Отдельность изверженных горных пород
advertisement
1 КАФЕДРА МИНЕРАЛОГИИ, КРИСТАЛЛОГРАФИИ, ПЕТРОГРАФИИ Лазаренков Вадим Григорьевич КОНСПЕКТ ЛЕКЦИЙ по дисциплине «Петрография магматических и метаморфических горных пород» для специальности 08.01. Санкт-Петербург 2002 2 ВВЕДЕНИЕ ''Петрография'' и ''Петрология'' Петрография и Петрология занимается изучением горных пород - их состава, структуры, текстуры и условий образования (генезиса). Слово ''петрография'' и ''петрология'' образованы от древнегреческих слов petra – скала, порода, grafo – писать, описывать, logos – слово, учение. В русской петрографической литературе, следующей традициям Ф. Ю. Левинсон–Лессинга, под словом ''Петрография'' понимается наука, занимающаяся описанием и происхождением горных литературе, следующей ''Петрография'' и пород. В традициям ''Петрология'' англо–американской и советской геологической В.Н. Лодочникова и А.Н. Заварицкого, термины имеют несколько иной смысл. Здесь под словом ''петрография'' понимается только чисто описательная наука, тогда как петрология – более широкий термин, включающий петрографию петрогенезис – учение о происхождение горных пород. Понятие о горной породе. Горные постоянного породы состава и представляют собой минеральные с определенной структурой, агрегаты слагающие более земную или кору менее в виде геологически самостоятельных тел (форм залегания). Формы залегания, как правило, имеют определенные границы, и происхождение минерального агрегата в рамках этих границ обязательно связано с определенным геологическим процессом. В основу классификации всех горных пород положен генетический признак и по этому признаку горные породы делятся на три группы: 1 магматические горные породы – продукты кристаллизации жидких природных силикатных расплавов – магм; 2 осадочные горные породы образуются на поверхности нашей планеты в результате химического и физического разрушения других типов пород и последующего осадконакопления; 3 метаморфические горные породы – продукт перекристаллизации в земной коре магматических и осадочных пород под влиянием (температуры, давления и наличия летучих компонентов). изменившихся условий 3 Связь петрографии с другими дисциплинами. Поскольку горные породы являются геологическими телами, то для петрографии необходимы знания о формах залегания, которые более детально изучает общая геология. Изучение вещественного состава горных пород требует знания химии, а поскольку горные породы – агрегаты кристаллов и минералов, то и кристаллографии и минералогии. Петрография тесно связана с физической химией. Широко проводящийся экспериментальный синтез минералов и пород и определение термодинамических констант минералов превращает петрологию в физическую химию земной коры. Образование минералов и горных пород подчиняется физико-химическим законам. С точки зрения петролога горные породы в рамках своих границ (форм залегания) представляют результаты разнообразных природных процессов, завершившихся на разных стадиях своего развития, в громадной естественной лаборатории земной коры. Горные породы, как и заключенные в них руды, являются предметом промышленной эксплуатации. Петрография непосредственно связана с учением о полезных ископаемых, поскольку продуктами петрологических руды, как и процессов. Наконец, петрография горные связана породы, являются с тектоникой, геофизикой, геохимией и другими науками геологического цикла. Методы петрографического исследования горных пород. Изучение горных пород в петрографии осуществляется несколькими методами: геологическим, микроскопическим, химическим, экспериментальным, физико-химическим и другими. Геологический метод является основным. При полевых исследованиях петролог изучает сначала, промежуточные стадии и результаты разнообразных физико-химических процессов, протекавших в земной коре на протяжении миллиардов лет. Петрограф должен выяснить условия залегания пород, определить эти породы, выяснить их взаимоотношения с соседними породами, другими словами, дать полевое описание и точно закартировать горные породы. Без такого анализа геолог не может дать ответа на вопрос, где залегают и где надо искать полезные ископаемые. Микроскопический метод является продолжением геологического. Микроскоп появился в XIX в. и позволил дополнить и уточнить знания о горных породах и привести их в относительно стройную систему. Микроскоп позволяет диагностировать минералы, слагающие горную породу, определять структуру горной породы, иногда химический состав минералов, а также делать дополнительные породы. заключения о процессе образования горной 4 Метод химического анализа дает точное представление о химизме горных пород, что имеет существенное значение как при диагностике и классификации горных пород, так и при решении вопросов об их происхождении. За последнее время значительно повысился интерес к нахождению и распределению в горных породах редких или рассеянных элементов. Благодаря этому интересу широкое распространение получили специальные науки – геохимия и петрохимия. Четвертый экспериментальный метод развивается в петрографии двумя путями. Первый путь – путь моделирования, т.е. воспроизведения природного процесса в лабораторных условиях. Например, огромный сдвиг в познаниях о ходе кристаллизации магматических пород произвели эксперименты, которые выполнены в многокомпонентных силикатных системах, близких по составу к составу магм. Второй путь в этом методе – это совершенствование, упрощение и удешевление методик по изучению состава минералов и горных пород: микроскопический, химический, спектрохимический, рентгеновский и многих других. Пятый метод петрографии – теоретический физико-химический. Поскольку образование горных пород подчиняется физико-химическим законам, то знание этих законов дает возможность воссоздавать представления о ходе геологических процессов на точной физикохимической основе. В заключение следует отметить метод математического анализа в петрографии и петрологии, который весьма перспективен. К сожалению метод, пока главным образом, изучает вопросы научного отбора проб и обработки химических анализов и еще слабо вторгается в анализ петрологического материала. Магмы Магма ( от греч. «паста») – это существенно силикатный расплав, в состав которого входят следующие химические элементы: Si, Al, Fe, Mg, Mn, Ca, Na, K. Кроме силикатных, известны карбонатитовые, хромититовые, сульфидные и магнетитовые магмы. Предполагается, что в силикатных магмах группы SiO4 образуют связанные полимерные структуры. Наибольшей степенью полимеризации характеризуется расплав чистого кремнезема, представляющий собой протяженный трехмерный каркас из тетраэдров SiO4. При введении в такой расплав окислов металлов Ме2О или МеО происходит деполимеризация кремнекислородного каркаса с разрывом жестких ковалентных связей =Si–O–Si= между отдельными тетраэдрами и образованием связей =Si–O-... Ме+ преимущественно ионного характера. Увеличение концентрации Ме приводит к постепенному разрушению непрерывной сетки кремнезема и появлению различных типов дискретных структурных элементов – слоистых, ленточных, кольцевых, цепочечных. Таким образом, согласно современным представлениям 5 силикатные расплавы рассматриваются как существенно ионные жидкости, состоящие из набора полимерных структур группированных комплексных кремнекислородных (алюмокремнекислородных) полианионов с простыми катионами (Na+, K+, Ca2+, Mg2+, Fe2+ и др.) и солеобразующими анионами (Cl-, F-, S2-, OH-, CO32- и др.). Флюидная фаза в лавах и магмах При наличии давления силикатные расплавы могут растворить несколько процентов воды, которая образует главную часть газовой фазы магмы и носит название летучего компонента. Обычно содержание в воды в магмах колеблется в пределах 1 – 3 % (масс.). Если магмы содержат меньше 1%, они называются «сухими», а если больше 3% - «насыщенными». Судя по составу газов, извергаемых вулканами, кроме воды, газовая фаза магмы состоит из малых количеств CO2, HCl, HF, H2S, SO2, CH4 и др. (таблица 1). Таблица 1. Состав вулканических газов действующего базальтового вулкана Килауэуа, Гавайские острова, (объем %) Компонент Содержание Компонент Содержание H2O 79,31 SO2 6,48 CO2 11,61 S2 0,24 CO 0,37 SO3 - H2 0,58 H2S - N2 1,29 Cl2 0,05 Ar 0,04 HCl - Вулканы обычно интенсивно выделяют флюидную фазу («курятся») во время дождливых сезонов. Структурное положение флюидной фазы летучих компонентов можно показать на примере кислорода, который может быть в трех формах: - мостиковой, в кремнекислородных полианионах; - немостиковой, в промежуточном положении между Si и Ме (=Si–O-...Ме+); - свободные ионы О2-, ассоциирующие с ионами Ме. Вода и другие летучие компоненты находятся в магме в растворенном молекулярнодисперсном состоянии. При температурах 650–700оС – в диссоциированном, а около 1200оС в полностью диссоциированном состоянии. Количество растворенной в магме воды зависит от давления и обычно не превышает несколько весовых процентов. 6 Таблица 2 Растворимость Н2О в расплаве гранита, % (масс.) Р (атм) ТоС 100 1000 2000 1000 1,0 3,6 5,0 1200 0,8 3,3 4,4 Максимальное количество воды, которое может быть растворено в магме, достигает 20% при давлении около 10 тысяч атмосфер. Флюидная фаза и летучие компоненты являются главными переносчиками химических компонентов из магм и, в частности, компонентов месторождений полезных ископаемых. Если в силикатном расплаве были растворены летучие компоненты, то в процессе кристаллизации они будут отделяться от расплава, т. к. в отличие от силикатных расплавов растворимость летучих компонентов в твердом кристаллическом веществе ничтожна. Кристаллы как бы вытесняют газовую фазу из магмы, и процесс напоминает кипение. В отличие от обычного кипения процесс идет не при притоке тепла в систему, а, наоборот, при отдаче системой тепла и носит название ретроградного кипения или магматической дистилляции. Таким образом, состав горных пород отражает состав магм, исключая летучие компоненты, т. е. (по В. А. Николаеву и В. В. ДоливоДобровольскому) газовую фазу. Другими словами, состав горных пород не эквивалентен составу магм, хотя некоторая доля летучих компонентов входит в состав кристаллизующихся минералов (в мусковит, биотит, роговую обманку). Неэквивалентность составов магм, вулканических и плутонических горных пород. Результатом магматической дистилляции является неэквивалентность химического состава магм интрузивных и эффузивных пород, на что еще в своё время указывал В. И. Вернадский. Считается, что в быстро закристаллизованных эффузивных породах, как бы, “законсервировалась” та часть летучих компонентов и растворенных которая из медленно кристаллизовавшихся интрузивных магматической дистилляции и при благоприятных пород в ней соединений, удалялась в геологических условиях процессе могла образовывать месторождения. По разнице содержаний химических элементов в быстро и медленно закристаллизованных породах можно судить о способности, а по коэффициенту отделения даже о степени и количестве этих элементов, уходящих из магмы во флюидную фазу, а также металлогенической специализации данного интрузивного массива. Отсюда 7 появляется принципиальная возможность оценки рудоносности магм. Подсчет способности химических элементов переходить к коэффициента отделения концентрации ОТ химических из с си с , где К ОТ 3 3 элементов расплава в в газово-жидкую фазу с помощью коэффициент отделения, С3 и эффузивной и интрузивной породе. Си - Высокие значения величин коэффициентов отделения химических элементов свидетельствуют о его больших потенциальных возможностях рудообразования в ходе магматической дистилляции. Разные значения этих величин для разных элементов свидетельствуют об их дифференцированной способности переходить из расплава во флюидную фазу. Температура магм. Температуры магм, базальтовых лавовых Минимальная полученные прямыми измерениями, главным образом в потоках, в большинстве случаев колеблются от 900 до 1100º С. температура андезитовой лавы, изверженной из вулкана Сантиагуита в Гватемале, равнялась 725 0 С; наиболее высокие температуры - 1350 0 С были определены для базальтов гавайских вулканов. О температурах глубинных магм мы можем судить только по экспериментальным данным. Ультраосновные и основные магмы обладают более высокими температурами, чем средние и кислые. Они существуют и кристаллизуются в широком интервале температур, по-видимому, от 1900 0 С для ультраосновных расплавов до 550 0 С до богатых летучими компонентами кислых магм. На температуры кристаллизации магм влияют давление и наличие в системе летучих компонентов. При увеличении давления у силикатных значительно расплавов, содержащих снижаются, например, летучие для компоненты, гранитных температуры расплавов с кристаллизации 7000 6500 С до 600 0 550 0 С. Вязкость магм. Этот параметр широко варьирует от 10 3 пуаз (вязкость касторового масла) до 10 8 пуаз (вязкость оконного стекла). Ультраосновные и основные расплавы обладают меньшей вязкостью, чем средние и кислые. Например, вязкость перидотитовых расплавов колеблется от 0,05 до 1,25 пуаз, очень низкой вязкостью обладают карбонатитовые и хромититовые расплавы ( 101 1010 пуаз). Увеличение содержания летучих компонентов также влияет на вязкость магматических расплавов, снижая эту величину, поскольку они разрывают связи между цепочками кремнекислородных тетраэдров. В результате одни и те же риолитовые или трахитовые лавы могут образовывать купола и пики, если они были вязкими, но с меньшем 8 содержанием флюидов, но могут дать потоки и покровы, если они были жидкими с высоким содержанием летучих компонентов. Вязкость магм оказывает сильное влияние на скорость их подъёма из зон магмаобразования к поверхности. Жидкие ультраосновные кимберлитовые магмы поднимаются с глубин земли со скоростью курьерского поезда. Плотность магм. Плотность магм пропорциональна в них содержанию SiО2 и равномерно уменьшается от основных пород к кислым. Процесс кристаллизации и выплавления магм. Ход кристаллизации рассмотрим на примере простейшей двухкомпонентной системы, состоящей из двух минералов А и В. a Та d L Тв L+A L+B Те E A+B А b В На диаграмме типа состав-свойство на оси абсцисс изображены составы расплавов, состоящие из минералов А и В. На оси ординат отложены температуры кристаллизации минералов А и В в А и В чистом виде, Е - температура кристаллизации наиболее низкоплавкой эвтектической смеси. Расплав состава 1 начнет кристаллизоваться в точке а, и при температуре , когда температура расплава достигнет кривой ликвидуса, 1 разделяющей жидкость (L) и жидкость + твердое вещество А (L+A). По мере охлаждения расплава его состав изменяется по кривой ликвидуса. В точке d, при температуре , 2 9 расплав обедняется минералом А, обогащается минералом В и имеет состав, соответствующий точке b. Отношение количеств кристаллов А и расплава в точке d равно отношению отрезков db : dc. По мере дальнейшего охлаждения состав расплава достигнет точки Е, где в месте с минералом А будет кристаллизоваться минерал В до тех пор, пока не исчезнет последняя капля расплава. Температура и соотношение минералов А и В в эвтектической точке кристаллизации сохраняются постоянными. В итоге в процессе кристаллизации магмы различают три периода: 1 Докристаллизационный. Обычно магмы не могут быть сильно перегреты по сравнению с температурами их выплавления, т. к. они возникают при плавлении твердых горных пород, но иногда возможен процесс их перегрева. 2 Кристаллизационный ( Е ). 1 3 Посткристаллизационный ( Е ). вмещ.пород Все горные породы представляют собой близкие к эвтектикам смеси породообразующих минералов. Процесс анатексиса – выплавления магм из твердых горных пород - обратен процессу кристаллизации. Магматическая дистилляция. Магматическая дистилляция представляет собой процесс разделения первичного магматического расплава. Процесс магматической дистилляции протекает в ходе процесса кристаллизационной дифференциации. Кристаллизационная дифференциация. Изменение состава расплава в ходе кристаллизации в результате выделения чистой фазы одного из минералов ведет к обеднению расплава этим минералом, ведет к изменению его состава, т.е. процессу дифференциации. Среди механизмов дифференциации, механизм кристаллизационной дифференциации самый мощный. За исключением тех расплавов, состав которого первично соответствует точки эвтектики. Это ведущий процесс дифференциации в процессе образования магматических горных пород. ÑÎ÷RB Ê ê RB C ìàãì , где Кк – коэффициент концентрации; С – концентрация Если коэффициент концентрации элементов примесей в кристаллизирующемся минерале >1, то в процессе кристаллизации магма будет обедняться этими компонентами, а если этот коэффициент будет <1, то эти элементы примесей будут накапливаться в расплаве и естественно, 10 остаточные расплавы будут обогащены данными элементами примесями. Флюидная фаза равновесная с остаточным расплавом также будет насыщаться данным компонентом. Пегматитовые расплавы – “живая” иллюстрация остаточных систем при кристаллизации, как гранитовых пегматитов, так и любых других. Ликвационная дифференциация (процесс ликвации). Этот процесс разделения одной жидкой фазы (магматической расплава) на две или три другие жидкие фазы (магматические расплавы). L→ L1+L2 Геологические обстановки, при которых проявляется ликвация: 1 Отделение сульфидной магмы от ультраосновного, или основного расплава; 2 Отделение хромитового расплава от дунитового или перидотитового; 3 Карбонатитовый расплав отделяется от расплава нефелиновых сиенитов. Гравитационная дифференциация. Смысл этого типа дифференциации заключается в том, что минералы, имеющие больший удельный вес погружается, а те, который имеют меньший удельный вес, всплывают на поверхность магмы. Процесс всплывания и погружения естественно лучше происходит в жидких магматических расплавах, но и ему, по всей видимости, препятствует процесс течения магмы, т.к. магма вряд ли находится в спокойном состоянии. Pl Pl Pl Ol Ol Ol Рис.2 Диффузионная дифференциация. Заключается в том, что перемещение отдельных химических элементов, в объеме магмы связывают с процессами диффузии. Коэффициент диффузии разных элементов – несколько см в десятки лет. Газовая диффузия (эманационная диффузия). Данный процесс связан с миграцией газовой фазы (летучих компонентов). Фильтрпрессинг (механизм виноградного пресса). В результате давления на магматическую камеру, под воздействием тектонических подвижек, остаточная магма “выдавливается” в магмаотводящие каналы, в результате чего состав “выжатой” магмы меняется. 11 Рис. 3 Процесс ассимиляции и гибридизма. Ассимиляция – процесс взаимодействия магмы с вмещающей средой. Это есть процесс полного (не полного) поглощения и усвоения магмой др. магм (смешение магм), поглощение и усвоение стенок магматических камер, поглощение газов магмами (т.е. газообразной фазы). Процесс ассимиляции (слияние) - этот процесс противоположен процессу дифференциации (разделения). Это отражается в поведении энтропии магмы, которая уменьшается в процессе дифференциации и растет в процессе ассимиляции. Контаминация (от лат. – загрязнение магм) – ассимиляция осадочных пород. Следы процессов ассимиляции наблюдаются в контактовых зонах массива, наблюдаются в контактовых зонах массива, наблюдаются включения в виде блоков или обломков (ксенолиты вмещающих пород). Рис.4 Происхождение магматических горных пород Анатексис, дифференциация, ассимиляция Образование магматических горных пород происходит вследствие трех процессов: анатексиса, дифференциации и ассимиляции. Анатексис – процесс расплавления твердых горных пород под действием глубинного потока тепла и флюидов с образованием силикатных расплавов, другими словами, это процесс зарождения первичных магм, который происходит в земной коре и, главным образом, в верхней мантии. Как было отмечено выше, механизм плавления горных пород обратен ходу их 12 кристаллизации. Плавление магмообразования. горных Большинство пород геологов происходит в настоящее в зоне время анатексиса увязывает или эти зоне зоны с геофизическими зонами астеносферы или зонами Гутенберга в мантии и земной коре, где наблюдается уменьшение скоростей распространения продольных (Vp) и поперечных (Vs) сейсмических волн, которые в общем разрезе земной коры постепенно увеличиваются от поверхности к центру. Предполагается, что причиной такого уменьшения является появление жидкой фазы за счет частичного или селективного плавления горных пород. В жидкой фазе волны распространяются медленнее, чем в твердом веществе. Частичное или селективное плавление проявляется в появлении в горной породе тонких пленок межзерновой и межгранулярной жидкости. Астеносфера хорошо фиксируется в первую очередь под современными геосинклиналями, где верхняя кромка астеносферы иногда поднимается до уровня 20 – 30 км от поверхности, переходя границу Мохоровичича, а нижняя опускается на несколько сотен километров. На отдельных участках под геосинклиналями астеносфера носит двух-, иногда трех-ярусный характер (Камчатка, Курильские острова). Иногда астеносфера захватывает не только мантию, но и нижние части земной коры (Забайкалье). Под платформами наблюдается прерывистый слой астеносферы с верхней кромкой на глубинах 150 – 200 км, т.о. на платформах астеносфера фиксируется не везде. Под рифтовыми зонами на платформах верхняя кромка астеносферы образует резкий выступ, поднимаясь до глубины 15 – 20 км от поверхности – рифтовые зоны постоянно характеризуются большими значениями величины теплового потока из недр Земли. В процессе анатексиса возникают первичные магмы, общее число которых, в первом приближении, можно свести к четырем: базальтовой, гранитной, ультраосновной и щелочной. Гранитная магма образуется в гранитном слое при плавлении гранитов, гнейсов и кристаллических сланцев. Базальтовая магма возникает в результате частичного плавления (5 – 15 %) ультраосновных пород верхней мантии. Ультраосновная магма, как и базальтовая, выплавляется в верхней мантии, но в результате полного плавления ультраосновных пород, а щелочная – в верхней мантии под влиянием потока глубинных флюидов, богатых щелочами, летучими, редкоземельными, радиоактивными и другими элементами. Т.о. большинство первичных магм, особенно самая крупная базальтовая, имеют мантийное происхождение. Подъем магм из зоны анатексиса происходит по системе глубинных разломов. Для одних магм, например кимберлитовых, характерен прямой подъем, без задержки, происходящий по тектоническим трещинам, дренирующим зоны магмообразования на глубинах, возможно, до 600 км. Для жидких ультраосновных магм, в частности для кимберлитовой, предполагается высокая скорость подъема, варьирующая от 0,1 до 20 м/с. Кроме прямого, возможен прерывистый подъем магм с той или иной временной задержкой в промежуточных магматических очагах, где также 13 могут происходить процессы дифференциации и ассимиляции. Некоторое представление о таком прерывистом подъеме магм можно составить из предыстории извержения вулкана Амбрима на островах Новые Гибриды 15 апреля 1963 г. В течение периода с 28 августа 1961 г. до начала извержения в районе вулкана было зафиксировано 6 землетрясений с гипоцентрами, последовательно перемещающимися с глубины 600 км к поверхности. Предполагается, что эти перемещения связаны с прерывистым подъемом магмы на более высокие стратиграфические уровни. Исследования вулканологов на Гавайских островах, в частности с помощью точных нивелировок, показывают, что непосредственно под действующими базальтовыми вулканами находятся вулканические подушки или верхние субвулканические или так называемые периферические очаги, которые постепенно заполняются магматическим расплавом. В определенный критический момент, когда такой очаг переполняется расплавом, происходит вулканическое извержение. При этом вся область над магматической подушкой проседает с образованием крупных кальдер. Геофизическими исследованиями под современными вулканами показывают, что такие периферические очаги устанавливаются на глубинах до 10 км. Так на Камчатке под Авачинским вулканом периферический очаг имеет форму линзы диаметром 7 км и залегает на глубине 1,5 – 2 км, под вулканом Безымянный такой же линзовидный очаг диаметром 5 – 8 км залегает на глубине 3 – 5 км. Под вулканом Везувий глубина периферического очага составляет 5 км, под гавайским вулканом Килауэуа – 5 км, под вулканами Шотландии – 4 – 7 км, под вулканами Японии – 0,5 – 10 км, под вулканами Азорских островов – 5 км. Кроме периферических, под вулканами отмечаются и глубинные магматические очаги. Например, под Авачинской группой вулканов геофизиками предполагается наличие вертикальной столбообразной зоны диаметром около 25 км, обогащенной магмой и располагающейся в интервале глубин 20 – 100 км. Такого же типа магматический столб на глубинах 40 – 100 км намечается и под Ключевской группой вулканов. В целом, глубинные очаги устанавливаются до глубин 600 км. Как показали наблюдения вулканологов над извержением вулкана Толбачик, извержению предшествовал мощный и долговременный выброс флюидной фазы в виде газовой струи высотой несколько десятков метров. Магматическая дифференциация (от лат. differentia – различие) – процесс разделения, расчленения первичной или родоначальной магмы на магмы производные и вторичные, образующие в конечном итоге все разнообразие магматических горных пород. Петрологически важными являются следующие физико-механические механизмы дифференциации. Кристаллизационная дифференциация. С началом кристаллизации появляются широкие возможности для дифференциации, поскольку из магмы кристаллизуются минералы, состав 14 которых отличается от состава расплава. В результате состав самой магмы существенно изменяется. Процесс кристаллизационной дифференциации является основным процессом дифференциации. Ликвационная дифференциация. Ликвацией называется способность расплава в процессе охлаждения распадаться на два или более несмешивающихся расплава. К сожалению, эксперименты показывают, что подавляющее большинство магм не имеет областей ликвации, т. е. петрологическое значение этого процесса весьма ограничено. Гравитационная дифференциация состоит в осаждении кристаллов в более легкой жидкости. Процесс имеет место в некоторых стратифицированных или расслоенных интрузиях основного и ультраосновного состава, где наблюдается отчетливая концентрация тяжелых минералов – оливина, пироксена и хромита. Диффузионная дифференциация может возникнуть в магме в следствие опускания ионов под действием силы тяжести, температурного градиента или потока летучих компонентов. Ассимиляция – это процесс взаимодействия магмы с вмещающими породами, т.