ЗWake UpИ 34 страница

Петрография – наука о магмат-их ГП. До 1969 г. объектами были ГП Земли, дальше – еще и освоение Луны. Также изучаются метеориты. Лунные породы похожи на земные базальты, впоследствии выяснилось их большее сходство с метеоритами. Стала возможной общая систематика всех этих пород. Т.о., петрография – наука о железокаменном веществе всей Солнечной системы.

Минералогия (т.к. ГП – природные минеральные агрегаты). У минералогии – изолированный минерал, у петрографии – минеральный парагенезис. Среди всех минералов можно выделить группу породообразующих (ортосиликаты (группа оливина) и метасиликаты (амфиболы, пироксены, слюды)). Островные – цепочечные – ленточные – слоистые – каркасные (ПШ). В слюдах и амфиболах есть вода.

В породах есть рудные минералы (магнетит, гематит, пирит), что связывает с наукой о п/иск.

Геолог. картирование – им определяются все взаимоотношения м/у ГП. ГП как минеральные агрегаты, слагающие геолог-ие тела.

Данные геофизики – непременный элемент петрографических построений.

Этапы развития петрографии. Основоположником петрографии можно считать Ломоносова. Все ГП связывались им с глубинными процессами. Развивались 2 школы – плутоническая и школа нептунистов. Плутонисты стали основой современных представлений, что все магматические породы делятся на 2 класса: глубинные (плутонические) и малоглубинные (вулканические). Был изобретен поляризационный микроскоп, затем призма Николя для получения поляризованного светя.

Далее началось развитие петрографии по пути физ.-хим. анализа парагенезисов минералов.

Следующий этап развития связан с увеличением роли экспериментальных исследований. Возрасли технические возможности, которые дали возможность определять состав минерала в точке. Выяснилось, что все минералы явл-ся неоднородными.

Дифференциация - распад однородной или частично раскристаллизованной магмы на фракции, из которых образуются породы разных составов.

Можно выделить 3 главных процесса магматической эволюции: кристаллизационная дифференциация, эволюция расплава за счет взаимодействия с флюидами и дифференциация при взаимодействии расплава с вмещающими породами.

В процессе кристаллизации магмат-ого расплава не все минералы формируются одновременно — первыми выделяются наиболее основные плагиоклазы, а среди меланократовых — наиболее магнезиальные минералы (оливины, пироксены). Благодаря фракционированию, т.е. отделению каким-либо путем выделившихся минералов, остаточный расплав приобретает по отношению к первичному иной состав и из него формируются различные горные породы. Пути фракционирования минералов могут быть неодинаковы. Гравитационная дифференциация особенно ясно проявляюется в расплавах ультраосновного и основного составов. Цветные минералы, выделившиеся из расплава первыми, отличаются повышенными содержаниями магния и явл-ся более тяжелыми, чем остаточный расплав. По мере кристаллизации остаточный расплав изменяет свой состав, по сравнению с исходным он становится более железистым.

Различия в составах эндоконтактовых и центральных частей интрузий также могут быть связаны с фракционированием — приуроченностью ранних порций кристаллизации к зонам эндоконтакта, как наиболее охлажденным участкам.

Ликвация - это расщепление жидкости на несмешивающиеся составные части с резкими границами между фазами. Установлено, что несмесимость алюмосиликатных расплавов возникает в присутствии многих летучих компонентов, способствующих этому процессу, — водорода, воды, щелочных карбонатов, фторидов, фосфорных солей. Ликвация явл-ся одной из форм проявления флюидно-магматической дифференциации.

Эффузивы содержат вкрапленники в том или ином кол-ве или являются афировыми. Степень «порфировитости» пород может свидетельствовать об условиях передвижения магмы к поверхности. Магма, быстро продвигающаяся к земной поверхности в перегретом состоянии, дает афировые разновидности; при задержке ее в промежуточном очаге формируется порфировый тип пород. Многие структуры основной массы пород косвенно указывают на их состав.

