petra (Ответы на экзаменационные вопросы по курсу петрографии), страница 12

В базальтах и долеритах толеитовой серии обычны в качестве первичных минералов только мон пироксены (диопсид-авгитового и пижонитового рядов). В гиперстеновых базальтах появляются также и ромб пироксены (гиперстены).

Пижонитовые: Ан 50-90, авгит, пижонит, диопсид(высоко-темп). Ряд последовательно выделяющихся Срх: Мg диопсид-авгит-ферроавгит. Хаар-на афировая стр-ра, стр-ра осн массы – интерсертальная, толеитовая, м/б гиалопилитовая. Ассоциации с исландитами, дацитами, липаритами.

Гиперстеновые: более окислиткльные условия, ассоциации с андезитами. Позднегеосинк-линальные и орогенные стадии развития складчатых поясов. Эксплозивный характер извержения. Не встерчаются в океанических областях. Стратовулканы центрального типа.

42.Средние плутонические породы нормальной щелочности, их вулканические аналоги.

К плутоническим породам среднего состава относятся диориты и кварцевые диориты. Довольно часто в состав средних пород входит Hb. В группе габбро она была лишь второстепенным минералом. Нарастание кремнекислотности – снижение анортитового компонента в Pl. В габбро мы видели лабрадор, здесь – андезин. Диориты – более светлые породы (до 30% темноцветных), главная – Hb, Px играет подчиненную роль, присутствуя обычно в виде реликтов от замещения Hb. Причиной возрастания роли Hb явл-ся смещение линии солидуса в более низкотемпературную область, что приводит к расширению поля устойчивости амфибола. В средних породах 70% Pl – норма. Если более 70 – андезинит. У габбро - норма 50. Выше 70 – анортозит. Сами диориты – малораспространенные породы. Краевые фации габбровых массивов. Окраска обычно серая или зеленоватая. Второстепенные минералы – Qz, КПШ, редко железистый оливин. Акцессорные – апатит, магнетит, титанит, ильменит, циркон. Вторичные – хлорит (Hb, Рх), эпидот (Hb, Рх), карбонат (Hb), соссюритизпция Pl. Стр-ра гипидиоморфно-зернистая (хорошее оформление Pl, иногда Рх и Hb), реже субофитовая (офитовой называть нельзя из-за присутствия Hb, хорошо ограненный Pl, между ним – Hb). Текстуры – массивная, гнейсовидная, полосчатая, такситовая. Есть Bi, чаще замещающий Hb. Кварцевые диориты – до 60% кремнезема. Темноцветные – 20-30%. Среди разновидностей преобладают биотит-амфиболовые. Мирмекиты – вростки Qz в Pl на границе с КПШ. Qz в глубинных породах всегда кристаллизуется последним.

==========================================

Плутонические породы этой группы имеют незначительное распространение в природе. По геологическим условиям залегания и петрографическим особенностям они тесно связаны как с основными (габброидами), так и с кислыми (гранитоидами) породами. Среди них чаще встречаются диориты и кварцевые диориты, ферродиориты описаны в последние годы и установлены в составе некоторых расслоенных основных интрузивов.

Диориты — зернистые, иногда порфировидные породы серого или зеленовато-серого цвета, сложенные плагиоклазом, роговой обманкой или пироксенами. Главное отличие диоритов от габбро — состав плагиоклаза и меньшее количество темноцветных минералов. В диоритах плагиоклаз в среднем отвечает андезину, в габбро — лабрадору. В диоритах темноцветный минерал представлен главным образом роговой обманкой, а в габбро — пироксеном.

Плагиоклаз в диоритах характеризуется большими вариациями состава — от лабрадора или битовнита в ядре зерен до андезина и олигоклаза по краям. Темноцветные минералы — зеленая

или коричневая роговая обманка, пироксены — моноклинные или ромбические, бурый биотит. Второстепенные минералы — кварц, калиевый полевой шпат, очень редко железистый оливин. Акцессорные минералы представлены апатитом, магнетитом, сфеном, ильменитом, цирконом. Вторичные минералы — хлорит, уралит, эпидот, альбит, серицит, карбонат, каолинит.

Диориты содержат 30% цветных минералов, при меньшем количестве их породы называют лейкократовыми (лейкодиориты), при более высоком — меланократовыми (меланодиориты). К последним относятся и габбро-диориты. Главные разновидности диоритов выделяются по характеру темноцветного минерала: гиперстеновые, диопсидовые, авгитовые, биотит-роговообманковые, роговообманковые (преобладающий тип).

Структура диоритов гипидиоморфнозернистая с хорошим оформлением кристаллов плагиоклазов, пироксенов или роговой обманки.

Текстуры в диоритах массивные однородные или пятнистые (такситовые), реже полосчатые.