е. процесс полного или неполного поглощения и усвоения магмой стенок магматических камер и обломков боковых пород, других магм (смешение магм), флюидов и жидкостей. Ассимиляция (слияние) является процессом, прямо противоположным дифференциации (разделению). Эта противоположность находит свое отражение и в том, что в процессе дифференциации энтропия магмы уменьшается, а в процессе ассимиляции она растет. Кроме термина «ассимиляция» определенной популярностью пользуются термин «контаминация» (лат. contaminatio – загрязнение), но в более узком значении, как ассимиляция осадочных пород. В полевых условиях конкретные следы процесса асссимиляции обычно хорошо наблюдаются на контактах магматических тел с вмещающими породами. Благодаря взаимодействию с этими породами состав исходной магмы изменяется и возникает новая гибридная магма (от лат. hibrida – помесь), из которой образуются гибридные горные породы. Термины «гибридизм» и «гибридные горные породы» возникли из гипотез Бунзена (1851 г.) и Дюроше (1857 г.), полагавших, что все разнообразие магматических пород проистекает от смешения двух крайних магм – основной и кислой. Сейчас, как будет показано ниже, мы снова возвращаемся к этим представлениям, но на новом уровне знаний. Гибриды горных пород несут на себе признаки двойственного происхождения – содержат крупные блоки вмещающих пород – ксенолиты и кристаллов – ксенокристаллы, характеризуются неравновесными минеральными ассоциациями, неоднородными текстурами и структурами. Ассимиляция включает в себя процесс механического заполнения магмы обломками вмещающих пород и процесс физико-химического преобразования магмой обломков вмещающих пород и стенок магматических камер. 15 Механическое заполнение может происходить в результате активного захвата внедряющейся магмой тектонически раздробленного материала или в результате магматического обрушения стенок и кровли камеры относительно пассивного магматического очага. Если магма ассимилирует одну, часто химически специализированную горную породу (карбонатную, кремнистую, глинистую), процесс называется простой ассимиляцией, а если пестрые по составу породы – смешанной. Процесс ассимиляции является эндотермическим и его масштаб определяется запасом внутренней тепловой энергии магмы. А чтобы эта энергия была велика, магма должна быть «перегрета». В принципе, тепло охлаждения магматического тела (Q) складывается: Q = Qдокр = Qперегр + Qкр + Qпкр, где Qдокр – докристаллизационное тепло, или тепло перегрева; Qкр – кристаллизационное тепло; Qпкр – послекристаллизационное тепло. Тогда ассимиляционные возможности магматического тела выражаются: (Qперегр + Qкр)магмы Y = --------------------------- , (Qнагр + Qпл)вмещ. пород где Qнагр – тепло нагревания; Qпл – тепло плавления вмещающих пород. Относительно тепла перегрева магм у петрологов существует большой скептицизм, т. к. анатексис в большинстве случаев предполагает лишь частичное плавление, при котором не может возникнуть перегрева. Однако, в ряде случаев, скажем при образовании глубинных мантийных, в частности, ультраосновных магм возможно их образование в результате полного плавления и в ряде случаев можно предположить их большой перегрев и значительные ассимиляционные возможности, в том числе при переносе мантийных включений ультраосновными и щелочными магмами. С позиций механизма физико-химического взаимодействия магм с твердыми обломками вмещающих пород и стенками камер различают нормальную и обратную ассимиляцию. При нормальной ассимиляции температуры магм выше температур плавления вмещающих пород и магмы могут их расплавить. Пример – ассимиляция базальтовой магмой гранитов. При обратной ассимиляции температуры магм ниже температур плавления вмещающих пород и магмы не могут их расплавить. Пример – ассимиляция гранитной магмой базальтов. При обратной ассимиляции происходит предварительный процесс метасоматической переработки магмой твердого материала, например, «гранитизация» обломков базальтов, после чего уже происходит их последующее растворение в гранитной магме. Другой пример – ассимиляция глубинными щелочными магмами обломков ультраосновных пород – лерцолитов, гарцбургитов, дунитов. Процесс метасоматической переработки происходит под действием магматических 16 флюидов, проникающим в ксенолиты по межзерновым пространствам. Концентрация флюидов вокруг ксенолитов иногда особенно хорошо фиксируется наличием около них пегматоидных оторочек. В процессе обратной ассимиляции может быть использовано лишь тепло перегрева, т. к. с началом процесса кристаллизации на стенках камер и вокруг ксенолитов возникают корки первых продуктов кристаллизации, которые преграждают доступ флюидов из магмы, так сказать «консервируют» поверхность боковых пород. В геологическом отношении различают ассимиляцию на месте (in situ) и на глубине. С учетом распространенности горных пород и их химизма полезно различать: 1 Ассимиляцию глинистых и кислых магматических пород; 2 Ассимиляцию основных пород; 3 Ассимиляцию карбонатных пород; 4 Ассимиляцию кремнистых пород. В настоящее время роль процессов ассимиляции, как причина общего разнообразия магматических горных пород считается весьма ограниченной. Тем не менее, все более и более вырисовывается роль процессов смешения магм, не требующих участия тепла перегрева, а также роль эманационной ассимиляции, идущей с поглощением флюидов. Из числа популярных моделей ассимиляции отметим следующие: 1 Образование щелочных магм в результате насыщения ультраосновной, основной и кислой магм щелочами из потока глубинных флюидов; 2 Образование средних магм в процессе смешения основных и кислых магм; 3 Смешение ультраосновных и основных расплавов при формировании расслоенных массивов; 4 Ассимиляция сульфатных пород – ангидритов и гипсов – с обогащением основных магм серой при образовании сульфидных медно-никелевых месторождений Норильска; 5 Ассимиляция углистых пород и каменных углей с обогащением магм углеродом. В частности, как источник углерода при образовании алмазов. Реальных пример – выжигание пластов угла базальтовой магмой можно наблюдать в карьере «Медвежий ручей» интрузии «Норильск – 1». Некоторые сведения о магмах и магматических горных породах в Солнечной системе. Самой древней магматической породой является гранит из западной Гренландии с возрастом 3,8 млрд. лет. Самым крупным вулканом Солнечной системы, по-видимому, является вулкан Олимп на Марсе с высотой 26 км и диаметром 600 км в основании в долине Фарсида. 17 Примеры современного вулканизма в Солнечной системе вне Земли крайне ограничены. Один из них установлен на спутнике Юпитера – планете Ио. Он установлен летательным аппаратом «Вояджер-1», а четыре месяца спустя «Вояджером-2» зафиксированы выбросы S, H2S и SO2 (?), которые достигали высоты 100 – 300 км от поверхности планеты и выбрасывались со скоростью 1 км/с. Температура кратера при этом составляла 290oК (toC = toK – 273,15). Другой пример современного вулканизма отмечен на спутниках Сатурна – планетах Ариэле и Миранде. При температуре их поверхности – 200оС, их вулканы извергали лаву из смеси льда и нашатырного спирта с температурой -33оС. Гипабиссальные (жильные) горные породы Кроме интрузивных и эффузивных пород по особенностям структуры, состава и условий залегания выделяется категория пород, занимающих промежуточное положение – это гипабиссальные ( от греч. гипо – под, аббис - бездна) или жильные породы. Эти породы слагают жилы, дайки, небольшие по размерам интрузивные тела и краевые фации интрузивных массивов на контактах с боковыми породами. Геологические наблюдения показывают, что генетически гипабиссальные породы связаны либо с эффузивными, либо с интрузивными породами. Среди гипабиссальных пород есть основные, средние, кислые и щелочные породы. Гипабиссальные породы, имеющие тот же состав, что и соответствующие интрузивные породы, и отличающиеся от них, главным образом, своеобразными структурами, называют асхистовыми. Представителями этих пород являются порфириты, порфиры и жильные микропороды. Но иногда состав гипабиссальных пород существенно отличается от состава соответствующих изверженных пород, и это является одним из оснований для выделения их в особую группу так называемых диасхистовых пород. К ним относятся аплиты и лампрофиры. Структура гипабиссальных пород являются промежуточными между структурами интрузивных и эффузивных пород – большей частью мелкозернистыми и тонкозернистыми (за исключением пегматитов) полнокристаллическими и полукристаллическими. Это связано с резким охлаждением при кристаллизации вследствие небольших размеров интрузивных тел. Рассмотрим пять основных групп гипабиссальных пород. Порфириты и порфиры. Как и для эффузивных пород для порфиритов и порфиров характерна порфировая структура. По составу порфириты и порфиры аналогичны изверженным породам и делятся на основные, средние, кислые и щелочные. Структура основной массы порфиритов и порфиров значительно более крупнокристаллическая, чем у эффузивных пород, вкрапленники в них тоже крупнее. Жильные микропороды. Эта группа имеет все черты интрузивных пород и характеризуется тонкозернистой непорфировой структурой. По составу это основные, средние, 18 кислые, щелочные породы, аналогичные интрузивным. Для обозначения таких пород пользуются названием интрузивных пород с приставкой “микро”: микрогранит, микрогаббро. Пегматиты. Первоначально под пегматитами понимались грубозернистые породы, близкие по составу к соответствующим интрузивным породам – гранитам, габбро, диоритам, анортозитам, нефелиновым сиенитам. Особым вниманием геологов пользуются пегматиты гранитного состава с характерной блоковой или письменной структурой, в которой калиевый полевой шпат находится в закономерном срастании с кварцем. Крупнокристаллическая структура пегматитов свидетельствует об их кристаллизации в условиях резкого обогащения магмы летучими компонентами. Об этом свидетельствуют такие минералы пегматитов как: мусковит, лепидолит, турмалин, гранат, топаз, берилл, редкоземельные минералы, сподумен, касситерит, поллуцит (Cs), самарскит, танталит, торианит, уранинит, содержащие в своем составе летучие компоненты (H2O,CO2,F,Cl, а также Li, Be, Cs, B, Sn, Nb, Ta, U, Th). Благодаря наличию перечисленных минералов, состав пегматитов несколько отличается от состава близких интрузивных пород. Кроме наиболее распространенных гранитных и нефелиново-сиенитовых пегматитов, известны перидотитовые, габбровые и диоритовые пегматиты. Аплиты. Эти породы характеризуются аплитовой мелкозернистой равномернозернистой изометрическизернистой структурой. По составу аплиты отличаются от соответствующих им интрузивных пород почти полным отсутствием цветных минералов: биотита, роговой обманки, пироксенов. Лампрофиры. В противоположность аплитам эти породы характеризуются высоким (50– 100%) содержанием цветных минералов, т.е. являются меланократовыми и мезократовыми породами. Цветные минералы лампрофиров – это оливин, авгит, роговая обманка, темноцветные слюды, а также апатит и титанит. Структура лампрофиров порфировая. Фенокристаллы представлены главным образом цветными минералами. В основной массе лампрофиров наблюдается существенное количество идиоморфных и беспорядочно ориентированных кристаллов пироксена, роговой обманки или биотита – минералов, которые делают эти горные породы лампрофирами. Эти и другие цветные, реже бесцветные минералы, присутствуют в лампрофирах и в виде вкрапленников. Отдельность изверженных горных пород Отдельностью называются контракционные трещины (contraction - сокращение), которые наблюдаются в любом интрузивном массиве и связаны с его термической историей. Трещины отдельности появляются в результате сокращения объема интрузивного тела в процессе кристаллизации, так как, с одной стороны, удельный объем жидкой магмы больше удельного объема кристаллизующегося из него твердого тела, и, с другой стороны, в процессе охлаждения 19 твердое интрузивное тело сжимается. Направление сокращения связано с положением охлаждающей поверхности, т.е. с плоскостью контакта интрузии и со скоростью охлаждения. Если при остывании интрузивного массива возникают трещины, параллельные контактам интрузии с боковыми породами, получается так называемая плитчатая отдельность, тем более тонкая, чем быстрее происходит охлаждение. Если при этом возникают трещины, перпендикулярные контактам, а также друг другу, то горная порода разбивается на крупные куски параллельной формы и отдельность носит название параллелепипедальной. При остывании платообразных тел (интрузивных тел, даек, потоков) перпендикулярно контактам этих тел возникает призматическая или столбчатая отдельность, разбивающая горную породу на четырехпяти или даже семигранные призмы. В основных эффузивных горных породах иногда наблюдаются так называемая шаровая отдельность. Из пород, обладающих шаровой отдельностью, выкалываются шары диаметром от кулака до нескольких метров. Пластовые трещины совпадают с поверхностями первичной полосчатости и иногда выполнены аплитовыми и пегматитовыми дайками. Продольные трещины (S) ориентированны направлению линейности. Поперечные трещины (Q) перпендикулярные к линейности и полосчатости. Различают еще диагональные трещины. Раскрытие трещин происходит по мере снятия нагрузки, системы трещин повторяют не формы контактов, а рельеф поверхности. Классификация магматических пород. Группы: I Ультраосновные породы (ультрамафиты). а) нормального ряда б) субщелочного и щелочного ряда II Основные породы (базиты) а) нормального ряда б) субщелочного и щелочного ряда III Средние породы а) нормального ряда б) субщелочного ряда IV Кислые породы а) Нормального ряда б) субщелочного и щелочного ряда V Субщелочные и щелочные лейкократовые породы а) миаскитоваого ряда б) агпаитового ряда 20 Основы классификации магматических горных пород Классификация изверженных горных пород основана на четырех главных признаках: 1. Условиях и формах залегания магматических пород; 2. Текстуре и структуре этих пород; 3. Химическом составе; 4.Минеральном составе. Условия и формы залегания магматических горных пород. Глубина залегания. По этому признаку магматические породы подразделяются на эффузивные и интрузивные. Промежуточное положение занимают жильные (гипабиссальные) породы. Эффузивные породы при кристаллизации магм, излившихся на земную поверхность. Они кристаллизуются в условиях резкого охлаждения, низкого давления и быстрого отделения летучих компонентов. Интрузивные породы кристаллизуются из тех же магм, застывающих в земной коре на различных глубинах. Они образуются в условиях медленного охлаждения, высокого давления при медленной потере летучих компонентов. С глубиной залегания связано разделение Р. Дэли магматических тел на инъецированные и субъяцентные. Первые залегают на различных уровнях земной коры и не имеют значительной вертикальной протяженности. Вторые, наоборот, обладают большой вертикальной являются протяженностью. “сквозными” Они телами, протыкают возможно, различные уходящими горизонты своими земной корнями в коры и мантию. Субъяцентные тела формируются на различных горизонтах земной коры и мантии. Поэтому важным вопросом условий залегания магматических тел является вопрос о глубине их внедрения. По мощности пород кровли, отделявших магматическую камеру от дневной поверхности, В. А. Николаев предлагает различать четыре группы фаций глубинности интрузивных тел: 1 Приповерхностные - мощности пород кровли составляют первые сотни метров; 2 Малых глубин – 1000-1500 м; 3 Средних глубин - до 5000 м; 4 Больших глубин – более 5000 м. 21 По Ю. А. Кузнецову с соавторами шкала глубинности интрузивных тел выглядит следующим образом: 1 Субвулканические 0-1,5 км 2 Гипабиссальные 1,5-5,0 км 3 Мезоабиссальные 5,0-10,0 км 4 Абиссальные 10,0-20,0 км 5 Ультраабиссальные 20,0-25,0 км Подразделение интрузивных тел по глубине залегания имеет большое значение при поисках месторождений полезных ископаемых. Взаимоотношения интрузивных тел с вмещающими породами. По этому признаку различают тела или интрузии: a) согласные или конкордантные, контакты которых в плане и разрезах преимущественно совпадают со слоистостью; б) несогласные или дисконкордантные, контакты которых не совпадают со слоистостью; в) конформные интрузии, у которых элементы внутренней структуры (полосчатость, линейность, трахитоидность) более или менее совпадают с их контактами в плане или разрезе или только в плане (рис. 5); рис. 5 г) дисконформные интрузии, у которых элементы внутреннего строения не совпадают с положением контактовых поверхностей (рис. 6); рис. 6 22 д) гармоничные интрузии, для которых элементы внутреннего строения (полосчатость, линейность, трахитоидность) и элементы залегания внешней структуры совпадают в плане и разрезе (рис. 7); рис. 7 е) дисгармоничные, у которых элементы внутреннего строения не совпадают с элементами залегания структуры вмещающих пород (рис 8). рис. 8 Внутреннее строение магматических тел. Магма может внедряться в магматическую камеру в ходе единого акта внедрения, однократно и образовывать простую интрузию. Когда одна и та же магма внедряется в магматическую камеру вследствие двух или большего числа актов инъекции – получается многократная интрузия. Если в магматическую камеру в результате двух или большего числа актов инъекции внедряются магмы разного состава, образуется сложная интрузия. Простые интрузии нередко называют однофазными, а сложные - многофазными, понимая под фазами единые акты внедрения магмы. Однократные магматические тела, сложенные одной горной породой, называются однородными. Нередко в этих телах наблюдаются постепенные переходы одной породы в другую. Процесс разделения магмы может привести к образованию в магматическом теле частей разного состава. Возникают дифференцированные интрузии, которые следует отличать от однородных. Наконец, полихронными интрузивными телами называют такие, которые формируются в разные магматические и тектонические циклы, значительно разорванные во времени, например в каледонский и в герцинский. 23 Формы залегания магматических тел. Условия и формы залегания эффузивных пород отличаются от условий и форм залегания интрузивных пород. Эффузивные породы, главным образом, в форме потоков и покровов участвуют в слоистом строении земной коры и их формы залегания согласны с формами залегания слоистой структуры вообще.Кроме потоков и покровов эффузивные породы, как известно, залегают в виде конусов, пиков, куполов, стратовулканов, а также жерловин и даек. Форма вулканических тел находиться в прямой связи с химическим составом магм и, как отмечалось, с содержанием летучих компонентов. Основные магмы, содержащие минимальное количество кремния, являются наиболее жидкими и подвижными. Поэтому для основных эффузивных пород характерны протяженные и тонкие формы залегания – потоки и покровы. Кислые магмы, богатые кремнием, являются вязкими и малоподвижными. Наряду с потоками, и покровами, их формы залегания имеют облик куполов, пиков и конусов. Жерловины и дайки являются подводящими путями или корневыми частями магматических систем. Интрузивные породы образуют как согласные, так и несогласные формы залегания. К согласным относятся интрузивные залежи (силы), лакколиты и лополиты. Несогласными являются батолиты и штоки. Общая структура вмещающих пород оказывает существенное влияние на формы залегания магматических тел. Согласные интрузивные тела развиты преимущественно на платформах, где осадочные породы залегают горизонтальною. Несогласные интрузивные тела находятся главным образом в геосинклинальных областях, характеризующихся складчатым строением. Поэтому, вслед за А.А.Полкановым, по геологическим условиям залегания магматические тела можно разделить на платформенные и геосинклинальные. Структуры и текстуры магматических горных пород. Если структура характеризует взаимные отношения, размеры и форму составляющих породу минеральных зерен, то текстура горных пород выражает пространственное расположение агрегатов минеральных зерен. Возникновение тех или иных типов текстур связано с особенностями кристаллизации горной породы и с воздействием на этот процесс внешних факторов, которые могут влиять как на кристаллизующуюся, так и на уже сформировавшуюся горную породу. Наиболее распространенной текстурой интрузивных и эффузивных пород является массивная текстура. Она характеризуется однородным и равномерным незакономерном распределением минералов. 24 Полосчатая текстура проявляется в чередовании полос, обогащенных какими-либо цветными или бесцветными минералами. Линейная текстура проявляется в магматических породах в почти параллельном расположении удлиненных призматических или игольчатых минералов. Шлировая текстура обусловлена наличием в породе скоплений или шлиров отдельных минералов, причем эти скопления могут отличаться от остальной массы породы как по составу, так и по структуре. Форма шлиров может быть разнообразной. Сферическая (шаровая) текстура характеризуется концентрическими скоплениями минералов. Для трахитоидной структуры характерно параллельное или почти параллельное расположение таблитчатых кристаллов, например, щелочных полевых шпатов у некоторых сиенитов и нефелиновых сиенитов. Флюидальная текстура стекловатых эффузивных пород передает картину движения застывающего потока Часто возникающие в эффузивных горных породах поры (результат присутствия в магме пузырьков газа) создают пористую текстуру. В том случае, если поры заполнены вторичными минералами: кварцем, халцедоном, опалом, хлоритом, карбонатами и другими, образуется миндалекаменная текстура. Первичные текстуры и структуры течения. Внутреннее строение магматических тел. Для выявления внутреннего строения магматических тел мы используем полосчатую, трахитоидную или линейную текстуры, которые мы называем директивными. Их происхождение следующие: при формировании магматического тела обычно магма в течение некоторого кристаллизационного периода находится в таком состоянии, когда одновременно существуют жидкая фаза и твердые кристаллы. Такая суспензия подчиняется законам гидромеханики, в соответствии с которыми твердые составные части суспензии при движении приобретают ориентированное положение в пространстве. По экспериментальным данным, жидкость со взвешенными в ней кристаллами при течении в трубе испытывают напряжения, в следствии которого взвешенные частицы удлиненной формы будут стремиться повернуться так, чтобы их длинная сторона расположилась параллельно оси трубы или направлению течения. В результате движения возникает анизотропия как в строении горных пород, слагающих плутон, так и в строении плутона в целом. Во всех нормальных случаях линейность располагается параллельно полосчатости. Директивные текстуры наблюдаются в массивах не так часто. Для определения линейности измеряют азимут наклона линии и угол наклона. Элементы залегания полосчатости измеряют, как элементы залегания любой плоскости, затем наносятся на геологическую карту. Также определяется конфигурация магматического тела. Элементы залегания 25 тела наносятся на карту и даются элементы трещин, в результате получается структурная карта интрузивного массива. Структура характеризуется степенью кристалличности горной породы, абсолютным размером зерен, их относительной величиной, формой и степенью идиоморфизма кристаллической ограненности. Структура позволяет судить об условиях формирования горных пород, а также о скорости и порядке кристаллизации. Эти факты, в свою очередь, зависят от температуры, состава, содержания летучих, вязкости магмы и давления, при которых происходит кристаллизация. По степени кристалличности изверженные горные породы делятся на полнокристаллические, неполнокристаллические и стекловатые. Очень мелкие кристаллы называются кристаллитами. По абсолютной величине зерен изверженные породы делятся на крупнозернистые (более 5 мм), среднезернистые (1-5 мм), мелкозернистые (менее 1мм) и тонкозернистые, когда макроскопическая зернистость не различается. Глубинные интрузивные породы, кристаллизующиеся с участием летучих компонентов в условиях медленного охлаждения, характеризуются полнокристаллической крупно-, средне- и мелкозернистой структурой. Наиболее крупнокристаллическими являются пегматиты, формирующиеся из магмы, особенно богатой летучими компонентами. Эффузивные породы, которые кристаллизуются в условиях резкого охлаждения и низкого давления при быстрой потере летучих компонентов имеют тонкокристаллические, полнокристаллические, а также полукристаллические и стекловатые структуры. В зависимости от относительных размеров зерен структуры делятся на равномернозернистые и неравномернозернистые. Примером неравномернозернистой структуры является порфировая структура эффузивных пород. Аналогичная структура в интрузивных породах называется порфировидной. Под микроскопом во всем многообразии кристаллографических форм минералов выделяются три главные формы: изометрическая, таблитчатая и призматическая. Если горная порода состоит из зерен изометрической, таблитчатой или призматической формы, ее структура соответственно называется изометрическизернистой, таблитчатозернистой или призматическизернистой. По степени кристаллографической ограненности минералы изверженных пород делятся на идиоморфные, ксеноморфные и гипидиоморфные (от греч. идиос - своеобразный, присущий себе самому; ксенос - чужой, гипо - под, морфе - форма). Минералы, ограниченные собственными кристаллическими гранями, называются идиоморфными, а структуры изверженных пород, сложенные идиоморфными зернами, называются панидиоморфнозернистыми. Минералы, лишенные собственных кристаллографических ограничений, называются аллотриоморфными, а структуры, состоящие из аллотриоморфных зерен аллотриоморфнозернистыми. Минералы, кристаллографическими гранями, называются гипидиоморфными. Частично ограниченные 26 Гипидиоморфнозернистые структуры изверженных пород образованы минералами с разной степенью идиоморфизма. Гипидиоморфнозернистые структуры наблюдаются почти во всех изверженных породах. Минералы изверженных пород кристаллизуются из магм примерно в соответствии со схемой, которая приведена в качестве иллюстрации к ходу кристаллизации магм. Первыми из силикатных расплавов начинают кристаллизоваться минералы, содержания которых в расплаве превышают эвтектические. Эти минералы, по-видимому, образуют порфировые и порфировидные выделения. По мере обеднения расплава вещество выделявшихся кристаллов его состав попадает в эвтектическую точку, в которой все минералы начинают и кончают кристаллизоваться совместно. При разном числе зародышей и разной их способности к образованию кристаллографически совершенных ограничений крупность минералов и их идиоморфизм будут различны. Большинство природных силикатных расплавов - магм имеет состав близкий к эвтектическому. Поэтому большинство минералов в изверженных горных породах кристаллизуется совместно или одновременно друг с другом. Генетические фрагменты структур: 1 Реакционные каймы 2 Келифитовые каймы 3 Пертиты 4 Антипертиты 5 Мирмекиты - образуются на границе КПШ и Pl 6 Микропегматитовые срастания 7 Пойкилитовые вростки Главнейшие структуры магматических пород. 