Петрография магматических горных пород

Щелочные ультраосновные породы

Щелочные ультраосновные породы распространены ограниченно. Плутонические породы представлены ультраосновными фоидолитами: якупирангитами, ийолитами, уртитами, мономинеральными нефелиновыми породами (нефелинолитами). К вулканическим относятся щелочные пикриты, мелилититы и ультраосновные фоидиты (меланефелиниты, мелалейцититы, нефелиниты и др.).

Химический состав щелочных ультраосновных пород непостоянен. Количество SiO₂ равно 31–47 мас. %. Суммарное количество щелочей изменяется от 1–5 в якупирангитах до 22 мас. % в уртитах и нефелинолитах, а глинозема от 5 (в якупирангитах) до 34 мас. % (в нефелинолитах). Они нередко являются алюминиевой рудой, так как содержание кальция, магния и железа в них незначительное. Щелочные ультраосновные породы знаменуют заключительные стадии магматизма, характерны для магматизма зон тектономагматической активизации («горячих точек»); встречаются на континентах и на вулканических островах в океанах.

Плутонические щелочные ультраосновные породы

Наиболее распространенными породами этой группы являются ийолиты, которые через мельтейгиты связаны постепенными переходами с меланократовыми почти мономинеральными пироксеновыми якупирангитами и лейкократовыми уртитами (табл. 7).

Таблица 7

Классификация бесполевошпатовых нефелиновых  пород, по Б. М. Куплетскому

 

Название горной породы	Содержание нефелина, %	Содержание эгирин-авгита, %	Тип
Уртит	90–70	10–30	Лейкократовый
Ийолит	70–35	30–65	Мезократовый
Мельтейгит	35–20	65–80	Меланократовый
Якупирангит	<20	>80	Меланократовый

 

Якупирангиты (щелочные пироксениты) – полнокристаллические, темно-серые, почти черные, иногда зеленоватые, средне- или крупнозернистые породы. Структура гипидиоморфнозернистая или пойкилитовая.

Якупирангиты известны в Бразилии, Южной Норвегии, в России (Кольский полуостров).

Мельтейгиты – темно-серые, почти черные средне- или крупнозернистые породы. Структура гипидиоморфнозернистая с идиоморфизмом пироксена относительно нефелина.

Ийолиты – темно-серые или серые средне- и крупнозернистые породы, состоящие из пироксена (эгирина, эгирин-авгита, титан-авгита) и нефелина в примерно равных количествах. Структура гипидиоморфнозернистая. Ийолиты – наиболее распространенные нефелиновые породы. Они известны в Северной Америке, Южной Норвегии, на Кольском полуострове (Россия).

Уртиты – светлоокрашенные породы с сероватым или розоватым оттенком, с темными кристаллами эгирина, нередко собранного в лучистые скопления. Второстепенная примесь представлена альбитом, сфеном, эвдиалитом, ильменитом. Количество апатита иногда возрастает, и уртиты переходят в апатит-нефелиновые породы с содержанием апатита до 85  %. Эти породы являются рудой на фосфор. Чисто нефелиновые породы (нефелинолиты) очень редки. Структура агпаитовая, в которой пироксен содержит пойкилитовые включения идиоморфных кристаллов нефелина (см. рис. 13).

Уртиты образуют небольшие вытянутые тела среди  сиенитов (Кольский полуостров, Южная Норвегия, Южная Америка).

В связи со щелочными ультраосновными породами известны месторождения ниобия и тантала, редких земель, урана, тория, титана, а также апатитовых руд, флюорита и др. Нефелин – хорошее сырье для керамической и стекольной промышленности.

Ассоциации щелочных ультраосновных пород приурочены к окраинам платформ, к зонам глубинных разломов, рифтам. В этих зонах находятся многофазные интрузивы изометричной формы зонально-кольцевого строения (интрузивы центрального типа).

Наиболее распространенными  являются породы якупирангит-уртитового ряда. Они образуют кольцевые или серповидные (в плане) интрузивы вокруг ядер пироксенитов, перидотитов или дунитов (например, Якупиранга в Южной Америке, Ковдорский массив на Кольском полуострове). С этими массивами обычно связаны тела карбонатитов. Ассоциации пироксенитов, ультраосновных пород и карбонатитов известны также в пределах Восточного Саяна. Щелочные ультраосновные породы иногда встречаются совместно с нефелиновыми сиенитами (Хибинский, Ловозерский и другие массивы Кольского полуострова).

Вулканические щелочные ультраосновные породы

Среди щелочных ультраосновных вулканических  пород выделяются натриевый и калиевый ряды.