Кварцевые диориты по внешнему виду несколько светлее диоритов (цветное число 20—30%), содержат кварц (до 15%), который хорошо виден в породах благодаря более темному серому цвету и стеклянному блеску на сколах. Это обычно роговообманковые или биотит-роговообманковые, изредка чисто биотитовые породы со средним плагиоклазом (андезином),

иногда с небольшой примесью калиевого полевого шпата (<5%). Встречаются авгит или гиперстен, сохранившиеся от замещения на магматической стадии в виде ядер внутри зерен роговой обманки. Набор акцессорных минералов тот же, что и в диоритах.

Структура гипидиоморфнозернистая или типичная гранитная с идиоморфизмом плагиоклаза по отношению ко всем минералам.

Жильные диоритовые породы представлены микродиоритами и диорит-порфиритами. Эти породы имеют минеральный состав, аналогичный диоритам, но отличаются структурой (микрозернистой или порфировидной). Известны также диорит-аплиты и диорит-пегматиты. К меланократовым

дайковым породам диоритового состава относятся б и отит-плагиоклазовые и роговообманково-плагиоклазовые лампрофиры.

Их вулканические аналоги это андезиты и андезито-базальты. (о них см. 28 билет)

Ферродиоритами называются породы, в которых реальный состав плагиоклаза кислее андезин-лабрадора № 50, а темноцветные минералы сильно обогащены железом. По внешнему виду ферродиориты светло- или темно-серые породы, но очень часто при выветривании они приобретают характерную красновато-бурую окраску. В составе ферродиоритов находятся плагиоклаз, клинопироксен, оливин, иногда кварц и калиевый полевой

шпат в микрографических срастаниях. Акцессорные минералы: апатит, циркон и рудные (ильменит, титаномагнетит). Среди ферродиоритов выделяются пироксеновые и оливинпироксеновые разновидности. Цветное число в породах составляет 30—45%.

Плагиоклаз в этих породах образует зерна зонального строения с колебаниями состава от андезина в ядре до олигоклаза по краям. Клинопироксен представлен ферроавгитом, кристаллы которого

имеют темно-бурую, почти черную окраску и располагаются между зернами плагиоклаза. Оливин (также сильно железистый гортонолит до почти чистого фаялита) образует округленные кристаллы. Его количество изменяется от 10 до 21%. Кварц присутствует либо в виде вростков в калиевом полевом шпате, либо кристаллизуется самостоятельно. Содержание его (вместе с микрографическими сростками) составляет 5%., иногда увеличивается до 10%. Для ферродиоритов характерны субофитовые структуры: плагиоклаз идиоморфнее темноцветных минералов, распорасполагающихся в интерстициях.

Примеры месторождений:

Диориты и кварцевые диориты входят в ассоциации в одних массивах с гранитами, габбро или сиенитами, а также образуют самостоятельные мелкие штоки, лакколиты, дайки и другие тела.

Диориты вместе с кварцевыми диоритами слагают краевые части крупных гранитных массивов;

с гранитами их связывают переходные породы — гранодиориты. Диориты распространены в Миннесоте (США), в Южной Португалии, Финляндии, в Шварцвальде (ФРГ), на о-вах Ла-Манша. В нашей стране диориты и их кварцевые разновидности известны на Урале, на Кавказе и в ряде других мест.

Биотитовые диориты в самостоятельных массивах встречаются редко (Нижний Эльзас, Португалия). Они обычно представляют краевые фации гранитов (в Ирландии, на о. Суматра, в Богемском лесу). В Казахстане они встречаются как фациальные породы с габбро и габбро-диоритами. Диориты с габбро распространены на Урале (Тагильский, Собский массивы), на Украине, Тянь-Шане, в Казахстане и других местах.

В ассоциации с сиенитами диоритовые породы известны в Восточном Саяне, Казахстане, Восточном Забайкалье, на Урале.

В некоторых массивах диориты и сиениты образуют самостоятельные фазы внедрения, а в некоторых они связаны переходом через сиенито-диориты.

Самостоятельные интрузивные массы диоритов распространены в меньшей степени. Так, в Андах, Венгрии и ФРГ ими сложены небольшие тела, в краевых частях которых наблюдаются микродиориты или диорит-порфириты. Лейкократовые кварцевые диориты описаны в Андах Южной и Северной Америки и на Антильских островах.

Ферродиориты связаны со стратиформными массивами основных пород. Они залегают в их верхних горизонтах. В Скергаардском массиве (Восточная Гренландия) ферродиориты вместе с

железистыми гранодиоритами слагают мощную B00 м) верхнюю зону расслоенной серии. Ферродиориты бывают обогащены сульфидами меди и железа.

С диоритами связаны скарновые месторождения железа и меди (Урал), а также гидротермальные месторождения золота с сульфидами (Сибирь, Казахстан).