1 Кристаллически-зернистые структуры. Интрузивные горные породы (равномернокристаллическая, порфировидная) для ультраосновных пород: 1 Пойкилитовая 2 Панидиоморфная 3 Мозаичная 4 Сидеронитовая (дуниты, оливиниты, пироксениты). для основных пород: 1 Габбровая (габбро, нориты) 27 2 Офитовая (диабазовая) 3 Пойкилоофитовая 4 Венцовая 5 Криптовая для средних и кислых пород: 1 Призматически-зернистая (диоритовая) 2 Монцонитовая 3 Лампрофировая 4 Гипидиоморфнозернистая (гранитоидная) 5 Аплитовая 6 Аллотриоморфнозернистая для щелочных пород: 1 Таблитчато-зернистая 2 Агпаитовая 3 Графическая - закономерная ориентировка. нефелина и фемических минералов Эффузивные горные породы Структуры порфировые неравномерно-кристаллические. 1 Стекловатая 2 Фельзитовая (диаметр зерен<<0,02мм, т.е.толщина шлифа) 3 Сферолитовая 4 Вариалитовая 5 Трахитовая 6 Фонолитовая 7 Оцеляровая 8 Гиалопилитовая (андезитовая) 9 Интерсертальная 10 Пилотакситовая Химический состав горных пород. По подсчетам Кларка и Вашингтона верхняя оболочка земной коры мощностью около 16 км на 95% состоит из изверженных и всего лишь на 5% из осадочных горных пород. Осадочные горные породы образуют тонкий прерывистый чехол, покрывающий земную кору с поверхности и залегающий на изверженных и метаморфических породах. Таким образом, химический состав земной коры в основном определяется составом изверженных пород. По данным химических 28 анализов Польдерваат определил средний химический состав изверженных горных пород земной коры. Такие элементы, как O, Si, Al, Fe, Ca, Mg, Na, K составляют примерно 90% земной коры и называются петрогенными. Таблица 3 Среднее содержание петрогенных элементов в магматических горных породах. Элементы Масс. % Ат.% 60,76 Окислы Масс. % SiO 63,65 O 47,12 Si 29,74 21,80 TiO 0,54 Al 7,66 5,79 AlO 14,47 H 0,16 3,27 FeO 2,18 Na 2,60 2,31 FeO 3,19 Mg 2,33 1,87 MnO 0,07 Ca 3,06 1,50 MgO 3,70 Fe 4,04 1,47 CaO 4,28 K 2,36 1,23 Na2O 2,84 Ti 0,33 0,14 K2O 6,51 P 0,04 0,02 H2O 1,47 Mn 0,06 0,02 P2O5 0,10 Σ=100% Σ=100% Σ=100% Петрогенные элементы. Кислород среди них резко преобладает. Земная кора почти целиком состоит из соединений кислорода. Если содержание элементов пересчитать на атомные количества, то количества атомов кислорода превысит 60% от общего количества атомов, при этом объем атомов кислорода составит более 90% объема, занимаемого всеми атомами, участвующими в строении земной коры. Кремний. Химический элемент горных пород принято выражать в весовых процентах окислов (табл. 3). Содержание SiO2 в изверженных породах изменяется от 30 до 80% . Широкое изменение содержание SiO2 служит для подразделения изверженных пород на четыре категории: кислые (SiO2 более 64-78%), среднее (SiO2 от 53 до 64%), основные ( SiO2 от 44 до 53%), ультраосновные (SiO2 от 30-44%). Алюминий. AL2O3 – окисел, следующий по распространенности за SIO содержится в изверженных породах в количестве от 12 до 18%. Максимальное содержание AL2O3 в анортозитах до 30%, а минимальное соответствует 8-9%. Железо, магний, кальций. Общее содержание окислов железа, магния и кальция (Fe2O3 + FeO + MgO + CaO) с увеличением содержания SiO2 падает от 20-30% в основных, до 50% в кислых породах. 29 Натрий, калий. Na2O и K2O обнаруживают обратную тенденцию. Процентное содержание Na2O, как правило, колеблется между 2,5 и 4,0%, причем более низкие значения типичны для основных пород. Аналогично ведет себя K2O, изменяя свое содержание от 0,5% в основных до 5% в породах кислых. Горные породы с высоким содержанием Na2O и K2O называются щелочными. Содержание SiO2 в щелочных породах соответствует содержанию SIO2 в средних породах (52 – 66%). Большие содержания Na2O порядка 8% встречаются в высокощелочных породах. Содержание K2O до 10 -15% очень редки, но все же встречаются. Итак: по Si – кислые – ультраосновные; по Al – плюмазитовые; по Fe, Mg-мафические – салические; по Na и K – щелочные (субщелочные). Если к перечисленным петрогенным элементам добавить H2O, то их суммарное содержание в земной коре превысит 99%, следовательно, долю остальных элементов менделеевской таблицы останется менее 1%. Элементы, на долю которых в земной коре приходится менее 1%, называют малыми элементами, элементами-примесями. Они встречаются, как правило, в малых количествах в породах и минералах в качестве изоморфной или механической примеси, редко образуя собственные минералы. Классификация элементов-примесей. 1 Редкие щелочные элементы: Rb, Li, Cs, Ti. 2 Щелочно-земельные: Sr, Ba, (Cd). 3 Радиоактивные 4 Редкоземельные. 5 Сидерофильные. 6 Элементы с большим рад. заряда: Zr, Hf, Ta, Nb. 7 Литофильные элементы: Классификация А.А. Маракушева (1992) Группа 1 – Cr, Ni? Pt (O, Ir) – типичны для гипербазитов и Fe, Ti, V характерны для габброидов. К ним примыкают сульфидные ассоциации в базитах и гипербазитах (комплексы Cu, Ni, Pt, Pd-руд и колчеданных руд (Fe. Cu, Au, Hg, Zn)). Группа 2 – ассоциации элементов, связанные с развитием кислого магматизма: сульфиднооловянные (Sn, Pd, Cu, Zn, As, B); кварц-касситеритовые (Sn, W, Mo, Bi, B, Ta, Nb) и цирконовые пегматитовые (Zn, Hf, Th) Группа 3 – Элементы, связанные с щелочным магматизмом (пегматиты (Ce, Th), пирохлоровые пегматиты (Nb, Ta, Ti, Ce, Sn, Be), карбонатиты (Ni, Fe, Zr,Nb, Ta) и апатитовые руды ( P, Fe, Ti, TR)). 30 Минеральный состав горных пород Минералы горных пород называются породообразующими. Хотя известно более 4500 минералов, однако, к породообразующим можно отнести лишь 50, причем только 30 минералов широко распространены. Для определения названия горных пород достаточно 13 минералов. Таблица 4 Средний минеральный состав изверженных горных пород в % По Щелочной ПШ 31,0 Роговая обманка 1,7 Плагиоклаз 29,2 Оливин 1,6 Кварц 12,4 Мусковит 1,4 Пироксен 12,0 Хлорит, серпентин 0,6 Рудные минералы 4,1 Апатит 0,3 Биотит 3,8 Нефелин 0,3 Сфен 0,3 количественно-генетическому признаку среди породообразующих минералов различают главные, вторичные акцессорные. Главными (петрогенными) называют минералы, которые слагают около 99 % объема горных пород и образуется при непосредственной кристаллизации магмы. Это минералы – лейцит, щелочной полевой шпат, нефелин, кварц, плагиоклаз, мусковит, ромбический и моноклинный пироксены, оливин; и цветные, такие как биотит, роговая обманка, эгирин. Вторичные минералы образуются при химическом взаимодействии летучих компонентов, выделившихся из магмы, и главных минералов. К вторичным относятся: хлорит, эпидот, кальцит, серпентин, цеолиты, тальк, тремолит, актинолит, серицит и др. Акцессорными минералами называются минералы-примеси, которые содержатся в породе в небольшом количестве (около 1 %), чаще в виде мелких зерен. Как правило, они концентрируют в себе значительную часть редких элементов. Акцессорные минералы образуются частично как главные минералы в результате прямой кристаллизации из расплава, частично, как вторичные, и частично, в результате процесса распада. Акцессорные минералы: апатит, циркон, магнетит, сфен, хромит, флюорит, шпинель. Главные парагенезисы: Для парагенезисов главных минералов изверженных горных пород характерно: 1. Кварц не может находится вместе с нефелином и лейцитом 2. Санидин, лейцит и базальтическая роговая обманка находятся только в эффузивных кайнотипных породах. 3. Щелочная роговая обманка и эгирин встречаются вместе с нефелином. 31 Парагенезисы: 1 Ультраосновные горные породы: Главные - оливин + ромбический пироксен + моноклинный пироксен ± биотит ± роговая обманка (не обязательно). 2 Основные горные породы: Главные - плагиоклаз (основной), ромбический пироксен, моноклинный пироксен ± роговая обманка Вторичные - тремолит- актинолит, хлорит, тальк. Акцессорные - магнетит, апатит. 3 Средняя горная порода: Главные - средний плагиоклаз, роговая обманка ± кварц ± моноклинный и ромбический пироксены. Вторичные - хлорит, тремолит - актинолит, эпидот, цоизит. Акцессорные - магнетит, апатит, циркон, сфен. 4 Кислая горная порода: Главные - кислый плагиоклаз, КПШ, кварц, биотит, роговая обманка, мусковит. Вторичные - хлорит, мусковит , эпидот, цоизит. Акцессорные - магнетит, апатит, циркон, сфен. 5 Щелочная горная порода: Главные – фельдшпатоиды (нефелин, лейцит, содалит), КПШ, моноклинный пироксен, роговая обманка, биотит, эгирин, эгирин - авгит, щелочная роговая обманка. Вторичные - цеолиты, содалит. Акцессорные - пирохлор, эвдиалит, лопарит. Для определения породы необходимо знать: - Наличие ПШ: если нет, то мы говорим об ультраосновной породе. - Характер ПШ: отличие гранодиоритов от диоритов - отсутствие в диоритах КПШ. - Наличие нефелина. - Наличие и количество кварца. - Наличие цветных минералов (Mg- Fe). - Наличие оливина (главный в ультраосновной породе). Магматическая горная порода может быть с одной стороны лейкократовой, с другой стороны - мелонократовой. Лейкократовая горная порода - обеднена цветными минералами. 32 Меланократовая горная порода - обогащена цветными минералами. Меланократовый гранит - 10-15% цветных минералов. Горная порода, содержащая большое количество цветных минералов, называется меланократовая горная порода. По величине цветного индекса "М": ультрамафические >70, мафические 70-30, мафисалические 30-20, салические <20. Любую группу магматических горных пород характеризуют по определенному плану: 1 Общая характеристика 2 Эффузивные разновидности 3 Жильные разновидности 4 Интрузивные разновидности 5 Химический состав 6 Полезные ископаемые связанные с данной породой 7 Происхождение Группа ультраосновных пород. Группа ультраосновных пород имеет и другие названия, такие как ультрабазиты. Если придерживаться принципа в названии породы исходя из названия ведущей породы, то можно назвать ее группой перидотита. Нормальный ряд Общая характеристика. Ультраосновные породы принадлежат к довольно редким по распространенности породам, на континентах они составляют всего 0,4%, что касается океанов, то там их, возможно, несколько больше. Ультраосновные породы по минеральному составу классифицируются следующим образом (рис. 9) 1 дуниты, оливиниты 2 верлиты 3 оливиновые клинопероксениты 4 клинопероксениты 5 вебстериты 6 оливиновые вебстериты 7 ортопироксениты 8 оливиновые ортопироксениты 9 гарцбургиты Ol 1 9 10 8 6 2 3 3 10 лерцолиты. 7 oPx 5 4 cPx 33 Рис. 9. Классификация ультраосновных пород по минеральному составу Ультраосновные породы, главным образом, состоят из трех мафических минералов: оливина, ортопироксена, клинопироксена, а также роговой обманки и биотита. 1 дуниты, оливиниты Ol 2 шрисгеймиты 3 оливиновые горнблендиты 1 4 горнблендиты 5 пироксеновые горнблендиты 6 амфиболовые пироксениты 9 7 пироксениты 2 12 8 оливиновые пироксениты 9 перидотиты 8 10 11 3 10 оливин-амфиболовые пироксениты 3 7 11 оливин-пироксеновые горнблендиты 12 кортландиты 6 5 4 Px Рис.10 - Классификация роговообманковых ультрамафитов Химический состав Большой интерес представляет собой химическая классификация ультраосновных горных пород, которая в координатах AS выглядит следующим образом (Рис. 11). Hb 34 Cpx A 25 Клинопирок сениты 20 Вебстериты верлиты Пикриты ы Коматииты Коматииты Меймечиты Лерцолиты Ортопиро ксениты 5 Дуниты Opx Гарцбургиты S -25 -20 -15 -10 -5 5 Рис. 11 A=Al2O+CaO+ Na2O+ K2O вес. % S= SiO2 – (Fe2O3 + FeO + MgO + MnO + TiO2) вес. % 10 15 20 25 35 Распространенность Эти горные породы обладают космической распространенностью. Каменные метеориты имеют ультраосновной состав: они состоят из оливина, ортопироксена, клинопироксена и вулканического стекла. Метеориты, называемые хондритами состоят из маленьких шариков оливина, пироксена и вулканического стекла. Материковые области невидимой стороны Луны состоят из ассоциаций ультраосновных пород, анортозитов и норитов, предполагается, что на Марсе также развиты ультраосновные породы. Геологические ассоциации (формации) ультраосновных пород. Наиболее характерной формацией ультраонсновных пород является офиолитовая формация, например хромитоносный пояс Урала. Предполагается, что такие массивы образовались награнице океанической и материковой земной коры. По существу каждая геосинклинальная область окаймляется офиолитовыми массивами. Офиолитовый комплекс (Рис. 12) 1. Кремнистые осадки 2. Базальты с пироклатикой 3. Комплекс параллельных даек (базальты) 4. Полосчатый комплекс (породы этого комплекса обладаютполосчатой текстурой) 5. Тектонизированные мантийные перидотиты Габбройды Ультрамафиты дуниты гарцбургиты лерцолиты дунитыРис. 12 хромититы Для океанов комплекс принят за модель океанического дна. Формация расслоенных массивов Прототипом этих массивов является Бушвельдский массив, который рассматривается в виде системы лопалитов, он занимает территорию равную 67 тыс. км2. (рис 13). 2500 км Рис. 13 36 Расслойные массивы характеризуются лопалитообразной формой и они характерны для платформ. Породы этих массивов имеют полосчатую текстуру (Рис.14). Из наиболее крупных массивов можно назвать следующие: Бураковский массив (Прионежье), Кунене (Ангола), Дулут, Великая дайка Родезии (Зимбабве), Дюфек (Антарктида), Мончегорский массив. Все эти массивы имеют двузоновое строение, соотношение зон варьирует в широких пределах. Мафитовая зона Переходная зона Ультрамафитовая зона Рис. 14 Расслойные массивы представляют интерес, как месторождения полезных ископаемых, к переходной зоне приурочены месторождения платины и хромитов. Дунит-клинопероксенитовая формация Типичным представителем этих формаций можно назвать платиноносный пояс УралаНижне-Тагильский массив (Рис.15), Желтогорский и т. д. Массивы этого типа имеют зональное строение и поэтому они очень часто носят название зональных массивов Уральско-Аляскинского типа. Предполгается, что на глубине эти массивы представляют собой штоки, мантийные диапиры внедрившиеся в горячем но твердом состоянии (пластично перегретом) дуниты клинопироксенит 37 Рисунок 15 - Нижне-Тагильский массив Коматиитовая формация Эта формация была обнаружена относительно недавно, в 60-е годы, в ЮАР. Она представлена эффузивами ультраосновного состава AR возраста. С коматиитами связаны сульфидные месторождения (пирротин, пентландит, пирит), представляющие особый интерес. Эффузивные разновидности Меймечиты. Меймечиты довольно редкие породы и развиты только в России в междуречье Меймичи и Катуя. Они слагают покровы, потоки и дайки. Меймичиты породы серовато-черного цвета с обилием вкрапленников яблочно-зелёного оливина, содержание которого колеблется от 35-60%, но чаще всего 45-50%. Оливин представлен Fo93-88, обычно неизменённый, иногда серпентинизированный или замещенный авгитом. Текстура массивная, иногда наблюдается ориентировка кристаллов оливина, указывающая на текстуру течения. Основная масса представлена более мелкими зернами оливина второй генерации, но главным образом, она сложена клинопироксеном, небольшими короткостолбчатыми микролитами авгита иногда титан-авгита, который имеет фиолетовый оттенок и в скрещенных николях демонстрирует структуру песочных часов. Между зернами клинопироксена наблюдается большое количество титаномагнетита - главный акцессорный минерал, кроме того, присутствует хромит, магнетит, апатит, титанит (сфен). Иногда присутствует вулканическое стекло, которое часто замещается серпентином. Коматииты. Коматииты были открыты в 1969г. в Южной Африке, пояс Бартментон, провинция Комати. Эти горные породы представляют промышленный интерес т.к. богаты никелем и с ними связывают месторождения петландита. Коматииты – эффузивные породы с массивной текстурой подушечной отдельностью, им сопутствуют туфы и брекчии. Структура спинифекс (Рис.16) – структура Австралийской коры – результат переохлаждения. Они слагают потоки, жерловины, дайки и покровы. Максимальная мощность таких тел достигает 20-30м., а по простиранию 250-300м. Залегают в древних зеленокаменных поясах древних кристаллических поясов (Африка (ЮАР), Канада, Австралия). Различают два возраста: первый3.5-2.7 млрд. лет и второй 2.9-2.6 млрд. лет. Минеральный состав: коматииты главным образом состоят из оливина (содержание форстеритового минала 95-80%). Присутствует также клинопироксен, представленный авгитом и диопсидом. Акцессорные минералы: хромит, высоко хромистый магнетит и шпинель. Вторичные 38 минералы развиваются по оливину, пироксену, хромиту и вулканическому стеклу. Различают дунитовые и пироксенитовые, а также базальтовые разновидности коматиитов. Коматииты подвергаются региональному метаморфизму, но сохраняют химический состав. По отношению Al2O3/TiO2 выделяют два типа коматиитов: 1 Барбетонский (Al2O3/TiO2 =10) 2 Йилгарский (Al2O3/TiO2 =21-25) Также коматииты разделяются по отношению MgO/ TiO2 A1- зона закалки A2- мелкий спинифекс A3- крупный спинифекс B2-зона кумулятов В1- зона закалки Рис. 16 Жильные разновидности Пикриты. Пикриты типично порфировые горные породы. Структура порфировая или криптовая, т.к. порфировых выделений содержится до 60-80% по объему, а нормальное содержание 20-30%. По большей части пикриты слагают дайки и силлы. Пикриты состоят из оливина (Fo95-80), порфировые выделения на 80% состоят из форстерита, их размер достигает 58мм. В поперечнике клинопироксен представлен либо авгитом либо диопсидом или зеленоватым, даже макроскопически хромдиопсидом. Судя по минеральному составу эти породы, в первом приближении, напоминают верлиты. Из второстепенных минералов характерных для пикритов можно отметить следующий ряд: ортопироксен, представленный бронзитом, бурая роговая обманка, основной плагиоклаз. Вторичные минералы, замещающие оливин, представлены хлоритом, магнезитом, кальцитом, тальком, тремолитом. Большинство пикритов принадлежит к щелочным пикритам, наиболее явный признак щелочности - присутствие зеленоватого эгирин-диопсида. Геологически они ассоциируют с пикробазальтами. Хромититы. Хромититы представляют большой промышленный интерес, т.к. являются практически основной рудой на хромиты. Горная порода магматического происхождения, которая более чем на 50% состоит их хромшпенелида, второстепенными минералами являются оливин, ортопироксен, клинопироксен и основной плагиоклаз. В промышленном отношении хромиты делятся на: 1 Полиморфные хромиты, залегающие в породах офиолитовой формации, в метаморфизованных пегматитах ультраосновного состава, в дунитовых линзах, в 39 гарцбургитах. Характеризуются крутым залеганием, ленточной, карандашевидной, линзовидной или дисковидной формой. Вообще они получили название коконовидных образований. Текстура вкрапленная, полосчатая, нодулярная, орбикулярная, иногда брекчевидная. Содержание Сr2O3 колеблется от 33 до 65 %масс., а содержание Al2O3 от 5 до 35 % масс. Полиморфные хромититы замечательны низким содержанием железа и титана. 2 Стратиморфные хромититы образуют горизонтальные слои в расслоенных массивах, иногда довольно мощные, выдерженные по простиранию на многие десятки киллометров. В расслоенных массивах они могут слагать несколько горизонтов, например в Бушвельдском массиве их насчитывается до 37, а в Великой дайке Зимбабве – 10. Стратиморфные хромиты содержат до 45-48% Сr2O3. Для них характерна высокая железистость, отношение Cr и Fe для Бушвельда 1/7, для Великой дайки Зимбабве 2/7, а также наличие минералов платиновой группы, таких как лаурит-эрлихманит (RuS2OsS2). Под микроскопом у хромититов наблюдается пойкилитовая структура. Клинопироксен представлен хромистым диопсидом. Порядок кристализации следующий: первым кристаллизуется оливин (Fo95-90), далее генерации, затем кристаллизуется хромистый диопсид хромистый диопсид, свободный от хромита первой и хромит первой генерации, и заканчивает кристаллизационный цикл хромит второй генерации и лаурит. Ультрамафические пегматиты Дунитовые пегматиты. Нижнее-Тагильский массив. Дунитовые пегматиты, подобно гранитным пегматитам, имеют камерное строение. Внутри камер наблюдаются миоролы заполненные хромдиопсидом, хромандрацитом, мезофитовым офитом, иногда присутствуют сульфиды и платина, которая находится между кристаллами оливина. Оливин представлен Fo93-86, кристаллы которого достигают 20см. В качестве типоморфного акцессория присутствует хромшпинелид, представленный феррихромитом и ферриаллюмохромитом, размер зерен, которых от 1 до 3 см. На Урале с дунитовыми пегматитами связано месторождение Аврора, из которого извлекается изоферроплатина (Pt3Fe). Гортнолитовые пегматиты это, по существу, пегматиты с очень крупными кристаллами гортонолита. Замечательны они тем, что в них очень часто в больших количествах присутствует платина. Ортопироксенитовые пегматиты. Особый интерес в ультраосновных породах представляет хромшпенелид, являющийся для них типоморфным минералом. И который очень 40 сильно варьирует по составу. Для классификации хромшпинелидов можно предложить следующую диаграмму (Рис.17). 1 хромит FeCr2O4 2 аллюмохромит 3 хром-пикотит 1 4 пикотит 5 субферрихромит 9 5 10 2 6 субферриаллюмохромит 13 7 субферрихром-пикотит 11 6 3 8 ферриаллюмохромит 8 9 хромит 7 14 12 4 10 феррихромит 11 хром-магнетит FeFe2O4 FeAl2O4 12 магнетит 13 субаллюмоферрихромит 14 субаллюмохром-магнетит Рис.17- Классификация хромшпинелидов по Н.В. Павлову Интрузивные разновидности ультрамафитов. Особое внимание, среди интрузивных разновидностей, уделяется перидотитам (гарцбургитам). Гарцбургиты. Гарцбургиты макроскопически темно-зеленого цвета или черно-серого цвета с бурой коркой выветривания. Как любые перидотиты, гарцбургиты обладают псевдопорфировой структурой. На фоне средне- или мелкозернистой основной массы наблюдаются крупные кристаллы оРx, которые включают в себя мелкие кристаллы Ol, т.е. макроскопически выраженная пойкилоофитовая структура. Текстура массивная, полосчатая, иногда сланцеватая. По сути, гарцбургиты это смесь оливина и ортопироксена, соотношения которых варьирует в широких пределах. Обычно офиолитовые гарцбургиты содержат около 20% оРx, над которыми преобладает Ol (Fo95-80). оРx представлен чаще всего энстатитом, реже гиперстеном или 41 бронзитом, эти разновидности различают по величине 2V: энстатит имеет величину +(60-80), бронзит- величину (+80)-(-80) около 90, гиперстен- (-80)-(-48). Для ромбического пироксена характерны вростки моноклинного пироксена (диопсида). Из акцессорных минералов можно отметить хромшпинелиды (типичный минерал группы ультрамафитов), основной плагиоклаз, биотит или флогопит, пироп. Наличие того или иного акцессорного минерала в составе породы указывается в её названии, например: пироповые перидотиты, плагиоклазовые гарцбургиты, и т.д. Как все горные породы гарцбургиты подвержены процессам вторичных изменений, так, например, в процессе серпентинизации по Ol развивается петельчатый серпентин, по оРx гомоосевые псевдоморфозы антигорита. Кроме серпентина можно отметить такие вторичные минералы, как тальк, тремолит, карбонатные минералы, гарниерит. Лерцолиты. Лерцолиты встречаются в составе офиолитовых комплексов, и составляет особую, лерцолитовую подгруппу. Породы серого цвета, макроскопически фиксируется пятнистость, которая проявляется за счет развития крупных кристаллов сРx. Текстура массивная, полосчатая. Структура пойкилитовая или гипидиоморфнзернистая. Состав такой же, как в гарцбургитах, но в лерцолитах, кроме Ol и оРx появляется сРx, правда Ol более железистый, и оРx чаще представлен бронзитом. Акцессорные минералы те же, что и в гарцбургитах, но хромшпинелиды менее хромистые и магнистые и более железистые и титанистые. Иногда присутствует титаномагнетит, который образует неправильные, аморфные формы, фиксируемые микроскопически. Вторичные минералы те же, что и в гарцбургитах. Верлиты. Верлиты подобно лерцолитам, имеют пятнистый или псевдопорфировый облик и темно-серую или черную окраску. Псевдопорфировый облик определяется крупными зернами сРx среди средне- и мелкозернистой оливиновой массы. Клинопироксен представлен диопсидом, иногда диаллагом или субкальциевым авгитом. оРx , обычно, присутствует в небольших количествах и представлен более железистыми разновидностями (гиперстеном). Вторичные: серпентин по Ol, по сРx – тремолит-актинолит, хлорит, флогопит. Акцессорные: хромшпинелиды, Ti-Mgt, Mgt, которые характерны для верлитов, зеленая шпинель (плеонаст). Среди верлитов выделяются несколько разновидностей: 1 Диопсидовые верлиты 2 Авгитовые верлиты 3 Плагиоклазовые верлиты (в состав входит основной Pl) Роговообманковые перидотиты. В этих перидотитах роговая обманка пироксену. Среди роговообманковых перидотитов выделяются две разновидности: 1 Шрисгейлит, в котором клинопироксен представлен авгитом. развивается по 42 2 Кортландит, в котором ортопироксена, представленного гиперстеном, значительно больше, чем клинопироксена, представленного титан-авгитом. 