерные для оливина.

Оливины при выветривании и постмагматических изменениях легко замещаются серпентином, хлоритом, тальком, актинолитом, карбонатом, оксидами железа, боулингитом, иддингситом. Эти минералы развиваются вдоль трещин произвольного направления, вплоть до полных псевдоморфоз. Магнезиальные оливины замещаются серпентином, тальком и карбонатом. В базальтах оливин переходит в красновато

34


коричневый иддингсит, для которого характерны высокие двупрелом- ление и показатель преломления. Боулингит - зеленое, часто волокнистое вещество, состоящее из смектита и хлорита. По оливину отмечаются псевдоморфозы изотропного вещества ярко-оранжевого цвета до глубокого зеленого цвета, называемого хлорофеитом. Вторичный хлорит придает чешуйчатым продуктам замещения бледно-зеленую окраску.

Наиболее типичен оливин для ультраосновных и основных пород. Фаялиты встречаются в гранитах-рапакиви, некоторых гранитных пегматитах, риолитах и обсидианах. Кроме того, оливины отмечаются в трахибазальтах, трахитах, тералитах и тешенитах.

Группа пироксенов Среди пироксенов выделяют ромбические и моноклинные. Они от

носятся к силикатам цепочечного строения, радикал [БЮз]2-. Главными катионами являются Fe2+, Са, Mg, реже Na, Fe3+, А1 (эгирин, пектолит). Пироксены на фоне светлоокрашенных минералов выделяются рельефом и ясной шагренью (VI группа по Лодочникову). Для них характерны удлиненный габитус, совершенная спайность по призме (НО). В сечениях, поперечных к оси с, угол между трещинами спайности близок 90°. В призматических сечениях пироксенов часто проявляются слегка извилистые поперечные удлинению трещины катаклаза, вдоль которых развиваются вторичные минералы.

Ромбические пироксены образуют изоморфный ряд от энста- тита Mg2[Si20 6] до ферросшита Fe2[Si20 6], промежуточными членами ряда являются бронзит, гиперстен и феррогиперстен. Разновидности, содержащие более 75 % железистого минала, в земных породах не встречены.

Макроскопически энстатит серый с зеленоватым оттенком, гиперстен буровато-зеленый. Блеск стеклянный. Твердость 5-6.

В шлифе энстатит бесцветный, железистые разновидности окрашены, с плеохроизмом от бледно-розового (Np) до светло-зеленого (Ng). Интенсивность окраски возрастает по мере увеличения содержания железа. Призматические кристаллы имеют прямое погасание (косое до 10°), положительный рельеф и резкую шагрень. Ортопирок- сены обладают слабым и средним двупреломлением, у бронзита (0,009), у гиперстена (0,015). Угол 2V у энстатита положительный (60-80°), бронзита - нейтральный (~ 90°), гиперстена - отрицательный (50-80°).

В магнезиальных ортопироксенах наблюдается тонкое полисинтетическое двойникование и срастание с авгитом. Эти особенности

35


способствуют диагностике минерала, но при крайней неопытности энстатит с тонкополосчатой структурой принимают за плагиоклаз.

Магнезиальные ортопироксены замещаются серпентином, тальком, антофиллитом, хлоритом и карбонатами, железистые - актинолитом и зеленым хлоритом.

Похожие на ортопироксены клинопироксены имеют косое погасание (более 30°), среднее и высокое двупреломление.

Магнезиальные разности ортопироксенов типичны для перидотитов, кимберлитов, норитов, железистые - для андезитов.

Моноклинные пироксены - диопсид CaMg[Si20 6] - CaFe[Si20 6], авгит Ca(Mg, Fe2+, Fe , Al, Ti)[(Si, A1)20 6], эгирин NaFe3+[Si20 6] - обычно образуют изоморфные смеси друг с другом.

Диопсид CaMg[Si20 6] с примесью геденбергитовой молекулы имеет бесцветную или зеленоватую окраску, при высоком содержании железа - буровато-зеленую. Для минерала характерен высокий положительный рельеф и резкая шагрень (VI группа по Лодочникову): пр = 1,664-1,695; пт = 1,672-1,701; ng = 1,695-1,721. Он имеет обычную для пироксенов спайность, пересекающуюся под углом 87°; у диалла- га, разновидности диопсида, наблюдается параллельная отдельность (100). Угол погасания C:Ng = 38^6°, 2V = 58-60°. В параллельных сечениях (100) диопсид имеет прямое погасание, в этом случае он похож на ромбический пироксен, от которого отличается более высокими цветами интерференции.

Вторичные минералы, развивающиеся по диопсиду, представлены хлоритом, волокнистым актинолитом (уралитом), эпидотом, кальцитом.

Диопсид развит в ультраосновных и основных породах совместно с оливином, ромбическим пироксеном и основными плагиоклазами.

Пижонит (Mg, Fe, Ca)(Mg, Fe)[Si20 6] по химическому составу относится к промежуточной разновидности диопсид-клиноэнстатит. Он содержит 10-30 % диопсидовой молекулы.

В шлифе бесцветен; пр = 1,682-1,722; пт = 1,684-1,722; ng = = 1,705-1,751; C:Ng = 25-30°; 2V = 0-30°. Для него обычны простые и полисинтетические параллельные двойники (100) и (001).

Он встречается в виде мелких вкрапленников и зерен в основной массе толеитовых базальтов. В глубинных породах не сохраняется, переходит в ромбический пироксен с вростками авгита.

Аегит Ca(Mg, Fe, Al)[(SiAl)20 6] макроскопически имеет черный цвет с буроватым или зеленоватым оттенком и сильный стеклянный блеск на гранях. Он образует короткостолбчатые кристаллы с одина

36


ково развитыми гранями пинакоидов и призмы, чем отличается в поперечном сечении от диопсида, у которого более длинные грани пинакоидов и короткие грани призм. В шлифе имеет слегка буроватую окраску. Рельеф и шагрень соответствует VI группе по Лодочникову: пр = 1,671-1,735; пт = 1,672-1,741; ng = 1,703-1,1,761; ng-np = 0,018- 0,033. Угол погасания C:Ng- 43-50°.

В постмагматическую стадию авгит замещается волокнистым актинолитом, хлоритом, эпидотом, кальцитом. Авгит - типичный минерал ультраосновных и основных пород и андезитов.

Титан-авгит по химическому составу отличается от авгита замещением части Si на Ti. В связи с этим у минерала проявляется розо- вато-фиолетовая окраска с плеохроизмом от розовато-фиолетовой по Ng до бледно-зеленоватой по Np, при заметной абсорбции Ng >NP.

Для титан-авгита характерна сильная дисперсия угла 2V9 при (г > v) и осях индикатрисы зерна минерала при повороте столика микроскопа не имеют полного погасания. Характерными особенностями титан- авгитов считаются зональное строение и структура «песочных часов», которые наиболее отчетливо видны в скрещенных николях.

Титан-авгит является типичным минералом ийолитов, лейцито- вых и нефелиновых базальтов, встречается в габбро и долеритах в ассоциации с оливином, ромбическим пироксеном и основным плагиоклазом.

Эгирин (Na, Fe3+[Si206]) - щелочной моноклинный пироксен. Он образует резко вытянутые кристаллы по [001], имеет густо-зеленую окраску с плеохроизмом от ярко зеленой по Np, желтовато-зеленой по Nm до светло желтой по Ng. Угол погасания относительно удлинения C:Np = 0-9°. Рельеф и шагрень соответствуют VII группе: пр = 1,750— 1,775; пт = 1,780-1,820; ng = 1,800-1,836; ng-np = 0,040-0,060; 2V= -60°.

От похожей на эгирин густоокрашенной роговой обманки отличается более высокими цветами интерференции, почти прямым погасанием, отрицательным удлинением и спайностью, пересекающейся под углом 87°.

Минерал весьма устойчив к постмагматическим изменениям.Эгирин - типичный минерал фельдшпатоидных пород и щелоч

ных гранитов, ассоциирует с нефелином, калишпатом, арфведсонитом, рибекитом, эвдиалитом.

Эгирин-авгит и эгирин-диопсид в шлифе трудно отличимы друг от друга. Они отличаются от эгирина бледно зеленой-окраской, короткостолбчатыми кристаллами и косым погасанием. Часто образуют каймы вокруг авгита либо диопсида. Распространены в щелочных породах.

37


Группа амфиболов Амфиболы представляют обширную группу породообразующих

фемических минералов. Их особенностью является присутствие в составе группы [ОН], F и С1. В связи с этим амфиболы типичны для плутонических пород, формирование которых проходило при высоком флюидном давлении. В основной массе эффузивных пород эта группа минералов не может образоваться в качестве первичного минерала, так как лавы теряют летучие компоненты при излиянии на поверхность. Наличие амфиболов в основной массе эффузивных пород свидетельствует об их образовании в постмагматический этап.

В кристаллохимическом отношении амфиболы являются ленточными силикатами. Ленты состоят из 4 ионов кремния и 11 ионов кислорода и обладают шестью свободными отрицательными валентностями [Si4 0 n]6-. На каждую ячейку ленты приходится по одной гидроксильной группе [ОН]- . Отрицательные заряды погашаются катионами Mg, Fe, Са, Na, Al.

Внутренняя структура минералов группы амфиболов находит отражение в их призматическом габитусе и проявлении спайности по призме (НО), пересекающейся под углом -56°.

Обыкновенная роговая обманка Ca2Na(Mg, Fe)4(AlFe)[SiAl4 0 n]2x х[ОН, F]2. Моноклинная.

Минерал окрашен в темно-зеленый, почти черный цвет. Блеск стеклянный. Спайность совершенная. Облик кристаллов призматический.

В шлифе плеохроирует от разной интенсивности зеленого, иногда с буроватым оттенком по Ng до бледно-зеленого или зеленовато- желтого по Np, сохраняя общий зеленый тон окраски. В магматических породах для нее характерны призматические сечения с кристаллографически оформленными концевыми и призматическими гранями. В поперечных срезах шестиугольные уплощенные зерна с двумя направлениями спайности, близкими 56°. В плутонических породах минерал образует самостоятельные зерна и каймы обрастания вокруг моноклинных пироксенов. Рельеф высокий, отчетливая шагрень (V группа): пр = 1,630-1,678; пт = 1,637-1,697; ng = 1,664-1,704; ng-np = 0,01Ф-0,026. Угол погасания (C:Ng = 15-27). Удлинение положительное. Минерал оптически двуосный, отрицательный, 2 V= -63-87°.

Вторичные минералы, развивающиеся по роговой обманке, - хлорит, актинолит, эпидот, кальцит.

От иногда похожего эгирина отличается углом между трещинами спайности, значительно меньшим двупреломлением (интерференци

38


онной окраской), большим углом погасания, положительным удлинением.

Роговая обманка широко распространена в диоритах, гранодио- ритах, сиенитах. Развита в лампрофирах, во вкрапленниках средних эффузивов.

Базальтическая роговая обманка Ca2(Na, K)0,5-i,o(Mg, Fe2+)3 x x(Fe3+, Al)2-i[Si6Al2022](0, OH, F)2. Моноклинная, np = 1,662-1,690; nm = 1,672-1,730; ng = 1,680-1,760; ng-np = 0,018-0,070; -2V = 60-82°. C:A/g = 0-18°.

Базальтическая роговая обманка встречается в свежих эффузивных породах. Она характеризуется повышенным отношением окисного железа к закисному и низким содержанием гидроксида. Для нее характерен буровато-коричневый цвет разной интенсивности. В шлифе она интенсивно плеохроирует от темно-бурой, иногда с красноватым оттенком по Ng до светло-бурой или янтарно-желтой по Np. По краям зерен отмечается почти черная опацитовая каемка, состоящая преимущественно из пылеватого агрегата гематита. При палеотипных преобразованиях внешние участки зерен приобретают зеленоватую окраску.

Неопытный исследователь путает базальтическую роговую обманку с биотитом. Но у биотита очень тонкие трещинки спайности, искристость в момент погасания, а у базальтической роговой обманки в поперечных удлинению ромбовидных сечениях два направления спайности, пересекающихся под углом -56°, причем угол погасания отличается от прямого. Отличия этих минералов можно установить по характеру коноскопической фигуры. У биотита меньший угол между оптическими осями, изогиры образуют крест и при вращении столика микроскопа незначительно расходятся друг от друга.

Труднее отличить базальтическую роговую обманку от керсути- та, встречающегося в эффузивах. Необходимы более точные оптические наблюдения. У керсутита Г > V, а у базальтической роговой обманки г < v. Похожий на нее баркевикит отличается меньшими углом оптических осей и двупреломлением.

Минерал широко распространен во вкрапленниках базальтов, андезитов, трахитов, латитов, базанитов и тефритов.

Баркевикит Ca2(Na, K)(Fe2+, Mg, Fe3+, Mn)5[Si6,5Al1>50 22](0H)2. Моноклинный, np = 1,685-1,691; nm = 1,696-1,700; ng = 1,701—1,707; ng-np = 0,014-0,018; -2V= 40-50°; C:Ng= 11-18°.

Баркевикит встречается в щелочных глубинных породах. Он характеризуется высоким содержанием железа при низком отношении Fe3+/Fe2+. Минерал обладает коричневой окраской, плеохроирует от

39


красновато-бурой по Ng до светло-желтой по Np. По цвету и плеохроизму похож на базальтическую роговую обманку и керсутит, у которых в отличие от баркевикита высокое двупреломление. Но определить двупреломление у этих минералов под микроскопом часто сложно из-за интенсивной собственной окраски, мешающей установить интерференционную окраску и ее порядок.

Баркевикит обычно встречается в эссекситах, тералитах, фельд- шпатоидных сиенитах, якупирангитах, камптонитах и мончикитах.

Арфведсонит и рибекит. Минералы относятся к одной группе. Химический состав арфведсонита Na3(Fe, Mg)(Fe3+, Al)[Si4 0 n]2(0 H)2. Рибекит более богат Fe2+ и Fe3+. Формула чистого рибекита Na3Fe2+Fe3+[Si4 0 n]2(0 H)2. Состав и свойства постепенно изменяются.

Окраска у арфведсонита темно-бурая с зеленоватым или синеватым оттенком по Np, светло-желтовато-бурым по Ng. Рибекит обладает более густой окраской. Интерференционная окраска низкая, маскируется собственной густой окраской. Рельеф высокий положительный, шагрень резкая (VI группа). Сильная дисперсия осей индикатрисы не способствует полному погасанию при вращении столика микроскопа. По оптическим свойствам друг от друга трудно отличимы. Их можно спутать с турмалином, но легко отличаются по спайности.

Арфведсонит - типичный минерал нефелиновых сиенитов, рибекит чаще встречается в щелочных гранитах и щелочных кварцевых сиенитах.

Группа слюд Слюды относятся к алюмосиликатам слоистого строения. Они крис

таллизуются в моноклинной сингонии. Наличие гидроксила и фтора в составе слюд свидетельствует о глубинных условиях образования. Наиболее распространены биотит и мусковит.

Биотит K2(Mg, Fe2+)3[Si3AlO10](OH, F)2. пр = 1,565-1,625; ng = пт= 1,605-1,696; ng-np = 0,040-0,080. Оптически отрицательный, почти одноосный; - I V = 0-25°.

В шлифе окраска темно-буроватая, коричневая, иногда с отчетливым зеленым оттенком по Ng = Nm. По Np цвет очень слабый, почти бесцветный с желтым оттенком. В сечениях без спайности окраска густая, плеохроизма не наблюдается. В зернах со спайностью погасание относительно спайности прямое, обладает искристостью в момент погасания. Вокруг включений радиоактивных минералов (циркон, ортит) отмечаются плеохроичные дворики.

Наиболее характерным вторичным минералом является хлорит, совместно с которым отмечаются рутил, рудный минерал и эпидот.

40


В шлифе биотит можно спутать с коричневыми и бурыми роговыми обманками, от которых отличается спайностью в одном направлении, ее совершенностью и высокими цветами интерференции. Похожий по цвету турмалин обладает только отдельностью.

Биотит - широко распространенный минерал в кислых и средних магматических породах.

Флогопит KMg3[AlSi3Oio](OH, F)2. Магний может частично замещаться Fe2+, но отношение Mg:Fe у флогопитов больше (2:1). Отмечается примесь Мп; К замещается Na. Октаэдрические позиции частично заняты Fe3+, Al, Ti; пр = 1,530-1,590; пт = 1,557-1,637; ng = 1,558-1,637; Hg-Пр = 0,028-0,049; -2V = 0-15°. Вариации оптических констант свя- заны с изменчивостью химического состава минерала. Окраска минерала в шлифах бесцветная, светло-желтая, светло-зеленая. Плеохроизм у окрашенных разностей желтый по Np и буровато-красный, зеленый или желтый по Ng. Буровато-красные цвета проявляются у титанистых флогопитов. Наличие изоморфной примеси Fe2+ придает флогопиту голубовато-зеленоватую окраску, a Fe3+ - бурую.

Флогопит бывает похож на мусковит, от которого отличается меньшим углом 2 К От биотитов буровато-коричневые флогопиты надежнее отличать по рентгенограммам.

В магматических породах флогопит присутствует в кимберлитах, лейцитовых породах, керсантитах и минеттах.

Мусковит KAl2[AlSi3Oio](OH)2. Моноклинный. Минерал бесцветный. В скрещенных николях яркие цвета интерференции (включая III порядок) в сечениях с тонкими, хорошо выраженными трещинками спайности. В сечениях без спайности интерференционная окраска серая, белая.

Чешуйки минерала обладают псевдоабсорбцией, рельеф и шагрень изменяются при повороте столика от III до V групп: пр = 1,522— 1,570; пт = 1,582-1,619; ng = 1,588-1,624; ng-np = 0,036-0,054. Минерал двуосный, отрицательный; -2V = 35-50°. Погасание прямое относительно спайности. В момент погасания искристый. Удлинение положительное.

Минерал химически стойкий.В магматических породах встречается, как первичный минерал,

в гранитах. Он может кристаллизоваться из магм, насыщенных водой, при высоких давлениях. Чаще минерал формируется в постмагматическую стадию преобразования гранитоидов (грейзенизация, берези- тизация).

41


Салические минералыК салическим минералам относятся полевые шпаты, фельдшпа-

тоиды и кварц. В магматических породах имеют большое классификационное значение. В отличие от фемических минералов салические минералы характеризуются бесцветной окраской, более низкими показателями преломления и двупреломлением.

Полевые шпаты Полевые шпаты - наиболее распространенные минералы в земной

коре. Они составляют около 60 % всей массы минералов верхней оболочки Земли, являются главными минералами большинства алюмосиликатных горных пород. Все они преимущественно макроскопически светлоокрашенные, имеют белую, розоватую, розовато-красную и серую окраску. Реже встречаются темно-серые разновидности. Облик кристаллов призматический или таблитчатый. У них хорошо развита спайность по (010) и (001), пересекающаяся под углом, близким к 90°. На плоскостях спайности отмечается сильный стеклянный блеск. Твердость высокая (6,0-6,5), плотность 2,6-2,7.

В составе породообразующих полевых шпатов выделяют две группы - плагиоклазы (натриево-кальциевые) и натриево-калиевые.

Плагиоклазы представляют собой непрерывный ряд твердых растворов альбита (NaAlSi30 8) и анортита (CaAl2Si20 8). Они кристаллизуются в триклинной сингонии. Плагиоклазы разделяют по номерам от 0 до 100, по процентному содержанию анортита, причем выделяют следующие виды: альбит - № 0-10, олигоклаз - № 10-30, андезин - № 30-50, лабрадор - № 50-70, битовнит - № 70-90, анортит - № 90-100. По содержанию Si02 плагиоклазы группируются в кислые (альбит - олигоклаз), средние (андезин) и основные (лабрадор - анортит).

Они образуют изометричные и таблитчатые зерна в глубинных породах, лейсты в гипабиссальных, вытянутые по [001] (в долеритах). В основной массе эффузивов плагиоклазы представлены микролитами, удлиненными по [001] или [100].

В шлифах бесцветны, но за счет серицитизации и соссюрицити- зации приобретают серый оттенок. Показатели преломления близки к показателю преломления канадского бальзама: кислые плагиоклазы относятся к III группе по Лодочникову, средние и основные - к IV группе. Двупреломление низкое, цвета интерференции не выше желтого первого порядка при толщине шлифа 0,03 мм. Ng-Np у альбита 0,011, у анортита - 0,013. У олигоклаза № 20, андезина № 40 Ng-Np = 0,007, у лабрадора № 60 - 0,008, у битовнита № 80 - 0,009. Для плагиоклазов

42


типичны полисинтетические двойники, проявляющиеся в скрещенных николях в виде параллельных полосок, гаснущих одновременно через одну при повороте столика микроскопа. Иногда полисинтетически сдвойникованные зерна срастаются друг с другом, образуя сложные двойниковые системы. Нередко наблюдаются двойниковые системы в двух направлениях, пересекающихся под углами, близкими к 90°.

В эффузивных и гипабиссальных породах образуются кристаллы с зональным строением. Внутренние зоны высокотемпературных плагиоклазов имеют более основной состав. Они при постмагматических изменениях замещаются соссюритом, ближе к краям - серицитом, а внешние зоны, представленные кислым плагиоклазом, - чистые, без вторичных изменений. От других светлоокрашенных минералов отличаются характерным двойникованием.

Альбит - типичный минерал фельдшпатоидных сиенитов. Оли- гоклаз типичен для кислых плутонических пород. Средние плагиоклазы развиты в диоритах и сиенитах, а основные - в габброидах и во вкрапленниках эффузивных пород.

Натриево-калиевые полевые шпаты. Среди натриево-калиевых полевых шпатов выделяют моноклинные санидин и ортоклаз и микроклин триклинной сингонии. В химическом составе этих минералов преобладает К с примесью Na: (Na, K)[AlSi30 8].

Ортоклаз обычно имеет розовую разной интенсивности окраску за счет примеси в пелитовом веществе оксидов и гидроксидов железа. В шлифе бесцветен, а при пелитизации приобретает буроватую окраску. Зерна ортоклаза имеют изометричную и таблитчатую форму с извилистыми очертаниями. Нередки простые двойники. Показатели преломления ниже, чем у канадского бальзама (II группа по Лодочни- кову). В большинстве случаев в ортоклазе отмечаются жилки, пленки, капельки и кристаллы альбита, представляющие пертитовые вростки. Эти срастания образуются при распаде высокотемпературного кали- натрового твердого раствора или при замещении ортоклаза альбитом. У ортоклаза двупреломление равно 0,006-0,007 и интерференционная окраска серая, поэтому альбит в пертитовых срастаниях выделяется белой либо желтоватой интерференционной окраской.

В похожем при одном николе на ортоклаз микроклине в скрещенных николях обычно решетчатое погасание двух систем полисинтетических двойников. В случае отсутствия двойников в микроклине его диагностика возможна на федоровском столике. Для микроклина, так же как и ортоклаза, типично пертитовое строение.

43


Санидин встречается только в свежих риолитах, трахитах и фонолитах, где он образует водяно-прозрачные зерна с хорошей кристаллографической огранкой. Часто образует простые двойники. Продукты замещения отсутствуют.

От похожего на первый взгляд кварца натриево-калиевые полевые шпаты отличаются наличием в них спайности в двух направлениях (пересекающихся под углом 87°), пелитизацией, двойниками, отрицательным рельефом и двуосностью. От плагиоклаза калинатровые полевые шпаты отличаются формой зерен, характером двойникования и отсутствием в продуктах замещения серицита и минералов группы эпидота. Калишпат может замещаться серицитом при грейзенизации. У схожего с ортоклазом нефелина коноскопическая фигура одноосного отрицательного минерала.

По нефелину развивается тонкочешуйчатый бесцветный при одном николе либенерит, имеющий в скрещенных николях желтую интерференционную окраску.

Схожие с кварцем зерна санидина без видимой спайности и двойников необходимо различать коноскопическим методом. Санидин двуосный отрицательный, кварц одноосный положительный.

Натриево-калиевые полевые шпаты являются главными минералами в кислых, средних умеренно-щелочных породах, фельдшпатоид- ных сиенитах и фонолитах.

Фельдшпатоиды Фельдшпатоиды (фонды) - каркасные алюмосиликаты. Они крис

таллизуются из магм, недосыщенных кремнеземом с избытком щелочей. Типоморфными породообразующими минералами фельдшпатоидных пород являются нефелин, лейцит, содалит, нозеан, гаюии. Они кристаллизуются в том случае, когда полевые шпаты не могут кристаллизоваться из-за недостатка кремнезема в магме. Вместо калишпата K[AlSi30 8] кристаллизуется лейцит K[AlSi2 0 6 ], в составе которого недостает одной молекулы Si02 в сравнении с калиевым полевым шпатом.

Нефелин Na3K[Al4Si40 i6]. Гексагональный, пе = 1,526-1,542; п0 = 1,529-1,546; п0-пе = 0,003-0,005. Оптически одноосный, отрицательный. Примесь калиофиллита K[AlSi04] (до 20 %) снижает, а примесь анортита повышает показатели преломления.

Макроскопически нефелин имеет светло-серую, зеленоватосерую, красноватую окраску с жирным блеском. В породе представлен зернистыми массами с изометричными очертаниями зерен, иногда проявлены прямоугольные, квадратные и шестиугольные сечения на

44


поверхностях сколов породы и в шлифах. Спайность макроскопически обычно не заметна, но обнаруживается в шлифах.

В шлифе минерал бесцветный, из-за продуктов замещения приобретает серые и буроватые оттенки. Рельеф и шагреневая поверхность не проявляются из-за близости показателей преломления канадскому бальзаму. В скрещенных николях цвета интерференции низкие - темно-серые, серые. Погасание прямое относительно трещин спайности и прямоугольных контуров зерен.

Нефелин замещается волокнистыми агрегатами цеолитов, изотропным содалитом, бесцветной слюдой (параганитом?) с желтой интерференционной окраской. Совместно со слюдой иногда отмечается карбонат. Красноватые (макроскопически) продукты замещения называют шпреуштейном, представляющим тонкозернистую смесь цеолитов, гидронефелина и слюдистых минералов. В нефелине отмечаются включения тонких иголочек эгирина.

Нефелин можно спутать с кварцем или ортоклазом. От кварца он отличается наличием продуктов замещения, спайности и отрицательным оптическим знаком, причем нефелин не встречается в парагенезисе с кварцем. У ортоклаза показатели преломления ниже, чем у канадского бальзама. Ортоклаз - двуосный минерал с совершенной спайностью, и по нему обычно не развиты белые слюды, цеолиты.

Нефелин - наиболее распространенный фельдшпатоид в щелочных породах, ассоциирует с калишпатом в нефелиновых сиенитах; с основным и средним плагиоклазом в фельдшпатоидных габброидах; оливином, диопсидом, титан-авгитом, эгирином, мелилитом и монти- челлитом в бесполевошпатовых фельдшпатоидных породах. Широко распространен в эффузивных породах - фонолитах, нефелинитах, фельдшпатоидных базальтах и долеритах, тефритах, берешитах.

Лейцит K[AlSi20 6]. Тетрагональный (псевдокубический). При температуре выше 625 °С он кубический, ниже - преобразуется в тетрагональную модификацию. Содержит до 7-8 % нефелиновой составляющей, п = 1,508-1,511. Оптически положительный. Макроскопически белый с желтоватым оттенком. Облик кристаллов - тетрагонтриокта- эдры. В шлифах бесцветный, идиоморфный - полигональные сечения, при оплавлении приобретает округлую форму. Спайность не развита. Рельеф отрицательный. Часто содержит включения эгирина, магнетита, стекла, которые располагаются концентрически по зонам роста.

В скрещенных николях черный, часто проявляется слабое дву- преломление. В этом случае наблюдается «паркетовидное погасание» за счет полисинтетического двойникования в нескольких направлениях.

45


Лейцит замещается агрегатом калишпата и нефелина (псевдолейцит) и калишпат-серицит-цеолитовой агрегативной смесью, называемой эпилейцитом.

Лейцит является типичным высокотемпературным минералом эффузивных щелочных пород, бедных кремнеземом. Ассоциирует с основным (бурым) вулканическим стеклом. С кварцем не встречается.

Содалит Na8[AlSi04]6Cl2. Кубический, п = 1,483-1,487. Образует изометричные формы, иногда (в эффузивах) идиоморфные кристаллы ромбододекаэдрического габитуса. Макроскопически голубой. В шлифах бесцветный, проявлена отчетливая спайность по (НО). Минерал изотропен, в скрещенных николях черный, без аномального двупре- ломления.

Содалит замещает нефелин, встречается как первичный магматический минерал в интрузивных и эффузивных щелочных породах. Ассоциирует с нефелином.

Нозеан Na8[AlSi0 4]6[S0 4 ]. Кубический, п = 1,495-1,498. Изометричные формы кристаллов с белой, буроватой и голубоватой окраской. Окраска распределяется зонально. С поверхности кристаллы имеют буроватую окраску. В шлифе наиболее хорошо узнается в случае шестиугольных сечений с бухтообразными заливами вулканического стекла. С краев зерна нозеана имеют от темно-бурой до бурой каймы, причем эта окраска постепенно светлеет до розовато-бесцветной в ядрах зерен. Спайность развита плохо. В скрещенных николях черный.

Нозеан образует порфировые вкрапленники в фонолитах. Встречается в парагенезисе с нефелином, лейцитом.

Гаюин (Na, Ca)4.8[AlSi04]6(S04, S)i_2. Кубический, п = 1,495-1,505. Обладает голубой окраской макроскопически и в шлифах, но менее яркой. Встречаются белые разновидности. Спайность проявлена хуже, чем у похожего на него содалита.

Гаюин - редкий минерал, встречается в фонолитах, трахитах, а также мельтейгитах, окаитах, альнеитах. Он ассоциирует с лейцитом, нефелином, мелилитом, монтичеллитом, флогопитом, апатитом и шорломитом.

Минералы кремнезема В магматических породах встречаются кварц, тридимит и кристо-

балит. Они образуются в различных температурных условиях, среди них при этом выделяют низкотемпературные а и высокотемпературные p-модификации. Наиболее распространенным минералом магматических пород является а-кварц.

46


а-кварц S i02. Тригональный, п0 = 1,544; пе = 1,553; пе-п0 = 0,009. Одноосный, положительный.

Макроскопический цвет зерен кварца в породах серый до черного с сильным стеклянным блеском, в шлифах бесцветный. В плутонических породах изометричный, без кристаллографических очертаний - ксеноморфный. Во вкрапленниках кислых эффузивов, в аплитах кварц образует идиоморфные кристаллы с хорошо развитыми гранями призм и пирамид.

Очень часто в риолитах отмечаются оплавленные вкрапленники кварца с бухтообразными заливами вулканического стекла. При оплавлении вкрапленники кварца иногда приобретают шаровидную форму с шероховатой поверхностью. Дипирамидальные кристаллы кварца часто отмечаются в основной ткани гранитов-рапакиви.

В шлифе кварц бесцветный, при соседстве с калишпатом обладает еле приметной голубовато-зеленоватой окраской за счет дисперсионного эффекта, в то время как свежий, без продуктов замещения ка- лишпат выглядит золотисто-желтым. Этот эффект виден при внимательном наблюдении. Минерал не имеет трещин спайности. В скрещенных николях в главных сечениях (NgNp) интерференционная окраска белая, желтоватая, часто зерна имеют неоднородное (волнистое) погасание. Продуктов замещения нет, но иногда содержит твердые и газово-жидкие пылеватые включения, принимаемые по неопытности за продукты вторичных изменений.

Кварц является главным минералом в кислых породах, в которых его содержание достигает ~50 %. Он также встречается в средних и иногда основных породах, но в них его количество резко подчиненное - обычно составляет первые проценты. Тиничными парагенезисами являются калишпат, кислый плагиоклаз, биотит. Не встречается с фельдшпа- тоидами. Кварц редко ассоциирует с оливином - фаялитом (в грани- тах-рапакиви).

Акцессорные минералыВ горных породах акцессорные минералы встречаются в количе

ствах до 5 % и по размерам значительно уступают главным породообразующим минералам. Малый размер акцессорных минералов обычно создает сложность в их диагностике. К акцессорным минералам относятся магнетит, хромит, титаномагнетит, апатит, сфен, циркон. В состав этих минералов входят элементы-минерализаторы (Fe, Сг, Ti, Р, Zr и др.), которые влияют на физическое состояние расплавов и физикохимические условия их кристаллизации.

47


Магнетит Fe30 4. Кубический. Непрозрачный. Надежно диагностируется в отраженном свете. Образует характерные сечения октаэдра, додекаэдра. Сильно магнитен. Широко распространенный акцессорный минерал во всех магматических породах.

Хромит FeCr0 4 . Кубический. Непрозрачный. В тонких срезах (по краям зерен) при сильном освещении и включенной линзе Лазо просвечивает красновато-бурым цветом. Надежно диагностируется в отраженном свете. Типоморфный акцессорный минерал дунитов.

Ильменит Fe2+T i03. Тригональный. Непрозрачный. Надежно диагностируется в отраженном свете. В скрещенных николях проходящего света при очень ярком освещении в очень тонких краях слабо просвечивает бурым или оранжево-красным цветом за счет высокого двупреломления. Легко замещается лейкоксеном. Ильменит ассоциирует с титаномагнетитом. Является характерным минералом щелочных пород.

Сфен (iтитанит) CaTi[Si04]0. Моноклинный, пр = 1,843-1,950; пт = 1,870-2,034; ng = 1,943-2,110; ng-np = 0,100-0,192; +2V = 17^0°. Плоскость оптических осей || (010); b = Nm; C:Ng = 51°. Сильная дисперсия, г > v. В сечениях перпендикулярно оптической оси отсутствует погасание. Спайность совершенная по (НО) в шлифах проявлена не всегда. Окраска в шлифах светло-бежевая, в содержащих примеси редкоземельных элементов (РЗЭ) светло-коричневая с красноватым оттенком и плеохроичными двориками вокруг зерен. Иногда проявлены двойники, в том числе полисинтетические, что наряду с высоким дву- преломлением создает сложность в отличии его от карбонатов.

Наиболее типичные формы зерен - клиновидные, ромбовидные и косые параллелограммы. Замещается землистым агрегатом лейкоксена. Похож на циркон, отличается по перламутровой интерференционной окраске у сфена. Можно спутать сфен с касситеритом, но у последнего обычны коленчатые и сердцевидные двойники. Типичный акцессорный минерал в диоритах, сиенитах и фельдшпатоидных породах.

Апатит Ca5[P04]3(0H, F). Гексагональный, пе = 1,624-1,666; п0 = 1,629-1,667; п0-пе = 0,001-0,007. Одноосный отрицательный. Форма зерен - призмы, иголочки, шестиугольники в поперечных сечениях. Трещины отдельности располагаются поперек удлинения. Бесцветный. Погасание прямое, удлинение отрицательное. Типичный акцессорный минерал диоритов, сиенитов, фельдшпатоидных пород.

Циркон Zr[SiO]4. Тетрагональный, п0 = 1,923-1,960; пе = 1,968-2,015; пе-п0 = 0,042-0,065. Одноосный, положительный, погасание прямое. Форма зерен - короткие призмы и дипирамиды, обычно с округленными

48


очертаниями. Нередко зонален. В шлифах бесцветен. Вокруг зерен, включенных в биотит, роговую обманку, наблюдаются плеохроичные оболочки. Типичный акцессорный минерал гранитов и фельдшпатоидных сиенитов.

Монацит Се[Р04]. Моноклинный, пр = 1,774-1,800; пт = 1,177— 1,801; п8 = 1,828-1,851; ng-np = 0,045-0,075; +2V= 6-22°; C:Ng = 2-7°, г < v. Форма зерен призматическая. Спайность по (100) и (001). В шлифах бесцветен, но часто с желтым оттенком и плеохроизмом до бесцветного. Типичный акцессорный минерал гранитоидов.

Турмалин (Na, Ca)(Fe, Mg, Li, Al)3Al6[Si60 i8][B0 3 ]3(0 H, F)4. Разновидности: магниевый - дравит, железистый - шерл, литиевый - эль- баит. Тригональный. Образует хорошо оформленные удлиненные кристаллы, в поперечных сечениях - сферические треугольники, шестиугольники. Агрегаты - кристаллическая вкрапленность, звездчатые. Отчетливо выражена отдельность поперек удлинения. Окраска разнообразная - коричневая, синяя, зеленая с оттенками, с зональным и пятнистым распределением. Резкий плеохроизм. Обладает более темной окраской при положении удлинения кристалла перпендикулярно плоскости поляризации в микроскопе и более светлой при параллельном положении удлинения относительно плоскости поляризации. Рельеф V группы по Лодочникову. Двупреломление 0,019-0,035, погасание прямое, удлинение отрицательное, надежно диагностируется по характеру плеохроизма, форме поперечных сечений, ориентировке индикатрисы в кристалле. Типичный акцессорный минерал в гранитных пегматитах, встречается в гранитах и обычный в грейзенах, вторичных кварцитах, скарнах.

Вторичные минералыВ постмагматическую стадию и в условиях гипергенеза первич

ные минералы замещаются вторичными. Образуются частичные и полные псевдоморфозы. Развитие вторичных минералов в породе иногда значительно осложняет определение первичного минерального состава породы и ее диагностику. В то же время вторичные минералы способствуют диагностике первичных минералов, так как существует предпочтительное развитие определенных видов вторичных по тем или иным первичным минералам. Первичные минералы горных пород обладают различной устойчивостью по отношению к постмагматическим и гипергенным изменениям. По некоторым минералам (кварц, мусковит) вторичных минералов не наблюдается. В наибольшей мере вторичным изменениям подвержены темноцветные минералы и основной плагиоклаз. В меньшей степени вторичным изменениям подвержены альбит, кислый плагиоклаз, калишпат.

49


Наиболее распространенными вторичными минералами являются серпентин, хлорит, актинолит, эпидот, серицит, карбонаты.

Серпентин Mg3[Si20 5][0H]4. Моноклинный. Образует волокнистые или листоватые агрегаты. Окраска в шлифе бесцветная, бледно- зеленая. Показатель преломления близок к канадскому бальзаму. Дву- преломление 0,004-0,006, редко достигает 0,014. Развивается по оливину, ромбическому пироксену часто в ассоциации с магнетитом, хлоритом, карбонатом.

Актинолит Ca2(Mg, Fe)5[Si4On]2[OH]2. Моноклинный. Образует удлиненно-призматические, игольчатые зерна. Агрегаты обычно метельчатые. Окраска бледно-зеленая разной интенсивности. Плеохрои- рует. Спайность в двух направлениях, угол -56° - в поперечном сечении. Призматические срезы с одним направлением спайности, не имеют концевых граней. Рельеф V группы по Лодочникову. У тремолита (магнезиальная разновидность) угол погасания - 22-27°, ng-np = = 0,020-0,027, у актинолита (железистая разновидность) C:Ng = 11-17°, ng-np = 0,017-0,020. Удлинение положительное. Бесцветный тремолит развивается по оливину, актинолит (уралит) - по моноклинным пирок- сенам, реже по роговой обманке.

Хлорит (пеннин) (MgFe)5Al[AlSi3Oio][OH]8. Моноклинный. Образует чешуйки. Окраска зеленая разной интенсивности. Плеохроирует. Рельеф чуть выше, чем у канадского бальзама. Цвета интерференции тусклые аномально синие, фиолетовые, бурые. Относительно спайности наблюдается прямое погасание.

Замещает биотит, роговую обманку, пироксены и совместно с серпентином оливин.

Эпидот Ca(AlFe)3(0H)(Si04)3. Моноклинный. Образует призматические кристаллы и изометричные зерна без кристаллографических очертаний. Агрегаты зернисто-вкрапленные, радиально-лучистые.

В шлифе бесцветный, бледно-зеленовато-желтый, плеохроирует. Рельеф VI группы по Лодочникову. Интерференционная окраска яркая аномальная, с пятнистым распределением по зерну красного, желтого, синего, зеленого цветов. За счет пятнистости интерференционной окраски в зерне получил образную характеристику в отечественной литературе - сарафанные цвета интерференции. Клиноцоизит (маложелезистый эпидот) отличается от эпидота бесцветной окраской с тусклой аномально синей с пятнами канареечно-желтого цвета интерференционной окраской. У эпидота и клиноцоизита косое погасание, у похожего на клиноцоизит цоизита погасание прямое (ромбическая сингония) и более тусклая аномально синяя и серая интерференционные окраски.

50

1.4. Строение горных пород

Эпидот, клиноцоизит, цоизит развиваются по пироксенам, амфиболам, реже по биотиту и обычно по основным плагиоклазам в составе агрегата соссюрита (Эп ± Хл + Сер + Аб ± Кар).

Серицит KAl2[AlSi3Oio][OH]2. Моноклинный. Вторичный продукт по плагиоклазу, имеет вид тонких чешуек. Более 0,0и мм обычно называют мусковитом. Существенных различий в составе серицита и мусковита не наблюдается.

Карбонаты (СаС03 - кальцит; MgC03 - магнезит; CaMg(C03)2 - доломит; FeC03 - сидерит; МпС03 - родохрозит). Тригональные. Часто образуют твердые растворы, в которые входят несколько катионов, поэтому состав карбонатов определяют химическим или рентгенофазовым методами.

Оптическим методом надежно определить вид карбоната не всегда можно, но отнести минерал к группе карбонатов просто. Все карбонаты, кроме сидерита, обладают псевдоабсорбцией. Двупреломление от 0,177 у кальцита до 0,242 у сидерита, в скрещенных николях типичны перламутровые цвета интерференции до белой высоких порядков.

Форма зерен изометричная с извилистыми, иногда причудливыми очертаниями (кальцит), прямолинейно-полигональная (доломит), ромбовидная (сидерит, доломит). Спайность совершенная по ромбоэдру. Характерны перекрещивающиеся полисинтетические двойники параллельно граням (обычные у кальцита). Полисинтетические двойники, параллельные длинной диагонали ромбовидных сечений, типичны для кальцита, короткой диагонали - для доломита.

Гидроксиды железа буровато-коричневого, буровато-желтого цвета наблюдаются у сидерита.

Карбонаты можно спутать со сфеном, но последний не обладает псевдоабсорбцией, имеет бежевую окраску и более высокие показатели преломления. Сфен - двуосный, положительный, карбонаты - одноосные, отрицательные.

Карбонаты встречаются в миндалинах, замещают совместно с другими минералами оливин, пироксены, роговые обманки, биотит и кальциевые плагиоклазы.


Особенности строения горных пород зависят от условий их образования и выражаются текстурами и структурами.

51


Текстура - совокупность признаков строения горных пород, отражающих особенности расположения составных частей и заполнения пространства. Текстуры пород обычно изучают макроскопически, причем наиболее важные особенности текстур можно выявить в поле при изучении обнажений. Тип текстуры зависит от условий кристаллизации и от влияния внешних факторов, особенно давления, на формирующуюся породу.

Структура - строение пород, определяющееся степенью кристалличности, абсолютными и относительными размерами зерен, формой и взаимоотношениями минералов или минералов и вулканического стекла. Степень кристалличности, абсолютный и относительный размеры зерен отчетливо устанавливаются макроскопически в поле и позволяют видеть различие в зернистости плутонических, гипабиссальных и эффузивных пород. Форму зерен, их взаимоотношения надежно можно изучить только под микроскопом.

Структурные и текстурные признаки не всегда могут быть четко разграничены, иногда они «сливаются». Особенно это касается пород, сложенных призматическими, отчетливо удлиненными кристаллами, субпараллельно (суб - почти) ориентированными в пространстве. Примером является пилотакситовая структура с наличием мельчайших призматических кристаллов, образующих потоки; эту особенность в строении породы характеризует трахитоидная текстура.

ТекстурыВыделяют текстуры по двум главным признакам: по способу за

полнения пространства и взаимному расположению частей породы. По способу заполнения пространства различают пористую, миндалекаменную и плотную текстуры.

Пористая текстура определяется наличием в породе округлых или неправильных пор (нустот), возникает в результате выделения газов при остывании магмы и ее затвердевании в поверхностных условиях.

Миндалекаменная текстура образуется в эффузивной породе в постмагматический этап при заполнении пустот вторичными минералами - опалом, халцедоном, кварцем, карбонатами, хлоритом, эпи- дотом, цеолитами и др.

Плотная текстура отличается тесным соприкосновением всех составных частей породы. Она характерна для плутонических, большинства гипабиссальных и некоторых эффузивных пород.

52


Большее разнообразие текстур типично для пород с различным расположением составных частей. Главными из них являются однородные и неоднородные.

Однородная {массивная) текстура характеризуется равномерным распределением минеральных компонентов в пространстве, при котором порода в любом участке имеет одинаковый состав и строение (рис. 1.19).

Рис. 1.19. Гранит. Плотная, однородная текстура, равномерно-зернистая структура

Такая текстура свидетельствует об однородности условий затвердевания в пределах всего магматического тела или какой-то его части. Эта текстура является типоморфной для магматических пород в отличие от широко распространенных слоистых текстур осадочных пород и сланцеватых текстур метаморфических пород.

Такситовая, или шлировая, текстура определяется наличием отдельных участков породы, отличающихся друг от друга по цвету, минеральному составу и строению.

Директивная текстура характеризуется ориентированным расположением минералов в породе. Выделяют разновидности: гнейсовидную - при ориентированном расположении темноцветов и трахитоидную - при ориентированном расположении полевых шпатов (рис. 1.20).

53


Полосчатая текстура обусловлена чередованием полос разного состава, цвета и строения. Характерна для габбро и перидотитов.

Рис. 1.20. Гранит. Текстура трахитоидная, структура порфировидная

Флюидалъная текстура свойственна стекловатым и полу стекловатым эффузивным породам, в которых отчетливо видны следы течения.

Структуры

Структуры магматических пород являются важными диагностическими признаками фациальных условий образования, их состава и залегания. Они изучаются макроскопически, в поле и в лабораторных условиях с использованием различной исследовательской техники, в первую очередь поляризационного микроскопа. Главнейшие структурные признаки горных пород проявлены в степени их кристалличности, размере зерен, морфологии минералов и их взаимоотношениях.

Структуры пород по степени Эти структурные особенности кристалличности и размерам пород удобно изучать макроско- минеральных зерен пически, но не исключается и

микроскопическое уточнение, которое производится при лабораторных петрографических исследованиях.

Степень кристалличности - признак, на основании которого выделяют три типа структур: полнокристаллическую, неполнокристаллическую

54


и стекловатую. Полнокристалпическая структура характерна для пород, образовавшихся в глубинных условиях, при медленном охлаждении и наличии в магме растворенных летучих компонентов. Неполнокристаллическая структура свойственна породам, образующимся на поверхности и в гипабиссальных условиях. Стекловатая структура возникает при быстром охлаждении магмы, что типично для лавовых образований.

В зависимости от размера зерен различают структуры явнокристаллические ((фанеритовые), зерна которых различимы невооруженным глазом, и скрытокристаллические (афанитовые), зерна которых не различимы без микроскопа.

По абсолютным размерам зерен среди явнокристаллических пород выделяют крупнозернистые (средний размер зерен 5-10 мм), среднезернистые (1-5 мм) к мелкозернистые (0,5-1 мм).

По относительным размерам зерен различают равномернозернистые и неравномерно-зернистые породы. Равномерно-зернистые структуры характеризуются примерно одинаковым размером зерен главных породообразующих минералов (см. рис. 1.19). Среди неравномернозернистых структур выделяют порфировидные и порфировые структуры.

Порфировидные структуры обусловлены наличием крупных кристаллов на фоне полнокристаллической основной массы породы (см. рис. 1.20). В том случае, когда порфировые выделения обильны и соприкасаются между собой, а мелкозернистая масса выполняет оставшиеся промежутки, такая структура называется криптовой.

Порфировые структуры характеризуются наличием хорошо образованных кристаллов (порфировых вкрапленников, или фенокристов), погруженных в афанитовую массу породы. Указанные структуры образуются в две стадии: вначале на глубине выделяются наиболее тугоплавкие минералы, свободно растущие в магматическом расплаве; впоследствии при подъеме магмы в верхние холодные слои земной коры или излиянии лавы на поверхность и быстром остывании образуется неразличимо зернистая или неполнокристаллическая основная масса породы. Структура характерна для эффузивных пород и реже гипабиссальных пород.

Структуры по форме зерен Форма минеральных зерен и ихи взаимоотношениям взаимоотношения зависят от кри-минералов сталлографического габитуса и

степени идиоморфизма минералов.Габитус минералов может быть призматический, таблитчатый,

игольчатый, чешуйчатый, изометричный, и именно он создает общий структурный облик породы.

55


Идиоморфизмом называется степень совершенства кристаллографических форм минералов, зависящая от порядка выделения минералов и от их кристаллизационной силы. По степени идиоморфизма выделяют минералы идиоморфные (идиос - собственный), имеющие хорошо развитые кристаллографические грани; гипидиоморфные (ги- по - под, не вполне), имеющие частично собственные грани, а частично ограничения, обусловленные формой граней контактирующих минералов; ксеноморфные, или аллотриоморфные (ксено, аллетриос - чуждый), не имеющие собственных граней, их контуры полностью определяются соседними минералами.

Панидиоморфнозернистая структура характеризуется совершенным идиоморфизмом минералов, слагающих породу. Структура типична для мономинеральных или почти мономинеральных пород (дунитов, пироксенитов).

Гипидиоморфнозернистые структуры присущи полиминеральным породам с различной степенью идиоморфизма слагающих их минералов.

Офитовая структура развита у долеритов. Плагиоклаз идио- морфен по отношению к пироксену, который выполняет промежутки между идиоморфными призмами или таблицами плагиоклаза. При этом можно различать разновидности структуры:

собственно офитовая - размеры зерен плагиоклаза и пироксена более или менее одинаковы. Каждый отдельный промежуток между призмами плагиоклаза занят обычно одним неделимым авгитом (рис. 1.21), характерна для долеритов;

пойкилоофитовая - лейсты плагиоклаза значительно мельче ав- гитовых зерен и заключаются в них в виде пойкилитовых вростков;

долеритовая - зерна авгита меньше отдельных промежутков между плагиоклазовыми лейстами и каждый из таких промежутков занят обычно несколькими зернами авгита;

толеитовая - в некоторых случаях в долеритах вместе с авгитом в промежутках между лейстами плагиоклаза попадаются отдельные участки стекла или полустекловатой основной массы (иногда раскристал- лизованной в гранофир).

Диабазовая структура по узору типично офитовая, но первичные минералы замещены вторичными. Плагиоклаз альбитизирован, а темноцве- ты интенсивно замещаются хлоритом, актинолитом. Типична для диабазов.

Гранитовая структура - цветные минералы и плагиоклаз идио- морфны, натриево-калиевые полевые шпаты и кварц ксеноморфны (рис. 1.22). Структура характерна для гранитов, гранодиоритов, кварцевых сиенитов, кварцевых диоритов.

56


Рис. 1.21. Долерит. Собственно офитовая структура

Рис. 1.22. Гранит. Гипидиоморфнозернистая (гранитовая) структура

57


Гранулитовая структура, или аплитовая, развита у аплитов и гранитов-рапакиви. Ксеноморфизма кварца не видно. Он и щелочной полевой шпат одинаково идиоморфны или даже кварц местами более идиоморфен (собственно гранулитовая структура).

Призматически-зернистая структура характерна для некоторых бескварцевых или с малым его содержанием пород. Общий облик структуры определяется преобладанием призматически развитых кристаллов плагиоклаза. Типична для диоритов.

Пойкилитоеая структура характеризуется наличием многочисленных включений зерен одного или разных минералов в значительно более крупных зернах другого минерала (рис. 1.23).

Рис. 1.23. Гранит. Пойкилитовая структура

Сидеронитовая структура определяется резким ксеноморфиз- мом рудного минерала, цементирующего относительно идиоморфные зерна прозрачных минералов (рис. 1.24). Структура характерна для рудных пироксенитов, перидотитов, габбро.

Монцонитовая структура отличается резко выраженным идиоморфизмом плагиоклаза, включенного в крупные ксеноморфные зерна ортоклаза, при отсутствии кварца.

58


Агпаитовая структура обусловлена идиоморфизмом нефелина и отчасти натриево-калиевого полевого шпата. Темноцветные минералы ксеноморфны. Структура характерна для некоторых нефелиновых пород.

Рис. 1.24. Верлит. Сидеронитовая структура

Аллотриоморфнозернистые структуры характерны для габбро и аплитов. В этом типе структур минералы, слагающие породу, не имеют собственных кристаллографических очертаний.

Габброеая структура развита в породах, состоящих из плагиоклаза и пироксенов, характеризуется почти одинаковым идиоморфизмом этих минералов. В разных участках породы то пироксен, то плагиоклаз более идиоморфен.

Реакционные структуры Реакционные структуры - общееназвание структур горных пород

со следами реакции между компонентами породы и магматическим расплавом (келифитовая, коронная, мирмекитовая и др.).

Выделяющиеся во время кристаллизации магмы минералы могут при дальнейшем течении этого процесса изменить свою форму вслед

59


ствие их резорбции, т.е. вследствие растворения их в магме. При этом они обычно принимают округлый вид, иногда с бухтообразными изгибами очертаний (рис. 1.25). Резорбция и растворение могут быть результатом двоякого рода причин. Во-первых, этот процесс возможен при изменении внешних условий (давления и температуры) или состава магмы вследствие выделения, например, газов или ассимиляции чуждых магме пород. Выделение газов также обычно связано с изменением внешних условий, а именно давления. Очевидно, что повышение температуры во время кристаллизации может вызвать растворение уже выделившихся частей.

Рис. 1.25. Риолит. Резорбция фенокристов плагиоклаза и биотита основной массой

Во-вторых, коррозия уже выделившихся кристаллов магмой может наступить, если существует так называемая инконгруэнтная точка соединения на кривой плавкости системы минералов, которую представляет магматический расплав. В этом случае уже выделившийся минерал на определенной стадии перекристаллизации, т.е. при определенной температуре, делается неустойчивым в растворе, вступает с последним в реакцию с образованием нового соединения. Примером может служить система Mg2Si0 4 -S i0 2, обладающая скрытым максимумом плавления, отвечающим соединению M gSi03. Из расплава, со

60


держащего менее 61 % Si02, при остывании сначала кристаллизуется форстерит, и остающийся расплав обогащается S i02. При температуре 1 557 °С выделившийся форстерит опять начинает растворяться, и кристаллы его резорбируются. Вместе с тем выделяется клиноэнстатит. Это явление может объяснять обычные округленные оплавленные формы оливина в изверженных породах.

С процессом дальнейшего изменения уже выделившихся кристаллов связано в некоторых случаях образование каемок реакции {reaction rims). На границе двух каких-нибудь минералов вследствие взаимодействия между ними образуется «слой» третьего минерала, разделяющий их. Так между оливином и плагиоклазом возникает кайма амфибола, между магнетитом и полевым шпатом - кайма биотита и т.д.

Разновидностью таких кайм взаимодействия являются келифи- товые каймы, представляющие венцы радиально расположенных призмочек амфибола вокруг граната или оливина.

Рис. 1.26. Перидотит. Друзитовая структура

В других случаях каймы реакции возникают вследствие взаимодействия выделившегося минерала и магмы, например, ромбический пироксен образует каймы-венчики около зерен оливина. Эта особенность характерна для друзитовой, или венчиковой, структуры {corona-structure) (рис. 1.26).

61


Кроме венцов ромбического пироксена вокруг оливина, к числу первичных магматических образований такого рода иногда относят каймы амфибола около пироксена, слюды около оливина. Сюда же надо причислить некоторые каемки магнетита, например, «опацито- вые» непрозрачные каймы около амфиболов и слюд в эффузивных породах.

Я. Седерхольм (1916) предложил название «синантектические минералы» для таких продуктов взаимодействия между двумя прилежащими минералами. Они образуют каймы реакции, венцы друзито- вой структуры, келифитовые венцы. К числу таких же продуктов взаимодействия относятся и мирмекитовые прорастания. Далеко не всегда способ образования их ясен. Они могут быть и первичными, и вторичными. В последнем случае такие образования могут возникнуть при циркуляции магматических растворов (газообразных и жидких) в конце остывания изверженной породы, т.е. в так называемую эпимаг- матическую фазу. При подобных же условиях, но под влиянием растворов, приносимых из другой магматической массы (например, при контактовом метаморфизме изверженных пород под воздействием последующих интрузий или при региональном метаморфизме), образуются мирмекитовые прорастания и келифитовые каемки, распространенные в метаморфических породах.

Структуры прорастания К этому типу структур относятсяи распада пегматитовое срастание, мирме-

киты, пертиты, антипертиты и пойкилиты.

Пегматитовая структура представляет собой сростки двух минералов, обычно кварца и калиевого полевого шпата, причем ка- лишпат образует крупные выделения, проросшие одинаково ориентированными индивидами кварца. Все вростки кварца в одном зерне ка- лишпата гаснут одновременно. Очертания вростков приближаются к полигональным или угловатым контурам в поперечных сечениях и прямолинейно-удлиненным в продольных. Поперечные сечения и дают «письменную» картину прорастания. Ориентировка кварца и полевого шпата закономерна.

Необходимо иметь в виду, что пегматитовидные прорастания одного минерала другим могут образоваться и вторичным путем при явлениях метасоматического разъедания одним минералом другого. Примеры таких явлений изучены на сульфидах при вторичных процессах обогащения в рудных жилах.

62


Кроме кварца и полевого шпата пегматитовидные срастания характерны для многих пар минералов: полевой шпат и нефелин, плагиоклаз и ромбический пироксен, шпинель и магнетит и т.д.

Мирмекиты отличаются от микропегматитовых (гранофировых) прорастаний кварцем полевого шпата. В них присутствуют кварцевые вростки в полевом шпате, гаснущие одновременно при вращении столика микроскопа (рис. 1.27). Но в этом случае наблюдаются прорастания кварцем не калинатрового полевого шпата, а плагиоклаза. Мирме- китовые вростки находятся в плагиоклазе обычно на границе с калиевым полевым шпатом и никогда не встречаются в соседстве с кварцем, что, наоборот, очень часто видим в микропегматитах. Нет постоянного соотношения между каймой мирмекитового прорастания и окруженным зерном полевого шпата. Чем основнее порода, тем основнее плагиоклаз мирмекита. Чем кислее плагиоклаз мирмекита, тем меньше вростков кварца. Главное отличие формы прорастания кварца - червеобразно изгибающиеся и расходящиеся вростки (gartz vermicule). Мирмекиту приписывают вторичное происхождение, в котором кварц появляется как продукт реакции или при превращении калиевого полевого шпата в плагиоклаз, или при распаде содержавшегося в твердом растворе в калиевом полевом шпате кальциевого алюмосиликата и превращении его в анортит, или связывают образование мирмекита с воздействием растворителей при высокой температуре. Наконец, его рассматривают и как первичную или вторичную эвтектику.

