ЗWake UpИ 36 страница

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.

Андезиты – эффузивные аналоги диоритов. Довольно распространены. Следующий ряд возрастания распространенности пород: дациты, риолиты – андезиты – базальты. Диориты образуются в результате малораспространенной неконтрастной дифференциации магмы, а андезиты связаны с сиалической корой. Понятие «андезитовая линия». Это та самая граница образования андезитов, которая проходит по континентальной окраине, островной дуге. Андезиты тесно связаны со складчатыми комплексами, развиваются там, где есть континентальная складчатая кора. Андезитовая линия совпадает с линией разделения базальтов. Андезиты – дифференциаты гиперстеновых базальтов, образующихся при более ВФД, чем пижонитовые. Хорошо показано на примере Японских островов, где со стороны океана присутствуют только пижонитовые (толеитовые) базальты, а со стороны континента – гиперстеновые базальты и андезиты. Появление андезитов связано с магматическим замещением сиалических пород. Когда в магматической камере повышается ФД, то флюиды начинают проходить в виде инфильтрационных потоков в сиалические породы, температура кристаллизации начинает снижаться. Это и есть андезитовый минимум. С термодинамической точки зрения он представляет собой переход от пироксен-плагиоклазовой двойной эвтектики к тройной, где роль начинает играть SiO2. После 72 мас % SiO2 опять будет повышаться температура, потому что сам кварц очень тугоплавкий минерал. Андезиты не гибридные породы. Если бы это было так, мы имели бы весь ряд пород, начиная с 50% SiO2, не было бы андезитов с их четкими петрохимическими характеристиками. Очаги андезитового магматизма не очень глубинные и входят в пределы вулканической фации. При повышении ФД андезитовый минимум переходит в гранитный. А диориты не имеют минимума. Андезиты получили свое название по Андам. Там на глубине будет плутоническая фация с гранитным минимумом. Парадокс: глубинным аналогом андезитов являются граниты. То есть мы выделяем два аналога вндезитов: петрохимический (диориты) и геологический (граниты). Андезитовый вулканизм взрывной по своей природе. Это связано с землетрясениями, субдукцией, но главная роль – повышение флюидного давления. Кракатау в Индонезии. Вулкан Байдансан недалеко от Токио. Там нет лав, только пепел. Также для андезитового вулканизма характерно обилие туфов, вулканические бомбы. Гранитный магматизм развивается на еще больших глубинах, где флюидное давление законсервировано давлением вмещающих пород.

При переходе к андезитовому составу изменяется тип вулканов – переход к вулканам центрального типа, т.е. увеличивается вязкость магмы. Образование стратовулканов – переслаивание: от базальтов через андезиты к возможным кислым породам.

Андезитовый минимум – определенные условия температуры и состава, при которых формируются данные породы. Нормативная характеристика – минералы, которые должны быть в расплаве. Модальная – реальный минеральный состав.

Гиперстеновые граниты – чарнокиты. Главный т/цв. минерал – гиперстен (OPx), появляется гранат (пироп–альмандин). Состоят из Qz (около 40%), микроклина, микроклин-пертита, подчиненного кол-ва олигоклаза, плеохроирующего гиперстена, Bi, магнетита, циркона. Характерная голубоватая окраска Qz из-за переполняющих его тончайших иголочек рутила. На границе олигоклаза и щелочного ПШ характерен мирмекит. Характерна ассоциации богатого альбитом КПШ с кислым Pl, пертиты распада с олигоклазом в пертитовых вростках, развитие антипертитов распада и замещения, постоянное присутствие гиперстена. По составу ПШ различаются калиевые разновидности почти не содержащие Pl, K-Na (плагиоклаз-ортоклазовые) – эндербиты. Имеют четкие кристаллические очертания. Глубинные породы. Распространены среди метаморфических толщ гранулитовой фации в кристаллическом фундаменте платформ и на щитах.