3 Если роговая обманка преобладает над всеми остальными минералами, то такой перидотит будет называться горнблендитом. Дунит. Дунит макроскопически среднезернистая порода, реже мелко или крупнозернистая, зеленовато-серого цвета, но бывает и оливково-зеленого. Текстура, обычно, массивная. Структура панидиоморфнозернистая, мозаичная, протокластическая, если есть порфировые выделения, то порфирокластическая. Для дунитов исключительно характерна тонкоплитчатая отдельность. Дуниты, в первую очередь состоят из оливина (Fo90-85) кроме оливина иногда присутствует Opx, представленный энстатитом, немного Cpx, плагиоклаз, представленный лабрадором. Среди акцессорных минералов непременно присутствует хромшпинелид, который довольно часто содержит платинойды. Хромшпенелид обнаруживает различные формы присутствия (Рис. 18). 1 Акцессорный хромшпинелид 2 Вкрапленный, с которым очень хорошо связана платиноносность 3 Прожилковый, который далее переходит в жильный и порода сложенная таким хромшпинелидом называется хромититом. Рис.18 Помимо хромшпинелидов, как акцессории, присутствуют магнетит и различные платиноиды ( изоферроплатина Pt3Fe) Дуниты подвергаются интенсивному процессу серпентинизации. Вторичные минералы те же, что и в перидотитах. Степень серпентинизации должна быть чётко зафиксирована, т.к. она имеет достаточно поверхностный характер. В процессе серпентинизации изоферроплатина замещается туламинитом и тетраферроплатиной. Гартонолитовые дуниты в Бушвельдсом массиве представлены тремя трубками Мойхун, Дликоп, Онверваахт, очень похожими на кимберлитовые. Гартонолитовый дунит состоит из магнезиально-железистого оливина (Fo47-54). Гартонолиты-грубозернистые породы, кристаллы до 10см, это своеобразный дунитовый пегматит, имеющий метасоматическое происхождение. Гартонолитовые дуниты представляют промышленный интерес, как месторождения платины, содержание которой достигает до 2кг/т, а так же, как месторождения драгоценных ювелирных камней, например хризолита. 43 Оливиниты. Оливиниты мелко, среднезернистые породы, темно-серого или черного цвета. Текстура массивная или полосчатая. Оливин представлен разновидностью с содержанием форстеритового минала 85-90%. В качестве акцессорного минерала часто присутствует титаномагнетит, содержание которого может достигать 10%, а в рудных оливинитах его количество достигает 30-40%. В структурном отношении оливиниты аналогичны всем перидотитам. При большом количестве титано-магнетита структура носит название сидеронитовой. Из числа второстепенных минералов можно назвать следующие: флогопит, клиногумит, большой интерес, в промышленном отношении, представляет перовскит (CaTiO3), являющийся сырьем на ниобий, который замещает Ti. Оливиниты, содержащие перовскит называются перовскитовыми оливинитами. Пироксениты. Пироксениты горные породы, состоящие, главным образом, из ортопироксена или из клинопироксена, значительно реже встречаются разновидности состоящие из того и другого пироксена (вебстерит). Ортопироксениты – породы серого цвета с желтоватым, бронзовым или с зеленоватым оттенком. Текстура характерная линейная, трахитоидная, но может быть и массивная. Структура, как макроскопически, так и микроскопически призматически-зернистая. Основные разновидности: 1 Бронзиты 2 Энстатититы 3 Гиперстениты Второстепенные минералы содержатся в небольшом количестве, не превышающем 10%. Оливин представлен Fo94-90 , клинопироксен - диопсидом, плагиоклаз - лабрадор-битовнитом, редко присутствует хромшпинелиды, гранат. Из титано-магнетит акцессорных и минералов магнетит, которых можно отметить значительно следующие: больше, чем хромшпинелидов, пирротин, пентландит, халькопирит, пирит, представленный в виде тонкой вкрапленности. В ультраосновных породах, в частности в пироксенитах, полезно выделять сульфидную монофракцию, которая является лучшим концентратом минералов платиновой группы. Одним из самых лучших является пентландит, затем пирротин, халькопирит и пирит. Клинопироксениты. Клинопироксениты относительно редкие горные породы, но с точки зрения россыпей клинопироксенит является весьма продуктивной породой на минералы платиновой группы. Породы темно-серые, преимущественно, грубо и крупнозернистые. Текстура массивная или линейная, кристаллы клинопироксена линейно ориентированны. Структура призматически-зернистая или сидеронитовая (косьвиты). Главный минерал – клинопироксен, 44 представленный диопсид-геденбергитом (Di92-65-He35-8). Иногда сРx может быть представлен авгитом, тогда такая порода будет называться авгититом. Акцессорные минералы: титано-магнетит, ульвошпинель, магнетит замещается ильменитом и гематитом, хромит, апатит, плеоонаст, сульфиды. Иногда содержание магнетита достигает 30%, на Урале такие клинопироксениты называются косьвитами. Вторичные минералы: по сРx развиваются псевдоморфозы актинолит-тремолита, хлорит, эпидот, цоизит. Из Кочконарских клинопироксенитовых сульфидов добывают платиноиды, в частности палладий. Ультрамафиты щелочного ряда. В минеральном отношении они состоят из нефелина, редко лейцита, клинопироксена, а также могут встречаться биотит, флогопит. Распространенность щелочных пород низкая около 1% всех магматических пород. Щелочные ультрамафиты 0,2% от 1% щелочных пород. Форма залегания небольшие интрузивные тела - кольцевые массивы, штоки, дайки, покровы, потоки. Ассоциации: 1 Ассоциация щелочно-ультраосновных пород (Ковдорский комплекс - Карелия, МаймечаКотуиская и Восточно-Алданская провинция). 2 Кимберлиты (Архангельская провинция, Трансваальская провинция (ЮАР), Якутская провинция). 3 Нефелиновая ассоциация – эффузивная ассоциация (Восточная Уганда, Западная Кения) Эффузивные разновидности. Нефелиниты – порфировые горные породы, зеленовато-серого почти до черного цвета. На фоне основной массы выделяются порфировые вкрапленники нефелина, прямоугольной или квадратной формы в количестве до 60%, цвет вкрапленников может быть разный, в зависимости от вторичных изменений. Под микроскопом нефелиниты на 40 – 60% состоят из нефелина, и на 30 –50% из клинопироксена, который представлен эгирин-диопсидом или эгирин-авгитом, т.е. нефелиниты – высокощелочные породы, что указывает на присутствие большого количества второстепенных минералов, таких как оливин, гаюин (минерал голубого цвета, изометричная форма зерен, полоска Бекке отрицательная, двупреломление 0,030), нозеан (бесцветный минерал, форма зерен 45 изометричная, полоска Бекке отрицательная, двупреломление 0,020) – эти минералы присутствуют во вкрапленниках, т.е. первично ранние ликвидусные разновидности. В виде второстепенных минералов также могут находиться: мелилит, лейцит, волластонит, КПШ, роговая обманка (щелочная, либо полущелочная). Нефелиниты содержат много акцессориев (апатит, циркон). Жильные разновидности Кимберлиты. Кимберлиты образуют небольшие тела трубки, диатремы, и в плане имеют изометричную форму (Рис.19). Трубки имеют небольшую площадь (трубка «зарница» имеет размеры 60*70 м) на глубине они выклиниваются. Довольно характерны кимберлитовые дайки (Сйера–Лионе, берег Слоновой кости), которые развиваются по системе тектонических трещин: Рисунок 19 Для кимберлитов также характерны силлы (Танзания, силл Мвадум, мощность 1м, Бенфоитейл, площадью 5 км, мощность 1м). Известны случаи когда диатермы с глубиной переходят в дайки, глубина не большая, порядка первых сотен метров .Например: диатерма Св. Августин (ЮАР) на глубине 244м, переходит в маломощную дайку; трубка Кимберии переходит в дайку на глубине 1 м, Де Бирз тоже переходит в дайку на глубине 732 м. Возраст кимберлитов варьирует от древних (1 млрд. лет – тр.Премьер, ЮАР) до молодых (90млн.лет вулкан Брукарос) . Кимберлиты - порфировые породы, в которых содержание вкрапленников оливина варьирует от 30% до 80%.кроме оливина присутствует пироп, флогопит, пикроильменит. Содержание алмазов в этих породах составляет 0,000001% от объема этих пород. Концентрация алмазов в ЮАР достигает 0,1-0,2 карат /т. По набору вкрапленников кимберлиты разделяются на: 1 Оливиновые кимберлиты, в которых во вкрапленниках присутствует только оливин. 2 Пикроильменитовые кимберлиты, кроме оливина присутствует и пикроильменит. 3 Пироповые ильмениты, помимо оливина присутствует пироп 46 4 Флогопит - пиркоильменитовые кимберлиты, кроме оливина присутствует флогопит и пикроильменит. 5 Пироп - пикроильменитовые кимберлиты, в которых встречается и оливин, и пироп, и пикроильменит. 6 Флогопитовые кимберлиты вкрапленники представлены крупными кристаллами флогопита 7 Пироп – флогопит - пикроильменитовые кимберлиты, в которых встречаются пироп, оливин, пикроильменит, флогопит. Вкрапленники оливина обладают обломочной формой, разными размерами и плохой сортировкой, что не характерно для магматических вкрапленников (Теоретически: кимберлитовая лава транспортировала оливин и алмазы из мантии). Кимберлиты подразделяются на два типа: 1 Базальтоидный (алмазоносный) 2 Лампрофировый (слюдяной), признаком этого типа является наличие флогопита. Кимберлиты - очень измененные породы (метасоматиты, серпентиниты). Исходных минералов остается около 20 %, остальные породы – замещенные. Оливин в основной массе является первичным минералом. Вторичные минералы: кроме серпентина обнаружены кальцит, хлорит и флогопит. Типоморфные минералы: алмаз, пироп, монтичеллит. для кимберлитов характернотобилие акцессориев: ильменит, магнетит апатит, перовскит, хромшпинелид. Структура этих пород панидиоморфнозернистая. Если в породе присутствует кальсилит, то это признак высокой алмазоносности кимберлитов. Плагиоклаз указывает на низкую алмазоносность. Наличие санидина является отрицательным признаком. В кимберлитах присутствует довольно большое кол-во редких земель, титановых фаз, которые также являются одним из показателей алмазоносности кимберлитов. При оценки алмазоносности необходимо учитывать минеральный состав акцессорных фаз. Как правило, во всех кимберлитовых трубках присутствует большое кол-во чуждых включений. Особый интерес имеют мантийные породы или мантийные включения. В количественном отношении в мантийных включениях преобладают пироповые лерцолиты, а также гранатовые дуниты, гранатовые пироксениты, эклогиты. Самые глубинные пикроильменитовые включения, которые содержат оливин и флогопит. Существуют такие включения, которые на 70% имеют алмазный состав. Алмазы редко встречаются во включениях эклогитов и пироповых лерцолитов. Лампроиты. Лампроиты – калиевые (лейцитовые) алмазоносные горные породы. Лейцитовые лампроиты представляют собой диатермы с узким подводным каналом и резко расширяющимся кратером, для них характерна генетическая связь с кимберлитами. 47 Для лампроитов очень характерны мантийные включения в виде шпинеливых и перидотитовых дунитов. Эти породы имеют порфировую структуру, в разных лампроитах разные вкрапленники. По составу различают: 1 Фицроит – вкрапленники представлены лейцитом и флогопитом, а также может быть и оливин. 2 Седриситы – во вкрапленниках лейцит и диопсид, может быть, а может и не быть оливин. 3 Макелит содержит во вкрапленниках лейцит, магнофорит (калиевый рихтерит (НЬ)), диопсид, флогопит, возможет оливин. 4. Волжедит – вкрапленники: лейцит и магнофорит, может быть оливин. 5 Вайомингит – вкрапленники: лейцит, диопсид, флогопит, и оливин, которого может и не встретиться. Второстепенным минералом, прежде всего, может являться оливин, представленный форстеритом 92 – 77 (0 – 15%), клинопироксен, представленный в основном диопсидом 91 –85, а также в меньшей степени геденбергитом 9 – 15, флогопит (тетроферрифлогопит, который обладает турмалиновой схемой адсорбции и обычно зонален: в центре слабо окрашен, по перефирии – коричневая окраска, содержит Ti), небольшое кол-во ортопироксена, санидин, вулканическое стекло, а также калиевый рихтерит (плеохроирует от лимонного до розового). Акцессорные минералы: апатит, хромшпинелид, перовскит, ильменит, алмаз. Типоморфный минерал: прайдерит (К, Ва)(Ti,Fe)8O13 Интрузивные Разиовидности Рисунок 20 Якупирангит. Эта порода макроскопически темно-зеленого или черного цвета. Структура среднезернистая. Текстура массивная, иногда на6людается трахитоидность, линейность, иногда полосчатость. Содержание клинопироксена 70 - 80%, часто встречается оливин 0-10% нефелин 0—10%, много второрстепенных минералов: биотит, флогопит, апатит, меланит (гранат), перовскит? титаномагнетит? амфиболы (бурая роговая обманка), титанит, ильменит, пирит, пирротин. Вторичные минералы по нефелину: 48 Название Полоска Бекке Ng-Np 1 цеолиты - низкие 2 содалит - изотропные 3 канкринит - высокие 4 кальцит + перламутровые 5 анальцим (двойники) - Клинопироксен (диопсид-авгит) представлен диопсидом 88-73% геденбергитом 3-8%, эгирином 1-5%. Порода бледно-зеленого цвета, т.к слегка щелочная (эгирин- 5%). Структура призматическая, панидиоморфнозернистая, иногда гипидиоморфная. Если в породе присутствуют: лейцит, то лейцитовый якупирангит, авгит то авгитовый якупирангит, если эгирин-диопсид, то эгирин – диопсидовый якупирангит. Мельтейгит. В этой породе много клинопироксена 40-70%, меньше нефелина 40-50%, оливина 0-10% (если оливин присутствует, то порода будет называться оливиновый мельтейгит). Зональность клинопироксена выражена резче. Ядро клинопироксена представлено авгитом, может титан-авгитом (коричневый цвет, структура песочных часов), может диопсид-авгитом. Мельтейгит более щелочная порода, чем предыдущая, т.к нефелина 40-50%. Рис. 21 Ийолиты. Ийолиты – редкие породы (массив Маган, площадь 40 км) Ийолиты макроскопически отличаются от предыдущих обликом, они пестро цветные, содержащие много цветных минералов. Структура средне зернистая. Порода на 50% состоит из нефелина, на 20%-40% из клинопироксена. Квадратные и прямоугольные сечения видны макроскопически (в образце) (Рис. 21). Обладают оттенками нефелина: светло серыми, а под влиянием вторичных замещений принимает зеленовато-серую окраску, если замещается цеолитом то красную. Клинопироксен – макроскопически черный и представлен диопсид-авгитом, эгирин-авгитом, диопсид-авгитом, эгирин-геденбергитом, эгирином. Второстепенные минералы: амфибол, а также вторичные минералы по нефелину. Акцессорные: апатит (до 20%), сфен, титано-магнетит, перовскит, меланит. 49 Уртит. Уртит сырье на алюминий. Горные породы состоят на 70 – 80% из нефелина, на 10 – 20% из клинопироксена, а также из сфена, апатита, титаномагнетита. Макроскопически порода светло-серая, среднезернистая, окраска определяется вторичными изменениями нефелина (может быть зеленым, красным, розовым) сечения нефелина могут быть квадратными или прямоугольными. Структура гипидиоморфнозернистая агпаитового типа, т.е. нефелин обладает большим идиоморфизмом по сравнению с фемическими минералами.. Месторождения: Кузнецкий Алатау (Красноярский и Ачинский комбинаты) и Забайкалье. Миссуриты – редкие породы, калиевые аналоги мельтейгитов. Породы состоят на 40-60% из клинопироксена, на 10-30% из лейцита, на 0-10% из нефелина. Второстепенные минералы – флогопит 0-10% и анальцим (вторичный минерал по нефелину). Сыннырит – порода калиевого ряда, аналог уртитов, но вместо нефелина присутствует псевдолейцит. Псевдолейцит – псевдоморфоза ортоклаза и кальсилита по лейциту (КаАlSiO4). 80% породы составляет псевдолейцит, 15% - ортоклаз, всего 3% - нефелин и биотит - 3%. Глиммерит состоит из крупнокристаллического флогопита, размеры до нескольких см. Высокое содержание бария и титана. Оливин и клинопироксен во флогопите в виде реликтов, под микроскопом. Образуются под платформами, в верхней мантии. Эта порода щелочная калиевого ряда. Карбонатиты. Карбонатит – магматическая карбонатная порода, состоящая из кальцита и доломита. Встречаются второстепенные минералы: магнетит (типичный акцессорный), флогопит, роговая обманка, апатит, пирохлор, колумбит. Очень много второстепенных минералов накапливается при разрушении карбонатитов в коре выветривания. С карбонатитами связаны крупнейшие месторождения редких и рассеянных элементов. Разновидности карбонатитов Севиты – кальцитовые карбонатиты. Макроскопическая порода светло- серого, белого цвета, крупно и средне зернистые. В этой породе присутствует низкожелезистый кальцит, который флюоресцирует в ультрафиолете розовым светом. В виде второстепенных минералов присутствует: магнетит, апатит, биотит, эгирин иногда: пирохлор, сфен, ортоклаз, плагиоклаз. Содержание апатита может достигать 30% . Альвкиты – кальцитовые карбонатиты, в которых кальцит присутствует в виде ромбоэдров зонального строения, что для него не характерно. 50 Акцессорные минералы: магнетит, апатит, флюорит, пирохлор, барит, андрадит, мелилит. Апатит присутствует в довольно больших количествах. Бефорситы – доломитовые карбонатиты. Карбонатиты смешанного состава. Эти карбонатиты состоят из кальцита и доломита, их очень трудно определить. Минералогический состав, определяют состав способом окрашивания, рентгеновским и другими способами Феррокарбонатиты – среднезернистые породы бурого цвета и черного цвета, богатые железом, которое присутствует в виде пластинок магнетита. По трещинам спайности кальцита развивается магнетит, гематит, лимонит. Для этих пород также характерен барит и флюорит. Феррокарбонатиты – исключительно важные породы, которые образуют небольшие магматические тела. Химический состав ультрамафитов 1 Для изображения мимического состава используется диаграмма AS (Рис.11) 2 Наиболее, представительный комплекс ультрамафитов изучен в районе хромитоносного и платинаносного пояса Урала. Средний химический состав ультраосновных пород (в массовых %). 1 Дунит-платиноносный пояс Урала 257 анализов 2 Гарцбургиты хромитоносного пояса Урала 310 анализов 3 Лерцолиты хромитоносного пояса Урала 27 анализов 4 Клинопироксениты хромитоносного пояса Урала 29 анализов 5 Коматииты 2 анализа 6 Меймечиты 3 анализа 7 Якупирангиты 5 анализа 8 Ийолиты 3 анализа 9 Уртиты 4 анализа 10 Кимберлиты 5 анализов 51 Таблица 4 Средний химический состав ультраосновных пород (в массовых %) 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 SiO2 40.09 43.35 45.43 49.28 42.22 37.08 39.63 42.58 43.27 31.45 TiO2 0.01 0.01 0.07 0.26 0.31 1.34 3.15 1.41 0.89 1.97 Al 2O3 0.75 2.34 3.46 2.40 2.95 1.57 8.36 18.46 27.82 3.57 Fe 2O3 5.06 5.28 4.83 3.39 - 5.02 7.49 4.01 2.95 9.21 FeO 3.66 3.56 5.26 4.08 9.60 6.59 7.71 4.19 1.15 9.21 MnO 0.19 0.11 0.12 0.09 0.15 0.17 0.23 0.20 0.12 - MgO 49.29 42.24 35.55 20.81 30.16 37.69 9.35 3.22 0.49 26.53 CaO 0.19 0.38 4.51 19.10 4.46 2.97 19.85 11.38 2.89 9.85 Na2 O 0.04 0.06 0.51 0.24 0.18 0.20 2.02 9.55 14.10 0.27 K2 O Сл. 0.008 0.01 0.05 0.04 0.10 0.70 2.55 4.80 1.25 H2 O - - - - - - 0.79 0.55 1.05 - P 2 O3 - - - - - - 0.99 1.52 0.47 0.89 CO2 - - - - - - - - 0.36 5.94 Элементы примеси. Таблица 5 Элементы группы железа (г/т). 1 2 3 4 5 6 Cr 3900 2740 2500 1800 2330 2330 - 49 - 1100 Ni 1120 2000 1900 240 1996 2130 - 28 - 1050 Co 130 110 90 60 224 110 - 29 - 77 V 10 10 10 4 120 - 422 - 120 - 7 8 9 10 52 Таблица 6 Распределение элементов платиновой группы в дунитовых платиноносных массивах (мг/т). Массивы Pt Pd Pt пояс Урала 40.6 0.07 - Кондерский 78.0 28.0 10.0 Вайкаро-Сыньинский 13.6 15.2 1.2 Бушвелдский 30.4 - 2.9 Гуд-Ньюс-Бей 160 40.0 Rn Ru Os - 4.0 - 7.0 - Ir - 3.0 - - Au 31.0 - - - - - - 60 0.7 - Максимальные концентрации Сr содержат ультрамафиты, в целом 0.2 масс.%. Чем больше содержат Mg тем больше Сг. Носителем Сг являются хромшпинелиды. Максимальное содержание Ni (0.2 масс.%) в ультраосновных породах. Носителем Ni является главным образом пентландит. Носителем Sc является Срх. Максимальная концентрация элементов платиновой группы наблюдается в ультрамафитах. Также кларк Au в ультрамафитах выше, чем в гранитоидах. В щелочных ультрамафитах наблюдаются две серии: 1 Калиевая 2 Натриевая Натриевая серия, как правило, обогащена повышенными концентрациями С, Ru, Li, Р, Ва, Sr, Тr, U, Nb, Ta и редких земель. Калиевая серия характеризуется более высокими концентрациями Li, Ru, U (парагенезис с Au), Сs. Для щелочных ультрамафитов титан является таким же индикатором, как и щелочь. По Мg также возможно подразделение ультрамафитов. Таблица 7. Основные характеристики геохимических типов ультрамафитов. Геохимический Железистый Общая MgO Cr2O3 Ni Cr тип Ol Железистая часть ----------- TiO2 Co V 4-5 До 0.1- 240-180 >10 >100 2= Fe Fe Магнезиальный Менее 14 3= Более TiO2 FeO TiO2 Fe 9 10-12 Железистый Al2O3 0.2 >14 <9 <4 0.1-0.4 15-100 >10 >50 >14 <6 <1 >0.4 15-40 0.3-1.5 <25 10-12 Железисто- 10-12 титанистый реже 15-17 53 По содержаний МgО и отношению Al2O2 \TiО2 среди коматиитов выделяются Барертонский и Йллгарский типы. В принципе это можно делать и для остальным ультрамафитов. Для разделения ультрамафитов используют также простые дискриминационные диаграммы в следующих координатах: МgО / Тi02 , Ni /Со, Fе / Мn, Сг2 О3, TiO2 (рис 22). Рисунок 22 - Дискриминационная диаграмма Cr2O3, TiO2 Также в большом ходу классификация по редкоземельным элементам (рис 23). Характерные типы распределения редких земель в ультраосновных породах. 1,2- дуниты; 3, 4 – гарцбургиты Рис 23. классификация ультрамафитов по редкоземельным элементам 54 Происхождение ультраосновных пород. Происхождение ультраосновных пород удобно рассматривать на формационной основе. Например, для выплавления коматиитов предложены две модели: 1. Обширное плавление магматического субстрата. 2. Частичное высокобарическое плавление. В соответствии с первой моделью коматиитовые расплавы были высоко температурными, 1600 – 1800 ºС, и имели низкую вязкость, 0.05 – 1.25 пуас. Коматиитовые расплавы образовались при 50% плавлении мантийного лерцолита (Т = 1750 - 1825 ºС, Р =35 - 37 Кбар. Такие магмы обладают большим перегревом и поэтому обладают большой ассимиляционной возможностью. При таких высоких температурах магмы могут расплавить очень большое количество вмещающих пород. Для образования некоторых ультраосновных пород очень интересны некоторые системы, например оливиновая. В ходе кристаллизации этой системы периферические зоны обогащаются Fe2SiО4 (железистым фаялитом, более низкотемпературным). При высоких давлениях система из перетектической становится эвтектической. Кимберлиты отличаются от выше описанных пород, во первых, повышенным количеством К, во вторых, высоким содержанием мантийных включений, в том числе алмазов, которые указывают на высокие давления при образовании магмы. Основные горные породы. Различаются породы нормального и щелочного ряда. Породы нормального ряда Главные минералы: основной плагиоклаз (лабрадор-анортит), клинопироксен, ортопироксен, также иногда может присутствовать оливин. Классификация пород нормального ряда представлена на Рис. 24. 55 1. Анортозиты (плагиоклазиты, лаблодариты) 2. Лейкократовое габбро 3. Габбро 4. Мелонократовое габбро 5. Плагиоклазовые клинопироксениты 6. Лейкократовые габбро-нориты 7. Габбро-нориты 8. Мелонократовые габбро-нориты 9. Плагиоклазовые вебстериты 10. Лейкократовые нориты 11. Нориты 12. Мелонократовые нориты 13. Плагиоклазовые нориты 13. Плагиоклазовые ортопироксениты Поля 1,3,7,11 наиболее важные. Рис. 24 -Треугольник Штренайзера Распространенность. Распространенность основных горных пород космическая. Они были обнаружены на Луне и Марсе, а также на Земле все океанические области заполнены базальтами. На континентах встречаются платформенные и геосинклинальные ассоциации базальтов. Континентальные: 1 Трапповые формации (плато-базальты, флут-базальты) характерны для платформ. Из наиболее крупных формаций можно отметить траппы Сибирской платформы, имеющие возраст P - T. Трапповые формации имеют два уровня: Интрузивные траппы Эффузивные траппы 56 Таблица 8 Мировые трапповые формации. Название Возраст площадь 1 Провинция Кюино 1.2-1.05 млрд. лет >1*10км 2. Сибирская платформа (Россия) P-T 248-216 млн. лет >15*10 км 3. Карро (ЮАР) T-J 4. Р. Парана (Бразилия) J-K 149 -119 млн. лет 12*10 км 5. Траппы екана(Индостан) N 65-50 млн. лет 5*10 км 6. Плато Колумбия (США) Q 16-6 млн. лет 2*10 км оз. Верхнее (США) 149-119 млн. лет 1.4*10 км 2 Анортозитовая формация 3 Перидотит-ортопироксенит-норитовая формация - формация расслоенных массивов. Геосинклинальные: 1. Инециальные базальты - базальты которые начинают цикл геосинклинального развития. 