Весьма интересными и важными являются закономерные срастания разных полевых шпатов плагиоклаза (обычно кислого, чаще всего альбита) и ортоклаза или микроклина (рис. 1.28). Это пертиты и микропертиты. Такие прорастания могут иметь различную форму, но общим признаком является то, что альбит (или редко кислый плагиоклаз) прорезывает калиевый полевой шпат в виде выклинивающихся, иногда чечевицеобразных жилок, располагающихся очень часто по так называемой мурчисонитовой спайности (701) и (801) или по плоскостям (100), (001). Когда (редко) альбит преобладает (так называемый антипертит), вещество калиевого полевого шпата остается вростка- ми в виде пятен среди альбита.

По происхождению можно различать следующие типы микро- пертитов:

1. Микропертиты, сформировавшиеся при раздельной и одновременной кристаллизации калиевого и натрового полевого шпата. Это эвтектические образования постоянного состава - около 60 % Аб и 40 % Орт.

63


Рис. 1.27. Гранит. Мирмекитовая структура

Рис. 1.28. Гранит. Пертитовая структура

64


Альбитовые вростки равномерно в виде линзообразных включений пронизывают вещество калиевого полевого шпата. Они все более или менее одинаковой величины, и кристалл микропертита в скрещенных николях кажется как бы покрытым ровной рябью.

2. Пертиты распада в твердом состоянии. Это наиболее распространенный тип. При высоких температурах кристаллизации калиевые и натриевые полевые шпаты способны в большей степени смешиваться в виде твердого раствора, вплоть до образования непрерывного ряда (в эффузивных породах). При охлаждении эти твердые растворы распадаются, альбит выделяется в виде жилочек, рассекающих калиевый полевой шпат (ортоклаз- (или) микроклин-пертиты). Отношение этих компонентов непостоянное, ортоклаз обычно преобладает, и на его фоне, несколько изгибаясь (часто с неровными контурами), выделяются при скрещенных николях более сильно двупреломляющие жилки альбита.

3. Вторичные пертиты замещения. Прорастание ортоклаза жилками альбита может произойти и вследствие отложения вещества альбита по трещинам после образования калиевого полевого шпата, причем это отложение может протекать метасоматически. К такому типу относятся пертиты, в которых альбитовые вростки являются, например, отпрысками облекающей снаружи альбитовой каймы.

Пойкилитовые прорастания. В случае пегматитовых и перти- товых прорастаний вростки минерала, имеющего меньшее развитие, ориентированы закономерно по отношению к включающему их кристаллу, между собой они параллельны. Это легко обнаруживается: при скрещенных николях они гаснут одновременно. В пойкилитовых прорастаниях нет закономерной связи между вмещающим зерном и вро- стками. Последние расположены в самой разнообразной ориентировке и представляют не что иное, как включения зерен одного минерала в теле другого. Эти вростки называют иногда хадакристаллами (san danw - содержать в себе), а вмещающие их зерна - ойкокристал- лами («хозяевами»). Пойкилитовые вростки часто имеют вид корродированный и округленный. Срастания этого типа можно различать по количеству и относительным размерам ойко- и хадакристаллов. Одну из особенно важных разновидностей пойкилитовых структур представляет, например, пойкилоофитовая структура некоторых диабазов и долеритов. В этом случае идиоморфные таблички или призмы плагиоклаза, разнообразно ориентированные, заключены в виде вростков в более крупных зернах пироксена.

65


Обычны пойкилитовые вростки оливина в пироксенах и особенно в амфиболах у перидотитов. В случае тонкого строения эта структура называется микропойкилитовой. Из микропойкилитовых срастаний отметим распространенные в основной массе измененных риолитов (кварцевых порфиров) микропойкилитовые срастания полевого шпата, различно ориентированные, иногда расположенные потоками, которые переполняют в виде включений более крупные зерна кварца.

Кислые лавы, теряя минерализаторы, становятся тугоплавкими, их кристаллизация происходит, вероятно, при большой температуре (выше 850-900 °С). При таких условиях свободный кремнезем выделяется в виде тридимита, но при дальнейшем понижении температуры превращается в кварц. Это сопровождается собирательной кристаллизацией, которая протекает таким образом, что целые группы зерен тридимита превращаются в одно неделимое кварца, и микролиты полевого шпата после такой перекристаллизации оказываются захваченными внутри этих зерен кварца в виде хадакристаллов. На возможность такого объяснения происхождения микропойкилитовой структуры основной массы кварцевых риолитов указывают наблюдающиеся иногда в этих породах псевдоморфозы кварца по пластинчатым формам тридимита.

Подобное же объяснение справедливо и для очень резко выраженной пойкилитовой структуры в амфиболовых перидотитах, где собирательная перекристаллизация могла произойти при превращении пироксена в амфибол.

В других случаях пойкилитовых срастаний хадакристаллы являются просто вростками, захваченными при росте ойкокристаллов. Ой- кокристаллы могут появиться как позднейшее образование даже в эпимагматическую фазу формирования породы или вследствие реакции в магме. Корродированный округлый вид хадакристаллов может указывать на это.

Структуры основной массы Основная масса афанитовых по-эффузивных пород род может быть сложена целиком

микролитами - кристалликами с размером менее 0,05 мм, видовой состав минералов которых еще можно определить; микролитами и вулканическим стеклом или только стеклом.

Стекловатая структура свойственна породам, состоящим в основном из вулканического стекла, в котором возможно присутствие редких микролитов.

66


Стекло представляет крайне вязкий переохлажденный раствор, в котором атомы и группы атомов расположены в беспорядке, как в жидкости, не образуют правильных систем решеток, свойственных твердому кристаллическому веществу. Такое состояние является неустойчивым, и порода очень медленно, но самопроизвольно раскристал- лизовывается, атомы перегруппировываются в правильные системы. Стекло, как говорят, расстекловывается, превращаясь в агрегат мельчайших кристаллических элементов. Обычно стекло превращается в скрытокристаллический агрегат неясно индивидуализированных минералов.

Расстеклование идет быстрее при повышении температуры, когда увеличивается скорость перегруппировки, и при повышении давления, благоприятствующего образованию более плотного кристаллического состояния вместо аморфного. В лавах, подвергавшихся термальному и динамическому метаморфизму, стекло не встречается. Расстеклованию способствует также циркуляция вод по трещинам и поверхностям отдельности стекловатых пород. Этим, вероятно, объясняется, что расстеклование начинается около перлитовых трещин и линий флюидаль- ности в полосчатых лавах. Кроме такого вторичного расстеклования в лавах первично возникают образования, как бы стоящие на рубеже аморфного и кристаллического состояния.

Так, в вулканических стеклах, особенно риолитового и дацитово- го состава, встречаются мельчайшие образования, известные под названием кристаллитов. В ранней петрографической учебной литературе отмечали, что эти образования не действуют на поляризованный свет. Они представляют лишь эмбрионы, из которых развиваются скелетные кристаллы или микролиты, представляющие уже индивидуализированное кристаллическое вещество. В кристаллитах еще не выражаются индивидуальные свойства кристаллического вещества, хотя по различным косвенным признакам их иногда можно отнести к определенному минеральному виду. Рассмотрим главные типы кристаллитов.

Глобулиты - крайне мелкие сферообразные ядрышки. Иногда они образуют скопления в виде неправильных «клочьев мути», называемые кумулитами, иногда более тесно формируются в сферические массы - глобосфериты. Возможно, что дальнейшая индивидуализация кристаллического вещества в последних превращает их в сферолиты. Когда глобулиты располагаются в ряд в виде цепочки или «нити бусинок», они образуют Маргариты: более плотное слияние их в полочкообразные тельца приводит к формированию цилиндрических с закругленными концами лонгулитов или иглообразных белонитов, или спи-

67


кулитов. Изгибающиеся волосообразные образования такого же рода называются трихитами. Скопулиты - мельчайшие образования в виде «перьев или опахал», встречающиеся в пехштейнах Шотландии, где им приписывается роговообманковый состав.

Как промежуточную степень индивидуализации минералов между стекловатым и кристаллическим строением породы можно рассматривать далее сферолитовую структуру. Из аморфной стекловатой массы выделяется анизотропное кристаллическое вещество того или иного минерала, но не в виде кристаллов, а в форме тонких, вытянутых в одном направлении волокон, растущих из общего центра и группирующихся в более или менее совершенные шарообразные скопления с радиально-лучистым строением - сферолиты (рис. 1.29).

Рис. 1.29. Перлит. Сферолитовая структура

Сферолиты иногда относят к текстурным признакам породы, но с одинаковым или даже может быть с большим основанием мы можем видеть в этих особенностях строения признаки структуры, обусловленные формой и взаимным отношением выделяющихся зачаточных кристаллических элементов-волокон.

68


В некоторых случаях состав сферолита отвечает одному минералу, обычно полевому шпату. Это так называемые сферокристаллы. Псевдосферолитами называют такие же образования из лучей разных минералов. Фельзосферолитами называют сферолиты, состоящие из щелочного полевого шпата и кварца или тридимита в эвтектическом отношении. Иногда наблюдаются непосредственные переходы сферо- литов в крупно- и микропегматитовые сростки кварца и полевого шпата. В сферокристаллах, состоящих из одного полевого шпата, промежутки между его волокнами иногда пропитаны стеклом.

Образование сферолитов происходит в относительно вязкой среде. В некоторых случаях можно видеть, как сферолиты пересекают линии, отмечающие структуру флюидальных потоков, получившихся при течении той вязкой «тестообразной» массы, какую представляла лава при формировании сферолитов. В других случаях несовершенные сферолиты развиваются около трещин, причем их волокна растут из центров на стенках таких трещин. Здесь ясно видно, что стекловатая масса, в которой развивались сферолиты, была уже вязкой настолько, что она была способна давать трещины.

Фельзитовая структура представляет собой тонкокристаллический агрегат кварца и полевого шпата, отдельные зерна которых трудно различимы. В шлифе при скрещенных николях микроскопа и вращении столика наблюдается точечномерцающая масса мельчайших зерен кварца и полевых шпатов. Иногда среди фельзитовой массы породы встречаются сферолитовые образования. Структура характерна для кислых эффузивов.

Вариолитовая структура представляет разновидность сфероли- товой структуры, встречающейся в основных породах. Состав сферолитов несколько отличается от состава включающей их основной массы. Вследствие этого сферолиты и основная масса неодинаково поддаются выветриванию и на поверхности, подвергшейся этому процессу, сферолиты выступают в виде оспин (вариолей). А.А. Маракушев считает, что вариолитовая структура может образоваться в результате ликвации исходного расплава и свидетельствует о ликвации. Предполагается, что шаровидные образования являются каплями несмешивающегося расплава, выделившегося из матрицы при снижении температуры.

Микролитовая структура свойственна породам, состоящим из преобладающего количества микролитов.

Ортофироеая структура образована очень мелкими изометрич- ными микролитами калиевого полевого шпата без примеси или с ничтожной примесью аморфного стекловатого базиса.

69


Трахитовая структура, так же как и ортофировая, почти или совершенно без стекла. Микролиты калишпата вытянутых очертаний и располагаются обычно субпараллельно, прилегая один к другому (рис. 1.30).

Рис. 1.30. Трахит. Трахитовая структура

В нефелинитовой структуре, близкой к трахитовой, микролиты нефелина заменяют полевой шпат, но имеют более укороченные микрокристаллы.

В фельдшпатоидных породах, где вместо нефелина развит лейцит, вследствие его изометрических очертаний проявляется оцелляро- вая структура, когда округлые кристаллики лейцита, обычно окруженные еще более мелкими микролитами эгирина или чешуйками слюды, образуют массу породы.

Гиалопилитовая - гемикристаллическая структура со значительным содержанием стекла в основной массе. Многочисленные беспорядочно расположенные микролиты погружены в стекло (рис. 1.31). Стекло преобладает над микролитами. Эта структура свойственна андезитам и иногда называется андезитовой. Стекло может быть замещено продуктами его разложения.

70


Рис. 1.31. Андезит. Гиалопилитовая структура

Рис. 1.32. Базальт. Интерсертальная структура

71


Интерсертальная структура характеризуется несколько более крупными микролитами и меньшим количеством стекла (рис. 1.32). Микролиты полевого шпата, беспорядочно расположенные, образуют канву, в промежутках между ними находятся другие минералы (авгит, магнетит и стекло). Стекло может быть разложено. В случае отсутствия последнего структуру можно назвать микродолеритовой. Структура характерна для базальтов.

Птотакситовая структура подобна трахитовой структуре, но здесь микролиты представлены не щелочным полевым шпатом, а плагиоклазом, и присутствует в существенном количестве авгит и магнетит. Микролиты склеены небольшим количеством стекла. Структура характерна для андезитов и базальтов.

Спилитовая структура в сущности есть гиалопилитовая, пило- такситовая и частью микродиабазовая структура плотных диабазов. Спилиты состоят главным образом из микролитов альбитизированного плагиоклаза и хлорита.

Микроструктуры Ввиду мелкой зернистости кри-основнои массы измененных сталлического вещества и метаста- эффузивных пород бильности (неустойчивости) вулканического стекла основная масса эффузивных пород в процессе старения изменяется. Под изменением понимается девитрификация (раскри- сталлизация, расстеклование - синонимы) стекла и замещение микролитов вторичными минералами. Процессу старения - изменения эффузивных пород и в том числе первичных структур способствуют остаточные вулканические «воды», насыщающие породы. В результате породы основного и среднего составов приобретают зеленый оттенок к типичной для этих эффузивов черной, темно-серой или серой окраске. Это связано с замещением стекла и микролитов хлоритом, эпидотом, актинолитом - интенсивно зелеными минералами. Риолиты и трахиты при этом заметно буреют или краснеют в результате развития в породах гидроксидов железа. Стекло превращается в криптозернистый агрегат вторичных минералов. Водяно-прозрачные полевые шпаты в свежих эффузивах мутнеют в измененных, санидин переходит в ортоклаз или даже в микроклин; лейцит - в смесь ортоклаза и нефелина, коричневая базальтиче- ская роговая обманка - в обыкновенную зеленую роговую обманку, опацитовые каймы вокруг темноцветов «растворяются» (исчезают).

Эти изменения называли палеотипными, а М.А. Усов сравнивал эти преобразования в эффузивах с диагенезом в осадочных породах при превращении осадков (метастабильные системы) в литифицированные

72

1.5. Классификация магматических пород

осадочные породы (устойчивые системы). При этих преобразованиях не изменяются химический состав породы и строение (структура), частично изменяется минеральный состав компонентов породы. Составителями Петрографического кодекса и другими исследователями предлагается структуры в измененных породах называть с приставкой «апо-» к структуре породы, характерной для неизмененных пород, например, апоинтерсертальная или апогиалопилитовая и т.п. Возможны уточняющие характеристики в преобразованных структурах, например, микролитозернистая или витрофирозернистая структуры, т.е. вместо вулканического стекла сформировался зернистый агрегат вторичных минералов. Первичные структуры пород - микролитовая и витрофировая. Если же порода претерпела частичный метаморфизм, то ее структуру называют с приставкой «бласто-», например, бластоин- терсертальная, бластогиалопилитовая.

Текстуры и структуры пород являются важными классификационными признаками, иногда строение породы играет решающую роль в ее диагностике.


В настоящее время в классификации горных пород Петрографическим кодексом России (2009) рекомендован следующий ряд соподчиненных таксонов: типы - классы - отряды - подотряды - семейства - виды - разновидности.

Типы горных пород. Вся совокупность горных пород по генезису разделяется на три главных типа: магматические, осадочные и метаморфические.

Магматические и метаморфические породы образуются в результате эндогенных, а осадочные - в результате экзогенных процессов. В последнее время выделен еще один тип - коптогенный, или импакт- ный. Этот тип пород образовался вследствие космогенных процессов (падения крупных метеоритов на Землю). А.А. Маракушев считает, что некоторые импактные структуры образовались в результате высокоэнергетических взрывов флюидных соединений, вынесенных из жидкого ядра Земли. Поэтому породы, возникшие в результате этого своеобразного эндогенного процесса, относятся к метаморфогенным. Составители Петрографического кодекса России (2009) обосновали выделение в самостоятельные типы, помимо вышеупомянутых, метасоматитов,

73


мигматитов и осадочно-вулканогенных образований. В результате были введены изменения в составе традиционно выделяемых типов - магматических, осадочных и метаморфических типов кристаллических пород.

Классы магматических пород. Магматические породы по фациальным условиям (глубине образования) подразделяются на плутонический, вулканический и гипабиссальный классы.

П л у т о н и ч е с к и е п о р о д ы образуются на глубинах более 3 км. Их кристаллизация осуществляется длительное время (до сотен миллионов лет) в сочетании с явлениями дифференциации (разделения магмы на составные части), гибридизма (скрещивания), контаминации (загрязнения) и метасоматоза (привноса-выноса вещества). Плутонические породы образуют батолиты, лополиты, лакколиты, штоки и другие тела крупного и среднего размеров. Эти породы имеют отчетливо зернистое (фанеритовое) строение. Классификацию плутонических пород, особенно в учебных целях, удобно проводить по минеральному составу.

Э ф ф у з и в н ы е п о р о д ы окончательно затвердевают (с частичной кристаллизацией) на поверхности земли, иногда под толщей воды или льда. Они образуют лавовые потоки и покровы. Эти породы обычно содержат вкрапленники (фенокристы), которые выделились из расплава в глубинных условиях при остывании магмы в промежуточных магматических камерах и вынеслись магмой на поверхность земли. Расплав, содержащий крупные кристаллы (вкрапленники), на поверхности земли быстро остывает, подвергается кристаллизации - затвердеванию, образуя основную массу породы. Основная масса обычно состоит из мельчайших кристалликов (микролитов) и вулканического стекла, она имеет афанитовое (неразличимо зернистое) строение. Выделение эффузивных пород в качестве «аналогов» соответствующих плутонических представителей в известной мере условно. Фациальная обстановка формирования эффузивных пород отражается не только на их структуре, но и на их химическом и особенно минеральном составе. Расплав, из которого образуется эффузивная порода, в отличие от плутонической породы лишен летучих компонентов. Иные условия температур и давлений, чем в глубинных условиях, являются причиной выделения несколько иного комплекса минералов (санидина вместо ортоклаза, базальтической роговой обманки вместо обыкновенной роговой обманки и т.д.).

Среди эффузивных пород ведется деление по степени их изме- ненности. Долгое время в России выделяли кайнотипные - свежие, неизмененные и палеотипные - измененные породы. Оба термина возникли исторически как результат не совсем правильного представ

74


ления о прямой зависимости степени измененности пород от их возраста (кайнотипные - современные, палеотипные - древние). Более поздними исследованиями было установлено, что и среди современных эффузивных образований встречаются в значительной мере измененные породы, и среди древних палеозойских пород не исключено наличие свежих разностей.

Кайнотипные породы от палеотипных разделяли по ряду признаков. Для кайнотипных пород характерно следующее: 1) вулканическое стекло присутствует в виде изотропной массы; 2) натриево-калиевые полевые шпаты представлены свежим водяно-прозрачным санидином; 3) роговая обманка базальтическая; 4) биотит и роговая обманка часто опацитизированы; 5) оливин обычно замещается иддингситом; 6) хлорит и эпидот отсутствуют; 7) цвет породы в штуфе белый, светлосерый (для кислых пород), темно-серый, черный (для средних и основных пород). В породах отсутствуют зеленые и красные оттенки.

Для палеотипных пород можно отметить следующее: 1) вулканическое стекло замещено вторичными минералами; 2) калиевые шпаты представлены ортоклазом или микроклином; 3) плагиоклазы альбити- зированы, серицитизированы, соссюритизированы; 4) роговая обманка обыкновенная неопацитизированная; 5) оливин серпентинизирован; 6) обычны хлорит и эпидот; 7) вследствие широкого развития вторичных минералов кислые породы приобретают буроватый оттенок, основные - зеленоватый.

Свежие (кайнотипные) породы называли, например, базальт, пикрит, андезит, а их палеотипные (измененные) разновидности отличали по добавлению термина «порфирит» или «порфир», например: базальтовый порфирит, пикритовый порфирит, андезитовый порфирит. Термин «порфир» использовалась для пород, содержащих щелочные полевые шпаты, а «порфирит» - не содержащих щелочной полевой шпат.

В настоящее время в номенклатуре эффузивных пород не производится их деление на кайнотипные и палеотипные, разновидности последних устраняются, но отличительные признаки измененных и неизмененных пород необходимо знать и использовать в практической работе.

Термины «порфир» и «порфирит» сохраняются только в названиях гипабиссальных пород, имеющих порфировую или порфировидную структуру. Для обозначения эффузивных пород с преобладанием стекла в основной массе к названию породы добавляется приставка «гиало-» (например, гиалобазальт). Если минералы и стекло в эффузивных породах интенсивно изменены (породы метаморфизованы), в их названиях используется приставка «мета-» (например, метабазальт). Предпоч

75


тительнее по возможности указывать минералогический состав изменения, например хлоритизированный базальт.

Определение количественно-минерального состава эффузивных пород вследствие их слабой раскристаллизации и часто значительной степени измененности затруднено. Поэтому при диагностике таких пород приходится руководствоваться главным образом наличием тех или иных минералов во вкрапленниках и типом структуры основной массы. Разумеется, пытаться определить минеральный состав раскри- сталлизованной основной массы также необходимо.

В классификации и определении эффузивных пород помимо минерального состава большое значение имеет структура. Причем, как указывал Е.С. Федоров, наиболее важное классификационное и диагностическое значение имеет сочетание признаков геологического залегания и строения тел эффузивов, микроструктур, минерального и химического составов.

Г и п а б и с с а л ь н ы е п о р о д ы образуются на небольших глубинах и по структурным признакам являются промежуточными между эффузивными и плутоническими. Они характеризуются мелкой зернистостью, порфировидным строением, но обычно не содержат вулканического стекла, в отличие от вулканических пород. Гипабиссальные породы слагают дайки, силлы, мелкие штоки и субвулканические тела (имеющие во время образования связь с поверхностью). Аналогичные по строению породы отмечаются во внутренних частях эффузивных покровов и в краевых приконтактовых зонах плутонических массивов. Классификация гипабиссальных и жильных пород наименее разработана.

Часто порфировидное строение гипабиссальных пород указывает на два этапа кристаллизации. В породах проявлены две генерации кристаллов. Порфировые вкрапленники имеют более крупные размеры «плавают» в основной ткани (мезостазисе), которая слагается кристаллами меньшего размера. Принадлежность этих пород к гипабиссальным отражается в названии: габбро-порфирит или гранит-порфир. Мелкозернистые гипабиссальные породы, имеющие состав соответствующей плутонической породы, называют с приставкой «микро-», например, микрогаббро, микрогранит, микросиенит.

С плутоническими массивами теснейшим образом (генетически пространственно) связаны такие гипабиссальные породы, как пегматиты, аплиты и лампрофиры. Пегматиты состоят из очень крупных взаимно прорастающих кристаллов. Аплиты, напротив, мелкокристаллические породы «сахаровидного» строения. Эти две породы часто со

76


провождают друг друга. Лампрофиры встречаются обычно в виде жил и даек незначительной мощности, редко превышающей 1 м. Это черные искрящиеся породы, содержащие значительное количество блестящих меланократовых минералов во вкрапленниках. Они легко поддаются выветриванию, особенно это касается минералов основной ткани. Для химического состава лампрофиров характерны повышенные содержания железа, магния и щелочей. Минералогическая классификация лампрофиров (табл. 1.2) допускает значительные колебания химического состава. Например, химический состав минетт меняется от состава щелочных сиенитов до монцонитов. Состав керсантитов колеблется от кварцевых диоритов до монцонитов. Обычная чрезвычайная изме- ненность первичных минералов лампрофиров вторичными (глинистыми минералами, кальцитом, хлоритом, эпидотом, сфеном) связывается с насыщенностью лампрофировых расплавов гидротермальными растворами.

К лампрофирам некоторые геологи относят лампроиты и кимберлиты. Лампрофиры - порфировидные мезократовые, реже меланократовые породы - рассматриваются нами среди жильных основных и средних пород. Происхождение лампрофиров является дискуссионным. Предпочтительно связывают их происхождение с магматической дифференциацией.

Лампроиты - ультращелочные породы, сходные с лампрофирами, содержат необычные минералы (K-Ti - рихтерит, прайдерит, ва- дейит, джеппеит, Fe - ортоклаз, иногда лейцит).

Кимберлиты относятся к ультраосновным породам. В них отсутствуют лейкократовые минералы, главные минералы представлены серпентинизированным оливином, флогопитом, пироксенами, магматическим карбонатом, а акцессорные - хромитом, пиропом, монтичел- литом, рутилом и перовскитом.

Отряды магматических пород. Магматические породы каждого из трех классов по содержанию кремнезема S i02 разделены на шесть отрядов (Петрографический кодекс России, 2009): некремнеземистых и низкокремнеземистых (< 30 %); ультраосновных (30-45 %); основных (45-52 %); средних (52-63 %); кислых (63-78 %); высококремнеземистых (ультракислых) (> 78 %). Ранее в учебниках и научной литературе отряду соответствовала таксономическая категория «группа». Учащимся следует помнить об этом нововведении составителей Петрографического кодекса России (2009) при использовании в учебном процессе литературы, вышедшей из печати раньше 2009 г.

Между породами разных отрядов существуют постепенные переходы. Границы охватывают область с содержанием кремнезема ±1 мае. %.

77

Таблица 1.2

Классификация лампрофиров (Петрографический кодекс России, 2009)

Подгруп- пы лам

профиров

Салическиеминералы

Темноцветные (фемические) i отмечены с

минералы (полужирным шрифтом юнокристаллы)

Полевыешпаты

ФельдшпаТ О И Д Ы

Aug,Hbl,±Bt

Hbl, Bt Hbl, Aug, ±01

Bt, Aug, ±01

Am, Tiaug,01

Mel, Bt, 01, ±Mnt Mel, Bt Mel, Bt,

Aug, 01

11олево- шпатовые

Р1 Ап50_70

Р1 А п 3о_59

PI > Ort

Ort > PI

Одинит

Малхит

Спессартит

Вогезит

Керсантит

МинеттаФельдшпа-тоидные

PI > Ort

Ort > PI

Fsp> feld

Fsp > feld

feld ± Стекло Уачитит

Камптонит

Саннаит

Мончикит

Мелили-товые

feld

±feld

Польценит Бергелит

Альнеит


Подотряды. Отряды магматических пород от ультраосновных до кислых по общей щелочности разделяются на подотряды (Петрографический кодекс России, 2009): низкощелочных, нормально-щелочных, умеренно-щелочных и щелочных магматических пород (табл. 1.3). Сумма щелочей (Na20 + К20 ) в породах этих подотрядов в различных отрядах изменяется от 0 до 22 %. Низкощелочные породы выделяют только в отряде кислых пород.

Таблица 1.3

Классификация магматических пород по степени щелочности

Отряды породПодотряды по содержанию Na20 + К20 , %

низкощелочной и нормально-щелочной умеренно-щелочной щелочной

Ультраосновные 0-1,5 - 1,5-20,2Основные 0,5—4,5 3,0-8,0 5,0-20,0Средние 3,0-7,5 5,0-12,0 7,0-22,0Кислые 4,5-8,0 7,5-10,0 8,0-13,0

Для определения границ между подотрядами по щелочности рекомендуется использовать особенности минерального состава горных пород, в частности содержание некоторых породообразующих минералов-индикаторов (фельдшпатоидов, щелочных полевых шпатов, щелочных пироксенов и амфиболов). Например, породам нормального подотряда свойственно отсутствие фельдшпатоидов (нефелина, каль- силита, лейцита, анальцима, содалита и т.д.) и щелочных темноцветных минералов. Щелочные полевые шпаты в породах нормального подотряда характерны только для кислых разновидностей. Средние и основные породы, в которых появляются аномально кислые плагиоклазы и (или) щелочные полевые шпаты, а также недосыщенные Si02 темноцветные минералы (титансодержащие пироксены, субщелочные амфиболы), отнесены к умеренно-щелочному подотряду. В щелочной подотряд объединяются магматические породы, содержащие фельд- шпатоиды и (или) щелочные темноцветные минералы - щелочные пироксены и амфиболы. В ультраосновных породах вместо фельдшпатоидов могут появляться минералы группы мелилита - недосыщенные Si02 пироксены.

В пределах подотрядов важное петрологическое значение имеет также разделение магматических пород по типу щелочности с использованием отношения Na20/K 20 на следующие серии: натриевую, калиево-натриевую, калиевую (табл. 1.4).

79

20 Na20+K20 ,мас.% 1816 14 12-

10 8 6

4

2

! #*••••••• *«((

//

/

f ^ // fj*

У

^ 0 0 ' ' ' ' У

\

............. ...................................................................................

■ * 4 0f. S ’

32 34 36 38 40 42 45 48 50 53 56 58 60 62 64УЛЬТРАОСНОВНЫЕ | ОСНОВНЫЕ СРЕДНИЕ

Si02, мас.%

66 68 70 72 74 76 78 КИСЛЫЕ ПОРОДЫ

а

Рис. 1.33. Положение семейств магматических горных пород на TAS-диаграмме: а - вулканические породы; б - плутонические породы; точечный пунктир - границы области распространения составов магматических пород; штриховые линии - диагонали прямоугольников-полей, отражающих принятые для данного семейства

пределы содержаний S i0 2 и Na20 + К20


Таблица 1.4Классификация магматических пород по типу щелочности

Отряды пород Серии по Na20/K 20натриевая калиево-натриевая калиевая

Ультраосновные - 1-4 < 1Основные > 4 1 -4 < 1Средние > 3 0,6-3,0 < 0 ,6Кислые > 1 0,3-1,0 <0,3

Резко преобладают в природе породы нормально-щелочного подотряда, реже встречаются породы умеренно-щелочного и щелочного подотрядов.

Для пород нормально-щелочного и умеренно-щелочного подотрядов характерны некоторые общие особенности в соотношении главных породообразующих оксидов:

1. При увеличении SiC>2 уменьшается содержание оксидов двухвалентных оснований (FeO, MgO, СаО) и повышается содержание щелочей.

2. Породообразующие оксиды играют различную роль (вполне определенную) при формировании минерального состава пород (табл. 1.5).

Таблица 1.5Роль породообразующих оксидов

при формировании минерального составаОксиды Роль в образовании минералов

S i0 2 Образует самостоятельные минералы (кварц, тридимит, кристобалит). Входит в состав светло- и темноокрашенных минералов

А120 3 Редко встречается как самостоятельный минерал корунд.Обычно входит в состав алюмосиликатов (полевых шпатов, фельдшпатоидов).В небольшом количестве присутствует в составе темноцветов (амфиболов, некоторых пироксенов, слюд)

FeO и Fe203

Небольшое количество образует магнетит. Главная часть входит в состав темноцветов

MgO Присутствует в составе темноцветовСаО Входит в состав анортитовой молекулы плагиоклаза, а также пи

роксенов и амфиболовNa20 Встречается в составе альбитовой молекулы плагиоклаза и кали-

натровых полевых шпатов, фельдшпатоидов.Небольшое количество входит в состав амфиболов и эгирина

К20 Входит в состав калиевых полевых шпатов, фельдшпатоидов и слюд

82


Семейства объединяют совокупности магматических пород сходного минерального состава и с определенным соотношением пет- рогенных оксидов. Для семейств характерны типоморфные минеральные ассоциации и определенное соотношение значений SiC>2 и Na2 0 + + К20 (рис. 1.33).

Виды магматических пород входят в состав семейств. Вид является элементарным звеном в систематике, выделение которого осуществляется по наибольшему числу классификационных признаков. К ним относятся количественно-минералогический состав, строение и химический состав.

Разновидности магматических пород подразумевают более детальное подразделение видов по разнообразным второстепенным признакам. Выделение разновидностей пород не регламентируется Петрографическим кодексом. Право выделения разновидностей пород предоставляется исследователям.

В соответствии с существующей практикой для выделения разновидностей магматических пород могут использоваться следующие признаки:

минералогические (особенности состава породообразующего минерала, например, повышенная основность плагиоклаза, присутствие второстепенных или даже акцессорных минералов в количествах, превышающих нормальные для данного вида; отличные от среднего для данного вида значения цветового индекса, что обозначается приставками «мелано- (мела-)» или «лейко-» к видовому названию);

химические (повышенные или пониженные содержания отдельных породообразующих оксидов);

структурные (нетипичные для данного вида зернистость, порфи- ровидность, трахитоидность и т.п.).

Относительное значение того или иного признака при выделении нерегламентируемых разновидностей определяется конкретными целями исследований, для которых объем понятия «вид» является слишком общим и не удовлетворяет требованиям поставленных задач.

В следующих семи главах учебного пособия рассмотрены главнейшие горные породы. При типизации пород нами используется вне- таксономическое подразделение - группа, объединяющая породы по минеральному составу и содержанию кремнезема и щелочей.

83

2. УЛЬТРАМАФИТЫ

Ультрамафиты выделяются среди всех остальных пород отсутствием в своем составе лейкократовых минералов. Благодаря этому признаку они получили название ультра- мафитов.

Распространенность ультрамафитов чрезвычайно низкая: они занимают менее ОД % от всех других магматических пород верхней части земной коры. Ниже поверхности Мохо ультрамафиты преобладают.

Положение ультрамафитов в классификационной схеме TAS определяется концентрациями кремнезема (Si02) 30,(М5,0 мае. % и щелочей (Na20 + К20 ) менее 1,5 мае. % (табл. 2.1).

При кристаллизации ультрамафитового расплава высокое содержание в нем железа, магния, редко кальция и умеренное присутствие кремния способствовало образованию оливина, пироксенов, иногда роговой обманки. Формирование породных меланократовых минеральных парагенезисов привело к образованию оливиновых, оливин- пироксеновых, пироксеновых и роговообманковых семейств. Для ультрамафитов типоморфными семействами плутонических пород являются перидотиты, а эффузивных - пикриты.

Ультрамафиты - продуктивные образования, в тесной связи с которыми формируются полезные ископаемые, имеющие стратегическое значение. Алмазы являются акцессорной примесью в кимберлитах. В настоящее время кимберлитовые трубки - основной источник алмазов, особенно ювелирных. Благородные металлы (золото, серебро, платиноиды) обнаруживаются в коматиитах, дуни- тах. Промышленные скопления благородных металлов сопровождают сульфидное медно-никелевое оруденение. Хром, железо, титан в промышленных концентрациях отмечаются в дунитах, оли- винитах, перидотитах. Минералами-носителями являются хромит, магнетит, титаномагнетит. Медь, никель концентрируются в сульфидных минералах - в коматиитах, лерцолитах, верлитах, роговообманковых перидотитах. Тальк, хризотил-асбест распространены в гарцбургитах, лерцолитах.

84

2.1. Плутонические породы

Таблица 2.1Химический состав ультрамафитов, мае. %

Оксид 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10S i0 2 38,06 39,42 44,50 44,0 39,72 45,09 35,72 39,86 42,42 24,37ТЮ2 0,44 0,02 0,02 0,03 0,48 0,76 1,19 0,89 0,43 2,43А120 3 0,22 0,43 1,21 3,53 2,92 9,37 1,69 6,13 6,97 5,35Fe20 3 1,72 3,32 5,94 3,98 7,52 1,13 6,67 4,14 2,69 6,34FeO 12,06 3,90 2,67 8,62 6,05 11,80 5,86 8,23 8,43 6,89MnO 0,27 0,16 0,14 0,16 0,15 0,19 0,17 0,21 0,22 0,20MgO 44,19 47,28 43,81 35,72 27,20 22,78 32,23 28,54 27,44 22,31CaO 1,13 0,10 0,88 2,45 9,86 6,48 6,60 3,99 5,05 13,89Na20 0,32 0,01 0,04 0,54 0,13 1,15 0,27 0,53 0,70 0,32K20 0,12 0,02 0,14 0,24 0,05 0,33 0,17 0,24 0,14 1,83H2CT Нет - - 0,42 0,26 0,67 - 0,46 0,63 0,47H20 + 0,70 4,76 0,17 - 8,90 6,64 4,76 5,18p 2o 5 0,05 - 0,20 0,03 0,01 0,10 0,16 - 0,06 -

Сумма 100,19 100,13 100,13 100,21 100,52 100,24 100,17 99,86 99,93 100,25

П р и м е ч а н и е : 1 - оливинит. Кольский п-ов. Кол. А.Г. Турбанова. В сумму входят СоО - 0,02; NiO - 0,17; S 0 3 - 0,07; F - 0,12; С 02 - 0,20; Сг20 3 - 0,30; Cl - 0,03; 2 - дунит . Полярный Урал. Кол. Е.Е. Лазько. В сумму входят Сг20 3 - 0,35; NiO - 0,36; 3 - га рц бурги т . Полярный Урал. Кол. Е.Е. Лазько. В сумму входит Сг20 3 - 0,41; А - лерцолит . Южная Сирия. Кол. Е.В. Шаркова. В сумму входят СоО - 0,01; NiO - 0,20; Сг20 3 - 0,28; 5 - верлит . Северный Казахстан. Кол. Е.В. Шаркова. В сумму входят п.п.п. - 6,18; 6 - р о го во о б м а н - ковы й перидот ит . Кольский п-ов. Кол. Б.М. Куплетского. В сумму входят Сг20 3 - 0,22; S - 0,05; NiO - 0,12; 7 - м ейм ечит . Восточная Сибирь. Кол. Ю.М. Шейнманна. В сумму входят NiO - 0,25; Сг20 3 - 0,14; 8 - пикрит . Казахстан. Кол. Ю.П. Семенова; 9 - ком ат иит . Канада. Кол. А. Налдрета. В сумму входят СоО - 0,01; NiO - 0,02; Сг20 3 - 0,31; S 0 3 - 0,02; F - 0,11; Cl - 0,03; 10 - ким берлит . Якутия. Кол. А.Г. Жабина. В сумму входят S 0 3 - 0,14; С 0 2 - 10,59. Средний химический состав кимберлита определить невозможно из-за непредсказуемой его изменчивости в различных участках тела.

Высокомагнезиальные ультрамафиты используются для производства магнезиально-фосфатных удобрений и форстеритовых огнеупоров.


Плутонические породы по распространению преобладают над классами эффузивных и гипабиссальных пород. Они характеризуются сравнительно простым минеральным составом (табл. 2.2).

85

2. Ультрамафиты

Таблица 2.2

Минеральный состав ультрамафитов

Породообразующие Минералытипы минералов первичные вторичные

Главные Оливин СерпентинМагнетитТальк

Клинопироксен ХлоритАктинолит

Ортопироксен СерпентинТальк

Второстепенные Роговая обманка ХлоритАктинолит

Г ранат ХлоритФлогопит, биотит ХлоритОсновной плагиоклаз Минералы группа эпидота

СерицитКарбонатАльбит

Акцессорные Хромит Шпинель Т итаномагнетит МагнетитСульфиды меди и никеля

-

Ниже рассмотрим семейства и главные виды плутонических пород, представленных оливинитами и дунитами (существенно мономиие- ральные породы) и перидотитами (оливин-пироксеновые породы). Пирок- сениты и горнблендиты имеют признаки ультраосновных (состоят из тем- ноцветов) и основных (по содержанию кремнезема и щелочей) пород.

Семейство оливинитов - дунитовПороды имеют серо-зеленую, иногда черную окраску. Темная

окраска дунитов и оливинитов связана с серпентинизацией, которая сопровождается образованием вторичного пелитоморфного магнетита. Поверхность выветривания этих пород представлена коричнево-бурой корочкой разложенного (серпентинизированного) оливина. Эта корочка является хорошим диагностическим признаком дунитов и оливинитов среди других меланократовых пород. В свежем сколе у пород стеклянный, редко смоляной блеск.

86


Оливиниты и дуниты имеют массивную текстуру, нарушаемую иногда неравномерным распределением акцессорных хромита или магнетита. При этом возможны прожилково-вкрапленные, полосчатые, пятнистые текстуры.

Зернистость пород макроскопически не проявляется, а под микроскопом обнаруживается крупная, средняя или мелкая зернистость.

Эти породы состоят в основном из одного только оливина. Как акцессорная примесь в них встречается хромит или магнетит. Хромит всегда присутствует в виде идиоморфных кристаллов, магнетит часто, наоборот, в ксеноморфных выделениях, отчего структура получается сидеронитовая (см. рис. 1.24). Вместе с хромитом встречаются шпинели (пикотит и плеонаст). По составу второстепенных минералов и связанной с ним структуре в оливиновых породах различают два вида: дунит с хромитом и оливинит (сидеронитовый дунит) с магнетитом. В оливинитах из щелочно-ультраосновных интрузий центрального типа характерными акцессорными минералами являются титаномагне- тит и перовскит.

Оливин чаще представлен магнезиальной разновидностью, слагающей панидиоморфный агрегат (рис. 2.1). Платиноносный горизонт Бушвельдского интрузива сложен гортонолитовым дунитом. Магнезиальные оливины от железистых отличаются бесцветной окраской и плохо выраженными трещинками спайности, в то время как у железистых оливинов проявлена бледно-желтая окраска и лучше видна средняя спайность в виде тонких извилистых трещин.

Второстепенные минералы, составляющие в породе до 10 %, представлены энстатитом и реже клинопироксеном.

Оливиновые породы редко встречаются в неизмененном виде. Обыкновенно они более или менее сильно серпентинизированы и часто нацело превращены в змеевики (породы так называют за схожесть в окраске с некоторыми змеями). Это превращение связано с воздействием на породу воды, и во многих случаях предполагается, что этот процесс происходит при повышенной температуре. Вода магматическая, растворенная в дунитовом расплаве. Это озмеевикование нужно считать процессом эпимагматическим. Серпентинизации подвергаются не только оливин, но часто и ромбический пироксен, превращаясь при этом в бастит. При серпентинизации обычно выделяется магнетит в виде тонких «пылинок» и их скоплений, иногда в змеевиках встречаются также другие вторичные минералы: тальк, карбонаты, тремолит.

87


Рис. 2.1. Дунит. Панидиоморфнозернистая структура

Рис. 2.2. Дунит серпентинизированный. Петельчатая структура

88


Серпентин кристаллизуется в виде волокнистого хризотила и пластинчатого антигорита. По-видимому, образование антигорита требует повышенного давления.

По структуре различают несколько типов змеевика. Петельчатая структура формируется, если серпентинизация начинается по неправильным трещинам, разбивающим зерна оливина и образующим как бы сетку, в ячейках которой еще часто сохраняется оливин (рис. 2.2). Когда он совсем исчезает, петли сетки видны благодаря отложению магнетита. Решетчатая структура характеризуется правильными и прямолинейными очертаниями первоначальных трещин, пересекающихся под прямым и острым углами. Антигоритовые змеевики имеют пластинчатую структуру.

Семейство перидотитовПеридотиты состоят из оливина (менее 90 %) и пироксена, реже

встречаются амфибол, биотит, гранат и плагиоклаз.Кристаллы оливина, если только он настолько обилен, что его

зерна соприкасаются между собою, обычно идиоморфны и часто округлены. Оливин легко переходит в серпентин, сначала по трещинам, а потом и по всей массе.

Из пироксенов характерны моноклинный диаллаг и авгит, иногда хром-диопсид, а ромбический представлен энстатитом, реже бронзи- том. Амфибол обычно с бурыми тонами окраски. В некоторых перидотитах развит биотит, обладающий относительно слабой красноватой окраской. Из рудных минералов распространены магнетит, хромит, шпинели (бурый пикотит и зеленый плеонаст). Как примеси иногда встречается плагиоклаз, всегда очень основной, в щелочных разновидностях - анальцим, редко перовскит, а в исключительных случаях - корунд.

Структура отличается относительным идиоморфизмом оливина. Иногда он настолько резко выражен, что структура переходит в пой- килитовую (рис. 2.3), особенно характерную для амфиболовых и слюдяных перидотитов. Когда пироксена немного, его зерна изолированно рассеяны в массе оливина. При серпентинизации границы отдельных зерен оливина исчезают и в плотной массе змеевика сохранившиеся пироксены выступают наподобие порфировых выделений. В гранатсодержащих перидотитах около гранатов развиваются келифитовые каймы. Магнетит обычно ксеноморфный (сидеронитовая структура).

89


В некоторых перидотитах развита такситовая текстура. Чередуются участки, состоящие из одного пироксена, с участками, состоящими из одного или почти одного оливина. Это чередование иногда незакономерно, и порода имеет брекчиевый вид, а иногда участки разного состава вытягиваются полосами.

Рис. 2.3. Роговообманковый перидотит. Пойкилитовая структура

По минеральному составу различают пироксеновые, роговооб- манковые и слюдяные перидотиты. Среди пироксеновых перидотитов выделяют следующие разновидности: 1) с моноклинным пироксеном (с авгитом или диаллагом) - верлиты и диаллаговые перидотиты; 2) с ромбическим пироксеном - саксониты, или гарцбургиты, 3) с тем и другим пироксенами - лерцолиты.

Среди роговообманковых перидотитов выделяют шрисгеймиты, содержащие немного авгита, а также кортландиты с гиперстеном, оливином, а иногда и диопсид-авгитом. Слюдяные перидотиты еще более редки, чем роговообманковые.

Гарцбургиты имеют темно-зеленую окраску с буроватокоричневыми корочками выветривания. Текстура массивная, полосчатая. Структура «псевдопорфировая» благодаря блестящим выделениям ортопироксена на фоне неразличимо зернистой массы оливина.

90


Чаще всего преобладающий оливин представлен форстеритом. Ортопироксен (энстатит, реже бронзит) содержит пластинчатые вростки диопсида. Примесь диопсида в ортопироксене обуславливает косое погасание (7-10°) минерала. В качестве обычной примеси в гарцбургитах встречается диопсид (5-10 %). Он характеризуется свежим обликом даже в интенсивно серпентинизированных гарцбургитах. Вторичные минералы те же, что и в дунитах - серпентин, тальк, брусит, тремолит-актинолит, карбонаты, хлорит, пе- литоморфный магнетит.

Микроструктура гарцбургитов в разной степени выраженности гипидиоморфнозернистая. При малом содержании ортопироксена структура ближе к панидиоморфнозернистой, а при высоком содержании пироксена - отчетливо гипидиоморфнозернистая.

Наличие в гарцбургитах второстепенных минералов - плагиоклаза, биотита, граната - отмечается соответствующим прилагательным. Особой разновидностью, образовавшейся при высоких давлениях, является пироповый гарцбургит.

Лерцолиты имеют серую окраску, более светлую, чем у гарцбургитов и оливинитов. Текстура чаще полосчатая, особенно хорошо наблюдаемая в обнажениях, в образцах обычно массивная. Структура зернистая. В породе отчетливо выделяются зерна пироксенов благодаря хорошо видимой спайности.

Минеральный состав лерцолита обусловлен переменными количествами оливина, бронзита и диопсида. Акцессорные минералы представлены хромшпинелидом и магнетитом. Микроструктура гипидиоморфнозернистая (рис. 2.4), пойкилитовая. Порядок кристаллизации минералов: оливин - бронзит - хромшпинелид - диопсид. В породе оливин обычно интенсивно серпентинизирован до петельчатопластинчатого агрегата, сквозь который видны реликтовые очертания изометричного оливина. Ортопироксен образует короткопризматические кристаллы. Диопсид в количественном отношении уступает брон- зиту и представлен резко ксеноморфными зернами.

Разновидности лерцолитов выделяют по развитию в них нетипичных второстепенных минералов, например, слюдяные, пироповые, плагиоклазовые.

Верди ты представляют собой темно-зеленые массивные и полосчатые породы. Для них типична порфировидная структура благодаря выделяющимся призмам пироксена на темно-зеленом практически афанитовом фоне мелкозернистого оливина. Акцессорные минера

91


лы - плеонаст, титаномагнетит, ильменит, перовскит. В качестве второстепенного минерала отмечается гиперстен.

Оливин более железистый, чем в дунитах и гарцбургитах, замещающийся по трещинам серпентином. Клинопироксен - диопсид с диаллаговой отдельностью, иногда авгит, замещается зеленоватобурой роговой обманкой, хлоритом, актинолитом и гранатом.

Разновидности вер литов - диопсидовые и авгитовые.

Рис. 2.4. Лерцолит. Гипидиоморфнозернистая структура. Наблюдаются пластинчатые срастания ромбического и моноклинного пироксена

Роговообманковые перидотиты представляют собой темноок- рашенные породы массивной текстуры и среднезернистой структуры. Выделение вида обязано наличию в перидотите эпимагматической бурой роговой обманки или керсутита (рис. 2.5). Содержание амфибола может достигать 40 %. Он развивается в межзерновом оливин- пироксеновом пространстве. Имеет пятнистую окраску от бурой или коричневой до зеленой разной интенсивности, переходящую в бесцветную. Амфиболы замещают ранние оливин и пироксены. Из акцессорных минералов типичны плеонаст, титаномагнетит, магнетит, апатит. Второстепенные минералы представлены плагиоклазом и флогопитом. Роговообманковые перидотиты обладают пойкилитовой или обычной гипидиоморфнозернистой структурой.

92


Эти перидотиты ассоциируют с оливинитами, пироксенитами, габбро и горнблендитами; самостоятельных тел не образуют.

Рис. 2.5. Роговообманковый перидотит. Керсутит замещает пироксен и образует каемки вокруг магнетита

При систематизации пород в областях развития ультраосновных пород необходимо обращаться к рекомендациям Межведомственного петрографического комитета.

Семейство основных ультрамафитовЭто зернистые ультрамафитовые породы, сложенные пироксена-

ми. В них преобладает какой-либо пироксен, в связи с чем они разделяются на клино- и ортопироксениты. Существуют породы, состоящие из ромбического и моноклинного пироксенов. Породы, состоящие из роговой обманки, называют горнблендитами. Породы этого семейства, называемые перкнитами, по концентрации классификационных оксидов относятся преимущественно к группе основных пород нормальнощелочного подотряда - S i02 = 45,0-53,0 %, Na20 + К20 = 0 ,5^ ,5 % (табл. 2.3), хотя содержание кремнезема в ортопироксенитах колеблется от 47 до 55 мае. %, а в клинопироксенитах - от 42 до 50 мае. %.

93


По этому параметру породы семейства занимают диапазон составов от ультраосновных до средних.

Таблица 2.3

Химический состав перкнитов, мае. %

Оксид 1 2 3 4 5 6 7Si02 54,83 46,40 46,27 51,42 45,00 51,27 40,54ТЮ2 0,18 0,10 0,28 0,05 0,92 0,18 0,91А120 3 2,90 2,65 4,32 2,55 5,81 2,39 16,06Fe20 3 0,29 2,57 5,26 0,76 8,39 0,90 3,11FeO 7,91 8,57 5,90 4,03 5,98 2,82 9,19MnO 0,14 0,19 0,11 0,12 0,15 0,02 0,28MgO 29,72 35,98 21,82 22,85 12,15 19,39 11,80CaO 3,12 1,83 11,18 17,28 19,80 21,92 12,24Na20 0,12 0,25 0,35 0,18 0,65 0,12 2,76K20 0,07 0,07 0,30 0,01 0,23 0,01 0,48H?0 ” 0,14 0,50 0,37 - 0,09 0,45 0,12H20 + 0,63 0,50 - 0,44 0,69 0,45 0,12P2O 5 - - 0,16 0,01 - - -

Сумма 99,91 99,89 100,83 99,77 100,09 100,24 99,91

П р и м е ч а н и е : 1 - орт опироксенит . Кольский п-ов. Кол. Е.В. Шаркова; 2 - оливиновы й орт опироксенит . Кольский п-ов. Кол. В.В. Дистлера. В сумму входят NiO - ОД 9; СиО - 0,09; Сг20 3 - 0,44; С 02 - 0,06; 3 - оливиновый вебст ери т . Воронежская обл. Кол. С.П. Молоткова. В сумму входят п.п.п. - 3,62; СоО - 0,09; S 0 3 - 1,26; NiO - 0,03; 4 - вебст ери т . Полярный Урал. Кол. Е.Е. Лазько; 5 - клинопироксенит . Северный Урал. Кол. А.А. и Л.П. Ефимовых. В сумму входит Сг20 3- 0,23; 6 - оливиновы й клинопироксенит . Воронежский кристаллический массив. Кол. А.К. Симона. В сумму входят Сг20 3 - 0,11; V20 5 - 0,08; п.п.п. - 0,58; 7 - горнблендит . Полярный Урал. Кол. Н.А. Сирина. В сумму входят п.п.п. - 2,42.

Пироксениты и горнблендиты состоят обычно из моноклинного или ромбического пироксена, также роговой обманки. Из второстепенных минералов могут присутствовать биотит и оливин, из акцессорных - магнетит и ильменит. Это темные тяжелые зернистые породы, состоящие только из цветных минералов. Макроскопически пироксениты темного, зеленовато-серого цвета, иногда с буроватым оттенком, горнблендиты «темнее черного» или зеленовато-черного. Величина зерна довольно разнообразна. Встречаются порфировидные разности.

94


Микроструктура панидиоморфная, свойственная мономинераль- ным породам (рис. 2.6). Для богатых магнетитом пироксенитов характерна сидеронитовая структура с магнетитом в виде цемента между зернами пироксена. Такие рудные пироксениты, обладающие сидеро- нитовой структурой и состоящие из моноклинного пироксена вместе с магнетитом, получили название косьвита. В некоторых пироксенитах вместо магнетита находим шпинель.

Рис. 2.6. Пироксенит. Панидиоморфнозернистая структура

Пироксениты, в которых моноклинный пироксен обнаруживает свойства диаллага, называют диаллагитами. Когда вместе с моноклинным пироксеном присутствует и ромбический, породу называют еебстеритом. Из одного ромбического пироксена состоят гиперсте- ниты.

К пироксенитам щелочного ряда относится якупирангит, состоящий из титанистого авгита с магнетитом и примесями перовскита, апатита и цеолитизированного нефелина. В некоторых пироксенитах появляется гранат.

В ортопироксенитах ромбический пироксен характеризуется значительным колебанием ферросилитовой молекулы (от 5 до 70 %). В минерале отмечаются закономерные пластинчатые вростки кальциевого

95


моноклинного пироксена. В шлифах вростки моноклинного пироксена в ортопироксене выглядят как системы параллельных полос различной толщины. Иногда в ортопироксене встречаются параллельные вростки амфибола, видимо, вторичного происхождения.

Моноклинный пироксен в клинопироксенитох относится к ди- опсид-геденбергитам с колебанием железистости от 10 до 35 %. Магнезиальные клинопироксены бесцветные при одном николе, а наиболее железистые имеют зеленоватый оттенок, содержат включения магнетита. В некоторых случаях в них развита диаллаговая отдельность. В вебстеритах ортопироксены и клинопироксены содержат пластинчатые вростки клинопироксена в первых, а ортопироксена во вторых.

Горнблендиты во многих случаях являются породами, образовавшимися из пироксенитов. Амфиболизация происходит в эпимагма- тическую стадию, под влиянием остаточных растворов кристаллизации, т.е. от причин внутренних, но иногда и от внешних воздействий. Характерно явление амфиболизации пироксенитов около плагиапли- товых и пегматитовых жил. Между пироксенитами и горнблендитами существуют переходы.

Из вторичных изменений в рассматриваемых породах особенно надо отметить уралитизацию пироксенитов, также распространена сер- пентинизация. Хлорит - менее типичный вторичный минерал. Вообще пироксениты прочные, хорошо противостоящие выветриванию породы.

2.2. Гипабиссальные и эффузивные породы. Семейство пикритов

Породы гипабиссального и эффузивного классов встречаются в значительно меньших объемах, нежели их плутонические аналоги. К ним относятся меймечиты, пикриты и коматииты. Широко известные ультраосновные породы - кимберлиты - обломочные породы, обладают повышенной щелочностью.

В составе классов гипабиссальных и эффузивных пород нормального ряда выделяется одно семейство - пикритов. Характерной особенностью гипабиссальных и эффузивных пород является их порфировидная (или порфировая) структура. Минеральный состав (табл. 2.4) и структурные особенности позволяют определить породы до вида и разновидности.

96


Таблица 2.4

Минеральный состав жильных и эффузивных пород

Структурные части пород МинералыВкрапленники Оливин

КлинопироксенФлогопитАмфибол

Основная масса Клинопироксен Т итаномагнетит Плагиоклаз(редко)Вулканическое стекло (преимущественно в эффузивах)

В семействе пикритов выделяются три хорошо различающихся представителя - меймечит, пикрит и коматиит.

Меймечиты впервые были охарактеризованы В.Н. Котульским в бассейне р. Маймеча на севере Сибирской платформы в 40-х гг. прошлого столетия. Они представляют собой порфировые (эффузивные разности) или порфировидные (жильные разности) породы темносерого до черного цвета с обычно крупными светлыми желто-зелеными порфировыми вкрапленниками оливина. Для наиболее типичных мей- мечитов размер вкрапленников изменяется от 0,5 до 0,8 см при значительном количестве (40-60 %). Встречаются разновидности с более мелкими и крупными (до 5 см) фенокристаллами оливина, их концентрации колеблются от 20 до 80 %. Помимо оливина в микропорфиро- вых (~0,5 мм) выделениях отмечаются хромит и титаномагнетит (первые проценты).

Наряду с изометричными фенокристаллами оливина в меймечите иногда развиты похожие на него миндалины, сложенные агрегатом серпентина с хлоритом (рис. 2.7). Количество миндалин редко превышает 5-10 %.

Оливин вкрапленников отвечает по составу форстериту, с краев и по трещинам замещается серпентином. Иногда наблюдаются оливины с каймами опацитизации.

Основная масса меймечитов структурно неоднозначна, в зависимости от фациальных условий проявления она может быть витрофиро- вая, микролитовая полустекловатая и микролитово-зернистая. Стекловатые и полустекловатые меймечиты развиты в эффузивах и краевых зонах жил и даек. Стекло буровато-коричневое, редко сохраняется в незамещенном виде, обычно замещено агрегатом серпентина, хлорита,

97


карбоната и пылеватого рудного минерала. Микролиты в зернистой и полустекловатой массе представлены светло-коричневым титан- авгитом. Основная масса насыщена «дробью» изометричного титано- магнетита. Из акцессорных минералов отмечаются ильменит, циркон, рутил, пирит, халькопирит. Они развиты в единичных зернах, обнаружены в шлихах-протолочках.

Рис. 2.7. Меймечит. Фенокристы оливина в микролитовой основной массе. В нижнем левом углу видны причудливые

миндалины серпентино-хлорита

В настоящее время меймечиты найдены в Канаде, на Камчатке и на юге Анабарского щита. Меймечит считают эффузивным аналогом богатого оливином лерцолита.

Пикриты обычные, более типичные, чем другие виды эффузивных и гипабиссальных пород группы ультрамафитов. Это темно-серые с зеленоватым или буровато-коричневым оттенком породы. Их цвет зависит от степени измененности. Интенсивно измененные пикриты имеют светлую зеленовато-желтую окраску. Это порфировые породы, иногда с высоким (70-80 %) содержанием фенокристаллов, вплоть до того, что строение приобретает криптовый вид. В порфировых выделениях развиты оливин (форстерит, хризолит), клино- и ортопироксе-

98


ны, роговая обманка. Наиболее крупные порфировые вкрапленники представлены оливином (0,5-1,0 см). Меньший размер у вкрапленников пироксенов.