Степень кристалличности для структур основной массы, содержащей микролиты, в значительной степени зависит от химизма расплава. Как правило, чем он более основной, тем более кристаллична структура. Для пород среднего и основного составов наиболее часты гиалопилитовая, микролитовая, пилотакситовая и интерсертальная структуры, причем последняя преимущественно распространена в базальтах. Офитовые структуры, отличающиеся от интерсертальной полным отсутствием стекла, формой выделений плагиоклаза, который здесь представлен лейстами, а не микролитами, как в интерсертальной структуре, встречаются исключительно в породах основного состава. Гиалиновая (стекловатая) структура в этих породах распространена незначительно. Она образуется только в условиях особенно быстрого остывания. А такие структуры, как сферолитовая и фельзитовая, характерны только для кислых эффузивов. Для этих пород типичны структуры с большим количеством первичного стекла — витрофировая (с тем или иным незначительным содержанием микролитов и сферолитов). Гиалопилитовые структуры встречаются иногда только в дацитах. Трахитовая и ортофировая структуры наблюдаются лишь в трахитах.

Значительное влияние на структуру основной массы пород, кроме состава исходной магмы, оказывает также режим отделения флюидов и охлаждения расплава. Особенно явно подобная зависимость проявляется в эффузивах основного состава, магма которых обладает большой кристаллизационной способностью.

Текстуры эффузивов также в какой-то мере связаны с составом пород и условиями их формирования. Например, флюидальная текстура, типичная для лав кислого состава, редка в средних и основных эффузивах. Развитие в породах полосчатых текстур вызвано ликвацией расплавов. Шаровая текстура характерна для быстро остывающих базальтов, при излиянии их под водой или на снег. Пузыристые текстуры отмечаются среди эффузивов любого состава. Однако в базальтах и андезито-базальтах пузырей больше и они крупнее, чем в любых иных эффузивах.

Жильные породы основного состава. Жильные породы явл-ся переходными м/у вулканическими и плутоническими. По глубине формирования они сходны с породами плутонической фации, но давление, оказываемое весом вышележащих толщ, значительно превышает флюидное давление. Для жильных пород, как и для вулканических, свойствена более высокая температура кристаллизации.

Жильные породы связаны с очагами остаточной кристаллизации, насыщенными такими компонентами, как НСl, НF, что приводит к расщеплению. Среди жильных пород выделяют асхистовые (нерасщепленные - более мелкозернистые аналоги плутонических пород, например, микрогаббро, габбро-порфириты) и диасхистовые (расщепленные). К последним относятся аплиты (лейкократовые разности) и лампрофиры (меланократовые разности). Диасхистовые породы, образуются в результате развития жидкостной несмесимости. Минеральный состав не отвечает составу материнской породы. Асхистовые: минеральный состав примерно отвечает составу материнской породы. Отличия в структуре: обычно более мелкозернистые, порфировидные.

Жильные породы среднего состава. Вся группа жильных пород характеризуется одинаковым парагенезисом: андезин + зеленая роговая обманка. Нерасщепленные разности содержат эти минералы примерно в тех же соотношениях, как их интрузивные аналоги (диориты) и носят название диорит-порфиритов. Среди расщепленных разностей выделяют спессартиты, сложенные преимущественно роговой обманкой, и практически чисто андезиновые породы - диорит-аплиты. Все меланократовые жильные породы относятся к группе лампрофиров. Их основной признак – наличие порфировых выделений идиоморфной роговой обманки в андезин-роговообманковой основной массе. В аплитах наоборот плагиоклаз представлен идиоморфными зернами.

Жильные породы кислого состава. Расщепленные. Среди лампрофиров выделяют существенно роговообманковые (спессартиты) и биотитовые (минетты). К лейкократовым относятся аплиты и пегматиты. Нерасщепленные породы гранитного состава: микрограниты, гранит – порфиры. Систематика лампрофиров, в которой наряду с полевошпатовыми породами учитываются и отдельные породы без полевых шпатов, относящиеся к щелочным сериям:

Сиалические минералы в этой классификации отражают связь лампрофиров с материнскими плутоническими породами: лампрофиры с ортоклазом (минетты и вогезиты) связаны с гранитами и сиенитами, плагиоклазовые лампрофиры - с гранодиоритами (керсантиты), с диоритами (спессартиты и малхиты) или габбро (камптониты), лампрофиры без полевых шпатов (альнеиты, мончикиты) - с нефелиновыми сиенитами и другими щелочными породами.