Лимбургиты (породы натриевого ряда) – темно-серые, почти черные порфировые породы массивной текстуры. Вкрапленники представлены оливином, титан-авгитом, окруженным каймой эгирин-авгита. Основная стекловатая масса содержит микролиты оливина, авгита, магнетита и апатита. Иногда во вкрапленниках встречаются бурая роговая обманка или биотит. Структура основной массы гиалиновая или гиалопилитовая.

Фельдшпатоидные пикриты (породы натриевого или калиевого ряда) – темные, почти черные породы с порфировым сложением массивной текстуры. Во вкрапленниках находится оливин (иногда до 60 %). Основная масса состоит из оливина, титан-авгита, монтичеллита (до 45 %), мелилита, нефелина или лейцита (не более 15 %), флогопита (до 10 %), перовскита (до 8 %) и рудного минерала            (до 12  %). Структура основной массы микролитовая и пойкилитовая.

Лейкократовые щелочные ультраосновные вулканические   породы – лейцититы (породы калиевого ряда) – связаны со щелочными пикритами постепенными переходами. Это пепельно-серые, до черно-серых порфировые породы. Вкрапленники представлены лейцитом и клинопироксеном (титан-авгитом, эгирин-авгитом), реже флогопитом и оливином. Основная масса сложена главным образом пироксеном и лейцитом, в меньшей степени нефелином, санидином, мелилитом, ильменитом, титаномагнетитом, апатитом, хромитом, перовскитом. Она обычно полнокристаллическая, но иногда содержит бурое стекло.

Щелочные ультраосновные вулканические  породы развиты в рифтовых структурах континентальных платформ и на океанических островах. Вулканические породы образуют потоки, субвулканические пластовые и штокообразные тела, иногда трубки взрыва.

Карбонатиты

К карбонатитам относятся породы, содержащие значительные количества минералов карбонатного состава, главным образом кальцита, нередко доломита и других карбонатов. Количество этих минералов в породах непостоянно. Наряду с разновидностями, состоящими почти исключительно из карбоната, встречаются породы, содержащие силикаты: оливин, эгирин-авгит, амфибол, микроклин, нефелин. Встречаются также апатит, магнетит, пирит, барит, флюорит, циркон, рутил и многие другие акцессорные минералы.

Интрузивные породы отличаются неравноозернистым или порфировидным строением. В качестве вкрапленников могут быть апатит и доломит, в то время как в основной массе преобладает кальцит. Текстура пород пятнистая и полосчатая. Чаще всего карбонатиты залегают в форме штоков и даек в массивах кольцевого строения.

 В 1966 г.  из вулкана Олдоиньо-Ленган (Африка) произошло излияние натровых карбонатитовых лав, а также выбросы пирокластического материала того же состава. На территории Замбии и Уганды известны вулканические аппараты, сложенные карбонатитами.

Карбонатиты –  редкие породы и встречаются в  платформенных условиях в ассоциации с ультраосновными и основными щелочными породами. С ними связаны месторождения апатита, магнетита, фторфлогопита и высокие содержания ниобия, урана, тория.

Контрольные вопросы

1. Какие породы относятся к ультрамафитовым и почему? 2. Чем отличаются плутонические ультрамафиты нормальной щелочности от вулканических? 3. В каких тектонических обстановках распространены ультрамафиты и какие полезные ископаемые с ними связаны? 4. Чем отличаются щелочные ультрамафиты от сходных пород нормальной щелочности? В чем это проявляется? 5. Что такое карбонатиты и какие полезные ископаемые с ними связаны?

лекция 6

 

Породы основного состава. Группа плутонических и вулканических  пород основного состава нормальной щелочности (габброидов – базальтоидов). Подразделение основных пород по минеральному составу. Текстуры и структуры, морфология тел, распространение, геологические условия залегания и полезные ископаемые, связанные с породами основного состава нормальной щелочности.

Породы основного состава

Основные породы пользуются широким  распространением, особенно вулканические аналоги, в пять раз превышающие по объему все остальные вулканические породы вместе взятые.

Среди основных пород по условиям образования выделяют плутонические – габбро и габброиды и вулканические их аналоги – базальты (долериты) и базальтоиды. В состав этих пород кроме темноцветных минералов (пироксенов, оливина, реже роговой обманки) входят полевые шпаты (преимущественно плагиоклазы). По содержанию SiO₂ (45–53 мас. %) они относятся к основным породам. Количество остальных окислов значительно колеблется. Al₂O₃ 14–17 мас. % (в анхимономинеральных анортозитах до 27 мас. %); сумма FeO+Fe₂O₃ 6–15 (в рудных габбро до 47 мас. %); MgO 4–13; СаО 5–14; сумма щелочей Na₂O+K₂O 2–8 мас. % (табл. 8).