43.Вулканические породы среднего состава нормальной щелочности.

Андезитобазальты (аналог диоритов) обладают темной и обычно порфировой структурой. Вкрапленники представлены основным плагиоклазом (лабрадором), пироксенами, реже бурой Рои рудным минералом. Содержание вкрапленников до 25%. Основная масса сложены микролитами тех же минералов несколько иного состава (менее кальциевых плагиоклазов и более железистых пироксенов), часто погруженных в вулканические стекла. Основные структуры – гиалопилитовая и пилотокситовая. Последняя характеризуется погруженным в стекло спутанным войлоком микролитов плагиоклаза. Отмечается флюидальность , выраженная в ориентировке плагиоклаза, огибающих вкрапленники. Текстуры преимущественно массивные или флюидальные. Извержения андезитобазальтов происходят из вулканов центрального типа. Обычно это вулканы с крутыми склонами, сложенными слоями пирокластического и осадочного материала, перемежающегося с лавовыми потоками. Извержения носят взрывной характер. Андезитобазальты в ассоциации с гиперстеновыми базальтами. Андезиты обычно обладают порфировой стр-рой и содержат фенокристаллы среднего плагиоклаза и темноцветных (амфиболов, реже пироксенов), погруженные в богатую стеклом основную массу. Амфибол относится к базальтической РО. Последняя нередко опацитизирована (подплавлена и замещена с краев окислами железа). Второстепенные – кристобалит, тридимит. Акцессорные – апатит, пирротин, халькопирит, циркон. Вторичные – магнетит, гематит, пирит, хлориты, сфен и др. Хорошо раскристаллизованные разновидности андезитов имеют более светлую окраску по сравнению со слабораскристаллизованными.

Плагиоклаз во вкрапленниках – лабрадор, реже битовнит, в основной массе – андезин, олигоклаз. Вкрапленники часто деформированы и корродированны, что приводит к появлению округлых кристаллов. Микролиты всегда идиоморфны.

Оливин в андезитах очень редок. Шпинель – акцессорная, ведущая роль у магнетита. Ромбические пироксены образуют удлиненные призматические кристаллы, в основной массе они представлены иглоподобными кристаллами. Моноклинные более редки, представлены авгитом, в центре более кальциевым. Роговая обманка представлена удлиненными призматическими кристаллами и часто опацитизирована. Начальное зарождение может быть связано с магматическими очагами высокого давления, что приводит к образованию высокоплотных фаз. В ряде случаев могут образовываться альмандиновые андезиты (свидетельство ПФД)

Выделяется андезитовая структура с ориентированным положением микролитов плагиоклаза в стекловатой массе. Это разновидность пилотокситовой структуры. Если стекла много, то гиалопилитовая. Всегда элементами этих структур являются миндалины.

В стекловатой основной массе часто образуются элементы распада на более кислую и более основную части. Такая структура называется вариолитовой. Она не очень четкая. Есть и случаи типичных ликвационных структур: в породе имеются участки, обогащенные плагиоклазом и ли темноцветными. Текстура массивная, пузыристая, флюидальная, перлитовая.

Андезиты очень легко изменяются (андезитовые порфириты). Замещение стекла в основном хлоритом. Плагиоклаз – альбитом или слюдами, карбонатом. Hb, Bi – хлоритом, эпидотами. Андезитовый вулканизм связан с извержениями центрального типа. Лавовые тела более короткие и более мощные, чем у базальтов. Субвулканические тела – штоки, дайки, лакколиты. Отличаются от лавовых потоков лучшей раскристаллизованностью и наличием РО и биотита. Порфировые выделения более обильны по сравнению славами. Очень характерны пирокластические образования. Андезиты широко распространены в окраинно-континентальных зонах, где они присутствуют на поверхности, а на глубине сменяются гранитами с мигматитами.

====================================

По основности средние породы нормальной щелочности подразделяются на андезибазальты и андезиты.

Андезибазальты содержат кремнезема 53 – 57%; вкрапленники представлены плагиоклазом (лабрадором), моноклинным и ромбическим пироксенами, магнетитом или титаномагнетитом, иногда встречается роговая обманка, редко оливин, акцессорные — сфен, апатит, рудные минералы. Содержание вкрапленников достигает 20 – 25% объема породы. ОМ сложена микролитами тех же минералов несколько иного состава (менее кальциевых плагиоклазов и более железистых пироксенов), часто погруженных в вулканическое стекло. Плагиоклаз встречается в виде резко зональных фенокристаллов и микролитов. Состав плагиоклазов в ядрах зональных кристаллов соответствует лабрадору, а иногда и битовниту, а состав краевых зон близок составу микролитов и относится к андезинам. Роговая обманка бурая, реже зеленая, иногда и базальтическая. Роговые обманки нередко частично или полностью опацитизированы (черная непрозрачная кайма, сложенная агрегатом очень тонких зерен рудного минерала и пироксена). Среди пироксенов обычно преобладают ромбические, представленные гиперстеном с заметным плеохроизмом от розовых до зеленоватых тонов. Иногда он также опацитизирован. Моноклинный пироксен относится к диопсид-авгиту. Структура пород порфировая, ОМ – наиболее широко развиты гиалопилитовая и пилотакситовая. Текстуры преимущественно массивные или флюидальные. Извержения происходят из вулканов центрального типа, носят взрывной характер.

