petra (Ответы на экзаменационные вопросы по курсу петрографии), страница 11

Габбро-нориты состоят из плагиоклаза (от андезин-лабрадора до битовнита), ортопироксена, клинопироксена, иногда содержат оливин, биотит, роговую обманку, титаномагнетит, магнетит, кварц, апатит и сульфиды. В порфировидных выделениях плагиоклазов обычна прямая зональность, в процессе вторичных изменений ядро таких кристаллов соссюритизировано интенсивнее, чем края. Пироксены большей частью ксеноморфны по отношению к плагиоклазу, содержат тонкие пластинчатые вростки магнетита, окружаются каймами роговой обманки. Клинопироксены (авгиты и диопсиды с железистостью 20 – 35) и гиперстен (железистость 35 – 40) – обычные минералы габбро-норитов. В гипабиссальных офитовых разновидностях встречается пижонит, распадающийся на авгит и гиперстен в характерных взаимных прорастаниях (структура распада твердого раствора). Роговая обманка (железистость 40 – 45) коричневая или зеленая, образует реакционные каймы вокруг зерен пироксена или рудного минерала. Биотит с железистостью 50 – 60 развивается также реакционно вокруг пироксена, роговой обманки или рудного минерала. Встречается оливин (железистость 24 – 65) в виде округлых или гипидиоморфных зерен. Кварц обычно отсутствует, нов расслоенных массивах известны кварцевые габбро-нориты с кварцем в интерстициях между зернами плагиоклаза и пироксена. Титаномагнетит развит в промежутках (сидеронитовые выделения) или имеет идиоморфные очертания и включен в зерна силикатов. Апатит распространен незначительно, заключен внутри крупных зерен плагиоклаза и пироксена. Остальные акцессорные минералы присутствуют в переменных количествах (от единичных кристаллов до 4 – 5%, реже образуют скопления). Характеризуются офитовой и габбро-офитовой структурами. Распространена также сидеронитовая структура, реже встречается келифитовая и типичная габбровая.

Троктолиты в большинстве лейкократовые, состоят из плагиоклаза (близок к анортиту) и оливина (железистость 20 – 50), содержат клино- и ортопироксен, роговую обманку, биотит, титаномагнетит, зеленую шпинель, магнетит, ильменит, апатит, сульфиды. Они связаны переходами с магнетитовыми и титаномагнетитовыми оливинитами и с анортозитами. Вокруг оливина на границе с плагиоклазом характерно образование широких келифитовых каемок, состоящих из бронзита, клинопироксена, бледно-зеленого амфибола с вростками зеленой шпинели и титаномагнетита. Иногда келифитовые каймы имеют зональное строение. Структура троктолитов близка к габбровой в сочетании с келифитовой. Титаномагнетитовые разности имеют сидеронитовую структуру.

Анортозиты – ультралейкократовые породы средне- до гигантозернистой структуры, состоят из плагиоклаза (лабрадор – анортит), содержат пироксены (до 15%), оливины, ильменит, титаномагнетит, рутил, апатит. Плагиоклазы обычно содержат закономерно ориентированные мельчайшие пластинки ильменита, гематита, иголочки рутила, возможно шпинель, также встречаются антипертитовые вростки КПШ. Пироксены образуют ксеноморфные кристаллы гиперстена и феррогиперстена (их железистость 32 – 55). В ортопироксене содержатся вростки авгита. Анортозиты схематически подразделяются на стратиформные (слагают пластовые залежи и жилы в расслоенных интрузивах) и автономные (образуют крупные самостоятельные массивы), в первых более высокое содержание кальция и более низкое содержание щелочных металлов, что отражает более основной состав слагающего их плагиоклаза (стратиформные – битовнит, автономные – лабрадор). Вторичные изменения основных интрузивных пород затрагивают как плагиоклаз, так и темноцветные минералы. Плагиоклаз подвергается соссюритизации, при этом альбит образует псевдоморфозы по первичному плагиоклазу совместно с остальными продуктами изменения. Клинопироксены замещаются волокнистым амфиболом (уралитом) с сохранением его первичной формы, иногда по нему развиваются актинолит, тремолит, хлорит и эпидот. Ортопироксены замещаются хлоритом, тальком, куммингтонитом. Оливин легко превращается в иддингсит или боулингит, частично в серпентин, при этом выделяется магнетит, который фиксирует границы зерен и трещины в них.

Полезные ископаемые представлены месторождениями железа, титана, меди, кобальта, платины, палладия.

39.Вулканические породы основного состава нормальной щелочности и их палеотипные аналоги.