Аляскиты – почти полностью лишены Bi с преобладанием ПШ над Pl. По стр-ре выделяют преобладающие аляскиты с гранитной стр-рой и с микропегматитом, выполняющим интерстиции м/у зернами ПШ и Qz или целиком слагающим породу (гранофиры). Образуют небольшие тела с линейными размерами первых км. Встречаются с гранитами различной фации глубинности и различных типов ассоциаций (вулканических и плутонических). Часто тесно связаны рудопроявления W, Mo, Sn. Окраска аляскитов связана с ПШ. В гранитах обратная зависимость м/у фтористостью Bi и содержанием Bi в породе. Т.о., образование аляскитов связано с высокой фтористостью магмы.

Биотитовые граниты характеризуются широкими вариациями состава Bi. При повышении коэф. агпаитности состав Bi обедняется глиноземом, смещаясь к флогопиту. Одновременно с понижением глиноземистости в Bi снижается отношение K к Na. Биотиты субвулканических и гипабиссальных гранитов отличаются низкой железистостью, понижением содержания воды, которая вытесняется кислородом и фтором, очень высокой степенью окисления Fe. Близки по составу к биотитам эффузивных пород.

Вулканические стекла м/б массивными, брекчиевидными и полосчатыми. Окраска стекол темно-серая, серебристая, зеленая (преобладание железа), красновато-бурая (преобладание титана), иногда черная.

Опыты Гарансона показали, что с повышением флюидного давления содержание Н20 в расплавах повышается вплоть до 12 мас. %.

Любые очаги, питающие вулканическую фацию, будут давать расплавы, богатые водой. По мере подъема к поверхности они будут дегидратироваться. Разновидности стекол:

обсидианы (самые дегидратированные, содержат < 1% Н2О); перлиты (1-6%); пехштейны (6-12%); Для кислых стекол характерно наличие стекловатой (перлитовой) отдельности, которая образ-ся при дегидратации кислых расплавов вблизи поверхности в результате развития напряжений. Повышенные количества воды в стеклах вызывают их гидратацию - стекла раскристаллизовываются. Пехштейны нередко образуют дайки в кислых эффузивах. Перлиты обладают сложной структурой, имеющей свойство капилляра. Н2О может выходить из стекла в капиллярные структуры (перлитовую отдельность). Регидратируют. Доказательством первичной воды в перлитах и пехштейнах является обычное нахождение в них кристаллов водных минералов. Мареканиты, в которых водные и безводные стекла тесно сочетаются: в ядрах перлитовых обособлений содержится на 1-1,5 % воды меньше, чем в окружающей их массе. Такие соотношения фиксируют процесс регидратации, суть которого заключена в захвате Н20 в режиме охлаждения.

Все дациты можно разделить на два типа: 1) плагиодациты (отвечают (эвгеосинклинальной) стадии); 2) дациты (отвечают II (орогенной) и III (позднеорогенной) стадии, в них большую роль играет калиевый полевой шпат).

Дациты - эффузивные породы, в которых во вкрапленниках преобладает плагиоклаз, есть клинопироксен, немного ортопироксена, роговой обманки и редкий биотит. Основная масса дацитов очень тонкозернистая, часто стекловатая, с лейстами плагиоклаза. Редко появляются фенокристаллы кварца, главным образом, он присутствует в основной массе (практически нет во вкрапленниках). Обязательно содержат миндалины. При переходе к дацитам II и III стадий геосинклинального процесса в них появляется калиевый полевой шпат, но плагиоклаз всегда преобладает над ним. Другое отличие - широкое распространение вкрапленников биотита, что является отличительной особенностью позднеорогенной формации. Кроме того, здесь становится меньше пироксена. Гораздо больше пирокластического материала.

На позднеорогенной стадии появляются игнимбриты (вулкано-плутонич.). Сами игнимбриты могут разливаться на большие расстояния и заполнять неровности рельефа. Игнимбриты - сложные по составу породы. В них хорошо видны фьямме (итал. - "пламя"), и все они насыщены обломками и осколками минералов, сцементированных кислым стеклом. Игнимбриты - лавы, в которых произошло расщепление. Два стекла разного состава связаны м/у собой закономерными изменениями, а обломки кристаллов образуются в результате процессов брекчирования. Игнимбриты имеют кислый состав (70 % SiO2), т.е. они должны быть вязкими. Флюидный характер. Поэтому и много обломков кристаллов, т.к. при кристаллизации большое кол-во флюидных включений, при снижении давления под действием флюидов происходит раскалывание.