Формы залегания зависят от кол-ва интрудируемого материала и геологических особенностей района. Выделяют согласные формы залегания – магма внедрилась согласно напластованию осадочных пород (лакколиты, лополиты, факолиты, силлы), и несогласные, независящие от напластования осадочных пород (батолиты, штоки, дайки, интрузивные жилы, вулканические некки).

Батолиты – неправильной формы массивы по площади более 100 км2.

Штоки – образования округлой или элипсообразной формы поперечного сечения по площади до 100 км2; распространены в складчатых зонах.

Интрузивные жилы образуются в результате проникновения магмы в трещины.

Дайки – секущие интрузивные жилы, вертикальные или с крутым падением; сильно вытянуты в длину по простиранию.

Некки – вертикальные каналы, по которым двигалась лава от магматического очага к кратеру. При разрушении вулкана образуют столбчатые останцы.

Лакколиты – образуют куполообразную, грибообразную форму. Образуются вязкими магмами.

Лополиты – имеют вогнутую чашеобразную форму.

Факолиты образуются в складчатых стр-рах и представляют собой чечевицеобразные тела.

Интрузивные залежи, пластовые интрузии и силлы образ-ся когда легкоподвижная магма распространяется вдоль напластования осадочных пород.

Формы залегания эффузивных пород зависят от типа излияния магмы и ее вязкости. Жидкая лава образует потоки и покровы вытекая из кратера. Купола и конусы оброзует вязкая малоподвижная лава.

При охлаждении магматических пород происходит их раскалывание по определенным направлениям (трещины отдельности) с образованием отдельностей. Для интрузивных пород характерны глыбовая, пластовая, матрацевидная отдельности, для эффузивных – шаровая и столбчатая отдельности.

Пирокластические породы - породы, образованные в рез-те взрыва. Магма всегда содержит газы и перегретые пары воды, которые

при извержении взрываются. Выбросы состоят из раздробленных или распыленных продуктов извержений. Разлетаются на очень

большие расстояния (100 тыс. км). Могут образовываться в рез-те главных выбросов, вторичных, побочных (слагают стенки

вулкана).

По размерам обломков выделяют:

1. Огломераты, бомбы (> 64 мм). Бомбы насыщены флюидным компонентом. Глыбовые бомбы имеют облик пемзы.

2. Лапилли (2,5-64 мм). Типы: Слезы (?) или "волосы Пеле".

3. Пепел (< 2,5 мм). Образует скопления.

Тефра – первоначально несцементированные обломки у жерла вулкана, впоследствии цементация и выветривание, в рез-те чего

образуется туф. Туфы классифицируются по типу обломков: пепловые, лапиллевые, кристаллокластические, литокластические,

витрокластические.

Агглютинаты – спекшиеся туфы. Крупные обломки, сваренные друг с другом. Практически отсутствует цемент.

Туффиты – содержит 50 % осадочного и 50% пирокластического материала; образуются в океанической обстановке.

Смена темноцветных минералов контролируется реакционным рядом Боуэна, который представляется следующим образом: Ol-Opx-CPx-Hb-Bi. Первым минералом, кристаллизующимся из расплава, явл-ся Ol, потому что он самый высокотемпературный. Он беден кремнеземом и его кристаллизация приводит к накоплению SiO2 в расплаве. В рез-те начинает кристаллизоваться Opx, с отношением =1. Кристаллизация Ol и OPx приводит к накоплению кальция в расплаве –> CPx. Далее с накоплением воды и щелочей в расплаве последовательно образуются Hb и Bi. Ранние минералы в этом ряду замещаются более поздними. В любых габброидах мы видим четкие стр-ры замещения Px на Hb. Это свидетельствует о кристаллизации Hb непосредственно из расплава. При дефиците SiO2 Ol может сразу сменяться Hb, и тогда она ассоциирует с основным Pl.

