Державна мова - мова професійного спілкування. 2 страница

Базит–гипербазитовый магматизм зарождается в рез-те полного плавления мантийного в-ва под флюидным давлением с последующим базит-гипербазитовым расслаиванием первичных магм. Базитовая часть явл-ся более основной, чем сами базиты. Базитовый слой

потом сам начинает расслаиваться с образованием габброидов и дунит-верлитовой ассоциации. Принципиальное разделение базитов на гипербазитовую дунит-гарцбургитовую и базитовую дунит-верлитовую формации. Правило: при разделении крупный катион концентрируется с крупным анионом, мелкий с мелким. Ca - S (крупные), Mg - O (мелкие). Металлогеническое значение: с S (в базитах) концентрируются Ni, Pt, Pd, в гипербазитах – Cr. Т.о., это разделение на две металлогенические формации –

платиноносную и хромитоносную.

Дунит-гарцбургитовая хромитовая ассоциация. В эвгиосинклиналях на ранних стадиях их развития (входит в офиолитовые комплексы), в срединно-океанических хребтах и в расслоенных интрузивах. Раннегеосинклинальный. В дунитах высокохромистые

руды, в гарцбургитах низкохромистые. Взаимоотношение дунитов и гарцбургитов разнообразны: наблюдается переслаивание этих

пород от тонкого текстурного до геолого-структурного. Обычно залегание дунитов в нижней части массивов под более мощными гарцбургитами. Развиты жилы дунитов в гарцбургитах, секущие первичную полосчатость пород. Встречается метосамотоз

гарцбургитов: замещение OPx -> Ol и образование вторичных дунитов. В массивах обычно пологое залегание линейности.

Дунит-клинопироксенитовая (верлитовая) ассоциация. Массивы платиноносные. Параллельно эвгиосинклинальным поясам развития ультрамафитов дунит-гарц формации, обрамляя с континентальной стороны. Более консолидированные стр-ры. Ассоциация в геосинклиналях с К-Na эффузивными породами – трахитами, сиенитами и др. Образуют изометричные или вытянутые тела, окруженные оторочкой контактовых роговиков. Железистость дунитов при приближении к пироксенитам возрастает, происходит замещение хромита магнетитом с примесью Ti, и они преобразовываются в оливиниты. Оливиновые пироксениты окаймляют дуниты и проникают в них,

образуя жилы.Дуниты платиноносны. В ассоциацию также входят щелочные породы недонасыщенные кремнеземом – мельтейгиты, ийолиты, уртиты. Клинопироксениты сложены титан-авгитом и эгирин-авгитом (якупирангиты).

"Офиолит" - это старое название серпентинита, т.е. гипербазиты в этой формации подвержены процессам серпентинизации. По окраинам континентов накапливаются осадки, сносимые с континента, и их максимальное накопление - на стыке океанической и континентальной коры. Здесь формируются отложения, сопровождаемые внедрениями гипербазитовых (дунит-гарцбургитовых) пород. Гипербазиты залегают согласно с вмещающими. Эти осадочные породы явл-ся глубоководными и отражают max. прогибания океанического дна. Т.о., офиолитовые формации состоят из серпентинизированных гипербазитов (главным образом, гарцбургитов), глубоководных осадков и шаровых лав толеитовых базальтов. Они формируются на ранних стадиях развития геосинклиналей, т.к. далее они испытывают складчатость совместно с вмещающими породами. Серпентинизированные гипербазиты подвергаются деформациям с образованием серпентинитового меланжа. Автохтонная природа.

Срединно-океанические хребты - второе место нахождения офиолитов, и здесь имеется обычно полный разрез: гипербазиты, шаровые лавы, осадки. Мощного осадконакопления нет, т.к. структуры удалены от континента, поэтому офиолитовая ассоциация здесь - "эмбриональная". Типичные дуниты и гарцбургиты офиолитовых комплексов - это интенсивно серпентинизированные породы. Все минералы группы серпентина можно подразделить на хризотиловые (шестоватые, призматические) и антигоритовые (пластинчатые). Ранняя серпентинизация сопровождается образованием брусита согласно реакции: [Ol + H2O = лизapдит + брусит]. Такой метаморфизм называется глаукофансланцевым и является самым ранним. На следующем этапе серпентинизации - реакция дегидратации, серпентин представлен антигоритом: [лизардит + брусит = антигорит + магнетит + H2O + O2].