Липариты. Имеют порфировую стр-ру. В темной основной массе различаются вкрапленники (до 3-4 мм) Qz, санидина, Pl, реже Bi и Px. Qz и во вкрапленниках и в основной массе. Массивны, иногда полосчаты

Основная масса кислых эффузивов очень редко бывает однородной. В них все время присутствуют элементы расслаивания при флюидальной текстуре. На диаграмме с эвтектикой кислых пород (гранитов) видно, что составы слойков варьируют и избегают температурного минимума (пунктиром показано смещение эвтектики кислых пород в зависимости от содержания фтора в расплавах). При этом одни участки характеризуются кварц-ортоклазовым (I), а другие - плагиоклаз-кварцевым (II) составом. Эвтектика характерна для медленного охлаждения, а при быстром охлаждении развивается жидкостная несмесимость. Эвтектические системы представляют собой системы нерастворимости, которая получается на уровне твердой фазы. Примером может служить диаграмма "плагиоклаз - пироксен". В отличие от нее в системе типа "альбит - анортит" компоненты смешиваются даже в твердом состоянии. Можно пойти еще дальше и рассмотреть систему типа "альбит - ортоклаз", в которой мы добьемся эвтектики, только если каким-либо образом снизим температуру до купола несмесимости. Т.о., мы видим, что эвтектические системы в термодинамическом смысле являются неоднозначными (нелинейными), хотя составы остаются вроде бы одинаковыми. Так, в основной массе риолитов образуются слойки, часть из которых обогащена плагиоклазом, а другие - калиевым полевым шпатом. Аналогичную ситуацию можно рассмотреть для системы "полевой шпат - кварц", в которой выделяются трахитовые слои и слои, обогащенные Qz, по составу отвечающие ультракислому граниту (80-90% SiO2).

Гранодиориты и кварцевые диориты являются промежуточным звеном между диоритами и породами гранитного ряда. Все большую роль начинают играть водные темноцветные минералы. Появляется биотит. В кварцевых диоритах этот минерал являетя второстепенным и нередко замещает амфибол. Это отражает эффект кристаллизационного накопления калия в остаточных расплавах, т.к. калий не может в значительных количествах входить в состав плагиоклаза в плутонических породах. В гранодиоритах биотит – полноправный, пироксен только в виде реликтов. В кварцевых диоритах Pl-30, в гранодиоритах – 25.Гранодиориты характеризуются появлением полевого шпата. Кристаллизуется из расплава последним, т.о. занимает пространства.

Таким образом, гранодиориты – плагиоклаз, РО, замещаемая биотитом, кварц, м.б. ортоклаз.

С возрастанием содержания кварца в породе увеличивается концентрация альбитового компонента.

Рисунок

Эти породы мы видим в интрузивах, расслоенных комплексах, где не выделяются типы с резко дискретными слоями. Этот непрерывный тип отражает кристаллизационную дифференциацию. Комплекс озера Севан. Наличие офиолитовой ассоциации. Она нетипична и расслоена. Под габброидами – гипербазиты с хромитовым оруденением. Гранитов нет, все венчают гранодиориты. Для массивов подобного рода характерна скрытая расслоенность, т.е. увеличение железистости темноцветных с ростом кремнекислотности пород (гипербазиты-габбро-диориты-кварцевые диориты-гранодиориты). Такие интрузивы резко отличаются от интрузивов с дискретным расслоением, в которых нет гранодиоритов. Резкий переход есть и в непрерывных сериях – базиты-гипербазиты, нет промежуточных пикритовых составов. Это наблюдается в любом интрузиве и служит признаком ликвации. В Бушвельдском массиве очень контрастное расслоение, нет даже диоритов, лишь УО, пироксениты, габбро-нориты, плагиоклазиты и граниты, богатые калием, в них много плагиоклаза. Кварц и ортоклаз образуют гранофировые срастания (рис 132)

Диориты не самостоятельные породы в плутонической серии, в отличие от андезитов в вулканической.