Магматические ГП кристаллизуются обычно в несколько этапов, наиболее ранние из которых относятся к глубинным очагам зарождения и первичной дифференциации магм, а заключительные – к тем телам, в которых происходит окончательная консолидация ГП. В эффузивных и субвулканических породах ранний этап магматической кристаллизации представлен фенокристаллами (вкрапленниками), получившими название интрателлурических (глубинных). Такую природу имеют фенокристаллы водных минералов в эффузивах, кристаллизующиеся в условиях высокого флюидного давления.

Признаки флюидного давления устанавливаются в кислых эффузивах по наличию фенокристаллов водных минералов. Эти минералы относятся к группе абиссальных (образующихся на глубине в условиях магматизма вблизи поверхности), при извержениях магм они подвергаются магматической резорбции (растворению в магмах) или разложению (замещению другими минералами с краев зерен).

Соотношение кислот и щелочей создает кислотно-щелочную характеристику флюида. Будем рассматривать систему, состоящую из темноцветных минералов и плагиоклаза. [Эвтектика - жидкая система (раствор или расплав), находящаяся при данном давлении в равновесии с твёрдыми фазами]. Кристаллизация начинается с избыточной по отношению к эвтектике фазы. Кристаллизация (плагиоклаза?) приводит к обогащению твердой фазой. В какой-то момент мы приходим к пределу – эвтектике. После этого будет уже твердая порода. На более глубинных уровнях температура солидуса понижается. Здесь начинает играть роль состав флюида. Состав эвтектики будет смещаться. Если есть только кислотный флюид, то будет расширяться поле устойчивости более кислотных минералов, т.к. они плохо растворяются в кислотах. Это явление называется флюидным понижением температуры кристаллизации. А весь этот комплекс процессов описывается принципом кислотно-основного взаимодействия.

Флюидное воздействие влияет и на кристаллизацию твердых растворов. Если мы будем медленно кристаллизовать породу, то закончим тем составом, с которого начали. Но в природе имеет место эффект кристаллизационной дифференциации, что находит отражение в зональности минералов. Так, у плагиоклаза к краю зерен происходит увеличение альбитового компонента (больше натрия). В состав большинства минералов флюидные компоненты не входят. Отсюда повышение флюидного давления вызовет снижение температуры кристаллизации и растворение уже образованных минералов. На этом основана ритмичная зональность кристаллизации.

Систематика пород по составу опред-ся соотношением содержания щелочных металлов (К2О+Na2О) и SiO2. Т.о., систематика учитывает два принципиально различных аспекта в химизме горных пород: ряды их щелочности и роль железо-магнезиальных (мафических) минералов. Ряды щелочности отражают переход от полевошпатовых (I) и кварц-полевошпатовых (II) пород к породам, содержащим нормативный нефелин (III и IV), к полевошпатово-фельдшпатоидным (V) и фельдшпатоидным породам без полевых шпатов (VI). Содержание мафических компонентов отражает последовательное снижение в составе пород роли нормативных анортита и темноцветных (мафических) минералов (Ol, Px, Hb, Bi) и увеличения роли Qz и сиалических щелочных минералов (щелочных ПШ, жадеита, лейцита, нефелина). Сочетаниями этих двух рядов намечаются главнейшие петрохим-ие группы плутонических, жильных и вулканических пород. При рассмотрении хим. состава пород есть еще один важный его показатель - коэф. агпаитности - (К+ Na)/Аl. [Агпаитность - процесс кристаллизации магмы, характеризующийся преобладанием щелочей над Аl (?)]. Если он больше единицы, то в породе избыток щелочей, такие породы наз-ся агпаитовыми, если он меньше единицы (избыток глинозема), такие породы наз-ся плюмазитовыми.