Основная масса в зависимости от фациальной принадлежности пикритов имеет микролитовую полустекловатую (эффузивы) либо микролитово-зернистую (гипабиссальные разности) структуру. В основной массе преимущественным распространением пользуются микролиты клинопироксена. Наряду с ним в основной массе встречаются основной плагиоклаз, зеленая роговая обманка, баркевикит, керсутит. В небольших количествах (до 1-2 %) присутствует флогопит. Обычные акцессорные минералы представлены хромшпинелидом, магнетитом, пиритом, халькопиритом, пентландитом, апатитом, гранатом. Стекло обычно замещено хлорит-серпентиновым агрегатом.

Разновидности пикритов выделяют по степени кристалличности (порфировые, порфировидные), по текстуре (массивные, миндалекаменные, флюидальные).

Разновидности по минеральному составу - плагиоклазовые, рого- еообманковые, ортопироксеновые, слюдяные пикриты.

Коматииты представляют собой ультраосновные вулканические породы и высокомагнезиальные базальты архейского возраста. Термин «коматииты» был впервые использован братьями Р. и М. Вильёнами в 1970 г. при картировании в пределах зеленокаменного пояса Барбертон в Южной Африке. Аналогичные базальтовые и перидотитовые коматииты позже были обнаружены в Западной Австралии, Канаде, на Балтийском щите. Термин «базальтовый коматиит» в дальнейших исследованиях не получил распространения, и обычно под термином «коматиит» подразумевают перидотитовые коматииты - ультрамафи- товые вулканические и гипабиссальные породы, сформировавшиеся при быстрой кристаллизации - затвердевании ультрабазитового расплава. Лавовые потоки коматиитов иногда определенно изливались на морское дно, с формированием подушечной текстуры. В ряде случаев закартированы силлы коматиитов.

Коматииты - темно-зеленые до серо-зеленых породы с типо- морфной для них закалочной спинифекс-структурой. Она образована скелетными кристаллами оливина или клинопироксена в плотной сер- пентиновой массе. Реже основная масса состоит из дендритовых агрегатов клинопироксена среди стекловатого базиса (рис. 2.8).

Скелетные кристаллы, беспорядочно распределенные или радиально расположенные в основной массе, четко выделяются на препарированной выветриванием поверхности породы. Длина отдельных

99


кристаллов оливина обычно около 1 см, но встречаются коматииты, в которых размеры скелетных кристаллов достигают нескольких десятков сантиметров. Однако в обычно метаморфизованных коматиитах эта структура уничтожается перекристаллизацией. Региональный метаморфизм приводит к формированию зеленосланцевого парагенезиса из тре- молит-актинолита, хлорита, серпентина, эпидота, магнетита.

Рис. 2.8. Коматиит. Скелетные кристаллы оливина в порфировых выделениях.Основная масса - дендриты пироксена

Главными минералами перидотитовых коматиитов являются оливин, клинопироксен (авгит, пижонит) и хромовая шпинель. По минеральному составу выделяют оливиновые и пироксеноеыеразности.

Коматииты имеют важное петрологическое значение. Они указывают на существование условий для излияния лав перидотитовых расплавов на земную поверхность. Коматииты отмечаются главным образом в стратифицированных разрезах зеленокаменных поясов архея и характеризуют термодинамические условия мантии и земной коры на ранних этапах развития Земли.

Кимберлиты обычно имеют светло-голубовато-серую окраску, реже - темно-серый с зеленоватым оттенком цвет. При экзогенном выветривании кимберлиты приобретают буровато-желтую окраску.

100


Кимберлиты слагают диатремы, или кимберлитовые трубки - «стволовидные» тела вертикальной протяженности в сотни и тысячи метров, при незначительных размерах поперечного сечения, форма которого приближается к окружности диаметром в десятки и сотни метров, редко более. Иногда кимберлиты слагают сравнительно маломощные дайки, которые связаны с диатремами, играя роль глубинных подводящих каналов, или представляют их апофизы. Встречаются маломощные кимберлитовые силлы, имеющие в поперечнике доли метра или первые метры.

Главной структурной особенностью кимберлитов является их брекчиевое строение с высоким (до 90 %) содержанием кластитового материала (рис. 2.9). Родственные кимберлитам обломки называют автолитами, чуждые - ксенолитами, которые представлены обломками вмещающих пород (известняками, аргиллитами, алевролитами и др.). Среди обломочного материала отмечаются обломки глубинных (мантийных) пород - эклогитов, гранатовых перидотитов. Известны кимберлитовые трубки, причем алмазоносные, сложенные почти на 90 % обломками вмещающих пород. Диаметр большинства обломков укладывается в пределы 1-7 см, но встречаются и значительно более крупные, измеряемые многими метрами.

Кимберлитам свойственны, помимо остроугольных, сглаженные, округленные обломки, производящие впечатление окатанных. Внешне они похожи на валуны и гальку, но не на компоненты брекчий. Обломки менее сантиметра в поперечнике имеют, как правило, оскольчатый (дресвяный) вид. Не окатаны обычно крупные отторженцы стенок диатрем (размеры которых в поперечнике составляют десятки и сотни метров), так называемые плавающие рифы. Тем не менее, отмечаются хорошо окатанные глыбы. Так, например, в трубке Кимберли описан крупный эллипсоидальный ксенолит базальта размером 21,34x10,67 м (Харькив и др., 1998). Предполагается, что образование окатанного кластитового материала в кимберлитах обязано флюидизатному состоянию вещества кимберлитовых интрузий. Окатывание обломков в кимберлитовой флюидизированной массе подобно виброгалтовке, широко используемой в ювелирном деле.

Крупнообломочный материал кимберлитов погружен в относительно мелкоразмерный матрикс, который также характеризуется оскольчатым строением, что придает брекчиевым кимберлитам облик туфа. Типичные магматические структуры - порфировая, микролитовая, не говоря о классических фанеритовых (гипидиоморфных, ксеноморф- ных) структурах, никогда достоверно не указывались в кимберлитах.

101


Кристаллокласты в свежем кимберлите сложены оливином, присутствуют также осколки пироксена, граната, флогопита. Иногда в них встречаются мелилит и монтичеллит. Акцессорные минералы представлены алмазом, пикроильменитом, ильменитом, перовскитом, магнетитом, апатитом. Кристаллокласты, как и обломки пород, сцементированы не продуктами кристаллизации расплава, а туфоподобной массой. В свежих кимберлитах промежутки между крупными кристаллами выполнены агрегатом более мелких осколков тех же минералов. В классических описаниях кимберлитов к зернистой массе применяют термины «микрокласты», «макрокласты» и «мегакласты». Обычно кимберлиты интенсивно переработаны, что отражается в серпентини- зации и карбонатизации. В меньшей степени развиты оталькование, флогопитизация, иддингситизация. Преобразование кимберлитов затушевывает обломочную структуру цемента.

Рис. 2.9. Кимберлит автолитовый. Обломочная структура

По составу выделяют две группы кимберлитов: 1 - калиевые ультраосновные породы с преобладанием среди летучих С 02. В них характерно присутствие крупных вкрапленников оливина. Прототип из Кимберли (Южная Африка); 2 - калиевые щелочные породы, названные оранжитами (по р. Оранжевой в ЮАР). Для оранжитов характер

102


но преобладание Н20 среди летучих, обильное развитие флогопита, наряду с оливином во вкрапленниках и в основной массе.

Специфичной особенностью кимберлитов является отсутствие термального воздействия на вмещающие породы, в которых не отмечается признаков ороговикования и мраморизации. В карбонатных ксенолитах различимы фаунистические останки, а в аргиллитах и алевролитах встречаются хорошо сохранившиеся фрагменты растений.

Совершенно невероятной оказывается способность «течения» кимберлитовых масс, рассчитанная разными исследователями - 500- 800 м/с, что превышает в разы скорость звука. Жидкости не могут течь с такой скоростью. Соответственно, кимберлитовая масса не может быть в классическом понимании магмой. Д. Рейнольдс (1954) убедительно показала, что причиной формирования таких высокомобильных гетерогенных «взвесей» является переход твердых и расплавленных масс в псевдоожиженное (флюидизатное) состояние.

Механизм интрузии флюидонасыщенной кимберлитовой магмы предполагает на некоторых этапах образования кимберлитов высокие давления. Об этом свидетельствует наличие в породах высокобарических минералов - маложелезистого флогопита, пикроильменита, пиропа, алмаза.

103

3. ОСНОВНЫЕ ПОРОДЫ. ГРУППА ГАББРО - БАЗАЛЬТА

Весьма важная в металлогеническом и петрологическом аспектах группа интрузивных пород - габброидов и эффузивных их аналогов - базальтов занимает около 40 % объема среди всех магматических пород континентов. Особенно широко развиты базальты на дне океанов и океанических островах. Следует отметить преимущественную распространенность эффузивов и гипабиссальных пород основного состава в сравнении с плутоническими породами, на долю которых приходится около 3 % объема магматических пород. Основные породы (базальты, анортозиты) являются ведущими по распространенности на поверхности Луны.

Химический состав габбро - базальтов нормально-щелочного подотряда характеризуется следующими вариациями, мае. %: S i02 - 45,0- 53,0; А120 3 - 16-18; Fe20 3 + FeO - 10,5-12,0; CaO - 10,5-11,5; MgO - 6,5-8,5; K20 + Na20 - 3,5. На классификационной диаграмме TAS они занимают поле, ограниченное S i02 - 45-53 мае. % и Na20 + К20 - 0,5- 4,5 мае. %. Составы типичных пород группы приведены в табл. 3.1.

Особенности химического состава определяют минеральный состав пород группы. Главные породообразующие минералы - основные плагиоклазы и пироксены.

Основные породы являются продуктивными в образовании месторождений полезных ископаемых.

Железо, титан. Месторождения ильменитовых, титаномагнети- товых руд генетически и пространственно связаны с интрузиями анортозитов, троктолитов, габбро-норитов, габбро, траппами.

Медь, никель, платиноиды. Сульфидные месторождения этих металлов известны в связи с анортозитами, норитами, габбро.

Медь, цинк, свинец. Месторождения вулканогенных калчеданных руд связаны с известково-щелочными базальтами.

Ртуть, золото, серебро. Месторождения этих металлов формируются в гидротермальный этап в связи с базальтовым вулканизмом.

Самородная медь, железорудные месторождения, исландский шпат, графитовые месторождения связаны с формированием траппов.

104

3. Основные породы. Группа габбро - базальта

Таблица 3.1

Химический состав габброидов и основных эффузивов нормального подотряда, мае. %

Оксид 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10S i0 2 51,98 48,88 51,04 45,62 50,34 44,93 47,32 51,94 49,10 52,30ТЮ2 1,15 0,27 0,19 0,25 0,06 1,02 1,76 2,58 1,10 1,18А120 3 16,39 16,91 14,94 23,33 28,64 13,77 15,52 14,18 20,09 20,11Fe20 3 0,85 1,98 1,10 1,61 1,05 1,17 3,94 2,81 4,68 2,37FeO 9,61 5,29 9,84 5,05 1,65 13,37 8,78 8,14 3,66 5,37MnO 0,16 0,08 0,20 0,10 0,04 0,23 0,18 0,08 0,14 0,14MgO 6,39 10,85 9,05 10,03 1,25 14,70 8,33 7,21 3,42 4,70CaO 9,02 12,87 11,35 11,68 13,05 8,34 9,78 9,24 10,12 8,57Na20 3,27 1,54 0,98 1,90 3,26 1,30 2,47 2,32 2,72 3,14K20 0,46 0,02 0,23 0,16 0,24 0,59 0,41 0,35 1,28 0,92H9O- 0,88 0,10 0,53 0,08 0,28 0,37 0,24 0,12 2,60 0,07H20 + 0,22 - 0,63 0,38 - 0,87 1,24 0,59 1,33 0,91P2O5 0,21 0,02 - - 0,01 - 0,29 0,35 - 0,21Сумма 100,67 99,86 100,08 100,19 100,19 100,66 100,27 99,91 100,24 100,0

П р и м е ч а н и е : 1 - га б б р о , Украина. Кол. О.А. Богатикова. В сумму входят Sr - 0,07; Ва - 0,01; 2 - норит . Кольский п-ов. Кол. М.К. Сухановой. В сумму входят С 0 2- 0,20; F - 0,01; п.п.п. - 0,84; 3 - га б бро-н ори т . Северный Казахстан. Кол. Н.П. Михайлова и Е.В. Шаркова; 4 - троктолит. Горная Шория. Кол. Г.М. Саранчиной; 5 - анорт озит . Кольский п-ов. Кол. Е.В. Шаркова. В сумму входят п.п.п. - 0,32; 6 - пикробазалът . Восточная Сибирь. Кол. В.И. Гонынаковой; 7 - олиеиновый базальт. Сирия. Кол. Е.В. Шаркова. В сумму входит S 0 3 - 0,01; 8 - базальт . О-ва Гавайи. Кол. О.А. Богатикова; 9 - лейко- базальт . Кавказ. Кол. В.П. Петрова; 10 - ги п ерст ен овы й базальт . П-ов Камчатка. Кол. В.В. Ермакова. В сумму входит V2O5 - 0,04.

Железо, марганец. Гидротермальные месторождения руд связаны со спилитами.

Строительный материал. Анортозиты, нориты, долериты, габбро применяются как декоративный, облицовочный материал.

Базальты используются для получения каменного литья, минеральной ваты.

Комплексные месторождения магнетит-апатитовых руд связаны с анортозитами.

Месторождения бокситов формируются при образовании кор выветривания по базальтам и долеритам. Анортозиты являются потенциальным источником производства глинозема.

105


3.1. Плутонические породы. Семейство габброидов

Плутонические породы этой группы встречаются часто, но в небольших объемах и значительно уступают по распространенности эффузивным аналогам - базальтам.

В сравнении с ультрамафитами в основных породах нормальнощелочного подотряда существенно возрастают концентрации СаО и А120 з и снижаются - Бе20з + FeO и MgO. В составе пород важную роль играют салические минералы - основные плагиоклазы, на долю которых приходится в среднем около 50 % объема пород (табл. 3.2).

Таблица 3.2

Минеральный состав габброидов

Породообразующие типы минералов

Минералыпервичные вторичные

Главные Плагиоклаз основной Моноклинный пироксен Ромбический пироксен

Агрегат соссюрита Актинолит, хлорит Серпентин,тальк

Второстепенные ОливинРоговая обманка Биотит Кварц Ортоклаз

СерпентинТалькАктинолитХлорит

Акцессорные Апатит Магнетит Т итаномагнетит Хромит Шпинель

-

Ведущими семействами среди плутонических пород являются габброиды, а среди эффузивных - базальты.

Породы семейства габброидов представляют собой равномернозернистые породы, состоящие главным образом из комбинации основного плагиоклаза с цветным минералом (рис. 3.1). Чаще всего в качестве темноцвета выступает моноклинный пироксен, возможен ромбический пироксен или роговая обманка. Иногда плагиоклаз ассоциирует с оливином или магнетитом, которые являются обычными второстепенными минералами.

106


Плагиоклаз из ряда лабрадор - битовнит - анортит образует большей частью толстые таблицы или изометричные индивиды (т.е. приблизительно одинаково развитые по трем направлениям). Они обычно обладают двойниковой структурой лишь в одном направлении. Встречается перекрещивающееся двойникование, которое отвечает аль- битовому и периклиновому законам. Минерал в большинстве случаев незонален; в шлифе иногда буроватый, со слегка фиолетовым оттенком.

Рис. 3.1. Габбро. Равномерно-зернистая структура. Примерно равное соотношение темноцветов и основного плагиоклаза

Моноклинный пироксен чаще всего представлен диаллагом, в шлифе он буроватый, серовато-буроватый, реже зеленоватый, иногда содержит параллельные вростки тонких пластинок бронзита, гиперстена, зеленой или бурой роговой обманки. Иногда пироксен обрастает каймой бурой или зеленой роговой обманки (амфиболизация). Наряду с диаллагом, а также и без него встречается не менее распространенный зеленоватый или бледно-буровато-красноватый авгит.

Ромбические пироксены - бронзит и гиперстен иногда появляются в идиоморфных кристаллах, но чаще в округлых зернах.

Роговая обманка преимущественно бурая - соретит (паргасит), реже зеленая. Встречающийся волокнистый уралит является вторичным минералом.

Оливин нередко выступает в габброидах как второстепенная составная часть, но в некоторых разновидностях является главным или

107


даже единственным цветным минералом. Обычно он встречается в округлых зернах, в разной степени серпентинизированный. Есть разновидности габбро, где единственным фемическим минералом является магнетит.

Второстепенные составные части габбро - биотит (в шлифе бурый), оливин, кварц и ортоклаз (последние два встречаются то порознь, то вместе, в последнем случае - нередко в микропегматитовом срастании). Ортоклаз иногда пертитовый, причем вростки принадлежат, по-видимому, не альбиту, а олигоклазу. Ортоклазсодержащие габбро относят к умеренно-щелочному ряду.

Характерные акцессорные примеси - апатит, ильменит, магнетит, иногда пирротин, плеонаст, хромит и пикотит. Относительное количество этих примесей может сильно увеличиваться за счет уменьшения какого-нибудь одного или одновременно нескольких главных минералов.

Скопления титаномагнетита или пирротина (с содержанием никеля) иногда достигают таких концентраций, что они представляют промышленные месторождения руд.

Выделение плагиоклаза и темноцветных минералов в течение долгого периода кристаллизации идет параллельно, поэтому все главные компоненты представляются ксеноморфными (рис. 3.2). Индивиды одного из них (чаще плагиоклаза) вдаются в индивиды другого. Зерна минералов имеют большей частью непрямолинейные очертания. Кроме того, все главные минералы представляются обычно изомет- ричными, а не вытянутыми в одном направлении. Эти особенности обусловливают, как мы знаем, своеобразную, так называемую габбро- вую структуру. Отступления от такой структуры, выражающиеся в более определенном идиоморфизме плагиоклаза (рис. 3.3), встречаются в разностях, содержащих кварц, и в гиперитах (разность, содержащая авгит, гиперстен и оливин). Первые по структуре приближаются к некоторым кварцевым диоритам, вторые - к долеритам.

Интересный тип структуры встречается в оливиновых норитах и габбро, когда ромбический пироксен обрастает каймами ранее выделившихся зерен оливина. Эту структуру, называемую венцовой или друзитовой, объясняют магматической коррозией оливина. Также в оливиновых разностях наблюдаются келифитовые пояса - в контакте плагиоклаза с оливином, биотитом или рудным минералом. Вокруг темноцветов развивается кайма, которая при сильном увеличении представляется состоящей из тонких, нормальных к очертаниям окаймляемого минерала волоконец тремолита, зеленой роговой обманки и граната (рис. 3.4). Эта кайма, по-видимому, результат реакции плагиоклаза и оливина в твердом состоянии породы.

108


Рис. 3.2. Габбро. Аллотриоморфнозернистая структура

Рис. 3.3. Габбро. В структуре породы проявляется явно выраженный идиоморфизм плагиоклаза

109


Среди структурных особенностей в габбро отметим еще нередко наблюдающийся ксеноморфизм магнетита (титаномагнетита) даже по отношению к плагиоклазу.

Рис. 3.4. Габбро. Реакционная полоска из актинолита и граната на границе гиперстена с плагиоклазом

В меланократовых габбро Урала, известных под названием ты- лаитое, более крупные кристаллы пироксена, выделяясь в зернистой основной массе, придают структуре порфировидный вид. Часто этих более крупных кристаллов так много, что структура переходит в крип- товую.

Текстура габброидов довольно разнообразна. Наряду с массивными, однородными, текстурными типами пород чрезвычайно распространены такситовые разновидности. Полосчатая текстура встречается во многих массивах габбро и проявляется в чередовании слоев светлых и темноцветных компонентов или в параллельном расположении удлиненных шлиров различного состава. Такую текстуру связывали с тем, что магма во время интрузии представляла неоднородную жидкость, подобную эмульсии двух расплавов: с одной стороны, пироксе- нового состава, с другой - плагиоклазового. Более правдоподобным является объяснение полосатой текстуры габброидов движениями в магме во время ее кристаллизации: конвекционные потоки и выдав

110


ливаемая часть расплава, остающаяся еще в жидком виде, поступают в расслаивающуюся и застывающую массу иного состава.

Встречаются в габбровых породах и шаровые текстуры. Гломе- рокристаллическая текстура также встречается нередко в габбро.

Главным отличием габбро от диоритов является основной, а не средний состав плагиоклаза и обычно ассоциирующий с ним пироксен, а не амфибол в качестве цветного минерала. Второстепенные признаки - большей частью однородное, а не зональное строение плагиоклаза и вышеупомянутые особенности структуры. Впрочем резкой границы между габбро и диоритами нет; перечисленные отличия касаются только типичных членов габброидов и сглаживаются в таких переходных разностях, как биотитовое габбро и кварцевое габбро.

Появление роговой обманки в габбро вместо пироксена в большинстве случаев связано, очевидно, с превращением в амфибол ранее выделившегося пироксена в позднюю стадию застывания породы, иногда даже в эпимагматическую стадию, непосредственно вслед за кристаллизацией породы, уже когда она была в твердом состоянии. Это превращение связано с накоплением минерализаторов в жидком остатке кристаллизующейся магмы. Габбро с таким магматически или эпимагматически образовавшимся амфиболом называют амфиболизированными.

Разделение габброидных пород производится по темноцветному минералу: во-первых, по преобладанию моноклинного или ромбического пироксена либо роговой обманки; во-вторых, по присутствию или отсутствию, реже преобладанию оливина, отчасти кварца и биотита и т.д. Состав плагиоклаза иногда также принимают во внимание.

Нормальное габбро состоит преимущественно из плагиоклаза, близкого к лабрадору, и моноклинного пироксена, часто диаллага. На основании состава плагиоклаза различают от габбро (где плагиоклаз имеет состав от лабрадора до битовнита) эвкриты с анортитом. Эв- крит можно также назвать анортитовым габбро. Если вместо моноклинного пироксена главной составной частью является ромбический пироксен (гиперстен, бронзит), то порода носит название норита. Между габбро и норитом наблюдаются непрерывные переходы, которые обозначают термином габбро-норит. Как габбро, так и нориты могут быть оливиновыми, когда в качестве второстепенной составной части в них присутствует оливин, и нормальными, безоливиновыми, или просто габбро и норитами без оливина. Некоторые оливиновые габбро-нориты имеют структуру, приближающуюся к офитовой.

В том случае, когда оливин вытесняет пироксен совершенно, порода называется троктолитом, состоящим из лабрадора и оливина.

111


При серпентинизации оливина его темные пятна выделяются на фоне включающего светлого плагиоклаза, что придает породе вид кожи форели. Этот характерный облик обусловил название породы - форел- ленштейн (дословно «форелевый камень»).

В некоторых габбро цветные минералы почти совершенно вытесняются титаномагнетитом - получается рудное габбро.

В роговообманковом габбро цветным минералом является бурая, реже зеленовато-бурая роговая обманка.

В кварцевом габбро, биотитовом габбро, ортоклазовом габбро в качестве второстепенной, но характерной примеси выступают названные минералы. Кварц и ортоклаз часто встречаются совместно, нередко в микропегматитовых сростках. Присутствие ортоклаза, а иногда и биотита придает габбро не совсем нормальный состав. Габброиды с повышенным содержанием щелочей называют щелочным габбро.

Тылаит северного Урала представляет меланократовое габбро, где избыток пироксена сверх его эвтектического отношения с плагиоклазом выделяется в виде более крупных кристаллов. Порода обладает порфировидной или криптовой структурой. Характерными в этой породе являются тонкие вростки ильменита в крупном пироксене, образующие решетчатые сростки. Тылаиты представляют собой переходный вид от габбро к пироксенитам.

В складчатых областях, обычно при динамометаморфизме, габброиды подвергаются разложению (уралитизации и соссюритизации).

Уралитизация - замещение пироксенов волокнистой зеленой роговой обманкой (рис. 3.5), между тем как плагиоклаз остается неизмененным. Замещению роговой обманкой, но большей частью образованием граната, подвергается иногда оливин.

Соссюритизация - одновременное замещение пироксенов роговой обманкой (волокнистой, зеленой) и плагиоклаза - соссюритом (смесь цоизита и эпидота с альбитом, мусковитом, пренитом, кварцем и др.) часто с примесью граната, хлорита и актинолига (рис. 3.6). Ильменит при этом замещении переходит в рутил, оливин - в смесь талька с тремолитом, сисмондином и известково-железистым гранатом.

При этих изменениях первичная структура габбро может сохраняться, тогда породы называют уралитовое или соссюритовое габбро. В случае рассланцевания образуются амфиболиты или сланцы. Реже динамометаморфизм проявляется только в механических разрушениях, т.е. в приобретении сланцеватости без замещения первичных минералов породы, тогда образуется сланцеватое габбро.

112


Рис. 3.5. Уралитовое габбро. Псевдоморфная структура

Рис. 3.6. Соссюритовое габбро. Псевдоморфная структура

113

Щк


Уралитизация и соссюритизация, проявляющиеся как результат динамометаморфизма, большей частью наблюдаются в породах, обнаруживающих катаклаз и развитых в дислоцированных областях.

Несомненным влиянием послевулканических процессов объясняется изменение габбро, выражающееся в замещении плагиоклаза скаполитом, пироксена - роговой обманкой, иногда - в новообразовании флогопита, титанита и калчеданов.

Анортозиты отличаются от габбро значительно меньшим, почти ничтожным, содержанием темноцветных минералов. Довольно часто в анортозитах присутствуют кварц и калиевый полевой шпат (ортоклаз с пертитовыми вростками олигоклаза, однородный ортоклаз, редко микроклин). Известной особенностью анортозитов является геологическая самостоятельность. Они обычно постепенно переходят в чарно- киты, габбро и связаны с гранитами, сиенитами и диоритами. В различных массивах состав плагиоклаза анортозитов изменяется от андезина до битовнита. По содержанию кремнезема битовнитовые и лабрадоровые анортозиты относятся к основным, а андезиновые - к средним породам. Своеобразным анортозитом является кыштымит. Это среднезернистая порода, состоящая из плагиоклаза, обыкновенно анортита, но иногда и более кислого, и корунда в виде идиоморфных боченкооб- разных или веретенообразных кристаллов. Встречаются разновидности с порфировидными выделениями корунда.

3.2. Жильные, гипабиссальные и субвулканические породы

Особое положение пород габбро-базальтовой группы среди других изверженных пород, заключающееся в том, что они являются продуктами застывания недифференцированной магмы, обусловливает, вероятно, некоторые особенности жильной фации. Магма жильных пород гранитового или диоритового состава получается в результате дифференциации в магматическом очаге, застывающем в виде массива изверженных пород, и поэтому обычно жильные породы гранитового или диоритового состава залегают в виде жильной свиты, сопровождающей массивы глубинных пород. Более или менее тесная связь их с плутоническими породами позволяет сравнивать их между собой.

Породы габбро-базальтовой группы залегают в форме жил (даек, интрузивных залежей и других малых интрузий), чаще всего без видимой

114


связи с массивами глубинных пород. Эти породы получили название диабазов либо долеритов. Долериты - синоним свежих диабазов.

Гипабиссальные долериты и диабазы петрографически не отличаются от полнокристаллических эффузивных пород основной магмы. Однако долеритовые жилы и интрузивные залежи представляют настолько характерное явление, что следует различать гипабиссальные породы этого типа от эффузивных.

Несколько отличаются от долеритов жильные породы основного состава, залегающие обычно в виде тонких жил, сопровождающих плутонические породы. Это мелкозернистые габбро - микрогаббро и габбро-порфирит ы.

Долериты и диабазыДолериты и диабазы представляют собой полнокристаллические,

обычно средне- или мелкозернистые породы, состоящие из плагиоклаза и авгита и обладающие офитовой структурой. Термин «диабаз» применяется преимущественно к измененным породам, в которых составные минералы в большей или меньшей степени подверглись разложению. Совершенно свежие, кайнотипные породы того же состава называют долеритами. Иногда, впрочем, термин «диабаз» применяют и к свежим породам. Составители Петрографического кодекса (1995, 2009) не рекомендуют к использованию термин «диабаз», при необходимости следует применять термин «измененный долерит».

Плагиоклаз в диабазах и долеритах чаще всего представлен лабрадором, иногда андезином или более основной разновидностью. В некоторых редких типах встречаются олигоклаз и даже альбит. В большинстве случаев альбитовые диабазы являются сильно измененными породами, и альбит в них вторичный. Плагиоклазы имеют призматический или удлиненно-таблитчатый габитус, иногда зональный и обычно в виде двойниковых образований. Авгит в шлифах реже бесцветный, чаще слегка буроватый, в некоторых случаях у авгита заметен фиолетовый оттенок. Во многих долеритах распространенным является пироксен, отличающийся малым углом оптических осей. Нередки зональное строение и двойники авгита по (100). В некоторых долеритах вместе с авгитом присутствует ромбический пироксен (бронзит). Роговая обманка очень редко бывает первичным минералом в долеритах. Первичной роговой обманкой в долеритовых породах является бурая роговая обманка. Обычно в долеритах она находится в подчиненном количестве по сравнению с авгитом, но иногда обильна. Уралитизация авгита довольно распространена при эпимагматических

115


превращениях долеритов. Биотит встречается как второстепенный минерал. В некоторых более основных долеритах мы находим в идио- морфных зернах оливин - оливиновые долериты. Встречаются кварцевые диабазы, или конга-диабазы, часто вместе с кварцем присутствует калинатровый полевой шпат, образующий с кварцем микропегматито- вые сростки. Иногда кварц бывает вторичным. Обычными и часто весьма обильными являются рудные минералы (магнетит и ильменит), а также апатит; пирит и пирротин - случайные.

Диабазы характеризуются вторичными изменениями. Плагиоклаз подвергается разложению с образованием альбита, карбонатов и минералов группы эпидот-цоизита, иногда также пренита, каолина. Авгит переходит в хлорит, уралит, карбонаты с выделением оксидов железа. Вокруг ильменита образуются лейкоксеновые каймы. Оливин серпен- тинизируется, ромбические пироксены переходят в бастит.

Обыкновенно все такие изменения являются вторичными, частью связанными с динамометаморфизмом, но в некоторых случаях альби- тизация плагиоклаза и хлоритизация авгита обязаны своим происхождением действию воды, углекислоты и других летучих веществ, выделявшихся из самой магмы в эпимагматическую фазу образования породы.

Структура зернистых долеритов и диабазов офитовая. Идио- морфными являются оливин и ромбический пироксен. Плагиоклаз идиоморфен по отношению к авгиту. Магнетит то идиоморфен, то имеет сидеронитовый облик. Реже помимо офитовой встречается пой- килоофитовая и долеритовая структура в узком смысле термина.

Структура мелкозернистых диабазов микроофитовая и микродо- леритовая, иногда спилитовая. Редко в диабазах присутствует и аморфный базис (интерсертальная структура). Фенокристаллами являются более крупные, обычно таблицеобразные кристаллы основного, часто зонального плагиоклаза и короткие призмы авгита.

Уралитизированные диабазы называют эпидиоритами или эпидиабазами.

Микрогаббро и габбро-порфиритыМелкозернистое и даже микрозернистое габбро представляет

собой серые, темно-серые и черные тонкозернистые или плотные, обычно афировые породы, существенно состоящие из основного плагиоклаза и диаллага, иногда с некоторым изменчивым количеством гиперстена и магнетита или ильменита. В редких случаях также содержит бурую роговую обманку и оливин.

116


Структура панидиоморфно-изометричная (т.е. все компоненты, кроме порфировых выделений, имеют неправильно-многоугольные или неправильно округленные очертания), похожая на структуру габбро, но с гораздо более мелкими размерами зерен. Встречаются иногда и амфиболовые разности, где пироксен заменен бурой роговой обманкой.

Жильные габбро-порфириты обладают порфироидной структурой. У габбро-порфиритов основная масса состоит из смеси изомет- ричных неправильных зерен лабрадора, гиперстена, диаллага и магнетита, ее микроструктура совершенно аналогична микрогаббро. Реже содержится, кроме указанных минералов, в небольшом количестве еще микропегматитовая смесь ортоклаза с кварцем; она находится в промежутках между индивидами плагиоклаза, имеющими в этом случае вид более или менее идиоморфных лейст.

ЛампрофирыЛампрофировые породы меланократовые, с содержанием темно-

цветов до 90 %, имеют порфировидную структуру. В типичных случаях темноцветные минералы преобладают во вкрапленниках, образуя пан- идиоморфные кристаллы. Светлоокрашенные компоненты слагают основную массу. Причем минеральный агрегат основной массы часто подвергается интенсивным эпимагматическим преобразованиям и замещается вторичными минералами до такой степени, что иногда невозможно определить исходный минерал (плагиоклаз или ортоклаз).

Гареваиты - меланократовые порфировидные породы, впервые охарактеризованы на Урале (р. Горевая). Они состоят из фенокристал- лов выветрелого диопсида (около 4 0 ^ 5 %), заключенного в основную массу разложенного агрегата оливина, пироксена (около 40 %) и лабрадора (около 10 %). Акцессорные минералы представлены магнетитом, хромитом, зеленой шпинелью.

Исситы являются весьма меланократовой разностью жильных роговообманково-плагиоклазовых пород, переходящей в бесполевош- патовые породы - горнблендиты. Они состоят из бурой роговой обманки (до 90 %), подчиненного количества очень основного плагиоклаза, близкого к анортиту (до 20 %), примеси авгита (до 5 %), а также магнетита и апатита. Структура панидиоморфнозернистая. Исситы образуют тонкие жилки в дуните. По химическому составу они близки тыл антам. Иногда относят к горнблендитам или роговообманковым меланократовым габбро.

117


3.3. Эффузивные породы

К эффузивным основным магматическим породам относятся долериты и базальты. Название «базальт» дошло до нас с древних времен. Так обозначали раньше все темные, почти черные и тяжелые изверженные породы, однородные и плотные.

Базальты и эффузивные долеритыПод микроскопом видно, что долериты и базальты различаются

лишь по структуре. Промежуточными между ними по зернистости являются анамезиты. Кроме базальтов нормального ряда, широко распространены в природе щелочные базальтоидные породы. Их выделение в особую группу стало возможным с использованием микроскопа и впервые было отражено еще в классификации Циркеля. В эффузивных породах базальт-долеритового состава присутствуют измененные разновидности.

Среди базальтов встречаются афировые и порфировые типы с фенокристаллами авгита, оливина и основного плагиоклаза. Измененные безоливиновые разновидности называли порфиритами, а если в их составе есть оливин, обычно разложенный, то - мелафирами. В настоящее время эти термины не рекомендуют использовать (Петрографический кодекс, 1995; Петрографический кодекс России, 2009).

Существует еще старинное шведское название трапп, объединяющее базальты, долериты и диабазы.

Базальты и эффузивные долериты являются вулканическими аналогами габбро. Они характеризуются содержанием в качестве главных компонентов авгита и основного плагиоклаза (при преобладании первого), всегда сопровождаемых обильным магнетитом или ильменитом и часто оливином (табл. 3.3). В базальтах обычно присутствует бурое вулканическое стекло (первые проценты), а долериты являются полнокристаллическими породами.

Базальты и долериты обладают порфировой структурой и состоят либо только из яснокристаллической тонкозернистой или афанитовой массы, либо среди такой массы содержат выделения авгита - одного или вместе с оливином и плагиоклазом (последние - порознь или одновременно), иногда также с ромбическим пироксеном и базальтиче- ской роговой обманкой.

Разновидности в перечисленных типах устанавливают по присутствию или отсутствию оливина, по характеру второстепенных минералов, иногда по содержанию особых примесей, и по вторичным минералам.

118


Таблица 3.3

Минеральный состав базальтов

Структурные части пород Минералы

Вкрапленники Оливин, моноклинный пироксен, основной плагиоклаз, реже ромбический пироксен, базальтическая роговая обманка

Основная масса Основной плагиоклаз + цветной минерал (оливин, моноклинный пироксен, ромбический пироксен) + рудный минерал, иногда вулканическое стекло

П р и м е ч а н и е . Цветное число основной массы составляет около 45 %.

Среди базальтов различают оливиновые и безоливиновые, пижо- нитовые, роговообманковые, гиперстеновые, железистые (с рассеянными зернами и отдельными скоплениями самородного железа и большей частью с вкрапленностью пирротина), графитовые (с зернами и скоплениями графита), кварцевые (с бескварцевой основной массой, но с округленными оплавленными зернами кварца, окаймленными агрегатом микролитов авгита и представляющими посторонние включения).

Микроструктура основной массы базальтов чаще интерсерталь- ная (см. рис. 1.32), но также широко распространены пилотакситовая, гиалопилитовая, а в гиалобазальтах - гиалиновая.

Для базальтов весьма типичной является пористая текстура, которая в измененных разностях преобразуется в миндалекаменную. Нередко отмечаются базальты с массивной текстурой.

При разложении базальтов наблюдаются различные изменения:1) плагиоклаз переходит в глинистые минералы с выделением

кварца или кальцита, оливин - в серпентин и карбонаты, авгит - в хлорит и кальцит; затем под влиянием вод, содержащих С 02, карбонаты удаляются, хлорит и серпентин переходят в смесь лимонита и кварца; в конечном счете возникает так называемая базальтовая вакка - бурая (от лимонита) смесь глины с кварцем;

2) благодаря удалению кремнезема плагиоклаз переходит в гид- раргиллит, пироксен и оливин - в лимонит, в результате остается сравнительно бедная кремнеземом белая, желтоватая или красноватая глинистая смесь оксидов алюминия и железа, часто с ясной первичной структурой;

3) при таком же, как в первом случае, изменении пироксена и оливина известково-натровый плагиоклаз преобразуется в смесь альбита, кальцита и глины.

119


Диабазы представляют уже сами по себе известную стадию разложения долеритов; при дальнейшем же изменении они обнаруживают и те же типы разложения, какие описаны для базальтов. При метаморфизме диабазы и базальты переходят в эпидиориты, соссюритовые диабазы, эпидотовые, цоизитовые, глаукофановые и роговообманково- серицитовые, диабазовые и зеленые сланцы.

Главнейшие вторичные минералы, возникающие при этом, - альбит, цоизит, эпид от и серицит (из известковистого плагиоклаза); хлорит, уралит и другие вторичные роговые обманки (из авгита); титанит и рутил (из титаномагнетита и ильменита).

Своеобразными измененными породами, имеющими важное генетическое значение, являются спилиты.

Спилиты - вулканические породы основного состава, развитые в офиолитовых комплексах, где занимают промежуточное положение между подстилающими серпентинитами и перекрывающими кремнистыми глубоководными породами. Спилиты слагают субмаринные подушечные лавы. Для них характерны закаленные, стекловатые оторочки в подушечных обособлениях. Внутренние части этих обособлений обычно сложены раскристаллизованными породами с офитовым, микропорфировым или интерсертальным структурным узором. Очень характерны для спилитов миндалекаменные текстуры. Миндалины состоят из халцедона, хлорита, эпидота, цеолитов, пренита и карбонатов.

Основу спилитов слагают разноориентированные микролиты, или лейсты альбит-олигоклаза. Иногда они образуют радиальнолучистые агрегаты. Темноцветные минералы и вулканическое стекло замещены хлоритовой массой, лейкоксеном. По пироксену развит волокнистый амфибол, а по оливину - серпентин. Химическими анализами устанавливается высокое содержание Н20 и Na20 .

Формы залегания базальтов - потоки и покровы (нередко занимающие громадные площади), жилы и купола (последние частью типичные эффузивные, частью обнаженные эрозией корни потоков и покровов). Долериты и диабазы, кроме этих же форм, слагают интрузивные залежи. Стекловатые и ячеистые разности приурочены к поверхностным частям потоков или покровов и к зальбандам жил, разности с более совершенной структурой - к центральным частям тех же тел.

Для базальтовых и долерит-диабазовых покровов, а также других пластообразно залегающих форм характерны некоторые типы отдельности - столбчатая и шаровая.

120


Излияния базальтов наблюдаются как в горных областях, так и в районах со спокойным залеганием осадков. В горных областях эти излияния нередко принадлежат к наиболее древним излияниям. Из областей с горизонтальным залеганием пластов, где встречаются базальтовые породы, особенно следует отметить огромную площадь развития траппов на Сибирской платформе, где излияния и их интрузивные залежи относятся к огромному промежутку времени - от силура до мела.

Породы, ассоциирующие с базальтами и диабазами, чаще нормальные риолиты и трахиты, дациты, андезиты, а также пикриты, но встречаются также базальты совместно с щелочными базальтоидными породами.

Генетические разновидности базальтовПроявление базальтового магматизма приурочено преимущест

венно к срединно-океаническим хребтам (СОХ), зонам островных дуг и «горячим точкам» в пределах океанических плит. В этих структурных элементах Земли формируются разные по составу и строению базальты: толеитовые, или пижонитовые, типичны для СОХ; известковощелочные, или гиперстеновые - для островных дуг; оливиновые, или океаниты, - для «горячих точек».

Толеитовые (пижонитовые) базальты и долериты характеризуются наличием в них нормативного кварца. Пижонитовыми их называют потому, что в них присутствует высокотемпературный моноклинный пироксен пижонит наряду с диопсид-авгитом. В долеритах пижонит преобразуется в ромбический пироксен с пластинчатыми вростками авгита. Плагиоклаз отвечает по составу лабрадору, битов- ниту (Ап5о_9о) резко удлиненного габитуса, наиболее крупные разности иногда зональны. Для плагиоклаза типичны микролиты-трубочки и расщепленные окончания микролитов. Оливин является редким минералом, образует микропорфировые резорбированные зерна. Замещается пироксеном. Иногда встречается базальтическая роговая обманка. Кварц и калиевый полевой шпат локализуются в интерстициях между лейстами и микролитами плагиоклаза. Они образуют тончайшие гра- нофировые срастания (собственно толеитовая структура). Акцессорные минералы - ильменит, магнетит - образуют мельчайшую (пылевидную) вкрапленность, а апатит - игольчатые, резко удлиненные кристаллы. В микроколичествах присутствуют троилит (FeS), когенит и самородное железо, что отражает восстановительные условия образования этих базальтов.

121


Примечательной особенностью толеитовых базальтов является их афировое строение как следствие образования в зонах растяжения (рифтовых структурах). Возможны серийно-порфировые структуры. Структурный узор агрегата породообразующих минералов типично интерсертальный, фрагментарно вариолитовый, метельчатый, толеи- товый. Широко распространены пористые и шлаковые разновидности. Излияние магмы в подводных условиях способствует образованию подушечных лав.

Особенностями химического состава толеитовых базальтов являются высокое содержание S i02 (около 50 мае. %), низкое содержание щелочей Na20 + К20 (менее 3 мае. %), при значительном преобладании натрия над калием. Содержание глинозема колеблется от 14 до 17 мае. %. В этих базальтах мало воды (не более 0,5 мае. %).

Толеитовые базальты - наиболее распространенные эффузивы основного состава. Они залегают среди раннегеосинклинальных отложений, образуя однородные формации, или участвуют в контрастных формациях - в ассоциации с дацитами и риолитами. В непрерывных формациях они встречаются совместно с исландитами, железистыми риолитами и дацитами. Толеитовые базальты СОХ и эвгеосинклиналей нередко ассоциируют совместно с ультраосновными породами и осадочными кремнистыми отложениями.

Толеитовые базальты формируются при активизации жестких структур (платформ и консолидированных складчатых областей). При толеит-базальтовых извержениях на платформах образуются траппы, залегающие среди осадочных пород и в виде лавовых покровов. Мощности силлов достигают сотен метров, а площади распространения - миллионов квадратных километров, так, например, площадь распространения сибирских траппов составляет 1,5 млн км2, а общая мощность залежи - 3 км. Траппы известны в Индии, Южной Африке и Южной Америке. Большая часть траппов сложена толеитовыми базальтами и долеритами, некоторая их часть представлена известковощелочными и субщелочными разностями. Следует отметить, что лунные базальты относятся к толеитовым разностям.

Гиперстеновые (известково-щелочные) базальты обладают порфировой структурой. Фенокристы обычно представлены несколькими поколениями минералов, отличающихся друг от друга морфологией выделений, оптическими свойствами и составом. Каждое из поколений вкрапленников образуется в одной из последовательных промежуточных магматических камер при движении магмы к поверхности. По количеству поколений вкрапленников и их ассоциаций возможно ре

122


конструировать режим внедрения магмы, установить количество остановок (промежуточных камер) магмы в периоды режимов тектонического сжатия и физико-химические условия кристаллизации в каждой из камер.

Минералы вкрапленников отличаются по составу от однотипных минералов в основной массе. Обычными минералами фенокристов являются гиперстен и моноклинный пироксен авгит-диопсидового состава. Вкрапленники обычного для породы плагиоклаза резко зональ- ны и всегда очень основного состава (Ап65_9о). Оливин во вкрапленниках имеет эпизодическое распространение. Типичным для гиперстеновых базальтов является наличие во вкрапленниках ильменита и магнетита, что характеризует окислительную обстановку в период их кристаллизации.

Обычная структура основной ткани гиалопилитовая, со значительным количеством вулканического стекла.

Магма известково-щелочных (гиперстеновых) базальтов насыщена флюидами более, чем толеитовая, что подтверждается ранней кристаллизацией магнетита, низкими температурами кристаллизации плагиоклаза и тесной ассоциацией с гиперстеновыми базальтами пирокластических толщ. Содержание Si02 в этих базальтах колеблется в интервале 49-51 мае. %, глинозема - 17-20 мае. %, а щелочей - 3 ^ мае. %.

Извержения гиперстеновых базальтов часто происходит из вулканов центрального типа, располагающихся в виде цепочек вдоль глубинных разломов. Эти породы являются членами «непрерывных» формаций, включающих базальты, андезибазальты, андезиты, дациты, риолиты. Они приурочены к областям с развитой континентальной корой и не встречаются в океанических областях. Типичные районы проявления - островные дуги, характеризующиеся преобладающим геотектоническим режимом сжатия.

Оливиновые базальты (океаниты) содержат нормативный нефелин и относятся к умеренно-щелочному ряду. Модальные (реальные) щелочные минералы отсутствуют. Характерной особенностью океанитов является постоянное присутствие оливина не только во вкрапленниках, но и в основной массе пород. Клинопироксен (часто титан-авгит, обладающий зональной структурой и «песочных часов») развит в основной массе и в микровкрапленниках. Состав плагиоклаза - от лабрадора до битовнита, развит преимущественно в основной массе. Акцессорные титаномагнетит и ильменит образуют многочисленную «дробь» в основной массе.

123


Структура оливиновых базальтов порфировая, основная масса пилотакситовая, гиалопилитовая. Типичным для оливиновых базальтов является частое присутствие в них нодулей вещества верхней мантии. Эти базальты образовались из наиболее глубинных магм. Излияния оливиновых базальтов сопровождаются эксплозиями. Они распространены в трапповых формациях, рифтовых зонах и на океанических островах. Типичные океаниты обогащены оливином и по составу являются переходными к пикритам. Субщелочные оливиновые базальты извергаются из вулканов центрального типа, вслед за толеитовыми, но объем их меньше, чем у предшествующих им толеитовых базальтов. Оливиновые базальты образуют ассоциации с трахитами, трахибазаль- тами и трахиандезитами.

Среди эффузивных пород основного состава повышенной щелочности выделяются малораспространенные гаеайиты (натриевые) и муджиериты (калиевые), отличающиеся от базальтов главным образом более кислым составом плагиоклаза - андезином в гавайитах и олигоклазом в муджиеритах. Сложность разграничения гавайитов и муджиеритов от андезитов заключается в составе плагиоклаза.

Гаеайиты имеют темно-серую окраску, тонкозернистую афиро- вую структуру. Порфировые вкрапленники лабрадора, титанистого авгита и оливина встречаются редко. Основная масса сложена преобладающим андезином, в интерстициях между которыми присутствуют изометричные зернышки оливина, авгита и магнетита. При точных определениях обнаруживается кальциевый анортоклаз, образующий каемки вокруг лейст плагиоклаза основной массы. Его зерна отмечаются в стекле интерстиций.

Содержание кремнезема находится в пределах 45-50 мае. %. Нормативное (расчетное) содержание оливина составляет 7-10 %, ортоклаза - 8—10 % и нефелина - 5 %. Состав нормативного плагиоклаза № 40.

Муджиериты встречаются в различных районах мира совместно со щелочными оливиновыми базальтами и трахитами. Это микропор- фировые породы, фенокристы представлены железистым оливином, магнетитом, зональным натровым андезином (№ 30-35). Внешние каймы плагиоклаза сложены кальциевым анортоклазом.

Основная масса представлена преобладающим (65-70 %) полевым шпатом, лейсты которого расположены субпараллельно. В интерстициях присутствует санидин, стекло, изометричные зерна магнетита, диопсида, обычно развит апатит.

124


Содержание кремнезема в породах составляет 48-51 мае. %. В нормативном составе присутствует оливин, ортоклаз, нефелин. Состав нормативного плагиоклаза соответствует андезину № 30.

В породах калиевого ряда выделяют трахибазальты и шошониты.Трахибазальты по внешнему облику напоминают базальты. Они

состоят из плагиоклаза основного состава, пироксенов, оливина, магнетита и титаномагнетита, иногда базальтической роговой обманки. В подчиненном количестве присутствует калиевый полевой шпат, обычно образующий каймы вокруг плагиоклаза. Встречается лейцит.

Шошониты характеризуются проявлением калишпата не только в каймах плагиоклаза, но и в виде микролитов в основной ткани. Темноцветные минералы представлены обычно моноклинным титанистым авгитом, коричневой роговой обманкой и биотитом.

125

4. СРЕДНИЕ ПОРОДЫ.ГРУППА ДИОРИТА - АНДЕЗИТА

Средние породы нормально-щелочного подотряда (группа диорита - андезита) являются распространенными. В этой группе эффузивные породы резко преобладают над глубинными зернистыми. То же самое отмечалось и в группе габбро - базальта. На долю плутонических пород приходится около двух процентов (1,8 %) всего объема изверженных пород, а на долю вулканических - 23 %.

Геологически и петрографически существует непрерывная и тесная связь между гранитами и диоритами через гранодиориты и кварцевые диориты. Также тесно пространственно связаны риолиты, дациты и андезиты. Кроме того, не менее тесная связь существует между рассматриваемыми породами и породами группы габбро - базальта.

Таблица 4.1

Химический состав средних пород нормально-щелочного подотряда, мае. %

Оксид 1 2 3 4S i0 2 56,10 62,67 56,30 59,30ТЮ2 1,12 1,00 1,01 0,92А120 3 15,80 16,57 17,0 16,78Ре20 3 1,71 1,74 3,76 2,88FeO 6,72 4,13 3,84 3,03МпО 0,20 0,12 0,08 0,03MgO 6,01 2,30 4,56 3,53СаО 7,20 4,20 6,93 6,31Na20 3,16 3,66 3,27 3,29К20 1,38 2,59 2,30 2,54Н2СГ 0,10 0,04 0,31 0,50Н?0 + - - 0,45 0,93р 2о 5 Сл. 0,24 - -

Сумма 100,24 100,20 99,81 100,04

П р и м е ч а н и е : 1 - диорит . Алтай. Кол. Е.К. Устиева. В сумму входят ВаО - 0,03; п.п.п. - 0,71; 2 - кварцевы й диорит . Алтай. Кол. Е.К. Устиева. В сумму входят п.п.п. - 0,94; 3 - андезибазалът . Армения. Кол. П.И. Лебедева; 4 - андезит . Армения. Кол. П.И. Лебедева.

126

4.1. Плутонические породы. Семейство диоритов

Положение средних пород нормально-щелочного подотряда на классификационной диаграмме TAS определяется концентрацией Si02, составляющей 52-64 мае. %, и Na20 + К20 - 3,0-7,5 мае. %. Содержание остальных оксидов понижается в этих породах по сравнению с группой габбро - базальта (табл. 4.1). Плутонические породы представлены семейством диоритов, а эффузивные породы - семействами андезибазальтов, андезитов и бонинитов - марианитов.

С андезитовым вулканизмом связаны гидротермальные месторождения серы, свинца, золота, висмута, цинка, серебра, меди, молибдена, сурьмы, мышьяка и ртути. Месторождения представлены метасо- матитами с сульфидной минерализацией. Наиболее распространены рудоносные пропилиты, аргиллизиты, окварцованные породы, вторичные кварциты, приуроченные к вулканическим постройкам. С вторичными кварцитами связаны месторождения высокоглиноземного сырья. Вулканические породы используются в строительстве, производстве кислотоупорных материалов.

Полезные ископаемые, связанные с массивами плутонических пород, в которых принимают участие диориты, представлены гидротермальными золотоскарновыми месторождениями железа, вольфрама, меди и золота.


Плутонические породы в последней отечественной классификации объединены в одно семейство - диоритов.

Диориты - это равномерно-зернистые и нередко порфировидные, обычно бескварцевые, иногда содержащие кварц породы, которые состоят главным образом из среднего плагиоклаза (около 70-75 %) и одного или нескольких темноцветных минералов, чаще всего из обыкновенной роговой обманки, также биотита и нещелочных пироксе- нов (рис. 4.1). Плагиоклаз имеет весьма изменчивый состав (от основного олигоклаза до лабрадора), почти всегда с более или менее резким зональным строением.

Роговая обманка в шлифе чаще зеленая, реже бурая. Пироксены - диопсид, иногда авгит, гиперстен, бронзит. Диопсид с ядрами гиперстена нередко обрастает зеленой роговой обманкой, которая в свою очередь наращивается биотитом. Щелочной полевой шпат - ортоклаз, микропертит, микроклин - присутствует только в незначительном ко-

127

4. Средние породы. Группа диорита - андезита

личестве или отсутствует вовсе. Акцессорные минералы - апатит, циркон, иногда ортит, гранат, пирит (последний большей частью, вероятно, результат метасоматических процессов) (табл. 4.2).

W w У ‘ 4 i r% 1

4 4 ^

Рис. 4.1. Диорит. Равномерно-зернистая структура

Таблица 4.2

Минеральный состав диоритов



Главные Плагиоклаз средний Роговая обманка

Агрегат соссюрита, серицит Актинолит, хлорит

Второстепенные БиотитКварцМоноклинный и ромбический пироксены Калиевый полевой шпат

Хлорит

Актинолит

КаолинитАкцессорные Апатит

Циркон Титанит Магнетит Т итаномагнетит

-

128


Порядок выделения, особенно в диоритах, ассоциирующих с габбро, отличается от наблюдаемого в гранитах и сиенитах тем, что плагиоклаз начинает выделяться раньше и иногда идиоморфнее темноцветных минералов (рис. 4.2). В диоритах, ассоциирующих с гранитами, темноцветы идиоморфнее плагиоклаза. Ортоклаз выполняет интерстиции между индивидами плагиоклаза и темноцветных минералов, реже образует тонкую кайму вокруг кристаллов плагиоклаза. Кварц всегда ксеноморфен, причем если его относительно много, заполняет промежутки между индивидами других компонентов несколькими зернами, если его мало, то - одним сплошным зерном.

Рис. 4.2. Диорит. Призматически-зернистая структура

Гнейсовидное сложение (текстура) и шлиры (местные скопления темноцветных или светлых компонентов) довольно распространены. Иногда встречается шаровая, реже - миаролитовая текстура.

У периферии массивов наблюдается уменьшение размера зерна или порфировидная структура (переход в микродиориты и диорит- порфириты). В последнем случае порфировые выделения принадлежат или только плагиоклазу, или плагиоклазу и темноцветным компонентам.

Разделяют диориты прежде всего на кварцевые и бескварцевые (собственно диориты), а в каждой из этих групп устанавливают разновидности по характеру темноцветных компонентов.

129


Кварцевые диориты - биотитовые, биотитово-роговообманковые, роговообманковые, биотитово-гиперстеновые, авгитовые.

Собственно диориты - биотитовые, биотитово-гиперстеновые, роговообманковые, гиперстеновые, авгитовые.

Петрографически, как и геологически, существуют тесная связь и незаметные переходы между гранитами и диоритами. Отмечается определенная закономерность в соотношении между составными частями при переходе от гранита к диориту: одновременно убывает количество щелочного полевого шпата и возрастает основность плагиоклаза, вместе с тем убывает количество кварца. Цветной минерал в группе чаще всего биотит. Он постепенно сменяется роговой обманкой, а затем пироксеном. При этих сопряженных изменениях то в том, то в другом направлении изменения опережают одно другое. Например, количество кварца убывает в большей степени, чем щелочной полевой шпат, и граниты переходят в монцодиориты Вместо гранодиоритов, если основность плагиоклаза возрастает сильнее вместе с более значительным убыванием ортоклаза, получается кварцевый диорит. Таким образом, наблюдается довольно большое разнообразие тех видов пород, которые связывают собою граниты и диориты. Геологическая связь гранитов, гранодиоритов и диоритов часто весьма тесная, поэтому в поле их выделить достаточно трудно.

Формы залегания диоритов - штоки, жилы, интрузивные массивы, участки в массивах основных и кислых пород.

Породы, связанные с диоритами постепенными переходами или сонаходжением в одной петрографической формации, - биотитовые, роговообманковые граниты, сиениты (преимущественно с кварцевыми и бескварцевыми биотитовыми, биотитово-гиперстеновыми и рогово- обманковыми диоритами); габбро (с авгитовыми и частью роговооб- манковыми диоритами); горнблендиты (с роговообманковыми диоритами). Относительно гранитов и сиенитов диориты, если входят в состав одного массива, занимают часто периферическое положение; относительно норитов, габбро, горнблендитов - почти всегда более центральное. Кроме того, все разновидности диоритов обычно связаны постепенными переходами друг с другом, а в краевых фациях они переходят иногда в микродиориты и диоритовые порфириты и далее в андезиты, являясь, следовательно, как бы корнями поверхностных излияний. Наконец, в некоторых случаях в краевых фациях диоритовых масс наблюдаются разности, весьма бедные темноцветными компонентами, то такой структуры, как нормальные диориты, то - мелкозернистые (аплитовидные), то крупнозернистые (пегматитовые). В последних часто содержится ортит.

130


Изменение состава диоритов в виде постепенных переходов от одной разности к другой или в виде шлировых жил и включений встречается часто.

При разложении диоритов плагиоклаз переходит в смесь кальцита, серицита и каолина или в смесь цоизита и кальцита, или в смесь эпи- дота и цоизита с лучистой роговой обманкой и хлоритом, изредка также с гранатом.