2. Финальные базальты заканчивают геосинклинальный цикл. Из числа интрузивных формаций представляет особый интерес дунит- клинопироксенит габбровая формация (платиноносные Уральские массивы). Базальты резко доминируют над другими вулканическими породами Земли. Эффузивные разновидности. Разновидности нормальных базальтов. Толеиты (толеитовый базальт). Распространены в составе трапповой формации. Их разделяют по нормативному кварцу, который получается в результате пересчета по системе CIPW. Оливиновый базальт. Это афировая разновидность базальтов, то есть не имеющая порфировой структуры. Под микроскопом видны вкрапленники Ol (около 10%), представленного форстеритом 82-60, довольно железистый. Содержит нормативный Ol. Гиперстеновый базальт. Присутствует нормативный энстатит и гиперстен, нормативный кварц и оливин отсутствуют. Пикробазальты. Высокое содержание Ol (10-60%), много Cpx (15-25%) и Opx (15%), осн. Pl менее 40%. Цветных минералов всегда больше чем плагиоклаза. Анкаротриты и океаниты. Низы базальтовых серий Арапахиты. Содержание титаномагнетита в породе составляет более 50%. Плагиобазальты. Содержат во вкрапленниках много Pl. 57 Нормальные базальты по тектоническому признаку делятся на континентальные и океанические. Континетальные базальты разделяются на: базальты рифтовых зон и базальты офеалитовых комплексов. Океанические базальты разделяются на: базальты океанических плато, базальты срединных океанических хребтов, базальты океанических островов, а также выделят базальты островных дуг. Океанические базальты хорошо отличаются от континентальных по содержанию К 2О (Рис. 25). Рис 25 - Содержание K2O в базальтах Базальты - массивная афировая порода, черная или зеленовато-черная, иногда пористая либо миндалекаменная, обладает интерсертальной (базальтовой) структурой (Рис. 26). Рис 26 - Интерсертальная структура Вулканическое стекло изотропно, бурого цвета, с отрицательной полоской Бекки. В качестве фенокристаллов присутствуют: рудный минерал - магнетит, иногда Ol, Opx, Cpx, осн.Pl. Вторичные изменения: оливин слабо замещается индинкситом, боуленгитом и серпентином. Акцессорные минералы: магнетит, апатит, ильменит, шпинель, хромит. Лунные базальты. Лунные базальты - кайнотипные породы, покрывают 17% поверхности луны обьем 10м. возраст 3,5 -4 млрд. лет. 58 Эти породы имеют интерсертальную структуру, как и на земле, но содержание Pl 25-30% и он более основной - анортит 75-96. Клинопироксен представлен пижонитом, титан-авгитом. Оливин более железистый (фаялит 30-50%). Вместо кварца встречается тридимит, и кристаболит. Породы богаты железом и титаном, и относятся к титан-железистым базальтам. Содержания натрия и воды ниже чем у земных базальтов. Лунные базальты бедны калием, ураном, рубидием, цезием, и торием. Палеотипные разновидности. Базальтовый порфирит. Такие базальты содержат большое количество вторичных минералов: Pl замещается альбитом, эпидотом, цоизитом, хлоритом, серицитом. По Cpx развиваются актинолит-тремолит, тальк и карбонатные породы. Базальтовые порфириты характерны для геосинклинальных областей. Спилиты. Спилиты обладают спилитовой структурой. Спилиты распространены в виде подводных излияний, иногда в виде подушечных или шаровых лав. Жильные разновидности пород нормального ряда. Главные разновидности: долериты и диабазы. Долериты присутствуют преимущественно на платформах, а диабазы в подвижных складчатых областях. Они слагают низы трапповой формации. Долериты - кайнотипные породы, т.е. свежие породы которые не подверглись изменениям. Диабазы - измененные долериты. Долериты. Долериты - среднезернистые породы с равномерной зернистой структурой. Макроскопически темно-серого, зеленовато-серого цвета, на выветренных поверхностях хорошо видна офитовая структура. Их состав соответствует составу габбро, т.е. состоят из осн. Pl (лабрадор + битовнит), процентное содержание как в габбро (50-60%), и остальное авгит. Второстепенные минералы: оливин, представленный гиалосидеритом (Fo 73-60), порода в этом случае будет называться оливиновый долерит. Ортопироксен присутсвует в виде бронзита. Акцессорные минералы: Титано-магнетит, апатит, иногда отмечается микропегматит, тогда порода будет называться конга-диабазом. Встречается и пижонит (Cpx) с небольшим углом оптических осей 20-30º. Структура офитовая, в периферических частях она переходит в мелкозернистую. Диабазы. Представляют собой измененные долериты, где содержание вторичных минералов 30-100%. Основной плагиоклаз изменяется как в габбро, подвергается альбитизации, 59 соссюритизации и серицитизации. Клинопироксен также подвергается изменениям, т.е. Cpx замещается тремолит-актинолитом. Офитовая структура сохраняется. Долериты и диабазы самые распространенные породы, но иногда встречаются: Микрогаббро. Распространены в интрузивных массивах, имеют габбровый состав и мелкозернистую габбровую структуру. Габбропорфириты. Они слагают дайки и жилы среди интрузивных массивов, структура порфировая, во вкрапленках Cpx (авгит) и осн Pl. Габропегматиты. Состоят из осн. Pl и Cpx, образуют линзы, дайки, небольшие, подобно габбровым массивам. Отличаются гиганто-крупнокристаллической структурой. Много сульфидов и вторичных минералов. Магнетитит. Состоит на 50% из магнетита, который имеет магматическое происхождение, а остальные минералы это: Ol, Opx, Сpx , осн.Pl., а из числа полезных акцессорных минералов обнаружены: апатит, а также сульфиды: пирит, халькопирит и др. Магнетит- руда на титан плюс высокая концентрация ванадия. Интрузивные разновидности нормального ряда. Нориты. Горные породы макроскопически зеленовато-серого, серого цвета, обычно среднезернистые, полосчатой и массивной текстуры. Под микроскопом состоит из осн. Pl (лабрадор, битовнит) на 35- 65 %, и на 10 - 60 % из ортопироксена, представленного бронзитом, реже гиперстеном и энстатитом. Плагиоклаз всегда преобладает над ортопироксеном. Второстепенные минералы: Оливин (хризолит, форстерит 85-30) 5 - 35 %; Клинопироксен (авгит, диопсид, титан-авгит) до 5 %; Редко: роговая обманка (бурая, зеленоватобурая), биотит, кварц, микроклин. Акцессорные минералы: Апатит, магнетит, ильменит, может присутствовать циркон. Обязательно сульфиды: пирротин, пентландит, халькопирит, пирит. Пирротин и пентландит содержат платиноиды. Структура чаще призматически-зернистая, но может быть офитовой или габбровой. Разновидности: оливиновые нориты, меланократовые и лейкократовые нориты. Габбро – порода макроскопически зеленовато-серого цвета с массивной реже полосчатой текстуры. Под микроскопом она состоит на 50 - 60 % из осн. Pl (лабрадор, битовнит, анортит (в земных породах практически не встречается)), на 35 - 50 % из клинопироксена, представленного авгитом, диопсидом, титан-авгитом. 60 Второстепенные минералы такие же, как и у норитов: Ol, Cpx, редко Bi, Q, бурая титанистая Hb. Габбро, которые содержат анортит, называются эвкритами. Акцесорнве минералы, как у норитов: Ap, Mt, Ilm, а также циркон. Процессы вторичных изменений: 1. Плагиоклаз замещается эпидот-цоизитом, такая порода будет называться соссюритовое габбро. 2. По клинопироксену – тремолит-актинолит. 3. Оливин замещается серпентином. 4. По оливину могут развиваться боуленгит(зеленого цвета) и эденгсит (коричневый цвет). Структура габбровая, иногда офитовая (Pl – идиоморфен, Cpx – ксеноморфен). Габро-нориты. Ортопироксен и клинопироксен присутствуют в одинаковых количествах, а в остальном состав породы такой, как и габбро. Троктолит. Текстура породы полосчатая. Цвет серый или зеленовато-серый. Макроскопически можно наблюдать крупные черно-бурые выделения плагиоклаза и оливина. Под микроскопом на 35-65% состоит из осн. плагиоклаза (80-50) и на 35-65% из оливина. Второстепенные минералы: клинопироксен (авгит, титан-авгит, пижонит) и ортопироксен (гиперстен). Вторичные минералы: серицит и пренит – развиваются по плагиоклазу. Структура габбровая. Разновидности: алливалит (если Pl представлен анортитом), а также лейкократовые (небольшое содержание цветных минералов) и меланократовые (много цветных минералов). Анортозиты. Эти породы обычно слагают гигантские массивы: Джуджурский хребет, Ангола (массив Кунэна) - на 2 тыс. км. вытянут по широте, Гренландия (Фикинессет). Анортозиты - древние породы, возраст нижний протерозой (1.7-1.2 млрд. лет). Анортозиты обнаружены на Луне. Предположительно, что оболочка Луны имеет анортозитовый состав. Макроскопически порода серого, молочно-белого, иногда черного, розового цвета. Крупнозернистая и грубозернистая структура, с порфировидными выделениями Pl. Текстура трахитоидная (ориентированная). Различают лабрадориты, плагиоклазиты, андезититы. Анортозиты- это лейкократовые горные породы на 80 - 90 % состоят из основного плагиоклаза(50-60). Второстепенные: Cpx (авгит), Opx (гиперстен-бронзит), Ol. Вторичные: мусковит (по Ol), эпидот-цоизит, кальцит, кварц. В процессе вторичного изменения клинопироксен замещается амфиболом (тремолит) и хлоритом. 61 Акцессорные: магнетит, ильменит, рутил, брукит, сульфиды (халькопирит, пирротин, пирит). Структура: призматически-зернистая, панидиоморфная (нередко аллотриморфная). Основные породы субщелочного и щелочного ряда (Щелочные габброиды и базальтоиды). Минеральный состав: Основной плагиоклаз, клинопироксен, КПШ, нефелин или лейцит, не редко встречается и ортопироксен со щелочными минералами. Эффузивные разновидности Щелочные базальтоиды. Базальты весьма разнообразные по составу магматические горные породы. Наряду с нормальными базальтами выделяют группу щелочных или трахибазальтов, т.е. базальтов с повышенным содержанием Na и K. Щелочные базальты содержат вместо лабрадора олигоклаз и называются муджиеритами. Если плагиоклаз представлен андезином, то эти породы носят название – андезиновые базальты или гаваиты. Если в базальтах присутствует КПШ в виде санидина, ортоклаза или анортоклаза, то мы имеем дело со щелочными базальтами калиевого ряда, и они называются шомонитами. Хотя в этих породах щелочность выражена не ярко, в них иногда все же встречаются цветные минералы с признаками щелочности. Пироксен представлен титан-авгитом. Собственно щелочные базальты. В собственно щелочных базальтах обязательно должен присутствовать какой либо фельдшпатоид (нефелин, лейцит, содалит, гаюин, нозиан, цеолиты, конкриниты). Тефриты. Тефриты являются эффузивными аналогами тералитов, поэтому их минеральный состав соответствует минеральному составу тералитов. В качестве фельдшпатоида, также как и в тералитах, присутствует нефелин, кроме того содалит, нозиан, гаюин. Обычно отмечается присутствие оливина. Если присутствует лейцит, порода будет называться лейцитовый тефрит (порода калиевого ряда). Нефелиновый трахибазальт. Нефелиновый трахибазальт является эффузивным аналогом эссексита, отличается от тефрита наличием КПШ, причем КПШ представлен, как ортоклазом или санидином, так и анортоклазом. Лейцитовый трахибазальт. Лейцитовый трахибазальт является калиевым аналогом нефелинового трахибазальта, но место нефелина занято лейцитом. 62 Na2O + K2O, масс. % SiO2 , масс. % I – щелочные базальты с наиболее высоким содержанием щелочей II – субщелочные базальты III – базальты нормальной щелочности Рис. 27 - Дискриминационные диаграммы для базальтоидов Базальты: TiO2 1 СОХР (MORB) – средние океанические хребты 2 Островные дуги 3 Океанические острова. MnO*10 P2O5*10 Таблица 9 БАЗАЛЬТЫ K/Rb K/Ba Ba/Zr р.Колумбия 500 13 2.6 Деккана 350 20 0.6 р. Парана 500 20 MORB 600 30 1.0 63 Pb207/Pb204 1. Гавайские острова Pb206/Pb204 Na143/Na144 1. Гавайские острова Sr87/Sr86 Cобр/CC1 Базальты имеют хондритовый тип распределения редких земель. 64 Рисунки 27,28,29,30,31,32 - Распределение элементов в базальтах: Таблица 10 Базальты океанов и континентов эл-ты ОКЕАНЫ КОНТИНЕНТЫ редкие щелочи, г/т Li 1-6 11 Rb 2 0 - 30 щелочные земли Sr 120 410 Ba 43 200 редкие земли La 4 7.7 Sm 3.5 4.1 Y 21 – 32 24 элементы с большим радиусом и зарядом Zr 86 100 Nb 1.5 – 5.0 8 – 11 элементы группы железа V 290 250 Cr 318 160 Co 50 46 Ni 110 85 65 Насыщение континентальных базальтов редкими землями, щелочными землями, редкими щелочами происходит в процессе подъема магмы из мантии. Жильные породы Камптониты. Для них характерно наличие цветных идиоморфных минералов во вкрапленниках. Кроме оливина, который стоит на первом месте, вкрапленники представлены титан-авгитом, коричневым баркевикитом и биотитом. Небольшие призмы баркевикита присутствуют в основной массе в количестве 40 – 50% вместе с призмами титан-авгита. Плагиоклаз, в основной массе, присутствует также в количестве 40 – 50%. Генетически камптониты связаны с нефелиновыми сиенитами. Мончикиты. В основной массе мончикиты содержат большое количество вулканического стекла, состав вкрапленников такой же как и в камптонитах. В вулканическом стекле наблюдаются микролиты плагиоклаза, клинопироксена, лейцита, содалита, нозиана, анальцима, а также нефелина и мелилита. В таких породах иногда встречаются мантийные включения, такие как в кимберлитах. Интрузивные разновидности. Тералит (нефелиновое габбро). Тералит состоит из основного плагиоклаза (лабрадор – битовнит), количество которого колеблется от 20 до 80%, в среднем 25%. Клинопироксен представлен титан-авгитом, содержание которого варьирует в широких пределах: от 10 до 80%, но в среднем 25%. Довольно высокое содержание нефелина 20 -25%, но иногда оно доходит и до 60%. Нефелин нередко ксеноморфен. Из второстепенных минералов можно отметить оливин, титанистую роговую обманку – керсантит, которая образует реакционные каймы вокруг титан-авгита, а также биотит. Довольно много акцессорных минералов, таких как титаномагнетит, апатит, сфен (титанит). Также много вторичных минералов, чаще всего по нефелину. Из типичных вторичных минералов по нефелину можно отметить содалит, анальцим, цеолиты. Структура тералитов гипидиоморфная, иногда похожа на офитовую. Эссексит (щелочное габбро). Состоит из среднего плагиоклаза (андезин, изредка лабрадор) в количестве от 30 до 60%, клинопироксена, который может быть различного состава (эгиринавгит, диопсид-авгит) его содержание варьирует от 30 до 60%. Весьма характерны зеленые каймы эгирин-авгита вокруг титан-авгита. КПШ представлен ортоклазом, реже микроклином, содержание колеблется от 10 до 30%. Иногда присутствуют фельшпатоиды – нефелин, содалит, 66 анальцим, причем и содалит и анальцим могут быть как первичные, так и вторичные. К титанавгиту следует добавить такие цветные минералы, как керсантит, баркевикит (коричневая роговая обманка), гастенгсит, биотит, представленный лепидомиланом, эти минералы образуют реакционные структуры (внешние реакционные каймы). Минеральный состав также очень удобно изображать на диаграмме (Рис.34) Рис. 33 Из акцессорных минералов следует отметить магнетит, апатит, сфен (титанит). Количество акцессориев может достигать 5%, это связано с тем, что магма, из которой выплавляются эти породы, чрезвычайно богата летучими компонентами. Структура гипидиоморфная, причем КПШ присутствует в ксеноморфных промежутках. Шонкинит (меланократовые сиениты). Состоит из клинопироксена, который обычно представлен авгитом или диопсид-авгитом, содержание которого варьирует в широких пределах, от 10 до 80%, но в среднем около 50%. По клинопироксену развивается, образуя реакционные каймы, роговая обманка, представленная гастенгситом (натриевый полущелочной амфибол). КПШ, обычно ортоклаз, но иногда и санидин (высокотемпературная модификация), присутствует в количестве 10–80%, но в среднем около 20%. Может присутствовать лейцит, а также псевдолейцит (псевдоморфозы ортоклаза и нефелина по лейциту). Акцессорные и вторичные минералы такие же как и у эссексита. Для шонкинита характерна пойкилитовая структура, где КПШ является кристаллом хозяином, а зерна клинопироксена присутствуют в нем в виде включений. средние горные породы нормального ряда. Введение. Средние горные породы состоят из среднего плагиоклаза (андезина) и обыкновенной роговой обманки. Эти два минерала являются главными в средних породах, но кроме них иногда присутствуют клинопироксен, ортопироксен, биотит и кварц, КПШ практически отсутствует. В средних горных породах (группа андезита-диорита) андезиты, количественно, резко преобладают над диоритами. 67 Андезиты встречаются преимущественно на континентах в подвижных поясах, иногда в геосинклинальных областях. Как пример можно привести “Огненное кольцо” Тихого океана, которое охватывает все его побережье и сложен, в равной степени, как базальтами, так и андезитами. Таким образом можно сделать вывод о том, что и базальты и андезиты образуются в переходной зоне континент – море. В соответствии с канонами штиля андезиты и базальты образуются в период ранних стадий развития геосинклиналей. Но, тем не менее, андезитовые формации могут образовывать комплексы, толщи, свиты, в которых отсутствуют базальты. Диориты – формации гранитных батолитов, которые начинаются с развития габбро, затем диоритов, а затем внедряются гранодиориты и граниты. Эффузивные разновидности. Андезиты. Из эффузивных разновидностей наиболее характерными породами можно назвать андезиты, палеотипными аналогами которых являются андезитовые порфириты. Макроскопически это породы светло-серого цвета, с порфировой структурой, характерно присутствие до 10-30% вкрапленников. Во вкрапленниках явно преобладают идиоморфные кристаллы основного плагиоклаза (лабрадор-битовнита), для которых характерна зональность. Иногда во вкрапленниках плагиоклаза наблюдается губчатая структура (включения расплавленного стекла), связанная с быстрым ростом кристалла. Во вкрапленниках встречается ортопироксен, представленный энстатитом или гиперстеном. Клинопироксен представлен диопсид-авгитом или авгитом. Ортопироксен отличается от клинопироксена своей длиннопризматической формой кристалла. Во вкрапленниках иногда встречается оливин, кварц, магнетит, гранат, альмандин, пироп, чаще всего это мелкие зерна. Базальтическая роговая обманка, присутствующая в составе породы, очень похожа на биотит. Отличия роговой обманки от биотита: 1. Типичное роговообманковое сечение. 2. У биотита сетовидное погасание, у роговой обманки этого сетовидного погасания нет. 3. Биотит в надезитах нередко представлен лепидомиланом, который плеохроирует до черного цвета, в то время как у роговой обманки очень слабый плеохроизм. 4. Угол погасания роговой обманки не более 50. 5. Около роговой обманки наблюдаются опацитовые каймы (иногда биотитовые). Структура андезитов пилотакситовая, однако, может быть и стекловатая структура, хотя вулканическое стекло не характерно для андезитов. 68 Таблица 11 Содержание элементов примесей (г/т). АНДЕЗИТЫ (Бородин) БАЗАЛЬТЫ (Тейлор) Ru 30-55 20 Li 10-25 1 Ba 270 250 Sr 385-440 385 V 175 250 Cr 56 20 Ni 18 150 Co 24 48 Zr 110 110 La 12.32 17.0 Андезиты отличаются большим содержанием редких щелочей и меньшим содержанием элементов группы железа. Отношение Sr/ Sr (0.7037+0.001) одинаково и для базальтов и для андезитов. Характер распределения редких земель – хондритовый. По поводу происхождения андезитов существует несколько гипотез. Гипотеза 1. Смешение базальтовой магмы, в количестве примерно 40%, с кислым материалом коры (граниты, гранодиориты), который составляет примерно 60% объема. Но эта гипотеза не находит подтверждения с точки зрения распределения элементов примесей. Распределение некоторых элементов примесей в андезитах ниже, чем в базальтах, что находится в противоречии с идеей смешения базальтовой магмы с кислым материалом коры. Гипотеза II. Дифференциация базальтовой магмы. Экспериментальные данные показали, что под воздействием различных механизмов дифференциации (гравитационной или кристаллизационной) базальтовая магма эволюционирует к андезитовой. В природе с базальтами ассоциирует примерно 10% гранитов. Но эта гипотеза, также как и предыдущая, не находит подтверждения, так как андезиты часто встречаются там, где отсутствуют базальты, т.е. она привлекательна при плохом наборе явных признаков, как геологических, так и петрографических. Гипотеза III. Наиболее вероятна именно эта гипотеза, по которой андезиты образуются из мантии в процессе независимой силиктивной выплавки. Сухое, безводное плавление различных первичных пород (перидотитов, эклагитов и др.) может дать богатые глиноземом андезитовые расплавы. 69 Жильные разновидности. Из жильных разновидностей можно отметить такие породы, как микродиориты, обладающие мелкозернистой структурой; диоритовые порфириты, в которых порфировые выделения представлены плагиоклазам и роговой обманкой; диоритовые пегматиты, обладающие грубозернистой структурой. Лампрофиры. Спессартит. В спессартите главным минералом является роговая обманка, которая составляет 60-65%, остальной объем составляет средний, иногда основной плагиоклаз. Структура – лампрофировая. Керсантит. В керсантите 50% объема породы слагает биотит, который присутствует в виде идиоморфных кристаллов, подобно роговой обманке, присутствующей во вкрапленниках совместно с авгитом и оливином. Вторую половину объема породы слагает плагиоклаз. Так же как и спессартит керсантит подвержен процессам постмагматических изменений. Это происходит под влиянием летучих фаз, содержащихся в породе, а так же метаморфизма. Характерные особенности лампрофиров. 1. В спессартитах роговая обманка присутствует в виде вкрапленников, иногда в этом же виде может быть диопсид или оливин. 2. Лампрофиры обладают несколько варьирующим, непостоянным составом. 3. Эти горные породы подвергаются сильным вторичным изменениям (роговая обманка замещается хлоритом, тремолит-актинолитом, биотитом; плагиоклаз — альбитом, эпидотцоизитом, иногда КПШ, нередко появляются карбонатные минералы (кальцит). 4. Для лампрофиров характерно большое количество акцессорных минералов (апатит, магнетит, сфен (титанит)). 5. Характерно гибридное происхождение. Интрузивные разновидности. Диориты. Интрузивные разновидности представлены диоритами. Макроскопически диориты породы среднезернистые, пестроцветные. Пестроцветность дает разность цвета плагиоклаза и роговой обманки (плагиоклаз обладает белым цветом, а роговая обманка — зеленым). В диоритах всегда отмечается присутствие шлиров или ксенолитов (обломки вмещающих пород), которых, что характерно, много. Микроскопически диориты состоят на 65-70% из среднего плагиоклаза (андезина), который обычно зональный и на 30-55% из зеленой, но иногда и зеленовато-коричневой роговой обманки. Иногда в диоритах встречается ромбический пироксен (гиперстен), клинопироксен (авгит), вокруг 70 которых очень часто наблюдаются реакционные структуры. Не редко в диоритах присутствует кварц, если его количество не превышает 5%, то такой диорит будет называться кварцсодержащим, если же кварца содержится от 5 до 15%, то это будут уже кварцевые диориты, которых, количественно, больше нежели обычных безкварцевых диоритов. Наличие того или иного второстепенного минерала должно непременно отражаться в названии диорита (гиперстеновый диорит, биотитовый диорит и т.д.). Вторичные минералы диорита это обычно зеленый хлорит, развивающийся по цветным минералам (например по эпидоту, который обладает фисташковым оттенком, а при скрещенных николях приобретает аномальные цвета интерференции). По пироксену и роговой обманке также могут развиваться вторичные минералы, такие как тремолит-актинолит и др. Иногда может отмечаться присутствие и карбонатных минералов, которые легко распознаются под микроскопом по перламутровым цветам интерференции и по спайности. Из акцессорных минералов, встречающихся в диоритах, можно отметить следующие: магнетит, апатит, сфен (титанит), иногда может присутствовать циркон. Структура диоритов гипидиоморфная, но иногда ее можно назвать призматической. Полезные ископаемые. С диоритами связаны многочисленные золоторудные месторождения старательского типа. Титанмагнетитовые скарновые месторождения (Соколовско-Сарбайское месторождение), связанное с габбро-диоритами и диоритами. Месторождения цветных металлов (Cu, Pb, Hg, Ag, Au) Колымы и Камчатки. Кислые горные породы Породы нормального ряда Введение. Кислые горные породы характеризуются высоким содержанием Si, K, Na, Al и обеднены Ca, Mg, Fe. В минеральном отношении кислые горные породы состоят из КПШ, кислого плагиоклаза, кварца и сопровождаются небольшим количеством цветных минералов, таких, как роговая обманка и биотит. В отличии от других горных пород и КПШ и кварц, количественно, являются существенно значимыми минералами. На территории бывшего СССР на долю гранитоидов приходилось 49 %, а на долю кислых эффузивных пород всего 14 %. В количественном отношении интрузивные породы преобладают над эффузивными. Гранитоиды образуют довольно много формаций: 1 Гранитовая формация или формация гранитных батолитов. явно 71 2 Лейкогранит-аляскитовая формация. 3 Формация гранитов-раппакиви. 4 Формация щелочных гранитов. Из числа эффузивных формаций следует отметить риолитовую формацию. Тектоническая позиция гранитов В тектоническом отношении гранитоиды (например, гранитные батолиты) представляют собой чисто геосинклинальные образования. Синорогенные граниты – гранитные батолиты, внедрившиеся в инверсионную стадию. В рамках геосинклиналей выделяют посторогенные граниты, которые образуются на последних стадиях геосинклинали и накладываются на все остальные стадии. Они образуют небольшие тела (штоки). Щелочные граниты являются формированиями платформ, и это типичный пример платформенных гранитов, которые образуют небольшие, обычно кольцевые массивы. В океанах граниты практически отсутствуют, то есть гранитный магматизм является преимущественно континентальным магматизмом. Хотя, впрочем, на Сейшельских островах есть граниты, на островах Исландии встречаются риолиты, но это всё-таки скорее исключение, чем правило. В космосе, к сожалению и к моему глубокому огорчению, гранитоидов тоже, пока, обнаружено не было. Строение гранитных батолитов Гранитные батолиты, по сути, гигантские тела, самые крупные из которых протягиваются вдоль основных тектонических структур Кордильер и Анд, образуя пластинчатые массивы. Самый крупный батолит находится в Южной Калифорнии и занимает площадь в 10000 км. Лучше всего изучен береговой батолит в Перу. Из крупнейших батолитов находящихся на территории бывшего СССР можно назвать Гиссарский батолит вблизи Душанбе. Батолиты – пространственно плоские тела относительно небольшой мощности. Дно батолитов чётко фиксируется не везде. Образование батолитов. Батолит в Перу, протяжённостью 1600 км и шириной 65 км, формировался в течение 95-34 млн. лет. В его пределах насчитывается до 800 отдельных магматических тел или плутонов. Формирование батолита начиналось с габбро и диоритов, на их долю приходится 7-16 % объёма, их возраст 95 млн. лет. В интервале 95- 84 млн. лет сформировались диориты, переходящие в гранодиориты. Затем последовал довольно длительный 72 перерыв. В интервале 66-56 млн. лет сформировались гранодиориты вместе с гранитами. И последними, в интервале 61-34 млн. лет, образовывались граниты. Таким образом, батолиты формируются в определённой последовательности: ãàááðî äèîðèòû ãðàíîäèîðè òû ãðàíèòû ñèåíèòû Внедрение каждого из этих расплавов происходит в несколько фаз. Гиссарский батолит формировался также в результате многочисленных инъекций. В нём насчитывается 22 магматических комплекса и множество элементарных единиц. Эффузивные разновидности Риолиты. Риолиты, иногда их называют липаритами, являются кайнотипными породами, характеризующиеся типичной флюидальной текстурой. Структура у них обычно порфировая, представленная вкрапленниками КПШ (санидин, ортоклаз, анортоклаз), плагиоклаза (олигоклаз, андезин или даже лабрадор). Во вкрапленниках нередко присутствует кварц и роговая обманка, а также биотит и пироксен. Надо сказать, что нередко в риолитах отмечаются две генерации вкрапленников. Первая генерация – выделяется макроскопически. Вторая – выделяется под микроскопом, и представлены эти вкрапленники апатитом, сфеном (титанитом) и цирконом. Эти минералы интересны тем, что, будучи акцессорными, они всё же не являются последними минералами в процессе кристаллизации. Основная масса имеет гранитный состав, и в ней довольно часто присутствует вулканическое стекло, то есть они имеют стекловатую структуру, но основная масса может иметь и микропойкилитовую структуру. Риолиты имеют фельзитовую структуру, но всё же наиболее распространённая – микрозернистая структура. Кроме того, риолиты могут обладать гранофировой, сферолитовой и микропегматитовой структурами. Разновидности риолитов Обсидианы. Кислые вулканические стёкла имеют именно риолитовый состав. Непременное условие, характеризующие обсидианы, это наличие флюидальной текстуры и перлитовой отдельности, связанной с наличием в вулканическом стекле молекулярной воды. Если содержание воды больше, чем 3-4 % (максимальное содержание достигает 15 %), то такие обсидианы называются перлитами. Игнимбриты. Игнимбриты – это породы, образующиеся из раскаленных туч. Из жерла вырывается газовая струя, чрезвычайно насыщенная капельками кислой магмы, затеи эти капельки обсидиана осаждаются и спекаются друг с другом. 