Преобладающими породами явл-ся базальты (с вулканическим стеклом) и базальтовые порфириты (с разложенным стеклом), их полнокристаллические аналоги – долериты (кайнотипные породы) и диабазы (палеотипные породы). На континентах они слагают обширные трапповые поля, приуроченные к платформам, участвуют в строении древних геосинклиналий, извергаются в пределах островных дуг и в рифтовых зонах. В океанах излияния связаны со срединно – океаническими хребтами и с вулканами на островах и подводных возвышенностях. Базальты – темно и– серые до черных эффузивные породы, обладают плотной и пористой основной массой, в которой часто находятся вкрапленники (до 20 – 25%), представленные основным плагиоклазом, пироксенами, оливином, реже рудными минералами (титаномагнетитом и ильменитом). Основная масса состоит из микролитов тех же минералов и стекла. Главными минералами являются плагиоклазы, моноклинные и ромбические пироксены, оливины. Встречаются зональные кристаллы, минералы нескольких поколений кристаллизации. Состав плагиоклаза изменяется от Ан 90 – 95 до Ан 50. Часто зональны, разности в составах ядра и периферии доходит до 15%. Плагиоклаз основной массы содержит бале 50% Ан. Соссюритизируется или замещается альбитовыми псевдоморфозами. Пироксены: более распространены богатые кальцием клинопироксены, чем бедные ортопироксены и пижониты. Характерно изменение состава клинопироксенов от ранних стадий кристаллизации к поздним в такой последовательности: диопсид – авгит – субкальциевый авгит (характерно для вулкан-их пород). М/б замещение магнезиально-железистых пироксенов серпентином (баститом) и хлоритом, а клинопироксенов – хлоритом и волокнистыми агрегатами актинолита, эпидотом и цоизитом. Оливины встречаются реже пироксенов. Содержание в них фаялита 15-40%. При кристаллизации магм состав Ol изменяется в сторону увеличения железистости с образованием зональных кристаллов. Магнезиальные – серпентинизируются, железитые – замещаются минералами иддингсит – боулингитовой группы. Второстепенные и акцессорные минералы: титаномагнетит, апатит, ильменит, сфен. Базальты делятся на порфировые (с вкрапленниками пироксена, плагиоклаза, оливина) и афировые, в которых вкрапленники отсутствуют. Вкрапленники могут формироваться в интрателлурических условиях, при застывании в магматических камерах или при излиянии, а основная масса – после излияния. лав на поверхность. Афировые базальты образуются при излиянии на поверхность перегретой лавы, которая не кристаллизовалась в глубинных условиях. В зависимости от строения основной массы выделяют плотные базальты, в которых основная масса состоит из очень мелких микролитов с вулканическим стеклом или полностью из стекла, и зернистые базальты, состоящие из более крупных микролитов с небольшой примесью стекла. Структура основной массы разнообразна. В зависимости от соотношения микролитов и стекла различаются витрофировая, гиалопилитовая, интерсертальная, толеитовая, вариолитовая, офитовая, структуры. Обладают массивной и пористой, миндалекаменной текстурой. Базальты также различаются по относительному количеству светлых (сиалических) и темных (фемических) минералов. Содержание т/цв минералов в нормальных (мезократовых базальтах) 47-45%. Лейкобазальты связаны переходными типами пород с андезито- базальтами, которые отличаются от базальтов более высоким содержанием кремнезема (53-57% и более кислым плагиоклазом (Аn 45-55). Меланократовые базальты (пикрит-базальты богатые оливином) явл-ся переходными к у/осн породам. По составу вкрапленников выделяются плагиоклазовые, авгитовые, гиперстеновые, оливиновые базальты. Для подводных лавовых потоков характерны подушечные лавы и пирокласты – гиалокластиты. Свежие неизмененные (кайнотипные) базальты, содержащие неизмененное стекло, полностью раскристаллизованные аналоги – долериты. Полнокристаллические породы с афировой или порфировой структурой. Структура основной массы в них долеритовая, офитовая, пойкилоофитовая.

40.Анортозиты, их типы и происхождение.