Андезиты содержат 57 – 63% кремнезема. Андезиты подразделяются на собственно андезиты с умеренной и низкой железистостью и ферроандезиты (исландиты) с высокой железистостью. По сравнению с андезибазальтами андезиты содержат больше кремнезема, натрия и калия и меньше магния и железа. Андезиты обладают обычно порфировой структурой. Исландиты содержат редкие вкрапленники или обладают афировыми структурами. В числе минералов, слагающих андезиты, главными являются плагиоклазы (45 – 50%), моноклинные и ромбические пироксены (15 – 20%), магнетит или титаномагнетит (до 10%), роговая обманка (до 7%). В раскристаллизованных разновидностях андезитов содержатся анортоклаз и кварц. Второстепенные минералы: кристобалит, тридимит, редко оливин, гранат, кордиерит, андалузит. Акцессорные минералы: апатит, пирротин, халькопирит, циркон, ортит, сфен. Вторичные минералы: магнетит, гематит, гидроокислы железа, пирит, хлориты, серицит, альбит, эпидот, цоизит и многие другие. Минеральный состав сходен с минеральным составом андезибазальтов, отличаясь редким присутствием биотита и почти полным отсутствием оливина. Соотношения минералов и составы минералов несколько отличаются от андезибазальтов. Здесь еще больше, чем в андезибазальтах, преобладает плагиоклаз, обазующий вкрапленники, составляющие до 30% всей породы. Во вкрапленниках он также резко зонален, однако при очень основном ядре наружные его зоны, как и микролиты, могут иметь состав не только андезина, но и олигоклаза. Часто в плагиоклазах можно видеть включения стекла или минералов, таких как апатит, пироксен, магнетит, циркон, сфен. Микролиты плагиоклаза чаще всего не содержат включений и всегда идиоморфны. В исландитах плагиоклазы более кислые, чем в андезитах. Вкрапленники плагиоклазов в них представлены андезином. Пироксены (ромбические – бронзит, гиперстен, моноклинные – диопсид, авгит, пижонит) встречаются во вкрапленниках и ОМ. Ортопироксены во вкрапленниках образуют удлиненные призматические кристаллы, в ОМ – иглоподобные, мелкие иглы образуются также на стенках небольших пустот в андезитах. Железистость в андезитах колеблется от 15 до 35, в исландитах – от 40 до 70. Краевые части фенокристаллов ортопироксена обычно более железистые, чем внутренние; в ОМ более железистые, чем вкрапленники. Ортопироксен в андезитах может нередко реакционно замещаться клинопироксеном с образованием вокруг вкрапленников ортопироксена оторочек, состоящих из мелких кристаллов клинопироксена. Обычно вкрапленники авгитов зональны. Внутренняя часть их сложена высококальциевым авгитом, а внешняя – низкокальциевым авгитом, как и в составе ОМ. Пижонит образует вкрапленники и мелкие зерна в составе ОМ. Часто пижонит образует узкие каймы вокруг вкрапленников оливина, ортопироксена и авгита. Иногда мелкие кристаллы пижонита вместе с авгитом и магнетитом слагают поликристаллические псевдоморфозы по кристаллам роговой обманки. Роговая обманка присутствует чаще, чем в андезито-базальтах. Обычно опацитизирована, иногда полностью замещается агрегатами из мелких кристаллов пироксенов и магнетита. Роговая обманка отражает глубинный этап кристаллизации магм и в ОМ андезитов не встречается, в исландитах отсутствует и во вкрапленниках, что связано с их высокой железистостью. Магнетит и титаномагнетит в андезитах образуют вкрапленники и мелкие зерна, входящие в состав ОМ. Вкрапленники этих минералов срастаются с пироксеном или входят в них в виде включений. Оливины в андезитах встречаются редко в виде вкрапленников, окруженных каймами из роговой обманки или ортопироксена. Железистость оливинов в андезитах 40 – 50, в исландитах – 75 – 100. Наиболее типичные андезиты имеют гиалопилитовую структуру ОМ, часто встречается и пилотакситовая; витрофировая структура редка, главным образом в верхних частях лавовых потоков. Текстура пород массивная или пузыристая.