73 У игнимбритов хорошо выражена флюидальная структура. Эти породы занимают промежуточное строение между туфами и эффузивными породами. Дациты. Дациты являются кайнотипными аналогами гранодиоритов. Они обладают порфировой структурой, причём вкрапленники представлены главным образом плагиоклазом, в основном средним (андезин, лабрадор), далее во вкрапленниках встречается базальтическая роговая обманка, биотит, клинопироксен и ортопироксен. По составу вкрапленников, дациты очень похожи на андезиты и отличаются от них только по основной массе, которая бывает двух типов: 1. Андезитоидная – характерна для дацитов явно тяготеющих к андезитам, в них наблюдаются микролиты среднего плагиоклаза. В этом случае весьма полезен химический анализ, так как иначе порода будет не определима. 2. Риолитоидная – мелкозернистая структура. Палеотипные разновидности Риолитовый порфир. Риолитовый порфир – порода палеотипная, а раз так, то, очевидно, это порода подверглась процессу вторичных изменений: КПШ, во вкрапленниках, интенсивно пелитизируется, появляются пертиты; плагиоклаз испытывает серитизацию и мусковитизацию; цветные минералы замещаются, в основном, хлоритами; порода приобретает буроватый оттенок. Кварцевый порфир. Эта разновидность палеотипных пород довольно популярна. Кварцевый порфир – это риолитовый порфир, вкрапленники в котором представлены исключительно кварцем. Кератофиры. В кератофирах вкрапленники представлены в значительной мере плагиоклазом, который значительно альбитизирован, по сути это вкрапленники альбита. Если в основной массе присутствует кварц, а также если во вкрапленниках небольшое его количество, то такой кератофир будет называться кварцевым. Жильные разновидности пород нормального ряда Микрограниты. Микрограниты довольно часто присутствуют в краевых частях гранитных тел, образуя периферические фации. Гранит-порфиры. Гранит-порфиры образуют дайки в гранитных массивах, пересекая существующие фации, слагающие корневые части эффузивных полей. Первый непременный признак гранит-порфиров – порфировая структура. Если в эффузивных породах вкрапленники составляют 10-20 %, то в жильных породах содержание вкрапленников может достигать 50-80 % (невадитовая структура). Вкрапленники могут достигать довольно крупных размеров: до первых сантиметров. Представлены 74 вкрапленники крупными кристаллами КПШ розового или мясо-красного оттенка, а также дымчатым кварцем и плагиоклазом, который иногда, за счёт вторичных изменений, приобретает зеленоватый оттенок. Основная масса может быть любой. Под микроскопом выделяют следующие структуры: 1. Микрогранитовая структура – встречается наиболее часто. 2. Микроаплитовая структура. 3. Гранофировая структура. Иногда в одном шлифе встречаются все типичные структуры, которые переходят одна в другую. Гранит-аплиты. Гранит-аплиты очень характерные горные породы, сахаровидного облика, светлые, обычно мелкозернистые. Образуют маломощные жилы в внутри гранитных тел, не выходящие за их пределы. Микроскопически гранит-аплиты имеют гранитный состав, но поскольку они являются диасхистовыми (расщеплёнными) породами, в них отсутствуют цветные минералы. Из акцессорных минералов следует отметить такие, как апатит, циркон, сфен (титанит), которые представлены лучше, чем где -либо. Но самым замечательным признаком гранит-аплитов является аплитовая структура. Гранитные пегматиты. Гранитные пегматиты, чаще всего, слагают жилы, иногда большие жилоподобные массы, дайки и небольшие камерные тела. Для любых пегматитовых тел характерно зональное строение, которое является характерным признаком метасоматического происхождения этих горных пород. Текстуры гранитных пегматитов весьма разнообразны, они могут быть и блоковые, образовавшиеся за счёт блоков КПШ, и графические, и полосчатые, и друзовые. Зональность тел гранитных пегматитов выражается неоднородностью текстурного строения. В первом приближении гранитные пегматиты имеют состав гранитов, иначе, состав гранитной эвтектики. Но кроме того, гранитные пегматиты считают расщеплёнными горными породами, и также считают, что в них нет цветных минералов. Зато в пегматитах появляются крупные мусковита, лепидолита, турмалина, граната, топаза, берилла, сподумена, циркона, монацита, кунцита. Характерной особенностью минерального состава гранитных пегматитов является присутствие в анионной группе OH, F, Cl, B, что указывает на обогащённость пегматитовой магмы летучими компонентами. Происхождение пегматитов О происхождении гранитных пегматитов существует несколько гипотез: 75 - Гранитные пегматиты представляют собой типично магматические образования, выплавившиеся из магмы богатой летучими компонентами. - Метасоматический генезис - Наиболее реальная точка зрения, в которой предполагается, что гранитные пегматиты образовывались в несколько стадий: I стадия - магматизм II стадия – метасоматоз наложенный на эти магматические образования. Интрузивные разновидности Гранодиориты. Гранодиориты на 65-70 % состоят из полевых шпатов, причём, главной особенностью гранодиоритов является преобладание плагиоклаза над КПШ. Плагиоклаз представлен олигоклазом, реже андезином, КПШ – ортоклаз, реже микроклин. Количество кварца колеблется от 20 до 25% по объёму. Из цветных минералов можно отметить роговую обманку и биотит. Их содержание колеблется от 10 до 20 %, причём роговой обманки несколько больше, нежели биотита. Акцессорные минералы те же, что и в диоритах, то есть апатит, магнетит, циркон, сфен (титанит). Вторичные минералы: хлорит, эпидот-цоизит, мусковит. Структура гранодиоритов гипидиоморфная. Граниты. Граниты на 60-70 % состоят из полевых шпатов, но КПШ уже значительно больше, чем в гранодиоритах и он преобладает над плагиоклазом. Также в гранитах немного больше кварца, до 25-30 %, это максимальное количество кварца, которое встречается в магматических горных породах. Цветных минералов немного меньше, 5-10 %, представлены они биотитом, роговой обманкой и мусковитом. Граниты подразделяются, в первую очередь, по цветным минералам. Наиболее распространенны роговообманковые граниты, в которых в качестве цветного минерала присутствует одна роговая обманка. Существуют также: Биотит-роговообманковый гранит – Hb > Bi Роговообманково-биотитовый гранит – Bi > Hb Биотитовый гранит Мусковит-биотитовый гранит – Bi > Mu Биотит-мусковитовый гранит – Mu > Bi Мусковитовый гранит – наиболее интересный в промышленном отношении. 76 Второстепенные минералы довольно редки, но всё же встречаются такие минералы, как гранат, кордиерит, андалузит, турмалины. В этом случае наличие второстепенных минералов отражается в названии гранита. Кроме того, граниты разделяются по акцессорным минералом, по присутствии которых даётся название гранитов. Наиболее характерными акцессорными минералами являются апатит, магнетит, сфен, циркон. Также граниты классифицируются по характерной химической примеси: Оловоносный гранит. Ураноносный гранит. Ториевоносный гранит. По присутствию главного породообразующего минерала выделяются: Плагиограниты – граниты, в которых присутствует КПШ. Из плагиогранитов выделяют две разновидности – адамеллиты и тоналиты. Микроклиновые граниты – граниты, в которых КПШ представлен микроклином. Кроме того, среди гранитов выделяются специальные разновидности: Аляскиты. В аляскитах нет цветных минералов. Они «голые» лейкократовые граниты, кроме того, в них нет плагиоклаза, а состоят они из ортоклаза и кварца. Аляскиты характерны для молодых образований. Чарнокиты. Чарнокиты характерны для древних кристаллических щитов (например, AR). В целом, это ортопироксеновые граниты; ортопирпоксен представлен железистым гиперстеном, который сильно плеохроирует, содержание кварца достигает 40 %, КПШ представлен микроклинпертитом. Из второстепенных минералов, можно отметить диопсид, гранат, иногда амфиболы и биотит, а также присутствует олигоклаз. Если олигоклаза нет совсем, то такой гранит будет называться эндербитом. Чарнокиты, чаще всего, встречаются в цоколе платформ, вместе с гнейсами, самая древняя датировка: 4,7 – 4,9 млрд. лет. Субщелочной и щелочной ряд кислых горных пород Введение. В отличие от нормальных горных пород от щелочных: 1. Практически отсутствует плагиоклаз, а полевой шпат представлен КПШ. 2. Цветные минералы представлены щелочными амфиболами и пироксенами. 3. Из акцессорных минералов характерны: пирохлор, флюорит, монацит-ксенольтим, лампрофилит, астрофилит, эвдиалит. 77 Щелочные граниты, существенно платформенные образования, встречаются в кольцевых комплексах, например, Кейский комплекс на Кольском полуострове, имеющий возраст 1,8 млрд. лет. Магматические ассоциации: 1. Рапакиви – субщелочные граниты. 2. Щелочные породы. 3. Пантеллериты – камендиты (щелочные риолиты). Эффузивные разновидности Пантеллериты и камендиты. Камендиты, по данным химических анализов, обладают чуть меньшей щёлочностью, в отличие от пантеллеритов. И те, и другие кайнотипные породы. Эти породы являются эффузивными аналогами щелочных гранитов. Обычно они встречаются на вулканических островах. Обладают порфировой структурой и флюидальной текстурой. Вкрапленники представлены натриевым санидином, иногда с примесью барий-цельзиановой молекулы, анортоклазом, олигоклазом, кварцем, цветными минералами (эгирин-геденбергит, ферроавгит-геденбергит, рибекит), а также оливином (Fa98-100). Обращает внимание вторая генерация микровкрапленников, здесь мы встречаемся с акцессорными минералами, такими, как циркон, апатит, монацит, топаз, флюорит. Структура основной массы – стекловатая, благодаря присутствию вулканического стекла. При раскристаллизации вулканического стекла образуется фельзитовая структура. С породами, имеющими эту структуру, нередко связаны месторождения урана. Интрузивные разновидности Интрузивные разновидности характеризуются, в химическом отношении, повышенным содержанием калия, с которым довольно часто ассоциируют радиоактивные элементы. Граниты-рапакиви. Первым признаком интрузивных разновидностей является наличие овоидной структуры. Вокруг КПШ, представленного, обычно, ортоклазом, наблюдается кайма плагиоклаза, который представлен олигоклазом. Текстура, в значительной мере шлировая, так как рапакиви переполнены ксенолитами эффузивных пород. В этих породах довольно высокое содержание кварца, оно доходит до 30 %, кварц обычно дымчатый. Цветные минералы представлены биотитом (лепидомеланом) и коричневой роговой обманкой (титанистой или железисто-титанистой). Отмечается присутствие ортопироксена 78 (гиперстен – железистая разновидность), а также клинопироксена и оливина, представленного фаялитом. Из акцессорных минералов следует отметить титаномагнетит, титанит, апатит, моноцит, флюорит, ортит. Рапакиви образуют крупные массивы типа батолитов, возраст которых достигает 1,7 млрд. лет. С точки зрения полезных ископаемых рапакиви совершенно бесплодные породы, используются как облицовочный камень. Щелочные граниты. В щелочных гранитах полевые шпаты только калиевые, представленные анортоклазом, ортоклазом и довольно редко присутствует микроклин. Название щелочных гранитов строится из названия КПШ. В гранитах присутствуют щелочные пироксены, которые также отмечаются в названии щелочного гранита. Кроме того, в щелочных гранитах присутствует рибекит, арфведсонит, эгирин-авгит, некоторое количество биотита. Акцессорные минералы те же, что и у нормальных пород, но к ним добавляется, что важно отметить, ещё и касситерит. Особенности химического состава кислых горных пород 1. Петрохимические особенности. Кислые горные породы богаты – Si, K, Na. Бедны – Ca, Mg, Fe. 2. Граниты, по химическому составу, делятся, в первую очередь на: а) нормальные граниты б) щелочные граниты в) плюмозитовые или глинозёмистые граниты. 3. Граниты, и кислые горные породы вообще, обогащены элементами примесями, причём щелочные граниты обогащены больше. 4. Граниты, особенно щелочные, сильно обогащены летучими компонентами (H2O, F, Cl, S, P). Типы гранитов (по Уайту и Чеппелю). I тип – интрузивные граниты, образовавшиеся при плавлении магматических пород. S тип – граниты, образовавшиеся при плавлении осадочных пород. A тип – анорогенные, платформенные граниты, граниты, обогащённые щелочами (щелочной тип). M тип – мантийный тип. 79 Происхождение гранитов. В настоящее время так же существует несколько гипотез об образовании гранитов. 1. Образование гранитов за счёт плавления гранитной коры и образование “in situ” автохтонных гранитов, но очевидно магма всё так и перемещается, образуя аллохтонные граниты. 2. Образование гранитов в мантии. а) плавление мантии, чисто мантийное происхождение. б) погружение мощных пластов континента в мантию и их переваривание, переплавление. Именно эти продукты расплава являются гранитами. 3. Кроме того, существуют варианты образования гранитов, разработанные геохимическими методами. Полезные ископаемые На первом месте среди месторождений полезных ископаемых, связанных с гранитами, стоят месторождения Sn, W, Mo Дальнего Востока и Китая, Забайкалье (касситерит, вольфрамит). Золоторудные месторождения связаны с кварц-золоторудными формациями, характерными для тихоокеанского вулканического пояса. С медно-порфировой формацией связаны сульфидные месторождения меди и молибдена. Платиноиды, в частности, радиоактивный Os, связаны с кислыми породами. Os образуется в результате распада Re. Re OsIII Концентрации Os довольно значительны – до 1/10 г/т, а его стоимость достигает 60 $ за 1 мг. Очень характерны свинцово-цинковые полиметаллические руды. С гранитами Казахстана связаны месторождения халькопирита, пирита, сфалерита. Со щелочными гранитами связаны месторождения колумбита, касситерита, пирохлора в Казахстане и ряде других районов, крупнейшие месторождения редких (тяжёлых) земель, среди которых два минерала, встречающиеся особенно часто в большом количестве – фенакит (Be4SiO4) и бертрандит (Be4Si2O7(OH)2). С гранитными пегматитами связаны крупные месторождения различных самоцветов, таких как бирюза, образующаяся в коре выветривания кислых горных пород, иризирующий санидин (лунный камень) и т.д. 80 Породы группы сиенита – трахита (средние породы щелочного ряда). Введение. Породы этого семейства относительно редки, они занимают не более 0,6% всей площади распространения магматических горных пород. По содержанию SiO2 (52-65%) они являются средними породами, насыщенными кремнеземом. Из других элементов, значительного содержания достигают Al2О3 (12-18%), Na2O + K2O (10- 12%). В небольших количествах содержатся железо, кальций и магний. Наиболее распространенными породами среди сиенитов – трахитов являются их щелочные разновидности. Характерными особенностями состава которых является обязательное присутствие значительного количества КПШ, небольшое количество цветных минералов и почти полное отсутствие кварца и фельдшпатоидов. Условия залегания и происхождение. Трахиты и трахитовые порфиры залегают в виде мощных коротких потоков, куполов и даек, сопровождающихся туфами. Геологически трахиты связаны с базальтами и фонолитами Наиболее крупные трахитовые массивы располагаются на островах Тихого, Индийского и Атлантического океанов. В Африканском грабене трахиты находятся в ассоциации с оливиновыми базальтами. Кроме того, трахиты имеются во Франции, Италии, Забайкалье и на Кавказе. Эффузивные разновидности. Трахиты и трахитовые порфиры. Трахиты это чаще всего порфировые породы с фенокристаллами полевого шпатов и небольшим количеством цветных минералов. Они имеют светло-серую окраску, трахитовые порфиры – бурую. Фенокристаллы в трахитах свежие, стеклянно прозрачные. В трахитовых порфирах – мутные, розовые, серые или буроватые. Нормальные трахиты состоят из санидина, плагиоклаза (N=30-40), биотита, зеленой или бурой роговой обманки, диопсида. Биотит и роговая обманка нередко опацитизированные. В щелочных трахитах плагиоклаз отсутствует, фемические минералы представлены щелочными пироксенами и амфиболами (эгирин, эгирин – авгит, арфведсонит, рибекит), иногда присутствует примесь фельдшпатоидов. Главным минералом основной массы в любых трахитах является КПШ, образующий вытянутые микролиты, расположенные в виде потоков. Структура трахитов, чаще всего трахитовая, но может быть и ортофировой, при которой зерна КПШ имеют изометрическую форму, иногда встречается и сферолитовая структура. 81 В основной массе нормальных трахитов, кроме КПШ, присутствует небольшое количество плагиоклаза, небольшие зерна пироксена, магнетита и апатита. В миндалинах встречаются кварц и тридимит. В основной массе щелочных трахитов, помимо санидина, присутствуют зерна эгирина, щелочных амфиболов, которые образуют лапчатые выделения. В качестве незначительных примесей присутствует магнетит, апатит, иногда фельдшпатоиды. Палеотипные разновидности трахитов отличаются от кайнотипных тем, что санидин в них превращен в агрегат вторичных минералов, который состоит из хлорита, актинолита, карбонатов, окислов железа и титана. Трахибазальты. Трахибазальты являются аналогами монцонитов. Содержание щелочных полевых шпатов не превышает 5% от общего объема породы. Плагиоклаз представлен битовнитом или анортитом. Кроме того в трахибазальтах наблюдается повышенное содержание фемических минералов, таких, как оливин, титан – авгит, бурая роговая обманка, биотит. Трахиандезиты. Трахиандезиты являются аналогами сиенит – диоритов. Плагиоклаз представлен лабрадором или андезином, причем он очень часто может быть зональным. Щелочные полевые шпаты присутствуют только в основной массе и нередко они скрытокристаллические. Трахириолиты. Трахириолиты являются аналогами граносиенитов, в их состав входит некоторое количество кварца, но оно несколько меньше, чем в риолитах. Кератофиры. Их основная масса, и порфировые выделения в кератофирах представлены альбитом, изредка присутствует хлоритизированный биотит, роговая обманка и диопсид-авгит. Из характерных акцессорных минералов можно отметить магнетит, титанит, апатит. Структура основной массы трахитовая. Из вторичных минералов наиболее характерны хлорит и кальцит. Альбит в кератофирах имеет метасоматическое происхождение, развивается по КПШ и кислому плагиоклазу. Кератофиры приурочены, в основном, к морским отложениям. Жильные разновидности. Асхитовые жильные породы представлены нормальными и щелочными микро сиенитами и сиенит – порфирами (сельвебергиты). Диасхитовые горные породы представлены лейкократовыми и меланократовыми разновидностями. Лейкократовые диасхитовые породы представлены сиенит-аплитами, бостонитами и пегматитами. Сиенит – аплиты. Мелкозернистые горные породы, состоящие, практически, из одних полевых шпатов. 82 В сиенит–аплитах, связанных с нормальными сиенитами полевые шпаты бывают двух видов: 1 КПШ 2 кислые плагиоклазы. В щелочных сиенит – аплитах полевые шпаты только калий – натриевые. Бостониты. Мелкозернистые горные породы, для которых очень характерна бостонитовая структура. КПШ образует тонкие удлиненные кристаллы с зазубренными контурами, у кристаллов нередко наблюдается ориентировка. Сиенит – пегматиты. Крупно - и гигантозернистые горные породы, состоящие исключительно из щелочных полевых шпатов, кроме того присутствует незначительное количество биотита, эгирин – авгита, щелочного амфибола и редкоземельных элементов. Сиенит – пегматиты находятся, обычно, в тесной связи с массивами щелочных сиенитов. К меланократовым диасхитовым породам относятся минетты и вогезиты. Минетты. Мелкозернистые горные породы, иногда полнокристаллические, порфировые. В свежем состоянии черные, в выветренном – бурые. Порфировые выделения представлены биотитом. К главным минералам этой горной породы относятся следующие: биотит, имеющий бурую окраску, он нередко зонален (с более светлым ядром), КПШ представлен ксеноморфными зернами. Из второстепенных минералов можно отметить следующие: плагиоклаз, роговая обманка, кварц, оливин. Наиболее характерные акцессорные минералы – апатит, магнетит. Вторичные минералы: хлорит, серицит, пелитовые частицы. В натровых минеттах к ним добавляются эгирин или эгирин – авгит. Вогезиты. Главными минералами в вогезитах являются: зеленая или бурая роговая обманка (иногда авгит), из полевых шпатов преобладает КПШ, но присутствует и плагиоклаз. Характерные акцессории – апатит, магнетит, титанит. Очень часто вогезиты сильно изменены. Характерной особенностью структуры вогезитов является идиоморфизм цветных минералов. Минетты и вогезиты образуют дайки, но встречаются в виде шлиров в массивах нормальных сиенитов и гранитов. Интрузивные разновидности. Интрузивные породы, в основном, равномерно зернистые, порфировидные горные породы, светло – серого, розоватого или даже буроватого цвета. 83 Нормальные сиениты. В нормальных сиенитах КПШ представлен ортоклазом, микроклином или микроклин–пертитом, содержание которого колеблется от 50 до 70%. Плагиоклаза содержится не более 10 – 30% .Присутствует роговая обманка в количестве 10 – 20%, гораздо реже присутствует биотит или пироксены. Кварц либо полностью отсутствует или встречается как второстепенный минерал, либо в количестве не превышающем 5%. Если кварца >5%, то сиенит называется кварцевым, а если >15%, то это граносиенит. Из акцессорных минералов наиболее характерны титанит, магнетит, апатит. Щелочные сиениты. Щелочные сиениты состоят, главным образом, из щелочного полевого шпата, содержание которого доходит до 85%, а также биотита, щелочного амфибола и пироксена в количестве 15 – 20%. Второстепенные минералы могут быть представлены кварцем или нефелином. Из акцессорных минералов можно отметить титанит, циркон, апатит, магнетит. Нордмаркиты – кварцевые щелочные сиениты. Пуласкиты – щелочные баркевикитом, арфведсонитом и сиениты с титанистым лепидомиланом, пироксенами, эккерматитом. Кроме того может присутствовать примесь нефелина, содалита и реже нозиана. Лауркивиты – состоят главным образом из иризирующих полевых шпатов (натрий – калиевые разности, проросшие олигоклазом). Умптекиты – щелочные сиениты с присутствием арфведсонита и эгерина. В некоторых разновидностях щелочных сиенитов полевые шпаты представлены альбитом. Крайне лейкократовой разновидностью таких пород являются альбититы. Возможно альбит в сиенитах является постмагматическим минералом. Структура сиенитов гипидиоморфная, текстура трахитоидная. Полевые шпаты имеют таблитчатый облик и положительную ориентировку. Цветные минералы встречаются в сростках. Если присутствует кварц, он всегда ксеноморфен. Монцониты (габбро – сиениты). В монцонитах количество плагиоклаза равно количеству КПШ (по 30 – 35%). Цветных минералов гораздо больше, чем в сиенитах, представлены они авгитом и роговой обманкой, биотитом и оливином. Из акцессорных минералов следует отметить такие минералы, как титанит, апатит, магнетит. Структура монцонитовая. Сиенит–диориты. Среди полевых шпатов преобладает плагиоклаз, который обычно зональный, представленный андезином или олигоклазом. Кроме того присутствует роговая обманка. Граносиениты. В граносиенитах количество кварца колеблется от 10 до 20%. Щелочные сиениты связаны постепенными переходами со щелочными гранитами, в которых наблюдается 84 повышенное содержание кварца, и с нефелиновыми сиенитами, которые характеризуются повышенным содержанием нефелина. Условия залегания и происхождение. Нормальные сиениты слагают краевые части гранитных массивов, гораздо реже они образуют самостоятельные тела. Самые крупные сиенитовые массивы занимают площадь в 100 – 200 км. Щелочные сиениты встречаются с щелочными гранитами и нефелиновыми сиенитами, но существуют и самостоятельные тела в форме лакколитов. Щелочные сиениты распространены на Украине, Кольском п-ове, в Казахстане, Средней Азии и Норвегии (район Осло). Монцониты ассоциируют с габбро и щелочными габброидами (породы богатые калием). Переходы нормальных сиенитов в сиенит – диориты встречается почти в каждом массиве сиенитов. Образование сиенитов могло происходить под воздействием процессов дифференциации и ассимиляции, как кислой, так и основной магмы. В одних случаях эти процессы могли происходить на месте становления интрузии, в других – на глубине (кверху поднималась жидкая сиенитовая магма, при кристаллизации которой формировались самостоятельные массивы). Полезные ископаемые. С зоной контакта сиенитового массива и известняков связаны месторождения медных и железных руд Урала. На месторождении Кирун, в Швеции внутри интрузива встречены магнетит – апатитовые руды. С вулканогенными спилит–кератофировыми толщами связаны медно-колчеданные месторождения Урала и Кавказа. С сиенит–порфирами северного Онтарио и Квебека связаны золото – рудные месторождения. В сиенит–пегматитах нередко находятся месторождения редкоземельных металлов. Группа нефелинового сиенита-фонолита. (семейство фельдшпатойдных или фойдовых пород) Эта группа горных пород, характеризуется максимальным содержанием щелочей, а присутствие, относительно, умеренного количества Si приводит к тому, что вместо полевых шпатов появляются фельдшпатойды, главным из которых является нефелин и лейцит, кроме того, присутствует гаюин, нозеан, содалит, анальцим, которые также относятся к фельдшпатойдам. 