По содержанию щелочных металлов (Na₂O+K₂O) различают основные породы нормальной щелочности, субщелочные (повышенной щелочности) и щелочные (с фельдшпатоидами и эгирином). Преобладающая часть основных пород принадлежит к натриевому ряду, в которой содержание Na₂O варьирует в пределах 0,14–4,5 мас. % при незначительном содержании калия.

Плутонические породы основного состава  нормальной щелочности

Глубинные породы этой группы представлены равнозернистыми, иногда порфировидными породами, окраска которых в свежем виде изменяется от светлого, пепельно-серого, темно-серого до почти черного цвета с различным по интенсивности зеленоватым оттенком, обусловленным вторичным изменением минералов. Габброиды состоят из основного плагиоклаза с пироксеном или, реже, роговой обманкой. Существуют оливиновые и безоливиновые разновидности.

Таблица 8

Средний химический состав пород группы габбро-базальта¹⁰

Породы	Троктолит	Норит	Габбро	Анортозит	Пикробазальт	Плагиобазальт	Базальт
SiO2	43–48	46–53	43–52	48–54	42–46	46–52	47–52
TiO2	0,2–1,2	0,2–2	0,1–4	0,1–0,7	0,5–2,5	0,5–1,5	1–2,5
Al2O3	12–22	10–21	8–27	25–32	6–12	16–20	14–18
Fe2O3	0,8–3	0,5–3	0,3–10	0,1–1,6	3–7	3–6	2–5
FeO	1,5–13	4–15	1–15	0,3–4	7–10	4–8	6–10
MgO	13–20	4–12	3–15	0,1–3	12–24	3–6	5–7
CaO	6–14	6–12	8–18	9–14	6–9	6–12	6–12
Na2O	1–3,5	0,5–3	0,5–3,5	1–5	0,5–1,5	1,5–3,5	1,5–3
K2O	0,1–0,6	0,2–1,5	0,1–2	0,1–1,5	0,1–0,5	0,5–1	0,1–1

 

Преобладающей разновидностью в этой группе является габбро (клинопироксен-плагиоклазовая порода), менее распространено    роговообманковое габбро (роговообманково-плагиоклазовая порода), норит (ортопироксен-плагиоклазовая порода), габбро-норит (клинопироксен-ортопироксен-плагиоклазовая порода), троктолит (оливин-плагиоклазовая порода) и анортозит (плагиоклазовая порода). Если среди главных минералов присутствует оливин, породы называются соответственно оливиновыми габбро, оливиновыми норитами, оливиновыми габбро-норитами. Встречается кварцевое габбро, отклоняющееся от нормального типа габбро в сторону повышенной кислотности. Все перечисленные разновидности объединяются термином габброиды.

Меланократовые разности габброидов, в которых содержание цветных  минералов превышает 75 %, по существу являются переходными от основных пород к ультраосновным, примером чего может служить габбро-перидотит.

К лейкократовой ветви габброидов принадлежат породы, в которых цветной минерал составляет 35 % и менее. Наиболее лейкократовые представители этой ветви, состоящие почти целиком из основного плагиоклаза (лабрадора, битовнита или анортита) и имеющие цветное число менее 15 %, называются лабрадоритами, битовнититами, анортититами.  Все породы, состоящие почти целиком из плагиоклаза,  объединяются общим названием плагиоклазиты, или анортозиты.

Текстура и структура

Текстура габброидов чаще всего  однородная (массивная), но нередко и такситовая (неправильно пятнистая или полосчатая). Структура пород преимущественно среднезернистая, однако в некоторых случаях в зависимости от условий кристаллизации она может быть мелко-, иногда даже микрозернистой или крупнозернистой. Наиболее распространенными (обычными) структурами габброидов являются следующие.

Габбровая структура характеризуется одинаковым, но довольно слабым идиоморфизмом выделений плагиоклаза и пироксенов: они имеют вид неправильных грубоизометричных зерен или кристаллов с неясным короткопризматическим габитусом. Относится к типу аллотриоморфнозернистых структур.

Офитовая структура отличается от предыдущей тем, что плагиоклазы здесь резко идиоморфны по отношению к пироксенам. Под микроскопом такая порода выглядит как агрегат разнообразно ориентированных сильно удлиненных табличек плагиоклаза, угловатые промежутки между которыми выполнены пироксеном, образующим крупные монокристаллы (рис. 17). При этом таблички плагиоклаза глубоко вдаются в цементирующие их кристаллы пироксена (см. рис. 12, б). Нередко между плагиоклазом и пироксеном наблюдаются пойкилитовые соотношения: длиннотаблитчатые кристаллы плагиоклаза целиком заключены в крупных монокристаллах пироксена (образуют в них пойкилитовые вростки). Структура такого рода может быть названа пойкилоофитовой (см. рис. 12, а).