В плутоническую фацию входят автономные анортозиты (потому что нет меланократовых пород). Плагиоклаз в них – лабрадор (50-70 анортита), иногда называют лабрадоритами. Образуют гигантские интрузивы, широко распространенные среди докембрийских комплексов. Обычно фиксируют границу между археем и протерозоем. Яркий пример – побережье Охотского моря, восточная окраина Алданского щита. Еще Коростеньский плутон. Анортозиты находятся в сочетании с гранитами рапакиви. Также сочетаются с габбро (последние в краевых частях массивов). Иногда зерна лабрадора достигают 15 см, окружаются более мелкими (до пяти), в промежутках – ильменит. Яркая способность к иризации. Иногда в пластах очень много ильменита. Анортозитовый магматизм более низкотемпературный. Их формирование шло в условиях сильного флюидного воздействия при подщелачивании магмы, в результате расширяется область устойчивости темноцветных. Наряду с автономными анортозитами, существенно плагиоклазовые породы характерны для менее глубинных образований. При переходе от плутонической фации промежуточной резко меняется флюидный режим магматизма, и массивы основных пород формируются в условиях малой глубинности. Здесь могут возникнуть жильные породы и расслоенные массивы (Бушвельд). С одной стороны, расслоенные массивы являются продуктами платформенного магматизма, с другой, этот магматизм с прогибами. С глубины поднимаются потоки флюидов (плюмы), которые плавят мантию, образуют очаги, в которых и происходит базит-гипербазитовое расслаивание под действием этих флюидов. Резкая граница в массиве фиксируется платиноносными пироксенитами. На ней – переход от базитов к гипербазитам. Базитовая часть Бушвельда помимо всего прочего представлена плагиоклазитами (анортозитами стратиформных интрузивов), содержащими тела титаномагнетитовых руд.

Тренд Феннера (рис 97) приводит к образованию норитов, а в конечном итоге красных гранитов Бушвельда. Тренд Боуэна дает анортозитовые слои. Под действием ВФД (высокого флюидного), свойственного плутонической фации, эвтектика смещается, и мы имеем автономные анортозиты. А в результате реализации тренда Боуэна – стратиформных интрузивов. Область расщепления образуется в результате жидкостной несмесимости, что приводит к ритмичности.

Различия 2 видов анортозитов: 1) состав плагиоклаза от анортита-80 до чистого анортита в стратиформных интрузивах, анортит-65-70 в автономных анортозитах. 2) в СИ Pl идиоморфен, а пироксен в интерстициях – офитовая. Для других – габбровая. Это структура перекристаллизации в условиях ВФД. В стратиформных интрузивах флюиды покидают расплав. Идиоморфизм плагиоклаза чаще связан с кристаллохимическими особенностями плагиоклаза, а не с последовательностью кристаллизации. В условиях быстрого охлаждения рассматривают не по принципу простой эвтектики, а другая система, связанная с появлением купола расслаивания (рис 98). Плагиоклаз и пироксен образуют эвтектику, то есть несмесимы друг с другом. В результате образуются пироксеновые и плагиоклазовые слои. В точке 1 мы бы и имели двухфазовую структуру. Точка 2 – быстрое охлаждение приводит к тому, что фаза 1 не успевает изменить свой состав и расслаивается на 1’ и 2’. В точке 3 то же происходит с фазой 2. Пример - Скаергардский массив. Автономные анортозиты кристаллизовались в рамках простой эвтектической системы при подщелачивании магмы. Стратиформных интрузивов в системе с куполом расслаивания. Автономные анортозиты ассоциируются с габбро, гранитами. Резко преобладают над другими породами. Плагиоклаз не зонален.

41.Базальты и долериты, разделение на пижонитовый и гиперстеновый типы и их геологическое положение.

На диаграмме Р(Н2О) - Т с нанесенными на ней линиями солидуса и ликвидуса для пород| основного состава.. пижонитовое равновесие подразделяет солидус пород на пижонитовый и гиперстеновый типы Клинопироксен есть в базальтах всегда, а потому такое подразделение базальтов является принципиальным и определяется исключительно флюидным давлением.

Все пижонитовые базальты связаны с рифтовыми структурами, поэтому их еще называют рифтогенньми базаль¬тами (толеитовыми). Рифты - области интенсивного растяжения земной коры поэтому снижается флюидное дав¬ление. Силы и дайки.

Пижонитовые и гиперстеновые базальты образуются при реали¬зации разных трендов развития магматизма. Как видно из треугольной диаграммы, эволюция пижонитовых базальтов осуществляется согласно тренду Феннера, а гиперстеновых базальтов - тренду Боуэна.

На двойной Т-х диаграмме, кривая плавления гиперстеновых базальтов отвечает более высокому флюидному давлению с расширенным полем темноцветного минерала. При этом меняется порядок кристаллизации: в пижонитовых базальтах минералом на Ликвидусе является плагиоклаз, а в гиперстеновых базальтах – темноцветные минералы. Разделение базальтов на пижонитовый и гиперстеновый типы касается, главным образом, конца кристаллизации, т.е. кристаллизации основной массы.