85 Главным минералом этой группы пород является КПШ, который количественно преобладает над всеми другими минералами. Присутствие нефелина дает сиениту название, то есть любые его концентрации (редко более 40%) дают название нефелиновый сиенит. В составе породы появляются щелочные амфиболы и пироксены, правда, они могут быть и не щелочные. Все щелочные породы, по химическому составу, разделяются на два ряда: 1 Миаскитовые щелочные породы. Ê àãï Na2 O K 2 O 1 Al2 O3 2 Агпаитовые породы. Коэффициент агпаитности (Кагп >1). Минералогическим отличием агпаитовых горных пород является характер цветных минералов. Для миаскитовых пород характерны - биотит, роговая обманка, клинопироксен. Для агпаитовых - эгирин, рибекит, арфедсонит. Щелочные горные породы содержат больше всего элементов примесей: 1. Они обогащены элементами магматических эманаций: F, P, Cl, а также элементы S, As, I не характерны, они являются типоморфными. 2. Редкие щелочи Li, Ru, Cs - эти элементы хорошо корелируются с натриево-калиевыми породами. 3. Редкоземельные элементы. Для щелочных пород характерны легкие редкие земли лантанцезиевой группы. 4. Щелочные земли: Ва и SR, они типоморфны. 5. Радиоактивные элементы: U, Тi, хорошо корелируются с калием. 6. Литофильные элементы: Мо, Си, РЬ образуют высокие концентрации даже месторождения молибдена. Минеральный состав: Главные – алюмосиликаты: фельдшпатойды: нефелин, содалит, канкринит, уссингит (Nа2AlSi3O8), анальцим, цеолиты и др. Цветные минералы - метасиликаты: пекталит, шезолит, серанлит, меланит. Акцессорные: апатит, сфен, магнетит, ильменит. Апатит и сфен из ряда акцессориев переходят в разряд второстепенных минералов. Цирконосиликаты: эвдиалит, ловозерит, катаплеит. Титаносиликаты: сфен (титанит), рамзаит, ломоносовит, мурмаиит, лампрофилит, астрофилит, велерит, ловелит. Окислы титана и ниобия: перовскит (СаТiO3), в этом минерале часть титана замещается ниобием, он имеет важное промышленное значение, источник ниобия; лопарит 86 (Na,Cr,Ca)(Ti,Nb)O3, тоже наиболее важный минерал в промышленном отношении, часто его замещает металапорит (Сr,Ca)1-x(Ti, Nb)0,3-x(ОН)x; пирохлор; колумбит-танталит. Вся группа фосфатных минералов: апатит, штаффелит (карбонат-апатит образуется в коре выветривания). Карбонатосульфиды тоже участвуют в образовании этих пород. Галогениды: Флюорит, виллиомит. Для всей группы этих пород характерны вторичные минералы: цеолиты, содалит, анальцим, канкринит и альбит, очень часто по нефелину развивается белая слюда, эта псевдоморфоза называется либенерит, по нефелину также могут развиваться и цеолиты, такая псевдоморфоза называется - шпреуштейн. Форма залегания нефелиновых сиенитов. Нефелиновые сиениты образуют небольшие лакколиты, для них так же характерны кольцевые массивы. Крупных массивов мало, но среди них можно выделить: Хибинский массив, площадь 1250 км (массив гигант); Ловозерскии массив, сложен агпаитами, площадь 600 км, этот массив примыкает к Хибинскому; Илемауссак (Гренландия) – самый щелочной массив в мире; Пиланзберский массив (Африка), имеет площадь 600 км и прорывает Бушвелдский массив; Поссес-Декальдес (Бразилия), этот массив замечателен тем, что одна его половина сложена нефелиновыми сиенитами, а другая фонолитами (его площадь 600 км); массив Лос (Гвинея), площадь 100 км, его слагают миаскитовые и агпаитовые нефелиновые сиениты, на этом массиве много нозиановых разновидностей. Все выше перечисленные массивы это натриевые массивы, а калиевыми массивами являются: Сыинырский массив (Забайкалье), площадь 1250 км, замечателен большим количеством ультраосновных пород; Ишимский массив (Казахстан). Глубина залегания. В принципе массивы нефелиновых сиенитов встречаются в широком диапазоне глубин, начиная от приповерхностных и иногда доходит до 18 - 20 км, но, тем не менее 6ольшинство из них приурочено к малым и средним глубинам. Формации нефелиновых сиенитов. 1. Ассоциация чисто миаскитовых нефелиновых сиенитов, например Вишневогорскии массив. 2. Ассоциация агпаитовых нефелиновых сиенитов (Xибино-Ловозерскии комплекс). Ильмено- 87 3. Ассоциация миаскитовых нефелиновых сиенитов (провинция Осло). 4. Ассоциация псевдолеицитовых нефелиновых сиенитов (Шонкин-Саг в США, Итальянская провинция, Сынныр, Ишим). Тектонический контроль. Щелочные горные породы встречаются на других планетах: на Венере (были обнаружены калиевые щелочные базальтоиды), а также на Марсе. В метеоритах отмечены нефелин, анальцим и содалит. Распространенность щелочных пород на континентах главным образом и является признаком платформ, они встречаются и в океанах, но в угнетенном виде. Щелочные породы - это чисто платформенное явление. Как правило, щелочные массивы являются многократными и многофазными образованиями. В массиве Лос (Гвинея) выделены три фазы внедрения: 1.- 2. миаскитовые, нозеановые, гаюиновые нефелиновые сиениты. 3. агпаитовые нефелиновые сиениты - фойалиты. Сначала внедряются миаскитовые, а затем все более и более агпаитовые нефелиновые сиениты, т. е. чем моложе, тем щелочнее. Если рассмотреть последовательность других массивов, то она будет такой же. Каждая из фаз состоит из нескольких инъекций. Эффузивные разновидности. Фонолиты. Эти породы являются эффузивными кайнотипными разновидностями нефелиновых сиенитов. Фонолиты – породы светло-серого цвета, как и все эффузивные породы, они имеют порфировые вкрапленники, представленные, с одной стороны: нефелином, лейцитом или КПШ (санидином, ортоклазом и анортоклазом), с другой стороны, во вкрапленниках присутствует титан-авгит, эгирин, арфведсонит, фаялит (изредка железистые разновидности оливина). Основная масса состоит из табличек щелочного полевого шпата, обычно ортоклаза, и короткостолбчатых кристаллов нефелина, которые в поперечном сечении дают разрезы квадратной или прямоугольной формы. Наличие этих прямоугольных кристаллов и определяет фонолитовую структуру основной массы. Породы редкие, но надо сказать, что они имеют промышленное значение. Например, в Англии из них изготавливают наилучшее в мире бутылочное стекло. Жильные разновидности 88 Пегматиты нефелиновых сиенитов. В группе нефелиновых сиенитов встречаются, кроме пегматитов, и нефелиновые сиенит-порфиры и аплиты. У нефелиновых сиенитов аплитовая структура, но вместо кварца в них присутствует нефелин и КПШ. Тингуаит. Наиболее широко эти породы представлены в массиве Коссас Лекальдес. Тингуаиты представляют промышленный интерес как апатит-нефелиновые месторождения. Макроскопически это породы зеленовато-серого или светло-серого цвета, очень плотные, тонкозернистые, афировые, немного напоминающие зеленые яшмы, но тингуаиты не полосчатые. Текстура массивная или флюидальная. Под микроскопом порфировые выделения представлены КПШ и нефелина, а также эгирином. Основная масса состоит из беспорядочно ориентированных микролитов ортоклаза и интерстиционного игольчатого эгирина, который и придает породе зеленый цвет. В заключении хотелось бы показать схематичный разрез массива Иллимдуссак (Рис. 36). авгитовые сиениты пуласкиты содалитовые фойялиты науяиты луявриты какортокиты Рис. 36 Интрузивные разновидности миаскитового ряда. Натриевые разновидности. Первая наиболее типичная разновидность - фойяиты. Фойяиты. Эти породы на 65-70% состоят из щелочного шпата, который представлен ортоклазом с пертитовым строением, либо микроклином. Количество нефелина невелико, около 20%. Содержание цветных минералов колеблется в пределах 10-15% и, как правило, это могут быть: авгит, эгирин-авгит, полущелочная роговая обманка (гастингсит, баркисвикит) а также биотит в виде лепидомелана. выражены.Акцессорные минералы: Признаки апатит, щелочности титанит, цветных циркон, минералах магнетит. плохо Структура: гипидиоморфная. Текстура: трахитоидная. Миаскиты обладают целым рядом особенностей. Для них характерна полосчатая и гнейсовая текстура. В качестве цветного минерала присутствует лепидомелан, который ориентирован, как в гнеисах, субпараллельно. Структура: аллотриоморфная - типичный пример перекристаллизации. 89 Порода на 30 - 40% состоит из микроклина или ортоклаза, на 20% из нефелина и на 5 - 10% из лепидомелана. Довольно характерны вторичные минералы: канкринит в виде вишневита, который развивается по нефелину; довольно часто встречается кальцит в виде крупных зерен, содалит; альбит. Акцессории: апатит, титанит, циркон (иногда очень крупные зерна), пирохлор (промышленный минерал). Вместо или наряду с лепидомиланом появляется гастингсит - полущелочная роговая обманка. Мариуполиты. Щелочной ПШ: представлен альбитом в количестве 50-70%, а нефелина содержится в количестве 15- 30 %. Присутствует игольчатый эгирин, несмотря на то, что породы миаскитового типа присутствует лепидомелан. Акцессории: хорошие зерна циркона (промышленный), апатит, ильменит, пирохлор. Вторичные минералы: содалит, канкринит. Лаурдалиты (из провинции Осло). Эта порода замечательна тем, что щелочной полевой шпат представлен анортоклазом с ромбическим сечением. Нефелина в лаурдалитах всего 15%. Цветные минералы: диопсид с каймами эгирин-авгита, лепидомелан. К миаскитовым нефелиновым сиенитам также относятся литроиты, канадиты, личфильдиты. Нефелин-нозеановые сиениты. Состоят из ортоклаза на 7%, из нозеана на 11%, из нефелина на 7%, из гастингсита на 6% и на 4% из апатита, биотита, магнетита. Кроме выше перечисленных пород встречаются и содалитовые, канкринитовые и анальцимовые нефелиновые сиениты, которые замечательны тем, что все эти минералы (содалит, канкринит, анальцим) являются первичными. Калиевые разновидности. Псевдолейцитовые сиениты (из Сыннырского массива). Состоят из ортоклаза и микроклина на 50%. Фельшпатоидный минерал представлен псевдолейцитом (30%), который представляет со6ои псевдоморфозу ортоклаза и кальсилита по лейциту дактилоскопическую структуру; нефелина 12%. Цветные минералы: эгирин-диопсид 3%, биотит (лепидомелан) З%. Вторичных минералов довольно много: серицит, цеолит, содалит и др. Акцессорные минералы: сфен, магнетит, апатит, циркон, флюорит. Структура глазковая, а также аллотриоморфная и пойкилитовая. и образует 90 Агпаитовыи ряд. Xибиниты. Это крупно, грубозернистые и даже пегматоидные горные породы. Различают массивные и трахитоидные хибиниты. Эти породы обладают довольно часто линейной структурой (эгирин ориентирован). Порода в целом зеленовато-серого цвета, который определяется окраской КПШ и Nе, эгирин и иногда небольшое количество эвдиалита также придают ей необычный облик. Хибиниты в основном состоят из КПШ (45%) и Nе (48%), а также из эгирина, арфедсонита, лепидомилана и в сумме с вторичными минералами (альбит и содалит) составляют всего 7 % от общего количества, т. е. порода лейкократовая (мало цветных минералов). Акцессории: сфен, апатит, эвдиалит, флюорит, ринколит. Нефелин под микроскопом переполнен иголочками эгирина, а КПШ представлен очень своеобразным не решетчатым микроклин-пертитом и иногда анортоклазом. Луявриты - породы серо-зеленого, либо темно-зеленого цвета, относительно меланократовые нефелиновые сиениты, так как содержание цветных минералов достигает иногда 40%, что для них вообще не характерно. Текстура у них трахитоидная, но одновременно может быть и параллельная. Из характерных примеров можно привести Ловозерский плутон, который о6ладает стратифицированным или псевдостратифицированным строением. Эта стратификация проявляется в том, что идет чередование различных луявритов (эгириновых, амфиболовых и т. д.). О6ычно луявриты состоят на 20-35% и эгирина, то есть эгирина в этих породах очень много. Количество КПШ, представленного микроклин-пертитом, колеблется от 35 до 55%, альбита содержится порядка 5 -10%. Эгирина в луявритах содержится от 10 до 38%. Кроме эгирина, в качестве цветного минерала, присутствует эвдиалит и арфведсонит. Главнейшие разновидности луявритов связаны с количественным отношением эгирина, эвдиалита, арфведсонита. Из акцессорных минералов можно отметить лопарит, ринколит, лампрофилит, эвдиалит, катаплеит, металопарит. Причем катаплеит и металопарит образуют псевдоморфозы по лопариту. Наиболее характерны следующие вторичные минералы: содалит, канкринит, цеолиты. Содалит довольно часто представлен гакманитом. Науяиты. Науяиты представляют со6ои лейкократовые разновидности нефелиновых сиенитов. Это породы серого или 6елого цвета, иногда бывают грубозернистые, причем настолько, что кристаллы КПШ могут достигать колоссальных размеров (до 20см), также весьма крупные кристаллы эгирина и эвдиалита. Все эти минералы имеют пойкилитовые включения содалита и нефелина, причем содержание содалита может достигать 30-55%. 91 КПШ, представленный микроклин-пертитом слагает от 10 до 40% породы. Нефелина, относительно, мало всего 5-10%, также особым распространением, в этих породах, не пользуется такие минералы как эгирин (1-8%), арфедсонит (1-15%), эвдиалит (0.1-10%). Более редки такие минералы как энигматит, лампрофилит, мурманит, ринколит, вельгомит и др. Вторичные минералы представлены: анальцимом, натролитом, катоплеитом, развивающимся по эвдиалиту, альбитом, содалитом (поздним гакманитом). Какортокиты. Какортокиты являются породами наиболее богатыми редкими землями. Они представляют собой грубозернистые полосчатые породы, в которых чередуют собой белые, черные и красные слои. Черные слои слагаются, существенно, эгирином и арфедсонитом, красные - эвдиалитом и нефелином. В качестве иллюстрации можно привести в пример один из наиболее мощных ритмов Илимо-Уссакской провинции. Белый слой- 8-12 м Красных слой – 1.5 м Черный слой 1.5 м Калиевые разновидности Рисчориты. Рисчориты это породы Хибинского массива. Макроскопически бывают массивными и гнейсовидно-линейными. Породы зеленовато-серого цвета, которые главным образом состоят из табличек калий-натриевого полевого шпата (около 70%). Фельдшпатоидные минералы, представленные нефелином и кальсилитом, содержатся в количестве около 26%. Цветных минералов относительно мало, обычно и количество не превышает 7%. Наиболее характерными минералами из них являются эгирин, лепидомелан, астрофилит, лампрофилит, сфен (титанит), апатит, эвдиалит и немного лопарит. Рисчориты обладают пойкилитовой структурой (таблички КПШ содержат включения нефелина). Рисчориты - ультракалиевые породы, так как и нефелин, и кальсилит существенно калиевые минералы. Нефелин и кальсилит образуют псевдоморфозы по лейциту, а также пегматитовые прорастания. Происхождение щелочных и субщелочных пород. При рассмотрении происхождения этих пород необходимо учитывать два обстоятельства: 1. Преобладание щелочных и субщелочных пород над всеми, как древними, так и не очень древними породами. 92 2. В фонолитах и других щелочных породах встречаются мантийные включения, такие как и в кимберлитах. В наиболее активной гипотезе об образовании этих пород, предпологается, что фонолиты возникают, как последний продукт дифференциации базальтовой магмы. Но фонолитам Карелии не предшествуют базальты, то есть совершенно ясно, что это чисто мантийные выплавки. В последнее время предпологают, что фонолиты образуются в результате плавления каких-то мантийных пород, например эклогитов, то есть эти породы образуются в результате анатексиса эклогитов в мантийных условиях. Следует отметить, что дифференциация играет огромную роль при образовании щелочных, субщелочных и даже ультращелочных пород. Главным направлением дифференциации является увеличение щелочности, накопление элементов примесей и летучих компонентов в последних продуктах дифференциации. Полезные ископаемые. Традиционными месторождениями апатита являются Хибинские массивы, лопаритовые титанониобиевые руды Ловозерского массива. 98% добываемого стронция связано с нефелиновыми сиенитами . Из щелочных пород добываятся 98% Zr и Nb, 96% - Y, 56% Тi , 50% - RЬ и редких земель. Штаффелитовые руды добываемые в массиве Сокли – одно из наиболее крупных месторождений в мире. Следует обратить внимание на то, что щелочные породы являются сырьем на берилий, который является стратегическим материалом он извлекается из: Барилита BaBeSi2O7 (Солт-Лейк-Сити) Чкаловита Na2BeSi2O6 (Илимо-Уссакская провинция). Исключительно важны эти породы, как месторождения редких земель, таких как: Стенструпин Ce4CaNaSi3O12 Вастнезит Ce(CO3)F Из щелочных пород добывают флюорит, вермикулит, пирохлор, баделеит. 93 Основные понятия и определения формационного анализа магматических пород. Учение о формационном анализе магматических горных пород зародилось в работах Д.Джадда, Ф.Тернера и Дж.Ферхугена в виде представлений о петрографических провинциях, петрографических периодах и магматических ассоциациях. Современный формационный анализ является одним из замечательных достижений отечественной геологии. Он сформулирован в трудах Ф.Ю.Левинсон-Лессинга, А.Н.Заварицкого, М.А. Усова, Ю.А. Билибина, Ю.А. Кузнецова, Г.Д. Афанасьева, В.Е. Хайна, Д.В. Рундквиста и других ученых. Он возник из нужд геологической практики и нужд металлогенических построений, как “потребность оперировать при геологическом картировании и всяких геологических обобщениях” крупными геологическими единицами, морфологическое и генетическое сходство которых является предпосылкой их геохимического и металлогенического сходства. В настоящее время формационный анализ является частью общей методики регионального и локального прогноза и служит базой для выработки системы критериев поиска месторождений полезных ископаемых. Его практическая ценность широко признана и не потребует особых доказательств. Общая теория формационного анализа развивается в трех направлениях: геологическом, вещественном и генетическом. Фундаментальными понятиями в учении о магматических формациях являются “магматический комплекс” (МК), “магматическая формация” (МФ), “ряд магматических комплексов”(РМК),”ряд магматических формаций” (РМФ). Все эти понятия пришли на смену понятий “ магматическая ассоциация”, ”петрографическая провинция”, “ петрографический период”, представляя собой дальнейшее развитие этих терминов. К сожалению, до сих пор термины МК, МФ, РМК, РМФ не имеют общедоговоренного значения и требуют специальных пояснений. Под естественной ассоциацией обычно понимается сообщество набор магматических горных пород, образовавшихся в закономерной последовательности. Считается, что родственные породы естественной ассоциации образуются из одного глубинного магматического источника и поэтому их еще называют парагенезисами магматических горных пород. Петрографическая провинция – область развития магматических тел данной магматической ассоциации, т.е. это географическое понятие относится к латеральным провинциям. Петрографический период – интервал времени образования или продолжительность формирования всех магматических тел данной магматической ассоциации. 94 Понятие о магматических комплексах и магматических формациях Под магматическим комплексом нами понимается дискетная совокупность или латеральновременной ряд магматических тел, близких по возрасту и месту образования, т.е. характеризующихся одной петрографической провинцией и петрографическим периодом. Его дискретность проявляется в независимости или относительной изолированности пространственновременного положения от других магматических комплексов, другими словами, в наличии отчетливо выраженных объективных латеральных и временных границ. Установление таких границ для интрузивных комплексов представляет менее сложную задачу, чем для вулканических. Если латеральные границы интрузивных комплексов определяются дискретностью интрузивных массивов, а их временные границы – рвущими и стратиграфическими контактами, то дискретность вулканических комплексов фиксируется с помощью стратиграфических несогласии, что сближает эти комплексы с осадочными. Иногда дискретность магматических комплексов проявляется в ярких индивидуальных особенностях минерального или химического состава. Под временным рядом магматических, например, интрузивных тел нами понимается возрастная последовательность их формирования (по Д.В.Рундивисту-“структура комплекса”), а под латеральным рядом характер пространственного размещения. Латеральный ряд магматических тел может быть телескопированным, если комплексы перекрывают друг друга, диспергированным (ареально размещенным), если они отделены друг от друга по латерали, или латерально-зональным, если в характере диспергированности устанавливается закономерность пространственного положения. Большинство магматических комплексов являются полипородными многопородными, разнопородными, достаточно гетерогенными и даже контрастными. Частный случай представляют монопородные или однопородные компелксы. В рамках полипородных комплексов в различных целях удобно выделять монопородные комплексы (монокомплексы), хорошо известные под именем породных членов комплекса. Магматические генетическими комплексы признаками. К характеризуются геологическим геологическими, признакам относятся: вещественными а) и характеристика петрографической провинции; б) характеристика петрографического периода; в) размеры комплекса; г) фациальная характеристика и вертикальная протяженность интрузивного комплекса; д) последовательность формирования магматических тел; е) структурные взаимоотношения комплекса с соседними магматическими, осадочными и метаморфическими комплексами; ж) тектоническое положение комплекса. К вещественным признакам принадлежат: а) количественнопородный или петрографический состав комплекса; б) особенности минерального состава; в) химический-петрохимический и геохимический состав; г) металлогеническая специализация; д) 95 состав включений, особенно мантийных. К генетическим признакам относятся: а) признаки анатексиса; б) признаки дифференциации; в) признаки ассимиляции. Под магматической формацией в данной работе понимается совокупность близких по петрографическому составу магматических комплексов, сформировавшихся в разные петрографических провинциях в один или в разные петрографические периоды. Таким образом, в понятии “комплекс” объединяются магматические тела, близкие по времени и месту образования, а в понятие “формация”- магматические комплексы, сходные по составу и разные по месту и времени образования. Понятие “комплекс” является геологически конкретным, понятие “формация” относительно абстрактным. Совершено справедливо, что магматическая формация может рассматриваться как вид, а магматический комплекс - как индивид. Термин “формация”, несмотря на некоторую неопределенность своих гносеологических корней прочно вошел в теорию и практику формационного анализа и все попытки заменить его каким-либо другим термином нецелесообразны. Под синхронной магматической формацией нами понимается совокупность близких по составу магматических комплексов, сформировавшихся в разных петрографических провинциях в один петрографический период. Под полихронной магматической формацией понимается совокупность близких по составу магматических комплексов, сформировавшихся в одной петрографической провинции в разные петрографические периоды. Пространственное размещение комплексов в полихронной провинции может быть телескопированным, диспергированным, эшелонированным, зональным или линейным. Магматическая формация характеризуется теми же признаками, что и комплексы, но в ином аспекте. А) Числом и размерами комплексов. Число магматических комплексов, слагающих формацию, является важным показателем, свидетельствующем о правомерности выделения данной формации. Размеры магматических комплексов имеют определенное прогнозное значение. Б) Распространенностью комплексов в пространстве и во времени. Количественной характеристикой магматической, в том числе щелочной, формации является сумма площадей выходов или объемов горных пород слагающих ее магматические комплексы. Знание размеров магматических формаций позволяет сравнивать их между собой с выделение крупных и мелких и позволяет судить о их рудоносности. Изучение распространенности магматических комплексов во времени можно производить, с одной стороны, по числу магматических комплексов, с другой, по площадям и объемам магматических пород, приходящихся на тот или иной отрезок геологического времени. Рассмотрение распределения магматических комплексов во времени имеет своей целью определение начала формирования данной формации в истории Земли, выявления магматически 96 активных периодов ее развития и выявления общей исторической тенденции развития данной формации. В) Вертикальная протяженность формации определяется вертикальной протяженностью слагающих комплексов. В настоящее время в данном вопросе отчетливо выделяются два аспекта геологический и геофизический. Г) Последовательность формирования формаций. Сравнение последовательности образования породных членов щелочных комплексов, входящих в формацию, показывает, что они представляют собой не хаотические, а весьма закономерные образования, повторяющихся в комплексах разного возраста и разного географического положения. Если формационный ритм обнаруживает эволюционную тенденцию развития от меланократовых породных членов к лейкократовым, он является гомодромным, противоположная тенденция называется антидромной. Д) Тектоническое положение формаций определяется тектоническим положением входящих в ее состав щелочных комплексов. Анализ связи щелочных комплексов со структурами крупного порядка типа “континент-океан”, “геосинклиналь-платформа”, “ рифтовая система Земли” показывает, что на этом уровне тектонический контроль щелочного магматизма весьма определен и тектонический признак может быть использован для классификации щелочной формации. Связь между комплексами и структурами меньшего порядка неоднозначна, далека от прямой корреляции и представляет собой перспективу дальнейших исследований. Е) Количественно-породный состав формаций Ж) Минеральный состав щелочных формаций З) Состав включений в щелочных формациях. Из всей совокупности включений наибольший интерес представляют глубинные, характеризующие субстрат анатектических зон “формационных” магм. Первая попытка систематизации состава глубинных включений на формационной основе, предпринятая Б.