Кристаллизация магмы происходит на разной глубине в зависимости от флюидного давления. Выделяются след. области: плутонические, жильные и глубинные. Рассмотрим кристаллизацию минералов в расплаве: Кристаллизация происходит по принципу эвтектики, т.е. сам минерал кристаллизуется при высокой температуре, а добавление другого минерала снижает температуру плавления. Околоэвтектические магмы называются предельными. Ликвидус определяется температурой начала кристаллизации, а солидус - температурой ее конца. В магмах эвтектического состава ликвидус и солидус не различаются. Для реальных составов, чем ближе к эвтектике, тем ближе друг к другу линии ликвидуса и солидуса. В том случае, когда в расплаве начали появляться кристаллы плагиоклаза говорят, что плагиоклаз - минерал на ликвидусе. Часто до кристаллизации изливается лава, и тогда вообще нет кристаллов - образуются риолитовые стекла (обсидианы, перлиты), бывают и базальтовые стекла (тахилиты - черные породы). Бывают случаи, когда лава в той или иной мере раскристаллизовывается очень быстро, вкрапленников не образуется, в этом случае порода имеет афировую стр-ру. В эффузивных породах различают фенокристаллы и основную массу. В осн. массе эффузивных пород содержатся миндалины, образовавшиеся при отделении летучих, заполненные агрегатом вторичных минералов (кальцита, хлорита, цеолитов и др.). Миндалины - символ того, что любой магматический очаг находится под большим флюидным давлением, и при извержениях и кристаллизации флюиды отделяются. С понижением флюидного давления плутоническая фация глубинной кристаллизации сменяется фацией жильных пород и стратиформных интрузивов и вулканической фацией. При этом и состав эвтектики закономерно смещается, направления смещения определяются кислотно-основным взаимодействием компонентов.

Рифтогенный тренд связан с фракционированием Pl (Pl - минерал на ликвидусе). Кристаллизация этого минерала приводит к накоплению в расплаве Fe, в то время как кремнекислотность повышается крайне незначительно, в рез-те чего мы приходим к появлению ферробазальтов и ферроандезитов (исландитов). Дальнейшее накопление Fe в условиях флюидного давления приводит к расслаиванию с образованием еще более железистых пород (иногда рудных скоплений) и небольшого объема кислых дифференциатов.

Процесс рифтогенеза в целом связан с невысоким флюидным давлением. Источником флюидов является жидкое ядро Земли (центр твердый, а внешняя часть расплавленная). Ядро все время кристаллизуется, и на фронте кристаллизации накапливаются флюидные

компоненты (главным образом, Н2). По мере окисления флюиды обогащаются Н2О, что приводит к снижению температуры плавления. В рез-те образ-ся первичная мантийная магма, которая начинает быстро расслаиваться. Состав первичной магмы примерно отвечал пикритам ("пиролит"). Дальше происходит базит-гипербазитовое расслаивание. Т.о., рифтогенез порождает базит-гипербазитовый магматизм. Дальше базитовая и гипербазитовая части эволюционируют автономно: первая дает габбро, базальты и гипербазиты дунит-клинопироксенитовой (платиноносной) формации, а кристаллизация второй приводит к формированию гипербазитов дунит-гарцбургитовой (хромитоносной) формации, входящей в состав офиолитовой ассоциации. При внедрении основных магм в ультраосновную среду стабилизируются составы щелочных базальтов и долеритов, которые с переходом к более глубинным условиям (при возрастании флюидного давления) уступают место нефелиновым сиенитам, нефелиновым, лейцитовым, флогопитовым лампрофирам и кимберлитам, развивающимся в наиболее глубинных очагах магматического замещения пироповых алмазоносных перидотитов. В плутонической фации крайним проявлением магматического замещения являются граниты.

Средние составы планет земной группы (Земля, Венера, Марс) соответствуют полю хондритов. Меркурий слишком богат железом, а Луна, как и положено спутнику, бедна железом и находится в поле ахондритов. Это позволяет рассматривать хондритовую модель образования планет (у Меркурия ранее было много спутников, в которых обособилось легкое (силикатное) вещество планеты). Типичные хондриты состоят из силикатных капель (Px, Ol) и матрицы, богатой никелистым Fe. В планетах Земной группы cиликатно-железистое расщепление космического в-ва выразилось в его расслаивании на силикатные оболочки и железные ядра. В рез-те эксперимента первичный расплав расслаивается на водородную никель-железную (ядро), железо-ультраосновную (Mg, Fe, Si) (нижняя мантия), ультраосновную (верхняя? мантия), переходную (Mg, Al, Si) (литосфера) и основную (Na, К, Si, Al) части (ЗК), сопоставляющиеся со схемой строения Земли.