Таблица 4.3

Количественно-минералогический состав средних плутонических пород (Петрографический кодекс России, 2009)

Семейство горных пород Диориты (53 < S i0 2< 64; 3 < (Na20 + К20 ) < 7,5)

Виды горных пород Г аббро-диорит Диорит Кварцевый диоритМодальный мине- Р1 (Агцо-бо) 50-60 PI (An25_5o) 60—80 Р1(Ап2(М5) 50-70ральный состав, НЫ 0-20 НЫ 0-40 Bt 0-30объем. % Срх 20-30 Bt 0-30 НЫ 0-30

01 0-10 Срх редко до 5-20 Q 5-15Q редко до 5 Орх, Срх редки

Граничные содержания породообразующих оксидов, мае. %:

S i0 2 52-54 53-58 57-64ТЮ2 1-2 0,3-1,5 0,2-1А120 3 14-20 14-20 14-20Fe20 3 4-7 1,5-5 0,5-6FeO 5-8 3-6 0,7-7MgO 4-8 0,8-6 0,6-6CaO 3-8 4-9 1-8Na20 2-4 2-6,5 2-6K20 0,3-2 0,3-2 0,2-2,5

Некоторые разно Роговообман- Двупироксеновый, Биотитовый,видности по соста ковый (урали- биотит-гиперсте- авгит-биотито-ву цветных компо товый) новый, роговооб- вый, биотит-ро-нентов манковый, биотит- говообманковый

роговообманковыйХарактерные осо Отсутствие Fsp, зональность Р1, уралитизация Срхбенности семейст (Aug, Di)ва и видов

131


Биотит изменяет бурую окраску (сначала в отдельных полосках своих индивидов, а затем по всей поверхности) на зеленую. Причем строение минерала сохраняется, а преломление и двупреломление ослабевают. При более интенсивном разложении биотит переходит в гомоосевые псевдоморфозы или в чешуйчатый агрегат хлорита с темно-фиолетовыми цветами интерференции и в смесь карбонатов с лимонитом. В других случаях биотит переходит в хлорит с линзами эпи- дота. Довольно часто разложение проявляется только в обесцвечивании, с новообразованием в трещинках спайности мелких полупрозрачных рудных нятнышек.

Роговая обманка обесцвечивается (бледнеет) с отложением рудных зернышек в трещинках спайности. Она переходит в хлорит с зернами или радиально-лучистыми сростками эпидота. Иногда вместе с хлоритом образуется бледно-зеленый волокнистый серпентин или микроскопические таблички титанита, или такие же мелкие зерна ана- таза.

Диопсид переходит в уралит, в смесь хлорита с кальцитом или эпидотом, или серпентином. Ромбический пироксен переходит в бледно-зеленый волокнистый биотит.

В Петрографическом кодексе предлагается ряд признаков, позволяющих разделять виды и разновидности по минеральному и химическому составам внутри семейства диоритов (табл. 4.3).

Количественные показатели, установленные для видов пород, позволяют избежать разночтений в систематике при геолого-петрографических исследованиях.

4.2. Жильные породы

Среди жильных пород группы диорита - андезита выделяют микродиориты и диорит-порфириты, лампрофиры, диорит-аплиты и диорит-пегматиты.

Микродиориты и диорит-порфиритыМикродиориты и диорит-порфириты отличаются от плутониче

ских пород мелкозернистой структурой и наличием порфировых вкрапленников зонального плагиоклаза в диорит-порфиритах. Они слагают жилы и краевые фации массивов диоритов. По внешнему облику эти породы чаще более темные, чем их плутонические аналоги, а в составе отмечается более высокое содержание кварца.

132

4.2. Жильные породы

Микроструктура гипидиоморфнозернистая, изредка с микропег- матитовыми срастаниями кварца с калишпатом.

ЛампрофирыТипичными жильными диоритовыми породами являются малхиты.

Их относят в группу лампрофиров, хотя по составу, возможно, они являются нормальными диоритовыми породами мезократового облика.

Малхиты встречаются в виде свит жил, сопровождающих известково-щелочные породы. Малхиты - это тонкозернистые или плотные серовато-зеленые, зеленовато-серые или темно-зеленые породы, существенно состоящие из роговой обманки, в шлифе зеленой, и плагиоклаза (олигоклаза, андезина, иногда лабрадора), реже из биотита и плагиоклаза, причем все эти минералы образуют иногда и порфировые выделения.

Слюдяными лампрофирами диоритового состава являются керсантиты (рис. 4.3). Полевошпатовый минерал в керсантитах представлен основным плагиоклазом, чем эти породы и отличаются от ми- нетт, в которых преобладает ортоклаз. В остальном они почти одинаковы. Макроскопически это темные богатые слюдой породы, часто с порфировыми выделениями панидиоморфного биотита и реже других цветных компонентов. Вследствие распространенного разложения полевых шпатов керсантиты нередко невозможно бывает отличить от минетт.

Роговообманковыми лампрофирами диоритового состава, кроме упомянутых выше малхитов, являются спессартиты и одиниты.

Спессартиты имеют мелкозернистую или порфировидную структуру и в свежем состоянии темно-серую или почти черную окраску. Из полевых шпатов в них преобладает или даже исключительно присутствует известковый плагиоклаз (андезин, лабрадор), чем они отличаются от вогезитов.

Вкрапленники представлены идиоморфными кристаллами роговой обманки (рис. 4.4).

Одиниты отличаются от спессартитов тем, что в полнокристаллической (по внешнему виду - плотной серовато-зеленой) основной массе, состоящей из лейст плагиоклаза и призм роговой обманки, содержат редкие порфировые выделения авгита и лабрадора. Присутствие выделений лабрадора сближает одиниты с габбро-порфиритами; однако в последних основная масса состоит из преобладающего пироксена и редко присутствующей роговой обманки.

133


Рис. 4.3. Керсантит

Рис. 4.4. Спессартит

134


Одиниты - породы несколько более основные, чем спессартиты. В них больше извести и обычно присутствует более основной плагиоклаз. По минералогическому и химическому составу они уклоняются от диоритов и приближаются к роговообманковым габбро.

Спессартиты входят в жильную свиту гранодиоритовых глубинных пород, как и керсантиты, и часто связаны с ними рядом переходных членов. Одиниты обычно принадлежат к свите жил, сопровождающих габбро, как крайний, почти бесполевошпатовый, член рогово- обманковых лампрофиров - гареваитов.

Не останавливаясь подробно на химическом составе лампрофи- ровых жильных диоритовых пород, следует отметить, что эти породы по составу довольно разнообразны. Малхиты являются наиболее кислыми, они содержат от 56 до 63 % Si02. В керсантитах концентрация S i02 составляет 46-55 %. Это ниже нормального уровня для диоритов, присутствие слюды в них обуславливает слабо выраженное приближение к щелочному ряду. В спессартитах содержится 50-55 % Si02, и почти то же самое в одинитах. В последних с более основным характером плагиоклаза несколько больше извести.

Аплитовые и пегматитовые породыАплиты и пегматиты диоритового состава не характерны и редки.

Диорит-аплитами называют плагиоаплиты с некоторым содержанием роговой обманки. Малхиты также относили к числу аплитовых жильных пород, когда считали, что они генетически связаны с более основными габбро-перидотитовыми породами.

Пегматиты диоритового состава с крупнозернистой структурой иногда встречаются в связи с породами габбро-перидотиговой ассоциации.


Среди эффузивов среднего состава нормальной щелочности выделяют семейства андезибазальтов (химические эквиваленты диоритов), андезитов (эффузивные аналоги кварцевых диоритов) и бонинитов -марианитов (преимущественно пироксеновые породы).

Семейство андезитовАндезиты по химическому и частично минеральному составу

являются аналогами кварцевых диоритов. Они представляют вместе с базальтами самые распространенные эффузивные породы.

135


Нужно сказать, что тесная связь авгитовых андезитов с базальтами не позволяет резко разграничить эти породы.

Андезиты как особая группа пород была выделена еще в домик- роскопический период петрографии Леопольдом Бухом (30-е гг. XIX в.). До того времени среди неизмененных эффузивных пород различали светлые (кислые) - трахиты и темные (основные) - базальты. Андезиты являются средними между теми и другими, еще позднее из группы трахитов были выделены липариты (риолиты). Название «порфирит» (измененный андезит) было предложено Густавом Розе для порфировых пород, по минералогическому составу отвечающих диоритам. Впоследствии это понятие стало обозначать все плагиоклазовые порфировые породы. Название «андезит» сохранялось для кайнотипных (свежих) представителей этой группы, термин «порфирит» использовался для палеотипных (измененных), а в настоящее время его предлагается исключить из употребления.

Долгое время андезиты отличали от более основной группы базальта по присутствию в породах последней оливина. Однако более тщательное исследование показало, что по химическому составу некоторые, не содержащие оливина породы должны быть все-таки отнесены к базальтовым породам. Чтобы правильно определить принадлежность порфировых пород к той или иной группе, необходимо учитывать не только качественный минералогический состав, но и относительное количество цветных и полевошпатовых минералов, а также состав плагиоклаза. Что касается переходных к базальтам разновидностей авгитовых андезитов, то не всегда без химического анализа можно быть уверенным в их принадлежности к той или другой группе.

Андезиты и их измененные аналоги характеризуются макроскопически афанитовой основной массой, которая существенно состоит из известково-натрового плагиоклаза, иногда - вместе с подчиненным количеством пироксена или стекла (или того и другого одновременно, или также продуктов их разложения). Основная масса совершенно не содержит фельдшпатоидов и совсем или почти совсем лишена первичного кварца. В порфировых выделениях развит известково-натровый плагиоклаз, один или вместе с биотитом, роговой обманкой, авгитом, ромбическим пироксеном и оливином (порознь или вместе) (табл. 4.4).

Плагиоклаз порфировых выделений в андезитах представлен разнообразными членами ряда от олигоклаза до анортита, но обычными являются андезин и лабрадор. Более кислые плагиоклазы характерны для роговообманковых и слюдяных андезитов, более основные - для пироксеновых. Фенокристаллы часто имеют ярко развитое зональное

136


строение, как правило, таблитчатый габитус. Обычны двойники по альбитовому, карлсбадскому и периклиновому законам. В минерале нередки включения стекла.

Таблица 4.4

Минеральный состав андезитов

Структурные части пород МинералыВкрапленники Основной плагиоклаз, моноклинный пирок

сен, ромбический пироксен, реже средний плагиоклаз, роговая обманка, биотит, оливин

Основная масса Средний плагиоклаз + моноклинный пироксен (авгит) + рудный минерал, реже роговая обманка, биотит. Часто присутствует бесцветное, реже буроватое вулканическое стекло

П р и м е ч а н и е . Цветное число основной массы составляет 15-25 %.

Роговая обманка андезитов чаще бурая, иногда зеленая. Слюда представлена бурым, сильно плеохроирующим биотитом. Оба эти минерала нередко обнаруживают опацитовые коррозионные каймы, подобно тому как и в трахите. Обычно разложение их в измененных породах в хлорит, уралит, карбонаты и рудные минералы.

Моноклинный пироксен представлен авгитом, слегка зеленоватым, но не плеохроичным, в коротких, иногда двойниковых призмах. Он разлагается в хлорит, эпидот и кальцит. Ромбический пироксен андезитов представлен гиперстеном с заметным плеохроизмом, тоже в коротких призмах, сплюснутых по (100), что отличает его габитус от моноклинного пироксена. При изменении ромбический пироксен превращается в бастит. Можно отметить, что в породах диорит- андезитовой группы ромбические пироксены распространены в эффузивных представителях значительно больше, чем в глубинных. Гиперстеновые андезиты - обычные породы, тогда как диориты с ромбическим пироксеном редки. Кварц в андезитах является случайным. Его фенокристаллы имеют характер ксенолитов, в основной массе он редок и развит лишь в более кислых типах. В измененных андезитах он обычен и является вторичным.

Другие обычные минералы представлены не очень обильным магнетитом, иголочками апатита, а в более кислых разностях попадается циркон. Иногда в более основных встречается оливин, случайными являются гранат и кордиерит.

137


Во многих андезитах только плагиоклаз встречается ясно в двух генерациях - фенокристаллы и микролиты основной массы. Микролиты более удлинены, с менее развитым двойниковым строением и обыкновенно более кислые по составу, чем фенокристаллы. Другой характерный минерал основной массы - авгит.

Основная масса макроскопически большей частью представляется у беспироксеновых - светлой (сероватой, розоватой, желтоватой) и трахитовидной (шероховатой), а у пироксеновых - темной (черносерой, зеленовато-черной, темно-красно-бурой) и компактной. Под микроскопом в ней наблюдаются:

1) полнокристаллический агрегат коротких призмочек плагиоклаза, иногда с ничтожным количеством ксеноморфных кварца и ортоклаза, или только кварца, или микропегматита (микродиоритовая или диорит-порфиритоеая структура);

2) аллотриоморфный агрегат тех же минералов (аллотриоморф- пая структура).

Полнокристаллические структуры мало характерны для андезитов. Они свойственны или более глубоким частям покровов, или другим менее быстро остывавшим частям. Аллотриоморфная структура может образоваться путем последующего за застыванием расстеклования основной массы.

Более свойственны основной массе андезитов следующие микро- литовые типы микроструктуры.

Пилотакситоеая структура - полнокристаллический или пропитанный лишь ничтожным количеством стекла агрегат длинных микролитов плагиоклаза, расположенных по различным направлениям или потокообразно (рис. 4.5).

Интерсерталъная структура (редкая в андезитах) - длинные микролиты плагиоклаза, соприкасающиеся только своими концами и образующие замкнутые участки (так называемые инстерстиции), заполненные стеклом или стеклом с более мелкими кристалликами пироксена.

Гиалопшштовая структура - расположенные в беспорядке или потокообразно длинные микролиты плагиоклаза, более или менее обильные, но уже не соприкасающиеся друг с другом, а как бы плавающие в стекле (см. рис. 1.31).

Основная масса с пилотакситовой или гиалопилитовой структурой называется иногда просто андезитовой основной массой или основной массой с андезитовой структурой. Это наиболее обычные типы микроструктуры в андезитах.

138


Также в основной массе андезитов встречается стекло или стекло с редкими лейсточками и микролитами плагиоклаза {гиалиновая структура). Кроме указанных минералов во всех этих типах основной массы присутствуют зернышки рудного минерала, а в пироксенсодержащих разностях - маленькие столбики бесцветного или бледнозеленоватого авгита. Стекло сероватое, желтоватое и буроватое, обычно более темное, чем больше его количество.

Рис. 4.5. Андезит. Пилотакситовая структура

Классифицируют андезиты обычно по характеру преобладающего темноцветного компонента. Среди андезитов выделяют слюдяные, роговообманковые, гиперстеновые и авгитовые. Нередки типы, где присутствуют одновременно пироксен и другой цветной минерал - слюда или роговая обманка.

Слюдяные и роговообманковые андезиты характеризуются комбинацией порфировых выделений плагиоклаза и биотита или плагиоклаза и роговой обманки, но в первых почти всегда присутствуют хотя бы незначительные выделения роговой обманки, во вторых - биотита. Кроме того, те и другие разделяются на беспироксеновые и содержащие пироксен, в зависимости от характера которого получают названия: биотитово-гиперстеновые и роговообманково-гиперстеновые, роговообманково-авгитовые. У измененных разновидностей окраска

139


большей частью красная или бурая (от развития окислов железа), реже зеленоватая (от хлорита), полевые шпаты в них мутные, а вместо стекла наблюдается аллотриоморфнозернистый агрегат.

Гиперстеновые андезиты характеризуются наличием порфировых выделений плагиоклаза и гиперстена, большей частью вместе с единичными выделениями авгита (всегда присутствующего также и в основной массе), а иногда и оливина. Макроскопически основная масса компактная темно-серая и черная, в последнем случае - с литоид- ным или пехштейновидным изломом. Микроструктура ее такая же, как в биотитовых роговообманковых андезитах. В зависимости от характера плагиоклаза и от особенностей химического состава среди гиперстеновых андезитов различают: типичные, в которых зональные выделения плагиоклаза отвечают в центральной части битовниту, в периферической - андезину или олигоклазу; санториниты, в которых ядро порфирового плагиоклаза отвечает лабрадору, периферия - олигоклазу; альбораниты, в которых порфировый плагиоклаз - почти незональный анортит. Санториниты, отличающиеся также примесью пироксена, представляют переходные члены к дацигам, а богатые пироксеном альбораниты - переходные члены к базальтам.

Кроме того, указанные разновидности различаются величиной отношения атомов натрия и кальция, которое в первом типе составляет от 1:2 до 2:1, во втором - больше 2, в третьем - меньше 0,5. Состав плагиоклаза основной массы всегда более или менее одинаков с составом периферической зоны порфировых выделений плагиоклаза.

Авгитовые андезиты связаны с гиперстеновыми андезитами рядом переходных членов с постепенно уменьшающимся содержанием гиперстена. Они характеризуются содержанием фенокристов плагиоклаза и авгита (иногда примесью оливина) в макроскопически черной или темно-серой, микроскопически - пилотакситовой, интерсер- тальной, гиалопилитовой или гиалиновой основной массе, в состав которой обязательно входят столбики авгита, реже - в так называемых гиалоандезитах, совсем или почти совсем лишенных порфировых выделений и состоящих только из богатой стеклом основной массы.

По геологическим ассоциациям андезиты занимают такое же положение, как и по своим петрографическим свойствам, т.е. встречаются андезиты, особенно слюдяные и роговообманковые, совместно с дацитами, а пироксеновые - совместно с базальтами. Кроме того, все перечисленные типы андезитов связаны постепенными переходами друг с другом.

140


Семейство андезибазальтовВ семействе андезибазальтов выделен один вид с одноименным на

званием. Для них характерно пониженное содержание Si02 - 53-57 мае. %, что отличает их от андезитов, концентрация Si02 в которых - 57-64 мае. %.

Андезибазальты обладают темно-серой окраской и, как правило, порфировой структурой. Вкрапленники представлены оливином, лабрадором, моноклинным и ромбическим пироксенами, редко бурой роговой обманкой. Основная масса сложена микролитами тех же минералов, но отличного состава. Плагиоклазы менее кальциевые, а пирок- сены более железистые, чем во вкрапленниках. Плагиоклазы достигают состава андезина, хотя во внутренних участках микролитов отмечается лабрадор и даже битовнит. Среди пироксенов обычны гиперстены, нежели авгиты. Магнетит и титаномагнетит распространены в основной массе и встречаются во вкрапленниках.

Микроструктура основной массы андезибазальтов пилотаксито- вая, с типичной флюидальностью в расположении микролитов плагиоклаза, огибающих вкрапленники. Пористые структуры в андезиба- зальтах отмечаются значительно реже, чем в андезитах.

Семейство бонинитов - марианитовПороды семейства бонинитов - марианитов ассоциируют с даци-

тами, коматиитовыми базальтами и коматиитами (Высоцкий, 1989). Бониниты впервые были описаны в конце XIX в. на островах Бонин, расположенных между Японскими и Марианскими островами. Характерной особенностью пород семейства является преимущественно темноцветный минеральный состав, что сближает их с ультрамафита- ми. Химический состав пород, обусловленный главным образом составом пироксенов, соответствует породам среднего состава.

Бониниты и марианиты слагают пористые и массивные лавы с подушечной отдельностью. Структуры пород меняются от афировых до обильно порфировых с несколькими поколениями парагенезисов вкрапленников объемом до 50 % (Фролова, 1997). В составе преобладают пироксены. Выделяются орто- и клинопироксеновые парагенезисы. Характерным минералом является клиноэнстатит (весьма редкий в земных породах). В подчиненном количестве отмечаются пижонит и кальциевый авгит, ограниченно встречаются оливин и магнезиохро- мит с порядком кристаллизации оливин —► ортопироксен —► клинопи- роксен. В основной массе возможно присутствие плагиоклаза и амфибола.

141


Структура основной массы часто закалочная - игольчато- микролитовая, с развитием сноповидных и метельчатых агрегатов, напоминающих спинифекс.

Все минералы высокомагнезиальны. Закалочные стекла бонини- тов неравновесны с вкрапленниками. Оливины зональны, с увеличением железистости к периферии. Устанавливается последовательная кристаллизация в ряду пироксенов: клиноэнстатит —► бронзит —► гиперстен —► авгиты (встречаются в микропорфировых выделениях и в основной массе). Авгиты основной массы содержат до 12 % А120з. В основной массе присутствует стекло, богатое S i02 (60-68 мае. %) и Н20 (3-8 мае. %).

Неравновесность магнезиальных вкрапленников и кислого стекла предполагает гибридное происхождение пород (смешение коматиито- вых расплавов с более кислыми породами).

По другой модели породы семейства образуются из расплавов, выдавленных из мантии гарцбургитов. Плавление перегретых серпен- тинизированных гарцбургитов осуществлялось на глубинах, меньших 30 км. Начальная температура расплава - 1 100-1 300 °С. Образование пород происходило в неглубоких бассейнах еще до формирования глубоководных желобов.

Генетические разновидности андезитовИсследования распределения горных пород в главнейших струк

турах Земли обусловили необходимость выделения орогенных и рифтогенных разновидностей среди базальтов и андезитов, которые различаются по структурным особенностям, химическому и минеральному составам.

Орогенные андезиты характеризуются порфировым строением, наличием нескольких поколений вкрапленников, отвечающих образованию их в промежуточных магматических камерах. Извержения орогенных вулканитов сопровождаются катастрофическими явлениями. Орогенные андезиты преобладают над рифтогенными. Предполагается, что при образовании орогенных андезитов основная магма заимствует большие объемы корового вещества. Базальтовая магма, попадая в сиалическое основание земной коры, активно взаимодействует с вмещающей средой (магматическое замещение). При этом магматическая система стремится к более легкоплавкому состоянию.

Андезиты широко распространены в «вулканическом кольце», опоясывающем Тихий океан. Это кольцо получило название андезитовой линии. В направлении к океану андезиты сменяются базальтами.

142


Рифтогенные андезиты, получившие название исландитов, ассоциируют с толеитовыми (пижонитовыми) базальтами. Они приурочены к зонам срединно-океанических хребтов.

Исландиты изучены наиболее детально на о. Исландия и о. Пасха. Рифтогенные андезиты характеризуются повышенной железистостью в сравнении с орогенными андезитами.

Исландиты имеют темно-серую до черной окраску и афировое сложение. Редко во вкрапленниках отмечаются железистый оливин, пижонит, базальтическая роговая обманка. Иногда встречающийся во вкрапленниках плагиоклаз более кислый, чем в андезитах, он принадлежит андезину.

Основная масса состоит из стекла, переполненного магнетитовой сыпью, и микролитов среднего плагиоклаза, орто- и клинопироксенов. Темноцветные минералы исландитов характеризуются высокожелезистым составом, в два раза и более превышающим железистость аналогичных минералов в андезитах.

143

5. КИСЛЫЕ ПОРОДЫ

Кислые породы являются наиболее широко распространенными на континентах. На долю интрузивных пород приходится около 50 % от всех магматических пород. Менее распространены кислые эффузивы - около 13 %. Кислые породы развиты там, где есть континентальная кора.

Химический состав пород этой группы характеризуется наиболее высоким содержанием Si02 - 64-78 мае. % и щелочей (Na20 + К20 ) - 8,5-12 мае. %; А120 3 - 12-19 мае. %; FeO + Fe20 3 - 2-6 мае. %, MgO - < 0,5 мае. %, СаО - 0,5-1,5 мае. % (табл. 5.1). В этой группе пород содержание S i02 достигает максимума, в результате породообразующие минералы обогащены кремнеземом. За счет избытка Si02 кристаллизуется кварц, являющийся одним из главных минералов.

При эволюции магматизма кислые породы - крайние дифферен- циаты любой магмы. В ряду пород от ультраосновных до кислых они самые низкотемпературные (600-900 °С). Кремнекислые расплавы - эвтектические, для их кристаллизации расходуется минимальное количество свободной энергии. В группе кислых пород традиционно выделяют подгруппу гранодиорита - дацита (Si02 - около 65 мае. %) и гранита - риолита (Si02 достигает 78 мае. %).

С гранодиоритами и гранитами парагенетически связаны крупные месторождения контактово-метасоматических и гидротермальных месторождений важнейших полезных ископаемых - олова, вольфрама, молибдена, золота, полиметаллов, редких земель и танталониобатов. Из нерудных полезных ископаемых важнейшими являются месторождения барита, мусковита, флогопита, изумрудов, топазов, аметиста. Гранитные пегматиты являются сырьем для производства керамики. Граниты используются как строительный и облицовочный материал. Особенно широко применяются для облицовочных и отделочных работ граниты-рапакиви и чарнокиты.

Из эффузивных пород наиболее широкое применение получила пемза. Ее используют как абразивный, изоляционный и легкий строительный материал. Обсидиан и перлит применяются в качестве наполнителей бетона, а обсидиан - для изготовления бутылочного стекла и украшений.

144


Таблица 5.1Химический состав кислых пород, мае. %

Оксид 1 2 3 4 5 6 7 8 9Si02 67,77 66,36 72,39 71,52 73,97 74,16 65,32 75,50 72,24ТЮ2 0,44 0,59 0,23 0,30 0,18 0,20 0,59 0,26 0,29А120 3 15,58 15,50 15,51 14,61 12,51 13,15 18,50 13,17 9,54Fe20 3 2,02 1,38 0,22 0,19 1,44 0,83 2,33 0,07 2,33FeO 1,94 2,94 1,39 1,99 0,93 1,17 1,10 0,24 3,99MnO - 0,09 0,02 0,08 0,13 0,07 - 0,02 0,12MgO 1,13 1,56 0,63 0,49 0,68 0,05 0,12 0,20 0,08CaO 2,96 3,97 2,11 2,45 1,44 0,50 5,44 1,03 0,38Na20 3,54 4,73 5,00 3,33 3,18 4,30 3,32 3,30 6,30K20 3,96 1,52 1,78 3,70 4,34 5,00 2,64 3,99 4,40H20" 1 0,17 0,03 0,21 - - ■'I - 0,66

К зз \- 0,22H?0 + J - 0,52 0,68 0,09 0,32 J - 0,12P2O5 - 0,21 0,06 0,11 0,03 0,03 - - -

Сумма 99,67 100,03 99,96 99,66 99,44 99,78 99,71 100,11 100,30

П р и м е ч а н и е : 1 - гран одиори т . Кавказ. Кол. С.А. Кузьмина; 2 - т оналит . Кольский п-ов. Кол. И.Д. Батиевой и И.В. Бельковой. В сумму входят п.п.п. - 1,01; 3 - плагиогранит . Финляндия. Кол. Дж. Арта и др. В сумму входят С 02- 0,04; F - 0,03; 4 - гранит . Приморье. Кол. М.Г. Руб; 5 - щ елочнополевош пат овы й гранит . Сихотэ-Алинь. Кол. Э.П. Изоха. В сумму входят п.п.п. - 0,51; S - 0,02; 6 - аляскит . Казахстан. Кол. Е.В. Негрей и др.; 7 - да- цит. Кавказ. Кол. Ф.Ю. Левинсона-Лессинга. В сумму входят п.п.п. - 0,13; 8 - риолит . Кавказ. Кол. А.С. Гинзберга. В сумму входят п.п.п. - 2,23; 9 - пант ел- лерит . Эфиопия. Кол. И.Л. Гибсона. В сумму входят С1 - 0,21; Се - 0,03; Y - 0,02; Nb - 0,02; Zn - 0,03; Zr - 0,14.

С гидротермально-измененными эффузивами связаны метасома- титы - вторичные кварциты, аргиллизиты, в которых распространены промышленные скопления корунда, диаспора, алунита, каолинита, а также сульфидов меди и золотосульфидной минерализации.


Отличительными особенностями пород этой группы являются их максимальная лейкократовость и полиминераль- ность (табл. 5.2), нормальное количество темноцветов в граните 5-10 % (рис. 5.1,5.2), в гранодиорите около 15-25 % (рис. 5.3). Наиболее типичным темноцветом гранитов является биотит, а гранодиоригов - роговая обманка.

145

5. Кислые породы

Таблица 5.2

Минеральный состав кислых плутонических пород

Породообразующие Минералытипы минералов первичные вторичные

Главные Плагиоклаз кислый СерицитКалиевый полевой шпат Кварц

Каолинит

Биотит ХлоритВторостепенные Роговая обманка Актинолит, хлорит

Пироксен ромбический СерпентинПироксен моноклинный Мусковит

Актинолит, хлорит

Акцессорные АпатитЦирконТитанитОртитРутилМагнетит

■ '■

4к

/В- « Л | « М Д Т #

s Ь >* . лгЯй£~

Рис. 5.1. Розовый гранит равномерно-зернистый

Окраска гранитов светло-розовая или светло-серая (рис. 5.1-5.3) (в зависимости от цвета калишпата). Макроскопически хорошо различимы белый плагиоклаз с тонкой штриховкой на плоскостях спайности; калишпат с простыми двойниками, розового или белого цвета;

146


водяно-прозрачный кварц, который в массе породы серый или дымчато-серый, с раковистым изломом.

Рис. 5.2. Гранит светло-серый равномерно-зернистый

Рис. 5.3. Гранодиорит гнейсовидный

В геологической литературе широко используют термин «грани- тоиды», под которым подразумевают полнокристаллические или яс-

147


некристаллические равномерно-зернистые, иногда порфировидные породы, существенно состоящие из кварца и полевых шпатов.

Систематика гранитоидов по минеральному составуПо минеральному составу гранитоиды удобно классифициро

вать по количественному соотношению плагиоклаза и калишпата (родовая классификация) и видовому составу темноцветов (видовая классификация).

Согласно родовой классификации выделяют нормальные граниты, гранодиориты, монцограниты, плагиограниты и щелочные граниты. Дальнейшее деление гранитов осуществляется по темноцвету, например, роговообманковый, авгитовый, двуслюдяной, турмалиновый и т.д.

Граниты, содержащие известковистый плагиоклаз и щелочной полевой шпат, называют известково-щелочными или нормальными. К известково-щелочным гранитам примыкают и гранодиориты. В гра- нодиоритах количество щелочного полевого шпата меньше, чем плагиоклаза. К семейству гранодиоритов относят тоналит. От собственно гранодиоритов он отличается значительно меньшим содержанием щелочного полевого шпата и кварца. Цветовой индекс в гранодиоритах изменяется от 20 до 40. Мафические минералы представлены роговой обманкой, биотитом и авгитом. Основу светлоокрашенных минералов составляет зональный плагиоклаз (№ 63^П) - 50-55 %. Количество кварца достигает 15-20 %, а щелочного полевого шпата - 5 %. Акцессорные - сфен, апатит, рудные минералы.

Наиболее лейкократовая разновидность тоналитов называется трондьемитом. Эта порода состоит из преобладающего натрового андезина или олигоклаза и кварца. В качестве несущественных примесей присутствуют калишпат и биотит. Цветовой индекс обычно не превышает 10. Акцессорные - апатит, сфен, редко циркон.

В американской литературе граниты, в которых плагиоклаз и калиевый или калинатровый полевой шпат входят приблизительно в равных количествах, называют часто кварцевыми монцонитами. Почти в том же смысле употребляют название адамеллиты. Но и кварцевые монцониты, и адамеллиты являются лишь разновидностями гранитов, крайними членами, примыкающими к гранодиоритам. Петрографическим кодексом России (2009) за этими породами закреплено название монцогранит.

В некоторых бедных калием разновидностях известковощелочного гранита щелочной полевой шпат как самостоятельный ми

148


нерал исчезает совершенно. Такие разновидности гранодиоритов, состоящих из кварца и кислого плагиоклаза, называют плагиогранитами (или плагиоклазовыми гранитами).

Граниты без известкового плагиоклаза называют щелочными, причем большинство петрографов называют щелочными лишь те из гранитов без известкового плагиоклаза, которые содержат щелочной пироксен или щелочной амфибол. Граниты, состоящие из щелочного полевого шпата, кварца, биотита, роговой обманки, относят к умеренно-щелочным (Петрографический кодекс России, 2009). Эти граниты обычно розового цвета.

В щелочных гранитах щелочной полевой шпат большей частью калиево-натровый (микропертит, микроклинопертит, анортоклаз), реже чистый натровый (альбит), еще реже чистый калиевый (ортоклаз и особенно микроклин). Второстепенные компоненты щелочных гранитов - биотит, щелочные амфиболы (рибекит, арфведсонит), щелочные пироксены (эгирин-авгит, эгирин) и диопсид. Акцессорные минералы - апатит, циркон, сфен. Обычно по характеру цветного минерала устанавливают следующие разновидности щелочных гранитов: биотито- вый щелочной гранит, который почти всегда содержит небольшое количество щелочного пироксена и амфибола; рибекитовый, или арфвед- сонитовый; эгириновый граниты.

В нормальных (известково-щелочных) гранитах щелочной полевой шпат чаще всего калиевый (особенно распространен микроклин, менее ортоклаз), довольно часто присутствуют пертитовые разности, очень редко - анортоклаз. Альбит самостоятельно не встречается, потому что, смешиваясь в любой пропорции с анортитом, он входит в состав плагиоклаза. Этим объясняется то, что если в химический состав типичного нормального гранита вместо калия входит натрий, то такие породы являются плагиогранитами, содержащими только плагиоклаз.

От плагиогранитов отличаются кварцевые диориты, которые представляют породы тоже существенно плагиоклазовые и с кварцем, но содержат гораздо меньше кварца и плагиоклаз в них более основного состава (не кислее основного олигоклаза).

Второстепенные компоненты нормальных гранитов и гранодиоритов: мусковит, биотит, обыкновенная роговая обманка, иногда диопсид, еще реже ромбические пироксены. Акцессорные примеси - апатит, циркон, титанит, магнетит, гематит, ильменит. Обычно выделяют следующие виды нормальных гранитов: 1) аляскит (без темноцветных компонентов); 2) дву слюдяной гранит (с мусковитом и биотитом);

149


3) биотитовый гранит - гранитит; 4) роговообманковый гранит; 5) пи- роксеновые граниты (диопсидовый и гиперстеновый) и др.

Кроме того, выделяют литионитонитовый и турмалиновый граниты, но литионит (литиевая слюда), почти всегда сопровождаемый топазом, и турмалин - минералы, возникающие в эпимагматическую стадию при пневматолитовых процессах. Таким же минералом является мусковит, но он может кристаллизоваться непосредственно из магмы.

Плагиоклаз в нормальных гранитах представлен олигоклазом или даже андезином (№ 10-40), причем основность его и относительное количество меньше в биотитовых, больше в роговообманковых, еще больше в пироксеновых. Минерал часто имеет зональное строение.

Вообще нужно заметить, что в ряду гранодиорит - гранит существует определенная связь между постепенным изменением состава полевошпатовых минералов, характером цветных минералов и отчасти количеством кварца. По мере возрастания кислотности породы увеличивается щелочность полевого шпата, и цветные минералы изменяются в направлении от пироксена через роговую обманку к биотиту.

В гранодиоритах цветной минерал чаще всего или роговая обманка, или биотит, или оба минерала вместе. Пироксен встречается в них чаще, чем в гранитах.

Своеобразные гранитыСвоебразные граниты представлены аляскитами, гранитами-

рапакиви и гранитами-чарнокитами.

Аляскиты Термин «аляскит» введен Спурромв 1900 г. для обозначения гранитов,

состоящих из кварца и калиево-натриевого полевого шпата с небольшой примесью самостоятельного плагиоклаза. А. Йохансен разделил аляскиты на нормальные и калиевые, не содержащие плагиоклаза (калиаляскиты).

Представляется целесообразным закрепить термин «аляскит» за гранитами, содержащими сложный калиево-натриевый полевой шпат с высоким содержанием альбитового компонента (55-60 %) и плагиоклаза - олигоклаза (до 10 %).

Из темноцветных минералов в единичных зернах развиты железистый биотит, редко фаялит. Акцессорные минералы представлены цирконом, монацитом, флюоритом, магнетитом и гематитом.

По внешнему виду это лейкократовые граниты светло-серого, розового или желтого цвета. Текстура массивная, миароловая, шаровая. Миаролы (2-5 см) округлой, овальной формы занимают около 10-20 %

150


объема породы. Шаровые аляскиты встречены в экзоконтактовых зонах интрузий. Затравки шаров представлены ксенолитом ранней фазы аляскитов и обломками ороговикованных песчаников. Шары имеют радиально-кольцевое строение размером от 1 до 20 см в диаметре. Шары цементированы мелкозернистыми или миароловыми гранитами- аляскитами.

По структуре выделяют аляскиты с гранитной структурой. Такие аляскиты преобладают. Реже распространены аляскиты с микропегма- титовой структурой в интерстициях между зернами полевых шпатов и кварца. Иногда микропегматит полностью слагает породу. Такие разности называют гранофирами или микропегматитовым аляскитом. В апикальных фациях развиты псевдосферолитовые аляскиты и порфировидные с дипирамидальным кварцем или таблитчатым калишпатом.

Термин «аляскит» получил всеобщее признание, но существует сложность разграничения аляскитов и лейкократовых гранитов.

В отличие от лейкократовых гранитов аляскиты отвечают котек- тике кварц - полевые шпаты без участия фемических компонентов. В этом заключается физико-химическое своеобразие кристаллизационной дифференциации гранитной магмы с обособлением аляскито- вых расплавов.

По химическому составу аляскиты относятся к семейству умеренно-щелочных лейкогранитов. Для аляскитов характерны устойчивый минеральный состав, высокая кремнекислотность и железистость при низком содержании магния и кальция, неразвитость гибридиз- ма. Несмотря на образование аляскитов из остаточных гранитных расплавов, грейзеновый процесс угнетен. Кристаллизация гранитов- аляскитов протекает при температурах 600-850 °С из «сухих» расплавов высокой щелочности при высоком парциальном давлении кислорода.

Массивы аляскитов составляют от первых десятков до 600 км2. Форма тел коническая, цилиндрическая, неправильная. Они участвуют в строении кольцевых вулканотектонических структур. Аляскиты в форме мелких тел распространены широко, но ввиду малых размеров тел их не удается отобразить на геологических картах.

Помимо первичных аляскитов встречаются похожие на них аля- скитоподобные граниты, осветленные в результате проявления гидротермальных процессов.

С аляскитами тесно связаны месторождения олова, вольфрама, бериллия и молибдена.

151


Рапакиви Рапакиви в переводе с финскогоозначает «гнилой камень». Это по

роды серого, чаще розового цвета с характерным порфировидным строением. Крупные розовые овоиды калинатрового полевого шпата составляют около 15-60 % от объема породы, некоторые из них окружены каймой белого олигоклаза (рис. 5.4). Размер овоидов в поперечнике изменяется от 2 до 10 см. Основная ткань гранитов-рапакиви сложена зернами, достигающими 1,5 см. Текстура массивная или тра- хитоидная, иногда полосчатая, которая подчеркивается различной концентрацией овоидов в полосах.

Рис. 5.4. Гранит-рапакиви. Овоиды калишпата окружены каймой белого олигоклаза

Минеральный состав рапакиви примерно одинаков для различных месторождений этих пород. Темноцветы представлены очень железистыми биотитом (5-10 %) и роговой обманкой (до 5 %). Плагиоклаз (Ап25_4о) занимает в породе около 20 % объема. Количество калишпата составляет 35—45 %, а кварца - 30-35 %. Калинатровый полевой шпат иногда обладает весьма совершенными кристаллографическими очертаниями, содержит от 20 до 50 % альбитового минала и до 3 % анортита, характерны пертиты распада. Плагиоклазовая оболочка сло

152


жена агрегатом зерен или же монокристаллом. Толщина оболочки составляет 1-5 мм.

Кварц темный, напоминает «раухтопаз», характерны дипирами- дальные идиоморфные зерна.

По химическому составу рапакиви обладает высокой железисто- стью (£бщ = 75-90), низким содержанием глинозема (А120 3 = 13 %), относится к калиево-натровой серии при преобладании оксида калия над оксидом натрия (Na20/K 20 = 0,47-0,63).

Интрузии рапакиви пластинообразные, форма изометричная, неправильная. Встречаются отдельные плутоны, занимающие площадь от 500 до 16 000 км2. Приурочены к глубинным разломам фундамента древних платформ. В пределах Восточно-Европейской платформы массивы рапакиви образуют пояс около 2 000 км (плутоны Корсунь- ский, Новомиргородский, Коростеньский, Польский, Рижский, Лай- тильский, Выборгский, Салминский).

Известны плутоны рапакиви и в Восточной Сибири - Прибайкальский площадью выходов на дневную поверхность 6 000 км2 и Ко- даро-Удоканский площадью 7 000 км2. Эти граниты-рапакиви входят в состав анортозит-рапакиви-гранитной формации.

В ряде районов мира отмечаются рапакиви в ассоциации с диоритами и гранодиоритами; габбро, диоритами и гранодиоритами. На Урале Бердяушский плутон относится к габбро-гранит-сиенитовой формации.

Предполагается, что образование рапакиви анортозит-рапакиви- гранитной формации проходило из первоначальной магмы, селективно выплавленной из базальта или перидотита на глубинах 36-72 км, на границе мантии и коры (Магматические горные породы, 1983, т. 1).

Н.Г. Судовиков (1967) отмечает длительный многостадийный процесс образования рапакиви, включающий в себя стадии метасома- тического порфиробластеза, реоморфизма и магматической кристаллизации расплавленной части пород. Значительные трудности в объяснении геологии рапакиви заключаются в решении вопроса о механизме интрузий.

П. Эскола (1932) писал: «...магма рапакиви должна была интру- дировать как полностью расплавленная и оставалась без движений во время кристаллизации, а в то же время секущие контакты говорят об интрузии в жесткой среде на умеренной глубине. В этом заключается большая проблема рапакиви: как это возможно? И каково отношение интрузий рапакиви к орогении? Я должен сознаться, что еще затрудняюсь объяснить эту загадку рапакиви». Спустя тридцать пять лет

153


Н.Г. Судовиков констатировал: «...актуальность этих вопросов не изменилась. Еще нет удовлетворительного их решения. По-прежнему неясно отношение рапакиви к развитию орогенических явлений. Огромные объемы массивов рапакиви не позволяют считать их интрузию частным инцидентом, к которому приложимо особое толкование. Проблема рапакиви должна получить разрешение при рассмотрении всех явлений в общем аспекте. Появление рапакиви представляет собой большое событие общего геологического значения, занимающее определенное положение в орогенной истории областей».

По представлениям Н.Г. Судовикова, граниты-рапакиви перемещаются в верхние сечения земной коры в результате подъема блоков докембрийского фундамента, заключающих в себе гранитизированные и реоморфизированные полурасплавленные массы, состоящие из оплавленных кристаллов-овоидов и находящейся в различной степени плавления основной массы. Такие массы под действием охлаждения подчиняются правилам магматической кристаллизации.

Чарнокиты Чарнокиты являются специфическими гиперстеновыми гранитами,

залегающими только среди раннедокембрийских толщ гнейсов грану- литовой фации метаморфизма. Высокая интенсивность теплового потока в раннем докембрии способствовала ареальному гранулитовому метаморфизму, сопровождавшемуся расплавлением толщ. Среди чар- нокитов встречаются метаморфические, метасоматические и магматические разновидности. Они обладают преимущественно серой окраской с вариацией от светлой до темной и даже черной (рис. 5.5). Текстура магматических чарнокитов однородная, в больших объемах так- ситовая. Структура равномерно- и неравномерно-зернистая, средне- и крупнозернистая. Средний количественный состав низкощелочного чарнокита, объем. %: кварц ~30, плагиоклаз (Ап30-5о) ~ 50, калишпат (ортоклаз или микроклин) - 15-20, гиперстен ~5. Акцессорные минералы - апатит, циркон, титаномагнетит и монацит. Второстепенные минералы представлены биотитом, роговой обманкой, пироп-альмандином, кордиеритом, силлиманитом, диопсидом, графитом.

Кварц и полевые шпаты содержат мелкие иголочки рутила и облачные, «мутные» пятна неясной природы. Эти преобладающие в породе минералы имеют отчетливую синеватую или бурую окраску, которую им придают оксиды железа и алюминия, входящие в кристаллическую решетку минералов при высокой температуре, а при остывании выделяются.

154


Ортоклаз или микроклин прорастается тонким «капельным» альбитом. П. Эскола указывал, что микроклин вторичный, развивающийся по ортоклазу. Количество альбита в пертите примерно равно количеству ортоклаза, поэтому он является промежуточной разновидностью между пертитом и антипертитом. Микропертиты иногда обрамлены мирмекитовыми прорастаниями.

Рис. 5.5. Чарнокит

Чарнокиты образуют серии пород переменного состава, сопоставляемые с плагиогранитами (эндербиты), кварцевыми диоритами (фарсундиты), монцонитами (мангериты). Впервые описавший в Индии чарнокитовую серию Т. Холанд (1900) чарнокитами назвал граниты с ромбическим пироксеном.

Структура чарнокитов гранитная, аллотриоморфнозернистая, участками гранулитовая и даже гранобластовая.

Химический состав собственно гранита-чарнокита обладает пониженным содержанием SiC>2, Na20 + К20 и повышенным СаО, А120з, FeO, MgO, ТЮ2 по сравнению со средним составом известковощелочного гранита, но близок к составу докембрийского гранита (За- круткин, 1970, 1971).

Магматические чарнокиты слагают массивы площадью от нескольких десятков до тысяч квадратных километров. Они развиты в Индии, Антарктиде, Карелии, Украине, на Енисейском кряже и в дру

155


гих районах мира, где распространены древнейшие гранулитовые комплексы.

Структуры и текстуры гранитовСреди гранитов и гранодиоритов различают структурные раз

новидности. По относительной величине зерен гранитовые породы разделяют на равнозернистые и порфировидные. Порфировидными выделениями в гранитах являются обычно полевые шпаты (особенно часто микроклин (рис. 5.6)), в порфировидных гранодиоритах фенок- ристаллы принадлежат большей частью плагиоклазу. Равнозернистые и порфировидные граниты разделяются, в свою очередь, на мелко-, средне- и крупнозернистые. В порфировидных разностях такое разделение производится по величине зерен основной массы.

По взаимоотношениям породообразующих минералов структура гранитов вообще всегда гипидиоморфная (рис. 5.7). Видоизменение в микроструктуре в основном проявляется в зависимости от порядка относительного идиоморфизма кварца и щелочного полевого шпата. Различают собственно гранитовую структуру гранитов, если кварц ксеноморфен по отношению к калишпату; пегматитовую - кварц выделяется одновременно с ортоклазом и образует срастания с ним; гра- нулитовую - кварц более идиоморфен, чем щелочной полевой шпат, и образует в нем идиоморфные или округленные включения. В гранодиоритах, где калинатровый полевой шпат присутствует в подчиненном количестве, пегматитовая и особенно гранулитовая структуры не пользуются распространением. Здесь особенно резко выступает ксе- номорфизм кварца по отношению к плагиоклазу.

Общий порядок идиоморфизма минералов в известковощелочных гранитах свидетельствует о следующем порядке кристаллизации их из расплава. Акцессорные минералы выделялись, вероятно, прежде всех других, темноцветные элементы - после полного выделения примесей. Плагиоклаз начинает выделяться позже начала, но раньше окончания выделения темноцветных и заканчивает выделение до или вскоре после начала кристаллизации кварца и ортоклаза. Микроклин большей частью выделяется последним.

В щелочных гранитах этот порядок отличается лишь тем, что щелочные роговые обманки и пироксены выделяются одновременно с полевыми шпатами или их выделение завершается позже полевых шпатов. Для зерен этих минералов часто характерны крайне неправильные «лапчатые» очертания.

156


Рис. 5.6. Гранит порфировидный

Рис. 5.7. Гранит. Гипидиоморфнозернистая микроструктура

157


Частные особенности в микроструктуре гранитов появляются в результате магматической коррозии. В плагиоклазе при соприкосновении его с микроклином образуются мирмекитовые вростки кварца. Часто наблюдается разъедание кварца микроклином и ортоклазом поздней генерации.

По текстуре различают однородно-массивные граниты, в которых минералы расположены в беспорядке. Гнейсовидные граниты характеризуются субпараллельным расположением темноцветных минералов. Гнейсовидные граниты называют также гнейсогранитами. Шаровые граниты - компоненты образуют местами шары, в которых минералы располагаются концентрическими слоями. Такситовые, или шлировые, граниты - с пятнистым распределением минералов. В нят- нах в большем количестве, чем в остальной массе, скапливаются темноцветные или лейкократовые компоненты. Миаролитовые граниты - с неправильными пустотами, стенки которых «усажены» щетками кристаллов, пустоты выполнены иногда кальцитом или эпидотом. К особенностям строения гранитов, зависящим от расположения компонентов, надо отнести и катакластическую, часто сланцеватую тек- стуру, возникающую в породах благодаря образованию субпараллельных трещин и последующему заполнению их вторичными минералами, преимущественно серицитом.

Следы пьезокристаллизации или протоклаза (кристаллизации под давлением во время дислокационных процессов) в гранитах выражаются в параллельном расположении компонентов; присутствии в свежих полевых шпатах клиноцоизита, силлиманита или мусковита; присутствии минералов с высокой плотностью - дистена и граната; наличии признаков, аналогичных с вызываемыми динамометаморфизмом, если давление продолжается и после окончания кристаллизации магмы. Динамически измененный альпийский гранит с хлоритом, замещающим биотит, получил название протогин.

Отдельность гранитов преимущественно пластовая и параллеле- пипедальная, переходящая при выветривании в матрасовую, реже плитковую.

Гранодиориты по составу гораздо ближе к гранитам, чем к кварцевым диоритам. Это соответствует и геологической тесной связи, и сходству в условиях нахождения гранитов и грано диоритов. Щелочные граниты менее отличаются от нормальных, чем последние от гра- нодиоритов. Это также является основанием для объединения гранитов в подгруппы и отделения их от подгруппы гранодиоритов, как это вытекает из минералогического состава данных пород.

158


Щелочные полевые шпаты замещаются глинистыми продуктами, иногда в ассоциации с серицитом, или только серицитом, а также мусковитом и пирофиллитом. По плагиоклазу развиваются те же минералы, а также кальцит и эпидот. Биотит и роговая обманка обесцвечиваются с новообразованием титанита, иногда рутила, или замещаются, как и диопсид, хлоритом и кальцитом или хлоритом и эпидотом. Ромбический пироксен разлагается на хлорит и серпентин.

Геологическое положение гранитовПо геологическим условиям проявления гранитоидные тела мож

но разделить на следующие типы:1. Мигматит-плутоны, занимающие большие территории в до-

кембрийских щитах.2. Гранитоидные батолиты складчатых областей.3. Субвулканические тела гранитоидов, образующие дайки, што

ки, лакколиты, развитые в складчатых областях, реже встречающиеся в платформенных участках земной коры.

4. Гранитоиды, входящие в состав сложных интрузивов.Мигматит-плутоны образуют крупные массивы с согласными

очертаниями структурным элементам вмещающих гнейсов, кристаллических сланцев. Границы с вмещающими породами постепенные, а в самих телах гранитоидов отмечаются многочисленные участки (включения) вмещающих пород. Гнейсовидность либо сланцеватость пород-включений субсогласны этим элементам во вмещающих породах. В краевых частях мигматит-плутонов обычно «переслаивание» гранитоид- ных полосок и вмещающих кристаллических сланцев. На продолжении от участков выклинивания мигматит-плутонов в кристаллических сланцах отмечаются поля развития калишпатового порфиробластеза.

Эти древние гранитоидные образования формировались начиная с архея. Мигматит-плутоны - наиболее глубинные образования. Их становление протекало на месте (in situ) на глубинах 20-40 км, в условиях катазоны. Площади выходов таких тел составляют более 1-2 тыс. км2. Гранитоиды мигматит-плутонов представлены биотитовыми или двуслюдяными гранитами, а также гранодиоритами.

В пределах кристаллических щитов имеют развитие аллохтонные граниты. Они перемещены в верхние горизонты земной коры из областей зарождения гранитной магмы. В отличие от автохтонных гранитов тела перемещенных гранитов имеют рвущие контакты и не сопровождаются полями мигматитов.

159


Второй тип гранитоидов - батолиты складчатых поясов, образуют секущие контакты с вмещающими породами, но в то же время эти тела субсогласны общей структуре вмещающих толщ. На первых этапах систематических геологических исследований батолиты считали выступами гранитного слоя земной коры. Позже были установлены подводящие каналы у многих батолитов. Эти тела в виде огромных «караваев» располагаются среди осадочных толщ стратисферы, имеют кровлю и подошву. Мощность батолитов обычно составляет 5-10 км. Объемы батолитов достигают десятков тысяч кубических километров, а площади выходов - тысяч квадратных километров. Батолиты сложены гранодиоритами, гранитами, кварцевыми диоритами. Массивы обычно многофазные и сложены разновременными телами. Ранние фазы по составу более основные, чем поздние.

Гранитообразование в подвижных поясах начинается после разогрева коры, к началу орогенного этапа. Гранитная магма внедряется далеко вверх. При этом в участках становления гранитных батолитов (в условиях мезозоны) типична существенная разница температуры вмещающей толщи и гранитной магмы. В результате вокруг батолитов формируются обширные поля роговиков, чему способствует еще чрезвычайная насыщенность гранитных магм летучими компонентами.

Гранитоиды третьего типа, слагающие штоки, лакколиты, интрузивные залежи, дайки, образуются на небольшой глубине в тесной ассоциации с вулканическими породами. Контакты тел с вмещающими породами резкие, облик пород - порфировидный или мелкозернистый. Формирование тел малоглубинных гранитоидов обычно многофазное. В эндоконтактах бывают развиты меланократовые гибридные гранитоиды. Более поздние фазы обычно лейкократовые, вплоть до аляски- тов. В телах гранитоидов этого типа обычно наблюдаются многочисленные разновидности по составу и структуре. Роговиковые ореолы вокруг тел обычны, но их формирование в большей степени обязано температуре магмы и в меньшей степени - летучим, содержание которых незначительное в кристаллизующихся расплавах.

Гранитоиды четвертого типа, входящие в состав сложных интрузий, известны во многих районах мира. К ним относятся плагио- граниты габбро-плагиогранитной формации, гранитоиды габбро- гранитных интрузий ранних этапов развития платформ (массивы Буш- вельд, Садбери). Эти гранитоиды являются типичными дифференциа- тами базальтовой магмы. С нефелиновыми сиенитами ассоциируют граниты-рапакиви (Бердяужский плутон).

160

5.2. Гипабиссальные и жильные породы

Образование гранитоидов тесно связано с возникновением континентальной коры, которая сформировалась главным образом в архее. В последующие геологические эпохи архейская кора подвергалась дифференциации. Самые древние архейские гранитоиды представлены натриевыми разностями - тоналитами, трондьемитами. Наиболее древние надежные датировки гранитоидов соответствуют возрасту 3,7 млрд лет (тоналиты, трондьемиты). Образование первогранитов обязано дифференциации базальтовой магмы, обособлению кислых выплавок при плавлении базальтовой коры. Раскисление первичного базальтового субстрата осуществлялось под влиянием дегазации из внутренних зон Земли и метасоматических процессов.

Впервые калиевые граниты появились в верхнем архее. Вероятно, калий поступал в зоны гранитообразования из ядерных зон Земли. Интенсивное образование калиевых гранитов наблюдалось в протерозое, карбоне - перми, мезозое, что возможно связано с эпохами калиевой дегазации планеты.


В краевых частях гранитных массивов породы нередко принимают порфировую структуру. Еще более свойственна порфировидная и порфировая структура гипабиссальным породам того же состава, находящимся в виде небольших интрузивных масс - лакколитов, даек и интрузивных залежей. Они представлены гранит- порфирами, отличающимися от глубинных пород только структурой, либо аплитами и пегматитами, лейкократовыми жильными породами, отвечающими по составу аляскитам и являющимися последними продуктами дифференциации гранитной магмы.

Гранит-порфиры - полнокристаллические порфировые породы (рис. 5.8), содержащие порфировые выделения кварца, щелочного полевого шпата, а иногда также плагиоклаза, биотита, пироксена и роговой обманки (два последних минерала присутствуют обычно не порознь, а вместе, хотя и не в одинаковом количестве).

Среди жильных пород выделяют щелочные гранит-порфиры, не содержащие известково-натрового калиевого шпата, и нормальные, или известково-щелочные гранит-порфиры, с известковым натровым плагиоклазом. В числе щелочных гранит-порфировых пород находится грорудит, представляющий порфировую породу гранитового состава с

161


эгирином в качестве темноцветного компонента. Разновидности этих пород устанавливаются главным образом по микроструктуре основной массы.

Основная ткань гранит-порфиров состоит из ортоклаза или другого щелочного полевого шпата и кварца, иногда с небольшой примесью известковистого плагиоклаза, мусковита, биотита, роговой обманки или пироксена.

Рис. 5.8. Гранит-порфир

Микроструктура определяется взаимоотношениями ортоклаза и кварца. В микрогранитной основной ткани ортоклаз образует идио- морфные короткие столбики и кварц - ксеноморфные зерна между ними. В гранофировой или микропегматитовой основной ткани ортоклаз и кварц находятся в тесном пегматитовом (эвтектическом) срастании. В микропойкилитовой ткани вростками (хадакристаллами) обычно является ортоклаз, а ойкокристаллами - кварц, но в некоторых жильных типах отношения обратные. В аллотриоморфной ткани оба главных компонента находятся в ксеноморфных зернах. Основная ткань жильных порфировых пород лучше раскристаллизована, чем основная масса эффузивных порфировых пород.

162


Аплиты гранитового и частью плагиогранитового состава являются иногда продуктами отщепления от более основных пород - диоритов и габбро. Аплитовые породы от сопровождающих их глубинных пород отличаются полным или почти полным отсутствием темноцветных минералов и потому обладают более светлой окраской. По крупности зерна и некоторым другим особенностям микроструктуры разделяются на собственно аплитовые породы, или просто аплиты, и пегматитовые.

Аплиты - это мелко- или тонкозернистые, редко порфировые породы белого, светло-серого, желтого или розового цвета, состоящие исключительно или почти исключительно из светлоокрашенных минералов. Они представлены кварцем, щелочными полевыми шпатами и кислыми известково-натровыми плагиоклазами в плагиогранит- аплитах. Из темноцветных минералов в более заметном количестве встречаются иногда щелочные пироксены и амфиболы. В плагиогра- нит-аплитах в ничтожном количестве отмечается обыкновенная роговая обманка. Кроме того, в аплитах довольно часто присутствуют мусковит и турмалин, иногда гранат, ортит и некоторые другие редкие минералы (ксенотим, хризоберилл, топаз, анатаз).

В минералогическом отношении между известково-щелочными и щелочными аплитами наблюдается то же различие, что и между соответствующими глубинными породами. Дальнейшее разделение основано на характере преобладающего полевого шпата и других минералов, частью на деталях структуры. Так, например, щелочные гранитовые аплитовые породы с калиево-натровым полевым шпатом, с эгири- ном и арфведсонитом получили название лестиеарита, с рибекитом - пезанита.

Микроструктура аплитов панидиоморфная, характеризующаяся одновременным выделением всех главных компонентов. Форма индивидов этих компонентов большей частью изометричная, неправильно многоугольная или неправильно округленная. Реже полевые шпаты проявляются под микроскопом в виде удлиненных кристаллов. Аплиты порфировой структуры с очень тонкозернистой основной массой названы альсбахитами.

Жилы аплитов обладают обычно небольшой мощностью, залегают непосредственно среди глубинных пород и являются более юными, чем входящие в ту же свиту гранит-порфировые жилы. Отношение к лампрофировым жилам различное. Часто аплиты являются более поздними образованиями, но иногда (даже это более типично) лампрофиры моложе аплитов.