Для пород Севана главной движущей силой расслаивания является кристаллизационная дифференциация: т.е. кристаллизация минералов и остаточный расплав, во всех случаях, кроме базит-гипербазитового расслаивания. Схема строения Севана идеализированная, т.к. остаточные расплавы тоже расщепляются с образованием отдельных слойков, но это уже несущественно. При наличии крарца больше 25%, в плагиоклазе появляется зональность. В центре - №50, по краям – 35-40 Центральные зоны более сильно подвергаются изменениям. Пироксен по краям более железистый (до 15). КПШ подвергается пелитизации – вростки глинистого состава. Кварц не подвергается вторичным изменениям.

К породам повышенной щелочности и щелочным относятся граниты и гранитоиды, богатые щелочными ПШ, сравнительно бедные кремнеземом (переходные к сиенитам) или содержащие щелочные темноцветные минералы (эгирин, рибекит, арфведсонит). Граниты нормальной щелочности связаны с этими постепенными переходами. Они обусловлены понижением в гранитах роли нормативного анортита. Содержание его менее 5% по отношению к сумме ПШ и отвечает исчезновению в модальном составе пород плагиоклаза. Такие граниты называются субщелочными. Розенбуш назвал эти граниты так же щелочными, рассматривая как достаточный признак щелочной состав ПШ. Типичные субщелочные породы – граносиениты, которые связывают граниты с сиенитами не только по составу, но и геологически. Количества кварца подвержены большим колебаниям (в скобках содержание SiO2): 15-25 % (65-70 %). В граносиенитах обычны амфиболы и клинопироксены наряду с биотитом и гиперстеном. Существуют как мезократовые, так и лейкократовые граносиениты и граносиенитовые аляскиты. Среди граносиенитов широко распространены сильножелезистые разновидности. Характерны гранитоиды с фаялитом или гортонолитом и феррогиперстеном. К железистым граносиенитам относятся и рапакиви (см билет 35).

Щелочные граниты подразделяются на 2 типа: эгирин-арфведсонитовые или эгирин-рибекитовые, с переменным соотношением щелочных пироксенов и амфиболов вплоть до чисто пироксеновых и амфиболовых, и феррогастингситовые. Феррогастингсит отличается пониженным по сравнению с эгирином, рибекитом содержанием щелочей (3-4%), повышенным кальция, алюминия и представляет собой сильно железистую РО с повышенным примерно в 2 раза содержанием щелочей.

Акцессорные минералы щелочных гранитов отличаются присутствием титано- и цирконосиликатов – астрофиллита, лампрофиллита. Характерен флюорит, присутствуют циркон, апатит, магнетит.

Щелочные граниты – чаще всего субплатформенные или платформенные образования.

Щелочные минералы появляются в результате изменения коэффициента агпаитности (Ка>1 рибекит, арфведсонит, эгирин; Ка=1 щелочные ПШ – ортоклаз, альбит). F смещает гранитную эвтектику (рис), расширяя поле кристаллизации кварца. То есть все фтористые магмы являются подкисленными. Если гранитные магмы подщелачивать, то тенденция будет противоположной. Щелочные граниты являются самыми богатыми кварцем. Коржинский ввел термин «щелочнометальность», которая повышает кремнекислотность.

Все граниты можно разделить по содержанию биотита. Биотит платформенных гранитов более железистый, чем складчатых областей. Тип платформенных гранитов был выделен Соболевым, который изучил Коростеньский плутон и выделил 2 главные особенности слагающих его пород: повышенная железистость и уход составов пород в щелочную область. Типичные представители таких пород – граниты рапакиви, которые по существу - граносиениты (65 мас % SiO2). Они приурочены к разделу архея и протерозоя. Породы имеют крупнозернистую порфировидную структуру, обусловленную наличием порфировых вкрапленников K-Na ПШ в более мелкозернистой массе кварца, биотита и сахаровидного плагиоклаза-20. С ними ассоциируют анортозиты. Граниты рапакиви имеют фтористый характер – появляется флюорит в качестве акцессорного минерала, а еще титаномагнетит, апатит, циркон.