В ходе расслоения флюидные компоненты сконцентрировались в железном ядре. С образованием твердого субъядра в центре планеты, куда водород практически не входит, приводит к его концентрации в жидком ядре. Накопление водорода в железном расплаве на фронте кристаллизации ведет к образованию конвективных потоков, генерирующих магнитное поле Земли. Когда планета теряет свое магнитное поле она становится эндогенно пассивной (мертвой). На Земле эта активность продолжается уже 4.6 млрд. лет. Это объясняется огромным флюидным запасом в жидком ядре. Вздымания поверхности этого ядра приходятся на океаны - наиболее активные структуры Земли. Дегазация происходит импульсивно, периоды ее усиления фиксируются по черносланцевым (углеродистым) формациям, возникающим в рез-те реакции Н2+СО=С+Н20, связанной с охлаждением флюидных потоков, оступающих на поверхность. Возможно по этой реакции образовалась вода Мирового океана. Существуют 4 типа строения ЗК - континентальный, океанический, субконтинентальный, субокеанический. Континентальная кора (внутри геоблоков) состоит из осадочного слоя (осадочные ГП, толщина до 5 км, максимально до 20), гранитного (гранитогнейсовый, гранитометаморфический мощностью 10-25 км), базальтового 10-35 км (скорости распространения сейсмических волн сходны со скоростями базальтов), последние 2 слоя объединяются в консолидированную часть ЗК и состоят из магматических и метаморфических пород. Океаническая кора (вдоль спрединговых зон) - осадочный до 1 км, базальтовый с прослоями осадочных от 1 до 3 км, третий слой сложен основными (габбро) и ультраосновными породами, мощность 3-5 км. Нижняя часть верхней мантии и нижняя мантия состоят из различных окислов. Между ЗК и мантией - поверхность Мохоровичича (глубина 5-35 км); между верхней и нижней мантией (950 км), связана с замедленным ростом скоростей с глубиной; поверхность Вихерта-Гутенберга (2900 км), между мантией и ядром; между ядрами (5100 км). Первичная дифференциация Земли, выразившаяся в отделении металлического ядра, мантии и коры, особенно сильно отразилось на распределении K, Th, U, которые сконцентрировались в ее верхней части и стали служить источником тепловой энергии. Первичная кора не сохранилась, предположительно имела мощность до 100 км и была в верхней части; была представлена эвкритами (состав: Si02-48%, MgO, FeO, Аl203, CaO) и диогенитами (состав: Si02-52%, MgO, FeO). Все это подстилалось ультраосновной мантией.

Хондриты (каменные метеориты, содержащие хондры) представляют собой наиболее распространенный класс метеоритов в Солнечной системе. Хондры имеют вид шарообразных тел, сложенных силикатами; их размер - 0,1-20 мм; минеральный состав: Ol, Px, Pl, троилит (FeS), никелистое железо. Часто наряду с минералами присутствует стекло, иногда хондры представлены только стеклом.

Классификация хондритов основана на их хим. и минеральном составах. Выделяются энстатитовые, бронзитовые (или оливин-бронзитовые), гиперстеновые (или оливин-гиперстеновые), а также углистые хондриты. По хим. составу хондриты близки к основным и ультраосновным породам. Степень отличия хондр от скрепляющей массы хондритов (матрицы) весьма различна. В разных типах хондритов состав хондр и матриц неодинаков. Однако хондры отличаются более высоким содержанием силикатов, чем матрица, а последняя значительно богаче железом.

Лунные породы соответствуют земным трендам дифференциации— коматит-базальтовому (лунные дуниты и нориты) и ферро-габбро-анортозитовому (лунные железистые базальты и анортозиты). Отличия сводятся к несопоставимости лунных и земных пород по изотопным соотношениям, геохимическим особенностям. Самое главное различие — наличие в лунных породах самородного железа, отсутствующего в земных породах, что вызвано восстановительной обстановкой при формировании лунных пород. В то же время это сближает лунные породы с метеоритами, позволяя параллелизовать магматические образования Луны с разными типами ахондритов [ахондрит - каменный метеорит редкого типа, не содержащий хондр].