163


Пегматиты отличаются от собственно аплитовых пород очень крупными, иногда гигантскими размерами компонентов, обычно неправильно прирастающих друг к другу. В пегматитах развиты мусковит, лепидолит, турмалин, топаз и другие минералы, в состав которых входят разные летучие вещества.

Эти минералы в большинстве случаев образуют призматические кристаллы, которые хотя и заключены среди главных компонентов пегматита, но расположены так, как будто они росли на стенках пустот (в виде друз), постепенно заполняемых главной пегматитовой массой.

Во внешней зоне пегматитовых жил развиты письменные пегматиты, характеризующиеся графическими срастаниями калишпата и кварца (рис. 5.9).

Рис. 5.9. Пегматит. Графические срастания кварца и ортоклаз-пертита

Пегматиты часто встречаются в тесной связи с аплитами в заль- бандах или в центральной части аплитовых жил и в виде шлир в аплитах. Кроме того, образуют и самостоятельные (часто неправильные) жилы среди глубинных пород, а также многочисленные и нередко очень тонкие жилы, отходящие в окружающие породы (жилы инъекции). Эти жилы быстро выклиниваются и представляют изолированные линзы в сланцах.

Особенности состава, структуры и условий залегания пегматитов показывают, что эти породы образовались из последнего, весьма жидкого,

164


флюидонасыщенного, почти газообразного остатка магмы, обогащенного летучими веществами, которые вошли в состав вышеупомянутых минералов. Этими особенностями обусловлено крупнозернистое сложение пегматитов.

Определенные типы пегматитов, как и других жильных пород, встречаются только в связи с известными группами глубинных пород.

Нормальные граниты сопровождаются пегматитами, состоящими только из кварца и микроклина (реже ортоклаза). Иногда в них отмечается различное количество мусковита, лепидолита, а также турмалина.

В связи с нормальными сиенитами и диоритами пегматиты встречаются гораздо реже, чем с нормальными гранитами.


Общим признаком всех разностей кислых эф- фузивов является макроскопически-афанитовая масса, существенно состоящая из щелочного полевого шпата и кварца или из скрытокристаллической смеси этих минералов, или из стекла, отвечающего той же смеси по химическому составу.

Среди афанитовой или стекловатой основной массы встречаются порфировые выделения кварца, щелочного полевого шпата, известково-натрового плагиоклаза, биотита, роговой обманки, диопсида и щелочных пироксенов или амфиболов. Все эти минералы (за исключением щелочных пироксенов и амфиболов, не встречающихся совместно с известковым плагиоклазом) могут присутствовать как порознь, так и вместе (табл. 5.3).

Таблица 5.3

Минеральный состав риолитов

Структурные части пород

Минералы

Вкрапленники Плагиоклаз (от олигоклаза до лабрадора), санидин, кварц, биотит, роговая обманка, реже ромбический пироксен (гиперстен) и моноклинный пироксен

Основная масса Бесцветное (в шлифе) вулканическое стекло или в результате его раскристаллизации зернистый агрегат кислого плагиоклаза, санидина и кварца

П р и м е ч а н и е . Цветное число основной массы составляет 5 %.

165


По особенностям химического, минерального составов и структуры среди кислых эффузивов различают собственно риолиты, дациты и риодациты.

Семейство риолитовРиолиты - эффузивные породы порфировой структуры, отве

чающие нормальным гранитам. Их отличительная особенность (сравнительно с другими членами того же семейства) - наличие порфировых выделений щелочного полевого шпата, кварца и известковонатрового плагиоклаза, к которым иногда присоединяются скудные выделения светло-зеленого биотита и бурой роговой обманки.

Щелочной полевой шпат бывает представлен в риолитах бесцветным и стеклянно-прозрачным санидином, который при изменении породы становится мутным красноватым или грязно-серым ортоклазом, реже - микропертитом, очень редко - микроклином. Плагиоклаз относится обычно к олигоклазу. В богатых пироксеном и в некоторых стекловатых разностях плагиоклаз более основной, вплоть до битовни- та. Выделения кварца почти всегда с оплавленными углами, часто с глубокими бухтами и включениями стекла или зернистой основной массы. Из примесей отмечаются циркон и магнетит, редок апатит, местами встречается кордиерит или продукт его замещения - пинит, кое- где - гранат, титанит, анатаз, турмалин, топаз, флюорит, мусковит. Большинство этих минералов, вероятно, продукты послевулканиче- ских метасоматических процессов. То же можно предположить о три- димите, пластинки которого встречаются иногда на стенках пор в риолите. Примеси различимы обычно только под микроскопом.

Основная масса обладает или такой же, как в гранит-порфирах, микрогранитной, гранофировой и микропойкилитовой структурой, или также микрофельзитовой, витрофировой и сферолитовой. В этих породах встречаются иногда и литофизы.

Риолиты часто имеют флюидальную текстуру (рис. 5.10), иногда полосчатость. В некоторых случаях она сопровождается тонкоплитчатой отдельностью (порода принимает как бы слоистый вид). Полнокристаллическая основная масса, особенно микрогранитная, свойственна преимущественно разностям, залегающим в интрузивных формах (например лакколитах) и в центральных частях мощных, но также и протяженных на глубину жил, потоков и покровов. Мик- рофельзитовая и витрофировая микроструктуры типичны главным образом для поверхностных излияний и для периферических частей интрузивных масс. Впрочем, довольно часто в одном и том же геоло

166


гическом теле и даже в одном куске или в одном шлифе риолита наблюдаются участки или полосы с различной микроструктурой основной массы. Это объясняется, вероятно, большой вязкостью риолитовых лав, благодаря чему минерализаторы распределяются в лаве очень неравномерно.

Рис. 5.10. Риолит с флюидальной основной массой

Макроскопически основная масса всегда афанитовая и окрашена у полнокристаллических риолитов в розовый, белый и серовато- или желтовато-белый цвет. Полнокристаллические измененные риолиты имеют красную, желтую и темно-бурую окраску, а микрофельзитовые разности - большей частью темную, темно-красную и темно-бурую. Стекловатые риолиты окрашены в черный, зеленовато-серый, синевато- серый, красноватый, редко белый цвета. Излом основной массы у свежих полнокристаллических и микрофельзитовых разностей ровный, занозистый, со слабым мерцающим блеском, как у рога или кремня (нггоидная, или роговиковая), или ровный, но не занозистый и матовый. У витрофи- ровых разностей излом плоскораковистый с эмалевидным и фарфоровидным блеском или раковистый со смоляным блеском (пехштейн).

У разложившихся разностей излом основной массы землистый с сильным глинистым запахом. В некоторых риолитах макроскопиче

167


ски различаются радиально-лучистые и сфералитовые образования. Сложение основной массы большей частью компактное, реже пористое, причем стенки пор обычно «усажены» мелкими табличками три- димита и полевого шпата, иногда также кристалликами кварца, а в некоторых случаях вместе с кристалликами спессартина и оливина. Настоящая миндалекаменная структура встречается редко. Миндалины состоят в большинстве случаев из кварца и халцедона.

В зависимости от видоизменения структуры риолиты имеют различные названия. Особенно богатые порфировыми выделениями риолиты называются невадитами. Риолиты с микрогранитной, гранофи- ровой, микрофельзитовой и стекловатой основной массой называются, соответственно, микрогранитными и гранофировыми риолитами, фельзориолитами, гиалориолитами.

Риолиты альбитизированные {кварцевые кератофиры) - эффузивные породы с плотной литоидной беловатой, светло-серой, светлозеленоватой, реже грязноватой или буроватой основной массой и большей частью малочисленными и мелкими выделениями щелочного полевого шпата, преимущественно одного альбита или вместе с мик- ропертитом, иногда анортоклазом, и кварца. Очень редко встречаются также темноцветные минералы, в основном биотиты.

Главное минералогическое отличие кварцевых кератофиров от риолитов - отсутствие плагиоклаза, лишь в очень немногих разностях содержится олигоклаз-альбит.

Микроструктура основной массы чаще всего аллотриоморфно- зернистая, возникшая, вероятно, из первичного стекловатого базиса, но встречаются также микрогранитовая, гранофировая и микрофельзи- товая разности микроструктуры. Нередко в основной массе распространены сферолитовые образования.

Кварцевые кератофиры постоянно ассоциируют с риолитами и диабазами. Они являются эффузивными аналогами нормальных гранитов, богатых натрием. Кислые порфировые породы с избытком крем- некислоты, в которых фенокристаллы полевого шпата представлены альбитом, Е.С. Федоров называл кварцевыми альбитофирами. Кварцевые альбитофиры и кварцевые кератофиры принадлежат к одному виду пород, а названия являются синонимами.

Семейство комендитов и пантеллеритовКомендиты - эффузивные породы, химические аналоги щелоч

ных гранитов. Они состоят из плотной серовато- или желтовато-белой, буровато-голубой основной массы и порфировых выделений щелочного

168


полевого шпата (санидина, микропертита, альбита), кварца, а также эгирина, арфведсонита или рибекита, редко - биотита. Указанные щелочные темноцветные компоненты (присутствие которых является главным отличием комендитов от кварцевых кератофиров) встречаются то порознь, то вместе и образуют иногда сплошные и однородные индивиды, иногда неправильно проросшие кварцем и полевым шпатом. Микроструктура основной массы большей частью микрогранитная, гранофировая или микропойкилитовая, реже полукристаллическая.

Пантеллериты, как и комендиты, эффузивные разности щелочных гранитов, содержащие в зеленой, зеленовато-черной или черной, то пемзовидной, то стекловатой, то трахитовидной (т.е. с шероховатым изломом) основной массе выделения анортоклаза, диопсида или эгирин-авгита, энигматита и большей частью редкие, иногда обильные выделения кварца. Таким образом, пантеллериты от комендитов отличаются иным характером щелочного полевого шпата, присутствием в качестве темноцветного компонента диопсида, а также повышенным содержанием эгирина. Второстепенным признаком различия этих пород является меньшее содержание кварца в пантеллеритах.

Диопсид и эгирин-авгит или образуют самостоятельные выделения, или диопсид окружен каймой эгирин-авгита. В некоторых разностях эгирин-авгит совсем отсутствует.

Основная масса состоит из стекла (в проходящем свете зеленоватого) или из пропитанного таким стеклом войлока микролитов полевого шпата, кварца и редкого эгирина.

Семейство дацитовДациты - эффузивные аналоги некоторых богатых известью из

вестково-щелочных гранитов и гранодиоритов, иногда кварцевых диоритов. Они характеризуются наличием в порфировых выделениях плагиоклаза и кварца (рис. 5.11). Кроме них развиты фенокристы биотита, роговой обманки или пироксена. Щелочной полевой шпат отсутствует в порфировых выделениях или встречается чрезвычайно редко.

Плагиоклаз вкрапленников чаще всего представлен андезином, почти всегда с резким зональным строением. Роговая обманка в шлифе бурая, иногда зеленая, как и биотит, нередко обнаруживает опацитиза- цию - магматическое замещение смесью авгита с магнетитом. Из пи- роксенов наиболее распространен бледно-зеленый или бесцветный диопсид, но нередки также гиперстен или бронзит. Характерные акцессорные минералы - магнетит, апатит, циркон; случайные - сфен, гранат, ортит, кордиерит.

169


По характеру основной массы и отчасти по характеру преобладающих темноцветных компонентов среди дацитов различают риода- циты и андезидациты.

Рис. 5.11. Дацит

Риодациты имеют основную массу, аналогичную основной массе нормальных риолитов. Темноцветные компоненты в фенокристах представлены биотитом или роговой обманкой, пироксен встречается редко и только как примесь.

Андезидациты - породы, основная масса которых состоит из значительного количества мелких брусочков плагиоклаза. Ортоклаз и кварц образуют большей частью микропегматитовые срастания или микрофельзит. Иногда только кварц образует цемент для кристалликов плагиоклаза или выполняет небольшие промежутки между этими кристалликами. Возможно отсутствие кварца и калишпата, вместо которых развито бесцветное, реже буроватое стекло. Основная масса подобна пилотакситовой, гиалопилитовой и гиалиновой основной массе андезитов, от которой неотличима и макроскопически. В порфировых выделениях андезидациты содержат большей частью плагиоклаз и ромбический или моноклинный пироксен, но наряду с ними встречаются биотит или роговая обманка. Среди глубинных пород им отвечают гранодиориты и кварцевые диориты.

170


Кислые стеклаСреди стекол кислого состава различают макроскопически диаг

ностируемые разновидности - обсидианы, перлиты, пехштейны и пемзы. По химическому составу они могут соответствовать риолитам, да- цитам и щелочным риолитам.

Пехштейн имеет черный, красный, бурый, зеленоватый, желтый, редко белый цвет, со смоляным блеском. Содержит в своем химическом составе до 8 % Н20 .

Обсидиан - вулканическое стекло серого, серовато-черного, черного цвета со стеклянным блеском и раковистым изломом. Он просвечивает в краях; в шлифах бесцветен, реже обнаруживает розоватую или буроватую окраску. Характеризуется почти полным отсутствием воды.

Перлит имеет серый, синевато-желтовато-серый цвет, с восковым или эмалевидным блеском. Это стекло обладает так называемой перлитовой отдельностью (концентрическими круговыми и спиралевидными трещинами), благодаря которой представляется состоящим из небольших (размером от грецкого ореха и менее) скорлуповатых, подобно головкам лука, шариков. Скорлупки слагают иногда всю породу и, соприкасаясь друг с другом, принимают многогранные очертания или располагаются изолированно среди стекловатой массы. Содержание воды в перлите обычно равняется3-4 %.

Пемза имеет белый, серый, желтоватый, редко красный цвет, с матовым или шелковистым блеском и тонкопористое (наподобие пены) или трубчатое строение. Вода часто содержится в значительном количестве, но является в основном механически поглощенной.

Главная масса этих витрофиров (особенно обсидианы и пемзы) состоит из чистого стекла, иногда в большей или меньшей степени наполненного микролитами и сферолитовыми выделениями, из которых в обсидианах особенно часты литофизы. Участками в них развиты полосы микрофельзитового строения. Расположение таких образований и участков нередко флюидальное. Наблюдаемые во многих случаях микропорфировые выделения принадлежат в общем тем же минералам, что и в риолитах, только полевые шпаты всегда обладают стекловатым обликом. Кроме того, в пехштейнах чаще, чем в риолитах, присутствует авгит и ромбический пироксен, а в некоторых разностях - даже оливин.

171


Генетическая классификация кислых эффузивовВ последнее время предполагается (А.А. Маракушев, Е.Б. Яков

лева), что кислые эффузивы представлены двумя группами. В основу их разделения положена насыщенность магмы флюидами. Среди флюидов, входящих в состав магм, выделены магмофильные (Р2О5, HF, L i02, В20 3) и магмофобные (С 02, NH3, S 03) разновидности. Вода занимает промежуточное положение. Магмофильные понижают температуру кристаллизации, придают подвижность расплаву, неохотно от него отделяются и повышают способность к ликвации.

Магмофобные стремятся покинуть магму при снижении давления (движении магмы к поверхности). Дегазированные расплавы становятся вязкими. Вязкие магмы при затвердевании дают мощные и короткие потоки, купола. Породы представлены риолитами, дацитами, стеклами, которые характеризуются порфировой структурой (вкрапленников до 15-20 %). В основной массе наблюдается сферолитовый, фельзито- вый узор.

Подвижные магмы дают покровы, протяженные межпластовые тела с тонкими апофизами. Типичными породами являются игнимбри- ты. Они характеризуются значительным количеством вкрапленников оскольчатой формы (50-80 %). Основная масса стекловатая, ликваци- онная, пепловидная.

172

6. СРЕДНИЕ ПОРОДЫУМЕРЕННО-ЩЕЛОЧНОГОПОДОТРЯДА.ГРУППА СИЕНИТА - ТРАХИТА

В группу сиенита - трахита объединяются породы, которые являются относительно редкими и принимают сравнительно небольшое участие в строении земной коры. Мы видели, что различные группы пород пользуются далеко не одинаковым распространением. На группу сиенита - трахита приходится всего 0,6 %. Относительно малы и размеры отдельных масс сиенитовых пород.

Таблица 6.1Химический состав пород группы сиенита - трахита, мае. %

Оксид 1 2 3 4 5 6 7Si 0 2 52,86 54,84 58,80 62,57 59,48 58,89 58,36Ti 0 2 0,62 1,25 0,40 0,22 0,27 0,23 1,37А120 3 17,52 17,63 17,66 16,72 17,87 19,17 16,99Fe20 3 4,25 1,86 3,34 1,32 4,68 1,26 4,01FeO 3,55 6,39 1,03 4,25 2,51 2,40 1,85Мп О 0,12 0,09 0,09 0,07 0,12 0,14 0,17Mg О 3,23 3,84 0,30 0,52 0,38 0,13 1,39CaO 4,18 7,40 4,49 1,76 0,81 2,53 4,68Na20 5,06 3,18 3,38 6,27 6,14 5,04 5,08K20 4,45 3,04 8,73 6,00 5,26 8,18 4,50Н2СГ 0,28 - 0,28 1 1 0,04 0,75

У 0,37 И , 87Н?0 + 2,56 0,72 - J J 1,35 0,36Р20 , 0,76 - 0,08 0,20 0,25 0,08 0,38Сумма 99,87 100,24 100,29 100,45 99,64 100,04 99,90

П р и м е ч а н и е : 1 - монцонит. Курильские о-ва. Кол. А.А. Цветкова. В сумму входят С 02 - 0,35; С1 - 0,03; F - 0,03; 2 - м онцодиорит . Узбекистан. Кол. О.П. Елисеевой; 3 - сиенит . Восточный Саян. Кол. О.А. Богатикова. В сумму входят ВаО - 0,51; SrO - 0,90; С 0 2 - 0,30; 4 - щ елочной сиенит . Швеция. Кол. О.О. Баклунда. В сумму входят S - 0,13; ВаО - 0,05; 5 - трахит. Р. Колыма. Кол. И.П. Толмачева; 6 - щелочной трахит. Косово. Кол. Е.В. Свешниковой. В сумму входят Sr - 0,08; Ва - 0,06; С1 - 0,05; S - 0,09; ZnO - 0,01; RbO - 0,04; F - 0,27; 7 - т рахиандезит . Германия. Кол. А.Г. Губанова. В сумму входит С 0 2 - 0,01.

173

6. Средние породы умеренно-щелочного подотряда. Группа сиенита - трахита

Химический состав пород группы характеризуется следующими значениями, мае. %: S i0 2 - 53-64; Na20 + К20 - 5-12; А120 3 - 15-18; СаО - 3-5; MgO - 3 ^ ; Fe20 3 + FeO - 3 ^ (табл. 6.1).

Сиенитовые (и трахитовые) породы - породы существенно бес- кварцевые, состоящие главным образом из щелочного полевого шпата и подчиненного количества фемических минералов. Значительное преобладание салических элементов является условием отнесения породы в эту группу.

Сиениты и трахиты используются в строительной индустрии - дорожном и монументальном строительстве, цементной промышленности. С интрузиями сиенитов связаны контактово-метасоматические и гидротермальные месторождения титаномагнетита, магнетита, меди, молибдена, тантала, ниобия, апатитовых скоплений, полиметаллов и золота. С эффузивами умеренно-щелочных пород среднего состава ассоциируют гидротермальные месторождения полиметаллов, меди, марганца, флюорита, датолита и золота.


Классификацию плутонических пород этой группы удобно построить на количественном соотношении плагиоклаза и калинатрового полевого шпата, а также на присутствии того или иного темноцветного минерала (табл. 6 .2 ).

Таблица 6.2

Минеральный состав плутонических пород среднего состава умеренно-щелочного подотряда

Г руппа Минералыминералов первичные вторичные

Главные Калиевый полевой шпат КаолинитАльбит Серицит (реже агреПлагиоклаз (кислый или средний) гат соссюрита)Роговая обманка АктинолитПироксен ХлоритБиотит

Второстепенные НефелинОливин -

Кварц

174


Окончание табл. 6.2

Г руппа минералов


Акцессорные Циркон Сфен Магнетит Т итаномагнетит АпатитЦирконосиликаты

-

В плутонических породах среднего состава умеренно-щелочного ряда выделяют семейства монцонитов, сиенитов и щелочных сиенитов. В монцонитах плагиоклаз повышенной известковости преобладает над калишпатом. Нормальные сиениты характеризуются повышенным содержанием калишпата по сравнению с кислым или средним плагиоклазом. К щелочным сиенитам относят обычно лишь те из несодержащих известкового плагиоклаза сиенитов, в которых присутствуют щелочные амфиболы или пироксены.

Семейство сиенитовСиениты - розовато- и буровато-серые, равномерно-зернистые

или порфировидные, бедные кварцем породы, в которых существенная составная часть (55-80 %) принадлежит бедному натрием ортоклазу, иногда микроклину или пертитовому полевому шпату.

Известковистый плагиоклаз в нормальных сиенитах содержится в количестве до 30 % и представлен олигоклазом, андезином, а в авгито- вых сиенитах даже лабрадором.

Обычно в сиенитах отмечается ничтожное количество кварца, который обнаруживается только под микроскопом в виде отдельных ксеноморфных зерен. Целесообразно сиенитами называть только бес- кварцевые породы, а содержащие кварц (5-15 %) и отличающиеся от гранитов и граносиенитов меньшим его количеством - кварцевыми сиенитами (рис. 6.1). Плагиоклаз в кварцевых сиенитах представлен чаще олигоклазом (Апю_25), его количество составляет 10-20 %. Темно- цветы в них занимают 5-20 % и представлены биотитом, обыкновенной роговой обманкой и в меньшей мере клино- и ортопироксенами (рис. 6 .2 ).

Далее сиениты различаются по преобладанию темноцветных компонентов - биотита, роговых обманок или пироксенов. Сиениты, содержащие один из этих минералов, редки, особенно слюдяные сиениты. Сиениты, состоящие из плагиоклаза известково-щелочного ряда

175


( А п 15_зо) , ортоклаза и преобладающей роговой обманки, являются типичными. В различных районах развития сиенитов отмечают, что роговые обманки характеризуются умеренным содержанием глинозема, малым - щелочей и большим - воды. Роговые обманки окрашены в светло-зеленый цвет и плеохроируют почти до бесцветного. В некоторых сиенитах развит эденит, в других - гастингсит, вплоть до ферро- гастингсита, а иногда керсутит.

Рис. 6.1. Сиенит кварцевый равномерно-зернистый

Пироксены (авгит, диопсид, титан-авгит, гиперстен и энстатит) обычно встречаются в ассоциации с роговой обманкой и биотитом. Исключительно редко развиты фаялитовые сиениты. В связи с видовым составом темноцветов в породе выделены разновидности, имеющие собственные названия: авгитовый - болгарит, гранатсодержащий - фирсит, магнетитовый - сиеномагнетит и т.д.

Обычные акцессорные минералы в сиенитах - сфен, апатит, магнетит. Наиболее типичен сфен.

Продукты выветривания, разложения и характер отдельности сиенитов подобны таковым у гранитов.

Сиениты обладают гипидноморфнозернистой, иногда трахитоидной либо бостонитовой структурой. Наблюдаются равномерно-зернистые

176


и неравномерно-зернистые и порфировидные разновидности. В порфировидных разностях во вкрапленниках присутствуют плагиоклаз, калинатровый полевой шпат, реже амфибол и другие темноцветы.

Рис. 6.2. Сиенит пироксен-роговообманковый.Г ипидиоморфнозернистая структура

Наибольшим идиоморфизмом обладают плагиоклаз и пироксены (см. рис. 6.2). Плагиоклаз часто замещается калишпатом. Амфибол, биотит и кварц ксеноморфнее ортоклаза, который образует плоские таблицы. Фрагментарно развиты реакционные каемчатые образования - амфибола вокруг пироксена, биотита вокруг магнетита. В порфировидных сиенитах наиболее ранним и идиоморфным минералом является калинатровый полевой шпат. Он иногда образуется одновременно с плагиоклазом, но кристаллизация калишпата в породе более длительная, чем плагиоклаза, об этом свидетельствуют каймы ортоклаза вокруг плагиоклаза.

Сиениты слагают самостоятельные массивы (штоки, лакколиты, трещинные тела) и проявляются как более поздние фазы в составе сложных массивов (сиенит-габбровых, монцонит-сиенитовых, гранит- сиенитовых). Площади выходов сиенитов составляют до 100-200 км2, крайне редко отмечаются более крупные массивы.

177


Образование сиенитов проходило начиная с архея до кайнозоя, проявлено на платформах и складчатых областях.

Семейство щелочных сиенитовКак и при классификации гранитов, к щелочным сиенитам отно

сят породы, состоящие из щелочного полевого шпата (~90 %) и примеси щелочных темноцветов (рис. 6.3). Полевой шпат представлен натровым ортоклазом, микропертитом (рис. 6.4), анортоклазом и альбитом. Содержание альбита в щелочных сиенитах иногда достигает 50 %.

По характеру полевого шпата различают калиевые и натровые щелочные сиениты. С этой разницей состава связано распределение цветных минералов. В калиевых сиенитах развиты слюда и обыкновенная роговая обманка, а в натровых - натриевые пироксены и амфиболы.

Щелочные сиениты, содержащие примесь нефелина (до 5 %), называются пуласкитами. Для них характерна комбинация цветных минералов из биотита, диопсида вместе с баркевикитом, рибекитом, эги- рином. Из примесей в них встречаются содалит и циркон. Микрокли- новый трахитоидный аналог пуласкита из Норвегии назвали гедруми- том (по месту находки - Гедрум). Он состоит из преобладающего микроклин-пертита (~80 %), хлоритизированного биотита (~15 %) и примесей эгирина, рибекита, кальцита, нефелина, апатита и рудного минерала.

Другой разновидностью пуласкита является ларвикит из местности Ларвик (Норвегия), состоящий из микропертита или анортоклаза с характерными ромбическими сечениями и редких зерен нефелина, содалита. Темноцветы - титан-авгит, лепидомелан, баркевикит, эгирин- авгит, иногда оливин. Акцессорные минералы представлены апатитом, цирконом, магнетитом. Щелочной сиенит нордмаркит отличается от пуласкита незначительным содержанием кварца (до 3 %) вместо нефелина.

В щелочных сиенитах типичными являются баркевикитовая роговая обманка и фиолетовый титан-авгит, который не встречается в соответствующих щелочных гранитах. Иногда в этих сиенитах совместно с авгитом и эгирин-авгитом присутствует гранат-андрадит, которые П. Эскола называл святоноситами (по месту находки - мыс Святой Нос). Значительное количество разновидностей выделяют по видовому составу темноцветных минералов, образующих в породах ассоциации. К примеру, бигвудит - акмит-авгитовый, ортозит - акмит- флогопит-эгириновый, умптекит - арфведсонит-эгириновый и другие разновидности щелочных сиенитов, имеющие собственные названия.

178


Рис. 6.3. Сиенит щелочной

Рис. 6.4. Щелочной микропертитовый сиенит

179


Щелочные сиениты развиты более своих нормальных разновидностей. Они образуют лакколиты, штоки и пластинообразные тела в сложных полихронных массивах. Нередко они слагают значительные объемы в массивах фельдшпатоидных пород или щелочных гранитов. Они образуются в заключительные этапы развития складчатых областей и в зонах тектонической активизации платформ и стабилизированных складчатых областей.

Семейство монцонитовКроме нормальных и щелочных сиенитов в группе выделяют

монцониты, которые, в свою очередь, включают собственно монцони- ты, кварцевые монцониты и монцодиориты.

Монцониты по внешнему облику обычно темно-серые, иногда с розовым оттенком, кристаллически-зернистые породы. По зернистости варьируют от мелко- до крупнозернистых, бывают неравномернозернистые и порфировидные. Текстура чаще массивная, реже таксито- вая и трахитоидная.

По качественному минералогическому составу монцониты близки к нормальным, особенно авгитовым сиенитам. Главными отличительными признаками монцонитов являются: 1 ) основной состав плагиоклаза, представленного большей частью лабрадором, реже би- товнитом или андезином (плагиоклаз и калинатровый полевой шпат присутствуют примерно в равных количествах); 2 ) наличие в качестве главного темноцвета идиоморфного авгита, который всегда сопровождается тем или иным количеством биотита, иногда также зеленой роговой обманкой, реже гиперстеном и оливином. Характерной для монцонитов считается крайняя изменчивость состава. Монцонитам обычно присуще непостоянство количественных отношений бесцветных и темноцветных компонентов, появление то кварца, то оливина, то нефелина или лейцита.

Плагиоклаз наблюдается в зернах идиоморфной и неправильной форм, принадлежащих разным генерациям. Поздний олигоклаз образует каймы вокруг раннего идиоморфного лабрадора.

Ортоклаз-пертит, или нерешетчатый микроклин-пертит, образует зерна с крайне извилистыми (причудливыми) очертаниями и неравномерным распределением. Он часто включает зерна разложенных плагиоклаза и темноцветов.

Амфибол переходного состава между обыкновенной роговой обманкой и паргаситом выделяется как в виде идиоморфных кристаллов, так и зерен без кристаллографических очертаний. Минерал образует

180


двойники. Наибольшим идиоморфизмом обладают хадакристаллы роговой обманки в калишпате.

Оливин крайне редок, образует идиоморфные зерна. Моноклинные пироксены - авгит или диопсид-салит - наблюдаются повсеместно в идиоморфных кристаллах.

Кварц присутствует в ксеноморфных зернах. Его содержание не превышает 5 %. При увеличении содержания кварца до 20 % породу называют монцогранитом {кварцевым монцонитом).

Акцессорные минералы монцонитов представлены магнетитом, ильменитом, апатитом, цирконом, сфеном и ортитом.

В качестве особенностей структуры монцонитов, кроме идиоморфизма авгита, можно отметить резкий идиоморфизм плагиоклаза относительно ортоклаза (монцонитовая структура). Для монцонитов типично обилие включений разных компонентов в чешуйках биотита и еще, по-видимому, отсутствие порфировидных выделений ортоклаза, частых в нормальных авгитовых сиенитах.

Монцониты являются промежуточными породами между сиенитами и габбро, особенно если монцониты геологически связаны с габбро. Монцониты близки также к эссекситам, которые представляют более меланократовую щелочную породу, близкую к габбро.

Монцониты образуют лакколиты и другие небольшие интрузивные массы.

Монцодиориты по составу занимают промежуточное положение между субщелочными диоритами и монцонитами. Порода имеет серый или розовато-серый цвет, равномерно-зернистое и массивное строение.

Преобладающим минералом в породе является плагиоклаз (Ап3о_5о) - 45-60 %. Он характеризуется таблитчатой идиоморфной формой, иногда обладает зональным строением.

Ортоклаз-пертит, или нерешетчатый микроклин (10-25 %), выделяется в виде таблитчатых зерен, не имеющих кристаллографических очертаний. Он нередко обрастает плагиоклаз.

Из лейкократовых минералов присутствует кварц (до 5 %), при повышении содержания которого до 10-15 % породу называют кварцевым монцодиоритом (рис. 6.5).

Темноцветы занимают от 20 до 35 % и представлены авгитом, роговой обманкой и биотитом. Акцессорные - магнетит, апатит, сфен, в распределении тяготеют к темноцветным минералам, особенно к роговой обманке.

Микроструктура монцодиоритов гипидиоморфнозернистая, основу породы слагает идиоморфный плагиоклаз. Порядок идиоморфизма: плагиоклаз —> авгит —> роговая обманка —> биотит —> калишпат —> кварц.

181


Монцодиориты образуют штоки и жилы в ассоциации с диоритами и монцонитами. Они формируются на орогенной стадии развития складчатых областей и в зонах активизации.

Рис. 6.5. Кварцевый монцодиорит. Гипидиоморфнозернистая структура

Составители Петрографического кодекса России (2009) щелочные сиениты рассматривают в составе щелочного подотряда совместно с фельдшпатоидными сиенитами.


К жильным породам сиенитовой группы относятся сиенит-порфиры, отличающиеся от гранит-порфиров лишь отсутствием кварца. В основной массе в незначительном количестве кварц может присутствовать, особенно в виде микропегматита. Сиенит-порфиры могут быть различимы на тех же основаниях, как и соответствующие сиениты. Прежде всего среди них можно выделить известково-щелочной и щелочной типы.

У известково-щелочных сиенит-порфиров встречается чаще всего микрогранитная основная масса почти такого же состава, как и в гра

182


нитпорфирах. Но сиенит-порфиры обычно более богаты плагиоклазом и темноцветными компонентами и более бедны кварцем. У щелочных сиенит-порфиров основная масса преимущественно ортофировая, без кварца. Щелочной полевой шпат образует короткопрямоугольные сечения. Если структура трахитовая, то щелочной полевой шпат представлен длинными столбиками (лейстами), располагающимися в беспорядке или флюидально. При бостонитовой структуре удлиненные микролиты щелочного полевого шпата не обладают прямолинейными гранями. Реже в щелочных сиенит-порфирах присутствует кварц, что придает породе микрогранитную структуру. Темноцветные компоненты в основной массе щелочных сиенит-порфиров присутствуют в незначительных микролитах. При отсутствии кварца в небольшом количестве могут быть развиты нефелин и содалит.

Жильными аналогами щелочных сиенитов являются порфировидные и микрозернистые сельвсбергиты, состоящие из щелочного полевого шпата (альбита, микроклина) и эгирина, реже щелочной роговой обманки и слюды. Структура порфировидная, микрогранитная, иногда трахитоидная. Эти породы переходят, с одной стороны, в гро- рудит (с кварцем), с другой - в тингуаит (с нефелином) и вместе образуют непрерывный грорудит-сельвсбергит-тингуаитовый ряд.

Лейкократовые, существенно бескварцевые породы, состоящие из щелочного полевого шпата, делятся на аплиты, представляющие мелкозернистые породы светлого цвета, и пегматиты, отличающиеся грубозернистой структурой.

К числу сиенитовых аплитов относятся собственно сиенитовые аплиты, бостониты, гаутеиты, аплитовые альбититы.

Собственно сиенит-аплитами называют аплиты бедные кварцем, с такой же структурой, как у обычных гранитовых аплитов.

Бостониты - белые, желтоватые или сероватые тонкозернистые и плотные, изредка порфировые породы, которые состоят преимущественно из микроклин-микропертита или анортоклаза, образующего тонкие таблитчатые зерна. Вместе с полевым шпатом, иногда в малом количестве, присутствуют то кварц, то содалит, реже также биотит, роговая обманка и плагиоклаз (лабрадор или андезин, оба с тонкой каймой ортоклаза). Такие плагиоклазовые бостониты получили название гаутеитов и менаитов.

Аплитовые альбититы состоят из альбита, к которому иногда присоединяется немного кварца и мусковит. Такие альбититы ассоциируют с диоритами и с габбро-перидотитами. Оригинальную разновидность альбититов представляет крагереит, содержащий кроме аль

183


бита рутил как существенный минерал. Есть также альбититы, залегающие в виде жил аплитового вида в нефелиновых сиенитах и окружающих их породах (Ильменские горы). В них кроме альбита в качестве второстепенной составной части встречаются нефелин (иногда в виде вкрапленников), ортоклаз, реже мусковит и меланит.

Пегматиты сиенитового состава - грубозернистые жильные породы, почти исключительно состоящие из щелочного полевого шпата (пертита и микропертита). Они связаны с щелочными и нефелиновыми сиенитами и представляют интерес для нахождения редкоземельных и других редких минералов.

Лампрофировые породы, которые минералогически можно объединить с сиенитами, - это минетты и вогезиты. В тех и других преобладает ортоклаз. Легко разрушаясь, он часто делается неопределимым, и тогда эти лампрофиры легко смешать с керсантитами, спессартита- ми или одинитами.

В минеттах цветной минерал - биотит, часто зональный с более свежим ядром, обильный как в основной массе, так и в виде обычно выделяющихся фенокристаллов. Редко встречающиеся в виде вкрапленников роговая обманка и полевой шпат имеют характер ксенолитов. Нередки в минеттах фенокристаллы оливина, замещенного вторичными продуктами (актинолитом, тальком, карбонатами). В основной массе иногда присутствует небольшая примесь кварца.

Макроскопически минетты (как и керсантиты) представляют тонкозернистые, реже, при залегании в более мощных жилах, мелкозернистые породы то без порфировых выделений, то с небольшими вкрапленниками. Размеры этих выделений в основном значительно меньше размеров кристаллов, представляющих включения биотита или других темноцветных минералов. Общая окраска этих пород в свежем состоянии серая и черно-серая, в выветренном состоянии - красновато-бурая и желтовато-бурая.

Вогезиты, как и спессартиты и одиниты, содержат в качестве темноцветных компонентов обыкновенную роговую обманку (буроватую, голубовато-зеленую или зеленую) и иногда авгит (порознь и вместе). Для них характерно полное или почти полное отсутствие биотита.

Вогезиты представляют тонкозернистые, плотные породы. В свежем состоянии они зеленовато-серые, темно-серые или черные, в выветрелом - красновато-бурые, красные и желтовато-серые. Они бывают без порфировых выделений, но чаще с выделениями темноцветных минералов.

Минетты и вогезиты геологически связаны с известково-щелочными породами.

184



По внешнему облику серые, розовато-серые разной интенсивности породы, обычно порфировой структуры. Диагностическим признаком пород является присутствие во вкрапленниках калинатрового полевого шпата и отсутствие кварца, типичного для риолитов (табл. 6.3).

Таблица 6.3

Минеральный состав эффузивных пород среднего состава умеренно-щелочного подотряда

Структурные части пород МинералыВкрапленники Плагиоклаз (от олигоклаза до битовнита),

санидин, биотит, роговая обманка, реже ромбический и моноклинный пироксены, оливин

Основная масса Санидин + кислый или средний плагиоклаз + + цветной минерал (диопсид, гиперстен, оливин, амфибол, биотит) + рудный минерал + вулканическое стекло

П р и м е ч а н и е . Цветное число основной массы составляет до 15 %.

Среди эффузивных пород умеренно-щелочного и щелочного подотрядов среднего состава выделяют семейства трахиандезибазаль- тов, трахиандезитов-латитов, трахитов и щелочных трахитов.

Семейство трахитовТрахиты являются эффузивными аналогами сиенитов. Они ха

рактеризуются макроскопически афанитовой массой, существенно состоящей из щелочного полевого шпата или из отвечающего ему по химическому составу стекла. В основной массе отмечается примесь известково-натрового плагиоклаза или фельдшпатоидов, обычно без первичного кварца.

В большинстве случаев в такой массе находятся порфировые выделения щелочного полевого шпата (одного или вместе с плагиоклазом и темноцветами).

Первоначально, в 1811 г., термин «трахит» был введен в геологическую практику в более широком смысле. Под этим названием были объединены все светлые эффузивные порфировые породы. Трахиты как кислые породы противопоставлялись основным - базальтам. Впо

185


следствии из группы трахитов были выделены андезиты и еще позже риолиты, таким образом, определился объем понятия. Само название было придано породе по характеру основной массы типичных трахитов, шероховатой на ощупь.

Щелочной полевой шпат в трахитах представлен санидином; в измененных трахитах - ортоклазом, микропертитом, микроклин- микропертитом. Известково-натровый плагиоклаз в трахитах обычно андезин или лабрадор, реже олигоклаз и в пироксеновых разностях - битовнит. Относительные количества выделений щелочного полевого шпата к выделениям известково-натрового плагиоклаза варьируются в широких пределах. К трахитам относят породы, содержащие даже единичные выделения щелочного полевого шпата, если только он является преобладающим в основной массе. Из темноцветных минералов обычно развиты биотит и роговая обманка, пироксены же встречаются реже и почти всегда вместе с биотитом или роговой обманкой. Из других минералов в порфировых выделениях немногих трахитов присутствуют оливин и гранат.

Рис. 6.6. Трахит. Трахитовая структура

Макроскопически основная масса трахитов светло-серая, серая, желтоватая и розоватая, большей частью с шероховатым изломом. Основная масса измененных трахитов красная или бурая с плотным из

186


ломом. Микроструктура основной массы определяется главным образом формой индивидов щелочного полевого шпата и относительным содержанием стекла. При отсутствии или незначительном содержании стекла микроструктуру основной массы называют ортофировой, если щелочной полевой шпат образует короткопризматические столбики, и трахитовой, если кристаллики того же минерала имеют вид призмочек, часто формирующих «войлок» ориентированных микролитов (рис. 6 .6 ). При большом содержании стекла микроструктуру основной массы называют стекловатой или витрофировой. Богатая стеклом основная масса встречается у пород семейства трахитов реже, чем у риолитов. В измененных трахитах благодаря разложению основная масса преобразуется в аллотриоморфный агрегат полевого шпата с небольшой примесью вторичного кварца. Кроме щелочного полевого шпата в составе основной массы присутствуют иногда кристаллики плагиоклаза, обычно более кислого, чем порфировые выделения его в той же породе, и редко кристаллики диопсида и магнетита. Микрофельзит в основной массе трахитов не встречается. Флюидальное строение основной массы, особенно с трахитовой и витрофировой структурой, весьма распространено.

В зависимости от характера темноцветных компонентов среди трахитов различают биотитовые, роговообманковые, биотитово- пироксеновые, роговообманково-пироксеновые и пироксеновые разности. Из них чаще всего встречаются биотитовые трахиты.

Семейство щелочных трахитовЩелочные трахиты от трахитов отличаются отсутствием извест

ково-натрового плагиоклаза и наличием, хотя и в минимальном количестве, фельдшпатоидов.

В щелочных трахитах развиты анортоклаз, микропертит, альбит. Щелочные амфиболы образуют отдельные индивиды - «лапчатые» агрегаты. Эгирин представлен самостоятельными мелкими иголочками или оторочками вокруг кристаллов эгирин-авгита и диопсида.

Основная масса щелочных трахитов макроскопически представляется белой, серовато-белой или желтовато-серой, розоватой, чаще всего с шероховатым изломом. Она состоит главным образом из узких, большей частью флюидально расположенных микролитов щелочного полевого шпата и небольшой примеси щелочных амфиболов, эгирина или продуктов их разложения. Возможно присутствие содалита.

В зависимости от преимущественного развития того или иного темноцвета среди щелочных трахитов различают арфведсонитовые,

187


рибекитовые и эгириновые разности. Щелочные трахиты с заметным содержанием содалита называют содалитовыми трахитами.

Особую разность щелочных трахитов представляют так называемые ромбовые порфиры. Среди серой, зеленовато-серой или черносерой основной массы распространены выделения ортоклаза, иногда совместно с выделениями авгита и биотита. Выделения ортоклаза часто, но не всегда имеют в сечении форму острых ромбов, которые иногда изобилуют включениями авгита, оливина, апатита и титаномагне- тита и нередко окружены тонкой каймой альбита. Авгит в шлифе розовый и зеленоватый, у периферии переходит в эгирин-авгит. Микроструктура основной массы полнокристаллическая, полукристаллическая или стекловатая. В полнокристаллической основной массе, кроме лейсточек ортоклаза, присутствуют редкие зерна диопсида, эгирин- авгита и иногда фельдшпатоиды. Главное отличие ромбовых порфиров от других щелочных трахитов заключается в том, что они содержат из щелочных шпатов один только натровый ортоклаз с изоморфной примесью известкового полевого шпата (калиевый олигоклаз). Из щелочных темноцветных компонентов присутствует только эгирин-авгит и то не в самостоятельных индивидах, а в виде каемки вокруг индивидов авгита. Иногда отмечается примесь биотита, изредка оливина. Ромбовые порфиры рассматриваются как эффузивные аналоги лаур- викитов.

Охарактеризованные разности щелочных трахитов отвечают пу- ласкитам, умптекитам и эгириновым сиенитам.

В связи со всеми рассмотренными типами трахитов часто встречаются чистые стекловатые разности, подобные обсидиану, пемзе, пехштейну. Они называются гиалотрахитами и находятся в виде шлаковой корки трахитовых потоков, в зальбандах трахитовых жил, а также в виде бомб и лапиллей, выбрасываемых при извержении трахитовых лав. Среди выбросов или в качестве включений в лавах щелочных трахитов встречаются так называемые санидиниты. Это гипидиоморф- нозернистые агрегаты, существенно состоящие из щелочного полевого шпата с небольшой примесью олигоклаза, пироксеновых и амфиболо- вых минералов, содалита, нозеана, иногда также скаполита, циркона, ортита. Сложение их миаралитовое.

Семейство трахиандезитовПодобно тому как в кристаллически-зернистых породах есть

представители, переходные от сиенитов к габбро, так и среди эффузивных пород отмечается семейство, промежуточное между трахитами

188


и андезитами. Название этих пород - трахиандезиты - выражает их промежуточное положение. Естественно, что их можно сближать то с той, то с другой группой, которые они связывают. Первоначально термин «трахиандезиты» был предложен Абихом, чтобы обозначить им породы, которые он считал средними между андезитами и трахитами. Геологическая связь их с трахитами теснее, чем с типичными андезитами.

Трахиандезиты могут быть определены как бескварцевые порфировые породы, в которых порфировые выделения представлены плагиоклазом, роговой обманкой, биотитом, диопсидом. Возможно присутствие эгирин-авгита или фельдшпатоидов. Основная масса состоит из полнокристаллической или пропитанной небольшим количеством стекла смеси плагиоклаза и преобладающего количества санидина (калиевого полевого шпата) с подчиненными диопсидом и магнетитом (рис. 6.7). Иногда среди выделений появляются редкие кристаллы санидина или анортоклаза, гиперстена, оливина, сфена. Санидин образует каемки вокруг плагиоклаза. В основной массе возможны нефелин и эгирин.

Рис. 6.7. Трахиандезит (латит). Микролитовая флюидальная структура

Основной плагиоклаз в выделениях представлен андезином, лабрадором или битовнитом, а в основной массе - олигоклазом. Роговая обманка (бурая) и биотит встречаются то вместе, то порознь и часто

189


сильно замещены опацигом. Основная масса макроскопически пепельно- или темно-серая с шероховатым изломом. Микроструктура в зависимости от большего или меньшего содержания санидина и стекла приближается то к трахитовой, то к пилотакситовой, то к гиалопилитовой.

Трахиандезиты довольно разнообразны, их можно различать по характеру присутствующих фельдшпатоидов и по преобладанию какого-либо темноцвета (биотита, роговой обманки или пироксена).

Некоторые трахиандезиты по минералогическому и по химическому составу сложно отличить от андезитов. Наличие типоморфного для пород калиевого полевого шпата в тонкозернистой массе бывает трудно установить. Иногда каемки калинатрового полевого шпата около фенокристаллов плагиоклаза служат хорошим диагностическим признаком трахиандезитов.

Трахиандезиты являются редкими породами, поэтому они привлекали внимание петрографов. Некоторые типы получили особые названия, таковы, например, итальянские еулъзиниты. Сюда же относятся более кислые представители шоьионит-банакит-абсарокитоеого ряда пород. Латиты представляют эффузивные аналоги монцонитов, также относятся к трахиандезитам.

Эффузивные породы умеренно-щелочного ряда среднего состава слагают лавы, купола, жерла, некки, лакколиты, силлы, жилы. Трахиты образуют подушечные лавы при излиянии в подводных условиях. Формируются в орогенную и субплатформенную стадии.

190

7. ФЕЛЬДШПАТОИДНЫЕ ПОРОДЫ

Эти породы обладают наиболее резко выраженным щелочным характером. Содержание щелочей в изверженных горных породах, как мы уже отмечали, последовательно возрастает от более основных к кислым и одновременно с этим уменьшается количество оснований фемических минералов. В наиболее распространенных обычных изверженных горных породах, какими является ряд габбро - диорит - гранодиорит - гранит, эта особенность может быть прослежена очень отчетливо. Но кроме этих обычных (нормальных) пород, существуют редкие типы пород, резко отличающиеся относительно большим количеством щелочей, особенно натрия. Это возрастание щелочей происходит в основном за счет понижения содержания кремнезема. В связи с этим в минералогическом составе пород присутствуют недосыщенные алюмосиликаты - фельдшпатоиды.

Щелочные породы являются весьма редкими. Считают, что среди всех изверженных пород они составляют около 1 %. Очевидно, что эти породы образовались при каких-то особенных условиях. Р. Дэли и вслед за ним многие геологи приписывают их относительную бедность кремнеземом десиликации, вызванной сплавлением с известняками или другими основными породами. С. Смит объясняет накопление щелочей в магме щелочных пород действием минерализаторов, и, наконец, Н. Боуэн и его последователи видят причины особенностей состава щелочных пород в особых условиях кристаллизационной дифференциации магмы.

При характеристике щелочных пород одним из главных параметров является коэффициент агпаитности, который находится как отношение молекулярных количеств оксидов натрия и калия с глиноземом:

Кагп = (Na20 + К20 )/ А120 3.По коэффициенту агпаитности выделяют два типа щелочных по

род: миаскитовый (< 1 ) и агпаитовый (> 1 ).Эти две группы щелочных пород впервые выделил А.Е. Ферсман

в 1939 г. для объяснения различного порядка кристаллизации в них темноцветов и лейкократовых минералов. В миаскитовой группе, названной по типоморфной породе, число молекул Na20 + К20 меньше числа молекул А120 3. Поэтому щелочи связываются с алюминием пол-

191

7. Фельдшпатоидные породы

ностью в полевых шпатах и фельдшпатоидах. Порядок кристаллизации в этих породах нормальный, соответствующий последовательности, выявленной Г. Розенбушем и Н. Боуэном. Лейкократовые минералы кристаллизуются в последнюю очередь. Им предшествует кристаллизация темноцветов. Этим объясняется лейкократовый состав пегматитов, которые образуются на последних этапах кристаллизации магмы.

В агпаитовой группе содержание щелочей превышает количество молекул глинозема при малом количестве молекул СаО и MgO. Типично повышенные концентрации ОН, F, С1, а также Zr, Nb и лантаноидов. Трехвалентное железо преобладает над двухвалентным. В результате весь алюминий поглощается в ходе кристаллизации полевых шпатов и фельдшпатоидов, а избыток щелочей идет на кристаллизацию эгирина, натриевых амфиболов. Летучие элементы способствуют образованию цирконо- и титаносиликатов (эвдиалита, астрофиллита и др.). В агпаито- вых породах характерен идиоморфизм фельдшпатоидов относительно темноцветов, а пегматиты поздней стадии представлены меланократовы- ми образованиями. Агпаитовый характер кристаллизации характерен не только для плутонических пород, но и для некоторых фонолитов.

Среди щелочных фельдшпатоидных пород выделяется три группы пород:

1. Фельдшпатоидные сиениты - фоно литы.2. Щелочные габброиды - базальтоиды.3. Бесполевошпатовые фельдшпатоидные породы.Щелочные породы незначительно распространены в океанических

структурах, где они приурочены к приконтинентальным островам, более распространены на периферии континентальных структур, погруженных при образовании океана. На континентах щелочные породы тяготеют к периферии платформ в пределах обрамляющих их складчатых систем. В целом онн характерны для зон активизации платформ - внутриконти- нентальных и континентально-океанических рифтов. В истории Земли щелочной магматизм проявлялся от раннего протерозоя до кайнозоя.

Из фельдшпатоидных нефелиновых пород в России и Китае получают глинозем - сырье алюминиевой промышленности. Для этой цели используют уртиты и нефелиновые сиениты, пригодны берешиты. Попутно с производством глинозема получают содопродукты, галлий, цементный клинкер. В массивах фельдшпатоидных пород развиты скопления апатитовых руд и флогопита, а в корах выветривания - вермикулита.

С массивами ультраосновных, фельдшпатоидных пород и карбо- натитов генетически связаны месторождения магнетитовых и перов- скитовых редкометаллъных руд.

192

7.1. Группа фельдшпатоидных сиенитов - фонолитов

Сынныриты представляют интерес для производства калийных удобрений. В последнее время в фельдшпатоидных породах установлена золото-платиноидная микроминерализация, по концентрациям пригодная для промышленной отработки.


Фельдшпатоидные сиениты и их эффузивные аналоги фонолиты - наиболее типичные щелочные породы, среди которых преобладают интрузивные разности. Их распространенность - не более 1 %.

Таблица 7.1Химический состав фельдшпатоидных сиенитов - фонолитов, мае. %Оксид 1 2 3 4 5 6 7Si02 56,32 55,03 55,59 56,11 54,86 55,00 54,46ТЮ2 0,23 0,76 0,07 0,31 0,48 0,65 0,29А120 3 22,14 17,01 24,05 21,31 21,40 19,30 22,71Fe20 3 2,13 6,82 2,15 2,45 1,07 1,27 2,11FeO 0,88 1,48 0,75 1,59 2,94 2,95 0,95MnO 0,12 0,19 0,09 0,08 0,07 0,17 -

MgO 0,09 0,92 Сл. 0,37 0,53 0,31 0,60CaO 0,63 1,09 0,53 0,63 2,43 2,81 3,76Na20 10,32 8,97 12,30 7,37 5,20 7,77 5,49K20 6,45 5,23 3,65 8,83 9,14 5,92 8,61H20" - 1,22 0,12 0,161

0,07— 0,87

H20 + 0,66 0,01 0,58 - J 3,31 0,44p2o 5 0,17 0,09 - Сл. 0,11 0,24 0,18Сумма 100,34 100,40 99,99 99,63 99,10 100,55 100,91

П р и м е ч а н и е : 1 - фойяит . Приморье. Кол. М.Г. Руб. В сумму входят С - 0,10; Zr02 - 0,10; 2 - луяврит . Ловозерский массив. Кол. К.А. Власова. В сумму входят Li20 ; S 0 3 - 1,40; Cl - 0,14; 3 - м ариуполит . Окрестности г. Мариуполь. Кол. А.С. Гинзберга. В сумму входят С 02 - 0,09; F - 0,03; 4 - м иаскит . Урал. Кол. В.Я. Левина. В сумму входят п.п.п. - 0,42; 5 - псевдолей- цит овы й сиенит . Монголия. Кол. В.А. Кононовой. В сумму входят С 0 2 - 0,19; F - 0,17; 6 - неф елиновы й ф онолит . Чехия. Кол. Е.Д. Андреевой. В сумму входят С 0 2 - 0,51; F - 0,09; S - 0,03; ВаО - 0,14; SrO - 0,08; 7 -л е й ц и т о в ы й ф о н о лит. Южная Италия. Кол. А. Фиттмана. В сумму входит С1 - 0,44.

193


Химический состав пород этой группы характеризуется следующими вариациями, мае. %: S i02 - 53-58; А120 3 - 20-22; Fe20 3 + FeO -4-10; CaO - 0,5-2; Na20 + K20 - 12-17 (табл. 7.1). Из щелочных металлов преобладает натрий, только в миаскитах доминирует К20 . В мариуполитах отмечается аномально высокое содержание Na20. Фельдшпатоидные сиениты и фонолиты являются средними по содержанию кремнезема.

Фельдшпатоидные сиениты развиты в устойчивых областях. Они приурочены к глубинным разломам. Образуют интрузивные и эффузивные тела центрального типа - штоки, небольшие лакколиты, дайки. Интрузивы редко слагают крупные массивы (Хибинский - 1 300 км2, Ловозерский - 600 км2). На Енисейском кряже известен Средне- Татарский массив. В Кузнецком Алатау - Горячегорский и др. Эффузивные породы (0,1 % от всех эффузивных) распространены на при- континентальных островах - Азорские, Канарские, о. Св. Елены. Отмечаются совместно с трахитами, базальтами, оливиновыми породами.

Плутонические породыЭто кристаллические зернистые породы, состоящие в основном

из щелочного полевого шпата и нефелина или другого фельдшпатоида и небольшого количества цветного минерала: биотита либо щелочного пироксена и амфибола. По внешнему виду розовато-серые, светло- зеленовато-серые разной интенсивности цветов и оттенков.

Как правило, в фельдшпатоидных сиенитах плагиоклаз отсутствует или появляется в небольших количествах.

Щелочной полевой шпат в этих породах представлен ортоклазом, микроклином и альбитом. Иногда они встречаются раздельно, но обычно образуют микропертитовые и криптопертитовые прорастания.

Микропертиты здесь бывают различных типов, как эвтектоид- ные, так и вторичные, образовавшиеся путем распада твердых растворов или проникновения альбита по трещинкам. Между микропертита- ми и криптопертитами нередки всевозможные переходы. Довольно характерно встречающееся иногда обрастание калиевого полевого шпата альбитом.

Нефелин обычно представлен разновидностью с жирным блеском - элеолитом. В некоторых из нефелиновых сиенитов характерным является разложение нефелина с образованием натровых цеолитов и кан- кринита. Иногда в нем развиты включения пузырьков, микролитов эгирина и других цветных минералов. Нефелин легко различается макроскопически на выветрелой поверхности породы, так как его зерна

194


выделяются в виде углублений, растворяются легче полевого шпата. Поверхность выветрелого нефелина матовая, обычно серого цвета.

Из других фельдшпатоидов распространен содалит. Иногда он встречается в идиоморфных кристаллах, но обычно в неправильных зернах, редко в форме жилочек, замещая метасоматический нефелин. Канкринит также является обычным минералом, развивающимся на месте нефелина, иногда вплоть до полного вытеснения последнего. Относительно редок анальцим, тоже замещающий нефелин. Лейцит встречается только в псевдоморфозах по нему, образованных нефелином, ортоклазом и анальцимом.

Цветные минералы нефелиновых сиенитов такие же, как в щелочных сиенитах, не содержащих нефелина. Биотит представлен сильно железистой, интенсивно плеохроирующей разностью (лепидомелан). Пироксен - эгирином, иногда эгирин-авгитом. В некоторых нефелиновых сиенитах встречается диопсид с каемками эгирина, в меланокра- товых разностях - титанистый авгит.

Роговая обманка обычно натровая - арфведсонит, гастингсит или близкие к ним. Редко, в некоторых нефелиновых сиенитах, встречается красновато-бурый баркевикит.

Весьма характерно нахождение в нефелиновых сиенитах редкоземельных титаноцирконосиликатов, заменяющих отчасти цветные минералы. Таковы энигматит - черный роговообманковый минерал; эвдиалит и эвколит - красные, первый с розовым, второй с бурым оттенком; астрофиллит и лампрофиллит - игольчатые и таблитчатые кристаллы бронзового цвета. Все эти минералы приурочены обычно к более грубозернистым пегматитовидным разновидностям нефелинового сиенита. Более редкими минералами того же типа являются ката- плеит, мозандрит, ловенит, розенбушит, ринкит и др.

В некоторых нефелиновых сиенитах в качестве характерной примеси встречается гранат, иногда корунд. Как случайный минерал отмечается флюорит. Из акцессорных минералов распространены ильменит, апатит, сфен и циркон. Сфен встречается в более меланократо- вых, циркон - в более лейкократовых разностях. Следует отметить наличие первичного кальцита.

Плутонические породы пользуются преимущественным распространением по сравнению с эффузивными и гипабиссальными.