Кристаллизация ортоклаза, не имеющего летучих компонентов, приводит к повышению флюидного давления (HF), снижая температуру кристаллизации. Происходит растворение уголков кристаллов ортоклаза иногда с образованием биотита. С падением температуры мы достигаем новую линию ликвидуса – опять происходит кристаллизация ортоклаза, ситуация повторяется. Так появляются овоиды K-Na ПШ (рис 151)

Рассмотрим другую эвтектику (рис 152). Накопление фтора приводит к расширению поля кристаллизации плагиоклаза как более кислотного компонента. Плагиоклаз становится минералом на ликвидусе, и овоиды K-Na ПШ окружаются каемками олигоклаза.

Общая петрографическая закономерность: если в породе видны округлые кристаллы, значит, было чередование процессов кристаллизации и растворения.

Среди акцессорных минералов в гранитах рапакиви выделяются монацит, циркон. В зернах циркона к краям снижается отношение Hf/Zr, что отражает подкисление магмы в ходе кристаллизации. Т.е. граниты рапакиви – продукты кристаллизации подкисленных магм. Они дают остаточные магмы – материнские для гранитных пегматитов (модель Ферсмана).

Породы обычно массивны.

Рассмотрим строение Коростеньского Плутона (рис 152).

Если представить себе неэродированный массив, то есть огромные массы анортозитов, что отражает разделение массива на плагиоклазовую и калишпатовую части. Анортозиты представлены лабрадоритами с прослоями пироксенитов с ильменитом. Ниже – пегматитоносные граниты, усеянные камерными и шлировыми пегматитами.

Термин «шлировые пегматиты» применяется к форме тела. Шлиры достигают размера университета. Форма круглая, т.е. это были капли расплава, отделившегося ликвационным путем. Шлиры окружены меланократовым биотитовым гранитом (рис 153) Этот процесс аналогичен расщеплению в жильных сериях. Меланократовые ореолы используются как поисковые критерии на пегматиты. Пегматитовое тело всегда выше ореола, что отражает эффект всплывания более легкого шлира. Случается отрыв ореола. На границе шлира с вмещающими породами возможно появление мелкозернистых аплитовых оторочек, что связано с эффектом быстрой кристаллизации при дегазации. Внутри пегматитового тела имеется четкая зональность: зона письменных гранитов – зона блокового КПШ – кварцевое ядро с камерой (рис 153). Письменные граниты имеют типичную структуру эвтектической кристаллизации, т.е. отщепившийся расплав был очень близок к эвтектике. Эта структура обусловлена наличием разноориентированных вростков кварца в КПШ. У контакта шлира письменные граниты мелкозернистые, в них присутствуют фенокристаллы биотита, богатого F. В нормальных гранитах кристаллизация начинается с ПШ, здесь с биотита. Значит, магма очень богата флюидами, среди которых у F - значительная роль (рис 154)