М. Владимировым и др. дала положительные результаты. По данным этого автора глубинные включения подразделяются на специфические, присущие только данной формации, и сквозные, повторяющиеся в разных формациях, Так, в кимберлитовой формации специфическими являются включения гранат-ильменитовых и гранатовых перидотитов, а в щелочнобазальтовой формации шпинелевых пироксенитов и перидотитов. К сквозным в обоих формациях принадлежат включения шпинель-гранатовых перидотитов и пироксенитов. Парагенетический анализ специфических включений позволяет наметить уровни глубинного магмаобразования и подразделить зоны анатексиса по глубине залегания, а также позволяет установить связь этих зон с зонами многоярусной астеносферы. И) Химический состав и геохимическая специализация щелочной формации 97 К) Металогеническая специализация. Важной практической целью изучения металлогенической специализации щелочной формации является определение потенциальной рудоностноти конкретных магматиченских комплексов с помощью системы прогнозных и поисковых признаков. В настоящее время система этих признаков начинает разрабатываться. Укажем следующее: 1 Крупные размеры щелочных комплексов. Для многих щелочных формаций крупнейшие месторождения полезных ископаемых связаны с крупными комплексами. С хибиноловозерским комплексом связаны крупнейшие месторождения фосфора, циркония, тантала, ниобия, стронция, с маймеча-котуйским- месторождения фосфора, флогопита. 2 Высокие значения различных “кларков концентрации” и “коэффициентов накопления” в щелочных комплексах являются положительными признаками в плане поисков соответствующей минерализации. 3 Высокая степень дифференцированности или большая контрастность формационного ритма щелочного комплекса является благоприятным признаком на орудениение. Понятие о ряде магматических комплексов Основоположник учения о магматических формациях Ю.А. Кузнецов писал, что ”потребность оперировать при геологическом картировании и всяких геологических обобщениях не горными породами, а их ассоциациями давно назрела”. Продолжая эту мысль можно отметить, что при формационном анализе щелочного платформенного магматизма настала необходимость оперировать не только “ ассоциациями”, но и “ ассоциациями ассоциаций”. Современное понимание терминов “ряд магматических комплексов (формаций)” было сформулировано Ю.А. Кузнецовым [1973г.] развито В.Л. Масайтисом, В.Н. Москолевой, Н.А. Румянцевой [1979г.] и нами [1981г.]. Эти понятия, относящиеся к высокому уровню организации комплексов и формаций, являются фундаментальными понятиями формационного анализа. Вслед за Ю.А. Кузнецовым под “рядом магматических комплексов (РМК)” нами понимается сообщество комплексов, относительно близких по времени и месту образования, т.е. характеризующихся единой петрографической провинцией и единым петрографическим периодом и обычно разных по вещественному составу. Под их “временным рядом” представляется возрастная последовательность формирования в рамках петрографического периода, а под “латеральным рядом” - характер пространственного размещения в пределах петрографической провинции. Последний может быть телескопированным, диспергированным или закономерным латерально-зональным. Ряд магматических комплексов характеризуются геологическими (петрографическая провинция и период, размер, фациальная характеристика и вертикальная протяженность, последовательность формирования, взаимоотношения с соседними рядами 98 комплексов, тектоническое положение), вещественными (количественно-породный состав и другие) и генетическими признаками. Понятие о ряде магматических формаций Под “рядом магматических формаций” (РМФ) нами понимается совокупность рядов (“ряд рядов”), близких по набору магматических комплексов, но разных по времени и месту образования. Под синхронным РМФ понимается совокупность близких по составу РМК, сформировавшихся в разных петрографических провинциях в один петрографический период. Многие щелочные петрографические провинции атлантического типа, в частности, ЗападноАфриканская, Западно-Европейская и другие представляют собой синхронный РМФ. Пространственное размещение в них РМК обычно линейное, иногда диспиргированное. Под полихронным РМФ понимается сообщество близких по составу РМК, сформировавшихся в одной петрографической провинции в разные петрографические периоды. Полихронный РМФ – понятие геологически конкретное. Пример – Красноморско-Аденская щелочная провинция, в которой ряд щелочногабброидно-щелочногранитных комплексов в ходе венд-фанерозойской истории становления провинции повторялся четыре раза. Пространственное размещение РМК в полихронных провинциях может быть телескопированным, диспергированным, зональным (Красноморско-Аденская провинция) или линейным (Нигерийская щелочногранитная провинция). Под временным РМФ понимается возрастная последовательность образования формаций в пределах ряда, которая в общем виде повторяет структуру слагающих его временных РМК и представляет собой закономерную и ритмичную последовательность высокого ранга - ритм формационного ряда. Этот ритм может быть полным, неполным или сокращенным. В последнем случае может идти речь о выделении субряда магматических формаций. РМФ характеризуется геологическими (число и размер РМК, распространенность РМК во времени и в пространстве, последовательность формирования, вертикальные РМК, тектоническое положение РМК), вещественными (количественно-породный состав и др.) и генетическими признаками. Число рядов магматических комплексов (РМК), слагающих ряд магматических формаций (РМФ), является объективным показателем, свидетельствующим о необходимости выделения данного РМФ. Ряды магматических формаций, как и ряды магматических комплексов, характеризуют крупные тектонические структуры - рифтовые зоны, срединные массивы, синхронные ряды магматических формаций широко развиты по простиранию этих протяженных структур. Сравнение количественно-породных и химических составов синхронных и, особенно, полихронных рядов магматических формаций позволяет судить об их латеральной и возрастной эволюции в течение одной или нескольких тектоно-магматических эпох. 99 Эволюция магматических горных пород и магматизма в истории Земли Как известно, Земля, как и другие планеты Солнечной системы, обладает оболочечным строением. По данным абсолютного возраста, мантия древнее, чем “базальтовый” слой коры, а последний древнее, чем “гранитный”, т.е. каждый более внешне расположенный слой моложе соседнего внутреннего. На этом основании можно предполагать, что за стадиями ранней Земли и ее дифференциации следовали стадии формирования мантии, “базальтового”, а затем “гранитного” слоев. На современном уровне наших геологических знаний мы, более или менее уверенно, можем судить об образовании “гранитного”, и немного, “базальтового” слоев. Что касается ранней Земли, ее дифференциации, истории формирования мантии и даже образования “базальтового” слоя, то здесь наши построения опираются на последние достижения планетарной геологии и петрографии, на данные полетов межпланетных станций. Последние значительно продвинули космогонические взгляды на геологическую историю Земли и магматических горных пород, с которыми эта история, по-видимому, связана самым непосредственным образом. Сразу же отметим, что в период 4,4-3,8 млрд. лет назад все планеты земной группы Солнечной системы и, по всей видимости Земли, подверглись мощной метеоритной бомбардировке. Этот период можно рассматривать как четкий временной рубеж в истории развития планет Солнечной системы. В истории образования Земли, в первом приближении можно выделить два периода: а) Догеологический (4,6-3,8 млрд. лет) б) Геологический (3,8-0,0 млрд. лет). В догеологическом периоде мы рассмотрим четыре стадии развития Земли: I. Стадию ранней или примитивной Земли. II . Стадию дифференциации ранней Земли (модель Юпитера). III. Стадию формирования мантии Земли (модель Венеры и обратной стороны Луны). IV. Стадию формирования “базальтовой” коры (модель видимой стороны Луны). В геологическом периоде мы рассмотрим: V. Стадию образования “гранитной” коры с тремя подстадиями: нуклеарной, кратонной и континентально-океанической. 100 Стадия ранней или примитивной Земли Все многообразие космогонических взглядов на раннюю стадию формирования Земли, в принципе, можно свести к двум позициям: 1 Земля возникла в процессе аккреции в результате концентрации космической пыли, набрасывание обломков в виде метеоритов и астероидов, т.е. скопления твердого и холодного вещества. Эта гипотеза вполне геохимична, так как в первом приближении состав Земли соответствует составу метеоритов, имеющих ультраосновной состав (гипотеза О.Ю.Шмидта). 2 Земля возникла в результате конденсации горячей солнечной материи (небулярная гипотеза Канта-Лапласа). Спутниковые геофизические данные, в первую очередь, по Венере, а также по крупным газовым планетам - гигантам Солнечной системы позволяют предполагать участие в их строении гигантских магматических масс (“магматических океанов”), что на данном витке наших знаний позволяет вернуться к старой гипотезе Канта-Лапласа. Не исключено, что на определенном этапе процесса конденсации солнечной материи этот процесс имел вид капельной эмульсии в виде хондр, присущих строению всей группы хондритовых метеоритов, доминирующей, среди метеоритов. Отметим, что по А.А. Маракушеву (1988) “хондриты в подавляющей массе - очень древние образования (5 - 4 млрд. лет)”. Стадия дифференциации ранней Земли (модель Юпитера) Если предположить, что на одной из ранних стадий Земля проходила стадию развития водородных газовых планет-гигантов (Юпитера, Урана, Сатурна, Плутона), то строение этих планет, особенно, наиболее изученного Юпитера, в первом приближении можно рассматривать как модель дифференциации ранней Земли. Юпитер, как считается, обладает расплавным железокаменным ядром (протоядром) и водородной оболочкой (протоатмосферой). Ядро с температурой 3000К генерирует мощное магнитное поле. Водородная оболочка, в свою очередь, имеет зональное строение. Она состоит из внутренней оболочки, состоящей из жидкого металлического водорода, промежуточной - из жидкого молекулярного водорода и внешнего - водородная атмосферы. На границе первых двух температура составляет 11000К, давление - 3 млн. атм. Таким образом, водородные газовые планеты-гиганты, возможно, демонстрируют первую стадию дифференциации горячей солнечной материи на расплавное железо-каменное ядро и водородную оболочку. Земля в настоящее время представляет собой, как-бы, такую планету - гигант, которая почти лишилась газовой оболочки и одновременно изменила строение и состав протоядра. 101 Стадия формирования мантии Земли (модель Венеры и обратной стороны Луны) Об этой стадии формирования Земли можно составить некоторое представление на основании анализа моделей строения Венеры и, может быть, обратной стороны Луны. Венера принадлежит к планетам земной группы и имеет примерно такое же оболочечное строение, как и Земля, т.е. кроме ядра и атмосферы, обладает еще и мантией мощностью 3000 км. Температура поверхности Венеры достаточно высока – 500о С, что позволяет предполагать, что в недрах этой планеты на глубине 250-500 км располагается зона расплавленных пород - реальный магматический океан. Таким образом, венерианская мантия является частью твердой, а частью расплавленной и не исключено, что ее расплавленная часть унаследована от некогда расплавленного протоядра типа ядра Юпитера. Обратная сторона Луны (“лунные горы”), сложена основными породами ряда анортозитнорит-троктолит (комплексом АНТ), образующими мантию Луны. Комплекс испытал мощную метеоритную бомбардировку в период 4,0-3,9 млрд. лет одновременно с другими планетами Солнечной системы (Марсом, Меркурием и др.). Предполагается, что 4,6 млрд. лет назад мантия Луны представляла собой магматический океан основного-ультраосновного состава, который к началу метеоритной бомбардировке 4,0 млрд. лет дифференцировался на лунную мантию и дунитовое ядро. На земле мантия, по-видимому, также росла вместе с ядром из протоядра с удалением железа, никеля, сидерофильных элементов и платиноидов в ядро, а летучих компонентов - в атмосферу. По О.Г. Сорохтину и С.А. Ушакову (1985) в первые 2,0 млрд. лет образовались не более 20% ядра. ПО С.С. Суну полное завершение формирования земного ядра, а следовательно, и окончательное образование земной мантии, произошло 3,8 млрд. лет назад. Можно предполагать, что, как и на Венере, первичная земная мантия представляла собой магматический океан и как на Луне, земная мантия после своего затвердевания подверглась метеоритной бомбардировке. Отметим, что в отличие от мантии Луны, по данным глубинных ксенолитов, мантия Земли имеет состав ультраосновных пород. Стадия формирования “базальтовой коры” (модель видимой стороны Луны) Базальтовая кора наблюдается на ряде планет земной группы Солнечной системы - на Венере, Марсе, но, особенно хорошо она выражена на видимой стороне луны в виде “лунных морей”, залитых лунными базальтами. “Морской этап” в развитии этой части Луны выразившийся в обширных излияниях лунных базальтов - имел место в период 3,9-3,0 млрд. лет 102 после мощной метеоритной бомбардировки (4,0-3,9 млрд. лет) и продолжался в период 2,5-2,0 млрд. лет, когда, по существу, и завершилась история геологического развития Луны. На рубеже 3,5 млрд. лет на Земле проявился глобально проявленный интенсивный метаморфизм. Поэтому расшифровка пород “лунной” стадии на Земле происходит с трудом. Тем не менее, на кристаллических щитах платформ среди выходов глубокометаморфизованных пород “базальтового” или “гранулит-эклогитового” слоя Земли, по-видимому, наблюдаются горные породы “лунной стадии”, выплавленные из ультраосновной мантии под влиянием потока тепла, генерированного в области ядра. На континентах процесс формирования “базальтовой” коры продолжался и продолжается в зеленокаменных поясах в виде мощных тепловых излияний платформ и инициального и финального магматизма геосинклиналей. Еще более ярко этот процесс проявляется на Земле в областях океанов. Подобно “морям” на Луне, на Земле “базальтовая” кора, подстилает громадные просторы дна Тихого, Индийского и Атлантического океанов и ее образование происходит и в настоящее время параллельно с образованием “гранитной” коры на континентах. Стадия образования «гранитной» коры Возможно, что «гранитная» или «гранито-гнейсовая» кора Земли представляет собой уникальное явление для планет Земной группы Солнечной системы и встречается только на Земле. А.А. Маракушев (1988) отмечает, что «этот тип коры представляет высшую степень эволюции внешних оболочек планет и не имеет аналогов …». Тем не менее, и на Земле «гранитная» кора составляет главную специфику лишь континентов («континентальная» кора), занимая вместе с ним всего 1/3 поверхности Земли, тогда как ее остальные 2/3 покрыты базальтовой оболочкой океанов («океаническая» кора). Древнейшие датировки абсолютного возраста (3,8-3,6 млрд. лет), знаменующие собой доступное нам начало геологической истории Земли, на сегодняшний день принадлежат породам гранито-гнейсовой коры («серые гнейсы»), а не породам базальтового слоя. Таким образом, рождение «гранитной» коры произошло довольно давно, но ее рост достиг своего апогея, по-видимому, к концу Архея (2,7 млрд. лет), когда на Земле образовалось около 80 % объема современной «гранитной» или сиалической коры в виде «гранито-гнейсовых куполов». Ее становление продолжалось и далее во все эпохи протерозойских и фанерозойских складчатостей, во время которых гранитный магматизм проявил себя, в первую очередь, в виде громадных «гранитных батолитов». Образование «гранитной» коры происходит в настоящее время в ходе ее приращения на краях континентов за счет сокращения коры океанов. В геологической истории образования гранитной коры разными авторами (Магматические горные породы, 1987) выделяются три подстадии: 103 1. Нуклеарная (3,8 – 2,5 млрд. лет). 2. Кратонная (2,5 – 1,5 млрд. лет). 3. Континентально-океаническая (1,5 – 0,0 млрд. лет). Нуклеарная подстадия (3,8 – 2,5 млрд. лет) сменяет стадию формирования «базальтовой» коры и является ранней подстадией образования «гранитной» коры. Она завершается мощной эпохой гранитообразования и формирования ядер протоконтинентов. Магматические ассоциации нуклеарной подстадии представлены: 1. ассоциацией гранито-гнейсовых куполов; 2. андезитбазальтовой с коматиитами зеленокаменных поясов; 3. формацией расслоенных массивов; 4. формацией анортозитов. Формация гранит-гнейсовых куполов занимает около 80 % площади выходов щитов древних платформ. В формации наиболее распространены гнейсы тоналитового и трондьемитового состава, так называемые «серые гнейсы». Породы зеленокаменных поясов рассекают породы гранито-гнейстовых куполов и сами, в свою очередь, пересекаются небольшими гранитными массивами. Типоморфной породой андезит-базальтовой ассоциации зеленокаменных поясов являются коматииты, которые образовывались в два возрастных интервала: около 3,5 и 2,9-2,6 млрд. лет. Обращают на себя внимание также ранние архейские андезиты зеленокаменных поясов. Массивы анортозитов и расслоенные массивы (Мунни-Мунни в Австралии – 2,85 млрд. лет, Стиллуотер в США – 2,75 млрд. лет), возможно, генетически связаны с базальтами. По мнению сторонников мобилистских представлений нуклеарная подстадия знаменуется началом процессов спрединга и субдукции. Над зонами субдукции возникали вулканические дуги, столкновение которых приводило к образованию небольших протоконтинентов тоналитового состава. К концу Архея (2,7 млрд. лет) все протоконтиненты объединились в один суперконтинент Пангея, а на остальной территории располагался суперокеан Панталасса (Хаин, Балухновский, 1993). Кратонная подстадия (2,5-1,5 млрдю лет), последовавшая за нуклеарной, по-существу, сформировала гранитный слой платформ – средний возраст континентов составляет 2,46-2,14 млрд. лет. Происходит резкий прирост континентальной коры –почти в 2 раза и ее мощности до 40 км, за счет широкого гранитообразования, имевшего место в интервале 2,0-1,8 млрд. лет. Базальтовый магматизм проявился на платформах в виде трапповой формации, с которой генетически ассоциируют известные промышленные расслоенные массивы (Великая Дайка -2,416 млрд. лет, Мончегорский-2,1, Бугивельский -2,05 млрд. лет, Сэдбери-1,85 млрн. лет). Типоморфными или индикаторными формациями кратонной подстадии являются массивы анортозитов, рапакиви и мигматитов. На рубеже 1,8 млрд. лет появились первые массивы офиолитовой формации. 104 С кратонной подстадией связано начало рождения и образования щелочных формаций континентов, ибо щелочной магматизм – это типично платформенный магматизм. Самыми древними щелочными гранитами, наверное, являются щелочные граниты батолитов БадонКакадиан и Сарайя в Сенегале (2,190-2,017 млрд. лет). Кейвский комплекс щелочных гранитов Кольского полуострова имеет возраст 1,93-1,83 млрд. лет). Эпоха 2,2-1,8 млрд. лет была наиболее продуктивной эпохой щелочного гранитообразования на всех кратонах и, как видим, она была синхронной эпохе широкого гранитообразования на континентах. Самыми древними нефелиновыми сиенитами, известными на сегодняшний день, являются массивы Гаси Эль Фогра из Мавритании (2,0 млрд. лет) и Гремяха-Вырмес в Карелии (1,9 млрд. лет), а самым древним массивом формации щелочных и ультраосновных пород с карбонатитами, возможно, является карбонатитовый массив Синлиъярви в Финляндии (2,5 млрд. лет). В тектоническом отношении цепочки щелочных массивов обнаруживают теснейшую связь с рифтогенными структурами, посуществу, они являются отчетливыми маркерами этих структур в теле платформ. В целом, кратонная подстадия, по сравнению с нуклеарной, характеризуется значительно большим разнообразием магматических формаций, в первую очередь, за счет появления формаций щелочных пород. Другими словами на кратонной стадии, по существу, наблюдается рождение щелочного магматизма. Континентально-океанская подстадия(1,5-0,0 млрд. лет). Эта подстадия охватывает промежуток времени от начала рифея до наших дней и характеризуется наибольшей степенью геологической изученности. Континентально-океанская подстадия, сменившая кратонную, отличается от нее иным стилем тектонического и, по-видимому, энергетического развития. Появились очевидные признаки тектоники плит в виде офиолитовых поясов. В течение этой подстадии имели место четыре глобальных цикла развития Земли, из которых каждый начинался с распада очередной Пангеи, расчленения ее рифтогенными океаническими впадинами на континенты и завершался их образным стяжением в суперконтинент, последний –Гондвана (Хаин, Балухновский, 1993). Распад Гондваны с образованием современных континентов и океанов произошел в период 0,25-0,00 млрд. лет и отличался достаточно различным характером магматизма: базальтового в океанах и весьма характеризуется дифференцированного повсеместным развитием на континентах. базальтовой Океанический формации, в магматизм редких случаях щелочнобазальтовой и в очень редких базальтовыми формациями с трахитами и фонолитами, а также фонолит-базанит-нефелинитовой (Лазаренков, 1988). Континентальный платформ, магматизм нарушаемым контролировался активизацией относительно рифтогенных зон, и стабильным режимом подвижным режимом геосинклинальных областей. Платформенный магматизм был базальтовым в виде трапповой, а 105 также платиноносной дунит-клинопироксенитовой формации, ультроосновным в виде кимберлитовой формации. Щелочной магматизм широко представлен щелочными гранитами и нефелиносиенитовыми формациями. Пожалуй, за исключением кимберлитовой и дунитклинопироксеновой формаций, на континентально-океанской подстадии развиваются все те же самые виды магматических формаций, что и в предыдущую кратонную подстадию, причем щелочной магматизм платформ достигает своего объемного апогея именно в континентальноокеанскую подстадию: интрузивный – в перми, эффузивный – в мелу – кайнозое). Даже такие эффузивные эквиваленты ультраосновных пород, как кимберлиты, демонстрируют чуть повышенную калиевую щелочность. Щелочной магматизм – это типичный магматизм платформ, причем типы рифтогенных структур удобно классифицировать в соответствии с типами проявленного в них щелочного магматизма. В подвижных геосинклинальных областях доминирует базальтовый, андезитовый и гранитоидный магматизм в примерном соответствии с последовательностью магматических событий, установленных каноном Г. Штиле. Это формации инициальных базальтов, орогенных гранитных батолитов, посторогенных гранитов и финальных базальтов. Детальная классификация магматических формаций этих областей проанализирована во многих работах, в том числе Ю.Б. Марина и В.Г. Лазаренкова (1988г). Вместе с тем, следует иметь в виду, что в настоящее время тектонисты выделяют несколько десятков видов геосинклинальных режимов и многие из них замечательны собственными вариациями магматических событий. Подобно рифтогенным структурам, геосинклинали можно классифицировать в соответствии с типами этих событий или с рядом слагающих их магматических формаций. Некоторые типы магматизма специфичны или особенно объемно представлены на границах океанов и континентов. «Огненное» андезитовое кольцо Тихого океана наблюдается на границе континент-океан. Достаточно мощный щелочнориолитовый магматизм срединно-океанических хребтов имеет место при переходе океанических рифта на континенты (Афарский треугольник). Цепочки массивов офиолитовой формации маркируют границы геосинклинальных областей. В заключение следует отметить, что для рассматриваемой подстадии очень характерно максимально большое разнообразие эффузивных формаций, число которых, правда, быстро сокращается в глубь веков от конца подстадии к ее началу из-за действия эрозионного среза, уничтожающего эффузивные и обнажающие интрузивные формации. Общий анализ эволюции магматизма в истории Земли позволяет сделать некоторые выводы: 1. Среди основных типов магматизма в истории Земли устанавливается определенная возрастная последовательность главных магм ультраосновная базальтовая гранитная щелочная. (от ранних к поздним): 106 2. По объему ультраосновная магма, очевидно, была большей, чем базальтовая, базальтовая больше, чем щелочная. С этих позиций ультраосновную магму можно рассматривать в качестве родоначальной магмы Земли. 3. Магматические стадии в истории Земли следуют друг за другом со значительным перекрытием и развиваются параллельно друг другу. 4. Общая тенденция эволюции магматизма в истории Земли состоит не только в уменьшении объема магматических продуктов во времени, но и в резком увеличении разнообразия магматических пород от ранних стадий к поздним за счет значительной дифференциации со снижением магнезиальности пород и повышением их кремнекислотности и, особенно щелочности. Из 1000 наименований магматических пород примерно половина принадлежат щелочным породам, возникшим на последних стадиях развития Земли. 5. История магматического и тектонического развития Земли, несомненно, отражает историю ее энергетического процесса и, по-видимому, является ее наиболее чутким индикатором. 6. Изменение характера магматизма в истории Земли тесно связано с изменением стиля ее тектонического строения. Смена стилей тектонического строения сопровождается изменениями в характере магматизма Земли.