Качественный минеральный состав фельдшпатоидных сиенитов приведен в табл. 7.2. Преобладающими минералами в породах являются щелочные полевые шпаты - 65-70 %, фельдшпатоиды в среднем

195


составляют около 20 %, цветное число мезократовых пород равно 10- 15 %, а в меланократовых разностях достигает 20-25 %.

Таблица 7.2Минеральный состав фельдшпатоидных сиенитов



Главные Фельдшпатоиды (1 0 ^ 0 %): нефелин, реже содалит, лейцит, аналь- цим, канкринит

Цеолиты, либе- нерит, агрегат шпреуштейна (красноватобурый агрегат гидронефелина, натролита и др.), монтмориллонит

Микроклин-пертит или анорток- лаз, ортоклаз, микроклин, альбит

Каолинит

Щелочные пироксены (10-25 %) эгирин-авгит, эгирин, титан-авгит. Щелочные амфиболы - гастинг- сит, рибекит, арфведсонит. Лепидомелан

Хлорит

Второстепенные Астрофиллит, лампрофиллит, эвдиалит, эвколит, ринкоит, энигма- тит, рамзаит, пектолит, минералы группы содалита

-

Акцессорные Апатит, сфен, циркон, магнетит, титаномагнетит -

Структура нефелиновых сиенитов среднезернистая, иногда крупнозернистая. При образовании минералов первыми обычно выделяются апатит, циркон, рудный минерал. В некоторых случаях можно констатировать образование кальцита также в первой стадии кристаллизации. Главные породообразующие минералы - полевой шпат и нефелин - могут выделяться в разном порядке; иногда нефелин идиоморфен по отношению к полевому шпату, иногда наоборот. В некоторых породах встречаются микропегматитовые сростки того и другого минерала. Часто последовательность выделения не может быть установлена, и структура имеет вид аллотриоморфнозернистой. Щелочные амфиболы и эгирин обычно начинают выделяться раньше салических элементов, но их кристаллизация продолжается и позднее, иногда встречаются хорошо образованные кристаллы эгирина в миаролитовых пустотах.

196


Из деталей можно отметить нахождение канкринита в форме реакционных кайм между нефелином и кальцитом.

По текстуре различают два типа нефелиновых сиенитов: трахи- тоидный с таблитчатыми, более или менее параллельно расположенными кристаллами полевого шпата и гранитоидный. В некоторых нефелиновых сиенитах развита гнейсовидная текстура с чередующимися слоями цветных и бесцветных минералов или даже полосчатая.

Систематика этих пород сложна и слабо разработана. В литературе упоминаются десятки видов и разновидностей пород, имеющих собственные названия. Основной признак классификации - характер фельдшпатои- дов, в соответствии с которым выделяют следующие виды сиенитов:

нефелиновые (резко преобладают); лейцитовые (псевдолейцитовые); содалитовые; канкринитовые; анальцимовые.Наиболее распространены нефелиновые разности. Их классифи

кация осуществляется по содержанию нефелина, составу щелочного полевого шпата, структуре, текстуре и многим другим признакам.

Б.М. Куплетский по составу выделил собственно нефелиновые сиениты (нефелин - 10-30 %) и ювиты (нефелин - 30-50 %). Преобладающими минералами в породах являются ортоклаз (микроклин) и альбит, что отличает их от основных фельдшпатоидных пород, в которых присутствует плагиоклаз основного, иногда среднего состава.

Наиболее широко распространены среди нефелиновых сиенитов миаскиты, фойяиты, хибиниты, луявриты, мариуполиты, реже встречаются рисчорриты и нефелиновые монцониты. Приведем краткую характеристику главных видов пород.

Миаскиты - нефелиновые сиениты светло-серого цвета, в которых главным цветным минералом является сильно плеохроирующий бурый лепидомелан. В более меланократовых разностях отмечаются щелочная роговая обманка, близкая к гастингситу, ортоклаз, микро- пертит, криптопертит, реже микроклин и микроклин-микропертит. Иногда присутствуют канкринит, содалит, кальцит.

Количественное соотношение минералов, %: калинатровый полевой шпат - 40-60; альбит в пертиговых вростках, нефелин - 10-30; лепидомелан - 10-15. Микроструктура аллотриоморфнозернистая. Текстура гнейсовидная, полосчатая (рис. 7.1). Разновидность - гастингситовый миаскит.

Нефелиновый сиенит из Сиерра-де-Монтекарло в Португалии получил название фойяит, которое потом многие авторы распростра

197


няли на все амфиболовые и пироксеновые разности. Раньше вслед за Бреггером применяли название «фойяит» для тех пород, которые обладают трахитоидной текстурой. Типичный фойяит состоит из ортоклаза, нефелина, нередко содалита; цветные минералы - щелочная роговая обманка, эгирин-авгит или эгирин, который иногда окаймляет ядро диопсид-геденбергитового пироксена, и биотит.

Рис. 7.1. Миаскит. Аллотриоморфнозернистая структура

Количественный минеральный состав фойяита, %: темноцветы - около 10; нефелин - 20-30; ортоклаз или ортоклаз-пертит - 60. Текстура трахитоидная или массивная. Микроструктура гипидиоморфно- зернистая или трахитовая (фойяитовая).

Дитроиты являются слюдяными нефелиновыми сиенитами. Полевой шпат в них представлен главным образом микроклином, присутствует в довольно значительном количестве содалит, цветной минерал - эгирин- авгит.

Мариуполиты - нефелиновые сиениты. Типоморфным признаком породы является то, что щелочной полевой шпат представлен альбитом. Содержание нефелина в среднем составляет 10-15 %; обычно присутствуют канкринит и содалит. Характерным темноцветом в ма- риуполите является эгирин (рис. 7.2). Иногда рассматривается как ме- тасоматическая порода.

198


Рис. 7.2. Мариуполит канкринитсодержащий

Рис. 7.3. Рисчоррит. Микропойкилитовая структура

199


200

Рис. 7.5. Хибинит. Мелкопанидиоморфнозернистый агрегат нефелина среди крупных зерен ксеноморфного эвдиалита


Рисчорриты - нефелиновые сиениты с ярко выраженной пойкилито- вой структурой, которая проявляется в закономерных прорастаниях кали- натрового полевого шпата и нефелина (рис. 7.3). Структура крупно- и гигантозернистая, текстура массивная, реже трахитоидная.

Хибиниты являются грубозернистыми ювигами, в которых эвдиалит, обычно акцессорный, является главным породообразующим минералом, т.е. это грубозернистые эвдиалитовые ювиты (рис. 7.4,7.5).

Луявриты по содержанию нефелина относятся к ювитам. Содержание щелочных амфиболов и пироксенов в них составляет 0-30 % и более. Для луявритов характерна ясная трахитоидность, которая проявляется в субпараллельном расположении табличек калинатровых полевых шпатов. Структура мелко- и среднезернистая. Эти ювиты аномально богаты редкоземельными элементами, ураном, торием, литием и рядом других некогерентных элементов.

Для нефелиновых монцонитов характерно присутствие значительных количеств олигоклаза или андезина, повышенное содержание диопсида с каемками эгирин-авгита. Содержание нефелина - 10-30 %.

Жильные породыТингуаиты (асхистовые породы) в основном сложены нефели

ном и щелочным полевым шпатом, в небольшом количестве присутствуют эгирин, эгирин-авгит, щелочной амфибол и биотит. Характерная особенность - вытянутые микролиты ортоклаза образуют «войлок», в который погружены зерна нефелина и темноцветных минералов. Разновидности - лейцитовые и псевдолейцитовые. Структура пород афа- нитовая или тонкозернистая.

Нефелиновые сиенит-порфиры - породы порфировой структуры, основная масса тонкозернистая, афанитовая. Вкрапленники представлены калишпатом, нефелином, эгирином. В основной массе те же минералы образуют гипидиоморфнозернистую структуру.

Нефелиновые сиенит-аплиты - лейкократовые жильные породы с типичной для аплитов аллотриоморфнозернистой структурой.

Нефелиновые сиенит-пегматиты - грубозернистые нефелиновые породы, содержащие различные редкие минералы (эвдиалит, лам- профиллит, астрофиллит и др.). Для этих пород характерны агрегаты шестоватых беспорядочно ориентированных кристаллов эгирина.

Эффузивные породыВ эффузивных породах выделяют только одно семейство - фоно

литы. В качестве вкрапленников в фонолитах присутствуют фельд-

201


шпатоиды, калинатровые полевые шпаты, щелочные пироксены и амфиболы. Основная масса сложена щелочным полевым шпатом, нефелином, темноцветными минералами. Вулканическое стекло присутствует в минимальных количествах.

Фонолиты являются эффузивным эквивалентом нефелиновых сиенитов. Афировые разности редки. Породы порфировые с редкими вкрапленниками санидина или анортоклаза и нефелина; встречаются содалит, гаюин, нозеан. Темноцветные минералы представлены в небольших количествах диопсидом, титан-авгитом, эгирином, щелочными амфиболами. Диопсид иногда окружен каемкой эгирин-авгита. Основная масса представлена переменными количествами тех же минералов, что и вкрапленники; сложна в изучении под микроскопом.

Среди фонолитов выделяют трахитоидные и нефелинитоидные фонолиты и их измененные разности.

В основной массе трахитоидных фонолитов преобладает санидин. Микролиты санидина образуют сплошной «войлок» с отдельными зернами нефелина (рис. 7.6). Основная масса имеет трахитоидную структуру. Щелочные полевые шпаты занимают около 70 % основной массы.

Рис. 7.6. Фонолит трахитоидный. Зерна нефелина среди войлока микролитов санидина

В основной массе нефелинитоидных фонолитов преобладает изометричный нефелин, щелочного полевого шпата отмечается не более 20 %, последний образует короткопрямоугольные или квадратные зерна, между которыми располагаются редкие микролиты санидина.

202


Рис. 7.7. Лейцитовый фоно лит

Рис. 7.8. Фонолит нозеановый

203


В измененных фонолитах (палеотипные разновидности) вкрапленники представлены ортоклазом, ортоклаз-пертитом (вместо санидина), нефелином (замещается вторичными минералами). Темно- цветные минералы обычно не сохраняются, на их месте присутствуют агрегаты гидроокислов железа. Основная масса интенсивно разложена и представлена вторичными продуктами изменения нефелина и калинатровых полевых шпатов. Определить состав породы весьма сложно.

По виду фельдшпатоида во вкрапленниках выделяются разновидности: нозеановые, содалитовые, гаюиновые, анальцимовые фонолиты.

Лейцитовые фонолиты - во вкрапленниках преобладают санидин, лейцит, реже встречаются гаюин, нозеан, плагиоклаз (рис. 7.7, 7.8). Основная масса сложена санидином, лейцитом, нефелином, авгитом, магнетитом, титаномагнетитом, щелочными амфиболами, пироксена- ми и стеклом.

К псевдолейцитовым и эпилейцитовым фонолитам относятся не только эффузивные, но и гипабиссальные породы порфировой структуры. Порфировые вкрапленники обычно крупные и представлены псевдоморфозами по лейциту - псевдолейцитом (агрегат ортоклаза и нефелина) или эпилейцитом (агрегаты ортоклаза и мусковита). Основная масса - тонко-, микрозернистая, сложена ортоклазом, нефелином, мусковитом. Цвет основной массы - темносерый.

С породами этой группы связаны руды циркония, ниобия, тантала. Нефелиновые сиениты - алюминиевая руда (Кия-Шалтырь, Горя- чегорск). Используются для получения соды, поташа, цемента.

7.2. Группа фельдшпатоидных габброидов - базальтоидов

Породы имеют ограниченную распространенность. Обычно встречаются в ассоциации с другими фельд- шпатоидными породами. Слагают самостоятельные тела, штоки, лакколиты.

Фельдшпатоидные габброиды - базальтоиды имеют следующий химический состав, мае. %: Si02 - 45^9; А120з - 12-18; £ FeO - 9-11; MgO - 4-8; CaO - 8-10; Na20 + K20 - 6,0-8,5. Есть разновидности с преобладанием либо Na20 , либо К20 (табл. 7.3).

204

7.3. Группа бесполевошпатовых фельдшпатоидных пород

Таблица 7.3

Химический состав габброидов - базальтоидов, мае. %

Оксид 1 2 3 4 5Si02 48,68 45,09 48,90 44,69 45,36ТЮ2 1,00 0,98 0,8 3,55 0,52А120 3 19,76 23,20 12,19 16,93 20,52Fe20 3 2,22 2,83 4,67 3,22 6,21FeO 7,90 6,84 5,96 7,70 3,92MnO 0,16 0,19 0,22 0,15 0,77MgO 3,36 1,38 7,93 5,40 1,50CaO 7,37 7,34 9,75 7,28 5,15Na20 5,23 8,24 2,01 4,20 8,74K20 2,50 1,38 5,88 1,31 1,89H2CT - 0,16 1,17 0,60 1,60H20 + - 1,11 0,15 4,75 3,28P20 5 0,54 0,29 - 0,25 0,31Сумма 100,08 100,00 99,65 100,19 100,10

П р и м е ч а н и е : 1 - эссексит . Кузнецкий Алатау. Кол. Г.В. Филиппова. В сумму входят п.п.п. - 1,36; 2 - т ералит . Кузнецкий Алатау. Кол. Е.Д. Андреевой. В сумму входят S - 0 , 1 3 ; F - 0 , 1 3 ; С 0 2 - 0,48; SrO - 0,24; ВаО - 0,04; С1 - 0,05; 3 - ш онкинит . Тянь-Шань. Кол. Т.В. Молчановой; 4 - т еш енит . Р. Колыма. Кол. С.В. Обручева. В сумму входят С 0 2 - 0,20; ВаО - 0,06; 5 - т еф рит . Кузнецкий Алатау. Кол. И.К. Баженова. В сумму входит ВаО - 0,33.

Плутонические породыФельдшпатоидные основные породы темно-серые, иногда розо

ватые, зернистые; по условиям залегания делятся на плутонические и гипабиссальные (дайковые, жильные) породы. По текстурно-структурным признакам эти два класса плохо различимы (схожи). Надежно их отличить можно только по геологическим условиям залегания.

Эти породы по минеральному составу занимают промежуточное положение между нефелиновыми сиенитами и габбро (табл. 7.4).

С габбро их сближает высокое содержание темноцветов, обычное присутствие основных или средних плагиоклазов, с нефелиновыми сиенитами - наличие переменных количеств фельдшпатоида и/или калинатрового полевого шпата.

Количество темноцветных минералов составляет не ниже 30-35 %, а иногда поднимается до 70-80 %. Наиболее распространенные темно- цветы - титан-авгит, баркевикит, биотит. Нередко отмечается авгит. Оба пироксена могут окружаться каемками эгирин-авгита.

205


Таблица 7.4

Минеральный состав фельдшпатоидных габброидов



Главные Плагиоклаз основнойКалишпатНефелинЛейцитМоноклинные пироксены, в том числе щелочные

Эпидот, альбитКаолинитЦеолиты

Актинолит, хлорит

Второстепенные ОливинЩелочные амфиболы Биотит

Серпентино-хлорит, хлорит, гидроксиды железа, карбонаты

Акцессорные Сфен Апатит Ильменит Т итаномагнетит

-

Структуры фельдшпатоидных габброидов равномерно-зернистые, порфировидные, под микроскопом - гипидиоморфнозернистые с идиоморфизмом темноцветов и плагиоклаза по отношению к фельд- шпатоидам и калинатровому полевому шпату. Текстуры массивные, шлировые полосчатые, гнейсовидные.

Главные разновидности пород группы: эссекситы, тералиты, те- шениты, малиньиты и шонкиниты (табл. 7.5).

Эссекситы по внешнему облику напоминают диориты с равномерно-зернистым или порфировидным строением. Они имеют следующий усредненный состав, %: плагиоклаз средний или основной - 40; калинатровый полевой шпат - до 15; нефелин, содалит, канкринит, вторичный анальцим - до 10; титан-авгит, авгит, барке- викит, биотит, оливин - 30-35. Акцессорные минералы - апатит, ильменит, редко сфен. Характерен идиоморфизм темноцветных минералов относительно лейкократовых. Эссекситы связаны постепенными переходами с монцонитами, сиенитами, диоритами, тералитами.

Тералиты - темно-серые (до черных) породы, состоящие из основного плагиоклаза - от 20 до 40 %, нефелина - 10-15 %, иногда до 20-30 %, титан-авгита, авгита - 50-60 %. Редко в небольших количествах встречается калишпат, а среди темноцветов - оливин, баркеви- кит, биотит. Структура гипидиоморфнозернистая.

206


Таблица 7.5

Разновидности фельдшпатоидных габброидов

Название горной породы

Главные минералы Основныеотличительные

признакиНазвание Содержание, %

Эссексит

Плагиоклаз основной 30-40

Совместно присут- ствуют калишпат и плагиоклаз

Калишпат 5-20Пироксен моноклинный 20-50Нефелин Ед. з.-Ю± Керсутит, биотит

Шонкинит

Калишпат 10-40Присутствует калишпат, плагиоклаз отсутствует

Пироксен моноклинный 30-70Нефелин 5-10Оливин 0-20

Тералит

Плагиоклаз основной 20^10Присутствует пла- гиоклаз, калишпат отсутствует

Нефелин 10-30Пироксен моноклинный 10—40Оливин 0-20

Тешенит

Плагиоклаз основной 20^10 Фельдшпатоид представлен анальцимом. Присутствует плагиок- лаз, калишпат может содержаться в незначительных количествах

Анальцим 10-20Пироксен моноклинный 20-50Оливин 0-10

± Керсутит, биотит

Малиньит

Калишпат 10^10 В сравнении с шонкинитом отмечается повышенное содержа- ние нефелина

Нефелин 20-30Пироксен моноклинный До 50Амфибол 0-10

Тешениты отличаются от тералитов тем, что фельдшпатоид представлен анальцимом, занимающим промежутки между темноцве- тами и плагиоклазом. Структура офитовая.

Молиньиты - темноокрашенные породы с розовым оттенком, включающие темноцветы (эгирин-авгит, биотит) - до 50 %; нефелин - 20-30 %; калишпат - 10-40 %. Малиньиты можно рассматривать как

207


нефелиновые сиениты, обогащенные темноцветами. Структура порфировидная, с мелко- и среднезернистой основной тканью (рис. 7.9).

Рис. 7.9. Малиньит порфировидный

Шонкиниты - очень меланократовые нефелиновые сиениты, которые включают, %: клинопироксен (авгит, диопсид) - 50-70 (присутствуют биотит, оливин, гастингсит); ортоклаз, ортоклаз-пертит - 20- 30; нефелин - до 10, редко более. Структура гипидиоморфнозернистая, порфировидная, пойкилитовая - в крупных зернах ортоклаза включения темноцветов и фельдшпатоида. Разновидности шонкинитов - био- титовые, эгирин-авгитовые, лейцитовые.

Жильные породыК жильным породам фельдшпатоидных габброидов - базальтои-

дов относятся берешиты, камптониты, мончикиты.Берешиты - порфировые или порфировидные породы вишнево

го цвета. В порфировых выделениях нефелин достигает 5 см, иногда встречаются призмы пироксена. В основной массе присутствуют плагиоклаз № 40 - до 30 %; ортоклаз - до 15 %, нефелин-аналыдам - до 20 %, титан-авгит с оболочкой эгирин-авгита. Берешиты встречаются в эффузивной фации, отличаются от гипабиссальных пород наличием стекла в афанитовой основной массе (рис. 7.10).

208


Камптониты - темно-серые порфировые, реже афировые мелкозернистые лампрофиры. Вкрапленники представлены баркевикитом, титан- авгитом, плагиоклазом (незначительное количество), оливином (рис. 7.11).

Рис. 7.10. Берешит. Порфировые вкрапленники зонального нефелина

Рис. 7.11. Камптонит. Порфировидная структура

Основная масса - призмочки полевого шпата, бурые столбики роговой обманки, биотит, зеленый авгит, апатит, титаномагнетит (ус

209


редненный состав - 47 Пл + 31 Титан-авгит +10 Барк + 9 Ол + 3 Руди). Может присутствовать в небольшом количестве калишпат.

Мончикиты - лампрофиры, похожие на камптониты, отличаются тем, что в основной массе отсутствует полевой шпат. Мончикиты состоят из стекла, анальцима, микролитов пироксена, амфибола, магнетита, апатита. В основной массе развиваются карбонаты и цеолиты, а также возможно присутствие мелилита, лейцита, содалита, нозеана. Порфировые вкрапленники представлены немногочисленными кристаллами титан-авгита, керсутита, оливина.

Эффузивные породыСреди эффузивных пород развиты берешиты, тефриты, базаниты.Тефриты и базаниты - эффузивные аналоги тералитов. Породы

имеют темно-серую окраску, обычно с вишневым оттенком. Текстура массивная, плотная или миндалекаменная, структура порфировая с афанитовой основной массой.

В порфировых выделениях развиты плагиоклаз (лабрадор или андезин), моноклинный пироксен (авгит или титан-авгит), оливин (Fa2o-3s) и нефелин (возможен анальцим).

В основной массе присутствуют беспорядочно ориентированные микролиты плагиоклаза, между которыми расположены нефелин или лейцит, моноклинный пироксен, редко оливин и рудный минерал.

Базанитами называют оливиновые разновидности тефритов.Фельдшпатоидные габброиды и базальтоиды могут использо

ваться в качестве бутового камня при отсыпке дорог. Некоторые разновидности - берешиты, малиньиты - применяются как декоративный камень. Тефриты можно использовать для каменного литья. Берешиты могут служить сырьем на глинозем.


По характеру фельдшпатоида среди бесполевошпатовых пород выделяют нефелиновые, лейцитовые и мелилито- вые разности.

Эти породы приурочены к устойчивым структурам земной коры - платформам, стабилизированным складчатым областям. Формируются

210


при активизации магматической деятельности: ассоциируют в массивах с фельдшпатоидными сиенитами, габброидами, оливинитами, перидотитами, пироксенитами, слагают интрузии центрального типа, штоки.

Нефелиновые и лейцитовые породы имеют следующий химический состав, мае. %: S i02 - 40-45; А120 3 - 10-28; £FeO - 4-9; MgO - 0,5-13,0; СаО - 2-20; Na20 + К20 - 5-20 (табл. 7.6). По содержанию Na20 и К20 выделяются существенно натриевые и калиевые разновидности. Мелилитовые породы отличаются от нефелиновых и лейци- товых по конценрации большинства петрогенных оксидов, мае. %: S i02 - 30-40; А120 3 - 5-6; £FeO - 8-13; MgO - 10-20; СаО - 25-30; N20 + К20 - 2,5-4,0 (табл. 7.7).

Таблица 7.6

Химический состав бесполевошпатовых нефелиновых и лейцитовых пород, мае. %

Оксид 1 2 3 4 5 6 7 8S i0 2 40,59 42,78 41,25 44,00 45,68 45,33 45,33 43,76ТЮ2 3,96 3,74 1,72 0,28 3,40 1,12 0,66 2,82А120 3 6,14 10,60 23,04 27,50 12,15 11,96 18,46 8,23Fe20 3 8,51 8,76 3,58 3,04 3,78 4,66 4,85 2,28FeO 7,86 3,87 2,93 0,57 5,47 3,15 3,34 9,30MnO 0,22 0,16 0,07 0,12 - 0,14 0,26 0,17MgO 12,29 7,67 4,38 0,14 7,63 4,82 2,40 17,65СаО 15,90 12,81 6,74 2,06 13,20 11,98 11,00 11,27Na20 2,49 5,70 11,01 14,49 1,84 1,57 10,16 1,87K20 1,18 3,02 4,99 3,02 6,30 7,37 2,02 2,69H20" 0,46 - - 0,78 1 - 0,45 1

ГО,08 - 0,20 гОДЗН20 + - - 0,29 2,50 J Jр 2о 5 0,09 0,56 0,08 1,56 0,75 1,24 0,80 0,45Сумма 100,57 99,67 100,08 100,06 100,28 100,58 99,93 100,62

П р и м е ч а н и е : 1 - якупирангит . Маймеча-Котуйская провинция. Кол. Л.С. Егорова. В состав входят п.п.п. - 0,20; С 0 2 - 0,68; 2 - м елът ейгит . Маймеча-Котуйская провинция. Кол. В.А. Кононовой; 3 - ийолит. Маймеча- Котуйская провинция. Кол. В.А. Кононовой; 4 - урт и т . Кольский п-ов. Кол. О.В. Воробьевой; 5 - м иссурит . Италия. Кол. А. Лакруа; 6 - ф ергуси т . Восточный Памир. Кол. Е.Д. Андреевой. В сумму входят ВаО - 1,28; С 0 2 - 4,22; F - 0,31; п.п.п. - 1,43; 7 - неф еленит . Кольский п-ов. Кол. Н.Д. Соболева; 8 - оливиновы й м елалейцит ит . Уганда. Кол. А.И. Полякова.

211


Таблица 7.7

Химический составбесполевошпатовых мелилитовых пород, мае. %

Оксид 1 2 3 4 5S i0 2 40,27 41,88 34,01 34,90 37,37ТЮ2 0,80 1,84 5,33 1,16 1,98А120 3 2,02 3,62 7,51 15,99 11,40Fe20 3 4,40 6,68 9,31 7,28 6,65FeO 4,49 3,20 7,09 3,82 3,92MnO 0,08 0,11 0,19 0,72 0,15MgO 22,20 9,24 10,12 5,02 8,00CaO 25,93 29,58 20,35 19,35 20,81Na20 1,63 2,05 3,15 7,27 4,69K20 0,08 0,35 1,75 2,08 1,74H20" - 0,11

1 0,220,02 0,18

H20 + 0,11 - J 0,60 -

P2O5 - 0,10 0,10 0,68 0,05Сумма 100,35 100,12 99,84 100,18 100,43

П р и м е ч а н и е : 1 - кугдит . Маймеча-Котуйская провинция. Кол. В.А. Кононовой. В сумму входят С 0 2 - 0,06; F - 0,23; S - 0,05; 2 - у м к о м п а г - р и т . Маймеча-Котуйская провинция. Кол. В.Ф. Мотычко. В сумму входят п.п.п. - 1,46; 3 - т урьяит . Маймеча-Котуйская провинция. Кол. Л.С. Егорова. В сумму входят С 0 2 - 0,57; п.п.п. - 0,14; 4 - окаит . Канада. Кол. Д.П. Гольда. В сумму входит С 0 2 - 1,29; 5 - мелилит ит . Маймеча-Котуйская провинция. Кол. Л.С. Егорова. В сумму входят п.п.п. - 3,49.

По химическому составу бесполевошпатовые фельдшпатоидные породы соответствуют ультраосновным щелочным.

Подгруппа нефелиновых пород

Плутонические породы Для минерального состава характерна комбинация переменных ко

личеств темноцвета и нефелина; в качестве второстепенных минералов отмечаются калинатровый полевой шпат, альбит-лабрадор (табл. 7.8).

Интрузивные породы этой группы представлены семейством фойдолитов. Виды пород в семействе ультраосновных фойдолитов выделяются по содержанию нефелина и клинопироксенов, образуя ряд от якупирангитов до уртитов (табл. 7.9).

212


Таблица 7.8

Минеральный состав бесполевошпатовых пород



Главные Фельдшпатоиды (0-70 % и более) - нефелин, реже лейцит.Пироксены - диопсид-авгит, титан-авгит, авгит

Цеолиты, либенерит, агрегат шпреуштейна (красновато-бурый агрегат гидронефелина, натролита и др.), монтмориллонит

Второстепенные Оливин, анальцим, флогопит, волластонит, щелочные амфиболы, кальцит, биотит, полевой шпат

Хлорит

Акцессорные Сфен, циркон, магнетит, апатит, титаномагнетит

—

Таблица 7.9

Разновидности нефелиновых фойдолитов

Горная порода Темноцветные минералы, % Фельдшпатоиды,% Акцессорные

минералы

Якупирангит

Эгирин-авгит

^ Г 85-95 1 итан-авгит J

Нефелин П

Канкринит ^ 5-15

Т итаномагнетит, апатит, сфен, меланит, перов- скит

Мельтейгит Титан-авгит -6 5 -8 5

Нефелин Вторичные:

либенерит цеолиты канкринит-^

^35-15

Меланит Апатит Сфен Ильменит Т итаномагнетит

Ийолит

Эгирин-авгит, но чаще титан-авгит и авгит с каемками эгирина - 35-65

Нифелин Вторичные:

либенерит цеолиты канкринит^

=-65-35

Апатит Сфен Меланит Ильменит Т итаномагнетит

Тавит Эгирин - 37 Содалит - 63

Уртит ЭгиринЭгирин-авгит г 15 Титан-авгит J

Нефелин СфенАпатит*

Монмутит Г астингсит Нефелин - « -

*При высоком содержании апатита породы называются неапитами.

213


Микроструктуры гипидиоморфнозернистые с обычным (грани- тоидным) идиоморфизмом темноцветов по отношению к нефелину и агпаитовым идиоморфизмом (нефелин идиоморфнее темноцветов).

Якупирангиты - меланократовые породы, на 80-90 % сложенные клинопироксеном.Содержание нефелина в них составляет от ед. з. до 10 %. В якупирангитах отмечается сидеронитовая структура, обусловленная высоким содержанием титаномагнетита (5-20 %), выполняющего межзерновое пространство главных породообразующих минералов. Разновидности выделяются по второстепенным минералам - полевошпатовый, оливиновый, апатитовый, рудный и др.

Мельтейгиты - мелано-, мезократовые породы. Содержание нефелина составляет 15-35 %, клинопироксена - 65-85 %. Клинопи- роксен в них более идиоморфен, чем нефелин. По второстепенным минералам выделяются разновидности - кальцитовый, полевошпатовый, оливиновый и др.

Ийолиты - мезократовые породы, содержащие нефелин (35- 65 %), клинопироксен (20-40 %), титаномагнетит (до 10 %).

Рис. 7.12. Уртит. Агпаитовая структура

Уртиты сложены преимущественно нефелином (70-95 %), клинопироксена - менее 20 %, титаномагнетита - до 5 %. Для уртитов характерна типоморфная агпаитовая структура (рис. 7.12).

214


Жильные породы Гипабиссальные (жильные) бесполевошпато- вые нефелиновые породы встречаются редко.

Наиболее распространенные - микроийолиты, микромельтейгиты (похожи на нефелиниты) и уртит-ийолит- и мельтейгит-порфиры. Для них характерен высокий идиоморфизм нефелина (рис. 7.13).

Рис. 7.13. Уртит-порфир. Порфировая структура- во вкрапленниках нефелин

Эффузивные породы Вулканические щелочно-ультра-основные породы представлены

семейством ультраосновных фойдитов. Виды в этом семействе выделяются по особенностям минерального состава, разновидности - по второстепенным минералам, наличию вулканического стекла (табл. 7.10).

Среди ультраосновных фойдитов выделяются следующие разновидности: меланефелинит (оливиновый меланефелинит, авгитит, лим- бургит); нефелинит.

Меланефелиниты - темно-серые породы. Миндалекаменные, пористые, трахитоидные порфировые и афировые. В качестве вкрапленников присутствуют оливин, клинопироксен (до 30 %). В основной массе развиты КПи + Нф + Титаномагнетит + Сфен + Перовскит + Вулканическое стекло (нефелина до 20-25 %). Микроструктура микрозер- нистая (рис. 7.14).

215


Таблица 7.10

Минеральный состав ультраосновных фойдитов

Структурные части пород МинералыВкрапленники Оливин

КлинопироксенНефелинБиотит*Лейцит*Кальсилит*

Основная масса Оливин, нефелин Мелилит Биотит ЛейцитКлинопироксен Вулканическое стекло

*Встречаются редко.

Рис. 7.14. Меланефелинит (Крестовский массив, Маймеча-Котуйская провинция). Микрозернистая структура

Оливиновые мелстефелиниты отличаются повышенным содержанием оливина (до 25 %). Основная масса микрозернистая.

216


У авгититов основная масса представлена стеклом, вкрапленники - моноклинным пироксеном.

Лимбургиты черные, порфировые, нередко пористые породы. Вкрапленником является оливин (до 25 %). Основная масса - бесцветное стекло + микролиты оливина и пироксена. У стекла показатель преломления меньше, чем у канадского бальзама (рис. 7.15).

Рис. 7.15. Лимбургит пористый (Севернинский палеовулкан, Южно-Енисейский кряж)

Нефелиниты - зеленовато-серые до черных породы. Миндалекаменные, пористые, массивные, трахитоидные. Во вкрапленниках присутствуют Нф + КПи. В нефелинитах вулкана Олдонио Ленгаи (Танзания) во вкрапленниках отмечается зонарный комбеит. Нефелин составляет до 60 %, эгирин-авгит, эгирин-диопсид - до 40 %. Микроструктура нефелинитовая.

Подгруппа лейцитовых пород

Плутонические породы Интрузивные породы этой подгруппы представлены миссуритом,

фергуситом и сынныритом (табл. 7.11). Породы малораспространенные.Миссуриты характеризуются аллотриоморфнозернистой струк

турой. Основными минералами являются клинопироксен (40-60 %) и лейцит (10-30%). Второстепенные - оливин, нефелин, анальцим,

217


флогопит, титаномагнетит. По сравнению с остальными фойдолитами отличается калиевым типом щелочности. Порода меланократовая.

Фергуситы схожи по составу с миссуритами, только в них возрастает содержание лейцита или псевдолейцита до 60-65 % и отсутствует оливин. В настоящее время помещен в группу основных фойдо- литов (Петрографический кодекс России, 2009).

Таблица 7.11

Интрузивные породы

Разновидностипород Темноцветы, % Светлоокрашенные

минералы, %Миссурит Эгирин-авгит, авгит, диоп

сид, биотит, оливин — 0-15; клинопироксен - 35-50

Лейцит, псевдолейцит, эпилейцит- 10-30

Фергусит Эгирин-авгит, диопсид, биотит - до 35

Псевдолейцит, эпилейцит, нефелин, плагиоклаз - до 65

Сыннырит Биотит, авгит - до 10—20 Псевдолейцит, эпилейцит- кальсилит, нефелин - 80-90

Сынныриты - лейкократовые зернистые породы, содержат 80- 90 % псевдолейцита или эпилейцита, остальное - темноцветные минералы. Встречаются порфировидные разновидности, в которых вкрапленники представлены лейцитом и псевдолейцитом, основная масса - биотитом, авгитом, характерно присутствие в небольшом объеме нефелина. Породы используются для получения калийных удобрений. Сынныриты выявлены только в России (Сыннырский массив в Бурятии). По химическому составу они отвечают средним щелочным породам (Петрографический кодекс России, 2009).

Эффузивные породы Эффузивные породы представленылейцититоми. Это тонкозернистые,

порфировые породы, состоящие из лейцита, авгита и иногда оливина. Может присутствовать вулканическое стекло.

Мелолейцититы сложены клинопироксеном (30-70 %) и лейцитом (10-40 %). Второстепенные минералы - оливин (до 25 %), мели- лит, нефелин, кальсилит (до 10 %), флогопит (до 5 %). Базис - микролиты авгита, титан-авгита, бурое вулканическое стекло, сыпь магнетита. Различают оливиновые и безоливиновые мелалейцититы. Разновидности выделяют по второстепенным минералам.

218


Подгруппа мелинитовых пород

Плутонические породы Главными минералами, слагающими мелилитолиты, являются

мелилит, оливин, клинопироксен, нефелин (табл. 7.12). Второстепенные - титаномагнетит, флогопит, биотит (слюды - вторичные). Эти породы образуют семейство мелилитолитов, основу которых составляет мелилит. Виды горных пород выделяются по второму главному минералу.

Таблица 7.12

Состав плутонических мелинитовых пород

Наличие нефелина Порода Состав, %С нефелином Турьяит 40-70 Мел + 5-35 Нф + 5-35 КПи +

+ 0-5 ОлОкаит 50-70 Мел + 5^15 Нф + 0-1 КПи +

+ 0-5 ОлБез нефелина Мелилитолиты До 10 Ол + КПи + 100-90 Мел

Кугдит 10^40 Ол + 90-60 МелУнкомпагрит 10—40 КПи+ 90-60 Мел

Структура пород гипидиоморфная. Для них характерен ряд идиоморфизма: оливин —► клинопироксен —► мелилит —► нефелин, иногда нефелин —► мелилит.

Эффузивные породы Представлены семейством мели-лититов (мелилитит и рушаит).

Мелилититы - зеленовато-черные породы, миндалекаменные, содержание вкрапленников составляет 40-15 %; оливина - до 25 % (в оливиновых разностях), мелилита - до 20 %, клинопироксена - до 20 %. Основная масса микролитовая: Мел + КПи + Нф + Руда + Стекло (цеолиты, хлорит, карбонаты + лейкоксен). По сравнению с мелилити- том рушаит содержит клинопироксена до 5 % и стекла до 50 %.

219

8. НЕСИЛИКАТНЫЕ И МАЛОСИЛИКАТНЫЕ ПОРОДЫ

В последние 30 лет получены убедительные доказательства существования автономных тел несиликатных и малосиликатных изверженных пород. Наблюдались извержения карбонатито- вых (Танзания) и магнетитовых (Чили) лав.

К несиликатным относятся изверженные породы, в составе которых ведущую роль играют несиликатные минералы - оксиды, сульфиды, карбонаты, фосфаты. Их содержание обычно > 90 % (Петрографический кодекс России, 2009). Породы с содержанием силикатов 50-90 % (например, оливин-магнетит-апатитовые породы - фоскориты) относятся к малосиликатным.

Классификация пород разработана слабо. Подотряды среди этих пород выделяются по классу слагающих их минералов (оксидные, солевые и т.д.), семейства - по характеру минералов (титан-железо- оксидные, карбонатные и т.д.), виды - по минеральному виду и слагающим минералам (магнетитит, нельсонит и т.д.), а разновидности - по разновидностям минералов и по минеральному виду (кальцитовый, доломитовый карбонатит и т.д.).

Среди малосиликатных и несиликатных пород выделяются следующие подотряды: оксидные, солевые, оксидно-солевые, силикатносолевые.

Как видно из названия, о к с и д н ы е п о р о д ы сложены преимущественно оксидами. Семейства выделяются по минералам: титан- железооксидные, хромоксидные.

Магнетититы - породы, сложенные магнетитом. В зависимости от присутствия силикатных и других второстепенных минералов выделяют оливиновые, апатитовые и другие магнетититы. Они развиты в ультрабазит-базитовых, щелочно-ультраосновных комплексах с железорудной минерализацией.

Хромититы - породы, сложенные хромитом, характерны для интрузий дунит-гарцбургитовой формации.

В подотряде с о л е в ы х п о р о д выделяют карбонатные, фосфатные и сульфидные семейства.

220

8. Несиликатные и малосиликатные породы

Карбонатиты - это общее название эффузивных и интрузивных пород, образованных карбонатными минералами. Они слагают лавовые покровы, дайки, жилы, трубки, мелкие массивы. Классифицируются карбонатиты на виды по преобладающему карбонату: кальцито- вые, сидеритовые, доломитовые, анкеритовые. Редкие виды карбона- титов известны в Танзании (вулкан Олдонио Ленгаи) - содовые карбонатиты, состоящие из натрового карбоната и бенстонитовые карбонатиты Мурунского массива в России. Кроме карбонатов в них присутствуют оливин, биотит, флогопит, щелочные амфиболы, иногда нефелин, лейцит. Акцессорные минералы - апатит, перовскит, монацит, флюорит, барит. По происхождению делятся на магматические и метасоматические. Метасоматические породы не рекомендуют называть карбонатитами (!). Для карбонатитов характерно резко повышенное содержание РЗЭ, что отличает их от схожих по составу осадочных, метаморфических и метасоматических карбонатных образований. Также критерием их выделения является характер взаимоотношений с вмещающими породами. Как правило, карбонатиты ассоциируют со щелочно-ультраосновными интрузивными комплексами, в которых занимают центральную часть массивов. Обычно они представляют собой кольцевые изометричные тела. Существует предположение, что карбонатная магма образуется в результате дифференциации основной и ультраосновной магм. Современные излияния карбонатных лав отмечены в Восточной Африке (вулкан Олдонио Ленгаи).

Апатититы сложены преимущественно апатитом. Разновидности выделяются по ассоциирующим с апатитом второстепенным минералам - нефелиновый, оливиновый, магнетитовый, эгириновый. Эти породы характерны для щелочно-ультраосновных комплексов.

Сулъфидиты образуются в результате ликвации сульфидного и силикатного расплавов, которые являются несмесимыми при низких температурах. Ассоциируют с ультрабазит-базитовыми комплексами. Разновидности выделяются по главному сульфиду.

Среди о к с и д н о - с о л е в ы х п о р о д выделяется титано- железооксидно-фосфатное семейство, представленное нельсонитом. Нелъсониты - породы, сложенные рутилом, ильменитом, апатитом, магнетитом. Залегают в виде даек и штоков в ассоциации с анортозитами, щелочными породами, карбонатитами, сиенитами. Разновидности нельсонитов выделяются по характеру главных минералов: рутил- ильменитовый, ильменитовый, титаномагнетитовый, магнетитовый. Эти породы известны в Северной Америке, Южной Монголии.

221

8. Несиликатные и малосиликатные породы

Представителем о к с и д н о - с о л е в ы х п о р о д являются фоскориты. Они сложены варьирующим количеством оливина, магнетита, апатита. При содержании оливина < 10 % фоскорит переходит в нельсонит. Разновидности выделяют по второстепенным минералам: оливиновый (хризолитовый, форстеритовый), бадделитсодержащий, пирохлорсодержащий. Фоскориты известны в ассоциациях с карбона- титами, габбро-анортозитами. В последних оливин железистый, а магнетит представлен высокотитанистой разновидностью.

Породы, сложенные сульфидами, хромитом, магнетитом, апатитом, сами по себе являются полезным ископаемым, причем нередко это комплексные руды - платиноносные хромитовые, золото-плати- ноидно-медно-никелевые, апатит-магнетитовые, апатит-магнетит-иль- менитовые.

С карбонатитовыми комплексами часто связаны руды ниобия, тантала, ряда РЗЭ, железа, меди.

222

9. ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ О ПЕТРОГРАФИИ КОСМИЧЕСКИХ ТЕЛ

Космические тела Солнечной системы представлены космической пылью, метеоритами, метеорами, кометами, астероидами, планетами и их спутниками, звездой (Солнце).

Метеоры и кометы сложены затвердевшим газообразным веществом, звезды образованы водородом и гелием, астероиды, метеориты и планеты - комплексом веществ в разных агрегатных состояниях.

Вещество в космосе сосредоточено дифференцированно: газы (водород, гелий) преимущественно в звездах, межзвездном пространстве, кометах, внешних оболочках ряда планет; вещество в твердом состоянии - в метеоритах, планетах, астероидах.

Методы исследования состава космических тел в основном дистанционные - по космоснимкам, по спектрам свечения. Пробы отобраны только из метеоритов, с Луны, получены снимки грунта с Марса.

Наибольшее количество информации собрано по метеоритам и Луне. На основе результатов, полученных при изучении проб со спутника Земли, предполагают особенности состава планет земной группы.

9.1. Метеориты

Метеориты классифицируются по особенностям состава - силикаты, никель-железный сплав. По соотношению этих компонентов выделяют железные (сидериты), каменные и железокаменные метеориты.

Железные метеориты (сидериты) состоят главным образом из металла. Каменные (аэролиты) - в основном из силикатов с небольшим количеством железного компонента и железокаменные (сидеролиты) - из силикатов и железа.

В свою очередь, эти классы метеоритов подразделяются на типы в зависимости от особенностей состава и, как правило, имеют собственные названия.

223

9. Общие сведения о петрографии космических тел

Большинство метеоритов по сути полимиктовые брекчии, т.е. они сложены обломками разного состава. Но выделяют метеориты, сложенные крупно- и мелкозернистыми агрегатами минералов.

Каменные метеориты типизируются на основании присутствия сфероидальных мелких выделений, называемых хондрами, субмиллиметрового и миллиметрового размера, сложенных силикатами, стеклом. Выделяют хондриты и ахондриты (хондры отсутствуют). Структура хондр, вероятно, сформировалась при кристаллизации из расплава.

Х о н д р и т ы состоят из хондр и матрицы. Хондры имеют гранулярную, радиально-лучистую, порфировую структуры. В хондрах присутствуют стекло, микролиты минералов, минеральные агрегаты. Матрица сложена агрегатами минералов, кристаллами, обломками агрегатов, часто глинистыми минералами, оливином. Структура матрицы схожа с микробрекчией. Основные минералы хондритов - оливин, ортопироксены (ряд энстатит - бронзит), моноклинные пироксены (клиноэнстатит, пижонит), плагиоклаз с высоким содержанием анор- титовой молекулы, стекло, хлорит, сульфиды, металлы и их сплавы. Встречаются редкие и неизвестные на Земле фазы - карбиды и фосфиды металлов. В трещинах отмечаются карбонаты (кальцит) и сульфаты (гипс). Выделяются хондриты с щелочным составом хондр - мелилит, перовскит, нефелин, содалит. В подчиненном объеме в хондритах присутствуют сульфиды (троилит, кубанит и др.), магнетит, ильменит.

Выделяется группа с высоким содержанием углерода - так называемые углистые хондриты. Хондриты классифицируются по особенностям состава и структур.

А х о н д р и т ы - группа метеоритов, в которых нет хондр. Обычно являются полимиктовой брекчией, но есть метеориты с габ- бровой структурой, гранобластовой, крупнозернистой.

Особенности минерального состава: отмечаются мономинераль- ные (энстатитовые) ахондриты грубозернистой структуры, но основная часть сложена поликристаллическими агрегатами. Встречаются ахондриты с кумулятивной структурой. В некоторых ахондритах наблюдаются директивные текстуры. Размеры зерен - от миллиметрового до сантиметрового. Главные минералы - оливин, клино- и ортопироксены, плагиоклаз. В подчиненном количестве присутствуют кварц, КПШ, тридимит, олигоклаз, ольдгамит (Са, Mn)S, сульфиды, металлические фазы и сплавы и ряд других минералов, в том числе графит, алмаз, лонсдейлит. Отмечаются образцы с высоким содержанием углерода.

Железокаменные (дифференцированные) метеориты сложены силикатами и металлами. Неметаллическая фаза формируется ортопи-

224

9.2. Породный состав планет и их спутников

роксенами - энстатит-гиперстеном, оливином, пижонитом, авгитом, плагиоклазом. Структуры метеоритов - от грубо- до мелкозернистых. Силикатная фаза бывает мономинеральной (пироксены, оливин) и по- лиминеральной. Размер зерен - от миллиметрового до сантиметрового. Обычно отмечается железо-никелевая матрица. Часть сидеролитов является полимиктовой брекчией.

Железные метеориты сложены никелистым железом (камасит, тэнит - структурные модификации). Характерна видманштетовая структура, т.е. структура распада твердого раствора - камасит в виде пластинок в тэните. Более редкие минералы - троилит, сфалерит, графит, хромит и др. Иногда отмечаются силикатные включения агрегатов диаметром до первых сантиметров. Силикаты представлены оливином, пироксенами, КПШ. С ними ассоциируют стекло, рутил, ильменит, апатит и др.

Единого мнения о происхождении метеоритов нет. Считается, что их родительскими телами могли быть астероиды, кометы, планеты, спутники планет и тела, не принадлежащие к Солнечной системе.


О петрографии планет и их спутников мы можем судить по данным исследования грунта космическими аппаратами и снимкам с них. Кроме того, проведен анализ минерального и химического состава образцов грунта с Луны.

Петрография ЛуныЛуна изучена космическими аппаратами. На Землю доставлено

около 400 кг лунного грунта (реголита) и лунных пород.По особенностям рельефа, преобладанию тех или иных пород

на Луне выделяются «материковые» (возвышенные) и океанические (депрессии) структуры.

На поверхности Луны установлено большое количество метеоритных кратеров. В составе грунта и пород «континентальных» и «океанических» структур обнаружены различия.

Поверхность Луны покрыта реголитом - обломочный слой переменной мощности, представляющий собой полимиктовую брекчию с признаками импактных событий, термальных воздействий. Это пы-

225


левато-песчаный порошок от серого (в «континентальных» областях) до темно-коричневого и черного цветов, имеющий специфический запах гари и легко формующийся в рыхлые отдельные комки. Верхний слой реголита преимущественно рыхлый. Основная масса состоит из частиц горных пород и минералов, стекол размером от 1 до 0,5 мм и меньше. Выделяется две разновидности частиц - угловатые и овальные. Последние имеют следы плавления, спекания и похожи на стеклянные и металлические капли. В составе реголита встречаются анортит, авгит, ильменит, плагиоклаз, пироксен, оливин, шпинель. В реголите «материковых» частей преобладают плагиоклазы, оливины, пи- роксены. Частицы железа чаще встречаются в «континентальном» реголите, чем в «морском». Для реголита характерно развитие в составе микро- и наночастиц металлов и их сплавов. Особенности их состава свидетельствуют о восстановительной среде на поверхности Луны.

Считается, что реголит образуется в результате разрушения базальтов и анортозитов. Агенты влияния - метеоритная бомбардировка, перепады температур, воздействие космического излучения.

Магматические породы «континентальной» части Луны представлены низкотитанистыми породами магнезиальной серии (анортозиты, троктолиты, нориты). Среди них отмечены гарцбургиты, дуниты, пироксениты. По изотопно-геохимическому составу схожи с кумулятами раннепротерозойских комплексов Земли. Преобладают анортозиты - пробы с «континентальной» области содержат 50-60 % анортозитов.

Лунные дуниты мелкозернистые, сложены в основном оливином, также клино- и ортопироксеном, хромитом, плагиоклазом. Пироксены и плагиоклаз содержатся в межзерновом пространстве оливина.

А.А. Маракушев считает, что «континентальная» кора Луны сложена вулканическими породами (лейкобазальтами, лейкодолеритами и микроанортозитами) и все породы Луны представлены либо раскри- сталлизованными, либо стекловатыми вулканическими породами.

В лунных депрессиях («океанах») развиты в основном базальты, в меньшей степени - пироксениты. Они ассоциируют с близкими по составу магнезиальными стеклами, как бедными титаном (зеленые), так и титанистыми (оранжевые). В стеклах очень богатых железом (ферробазальтовых), находящихся между кристаллами пироксенов и плагиоклазов, отмечаются мельчайшие капли стекла кислого состава. Раскристаллизованные породы содержат плагиоклаз, близкий по составу к анортиту, оливины и пироксены с широким размахом желези- стости в зональных кристаллах, ильменит, самородное железо. Встречаются кислые породы, богатые калием и бедные им. Кислых пород

226


очень мало. Предполагают, что они кристаллизовались из остаточных расплавов.

Базальты «лунных морей» - низко- и высокотитанистые, схожи по составу с базальтами СОХ и океанических островов Земли. По минеральному составу отличаются от земных низкой щелочностью, отсутствием водосодержащих минералов и титаномагнетита, вместо которого развиты ильменит, самородное железо, железо-никелевые сплавы.

Сходные с лунными породами метеориты найдены в Антарктиде.Считается, что вулканическая активность на Луне завершилась

3-4 млрд лет назад и связана с окончанием дифференциации вещества Луны.

Петрография планет земной группыК планетам земной группы относятся Меркурий, Земля, Марс,

Венера. Из них космические аппараты побывали на Марсе. Попытки исследования ими Венеры закончились неудачно. Считается, что горные породы Марса, Меркурия и Венеры схожи по минеральному составу с земными, и как модель распространения пород рассматривается Луна.

Меркурий изучен только дистанционными снимками с космических аппаратов. По результатам их исследования предполагается наличие «морей» и «океанов», подобных лунным. На снимках выявлены вулканические аппараты центрального типа. Меркурий наиболее близок к Солнцу, самая маленькая планета земной группы. На поверхности Меркурия характерны перепады температур от 200 до 500 °С. Рельеф схож с лунным. Выявлено магнитное поле, что свидетельствует о прошедшей дифференциации вещества.

У Марса предполагается габбро-анортозитовый состав первоначальной коры. «Океаны» сложены базальтами. Определенный по снимкам марсоходов красный цвет грунта характеризует развитие гидроокислов железа. Отмечены следы воды. Встречены сульфатсодержащие образования, предположительно, отложения соленых озер. Рельефу Марса присущи гигантские вулканические аппараты высотой до 20 км (г. Олимп).

По Венере получено небольшое количество информации с космических аппаратов. Атмосфера очень едкая, температура высокая.

Состав планет-гигантов и внешних планетПланеты-гиганты (Сатурн и Юпитер) изучены только дистанци

онно. По данным исследований, Юпитер излучает больше тепла, чем

227


получает от Солнца, что свидетельствует о наличии в недрах источника тепловой энергии. Считается, что внешняя оболочка состоит в основном из газообразного вещества. Внутри предполагается ядро, по составу аналогичное земному. Вулканическая современная деятельность отмечена на Ио - спутнике Юпитера.

Внешняя оболочка Сатурна сложена газообразными веществами, кольца Сатурна - частицами льда.

Внешние планеты - Уран и Нептун - сложены льдом и газами. Состав Плутона неизвестен.

В настоящее время знания о космических телах быстро пополняются. Получаемые сведения с исследовательских космических аппаратов являются революционными для петрографии и космологии.

228

10. ПРОИСХОЖДЕНИЕ МАГМАТИЧЕСКИХ ПОРОД

Происхождение магматических пород тесно связано с процессами, протекающими внутри Земли. Вещественный состав Земли, ее оболочек, эволюция состава планеты определяют изменчивость состава магм и магматических пород в геологической истории Земли. Наиболее отчетлива разница специфики магматизма и особенностей геодинамических обстановок его проявления в раннедокембрий- ское (древнее 2 000 млн лет) и более позднее (моложе 2 000 млн лет) время. Формирование магмы в недрах планеты, ее перемещение и кристаллизация (затвердевание) с образованием магматической (первозданной) породы отражают процессы фракционирования планетного вещества. Дальнейшая дифференциация (фракционирование) вещества Земли осуществляется при процессах метаморфизма и литогенеза. Таким образом, вопросы, рассматриваемые в этой главе, являются в большей мере общегеологическими.

10.1. Строение Земли. История образования

Происхождение магматических пород и их состав тесно связаны с образованием Земли и составом вещества, из которого она сформировалась. Представления о происхождении, строении и составе Земли развиваются и постоянно обновляются. Главными вехами в формировании Земли являются рождение планеты, начальный этап «жизни», образование оболочек (ядра, мантии, коры), становление литосферы и атмосферы, обособление астеносферы, тек- тоносферы и геодинамических структур.

Рождение Земли. Начальный этап развития

Происхождение. В настоящее время почти единодушно признается, что Земля вместе с Солнцем и другими планетами сформирова

229

10. Происхождение магматических пород

лась из газопылевого облака в результате вспышки Сверхновой звезды. Это доказывается наличием тяжелых элементов в составе планет, которые не могли образоваться в термодинамических условиях самой Солнечной системы и появились вследствие нуклеосинтеза при вспышке Сверхновой звезды. Кроме того, вспышка должна была породить гравитационную волну, которая способствовала сжатию газопылевого облака и началу конденсации составляющего его рассеянного материала. Аккреция частиц (планетезималей) протекала очень быстро, в течение нескольких десятков миллионов лет.

Фракционирование. Материал планеты стал дифференцироваться уже в начальный период аккреции. Обособилось железо-никелевое ядро, окруженное силикатной мантией. Слой D на границе ядра и мантии представляет современную зону такого разделения. Эта дифференциация, сопровождаемая выделением тепла, продолжается до настоящего времени. В эпоху 3,5 млрд лет назад ядро Земли уже должно было существовать и было расплавленным, так как с этого времени породы земной коры обнаруживают остаточную намагниченность. Рост твердого ядра за счет внешнего мог начаться с границы архей - протерозой, но скорее всего с конца раннего протерозоя.

Разогрев планеты произошел в процессе аккреции вследствие соударения планетезималей и особенно в связи с выделением ядра. Этому способствовали продолжавшаяся дифференциация мантийного вещества, радиоактивный распад элементов, первоначальный запас которых был значительным. В тепловой баланс планеты определенный вклад внесли твердые приливы, проявляющиеся под гравитационным воздействием близко расположенной Луны. Луна образовалась чуть позже Земли, о чем свидетельствует возраст ее древнейших пород - 4,4 млрд лет. В отношении происхождения Луны в настоящее время популярна гипотеза, согласно которой она сформировлась из материала Земли, выброшенного за предел Роша (воображаемая сфера вокруг Земли, за которой земное притяжение уже не в состоянии вернуть частицы на Землю) в результате падения на Землю астероида величиной с Марс.

Магматический океан и появление земной коры. Разогрев планеты, по мнению многих специалистов, привел к расплавлению не только ядра, но и поверхностных участков планеты, вплоть до образования так называемого магматического океана. Возможно, расплавленная зона (прототип астеносферы) находилась на некоторой глубине от поверхности, но в любом случае из мантийного вещества выплавилась первокора основного состава. Породы этой коры нигде не сохра

230


нились, за исключением ксенолитов в более молодых образованиях. Самые древние породы на Земле имеют возраст 4,0-3,8 млрд лет; они обнаружены на Украинском и Канадском щитах, в Юго-Западной Гренландии и Восточной Антарктиде. Но в Западной Австралии в кварцитах найдены зерна циркона с возрастом 4 ,3 ^ ,2 млрд лет, это древнейшие минералы на Земле. Так как цирконы характерны больше для кислых пород, то предполагается, что в ту отдаленную эпоху могли сформироваться породы кислого состава, это подтверждает изотопный состав кислорода этих цирконов.

В период 4,2-3,8 млрд лет Земля подвергалась интенсивной метеоритной бомбардировке. Наиболее крупные метеориты пробивали твердый поверхностный слой, в результате образовывались метеоритные кратеры, заполненные базальтовой лавой, которая поступала из расплавленного слоя. Некоторые геологи не исключают возможности сохранения их в унаследованном виде в современной структуре земной коры.

Образование протоатмосферы. В этот же период начала формироваться атмосфера Земли. Начало этому процессу положило соударение планетезималей и выделение при этом газов. Образованию гидросферы в это время противодействовала высокая температура поверхности Земли.

Таким образом, уже на раннем этапе развития сформировалось оболочечное строение Земли с обособлением ядра, мантии, базальтовой коры и атмосферы.

Оболочки ЗемлиОболочки Земли - ионосфера, атмосфера, гидросфера, земная ко

ра, мантия и ядро - имеют различные физические свойства и химический состав, обладают автономностью в своем развитии, но находятся в активном взаимодействии между собой (как смежные, так и далеко отстоящие друг от друга).

Земная кора, мантия и ядро Земная кора представляет собойсамую верхнюю оболочку твердой

Земли. Она изменяет свою мощность от 0 км на некоторых участках СОХ и океанических разломов до 70-75 км под наиболее крупными горными сооружениями (Андами, Гималаями, Тибетом). Состав и строение коры под континентами и океанами различные. Выделяют океанский, континентальный и промежуточный типы коры.