Ближе к центру камеры происходит укрупнение структуры. Потом резкая граница – кварц пропадает, остаются гигантские кристаллы КПШ (низкотемпературный высокоупорядоченный микроклин-пертит) – блоковая зона. Здесь мы имеем дело с отщеплением эвтектической пегматитовой магмы, которая дальше еще расщеплялась. Кристаллизация магмы приводит к повышению флюидного давления и замедляется. Под давлением флюидов магмы расщепляются на калишпатовую и кварцевую части, кристаллизующиеся отдельно. Камерные пегматиты – наличие плоскостей, в которых растут гигантские кристаллы. Все флюиды, соли концентрируются в камере, которая находится в центральной части пегматитового тела и является вместилищем всех драгоценных камней. Главным сырьем здесь является пьезокварц. Кварц – рост сверху, здесь сотовый кварц – переход альфа-бета кварца, мориона. Снизу растет топаз (алюминий заимствуется из калишпатовой зоны), иногда встречаются минералы Ве. Завершается все флюоритом, который заполняет пространство между кристаллами. Повышенное флюидное давление часто приводит к разрыву, и кварц-полевошпатовая масса может мигрировать с образованием жильных пегматитов. Для них тоже характерно зональное строение. Кварцевые ядра в отдельных частях могут отсутствовать. Роль флюидов та же – приводят к перекристаллизации кварц-полевошпатовой массы. Как пегматиты вписываются в гранитную систему? (рис 156) Пегматиты богаче КПШ, что отражает тренд 2. Мы рассмотрели топазово-пьезокварцевый (хрусталеносный) тип пегматитов (а). Он наиболее близок к гранитной эвтектике. Далее идут редкометальные и редкоземельные пегматиты (б). И самые бедные кварцем пегматиты – слюдяные (в). Это особый пегматитовый тренд – пегматиты беднее SiO2, чем граниты. Мусковитовые пегматиты надо называть граносиенитами, в них выделение кварцевого ядра очень редко. Модель Ферсмана не способна объяснить образование кристаллов в полостях. Образование пегматитовых тел в твердом состоянии. При участии флюидов происходит перекристаллизация гранитных массивов. Но не объясняет резких границ в строении. Конец 70х – ликвационная модель их образования.

Начало см. билет 58.

В докембрийских породах может быть вхождение магнезиальных мраморов в древние осадочные толщи. Тогда образуются клинопироксеновые граниты, состоящие еще из ортоклаза, плагиоклаза и немного кварца. В краевых частях гранитных плутонов могут образовываться граносиениты и сиениты. Они локальны и связаны с магматическим замещением карбонатных пород. В них тоже клинопироксен замещается биотитом, очень магнезиальным, вплоть до флогопита.

Рассмотренные нами граниты Левинсон-Лессинг отнес к коровому типу. Они образуются в результате магматического замещения. Хороший признак этого процесса – мигматиты. Модель смещения эвтектики под действием флюидного давления показывает, что коровый магматизм связан с внедрением магмы основного состава (рис 145). Так как среда сиалическая, магматизм уходит не только в область средних, но и кислых пород. Кислая магма разрастается интенсивно, с захватом большого объема сиалических пород. Левинсон-Лессингтон установил, что есть 2 различных механизма образования пород кислого состава. Есть коровые процессы - усвоение сиалического субстрата (процесс селективного плавления путем магматического замещения с образованием гранитного минимума, отражающего эвтектику гранитов). Этот процесс и дает интенсивное развитие гранитообразования. Другой механизм – дифференциация базальтовой магмы. Он проявлен в стратиформных интрузивах. Пример – красные граниты Бушвельда.

Коровые граниты ограничиваются распространением складчатой коры континентального типа, а эти граниты распространены повсеместно, т.е. и в океанах. Они могут завершить дифференциацию любых типов магм (диаграмма!!! 147). На ней пунктирными линиями намечены рифтогенный (1) и орогенный (2) тренды эволюции магм основного состава. Коннодами показана контрастность состава вариолитов (более кислые округлые обособления в железистом стекле). В случае 1 – типичная ситуация океанических областей – много базальтов, мало гранитов. Для случая 2 наоборот.

С габбро-гранитными комплексами связаны колчеданные месторождения, среди которых есть несколько типов. Срединно-океанических хребтов (Галапагосский тип) характеризуется крайне малым объемом кислых пород. В уральском типе больше. Дальше – в полиметаллическом алтайском типе основные и кислые породы примерно в равных частях. Контрастность габбро-гранитных комплексов говорит о существовании области распада. Так, на горе Магнитной габбро входят в ассоциацию с гранитами, и мы имеем не только колчеданные, но и железорудные месторождения. Граниты нельзя получить путем простой кристаллизационной дифференциации. Всегда надо рассматривать область распада. Чтобы объяснить такой тренд без расслаивания, надо предположить кристаллизацию очень железистой фазы (магнетита). Такие случаи есть, но в очень малых масштабах. В плутонических породах высокое флюидное давление приводит к миграции флюида из магматического очага. Это приводит к магматическому замещению. Но для стратиформных интрузивов это давление не характерно. Их образование происходит в условиях растяжения в виде лополитов, лакколитов, силлов. Дальше имеет место их автономная дифференциация, и наверху происходит расслаивание с образованием гранитной магмы.