Базит–гипербазитовый магматизм зарождается в рез-те полного плавления мантийного в-ва под флюидным давлением с последующим базит-гипербазитовым расслаиванием первичных магм. Базитовая часть явл-cя более основной, чем сами базиты. Базитовый слой потом сам начинает расслаиваться с образованием габброидов и дунит-верлитовой ассоциации. Принципиальное разделение базитов на гипербазитовую дунит-гарцбургитовую и базитовую дунит-верлитовую формации. Правило: при разделении крупный катион концентрируется с крупным анионом, мелкий с мелким. Ca - S (крупные), Mg - O (мелкие). Металлогеническое значение: с S (в базитах) концентрируются Ni, Pt, Pd, в гипербазитах – Cr. Т.о., это разделение на две металлогенические формации – платиноносную и хромитоносную. В гипербазиты практически всегда входят хромшпинелиды в качестве акцессорных минералов. Они определяют названия пород (так, оливиновые породы с хромитом наз-ся дунитами, а с магнетитом - оливинитами) и их формационное разделение. Ультраосновные породы I формации - дуниты и гарцбургиты, содержащие хромит и хромшпинель. В случае II формации мы имеем дунит-оливинитовый ряд с переходом от хромита к магнетиту.

В дунитовых расплавах дунит-гарцбургитового ряда все Fe представлено в виде FеО. Хромитовые руды ликвационные по своему происхождению. Наличие прожилковых текстур в дунитах и гарцбургитах в рез-те флюидных компонентов, остающихся в расплаве. Расслаивание. Для платиноносных дунитов характерно дунит–хромитовое отщепление, также появляются медно–никелевые ассоциации. Хромитоносной формация: хромитовые дуниты, хромшпинелевые гарцбургиты, ультрамафиты полосчатого комплекса. Хромитовые дуниты отделяются от хромшпинелевых гарцбургитов путем развития жидкостной несмесимости. Полосчатый комплекс состоит преимущественно из габбро, норитов, троктолитов, клинопироксенитов с дунитами и перидотитами в виде отдельных слоев. Он расположен сверху и снизу от дунит-гарцбургитового комплекса. Перидотиты в нем также присутствуют, но они отличаются по составу хромшпинелида в сторону большей железистости и глиноземистости.

Т.о., в этих комплексах мы имеем три типа хромшпинелидов: I - хромит из дунитов с максимальной рудоносностью; II - хромшпинель из гарцбургитов, бедных хромитовыми рудами; III -хромшпинель из пород полосчатого комплекса, практически не содержащего хромитового оруденения; IV - хромшпинелиды платиноносной формации хромшпинель-магнетитового ряда.

На каждом возрастном периоде «континент-океан» платиноносная формация располагается ближе к континенту, а хромитоносная – на океанической стороне. На островных дугах эти формации образуют парные пояса. Многие дунит-клинопироксенитовые формации уходят в континентальную область, образуя концентрические массивы (Кондерский). Это кольцевая стр-ра диаметром 6-7 км, имеющая внутреннее ядро (дунитовое) и внешнее обрамление клинопироксенитовое). Первоначально эта стр-ра развивалась на купольном поднятии, потом опустилась. Тело массива прослеживается на глубину 12 км.

Вмещающие породы (гнейсы). Проще всего предположить, что гнейсы были выдвинуты с глубины, но состав граната в них (альмандин-спессартин) не отвечает глубинному. Но дуниты имеют признаки малоглубинных образований, что наиболее хорошо проявлено в составе хромшпинелидов, для них характерен дунит-оливинитовый тренд. На них видны зоны наложения парагенезисов, и, чтобы правильно оценить формацию ультрамафитов, нужно рассматривать вариации состава хромшпинелидов во всех породах. Платиноносный тип – малосульфидный, в котором исчезает Al, получается хромит-магнетитовый тренд с S. Дунит-оливинитовый (хромит-магнетитовый) тренд характерен для целого ряда стратиформных интрузивов. Руды сосредоточены в хромитовой части платиноносной формации. Оруденение представляет собой вытянутые веретенообразные тела. Дуниты можно различать по составу хромшпинелидов и по примеси МПГ в хромитовых рудах, содержащихся в этих дунитах. Для хромитоносной формации характерна примесь редких платиноидов (иридий, осмий), для платиноносной – платина, паладий (большую роль начинает играть сера). Для 4-го типа характерны сильные восстановительные условия, появл-ся самородное Fe, образуется изоферроплатина.