231


О к е а н с к а я к о р а занимает 56 % земной поверхности, имеет мощность обычно не более 5-6 км, которая возрастает к подножию континентов. В строении океанской коры выделяют три слоя: осадочный, базальтовый и габбро-перидотитовый.

Осадочный слой имеет мощность около 1 км в центральных частях океанов, до 10-15 км по периферии океанов и полностью отсутствует в центральных частях СОХ. В составе слоя развиты глинистые, кремнистые и карбонатные глубоководные пелагические осадки. Карбонатные осадки распространены до определенной глубины, а ниже они исчезают вследствие растворения. Ближе к континенту появляется примесь терригенного материала. Скорость распространения продольных сейсмических волн в первом слое составляет от 2 до 5 км/с.

Базальтовый слой океанской коры в своей верхней (2А) части образован базальтами с редкими прослоями пелагических осадков. Базальты имеют массивное сложение, но нередко отмечаются пиллоу- лавы с характерной подушечной отдельностью. В нижней части этого слоя (2В) развиты параллельные дайки долеритов. Общая мощность базальтового слоя 1,5-2,0 км, а скорость продольных сейсмических волн 4,5-5,5 км/с.

Строение осадочного слоя изучено драгированием и бурением, базальтового - бурением, он вскрыт скважиной 504 на мощность 1 836 м (в Тихом океане вблизи побережья Эквадора).

Габбро-перидотитовый слой океанской коры состоит из полнокристаллических пород основного и ультраосновного составов. В верхней части обычно развиты габбро, а в нижней - породы полосчатого комплекса, образовавшиеся при дифференциации габбро. Мощность этого слоя 5 км. Скорость распространения продольных волн достигает 7,5 км/с. Возраст коры современных океанов не превышает 170 млн лет.

Выделяют две разновидности океанской коры: первая - утолщенная (до 25-30 км) океанская кора в пределах внутренних поднятий океанов (океанское плато); вторая - кора океанского типа, надстроенная мощным осадочным слоем (Прикаспийская впадина).

В пределах континентов аналогами коры океанского типа являются офиолиты. Они развиты в складчатых поясах и имеют более древний возраст, вплоть до раннедокембрийского. Офиолиты характеризуются ассоциацией в едином разрезе 1) серпентинизированных перидотитов, габбро, 2) диабазов, спиллитов и 3) радиоляритов, названной триадой Штейнманна по имени немецкого геолога, впервые отметившего сообщество этих пород в центральных зонах складчатых поя

232


сов. Позднее один из пионеров океанской геологии Г. Хесс высказал предположение, что офиолиты являются фрагментами древней океанической коры.

К о н т и н е н т а л ь н а я к о р а распространена в пределах континентов, шельфовых зон и внутри океанских бассейнов - микроконтинентов. Она занимает 41 % площади земной поверхности. Средняя мощность - 3 5 ^ 0 км, под горными сооружениями достигает 70-75 км. В строении континентальной коры выделяют три слоя (сверху вниз): осадочный, верхний и нижний.

Осадочный слой состоит из осадочных пород континентального или мелководного морского происхождения, участками встречаются покровы и силлы долеритов (траппы). В пределах щитов осадочный слой отсутствует. Скорость продольных волн составляет 2-5 км/с. Возраст осадочного чехла - до 1,7 млрд лет.

Верхний слой консолидированной коры выступает на дневную поверхность на щитах, слагает цоколи платформ и осевые зоны складчатых сооружений. В пределах щитов этот слой сложен гнейсами, амфиболитами, высокометаморфизованными кристаллическими сланцами и гранитами, в связи с чем нередко называется гранитогнейсовым. В фундаменте молодых платформ и в пределах молодых складчатых сооружений этот же слой называют гранитно-метаморфическим. Он сложен ме- таморфитами зеленосланцевой, эпидот-амфиболитовой и в меньшей степени амфиболитовой фаций при подчиненном развитии гранитов. Скорость распространения продольных волн 5,5-6,5 км/с. Мощность слоя достигает 15-20 км на платформах и 25-30 км в складчатых областях.

Нижний слой консолидированной коры В.В. Белоусовым назван грапулит-базитовым. Породы нижней коры метаморфизованы более интенсивно, чем верхней, и по составу они более основные, хотя в них присутствуют кислые грапулиты. По данным сейсмологов, в нижней коре отмечаются многочисленные параллельные отражающие площадки (рефлекторы), которые интерпретируются как пластовые тела основных пород. В некоторых районах предполагается (особенно под трапповыми полями), что кора подстилается продуктами кристаллизации основной магмы. Скорость распространения продольных волн в нижней коре 6,4-7,7 км/с.

Граница между верхней и нижней корой (граница Конрада, по имени немецкого геофизика) сейсмическая. Иногда по сейсмическим данным фиксируется две границы {К\ и А*2), бурение не подтверждает существование четкой границы между верхней и нижней корами. Это послужило основанием для выделения двух слоев в нижней коре.

233


Помимо крайних типов кор, выделяют субокеанский и субконтинентальный типы кор. С у б о к е а н с к а я к о р а изучена в Мексиканском заливе. Она представляет собой утоненную (до 15-20 км) и пронизанную дайками и силлами основных магматических пород континентальную кору. С у б к о н т и н е н т а л ь н а я к о р а образуется в том случае, когда океанская кора в энсиматических вулканических дугах превращается в континентальную, но не достигает полной зрелости. Мощность менее 25 км, скорость распространения продольных волн не более 5,0-5,5 км/с в низах коры.

Поверхность Мохоровичича (Мохо, М - по имени хорватского геофизика) - граница между корой и мантией, выражающаяся в скачке скоростей продольных сейсмических волн от 7,5-7,7 до 7,9-8,2 км/с. В океанах эта граница располагается между полосчатым комплексом габброидов и сплошным серпентинизированным перидотитом (гарц- бургитом или лерцолитом).

Мантия состоит из двух слоев - верхнего и нижнего.В е р х н я я м а н т и я . Мантийные перидотиты выступают на

поверхность дна в скалах Сан-Паулу в Атлантике против берегов Бразилии, на о. Забаргад в Красном море. Граница Мохо в океанах сильно тектонизирована, вдоль нее происходят сильные подвижки, срывы коры относительно мантии. Верхи океанской мантии зафиксированы на суше в перемещенных на нее фрагментах океанской литосферы мощностью около 8 км в Горном Омане и до 12 км в Папуа - Новой Гвинее. Сложены они в основном гарцбургитами. На континентах поверхность Мохо недоступна для непосредственного наблюдения, и в ряде случаев отмечается сложный характер ее строения. На Украинском щите обнаруживаются М\, М2, М3 (по В.Б. Салогубу и А.В. Чеку- нову), фиксирующие фазовые превращения. В континентальной мантии кроме перидотитов в подчиненном количестве присутствуют экло- гиты - высокометаморфизованные основные породы, которые представляют собой фрагменты океанской коры, попавшие в мантию в зонах субдукции.

Верхняя часть мантии вторично обеднена рядом химических элементов - кремнием, щелочами, ураном, торием, редкими землями и другими так называемыми некогерентными элементами - в результате выплавления из нее базальтов. Эта истощенная (деплетированная) мантия простирается под континентами на большую глубину, чем под океанами, охватывая почти всю ее литосферную часть. Глубже распространена неистощенная мантия. Средний первичный состав мантии близок к шпинелевому лерцолиту или гипотетической смеси перидо

234


тита и базальта в пропорции 3:1, названной австралийским геологом А.Е. Рингвудом пиролитом.

С л о й Г о л и ц ы н а (переходная зона от верхней к нижней мантии) подстилает тектоносферу и располагается на глубине от 410 до 660 (670) км. Верхняя граница сейсмическая, объясняемая фазовым переходом оливина в более плотную модификацию с выделением тепла. На нижней границе слоя Голицына 660 (670) км также предполагается фазовый переход оливина (шпинели) и пироксена (граната) в пе- ровскит и магнезиовюстит, протекающий с поглощением тепла. Считается, что ниже этой границы в мантии увеличивается содержание железа, но доказательств этому нет. Недавно в верхней части слоя Голицына, на уровне 520 км, установлена сейсмическая граница, которая прослеживается под континентами и отсутствует под океанами. Возможно, она характеризует «корни континентов».

Н и ж н я я м а н т и я занимает интервал от 660 (670) до 2 900 км (границы ядра). Материалы сейсмотомографии свидетельствуют о неоднородности нижней мантии. Верхнюю часть до глубины 1 000 км иногда объединяют с переходной зоной, называя слой 410-1 000 км с р е д н е й м а н т и е й .

Следующая граница намечается на глубине 1 700-1 900 км. Ниже ее в составе мантии, возможно, присутствуют только оксиды кальция, магния, железа и кремния.

Наибольшее внимание привлекает самый нижний слой толщиной 200-300 км, который прослеживается над поверхностью ядра. Этот слой известен под индексом D", поскольку в схеме земных оболочек К. Буллена нижняя мантия обозначается индексом В (кора - А, верхняя мантия - В, переходный слой мантии - С, а остальная ее часть - D). Примечательной особенностью слоя D" является его изменчивая мощность по латерали. Он выделяется температурой и химическим составом. В самом основании слоя предполагается присутствие тонкого прослоя с частично расплавленным веществом. Слой D” рассматривается как базальный уровень, до которого погружаются субдуцирован- ные в мантию холодные пластины (слэбы) океанской литосферы и от которого поднимаются самые глубинные струи разогретого мантийного вещества - «плюмы».

Ядро подразделяется на внешнее и внутреннее.В н е ш н е е я д р о Земли (2 900-5 150 км) находится в рас

плавленном состоянии, о чем свидетельствует затухание в нем поперечных сейсмических волн. Вещество ядра испытывает интенсивное конвективное перемешивание, что в сочетании с осевым вращением

235


Земли создает ее главное магнитное поле. Ориентировка магнитного поля время от времени испытывает быстрое обращение (инверсию), когда знак полюсов меняется на обратный. Состоит внешнее ядро в основном из железа и никеля с некоторой примесью кремния, кислорода, серы и, возможно, калия и водорода.

В н у т р е н н е е я д р о (от 5 150 км) находится в твердом состоянии и состоит из железа и никеля. Оно анизотропно и вращается с иной скоростью, чем вся остальная планета. Предполагается, что внутреннее ядро обособилось позже ядра в целом и что с остыванием Земли оно растет при вытеснении элементов-примесей во внешнее ядро.

Литосфера и астеносфера «Литосфера» и «астеносфера» -понятия чисто физические в отли

чие от коры и мантии, выделяемых по геологическим данным.Литосфера - твердая оболочка Земли, включающая земную кору

и верхнюю наиболее упругую часть мантии.Астеносфера - подвижный и пластичный слой в верхней ман

тии, подстилающий литосферу.Тектоносфера объединяет литосферу и астеносферу, сложенные

породами земной коры и верхней мантии. Ю.М. Пущаровский считает, что в понятие «тектоносфера» необходимо включать земную кору и всю мантию, поскольку тектонические и структурообразующие движения присущи всем подразделениям мантии.

Выделение астеносферы первоначально было связано с необходимостью объяснения изостатической уравновешенности коры относительно мантии.

Астеносфера обладает пониженной по сравнению литосферой вязкостью. Такое свойство астеносферы обуславливается ее частично расплавленным состоянием. Содержание расплава, должно быть, не велико и составляет несколько процентов. Пленка расплава вокруг твердых зерен снижает вязкость и увеличивает пластичность. Этому способствует повышение температуры (на границе астеносферы и литосферы она составляет 1 200-1 300 °С). Повышение температуры или снижение давления приводит к увеличению содержания расплава в астеносфере и к образованию магматических камер, питающих магматизм. Образующаяся в астеносфере магма имеет базальтовый состав, т.е. содержит больше кремнезема, чем исходное мантийное вещество. Ультраосновные магмы могут выплавляться только при более высоких температурах, но такие условия существовали только в архее, когда тепловой поток был значительно более высоким, чем современный.

236

Балтийский щит Альпы Атласю

. v.*.*.*.*.*.*.*.*.*.*.*.4i и и и и и и Li Li и и и и I и и

А с т е н о с ф е р а

' М е з о с ф е р «>>>>>>>

- 100

200

, X ~ ~ ~ ,

2500■г *■ ‘ "‘ * ■ ■ I*

5000 км

300км

] 1 „ гттгтгп 1 П Т П 112 3 4 5 шиш 6

Рис. 10.1. Главный астеносферный слой и внутрилитосферные слои пониженных скоростей сейсмических волн на геофизическом профиле вдоль линии Европейского Геотраверса (E G T ), по Д.Дж. Бланделлу (1999): М - поверхность Мохоровичича; 1 - верхняя кора; 2 - породы нижней коры со скоростями Vp = 6,5-7,0 км/с; 3 - породы

нижней коры со скоростью Vp = 7,0-7,5 км/с; 4 - литосфера; 5 - внутрилитосферные слои пониженных скоростейсейсмических волн; 6 - астеносфера; 7 - мезосфера


Астеносфера является одним из самых главных источников магматической деятельности на Земле. Магматические очаги возникают в коре и в литосферной мантии, но они часто вторичны к астеносфер- ным и играют подчиненную роль. Астеносферные магмы образуются из деплетированной мантии, они характеризуются низким содержанием щелочей и других некогерентных элементов, их продуктами являются толеитовые базальты. В случае, если магмы образуются на большей глубине в участках распространения недеплетированной мантии, выплавляется щелочная базальтовая магма, обогащенная некогерентными элементами.

В пределах СОХ кровля астеносферы находится на глубине Ъ-Л км, на периферии океанов ее положение фиксируется на глубинах 80-100 км. В центральных частях континентов мощность литосферы может достигать 150-200, 350-400 км (рис. 10.1). Астеносфера представляет сплошную оболочку с изменяющейся по латерали вязкостью- пластичностью. Трудность определения астеносферы на больших глубинах породила представление о прерывистости астеносферного слоя (астенолинзах). Мощность астеносферы, так же как и литосферы, может колебаться в значительных пределах.

10.2. Свойства и состав магмы

Магма (тесто, густая мазь) представляет собой преимущественно огненно-жидкий расплав, содержащий летучие компоненты и периодически рождающийся в глубинах Земли. Магма может быть гомогенным (однородным) расплавом и смесью расплава и выделившихся из него кристаллов. Соотношения кристаллов и расплава могут изменяться в широких пределах. Магма имеет способность перемещаться по магмаподводящим каналам.

Магматизм - совокупность процессов выплавления магмы, ее эволюции, перемещения, взаимодействия с твердыми породами и застывания. Все разновидности магматических пород образуются в результате зарождения расплава на глубине и перемещения в верхние сечения Земли, вплоть до выхода на поверхность. Магматизм - одно из активнейших проявлений внутренней энергии Земли. Это процесс дифференциации вещества планеты и диссипации ее внутренней энергии.

238


Общие сведения о магме и магматизмеЗемля является своеобразной «тепловой машиной». Тепловая

энергия преобразуется в механическую, кинетическую, порождающие тектонические движения, магматизм и метаморфизм. Тепло поступает из глубоких недр планеты, на что указывают геотермический градиент и тепловой поток.

Источники энергии Источниками энергии глубинныхглубинных процессов геологических процессов являются:

1. Остаточное тепло Земли от ее первоначального огненно-жидкого состояния. Так считали на рубеже XIX-XX вв. согласно космогенической гипотезе Канта - Лапласа. В соответствии с этой гипотезой возраст и время остывания Земли не превышали 100 млн лет.

2. Радиоактивный распад элементов. Открытие явления радиоактивности в 1913 г. способствовало пересмотру гипотезы Канта - Лапласа. С тех пор большинство исследователей считают основным источником тепла распад радиоактивных элементов, прежде всего урана, тория и калия, находящихся в коре и мантии.

3. Гравитационная дифференциация на границе мантии и ядра. В 1971 г. О.Г. Сорохтин пришел к выводу, что именно гравитационная дифференциация является главным источником тепла планеты. Правота этого заключения подтверждается тем, что реальный тепловой поток, наблюдаемый в СОХ, превышает тепловой поток, генерируемый распадом естественно-радиоактивных элементов. По данным американского геофизика В. Вакье, радиогенное тепло может обеспечить около одной четверти наблюдаемого теплового потока, а именно 1,14* 1013 из 4,2* 1013 W. Основное количество радиогенных элементов сконцентрировано в верхней коре, и выделяемое ими тепло не может иметь значения в глубинных тектонических процессах. Начало этой дифференциации, по современным представлениям, относится ко времени завершения аккреции, т.е. аккреционный разогрев сменяется дифференциационным. Наиболее энергично дифференциация происходила до рубежа 2,8-2,5 млрд лет назад, затем интенсивность ее уменьшалась, хотя и не монотонно. Об этом можно судить по темпам роста континентальной коры. Следует отметить, что гравитационная дифференциация осуществляется на границах других оболочечных уровней Земли. На границе внутреннего и внешнего ядра происходит перераспределение железа во внутреннее ядро, кислорода, серы и кремния во внешнее. Другой уровень дифференциации - граница ниж

239


ней и верхней мантии, если есть различие в их химическом составе. Вероятно, нижняя мантия по сравнению с верхней обогащена железом. Следующий уровень дифференциации - граница астеносферы и литосферы. Здесь происходит выплавление базальта из пиролитового мантийного вещества. Базальтовая магма, поднявшись, наращивает земную кору. Дифференциация продолжается в коре, где осуществляется выплавление гранитов, образование и рост гранитогнейсового слоя.

4. Аккреционное тепло, приобретенное Землей в период ее аккреции и частично унаследованное от протопланетного диска, разогретого до 1 000-1 200 К в области будущего положения Земли.

5. Тепло от соударения планетезималей в процессе аккреции Земли.6. Тепло от метеоритной бомбардировки Земли, проявившейся

в ранний период ее существования (4,2-3,8 млрд лет).7. Тепло, генерируемое твердыми приливами, обусловленными

гравитационным воздействием Луны и в меньшей степени Солнца. Переход кинетической приливной энергии в тепло происходит вследствие внутреннего трения вещества в приливных горбах, обегающих Землю вслед за Луной и деформирующих ее тело. В настоящее время доля приливной энергии, рассеивающейся в твердой Земле, не превышает 2 % от полной тепловой энергии, генерируемой в ее недрах. Она выделяется в основном в мелководных морях и в меньшей мере в океанах и астеносфере. Эффект солнечных приливов оценивается в 20 % от эффекта лунных. Однако в геологическом прошлом, когда расстояние между Луной и Землей было меньше, скорость генерации приливной энергии в 13 тыс. раз превышала скорость генерации эндогенного тепла в современной Земле. Высота приливов составляла около 1 км. В интервале 4 ,6 ^ ,0 млрд лет назад за счет лунных приливов Земля могла дополнительно прогреться приблизительно на 500 °С.

Все перечисленные источники энергии наиболее интенсивно должны были проявиться в первые 2 млрд лет истории Земли, т.е. до конца архея.

Место зарождения магм Магматические расплавы возни-и причины плавления кают в мантии в виде локальных

очагов при определенных условиях, которые зависят от геотермического градиента, теплофизических свойств вещества и геодинамической обстановки.

Наиболее вероятная глубина генерации магмы по существующим положениям составляет 100-300 км. В этом диапазоне глубин в среднем по земному шару температура вещества подходит к точке начала

240


его плавления. Вещество имеет пониженную вязкость, образуя так называемую астеносферу. Под срединными океаническими хребтами и «горячими точками» глубина образования магмы, вероятно, больше.

Мантийные магмы - базальтовая, ультраосновная, андезитовая - обычно рассматриваются как первичные.

Гранитная, особенно палингенная (вторичная), магма образуется путем переплавления пород в глубоких слоях земной коры (в зоне ультраметаморфизма). Процесс частичного переплавления пород с образованием мигматитов называют а н а т е к с и с о м . Полное плавление пород с образованием гранитов относят к п а л и н г е н е з у . По Г. Винклеру, анатектическое гранитообразование осуществляется при температуре 665-740 °С и давлении 0,2 ГПа. Таттл считал, что гранитная магма может образоваться на глубине 10-20 км при достижении температуры 640 °С и давления 4 кбар. Геологические термометры показывают, что гранитная магма кристаллизуется при температуре 870 °С. На глубине 15 км в гранитном расплаве может находиться до 9,25 % растворенной воды (Р. Горансон), которая резко снижает температуру кристаллизации расплава.

Существуют представления о возможном образовании гранитной магмы в верхней мантии в результате фракционирования базальтовой (толеитовой) магмы по классической модели Н. Боуэна. Эту гранитную магму относят к первичной.

Конкретными причинами плавления вещества Земли, связанными с повышением температуры, привносом летучих, снижением давления в области зарождения магматического очага, являются:

1. Местный разогрев (подъем геоизотерм) из-за действия локального источника тепла, увеличения притока тепла снизу за счет повышения проницаемости глубоких слоев для подвижного теплоносителя, выделения тепла трения, экранирования потока тепла.

2. Местное снижение температуры плавления вещества за счет привноса компонентов, уменьшающих температуру плавления Т, °С (например, воды), сброса давления.

3. Подъем сильно разогретых масс вещества с больших глубин в результате макроконвекции в мантии.

Физические свойства магм Поведение магм в процессе зарождения, подъема и затвердивания

в значительной мере определяется температурой, плотностью и вязкостью.Т е м п е р а т у р а силикатных магм в момент зарождения варь

ируется от 1 800 до 500 °С в зависимости от глубины и источника рас

241


плава. Наиболее высокие температуры характерны для глубинных ультрамафических коматиитовых и пикриговых магм, а самые низкие - для кислых гранитных магм, образовавшихся на меньшей глубине.

Температура, при которой магмы могут существовать в жидком состоянии, значительно снижается, если силикатные расплавы содержат летучие компоненты (Н20 , С 02, F, С1 и др.). Растворимость воды в силикатных расплавах возрастает от долей массового процента при атмосферном давлении до десятков массовых процентов при давлении 15 кбар, соответствующем глубине около 30 км. Максимальные содержания воды в природных магмах, затвердевших в виде горных пород, достигают 5—10 мае. %, фтора - 1-2 мае. %, лития и бора - сотых и десятых долей массового процента. Содержание углекислоты в магмах на порядок ниже, чем воды, но в условиях мантии, где существуют высокие давления, ее растворимость в расплаве возрастает, что понижает температуру плавления мантийного вещества и температуру мантийных магм.

При подъеме магм в верхние сечения Земли, где литостатическое давление уменьшается, вода и другие летучие выделяются в виде пузырьков и удаляются из магмы. Снижение давления и потеря летучих повышают температуру кристаллизации, но возрастание процессов окисления компонентов магмы при ее движении вверх, кавитационные явления при интенсивном отделении летучих в виде пузырьков газа (вскипании магмы) приводят к повышению температуры в магме и сохранению ее в расплавленном состоянии. Температуру магм оценивают на основе экспериментальных исследований, по прямым измерениям температуры во время вулканических извержений, путем изучения расплавных включений и показаний минеральных термометров.

Пл от но ст ъ жидких магм приблизительно равна 2,2-3,0 г/см3, что примерно на 10 % меньше плотности твердых магматических пород того же химического состава и того твердого корового или мантийного вещества, из которого выплавляются магмы. Разница плотностей обусловлена расширением вещества при плавлении.

Плотность минералов, которые выделяются из расплава при кристаллизации, может быть больше или меньше плотности остаточной жидкой фазы. В зависимости от соотношения плотностей кристаллы могут всплывать или погружаться на дно магматической камеры.

Сжимаемость магм под действием давления мала, но все же выше, чем у кристаллических пород, поэтому положительный объемный эффект плавления уменьшается с ростом давления. Предполагается, что на глубине 250-500 км плотность жидкой магмы становится рав

242


ной плотности оливина и пироксена - главных минералов, слагающих мантию Земли. К. Эджи и Д. Уокер (1993) установили, что при давлении около 8 ГПа (глубина - 250 км) плотность оливина становится равной плотности коматиитового расплава. Однако при этой температуре устойчив гранат, так что магматическая жидкость в целом должна быть легче твердого материала мантии Земли. Флотация же оливина на больших глубинах может иметь важное петрологическое значение.

Плотность магм зависит от их состава и увеличивается от кислых к основным и ультраосновным (табл. 10.1).

Таблица 10.1

Плотность и вязкость магматических расплавов (Петрография и петрология..., 2001)

Состав расплава Плотность, г/см3 Вязкость, Па спри Т > 1 400 °С при Т <900 °С

Риолит 2,2-2,3 ю М о5 108-1 0 12Риолит + 5 % Н20 - 1 0 -1 0 2 104-1 0 5Андезит 2,4-2,6 102-1 0 3 -

Базальт 2,6-2,8 10°-102 -

Пикрит 2,8-3,0 10 1—10° -

Карбонатит 2,6-2,7 - 10"3-1 0 -2

Плотность кислых магм меньше, чем средняя плотность вещества континентальной земной коры (2,7 г/см3), а ультраосновные магмы имеют более высокую плотность по сравнению с материалом земной коры.

Плотность магм обычно определяют расчетным путем, суммируя парциальные мольные объемы отдельных компонентов.

В я з к о с т ь - свойство, которое характеризует подвижность жидкости при наличии градиента давления. Это свойство обусловлено трением между струями жидкости, перемещающимися с разной скоростью. Если в ламинарном потоке жидкости возникают градиенты скорости dV/dX под действием касательных напряжений dF/dS, вызванных внутренним трением (рис. 10.2), то во многих случаях сохраняется линейная зависимость, известная как уравнение Ньютона:

dF/dS = -л dV/dX9

где г| - коэффициент вязкости. Чем больше г|, тем менее подвижна жидкая среда. Вязкость измеряется в пуазах (П) или в паскалях на секунду: 1 г/(см с) = 1 дин*с/см , 1 Па с = 1 Н/см2 = 10 П.

243


Вязкость расплавов увеличивается от ультраосновных к кислым. Рост вязкости вызван повышением степени полимеризации по мере увеличения содержания S i02. Маловязкие базальтовые расплавы растекаются в потоках на десятки и даже сотни километров, а вязкие кислые лавы образуют мощные, короткие потоки или вообще не растекаются, выжимаясь на поверхность в виде экструзивных куполов.

F — --------------------------------------------------------------/ / / / / / у у у ___г . . и * ___«г / — ^ / / / . / ^ ^ ^ /

X

V

Т 7 У ~ У —7—У—У—У—У—7—У—У—У —У — У—У—/ / / ~7—7—7—У--У

F

Рис. 10.2. Распределение скоростей в ламинарном потоке вязкой жидкости

(Петрография и петрология..., 2001)

Вязкость измеряют непосредственно в лавовых потоках либо рассчитывают с учетом состава и температуры расплава.

Движение магмы В результате плавления и сопутствующей ему дифференциации плот

ность вещества снижается на 5-15 %. Разность плотностей порождает движение магмы в верхние участки Земли.

В процессе подъема магма взаимодействует с окружающим веществом и формирует магматическую систему. Подъем магмы вероятен по трещинам, распространяющимся от движущейся магмы, благодаря избыточному давлению в основном по механизму гидроразрыва. Пространственное расположение трещин контролируется системой местных тектонических напряжений.

Концентрически-зональная структура Земли способствует формированию промежуточных очагов на пути движения расплавов. Верхние оболочки более холодные, а концентрическая структура создает экранирующее влияние на границах. При формировании магматических очагов в верхних участках Земли магматическая система приобретает растянутую по горизонтали форму.

244


В магматической системе выделяется два уровня: мантийный и коровый. Мантийные магматические очаги развиваются в течение миллионов и десятков миллионов лет (формирование зон магмогене- рации и всплывание конвективных струй и колонн сквозь субстрат), коровые - десятки и сотни тысяч лет.

Химический состав О составе магмы судят по составумагматических пород. Магма - слож

ный силикатный расплав, главной его составляющей является кремний. В переменных количествах содержатся другие петрогенные элементы (Al, Fe, Mg, Mn, Ti, Ca, Na, К), элементы примеси (Cr, Co, Ni, Си, Pb, Zn и другие элементы, содержащиеся в сотых и тысячных долях процента), летучие компоненты - флюиды (Н20 , Н2, 0 2, N2, СО, С 02, СН4, NH3, НС1, HF, H2S, S, S 02, S 0 3, В, P и др.). Флюиды оказывают очень сильное влияние на свойства магмы, в первую очередь на вязкость, температуру кристаллизации. Концентрации акцессорных элементов, или элементов-примесей, играют важную роль в потенциальной рудоносности магм.

По современным данным, химические элементы в магме присутствуют в виде катионов (К1+, Na1+, Са2+, Mg2+, Fe2+) и комплексных анионов типа [Si04]4-, [Si03]2-, [S^Os]4-, [AbSiOy]4- и др. Внутреннее строение магмы можно представить как «рои» сиботакситов, при условии стремления расплава к упорядочению своей структуры. Сибо- такситы - полимерные соединения, образующиеся в расплаве еще до стадии его кристаллизации, приближающиеся по структуре к кристаллическим силикатам и являющиеся зародышами будущих минералов. В предкристаллизационный этап сиботакситы роятся (возникают и распадаются). Кроме того, магматический расплав содержит сульфиды и соединения типа Fe30 4, обладающие металлическими связями. Таким образом, магма представляет собой ионно-электронную микроге- терогенную жидкость. Физико-химическими аналогами магм являются силикатные стекла, изучение которых показывает, что они состоят из анионных групп или сложных комплексов (сиботакситов), имеющих внутри прочные ионные и ковалентные связи, в то время как между этими группами действуют слабые силы типа сил Ван-дер-Ваальса.

Первичные, родоначальные и производные магмыНаличие различных по химическому составу магматических по

род, образующихся из расплавов, ставит перед геологами вопрос о существовании первичной (расплав во время его непосредственного

245


отделения от исходного вещества), родоначальной или родоначальных магм, которые в результате дифференциации, ассимиляции или гибри- дизма «породили» многочисленные по химическому составу производные расплавы, а из них, в свою очередь, кристаллизовались разнообразные виды магматических пород.

Проблемы происхождения многочисленных магматических пород обсуждаются давно, но далеки от решения. Существование магмы никогда не отрицалось, однако до сих пор нет единого мнения о составе первичных магм. Возможно, на основе данных проводимых геологических, геофизических и экспериментальных исследований будет найдено решение этой проблемы.

Распространенность пород О составе и разнообразии родоначальных магм можно судить

по распространенности горных пород. Подсчеты распространения пород свидетельствуют о преимущественном развитии в земной коре базальтов и гранитов (рис. 10.3), что косвенно указывает на существование двух исходных (первичных) магм - базальтовой и гранитной.

Рис. 10.3. Кривая Ричардсона, показывающая распространенность магматических пород

с различным содержанием кремнекис-

лоты (по числу химических анализов) (по Ф.Ю. Левинсону-Лессингу,

1931)

Все остальные породы имеют ограниченное распространение (первые проценты). Относительно широко распространены породы среднего состава, из которых наиболее часто встречаются андезиты - 23 %. Основные породы - базальты - присутствуют главным образом в океанических структурах. Граниты и андезиты развиты на континентах и в переходных структурах. Немаловажным обстоятельством в решении вопроса о существовании кислой магмы на определенных

246


этапах развития Земли является преимущественное развитие гранитов среди докембрийских толщ.

Магматические горные породы, их отряды, подотряды, семейства и виды повторяются во времени. Но при формировании ядер древних платформ на ранних этапах развития Земли образовались только для них характерные мигматиты, чарнокиты, верхнеархейские или нижнепротерозойские вулканиты базальтового и риолитового состава, имеющие громадные объемы. Этот период знаменовался также становлением колоссальных по своим размерам, сильно дифференцированных интрузий основного состава, сопровождавшихся образованием габбро, норитов и анортозитов. В нижнем протерозое сформировались специфические интрузии гранитов-рапакиви и анортозитов. Они характерны только для ранней эпохи развития Земли.

Ассоциации пород Уже давно геологами замечено, что горные породы образуют

закономерно повторяющиеся ассоциации, которые получили название геологических формаций.

Формации представлены крупными геологическими телами, тесно связаны с тектоническими структурами и характеризуются определенной металлогенической специализацией. Магматические формации разделяются на вулканогенные и интрузивные.

By лк а н о г е н н ы е ф о р м а ц и и нередко в парагенезисе содержат осадочные породы и представляют собой части стратифицированных разрезов. Они обычно совпадают со свитами (подразделениями местной стратиграфической шкалы). Формации могут быть мельче и крупнее свит.

И н т р у з и в н ы е ф о р м а ц и и часто представлены изолированными разобщенными телами. В то же время разновозрастные интрузивы, относящиеся к разным формациям, могут быть пространственно совмещены.

Ниже приводится пример магматических формаций, развитых в различных геолого-тектонических обстановках (Кузнецов, 1964):

1. Магматические формации подвижных зон:а) собственно геосинклинальных зон:габбро-плагиогранитная;габбро-пироксенит-дунитовая;гипербазитовая;риолит-базальтовая;б) орогенных этапов:

247


андезитовая; габбро-сиенитовая; гранитных батолитов; риолитовая.2. Магматические формации кристаллических щитов: чарнокитовая;мигматит-гранитовая; гранитов-рапакиви.3. Магматические формации зон активизации устойчивых областей: толеит-базальтовая (трапповая);ультраосновных и щелочных пород; кимберлитовая.В связи с этими кратко изложенными фактами имеют место

представления о существовании двух родоначальных магм: базальтовой (основной) и кислой (гранитной). Идею существования двух магм отстаивал отечественный геолог, петрограф Ф.Ю. Левинсон-Лессинг, подробно охарактеризовавший происхождение главных магматических горных пород.

Американский геолог, теоретик петрографии Р. Дели, который на первых этапах поддерживал идеи Левинсона-Лессинга, позднее изменил свои взгляды. В 30-х гг. XX в. он отстаивал существование базальтовой магмы на всем протяжении развития Земли, а гранитная магма, по его позднему мнению, как родоначальная существовала в архее и израсходовалась в процессе докембрийского развития Земли. После- кембрийское гранитообразование и вулканизм кислого состава он связывает с образованием регенерированной гранитной магмы под воздействием базальтовой магмы.

Другой американский петрограф Н.Л. Боуэн, разработавший реакционный принцип кристаллизации минералов из силикатного расплава, высказал предположение (1928) о существовании первичной только базальтовой магмы. Многообразие пород он объяснял кристаллизационной дифференциацией базальтовой магмы. Но вместе с тем он допускал образование гранитов и гранитной магмы вследствие пе- реплавления вещества гранитной оболочки Земли.

В настоящее время многими исследователями рассматривается существование следующих родоначальных магм - расплавов, за счет которых при фракционной кристаллизации образуются другие по составу магмы:

базальтовой (основной), гранитной (кислой),

248

10.3. Охлаждение и кристаллизация магматических расплавов

ультраосновной,андезитовой.Ультраосновная магма образовалась при значительной степени

плавления (> 40 %) вещества верхней мантии, базальтовая и андезитовая магмы формировались при выборочном (фракционном) плавлении вещества верхней мантии. Кислая магма образовалась в результате выборочного плавления вещества земной коры. Эти магмы будут первичными во время их непосредственного отделения от исходного вещества.

Вторичные магмы - расплавы, образующиеся в результате дифференциации во вторичных магматических резервуарах. К вторичным магмам относятся анатектическая и гибридная магмы. Гибридные магмы возникают при смешении значительно различающихся по химическому составу магм (например, базальтовой и гранитной), приводящем к образованию нового расплава смешанного химического состава. Анатектическая магма возникает в результате расплавления древних пород под воздействием пропитки эманациями более молодой магмы. Щелочная магма (с высоким содержанием К20 и Na20), по- видимому, является производной от родоначальной магмы и образуется вследствие дифференциации расплава или ассимиляции вмещающих пород.


Основные факторы, которые контролируют скорость охлаждения магм и их кристаллизацию, - это способ теплообмена, градиенты температур, размеры магматических тел, теплофизические свойства магм и окружающей среды. Магматические тела, имеющие размеры поперечника, измеряемые метрами, охлаждаются до температуры солидуса в течение нескольких часов или суток. Это относится к лавовым потокам, излившимся на поверхность Земли, трещинным инъекциям, которые затвердевают на глубине (дайкам, силлам). Магматические тела, занимающие объемы в сотни и тысячи кубических метров и километров, охлаждаются значительно медленнее, для их полного затвердевания требуются тысячи и сотни тысяч лет.

При очень быстром охлаждении (закалке) расплавы, особенно повышенной вязкости, не кристаллизуются, а превращаются в аморф

249


ные стекла. С течением времени происходит упорядочение структуры стекла и превращение его в агрегат кристаллов. Этот процесс называется девитрификацией или «старением» стекла.

Продолжительность остывания плутонических и гипабиссальных тел достаточна для того, чтобы кристаллы начали расти непосредственно из расплава. Форма, размер, последовательность выделения кристаллов зависят от состава магмы и физических условий затвердевания.

Форма и размер кристалловРавновесная форма кристаллов определяется строением кри

сталлической решетки минерала или, в общем случае, любого химического соединения. Реальный габитус кристаллов может существенно отклоняться от равновесного в зависимости от степени переохлаждения расплава АТ относительно температуры ликвидуса:

АТ= TL- T C,

где TL - равновесная температура ликвидуса данного минерала; Тс - температура, при которой начинается реальный рост кристалла.

При минимальном переохлаждении растут цельные кристаллы с плоскими гранями. Увеличение степени переохлаждения приводит к появлению скелетных форм кристаллов, часто весьма причудливой формы. Г. Лофгрен экспериментально показал, что таблитчатые кристаллы плагиоклаза образуются при АТ < 40 °С. По мере увеличения степени переохладения возникают футляровидные (АТ = 40-140 °С), дендритовые (АТ= 140-190 °С), веерно-сферолитовые (ДГ= 190-290 °С) и сферолитовые (АТ > 290 °С) формы.

Сферолиты представляют собой радиально-лучистые агрегаты игольчатых или пластинчатых кристаллов с общим центром кристаллизации. Под микроскопом в скрещенных николях в сферолитах виден темный крест, который остается неподвижным при вращении столика микроскопа. В пределах этого креста кристаллы вытянуты в направлении плоскостей колебаний световых волн в николях.

В андезитах, затвердевших в условиях переохлаждения, часто встречаются футляровидные кристаллы плагиоклаза, во внутренних частях которых сохранилось стекло. Кристаллы кварца с плоскими гранями образуются при АТ < 55 °С. Большее переохлаждение приводит к появлению скелетных форм кристаллов с бухтообразными заливами стекла на гранях. Такие кристаллы обладают внешним сходством с резорбированными зернами, которые являются результатом частичного растворения кварца в расплаве.

250


Размер кристаллов зависит от соотношения скоростей возникновения кристаллов (скорости нуклеации) и роста отдельных кристаллов. Они определяются температурой переохлаждения, причем максимум скорости нуклеации достигается при большем переохлаждении, чем максимум скорости роста (рис. 10.4). Вследствие этого в условиях малого переохлаждения образуются редкие крупные кристаллы, а при большем переохлаждении - множество мелких кристаллов.

Рис. 10.4. Зависимости скорости роста кристаллов (сплошная линия) и скорости нуклеации (пунктирная линия) от температуры переохлаждения расплава относительно равновесного ликвидуса АТ.В области 1 образуется небольшое количество крупных кристаллов, в области 2 - много мелких кристаллов, в области 3 кристалли

зация затруднена (Петрография и петрология..., 2001)

В однородном расплаве центры кристаллизации возникают за счет случайных флуктуаций структуры жидкости {гомогенная нуклеация). Если в расплаве существуют твердые частицы или пузырьки газов, то они служат затравками для растущих кристаллов {гетерогенная нуклеация). Движение расплава также способствует зарождению в нем кристаллов.

Скорость роста кристаллов из магмы контролируется двумя главными факторами: 1) скоростью диффузионного массообмена на границе твердой и жидкой фаз и 2) скоростью диффузии компонентов в самом расплаве, обеспечивающей привнос и вынос компонентов, которые принимают участие в процессе кристаллизации.

Скорость диффузии компонентов в жидкости обратно пропорциональна ее вязкости. Поэтому кристаллизация вязких кислых магм затруднена, и они часто затвердевают в виде аморфных стекол (обси-

251


дианов, перлитов и пехштейнов). В противоположность кислым маловязкие ультраосновные и основные магмы кристаллизуются легко, и продукты их затвердевания не содержат стекла даже при значительном переохлаждении. Присутствие в магме растворенной воды понижает вязкость, поэтому при затвердевании таких магм образуются кристаллические породы, содержащие минимальное количество стекла либо совсем без стекла.

Экспериментальные исследования свидетельствуют о том, что скорость роста кристаллов размером до 1 мм составляет от 3 до 3 000 лет, таким образом, по геологическим масштабам времени кристаллизация магм осуществляется очень быстро.

Физико-химические основы кристаллизацииПоследовательность кристаллизации минералов в магматическом

расплаве определяется физико-химическим равновесием «кристалл - жидкость», относительной скоростью их роста, устойчивостью образующихся кристаллов и т.п. Важную информацию о последовательности выделения кристаллов из расплава можно получить при изучении текстурно-структурных взаимоотношений минералов в шлифах и анализе модельных физико-химических систем.

Кристаллизация Твердый раствор (гомогенная фа-с образованием за) имеет состав, который можеттвердых растворов изменяться непрерывно и неогра

ниченно или в известных пределах.Иначе, два или несколько компонентов могут растворяться

один в другом во всевозможных относительных количествах, затем такой раствор затвердевает и получается одновременно и твердое тело, и раствор.

Свойствами твердых растворов обладают все минералы, дающие изоморфные ряды. Наиболее ярким примером кристаллизации с образованием твердых растворов, имеющих неограниченную смесимость, являются плагиоклазы. Рассмотрим ход кристаллизации плагиоклазов для расплава из смеси двух компонентов: альбита в количестве 60 % и анортита в количестве 40 % (рис. 10.5).

Чистый альбит начинает кристаллизоваться при температуре 1 100 °С, чистый анортит - при температуре 1 550 °С. В данном примере смесь альбита и анортита на диаграмме выражена точкой р и при температуре t\ находится целиком в жидком состоянии. При пониже

252


нии температуры до пересечения изотермы t2 с кривой ликвидуса начнут выделяться кристаллы, обогащенные анортитом относительно исходного расплава. Состав первых кристаллов представлен точкой Ъ на кривой солидуса и соответствует 25 % альбита и 75 % анортита.

Таким образом, при температуре t2 в равновесии будут находиться расплав состава р ' и кристаллы состава Ь. Состав фаз можно проверить путем внезапного охлаждения (закалки) системы.

Рис. 10.5. Диаграмма кристаллизации с образованием твердых растворов в системе альбит - анортит (по Н. Боуэну)

т,°с

1500

1400

Расплав

[pbyh

СJ'

[з__ с / p ”

1300

1200

1100.

/ d

u / e <P’”

О 20 40 60 80 100 %Альбит Анортит

При дальнейшем понижении температуры расплав будет реагировать с выделившимися кристаллами, и вся система начнет смещаться влево по линиям ликвидуса и солидуса, так как анортит будет постепенно удаляться из расплава, который в результате станет обогащаться альбитом. При t3 = 1 350 °С в равновесии находятся расплав состава с и кристаллы состава d. Количественные соотношения кристаллов и расплава при t3 выразятся, соответственно, отношением отрезков ср" : p ”d. При t4 = 1 225 °С жидкость полностью израсходуется, состав твердой фазы р ”' будет отвечать составу исходного расплава р, и кристаллизация системы на этом закончится.

Из диаграммы следует, что выше линии ликвидуса система в любой точке соответствует жидкому состоянию, между линиями ликвидуса и солидуса в равновесии находятся расплав и кристаллы, ниже линии солидуса - только кристаллы.

Для бинарных систем, кристаллизующихся с образованием твердых растворов, можно отметить следующие особенности:

253


1. Кристаллы и расплав в течение всего процесса кристаллизации непрерывно взаимодействуют друг с другом с одновременным изменением состава кристаллов и расплава в направлении обогащения их менее тугоплавким компонентом (в данном примере альбитом).

2. Первые кристаллы, выделившиеся из расплава, всегда богаче тугоплавким компонентом, чем исходный расплав; последние кристаллы отвечают составу исходного расплава.

3. Состав кристаллов, выделившихся в начальную и конечную стадии кристаллизации, а также температурный интервал процесса кристаллизации зависят только от состава исходного расплава.

В природных условиях при медленном, спокойном процессе кристаллизации реакция между расплавом и твердой фазой доходит до конца с образованием однородных кристаллов, соответствующих составу исходного расплава. При нарушении равновесия за счет скачкообразного изменения температуры или за счет изменения состава расплава (вследствие притока нового вещества, удаления ранее образовавшихся кристаллов или других причин) равновесие нарушается, выделяющиеся кристаллы не успевают прореагировать с расплавом, что приводит к появлению зональных кристаллов. Состав зональных кристаллов меняется от зоны к зоне, четко свидетельствуя о последовательности выделения минеральных фаз. При нормально направленном ходе кристаллизации центральные части зональных кристаллов обычно обогащены более тугоплавким компонентом, в данном примере - анортитом, внешние зоны - более легкоплавким альбитом. Зональные плагиоклазы характерны для пород, кристаллизовавшихся в гипабиссальных или поверхностных условиях, менее равновесных, чем глубинные условия кристаллизации. В плагиоклазах основного и среднего составов зональность выражена резче, чем в кислых плагиоклазах.

Кристаллизация двойных Эвтектикой называется такоесистем с эвтектикой количественное соотношение двух

или нескольких компонентов, при котором они кристаллизуются одновременно, сохраняя в течение всего процесса затвердевания постоянную и самую низкую (эвтектическую) температуру.

В качестве примера рассмотрим систему диопсид - анортит, кристаллизующуюся при атмосферном давлении (рис. 10.6). Линии ликвидуса (DE и ЕЛ) и солидуса (горизонтальная линия, проходящая через точку Е) ограничивают поля составов и температур, при которых в равновесии находятся различные комбинации фаз: расплав L; кри

254


сталлы диопсида + расплав; кристаллы анортита + расплав и кристаллы диопсида + анортит. В эвтектической точке Е, в которой линия ликвидуса касается линии солидуса, в нонвариантном равновесии находятся все четыре фазы. В общем случае эвтектика - это равновесие двух или более кристаллических фаз с расплавом при отсутствии степеней свободы. Это точка минимальной температуры плавления - кристаллизации (в данном примере - 1 270 °С). Для системы диопсид - анортит эвтектика отвечает смеси, где диопсид составляет 42 %, а анортит - 58 %.

Температура плавления диопсида - 1 391 °С, анортита - 1 553 °С. Добавление к анортиту (или диопсиду) второго компонента понизит температуру начала кристаллизации, и в дальнейшем кристаллизация будет проходить по линиям ликвидуса (DE или ЕЛ в зависимости от состава расплава в начальной точке).

Особенностью магматического процесса является то обстоятельство, что смешанные расплавы имеют температуру плавления (и кристаллизации) ниже, чем температуры плавления всех составляющих минералов по отдельности.

Рис. 10.6. Диаграмма кристаллизации по закону эвтек

тики в системе допсид - анортит (по Н. Боуэну)

Г,°С1600

1550

15001450

с

Расплав

Р ,Р /

^Расплав+анортит1400 с

1350

1300

- D /

_ Расплавч Е /+ДИОПСИД

1250 т

1200 Диопсид+анортит________ i________ и _______ i____ ____i___________________1__________ U _________ I_____ I_____ I___________

100% 80 60 40 20 0 Диопсид Анортит

Охлаждение расплава произвольного состава, отличающегося от эвтектического, сопровождается выделением избыточной против эвтектики фазы. Если начальный расплав отвечал расплаву в точке Р (диопсида 30 %, анортита 70 %), то при понижении температуры до 1 425 °С из расплава начнут выделяться кристаллы чистого анортита

255


при одновременном изменении состава расплава по кривой АЕ (линии ликвидуса) в направлении обогащения диопсидовой составляющей (см. рис. 10.6). В точке Е будет происходить эвтектическая кристаллизация анортита и диопсида (с эвтектическим количественным соотношением). Образовавшийся при кристаллизации минеральный агрегат будет состоять из порфировых вкрапленников анортита и цементирующей их ткани (из диопсида и анортита). Относительное количество вкрапленников анортита и эвтектической смеси анортит + диопсид можно определить по правилу рычага.

Состав выделяющихся при кристаллизации минералов постоянен в течение всего процесса кристаллизации. Состав эвтектики и температура конца кристаллизации компонентов, находящихся в эвтектическом соотношении, всегда постоянны и не зависят от состава исходного расплава.

Большая часть магматических пород состоит из минеральных компонентов в эвтектических или анхиэвтектических (анхи - почти) соотношениях. Именно этим объясняется совместное присутствие в порфировых вкрапленниках жильных или эффузивных пород различных минералов, кристаллизация которых начиналась почти одновременно, например, вкрапленники роговой обманки, биотита и среднего плагиоклаза в диоритовом порфирите или вкрапленники кислого плагиоклаза, калишпата и кварца в гранит-порфирах.

Кристаллизация Химическим соединением с ин-с образованием конгруэнтной (скрытой) точкойхимических соединений, плавления называется такое со-плавящихся инконгруэнтно единение, которое представляет

собой кристаллы, устойчивые до определенной температуры, при достижении которой они начинают реагировать с расплавом, образуя кристаллы нового состава.

Этот тип диаграмм имеет важное петрогенетическое значение, так как позволяет понять процесс кристаллизации в ряду фемических минералов.

В качестве примера рассмотрим систему форстерит - кремнезем с образованием пироксена (клиноэнстатита) состава Mg2Si20 6. Температура кристаллизации чистого форстерита составляет 1 890 °С, кри- стобалита- 1 713 °С.

Допустим, что состав исходного расплава (рис. 10.7) обогащен форстеритом и отвечает в точке А следующему соотношению компонентов: форстерита - 75 %, кремнезема - 25 %.

256


При охлаждении расплава до t\ из него начнут выделяться кристаллы чистого форстерита, причем дальше процесс кристаллизации пойдет по кривой ликвидуса с параллельным обеднением расплава форстеритом и обогащением кремнеземом. Такой характер кристаллизации будет сохраняться до температуры 1 557 °С, при достижении которой раплав состава R (форстерита 68 %, кремнезема 32 %) начнет реагировать с кристаллами форстерита, образуя клиноэнстатит, до тех пор пока расплав полностью не израсходуется. В итоге образуется агрегат кристаллов форстерита и клиноэнстатита.

Рис. 10.7. Диаграмма кристаллизации с образованием химических соединений, плавящихся инконгруэнтно в системе форстерит - кремнезем (по Н. Боуэну, Е. Андерсену,

Дж. Грейгу)

Если исходный расплав уже имел состав клиноэнстатита (точка В), то при понижении температуры до 1 600 °С начнут выделяться кристаллы форстерита и процесс пойдет далее по линии ликвидуса до температуры 1 557 °С. При этой температуре расплав начнет раство

257


рять форстерит с преобразованием его в клиноэнстатит. Реакция будет проходить до превращения всего форстерита в клиноэнстатит, причем весь расплав будет израсходован.

Для расплава, состав которого богаче кремнеземом, чем клиноэнстатит (точка Q , процесс кристаллизации будет отличаться от описанного тем, что после преобразования форстерита в клиноэнстатит останется часть расплава состава R, из которого при понижении температуры начнут сразу же выделяться кристаллы клиноэнстатита с одновременным обогащением расплава кремнеземом. Когда температура системы достигнет 1 543 °С (точка Е), а состав смеси будет соответствовать 87,5 % клиноэнстатита и 12,5 % кристобалита, начнется одновременная эвтектическая кристаллизация этих двух компонентов.

Процесс кристаллизации расплавов, обогащенных кремнеземом относительно эвтектики, здесь не рассматривается, так как ход процесса ясен из предыдущих примеров кристаллизации систем с эвтектикой.

Рассмотренная диаграмма кристаллизации с инконгруэнтной точкой плавления объясняет последовательность выделения фемических минералов, в ряду которых (оливин - пироксен - роговая обманка - биотит) каждый последующий минерал образуется как продукт взаимодействия расплава с ранее выделившимися кристаллами. Если ранее выделившийся минерал не успел прореагировать с расплавом до конца (израсходован весь кремнезем из расплава, произошло резкое понижение температуры), то вокруг такого минерала начнут отлагаться реакционные каемки, представленные минералом более поздней стадии кристаллизации. Направленность процесса сохраняется от оливина до биотита, а сам процесс носит прерывно-реакционный характер.

Этот тип кристаллизации объясняет причину, по которой выделяются различные фемические минералы в породах, принадлежащих к одной химической группе, но кристаллизующиеся в плутонической и эффузивной фациях. Так в диоритах, кристаллизация которых протекала в спокойных глубинных условиях, оливин успевает полностью прореагировать с расплавом при понижении температуры и превратиться в пироксен или даже в роговую обманку (пройдя стадию пироксена), тогда как во вкрапленниках андезитов оливин может сохраниться вследствие закалки при быстром падении температуры, когда времени для реакции было недостаточно.

Реакционные ряды минераловДанные экспериментальных исследований кристаллизации сили

катных систем и изучение структур реальных горных пород позволили

258


Н. Боуэну представить последовательность выделения главнейших породообразующих минералов в виде двух реакционных рядов (рис. 10.8).

Оливин

IРомбический пироксен

Моноклинный пироксен

Роговая обманка

IБиотит

Мусковит

Анортит

Основные плагиоклазы

Средние плагиоклазы

Кислые плагиоклазы

АльбитII

Натриево-калиевые полевые шпаты

Кварц

Ассоциацияосновныхпород

Ассоциациясреднихпород

, Ассоциация ' кислых

пород

/

Рис. 10.8. Реакционные ряды минералов (по Н. Боуэну с дополнениями А.Н. Заварицкого)

Правый ряд непрерывно-реакционный, свойственный полевым шпатам; левый ряд прерывно-реакционный, характеризует железомагнезиальные минералы. В каждом из рядов вышестоящий минерал, реагируя с расплавом, дает нижестоящий минерал. Стрелками (дополнение А.Н. Заварицкого) показано направление кристаллизации.

Порядок выделения минералов в различных рядах зависит от состава расплава. Каждый минерал левого ряда с соответствующим минералом правого ряда образует эвтектику.

Из схемы Н. Боуэна видно, что ассоциация оливин + пироксен + + основной плагиоклаз обычна; все эти минералы относятся к начальной высокотемпературной стадии кристаллизации. Кислые плагиоклазы, калинатровые полевые шпаты и кварц являются крайними членами реакционных рядов, образуют более низкотемпературную ассоциацию и обычно не встречаются с оливином.

Реакционный принцип Н. Боуэна характерен для известковощелочных пород нормального ряда. Повышение концентрации натрия в расплаве сопровождается вытеснением кальция из плагиоклазов, что приводит роговую обманку, затем пироксен в равновесие с кислыми

259


плагиоклазами. В итоге вместо нормальных биотитовых гранитов могут возникать роговообманковые и даже пироксеновые граниты. Увеличение содержания железа относительно магния может привести к обратной последовательности выделения ромбических и моноклинных пироксенов и поздней кристаллизации железистых оливинов и другим изменениям.

10.4. Фракционирование в магматических процессах

Фракционирование (дифференциация) - процесс формирования различных субстанций из какого-то первичного, простого исходного материала. К.Г. Кокс, Дж. Д. Белл, Р. Дж. Панкхерст в книге «Интерпретация изверженных пород» (1982) принимают положение, что Земля на определенном этапе существования могла иметь однородный состав. Это был этап эволюции Солнечной системы, когда однородность была ее характерным признаком. В магматической петрологии фракционирование заключается прежде всего в формировании тел различного химического состава.

Виды дифференциацииЭлементы в горных породах характеризуются различной степе

нью фракционирования, что можно проследить по вариациям содержаний элементов в различных породах. Например, содержание SiC>2

колеблется от 38,29 мае. % в дуните до 72,82 мае. % в риолите; MgO - от 37,94 мае. % в дуните до 0,39 мае. % в риолите. Как видно, кремний менее фракционирован, чем магний.

Таблица 10.2

Состояние вещества в геологических системах

Состояние вещества Геологические процессыТвердое МетаморфическиеЖидкое МагматическиеГ азообразное ВулканическиеТвердое + жидкое МагматическиеТвердое + газообразное МетасоматическиеЖидкое + газообразное МагматическиеТвердое + жидкое + газообразное Магматические

260


Вещество в природных процессах может существовать в твердом, жидком и газообразном состояниях (табл. 10.2). Разделение систем на основе фазового состояния удобно для рассмотрения путей миграции элементов в процессах фракционирования.

Фракционирование в жидких Фракционирование в жидких маг- магматических системах магических системах осуществля

ется путем диффузии и ликвации.Эти разновидности дифференциации являются докристаллизаци-

онными.Диффузия играет незначительную роль в общем балансе фрак

ционирования. Химические элементы мигрируют через жидкую фазу с разными скоростями в соответствии с существующими в жидкости градиентами температуры и давления, что приводит к различным концентрациям элементов в разных участках магматической камеры. Элементы могут мигрировать дифференцированно в соответствии с градиентом концентраций, который может определяться внешними условиями, например при реакции магмы с вмещающими породами. Главные компоненты, стимулирующие этот способ дифференциации, - вода и летучие, которые накапливаются в участках пониженного давления и температуры.

Ликвация подразумевает распад магмы при понижении температуры на несмешивающиеся жидкости. Изучение ликвации, ее особенностей осуществляется посредством моделирования металлургических процессов, при которых расплав разделяется на штейн и шлак. В ходе экспериментальных работ было установлено, что ликвация возможна только при наличии в магме летучих компонентов.

Ликвация возможна при больших температурах, выше, чем температура кристаллизации магмы.

Ярким примером ликвации служит разделение сульфидных и силикатных расплавов. Капли сульфидного расплава отделяются от магмы и под действием гравитации опускаются на дно магматической камеры. Другим примером является масло в воде. В природе ликвацией объясняют образование лейкократовых и меланократовых диасхи- стовых пород (аплитов, пегматитов, с одной стороны, и лампрофиров, с другой). Некоторые геологи относят к продуктам ликвации вариолиты. По мнению А.А. Маракушева, жидкостная несмесимость в магматических системах недооценивается геологами в петрологических исследованиях.

261


Фракционирование в магмах, состоящих из твердой и жидкой фаз

В магмах, состоящих из твердой и жидкой фаз, фракционирование кристалл - жидкость приводит к большим изменениям в составе

магмы. В этом случае выделяют следующие разновидности процесса: парциальное плавление; фракционную кристаллизацию; дифференциацию течения.Парциальное плавление. Земля состоит из твердого материала,

за исключением внешнего ядра. В области зарождения магма образуется вследствие плавления ранее существовавшего твердого материала (пород). Плавление происходит в результате локального повышения температуры. Исходные породы редко плавятся полностью. Возникающие порции магмы мигрируют из мест плавления, объединяются, образуя отдельные объемы магмы. На месте остается тугоплавкий материал. Полное плавление встречается достаточно редко, частичное плавление, наоборот, представляет собой распространенный (доминирующий) процесс фракционирования, который нельзя наблюдать непосредственно ввиду его глубинности.