Породы, входящие в эту группу, состоят в основном из железомагнезиальных (мафических) минералов, практически не содержат ПШ и фельдшпатоидов, и поэтому наз-ся ультрамафитами. Интрузивные породы этой группы (перидотиты и пироксениты) состоят из Ol и Px, по соотношениям которых выделяют их главные разновидности. Ультраосновные типы – дуниты, перидотиты, основные – пироксениты. Содержание кремнезема в ультрамафитах меняется от 35-40% (в чисто оливиновых с примесью рудных минералов) до 55-60% в ортопироксенитах. Дуниты: светло-серые, зеленовато-желтые породы, в основном мелкозернистые. Нередко в Ol дунитов есть спайность. Ol отличается сильным блеском. Хромшпинелид образует мелкие зерна, под микроскопом непрозрачен или просвечивает оттенками бурого цвета. Хромшпинелид обычно содержится в небольших количествах (до 1%). Обычно находится между зернами Ol, нередко в ассоциации с второстепенными минералами (Px, Pl, флогопит). В некоторых дунитах фиксируется более ранняя кристаллизация хромшпинелида: его мелкие кристаллы включены в зерна Ol. Обычно дуниты серпентинизированы. Их главные типы выделяют по составу хромшпинелида: Хромитовые дуниты (замещение алюминием хрома невелико), хромшпинелидовые (широкий изоморфизм) и хромит-магнетитовые дуниты, в которые Mg и Al входят в подчиненном кол-ве (в основном Fe и Cr).

Дуниты, содержащие вместо хромшпинели магнетит, - оливиниты: темно-зеленые, обычно мелкозернистые породы, состоят из переменного кол-ва оливина, ксеноморфного титанистого магнетита, обусловливающего сидеронитовую стр-ру пород. В дуниты обычно в небольшом кол-ве входят Px. С увеличением их содержания дуниты переходят в перидотиты. Последние по составу Px делятся на гарцбургиты, лерцолиты и верлиты. Гарцбургиты состоят из Ol и OPx, содержат хромшпинелид. Есть гипидиоморфно-зернистая (в промежутках) и пойкилитовая стр-ры (порфировидные зерна, содержащие идиоморфные вростки Ol). Хромшпинелид здесь беднее хромом, богаче алюминием. Лерцолиты очень похожи на гарцбургиты, отличаются присутвием CPx в типичных случаях в равном кол-ве с OPx. Хромшпинелид еще беднее хромом и богаче алюминием, поэтому светлее окрашен. CPx представлен диопсилом и авгитом. Верлиты состоят из Ol, подчиненного кол-ва CPx в виде изометричных зерен, содержат хромшпинелид, титаномагнетит. Возможны примеси Pl, OPx, флогопита, амфибола. Текстура массивная или полосчатая с неравномерным распределением Ol и CPx.

Пироксениты подразделяются на ортопироксениты (энстантиниты, гиперстениты), вебстериты, клинопироксениты (диопсидиты, авгититы). Ортопироксениты не очень распространены, в их магнезиальных разновидностях (энстантинитах, бронзитититах) нередко содержится серпентинизированный Ol, они связаны постепенными переходами с гарцбургитами, а железистые (гиперстениты) геологически связаны с норитами. Пироксениты имеют изометрически-зернистую стр-ру и отличаются буровато-желтоватой окраской разных оттенков. По крупности зерен выделяются от мелко- до гигантозернистых пироксенитов. Клинопироксениты наиболее распространены, тесно связаны с гипербазитами и габброидами. Породы состоят из диопсида (светло-зеленая окраска) или железистого CPx - авгита (темно-зеленая до черного). Маложелезистые (10-15%) содержат Ol примерно одинаковой с Px железистости и могут переходить в верлиты. Обычно 15-20% Ol. Обычная примесь – ксеноморфный титаномагнетит. Преобладают средне- и крупнозернистые пироксениты. Нередка порфировая стр-ра. Клинопироксениты повышенной железистости обычно мелкозернисты, богаче титаномагнетитом, обладают сидеронитовой стр-рой. Могут развиваться метасоматически на месте маложелезистых.

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

Дата добавления: 2015-01-03