Субвулканические (менее глубинные) породы представлены в стратиформных интрузивах, где в основном развита платиноносная формация, хромитоносной нет. Классический пример – Бушвельдский массив, вместилище гигантских месторождений платины. В этом массиве гипербазиты подчинены базитам, что получается в рез-те расслаивания базитовой части при полном плавлении. На древнем AR-ском фундаменте образовалась Бушвельдская депрессия, cкорее всего, в рез-те взрыва. Произошло это в районе PR. Наблюдается самый дунит-оливинитовый тренд. Хромшпинелиды Бушвельда беднее хромом и богаче алюминием.

В нем выделяется 6 комплексов пород:

1) базальная серия дунит-гарцбургитового состава с хромтовыми телами, обогащенными Pt, Pd;

2) тонкопереслаивающиеся породы, где гипербазиты образуют тонкие прослои между базитами. Здесь, в основном, Pd;

3) риф Меренского. Самое крупное вместилище Pt, Pd. Появляются прослои пород, обогащенных Pl или Px;

4) зона норитов большой мощности. Здесь выделяется риф Стиллорт, представляющий собой небольшой существенно пироксенитовый участок c палладиевым оруденением;

5) сложная полосчатая серия с титаномагнетитовым оруденением;

6) красные Бушвельдские граниты.

Этот интрузив кристаллизовался с основания: сероводород накапливался в остаточных расплавах вместе с платиноидами, в основном, с палладием.

В рифе Меренского оруденение связано в основном с пироксенитами. Обогащение рудными металлами четко контролируется ликвационным расщеплением. Все руды подстилаются плагиоклазитами, которые используют в кач-ве поискового признака, выше них идут безрудные нориты. В ультраосновных образованиях: в дунитах Ol имеет железистость не больше 15%, но есть крайне железистые – горнотолитовые дуниты. Такая контрастность характерна для всех стратиформных интрузивов. Pt из форстеритовых расплавов концентрируется в горнотолитовых расплавах, в рез-те чего выделяются горизонты железистых дунитов, обогащенных платиной. Такие расплавы имеют флюидный характер (H2, CH4), флюиды взрывным образом прорываются в верхние горизонты с образованием трубок взрыва, брекчий, в т.ч. хромитового состава, в которых образуются месторождения Pt. Прослои хромитовой руды образуют в трубке брекчию, состоящую из обломков, перемещенных в незначительной степени. Содержание платиновых металлов резко увеличивается, фазы перекристаллизовываются, и наряду с самородными Pt, Pd образуются сульфиды этих элементов.

Коматииты – у/осн вулканические породы. Явл-ся резко бимодальными - выделяются пироксенитовые и дунитовые коматииты.

Коматииты образуют дайки, субвулканические силлы, покровы дунитового и пироксенитового состава в ассоциации с магнезиальными базальтами (марианитами, бонинитами - очень низкощелочными). Коматиитовые лавы встречаются с пироксенитовыми лавами состава: оливин, (ортопироксен+клинопироксен), Сг-Fе3+ шпинелид. Ультраосновные коматииты представляют собой эффузивные аналоги дунитов, верлитов, лерцолитов, основные - вебстеритов, клинопироксенитов, а аналогов гарцбургитов нет. Из их разделения видно, что коматииты сопоставляются с формацией платиноносных пород и имеют тенденцию перехода шпинели в магнетит.

У/осн (дунитовые) коматииты характеризуются структурой спенифекс. Все у/мафитовые лавы высоко темп 1300-1400 при излиянии на поверхность теряют свои флюидные компоненты, происходит переохлаждение, следовательно кристаллизация носит скелетный характер. Стр-ра обусловлена наличием скелетных крист ол погруженных в измененную стекловатую массу. Также есть норм серпентинизированные кристаллы ол. Коматииты обычно сильно изменены. ультраосновных коматиитов в природе не существует, а есть коматиитовые порфириты.