Фракционная кристаллизация. Кристаллизация магмы осуществляется не при какой-то определенной температуре, а в некотором интервале. Температуру начала кристаллизации называют ликвидусом, температуру завершения кристаллизации - солидусом. Между ликвидусом и солидусом магма состоит из смеси расплава и кристаллов. Твердая и жидкая фазы находятся в равновесии и имеют различный химический состав. Например, базальтовая магма в интервале между ликвидусом и солидусом состоит из кристаллов оливина (MgFe)SiC>4, взвешенных в расплаве, богатом алюминием и кальцием.

В результате отделения (сепарации) кристаллов от жидкости (расплава) осуществляется дифференциация первичного расплава. Возникшие при накоплении кристаллов породы называют куму латами.

Кристаллизация силикатных расплавов отражает последовательность кристаллизации в соответствии с реакционными рядами.

Эта теория была детально разработана Н. Боуэном. Он обосновал ее экспериментально и петрографическими наблюдениями. Фракционная кристаллизация приводит к тому, что из одной родоначальной магмы могут получиться разнообразные породы. Н. Боуэн, рассматривая кристаллизацию базальтовой магмы, пришел к заключению о возможности образования из нее всех разновидностей магматических пород.

В настоящее время изучается масштабность этого процесса, так как факты установлены и характер процесса неоспорим. Процесс кри

262


сталлизационной дифференциации происходит: 1) путем локализации выделившихся минералов в определенных участках; 2) относительного передвижения минералов и расплава. Это объясняет неоднородный состав в пределах краевых и центральных частей интрузива. В краевых частях температура всегда более низкая, поэтому здесь начинается кристаллизация первых минералов, что вызывает диффузию вещества от центра к периферии. Этот процесс ничтожный, так как диффузия вещества примерно в 4 000 раз медленнее, чем диффузия тепла. Образующиеся при этом конвекционные потоки захватывают кристаллы и перемешивают их с расплавом.

Передвижение и собственно дифференциация вещества осуществляются под действием силы тяжести (гравитационная дифференциация), тектонических процессов и газовой промывки.

Гравитационная дифференциация является главным способом разделения кристаллов и расплава. Кристаллизующиеся минералы могут в зависимости от плотности либо всплывать, либо оседать на дно магматической камеры. Таким образом можно объяснить появление анортозитов (всплывание плагиоклаза) и перидотитов в нижних частях (оседание оливина и пироксенов). Тяжелые минералы при оседании в нижнюю часть магматической камеры могут вновь расплавляться, образуя перидотитовую ультраосновную магму, а при тектонических подвижках ее перемещение и кристаллизация приведут к формированию автономных самостоятельных тел. Этим самым можно объяснить образование тел ультраосновных пород, сопровождающих габбровые массивы. Кристаллизационная дифференциация приводит к накоплению в некоторых случаях рудных минералов и формированию среди пород рудных залежей. К ним относятся залежи хромитов в ультраосновных породах, титаномагнетита в габбро и т.д.

Гравитационная дифференциация имеет место на ранних стадиях кристаллизации магмы, когда расплав является не слишком вязким.

Действие тектонических сил - второй по значению способ отделения кристаллов от расплава. При кристаллизации в магме образуется сетка кристаллов с концентрацией между ними расплава. Вследствие воздействия тектонических сил на магму в этот этап происходит отжимание расплава и формируется автоинтрузия в виде жил. Этот способ получил название filter-pressing. Таким образом объясняют появление сульфидных и титано- магнетитовых месторождений, связанных с основной магмой.

Конвекционные течения. Предполагается, что кристаллы концентрируются вдоль стен и кровли магматического тела, вместо того чтобы разместиться во всей его массе.

263


Агрегаты кристаллов оседают быстрее одиночных кристаллов. Это создает двухфазные конвекционные течения. Часть магмы вместе с кристаллами увлекается вниз, в ту часть магмы, которая имеет первичный состав. В магме уменьшается количество тяжелых компонентов, и она поднимается вверх. В более холодных зонах она начинает кристаллизоваться с выделением более салических, чем ранее, кристаллов. И в результате образуется более кислая остаточная жидкость. С кристаллами она опять увлекается вниз, смешивается, а затем легкая поднимается вверх.

Дифференциация течения осуществляется при перемещении магмы в узком канале. Кристаллы, содержащиеся в магме, при ее движении концентрируются в центральной части потока. Когда магма затвердевает и образуется дайка, то вкрапленники располагаются в центральной ее части.

Фракционирование Магмы содержат различное ко-в системах, содержащих газ личество растворенных летучих

компонентов, важнейшими из которых являются Н20 и С 02. Они растворены в расплаве, но при уменьшении давления или возрастании их концентрации при кристаллизации минералов, не содержащих летучих, флюиды обособляются в магме в виде пузырьков. Свидетельством этому являются пористые эффузивные породы. Иногда в гипабиссальных породах наблюдаются миароловые пустоты, образовавшиеся в результате отделения от расплава газовой фазы. Магмы, содержащие газовую фазу, могут при этом включать кристаллы. Отделение газовой фазы от исходного расплава приводит к изменению его химического состава, что уже является фракционированием. При этом в магме может осуществляться газовая промывка, выражающаяся в природной флотации. Пузырьки газа оседают на образующихся кристаллах, это заставляет их всплывать.

Наиболее активно газовый перенос осуществляется в приповерхностных условиях.

Ассимиляция и гибридизмАссимиляция - процесс поглощения магмой вмещающих пород.

Этот процесс возможен, если магма обладает достаточным количеством энергии для протекания реакции и если магма и вмещающие породы не равновесны. Вследствие ассимиляции магма изменяет свой состав. Она загрязняется чужеродными породами, контаминируется. В некоторых случаях ассимиляция нарушает физико-химическое рав

264

10.5. Происхождение главных типов магм

новесие в расплаве, что восстановление равновесия возможно только при расщеплении на производные расплавы или кристаллизации. То есть ассимиляция может явиться причиной дифференциации. Процесс ассимиляции приводит к образованию новых разновидностей пород.

Гибридизм происходит в случае неполного поглощения магмой вмещающих пород. В гибридных породах встречаются ксенолиты - обломки нерастворенных пород.

В результате гибридизма отмечаются следующие закономерные признаки:

1. Неоднородная текстура пород. Вблизи краевых частей присутствуют ксенолиты и наблюдается пестрый состав пород.

2. Разнообразие и невыдержанность структур как по крупности, так и по происхождению (сочетание магматических и метаморфических структур, специфические реакционные взаимоотношения, не отвечающие ряду Боуэна).

3. Нарушение соотношений фемических и салических минералов в сравнении с нормальным составом магматических пород. Иногда встречаются чуждые магматическим породам минералы: гранат, силлиманит, андалузит, ставролит и др.

Гибридные породы обычно имеют повышенное содержание акцессорных минералов, богатых летучими: апатит, ортит, флюорит.

Общие закономерности взаимодействия магмы с вмещающими породами разработаны и сформулированы Н. Боуэном. Согласно его представлениям, магма может растворять только те минералы, которые в реакционных рядах стоят ниже, чем кристаллизующаяся в этот момент магма. Так базальтовая магма может растворить гранитную, а гранитная не может растворить базальтовую.

Смешение магм не является главным магматическим процессом, но оно происходит, и этот процесс не следует исключать из природных процессов, обуславливающих многообразие магматических пород. Примером могут быть породы, состоящие из неравновесных ассоциаций.

Приводимые примеры касаются образования гибридных пород при воздействии расплавов на твердые породы.


В настоящее время продолжается дискуссия о существовании разных химических типов магм: базальтовой, ультра

265


основной, гранитной и др. В связи с этим многими исследователями предлагаются разные концепции происхождения отрядов горных пород.

Базальтовая магмаПроисхождение базальтовой магмы и широкого спектра плуто

нических и вулканических пород основного состава является одним из ключевых в петрологии. Несмотря на видимую очевидность существования первичной базальтовой магмы, до 50-х гг. прошлого столетия в петрологии отмечалась полная неразработанность вопроса о происхождении базальтовых магм. Во второй половине XX столетия благодаря обобщающим работам X. Йодера (1965, 1979) вопросы генезиса базальтовой магмы и многообразия основных пород приобрели структурированную форму. Вопросы генезиса базальтовой магмы объемны в изложении, мы не имеем возможности детально рассмотреть эту проблему петрологии, поэтому считаем целесообразным привести краткое изложение взглядов X. Йодера, представленных в монографии «Образование базальтовой магмы» (1979).

Исходный материал Земная кора и мантия большейчастью являются кристаллическими.

Состав и минералогия этого кристаллического вещества зависят от условий образования Земли. Если Земля образовалась путем холодной аккреции конденсированного вещества, то можно представить себе мантию, состоящую из масс, широко варьирующих по размеру, составу и возрасту, спаянных метаморфическими процессами. Плавление, обусловленное переходом гравитационной энергии в тепловую, возможно только в ядре и нижней мантии. Однако кора и мантия могут быть результатом дифференциации расплавленной массы, первоначально гомогенизированной путем конвекции.

Возможно два крайних случая:1. Мантия состоит из неоднородного случайного вещества.2. Мантия обладает слоистым строением с однородными протя

женными слоями.В качестве потенциального источника базальтовой магмы рас

сматривают базальт, габбро, тахилит, амфиболит, горнблендит и экло- гит. Базальтовая магма при частичном плавлении может образоваться из вещества метеоритов, плагиоклазовых, шпинелевых и гранатовых перидотитов.

Ранее был сделан вывод, что наиболее вероятной минеральной ассоциацией верхней мантии, дающей магму базальтового состава,

266


является гранатовый перидотит, который имеет определенный видовой минеральный состав с широкими вариациями количества минеральных фаз. Существование петрографических провинций, т.е. изменчивости состава пород от региона к региону, приписывают изменчивости в составе мантии. Другие важные факторы в существовании петрографических провинций - это тектоническая обстановка и связанный с ней механизм образования магмы.

В период 4,6-3,8 млрд лет предполагается сильное импактное воздействие, достигшее максимума около 4,0 млрд лет назад, оно могло способствовать смешению коры и мантии до глубин, на которых, по современным представлениям, образуются магмы. То есть первичная дифференциация, или неоднородность, могла быть уничтожена гомогенизирующим воздействием ударов.

Неизвестно, какой именно гранатовый перидотит наиболее представителен для верхней мантии, все изученные образцы считаются в разной степени обедненными базальтовыми компонентами. В качестве указателей на сравнительно небольшую степень обеднения служат пониженные значения СгОз/А12Оз и повышенные FeO/MgO. Причем базальтовая магма на пути к поверхности претерпела значительные вещественные изменения.

Область зарождения магмы На глубинах 70-150 и 300-400 кмфиксируются снижение скорости

и затухание сейсмических волн. Это позволяет предполагать существование частично расплавленного (5-8 %) вещества. Однако некоторые древние кратоны и наиболее древние океанические регионы не имеют признаков частичного плавления на глубине. Наиболее близкие области проявления магмы предполагаются под срединно-океаническими хребтами.

Уровень, где зарождаются магмы, на несколько сотен километров ниже, причем содержание расплава по направлению вверх увеличивается. Зона начала плавления находится на пересечении кривых плавления основных фаз гранатового перидотита с геотермой. Содержание летучих в мантии низкое. Соотношение С 02, Н20 и глубины указывает степень плавления.

Важным моментом в рассуждениях является источник летучих в мантии и степень их отделения на ранних стадиях образования океана.

Глубина, на которой должно пройти плавление, ограничивается пересечением кривой плавления серией адиабат, обусловленных местным термическим градиентом (адиабата - линия на термодинамиче

267


ской диаграмме, изображающая ТТ-процесс, при котором система не получает теплоты извне и не отдает ее).

Начальная стадия плавления Наиболее приемлемыми процессами для начала плавления являются

радиоактивное нагревание и адиабатический подъем. Плавлению подвергается гранатовый перидотит. Но для получения даже небольшого количества расплава требуются миллионы лет, если даже на это будет израсходовано все радиоактивно выделившееся тепло в данном месте. Тепло, требующееся для плавления, может быть получено за счет адиабатического подъема горячих масс. Для материала плавления эк- логит неприемлем, так как подъем его сомнителен из-за большой плотности. В качестве исходного вещества предпочтительнее гранатовый перидотит, частичное плавление которого дает целый ряд базальтовых расплавов.

Геологические исследования территории Земли показывают, что базальты являются наиболее широко распространенными породами всего геологического времени. В системе гранатового перидотита при высоком давлении первая порция расплава, которая образовалась в нонвариантной точке, имеющей минимальную температуру, будет по составу базальтовой в широком смысле этого термина. Именно по этой причине базальты являются наиболее распространенным типом.

Факторы, определяющие Разновидности базальтов, выплав-разновидности базальтов ляющиеся из гранатового перидоти

та, образуются в результате вариаций физико-химических условий:

1. При высоком давлении все базальты превращаются в эклогит.2. Высокое давление и наличие газовой фазы, обогащенной С 02,

приводит к образованию щелочно-базальтовых расплавов.3. При низком давлении и наличии газовой фазы, обогащенной

Н20 , образуются толеитовые базальты (расплавы).4. Вариации в содержании рассеянных элементов связаны: с раз

личными пропорциями минеральных фаз в исходном веществе; с различной степенью плавления; с присутствием различных второстепенных фаз.

5. На природу расплава влияет парциальное давление кислорода.6. Пропорции граната и клинопироксена в гранатовом перидотите

являются показателем степени истощения исходного материала базальтовой составляющей. В условиях умеренного давления для составов, соот

268


ветствующих базальтам, первым расходуется гранат. В условиях высокого давления для получения базальтового расплава из частично плавящегося гранатового перидотита первым расходуется клинопироксен.

Зарождение Первые капли расплава образуютсямагматического очага На стыках всех минеральных фаз.

Все фазы находятся в равновесии с первичным расплавом, образуется «агрегат», сцементированный жидкостью. Процесс плавления облегчается наличием на стыках и границах зерен примесей и легкоплавких компонентов. На этой стадии плавления происходит значительное снижение скорости прохождения сейсмических волн.

Тепловой градиент и скапливающиеся напряжения во вмещающих породах способствуют собиранию расплава, который концентрируется в участках минимального стресса. Область магмообразования определяется солидусом горных пород, подвергнутых плавлению.

Плавление сопровождается увеличением объема. Пространство может быть получено за счет вспучивания региона, заполнения пор и пустот в окружающих породах, взламывания вмещающих пород. Когда магма выходит за пределы пластичной оболочки камеры и вступает в область хрупких пород, происходят землетрясения.

Силы, заставляющие магму Главной причиной отделенияподниматься магмы является давление нагрузки.

Расплав вначале мигрирует через пластичную оболочку очага, а затем распространяется к поверхности по трещинам. Разница в плотностях вмещающих пород и магмы создает разницу давлений. Подъем магмы обуславливается воздействием на нее гравитационной нагрузки горных пород, превышающей плотность магматического столба. Осуществляется всплывание магмы. Магма на пути к поверхности теряет тепло и широко распространяется в стороны, пронизывая земную кору и образуя силлы.

Давление нагрузки и плавучесть могут объяснить подъем магмы, но это не те силы, которые управляют крупномасштабной конвекцией в мантии, предполагающейся отдельными исследователями. Приливно-отливные силы могут служить только «спусковым» механизмом вулканических процессов. Природа главных возмущений, вызывающих геологические революции в глобальном масштабе, не установлена.

С начала геологической истории Земли по материалам абсолютного возраста было 7 главных периодов вулканической активности.

269


Отдельные вулканы живут 1-5 млн лет. Огромные объемы платоба- зальтов формировались в короткие промежутки (до 20 млн лет).

Механизмы генерации магмы за геологическое время изменялись. Первоначальная земная кора, никаких остатков которой обнаружить не удается, была, вероятно, андезитовой, в связи с плавлением при участии воды, которое привело к дегазации Земли и образованию океанов.

За последние 250 млн лет возрос масштаб генерации щелочных базальтов, отличный от магматизма СОХ. Щелочных базальтов древнее 1 млрд лет не обнаружено. Толеит представляет «примитивную» магму. Ослабление процесса образования толеитовых магм может отражать общее уменьшение выделения тепла за счет распада радиоактивных элементов.

Итак, базальтовая магма признается всеми и считается главным типом магматических расплавов, формирующихся в ходе геологических процессов благодаря однообразию состава базальтов и их широкому распространению в земной коре на протяжении всех геологических эпох. В настоящее время в соответствии с их нормативным составом выделяется пять групп базальтовых расплавов (по Йодеру и Тилли):

1) толеитовая, пересыщенная кремнеземом (присутствует нормативный кварц и гиперстен);

2) толеитовая, насыщенная кремнеземом (содержит нормативный гиперстен);

3) оливиновых толеитов (присутствует нормативный оливин и гиперстен);

4) оливиновых базальтов (содержит нормативный оливин);5) щелочных базальтов (включает нормативный нефелин и оли

вин).Место зарождения базальтовых расплавов - астеносферный слой

верхней мантии. Состав астеносферы у различных исследователей отличный. А.Е. Рингвуд отмечает ультраосновной состав астеносферы, называет его пиролитом - гипотетическая смесь, содержащая 3 перидотита и 1 базальт. В.А. Кутолин считает, что астеносфера кроме перидотитов содержит также вещество пироксенитов (вебстеритов) и представляет собой смесь из 3 частей перидотита и 2 базальта. Н.Л. Добрецов высказывает мнение о более сложном составе, представляющем смесь разнообразных пироксенитов, перидотитов, амфиболитов и эклогитов.

270


Базальтовая магма при кристаллизации в различных геотектонических обстановках при участии процессов дифференциации и ассимиляции является материнской для многочисленных по составу расплавов и магматических пород. К ним относятся: перидотиты, оливи- ниты, пироксениты; габбро, нориты, троктолиты, долериты, базальты; диориты, андезибазальты, андезиты; сиениты, монцониты, трахиты, трахибазальты, трахиандезиты; плагиограниты, граниты, дациты, риолиты; фельдшпатоидные породы ультраосновного, основного и среднего составов.

Особенно большое значение в разнообразии магматических пород придавал базальтовой магме Н. Боуэн, который считал ее единственной родоначальной, а все остальные производными магмами.

Ультраосновная магмаУльтраосновные породы имеют незначительное распространение

на поверхности Земли. Причем часть из них является продуктом кристаллизационной дифференциации основной магмы, а часть - продуктом кристаллизации ультраосновной магмы. В расслоенных интрузиях основного состава ультраосновные породы занимают, как правило, нижнюю часть магматической камеры, являясь кумулатами, состоящими из оливина и пироксена.

Ультраосновная магма более высокотемпературная, чем основная. Она может выплавиться из вещества мантии при температурах 1 400-1 800 °С, нетипичных для современной мантии. Степень плавления мантийного вещества при этом должна превышать 40 %. Состав расплава зависит от химического состава мантийного вещества (примитивная, истощенная и обогащенная мантия), флюидонасыщенности и состава флюидной фазы (Н20 , С 02 и др.).

Главными петрогенными оксидами ультраосновного расплава являются S i02, FeO и MgO. Содержание MgO в расплаве увеличивается при повышении давления в системе. Признаком отличия ультрабази- тов, сформировавшихся из собственно ультраосновной магмы, от ультраосновных пород, связанных с габброидами, считают отношение MgO/FeO в молекулярных количествах (критерий Хесса). Если MgO/FeO > 6, то породы образовались из ультраосновной магмы, в случае MgO/FeO < 6 - из базальтовой магмы.

Главным геологическим свидетельством существования ультраосновной магмы является развитие в архейских и нижнепротерозойских зеленокаменных поясах вулканитов ультраосновного состава - коматиитов. Возможно, что выплавлению высокотемпературной маг

271


мы на ранних этапах развития Земли способствовала более высокая температура в мантии планеты. В то же время в фанерозое также известны проявления ультраосновного магматизма (меймечиты, интрузии формации ультраосновных и щелочных пород), магматическая природа которых не вызывает сомнений.

В целом можно сделать вывод о гетерогенной природе ультрама- фитов.

Гранитогенез и гранитная магмаГраниты - породы, состоящие на 90-95 % из кварца и полевых

шпатов; 5-10 % приходится на темноцветы, обычно представленные биотитом и роговой обманкой.

Интерес к этим породам в среде геологов обуславливается во- первых, широким развитием гранитов в пределах континентов и отсутствием в океанической коре; во-вторых, тем, что с гранитами связаны месторождения мусковита, олова, молибдена, вольфрама.

Преимущественное развитие гранитов на континентах свидетельствует о формировании их в связи с коровыми процессами - осадкообразованием и орогенией.

Генезис гранитов связывают с кристаллизацией гранитной магмы, крайних дифференциатов базальтовой магмы, метаморфизмом, метасоматозом и магматическим замещением. Дискуссия о генезисе гранитов началась с момента появления научной геологии и продолжается до настоящего времени. Особенно активно обсуждались вопросы гранитообразования в середине XX столетия. Было выдвинуто много «хитроумных» гипотез образования гранитов, но ни одна из них не выдерживает пристрастной критики оппонентов.

Наиболее значительными и неоднозначно трактуемыми особенностями образования гранитов являются: во-первых, тонкое переслаивание гранитного и метаморфического субстратов в мигматитах; во- вторых, существование огромных массивов гранитных батолитов.

При формировании мигматитов трудно себе представить тонкое инъецирование гранитной (вязкой) магмы в гнейсовый субстрат. Причем источник этой магмы и пути ее проникновения в поля развития мигматитов не наблюдаются. Проблема пространства заключается в том, что крупные гранитные массивы не раздвигают вмещающие породы, как это должно быть при внедрении гранитной магмы, они становятся на место ранее существовавших пород, без заметного механического воздействия на окружающие породы. В ряде случаев в масси

272


вах гранитоидов прослеживается (по ксенолитам или другим особенностям состава) структурный узор вмещающих толщ.

Завершению дискуссии о генезисе гранитов способствовали экспериментальные исследования О.Ф. Таттла (1955), который показал, что в присутствие воды при повышенных давлениях в системе кварц - ортоклаз - плагиоклаз существует тройная эвтектика, отвечающая по составу природным гранитам. Положение минимума с повышением давления смещается в область альбитовой составляющей. Составы природных гранитов подтверждают экспериментальные данные. Это свидетельствует в пользу вывода о магматической природе гранитов и существовании гранитной магмы.

Сложность объяснения гранитообразования вытекает из особенностей их геологического проявления, состава и строения. Л.В. Махла- ев, активно занимавшийся проблемой гранитообразования, видел в гранитах «печать» эндогенных и экзогенных процессов. Суть представлений Л.В. Махлаева кратко излагается ниже.

Литогенез Многие геологи, в том числе ии гранитообразование авторитетные, считали, что между

образованием гранитов и формированием осадочной оболочки Земли существует очень тесная связь. Этот вывод абсолютно логичный, несмотря на его кажущуюся парадоксальность (Махлаев, 1998).

Осадкообразование - типично экзогенный процесс, а гранитообразование - эндогенное явление, протекающее в метаморфических и магматических «оболочках» Земли. В связи с этим можно вспомнить достаточно категоричное высказывание В.И. Вернадского: «Не будь на Земле осадочных процессов, не было бы и гранитов». Это высказывание подтверждает более ранний вывод ученого: «...гранитная оболочка является конечной фазой изменения процессом гранитизации метаморфической оболочки, может быть, иногда прямо осадочной», который он высказывал в лекциях, прочитанных в Сорбонне в 1920-е гг.

Очень много для понимания деталей образования первогранитов путем осадочной дифференциации магматогенной протокоры Земли сделала Н.В. Фролова. В раннем докембрии существовала горячая и высококислотная (венерианская) атмосфера с преимущественным развитием на поверхности Земли базальтов. В таких условиях на базальтах формировалась химическая кора выветривания латеритного типа, причем образование кор выветривания должно было проходить более интенсивно, чем в современных тропиках.

273


Апобазальтовые коры выветривания давали кремнистые и высокоглиноземистые илы, которые отлагались с пространственным обособлением в морях и океанах. При последующем метаморфизме кремнистые и глинистые отложения перерождались в кварциты, кварцито- гнейсы и гнейсы, преобразовавшиеся при ультраметаморфизме в первые в истории Земли гранитоиды.

К аналогичным взглядам в 1970-х гг. пришел В.М. Синицын, который писал, что «сиаль мог образоваться только на планете с атмосферой и гидросферой, преобразующими энергию солнечных лучей посредством климатических процессов в геологическую работу».

На Луне нет «земных» проявлений литогенеза и практически нет гранитов. Американский геолог С. Тейлор афористично заявлял: «Нет воды - нет гранита, нет океанов - нет континентов». Он пришел к выводу, что «гранитная кора есть только на Земле» и что причиной этого является «присутствие жидкой воды на поверхности Земли».

Существуют другие интересные заключения геологов о связи литогенеза и гранитообразования.

Литогенез отчасти может накапливать энергию, которая реализуется при ультраметаморфизме и гранитообразовании. Показатель этого явления - ионы алюминия в четверной и шестерной координации, в разных количествах присутствующие в минералах метаморфических и осадочных пород. Алюминий шестерной координации (слоистые силикаты) обладает большей внутренней энергией, чем алюминий четверной координации (каркасные силикаты). Этот избыток подчеркивает поглощение солнечной энергии при гипергенном преобразовании полевых шпатов в гидрослюды и каолинит. При метаморфизме эта энергия должна высвобождаться. Можно предположить, что гнейси- фикация должна идти с саморазогревом (это в конечном счете облегчает плавление). Впервые эту мысль высказали Н.В. Белов и В.И. Лебедев.

Я.Н. Белевцев предполагал еще один путь аккумуляции солнечной энергии. В результате проявления осадочной дифференциации вещества формируются ритмично-слоистые толщи, которые при метаморфизме преобразуются в однородную толщу, вследствие обменных реакций при этом выделяется энергия в виде тепла. Этим явлением Я.Н. Белевцев объяснил существование пассивно и активно гранити- зирующихся осадочных толщ. Флишоидный состав и строение осадочных отложений способствуют проявлению гранитизации, а однородные известковые, кремнистые, базитовые толщи пассивны к зарождению и развитию очагов гранитизации.

274


Для объяснения процессов в гранитизации иногда привлекаются гипотезы природных ядерных преобразований - «ядерный палингенез» (О.И. Слензак, Ж. Шубер). Элементы, не свойственные гранитам (Са, А1), преобразуются в типично гранитные (К, Si) с последовательным перерождением главных породообразующих минералов: оливин —> пирок- сены —> плагиоклазы —> калишпаты —> кварц.

Гранитогенез и метаморфизм, В 50-х гг. XX в. Г. Рид отмечал,магматическое замещение что в областях развития регио

нального метаморфизма внутренние зоны представлены гранитными ядрами. При этом не называлась первопричина: то ли метаморфизм ответственен за гранитообразова- ние, то ли гранитообразование вызывало метаморфизм.

Ответы на эти вопросы были получены благодаря геологосъемочным работам многих сотен и тысяч геологов в 50-70-х гг. прошлого века. Было установлено, что автохтонные граниты и мигматиты возникли в результате особой формы метаморфизма - ультраметаморфизма. Вследствие этого процесса образуются коровые палингенно- анатептические магмы кислого состава. Эта магма, внедряясь в более высокие уровни литосферы, производит контактовые изменения, формируя ореолы роговиков.

Гранитообразование в земной коре объясняют с точки зрения магматического замещения, которое сводится к следующим основным положениям:

1. Палингенная магма кислого состава зарождается в глубинных сечениях земной коры за счет метасоматической переработки и плавления блоков земной коры.

2. От магматического очага вверх распространяются трансмагматические растворы и тепло. Они воздействуют на вышележащие осадочные и вулканогенные толщи.

3. Вышележащие толщи преобразуются вначале в роговики, а затем фельдшпатизируются - гранитизируются.

Механизм и химизм гранитообразования путем магматического замещения подымающихся ювенильных «сквозьмагматических» растворов, несущих тепло и щелочные металлы, предложил в 50-х гг. прошлого века Д.С. Коржинский. Данная гипотеза во многом снимает проблемные вопросы, но при этом возникает новая трудность: на больших глубинах отмечается резкий дефицит воды, без которой процесс гранитообразования невозможен.

275


Метасоматическая концепция Образование гранитов метасома-гран итообразования тическим путем базируется на

привносе-выносе вещества в области гранитообразования. Теоретически допускается диффузионный и инфильтрационный способы миграции элементов. Исследования показали чрезвычайно низкие скорости миграции элементов. В течение миллиона лет диффузионный перенос возможен на расстояние около сотен метров.

Очень сложной и практически неразрешимой проблемой метасо- матической гранитизации явилась проблема баланса вещества в грани- тизируемых толщах. Гранитизируемые растворы должны привносить и уносить огромные объемы вещества. Эта концепция не может объяснить изощренности метасоматоза, приводящего к образованию гранитов в слоистых толщах с различным составом слоев. При гранитизации мезократовых гнейсовых пород из них выносятся магний, кальций, железо, а привносятся калий, натрий, кремний. Из высокоглиноземистых гнейсов выносится алюминий. При гранитизации лейкократовых гнейсов выносится натрий, а из мусковитовых гнейсов и калий. При гранитизации кварцитов выносится кремний. Трудно представить флюиды, которые осуществляют такой дифференцированный привнос- вынос.

Гранитизирующий обмен осуществляется не через водный флюид, а через межзерновой эвтектоидный расплав. Этот расплав не накапливает выносимые компоненты, а лишь переносит их в зоны разгрузки, где «сбрасывает» их.

Гранитогенез и тектоника Гранитоиды чрезвычайно распространены в пределах горных склад

чатых зон Земли. В каждой горной системе - сооружении присутствуют граниты. Связь гранитов с подвижными поясами хорошо объясняется учением о геосинклиналях.

На первом этапе осуществляется прогибание ложа геосинклинали, накопление мощных толщ осадков и вулканитов. Основание гео- синклинальных отложений разогревается, подвергается метаморфизму и частичному плавлению за счет внутреннего тепла Земли. Это приводит к «всплыванию» размягченного, разогретого материала. Осуществляется инверсия геосинклинали, происходит образование горного сооружения, складчатости и гранитных интрузий.

Однако есть граниты, развитые на Земле вне геосинклиналей - на платформах, на островных дугах, на островах в океанах. Объяснение

276


распространения гранитов вне геосинклиналей возможно с точки зрения тектоники литосферных плит. Но граниты образуются там, где осуществляется континентализация земной коры.

Граниты и базиты Одной из проблем петрологииявляется неоднозначное представ

ление геологов о родоначальных магмах. Н. Боуэн полагал, что граниты образовались при дифференциации базальтовой магмы. Полевые наблюдения подтверждают образование части гранитов при дифференциации базальтовой магмы (Бушвельдский интрузив на юге Африки, массив Садбери в Канаде).

По мнению Н. Боуэна и его последователей, автономные тела гранитов образуются из расплавов базальтовой магмы. Для доказательства этой версии используют геохимические материалы, особенно данные изотопной геохимии.

Исследование изотопов Rb87, Sr87 и Sr86 в гранитах позволяет судить об источниках их вещества. Мантийное вещество характеризуется низким значением отношения Sr87 / Sr86 - 0,700-0,706. Для сиаличе- ской коры это отношение приближается к 0,719. По материалам Г. Фора и Дж.Л. Поуела, изучивших более 500 гранитных массивов, 50 % гранитов имеют низкое значение Sr87 / Sr86, отвечающее веществу мантии. Граниты, происходящие из вещества коры, составляют 20 % исследованных образцов, а остальные возникли путем контаминации глубинного материала в ходе его эволюции внутри земной коры.

Палингенная кислая магма. Начиная с Ф.Ю. Левинсона-Лессинга в петрологии предполагается существование двух четко отделяющихся одна от другой наиболее распространенных магм - кислой и основной. Представление об образовании внутри материковой коры гранитной магмы дает возможность объяснить многие проблемы магматической петрологии:

1. Проблему распространения горных пород. Наиболее распространены базальты и граниты. Базальты развиты на всей поверхности Земли, а граниты приурочены преимущественно к древним континентальным образованиям.

2. Проблему кварца, причину его появления.3. Проблему пространства.4. Проблему мигматитов.5. Проблему теневых гранитов.Появление кварца объясняется эвтектическим принципом обра

зования гранитных расплавов. Соотношение компонентов в эвтектиче

277


ской выплавке таково, что при ее кристаллизации образуется ассоциация Кв + Пл + Кпш.

Проблема пространства, образование мигматитов и теневых гранитов воспринимаются исходя из палингенности (ультраметаморфиче- ского выплавления гранитного расплава) гранитной магмы. При этом в участок палингенеза ничего не привносится, ничего из него не выносится. Магма является продуктом выплавки местного материала («мо- билизата»). Количество магмы и остаточного материала (рестита) будет полностью зависеть от состава исходной породы.

Существование палингенной магмы подтверждается изотопными исследованиями и экспериментами.

Собственно гранитный расплав может формироваться при самых низких температурах - 600-650 °С на глубинах 12-20 км. При более высоких давлениях (глубже 20 км) температура гранитообразования повышается, а состав магмы изменяется до гранодиоритового.

Генетическая классификация Разнообразие гранитов подчерки-гранитов вается их составом. Количествен

ные вариации калинатрового полевого шпата и плагиоклаза приводят к обособлению нормальных гранитов, плагиогранитов, щелочных гранитов, адамелитов и гранодиоритов.

Граниты также разнообразны в своей темноцветной части. Есть граниты биотитовые, роговообманковые, диопсидовые, авгитовые, гиперстеновые, двуслюдяные. Есть и более экзотические разновидности - силлиманитовые, кордиеритовые, топазовые, арфведсонитовые и даже оливиновые. Причем родовая (по полевым шпатам) и видовая (по темноцветам) классификации полностью не охватывают всего разнообразия гранитов. Выделяются своеобразные граниты - чарнокиты, рапакиви и аляскиты, которые имеют специфические генетические особенности, отразившиеся в их внешнем облике.

Количество разновидностей гранитов, обусловленное их составом, текстурой, структурой, насчитывает более ста видов.

В современной петрологии разработано немало версий, объясняющих разнообразие гранитов, которые можно объединить в две альтернативные концепции:

1. Принцип Миаширо (термин предложен Г.М. Беляевым в 1977 г.) - минеральный состав плутонических пород, включая и граниты, определяется лишь физическими факторами - соотношениями температуры и давления, воздействием привносимых флюидов, парциальным давлением воды, фугитивностью кислорода и т.д.

278


Вариации химического состава гранитообразующей системы сказываются на количественных соотношениях минеральных фаз, но не на том, какими минеральными фазами они представлены.

2. Принцип Б. Чаппела заключается в зависимости химического и минерального состава гранитоидов от состава исходных пород. Б. Чаппел считает, что «гранитоиды - это слепок исходных пород», различия в их составе отражают вариации состава гранитообразующих субстратов. Впервые это положение было высказано П.Г. Судовиковым (1967): «...неоднородность субстрата является главным фактором, определяющим вариации составов магматических гранитов».

В соответствии с принципом Б. Чаппела Л.В. Махлаев на примере Урала, Таймыра, Енисейского кряжа выделяет изолитогенные ряды: апопелитовый, апобазитовый, апограувакковый, известково-граувакковый. Независимо от Л.В. Махлаева, на Украине И.Б. Щербаковым были выделены апопелитовая и апобазитовая серии. Б. Чаппел предполагает гранитные свиты, которые образуются за счет переплавления определенных литологически однородных метаморфических толщ - метаоса- дочных, или метавулканитовых. «Свита» может включать комагма- тичные гранитам вулканиты.

«Гранитные свиты» Чаппела близки изолитогенным рядам Л.В. Махлаева, поскольку их выделение основывается на тех же принципах. Различия состоят в ранге объектов. Гранитные «свиты» - аналоги настоящих литостратиграфических свит, тогда как изолитогенные ряды - аналоги формационного типа: они объединяют гранитоиды, сформировавшиеся по литологически однотипным субстратам, независимо от возраста и положения последних.

Классификация Б. Чаппела и А. Уайта подразумевает выделение четырех групп гранитоидов.

S-граниты (sedimentory) - гранитоиды, сформировавшиеся за счет осадочного субстрата; в основном за счет метапелитов; S'-граниты коровые, палингенные.

1-граниты (igneous) - гранитоиды, образовавшиеся за счет орто- метаморфитов, преимущественно метабазитов; это истинно магматические, сложенные в основном или полностью мантийным материалом.

Авторы классификации подчеркивают, что S и /-типы являются коровыми образованиями и различаются лишь природой исходного субстрата. Материал S-гранитов проходил через выветривание, осадочную дифференциацию, а вещество /-гранитов через такие процессы не проходило.

279


Таблица 10.3

Петрохимическая характеристика гранитоидных групп по Б. Чаппелу (Махлаев, 1998)

Компонент Средние составы групп по ЧаппелуА 1 I 1 S М

Петрогенные компоненты, %N 148 991 578 17S i0 2 74,6 69,2 70,3 67,2А120 з 12,4 14,3 14,1 15,2FeO* 2,8 3,3 3,5 4,4

0,3 1,4 1,4 1JСаО 0,7 3,2 2,0 4,3Na20 4,1 3,1 2,4 4,0к2о 4,7 3,4 4,0 1,3

Малые элементы, рртп 148 991 578 17Rb 170 151 217 17Sr 45 247 120 282Zr 520 151 165 108Nb 37 11 12 1Y 75 28 32 22Ga 25 16 17 15

Характеристические отношения

Ga/Al** 3,8 2,1 2,3 1,9Д pj *** 1,0 0,6 0,6 0,5K/Rb 229 187 151 598Rb/Sr 3,5 1,6 1,8 0,1

* FeO = FeO + Fe203.** Отношение Ga/Al увеличено в 1 000 раз.

***А.И. (агпаитовый индекс) = [К] + [Na] / [А1] .

А-граниты (от слова «анорогенный») - гранитоиды, сформировавшиеся за счет материала основания гранитного слоя литосферы. Этот материал претерпел ранее ультраметаморфизм и гранитизацию, т.е. материал представляет древние гранитоиды.

Формирование гранитоидов первых трех типов происходило внутри земной коры. Подкоровое вещество могло принимать участие лишь в форме привносимых флюидов или в качестве источника энергии.

М-граниты представляют собой мантийные гранитоиды, продукты дифференциации мантийных (базальтовой или андезитовой) магм.

280


Каждый из типов гранитов характеризуется присущими ему содержаниями петрогенных и малых элементов, их отношениями и изотопно-геохимическими характеристиками (табл. 10.3).

Помимо собственно гранитов и их многочисленных разновидностей, производными гранитной магмы (при ее кристаллизации, дифференциации и ассимиляции) являются диориты, сиениты, фельдшпато- идные сиениты и их эффузивные аналоги.

Другие химические типы магмКроме ультраосновной, основной и гранитной магм возможно

существование андезитовой и щелочной магм.Предположение о существовании родоначальной андезитовой

магмы обосновывается широким распространением андезибазальтов. По мнению Ю.А. Кузнецова, андезитовая магма могла возникнуть в результате выборочного плавления базальтового слоя литосферы. В последние годы работами Рингвуда и Грина показана возможность образования андезитовых расплавов из вещества верхней мантии (астеносферы) на глубинах 95-115 км. А.А. Маракушев рассматривает образование андезитов и гранитов как единую магматическую серию корового магматизма (рис. 10.9).

В орогенный этап развития геосинклиналей в глубинных зонах земной коры слоистые осадочные толщи подвергаются интенсивному метаморфизму, замещению мигматитами. В этих участках развивается гранитоидный магматизм в плутонической фации. При перходе в вулканическую фацию магматическая система преобразуется в андезитовый состав за счет смещения эвтектик от гранитной к андезитовой, обусловленного различием давления флюидов и температуры в магматических системах плутонической и вулканической фаций.

Щелочная магма может быть дифференциатом мантийной щелочной оливин-базальтовой магмы, предполагается также ее автономное выплавление из мантии. Она могла возникнуть за счет ассимиляции щелочно-земельной магмой известняков, доломитов и основных пород.

Щелочная магма обогащена натрием, калием и глиноземом, в ряде случаев недосыщена кремнеземом. Характерно повышенное содержание летучих компонентов (F, Cl, S, С 02) и редких элементов (Nb, Zr, Sr, Ва, Тг). Производными щелочной магмы являются щелочно- ультраосновные породы (уртиты, ийолиты, миссуриты и др.), щелочно-основные (тералиты, шонкиниты и др.), средние (фельдшпато-

281


идные и бесфельдшпатоидные) сиениты, а также их эффузивные эквиваленты.

Рис. 10.9. Схема экстремумов температуры окончательной кристаллизации (солидуса) ультраос- новных, основных и кислых пород (Маракушев,1988): 1 , 2 - относительные максимумы (1 - базальты и долериты, 2 - габбро); 3 -6 - минимумы (3 - андезиты, 4 - граниты, 5 - щелочные базальты, тефриты, тералиты, 6 - кимберлиты). Пунктирными стрелками намечено возрастание флюидного давления с переходом от субвулканических к плутоническим фациям, которое сопровождается усилением в породах роли калия, вытесняющего натрий

и кальций

В завершение главы, посвященной магматическим породам, их генезису, следует отметить, что геологическая наука развивается в связи с интенсивным исследованием недр Земли и Космоса, в недалеком времени будут созданы более совершенные классификации и теории образования горных пород.

282

ЗАКЛЮЧЕНИЕПетрография магматических пород - важней

ший раздел петрографии. Магматические породы являются первозданными образованиями на планете, которые эволюционировали в процессе развития Земли. Они входят в состав вещества земной коры, благодаря магматическим породам получило продолжение осадочное и метаморфическое породообразование.

В учебном пособии приведены сведения, рассчитанные на сту- дентов-геологов, знакомящихся с основами петрографии. Первая глава учебного пособия посвящена характеристике классификационных признаков, в ней представлена классификация магматических пород, рекомендованная Петрографическим кодексом России (2009). При изложении материала описательной петрографии (см. гл. 2-9) использованы таксономические подразделения Петрографического кодекса (тип, класс, отряд, подотряд, семейство, вид), а также внетаксономическое подразделение - группа, в понимании А.Н. Заварицкого.

Учебное пособие не содержит описаний исключительно всех видов магматических пород, но полезно в качестве руководства при выявлении различий и сходства в петрографических таксономических подразделениях (в классах, отрядах, подотрядах, семействах и видах). Естественно, студент (начинающий исследователь-геолог) должен помнить, что определение породы не минутный процесс, оно включает полевой период наблюдения и документации внешнего вида породы (цвета, текстуры, структуры и по возможности минерального состава), геологических тел, условий их залегания, изменчивости в пределах тел, характера контактов, явлений на контактах с другими породами и лабораторные исследования под микроскопом, химического состава породы, породообразующих минералов в камеральной обстановке.

При освоении курса петрографии в вузе студенты пользуются типовыми коллекциями горных пород и шлифов, поэтому у них складывается впечатление, что породу можно диагностировать, посмотрев в окуляр микроскопа. Это неверное мнение, но, к сожалению, оно иногда превалирует на практике.

Последняя глава учебного пособия охватывает теоретические вопросы петрографии и содержит самые общие сведения петрологии.

Рекомендуемая для студентов книга является изданием, предваряющим знакомство с научными обобщениями в области петрографии, необходимыми для практической работы специалиста.

283

БИБЛИОГРАФИЧЕСКИЙ СПИСОК

1. Вильямс, X. Петрография [Текст] : в 2 т. / X. Вильямс, Ф. Дж. Тернер, Ч. М. Гилберт ; пер. с англ. - М. : Мир, 1985.

2. Высоцкий, С. В. Офиолитовые ассоциации осотроводужных систем Тихого океана [Текст] / С. В. Высоцкий. - Владивосток, 1989.

3. Гинзбург, А. И. К проблеме карбонатитов [Текст] / А. И. Гинзбург, В. С. Самойлов // Зап. ВМО. - 1983. - Ч. 112. - № 2.

4. Даминова, А. М. Петрография магматических пород [Текст] / А. М. Даминова. - М. : Недра, 1967.

5. Ефремова, С. В. Петрохимические методы исследования горных пород [Текст] : справ, пособие / С. В. Ефремова, К. Г. Стафеев. - М .: Недра, 1985.

6. Заварицкий, А. Н. Изверженные горные породы [Текст] / Н. Н. Заварицкий. - М. : Изд-во АН СССР, 1955.

7. Закруткин, В. В. О петрохимии чарнокитовой формации [Текст] / В. В. Закруткин //Геология и геофизика. - 1970. - № 8.

8. Закруткин, В. В. О химизме гранитов-чарнокитов и их генезисе [Текст] / В. В. Закруткин // Изв. АН СССР. Сер. геология. - 1971. - № 10.

9. Заридзе, Г. М. Петрография магматических и метаморфических пород [Текст] / Г. М. Заридзе. - М. : Недра, 1980.

10. Зиньков, А. В. Номенклатура магматических горных пород [Текст] : учеб, пособие / А. В. Зиньков ; ДВПИ. - Владивосток, 1992.

11. Интерпретация геохимических данных [Текст] : учеб, пособие / Е. В. Скляров [и др.] ; под ред. Е. В. Склярова. - М. : Интермет Инжиниринг, 2001.

12. Йодер, X. Образование базальтовой магмы [Текст] : монография / X. Йодер. - М. : Мир, 1979.

13. Классификация магматических (изверженных) пород и словарь терминов. Рекомендации Подкомиссии по систематике изверженных пород Международного союза геологических наук [Текст]. - М. : Недра, 1997.

14. Кокс, К. Г. Интерпретация изверженных пород [Текст] / К. Г. Кокс, Дж. Д. Белл, Р. Дж. Панкхерст. - М. : Недра, 1982.

284

Библиографический список

15. Кортусов, М. П. Магматические горные породы [Текст] / М. П. Кортусов. - Томск : Изд-во ГТУ, 1986.

16. Кузнецов, Ю. А. Главные типы магматических формаций [Текст] / Ю. А. Кузнецов. - М .: Недра, 1964.

17. Лапинская, Т. А. Основы петрографии [Текст] / Т. А. Лапин- ская, Б. К. Прошляков. - 2-е изд., перераб. и доп. - М .: Недра, 1981.

18. Магматические горные породы [Текст] : в 6 т. - М. : Наука, 1983-1987.

19. Маракушев, А. А. Петрогенезис [Текст] / А. А. Маракушев. - М .: Недра, 1988.

20. Маракушев, А. А. Петрология [Текст] / А. А. Маракушев. - М. : Изд-во Моек, ун-та, 1988.

21. Махлаев, Л. В. Гранитогенез: основные проблемы, противоречия, тенденции [Текст] : учеб, пособие / Л. В. Махлаев. - Сыктывкар : Изд-во Сыктывкар, ун-та, 1998.

22. Махлаев, Л. В. Изолитогенные гранитные ряды [Текст] / Л. В. Махлаев. - Новосибирск : СО Наука, 1987.

23. Менерт, К. Р. Мигматиты и происхождение гранитов [Текст] / К. Р. Менерт. - М. : Мир, 1971.

24. Мигматиты [Текст] / под ред. Дж. Р. Эшуорта. - М .: Мир, 1988.25. Наливкина, Э. Б. Чарнокиты юго-западной части Украинского

кристаллического массива и их генезис [Текст] / Э. Б. Наливкина. - М. : Недра, 1964.

26. Номенклатура и структуры изверженных горных пород [Текст] / Е. Н. Ушакова, А. Э. Изох, Р. А. Шелепаев, В. П. Сухоруков ; Новосиб. гос. ун-т. - Новосибирск, 2007.

27. Петрографический кодекс (Временный свод правил и рекомендаций) [Текст] / под ред. Н. П. Михайлова. - М., 1995.

28. Петрографический кодекс России. Магматические, метаморфические, метасоматические, импактные образования [Текст]. - 2-е изд., перераб. и доп. - СПб. : Изд-во ВСЕГЕИ, 2009.

29. Петрографический словарь [Текст]. - М .: Недра, 1981.30. Петрография [Текст] : в 3 ч. / под ред. А. А. Маракушева. - М. :

Изд-во Моек, ун-та, 1976-1986.31. Петрография и петрология магматических, метаморфических

и метасоматических горных пород [Текст] : учеб. / М. А. Афанасьева [и д р .]; под ред. В. С. Попова, О. А. Богатикова. - М. : Логос, 2001.

32. Петрология магматических пород [Текст] / Ф. Хетч, А. Уэллс, М. Уэллс ; пер. с англ. П. П. Смолина ; под ред. В. П. Петрова. - М. : Мир, 1975.

285

Библиографический список

33. Половинкина, Ю. И. Структуры и текстуры изверженных и метаморфических пород [Текст] : в 2 т. / Ю. И. Половинкина. - М. : Недра, 1966.

34. Рихванов, Л. П. Радиогеохимическая типизация рудно-магматических образований [Текст] / Л. П. Рихванов. - Новосибирск : Изд-во СО РАН, филиал «Гео», 2002.

35. Рыка, В. Петрографический словарь [Текст] / В. Рыка, А. Ма- лишевская ; пер. с пол. Л. Л. Гульницкого ; под ред. С. В. Ефремовой. - М .: Недра, 1989.

36. Саранчина, Г. М. Петрология магматических и метаморфических пород [Текст] / Г. М. Саранчина, Н. Ф. Шинкарев. - 2-е изд., пе- рераб. и доп. - Л . : Недра, 1973.

37. Систематика и классификация магматических пород [Текст] : учеб, пособие / Н. И. Кузоватов [и др.]. - Томск : Изд-во Том. ун-та, 2000.

38. Слензак, О. И. Чарнокиты Приднестровья и некоторые общие вопросы петрологии [Текст] / О. И. Слензак. - Киев : Изд-во АН Украин. ССР, 1961.

39. Соболев, Р. Н. Методы петрохимических пересчетов пород и минералов [Текст] / Р. Н. Соболев, В. И. Фельдман. - М. : Недра, 1984.

40. Судовиков, Н. Г. Проблема рапакиви и позднеорогенных интрузий [Текст] / Н. Г. Судовиков. - М.-Л. : Наука, 1967.

41. Тернер, Ф. Петрология изверженных и метаморфических пород [Текст] / Ф. Тернер, Дж. Ферхуген. - М .: Изд-во иностр. лит., 1961.

42. Трегер, В. Е. Оптическое определение породообразующих минералов [Текст] / В. Е. Трегер. - М. : Недра, 1968.

43. Фролова, Т. И. Магамтические формации современных геотектонических обстановок [Текст] : учеб, пособие / Т. И. Фролова, И. А. Бурикова. - М. : Изд-во Моек, ун-та, 1977.

44. Харькив, А. Д. Коренные месторождения алмазов мира [Текст] / А. Д. Харькив, Н. Н. Зинчук, А. И. Крючков. - М .: Недра, 1998.

45. Хьюджес, Ч. Петрология изверженных пород [Текст] /Ч. Хьюджес. - М .: Недра, 1988.

46. Чернышев, А. И. Ультрамафиты (пластическое течение, структурная и петроструктурная неоднородность) [Текст] : учеб, пособие / А. И. Чернышев. - Томск : Чародей, 2001.

47. Le Bas, М. J. Carbonatite-nephelenite volcanism [Text] / M. J. Le Bas. - London : Wiley, 1977.

48. Morgan, V. Ijolite versus carbonatite as sources of fenitization [Text] / V. Morgan // Terra nova. - 1994. - Vol. 6, № 2.

286

ОГЛАВЛЕНИЕ

П Р И Н Я Т Ы Е С О К Р А Щ Е Н И Я .......................................................... 3

В В Е Д Е Н И Е .............................................................................................. 4

1. К Л А С С И Ф И К А Ц И О Н Н Ы Е П Р И З Н А К ИМ А Г М А Т И Ч Е С К И Х П О Р О Д ....................................................... 8

1.1. Формы залегания магматических пород........................... 8Формы залегания интрузивных пород...................................... 9Формы залегания эффузивных пород...................................... 21

1.2. Вещественный состав пород.................................................. 25Химический состав.......................................................................... 25Минеральный состав...................................................................... 26

1.3. Диагностические свойства наиболеераспространенных минералов.............................................. 33Фемические минералы................................................................... 33Салические минералы................................................................... 42Акцессорные минералы................................................................ 47Вторичные минералы.................................................................... 49

1.4. Строение горных пород............................................................ 51Текстуры............................................................................................. 52Структуры.......................................................................................... 54

1.5. Классификация магматических п о р о д ............................... 73

2. У Л Ь Т Р А М А Ф И Т Ы ........................................................................... 842.1. Плутонические породы.............................................................. 85

Семейство оливинитов - дунитов.............................................. 86Семейство перидотитов................................................................ 89Семейство основных ультрамафитов....................................... 93

2.2 . Гипабиссальные и эффузивные породы.Семейство пикритов.................................................................... 96

3. О С Н О В Н Ы Е П О Р О Д Ы . ГР У П П АГА Б Б Р О - Б А З А Л Ь Т А ................................................................. 104

3.1. Плутонические породы. Семейство габброидов........ 106

287

3.2. Жильные, гипабиссальные и субвулканическиепороды............................................................................................... 114Долериты и диабазы...................................................................... 115Микрогаббро и габбро-порфириты............................................. 116Лампрофиры..................................................................................... 117

3.3. Эффузивные породы................................................................. 118Базальты и эффузивные долериты........................................... 118Генетические разновидности базальтов.................................. 121

4. С Р Е Д Н И Е П О Р О Д Ы . ГР У П П АД И О Р И Т А - А Н Д Е З И Т А .............................................................. 126

4.1 . Плутонические породы. Семейство диоритов............... 1274.2 . Ж ильные породы......................................................................... 132

Микродиориты и диорит-порфириты......................................... 132Лампрофиры..................................................................................... 133Аплитовые и пегматитовые породы.......................................... 135

4.3 . Эффузивные породы................................................................. 135Семейство андезитов.................................................................... 135Семейство андезибазальтов....................................................... 141Семейство бонинитов - марианитов......................................... 141Генетические разновидности андезитов.................................. 142

5. К И С Л Ы Е П О Р О Д Ы ......................................................................... 1445.1. Плутонические породы.............................................................. 145

Систематика гранитоидов по минеральномусоставу............................................................................................... 148Своеобразные граниты.................................................................. 150Структуры и текстуры гранитов.................................................. 156Геологическое положение гранитов......................................... 159

5.2. Гипабиссальные и жильные породы................................... 1615.3. Эффузивные породы................................................................. 165

Семейство риолитов....................................................................... 166Семейство комендитов и пантеллеритов................................. 168Семейство дацитов........................................................................ 169Кислые стекла.................................................................................. 171Генетическая классификация кислых эффузивов................ 172

288

Оглавление

6. С Р Е Д Н И Е П О Р О Д Ы У М Е Р Е Н Н О -Щ Е Л О Ч Н О ГОП О Д О Т Р Я Д А . ГР У П П А С И Е Н И Т А - Т Р А Х И Т А ................ 173

6.1. Плутонические породы.............................................................. 174Семейство сиенитов....................................................................... 175Семейство щелочных сиенитов................................................. 178Семейство монцонитов.................................................................. 180

6.2 . Гипабиссальные и жильные породы................................... 1826.3. Эффузивные породы.................................................................. 185

Семейство трахитов....................................................................... 185Семейство щелочных трахитов.................................................. 187Семейство трахиандезитов......................................................... 188

7. Ф Е Л Ь Д Ш П А Т О И Д Н Ы Е П О Р О Д Ы ........................................ 1917.1. Группа фельдшпатоидных сиенитов - ф онолитов.... 193

Плутонические породы.................................................................. 194Жильные породы............................................................................. 201Эффузивные породы...................................................................... 201

7.2. Группа фельдшпатоидныхгабброидов - базальтоидов................................................... 204Плутонические породы.................................................................. 205Жильные породы............................................................................ 208Эффузивные породы...................................................................... 210

7.3. Группа бесполевошпатовых фельдшпатоидныхп о р о д ................................................................................................. 210Подгруппа нефелиновых пород................................................. 212Подгруппа лейцитовых пород..................................................... 217Подгруппа мелинитовых пород.................................................. 219

8. Н Е С И Л И К А Т Н Ы Е И М А Л О С И Л И К А Т Н Ы ЕП О Р О Д Ы .............................................................................................. 220

9. О Б Щ И Е С В Е Д Е Н И Я О П Е ТР О ГР А Ф И ИК О С М И Ч Е С К И Х Т Е Л .................................................................... 223

9.1. Метеориты ..................................................................................... 2239.2. Породный состав планет и их спутников.......................... 225

Петрография Луны.......................................................................... 225Петрография планет земной группы......................................... 227Состав планет-гигантов и внешних планет............................. 227

289

10. ПРОИСХОЖДЕНИЕ МАГМАТИЧЕСКИХПОРОД................................................................................................ 229

10.1. Строение Земли. История образования........................ 229Рождение Земли. Начальный этап развития...................... 229Оболочки Земли........................................................................... 231

10.2. Свойства и состав м а гм ы ..................................................... 238Общие сведения о магме и магматизме............................... 239Первичные, родоначальные и производные магмы......... 245

10.3. Охлаждение и кристаллизация магматическихрасплавов..................................................................................... 249Форма и размер кристаллов..................................................... 250Физико-химические основы кристаллизации....................... 252Реакционные ряды минералов................................................ 258

10.4. Фракционирование в магматических процессах........ 260Виды дифференциации............................................................. 260Ассимиляция и гибридизм......................................................... 264

10.5. Происхождение главных типов м агм ............................... 265Базальтовая магма...................................................................... 266Ультраосновная магма............................................................. 271Гранитогенез и гранитная магма............................................ 272Другие химические типы м агм ................................................ 281

ЗАКЛЮЧЕНИЕ....................................................................................... 283

БИБЛИОГРАФИЧЕСКИЙ СПИСОК............................................ 284

290

Учебное издание

Сазонов Анатолий Максимович

ПЕТРОГРАФИЯМАГМАТИЧЕСКИХ

ПОРОД

Редактор Л. Г. Семухина Компьютерная верстка Н. Г. Дербенёвой

Подписано в печать 14.02.2014. Печать плоская. Формат 60x84/16 Бумага офсетная. Уел. печ. л. 16,97. Тираж 1150 экз. Заказ № 0345

Издательский центр Библиотечно-издательского комплекса

Сибирского федерального университета 660041, Красноярск, пр. Свободный, 79

Тел./факс (391) 206-21-49, e-mail: [email protected]

Отпечатано Полиграфическим центром Библиотечно-издательского комплекса

Сибирского федерального университета 660041, Красноярск, пр. Свободный, 82а

Тел./факс (391) 206-26-49; тел. (391) 206-26-67 E-mail: [email protected]; http://lib.sfu-kras.ru

mailto:[email protected]

mailto:[email protected]

http://lib.sfu-kras.ru

Documents

€¦ · УДК 552(07) ББК 26.303я73 С148 Рецензент - Красноярский краевой фонд науки С148 Сазонов, А. М. Петрография