Основные коматииты Клинопироксенитовые коматииты хорошо сохраняются. Скелетная текстура в них не так отчетливо проявлена. Исключение составляют породы с ортопироксеном, в которых также наблюдаются скелетные кристаллы. Часто в породе устанавливаются две генерации пироксена: ранние идиоморфниые кристаллы (СРх1), окруженные менее идиоморфными удлиненными кристаллами (СРх2), промежутки между которыми заполнены ксеноморфным плагиоклазом. Такую структуру можно называть "антиофитовой" - степень идиоморфизма пироксена явно выше, чем плагиоклаза. Связано это с составом коматиитового расплава, который лежит в поле оливина (пироксена).

Коматииты встречаются в двух формациях:1) офиолитовой; 2) трапповой

Плагиоклаз в коматиитах очень основной - Р185-100 (битовнит, анортит). Плагиоклаз в коматиитах есть далеко не всегда.

Кимберлит – порода повышенной щелочности. Образуют вулканические трубки и дайки. Алмазоносные породы. Имеют порфировую структуру с вкрапленниками Ol, иногда флогопита в тонкозернистой основной массе серпентин – карбонатного состава с флогопитом и апатитом нередко флюидальной текстуры и представляют собой субвулканические образования, слагающие на платформе трубчатые тела, жилы и неправильные залежи совместно с включениями и обломками разнообразных пород. В основном встречаются обломки осадочного чехла платформ, реже кристаллические включения фундамента платформ и округлые включения других алмазоносных пород (гранатовые дуниты, перидотиты, пироксениты и эклогиты). Включения залегают беспорядочно или образуют около глыб шлейфы. Характерна ассоциация кимберлитовых и карбонатитовых трубок.

Лампроиты – породы с обильными вкрапленниками биотита или флогопита, оливина, диопсида, перовскита в основной массе, богатой лейцитом. К ним также относятся седриситы – породы, в которых лейцит совместно с диопсидом образует фенокристаллы. В Западной Австралии они вместе с кимберлитами образуют алмазоносные трубки, возраст которых от 20 млн. до 1.8 млрд. лет. Они содержат останцы пироповых перидотитов и эклогитов, при замещении интрузивов которых в глубинных очагах лампроитовая магма унаследовала их алмазоносность. С магматическим замещением пироповых перидотитов связано и само происхождение щелочных лампроитовых магм, образовавшихся в результате флюидно-магматической дифференциации внедряющихся основных расплавов.

Комплекс алмазоносных лампроитов Западной Австралии представлен 2-мя петрохимическими типами пород – оливиновым и лейцитовыми лампроитами. Это сочетание представляет собой типичную ассоциацию контрастно расщепленных (диасхистовых) пород, в которой меланократовый оливиновый лампроит может быть отнесен к лампрофирам (это богатые темноцветными минералами мелкозернистые породы, входящие в жильную свиту совместно с лейкократовыми жильными породами (аплитами и пегматитами)), а лейкократовый лейцитовый лампроит – к фельдшпатоидным аплитам.

Расщепление и расслаивание лампроитовой магмы произошло после приобретения ею алмазоносной специфики в глубинных очагах, разраставшихся за счет пироповых перидотитов и отчасти наследующих их высокобарную минерализацию. Поэтому алмазоносны оба типа лампроитов, но в меланократовых содержание алмаза более устойчиво. По-видимому, при расслоении меланократовые расплавы располагались в нижних частях магматических очагов, куда могли погружаться и кристаллы алмаза ввиду их высокой плотности.

Среди форм залегания лампроитов и кимберлитов преобладают трубки, сужающиеся книзу. С глубиной их сечение приобретает форму сплющенного овала с переходом в дайковую форму. Отмечаются лампроитовые и кимберлитовые туфы.

Типичные габбро близки к эвтектическому составу (напополам плагиоклаза (до №50) и клинопироксена). Богатые плагиоклазом – лейкократовые габбро, клинопироксеном – меланократовые. Только плагиоклаз – анортозиты. Если ортопироксен – норит. Это породы, насыщенные SiO2. Если SiO2 меньше, то вместо ортопироксена – оливин, и порода – троктолит (форреленштейн). Промежуточные породы – габбро-нориты, оливиновые габбро. Есть РО габбро, РО нориты и троктолиты. Видна селективность магматизма – 95% основных пород приходится на парагенезис ортопироксена (оливина), клинопироксена и плагиоклаза. Если много алюминия, то есть корунд (корундовые габбро - кыштымиты). В глиноземных породах бывают интрузивы основных. Центральные их части сложены габбро (норитами), а кыштымиты слагают внешние зоны, т.е. образуются за счет взаимодействия с глиноземистыми породами.

В этих породах пироксены указывают на температуру кристаллизации. Пижонит обычно неустойчив – при температуре 1000 С он разлагается с образованием двух пироксенов. Диаграмма Хереса (рис 88). Клинопироксен диопсид-геденбергитового ряда - идеальный твердый раствор, но фактически его состав уходит в более железомагнезиальную область. Ферросилита FeSiO3 нет в ЗК, так как образуется при 15 кбар, а в ЗК - 10. Прерывистая линия между габбро и норитами отражает равную железистость пироксенов, такого не бывает в природе. Железистость ортопироксена выше, чем клинопироксена (сплошные линии). Причем чем выше температура, тем сближеннее составы этих минералов. Для идеальных случаев Кр=1 (коэффициент распределения между пироксенами).

Для габбро и норитов характерна медленная кристаллизация минералов при температуре 800 С. Т.о. составы минералов успевают выравниваться. Но охлаждение в природе всегда обгоняет выравнивание составов. Для плутонических пород этот эффект, выраженный в диапазоне состава минералов, очень ограничен. Для плагиоклаза все так же, как для клинопироксена, диапазон – 60-70% анортитового компонента. В плутонических породах из-за высокого флюидного давления происходит перекристаллизация и появл-ся габбровая стр-ра (нет четкого идиоморфизма одного минерала относительно другого). В противоположность– офитовая структура (четкий идиоморфизм плагиоклаза). Она характерна для менее глубинных габброидов и долеритов. Титаномагнетит – главный рудный минерал, когда его много, получается сидеронитовая структура (в его массе плавают силикаты). Далее мы переходим к титаномагнетитовым рудам. Эти породы имеют ликвационное происхождение. При высоком флюидном давлении происходит отделение рудного минерала. Это руды «фузивные» - отщепленные расплавы дают внедрения в габбро, т.е. агрессивны к материнской породе. Если в расплаве много титана, то вместо титаномагнетита - ильменит. Получается такой ряд: габбро с магнетитом – лейкократовые габбро с титаномагнетитом – анортозиты с ильменитом. Важный минерал – апатит. Если исходный расплав богат фосфором, то образуются габбро с апатит-магнетитовым оруденением. Циркон тоже распространенный минерал, т.к. в породах нормальной щелочности цирконий не образует цирконосиликатов. Первичная РО богата титаном, но может образовываться постмагматическая, зеленая, часто замещает темноцветные. РО, образующаяся по плагиоклазу, темнее, по темноцветным – бледная. Из-за этого контуры первичных зерен обычно сохраняются. Их хорошо видно в случае замещения пироксена, оливина амфибол-шпинелевым агрегатом. Это признак образования РО за пределами солидуса. Такую РО называют уралитом. РО может кристаллизоваться только в плутонической фации и в кислых жильных фациях. Текстура в основном массивная, бывает полосчатая, флюидальная. В центре плагиоклаз более кальциевый – там соссюритизация (на основе серицита, эпидота, хлорита). Геология: с ультрамафитами: 1) дунит-гарцбургитовая формация. Габбровые блоки. Переход через троктолиты. 2) дунит-пироксенитовая. Больше норитов, габбро-норитов. С породами кислого, среднего составов. Граниты, плагиограниты, кварцевые диориты.

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.

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.

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 базальтами (толеитовыми). Рифты - области интенсивного растяжения земной коры поэтому снижается флюидное давление. Силы и дайки.

Пижонитовые и гиперстеновые базальты образуются при реализации 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.

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.

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.

Дата добавления: 2015-01-03