Структуры плутонических пород зернистые, зональности минералов почти нет. В стратиформных интрузивах она есть. S-граниты (автохтонные образования, возникшие в результате изменения (гранитизации) осадочных пород) – чарнокиты, эндербиты. Образуются в островодужных условиях и складчатых областях. J-граниты образуются в результате непосредственной магматической дифференциации расплава. Красные граниты. Результат взаимодействия с коровым сиалическим расплавом. Неорогенные (А-граниты), только на платформенных областях – граниты рапакиви.

Нефелин-ПШ породы среднего состава представлены нефелиновыми сиенитами. Это зернистые породы светло-серой окраски. Минеральный состав крайне непостоянен. Кол-венные соотношения нефелина - 8-75%. Нефелин образует зерна разной величины. ПШ представлен микроклином, ортоклазом, альбитом или олигоклазом. Соответственно выделяются разновидности сиенитов (нефелин-калишпатовые, нефелин-альбитовые, нефелин-олигоклазовые). В этих породах встречаются астрофиллит, эвдиалит, лампрофиллит и др. Обычны апатит, сфен, циркон, ильменит. Хим. состав характеризуется высоким содержанием щелочей и Al, низким – Ca, Mg, Fe. Коэф. агпаитности меняется от 0.8 у миаскитов до 1.25 у фойяитов и луявритов. Для этих пород характерно повышенное содержание Ti, F, Zr и редких земель. Стр-ра нефелиновых сиенитов гипидиоморфно-зернистая. В одних случаях нефелин и КПШ более идиоморфны, чем темноцветные, в других наоборот. Нефелин обычно идиоморфен в богатых нефелином породах и ксеноморфен в бедных. В ряду нефелиновых сиенитов различаются биотитовые разновидности (миаскиты) и PX-овые и Hb-овые (фойяиты). Миаскиты – лепидомелановая разновидность. Это зернистые, слегка гнейсовидные или полосчатые породы светло-серого цвета, состоящие из КПШ (30-50%), альбита 15-40%, нефелина 10-20%, лепидомелана 5-10%. Стр-ра паналлотриоморфная, текстура гнейсовидная, иногда полосчатая. Фойяиты наиболее распространены. Зернистые, светло-серые, состоят из ортоклаза или микроклин-пертита (60%), нефелина (20-25%), Px (эгирин, эгирин-авгит, титан-авгит) или щелочного амфибола (10%) и небольшого кол-ва альбита, иногда астрофиллита. Выделяются эгириновые, амфиболовые, астрофиллитовые и другие фойяиты. Они обладают трахитоидной текстурой. Щелочной ПШ образует плоские белые кристаллы, выделяющиеся на красноватом фоне нефелина. Наряду с этими выделяются многие другие типы нефелиновых сиенитов. Мариуполит – нефелин-альбитовая порода с эгирином, щелочным амфиболом, лепидомеланом. Хибинит – амфиболовый нефелиновый сиенит (гигантозернистая разновидность), состоящий из микроклин-пертита (30-45%), прямоугольных кристаллов нефелина (35-50%), немного альбита и эгирина, содержат эвдиалит, сфен. Луявриты – среднезернистые, порфировидные. Авгит преобладает над щелочным амфиболом. Вулканические аналоги нефелиновых сиенитов – фонолиты и лейцитофиры. Фонолиты – плотные зеленовато-серые породы с порфировыми выделениями щелочного ПШ и нефелина. Основная масса состоит из щелочного ПШ и нефелина. Стекло обычно отсутствует. Различают нефелинитоидные (идиоморфные мзометричные кристаллы нефелина) и трахитоидные (удлиненные лейсты (зерна?) ПШ) микростр-ры основной массы. Эти структуры связаны постепенными переходами. Содержание нефелина в фонолитах изменчиво. Породы с подчиненным его количеством – фонолитовые трахиты. Лейцитофиры содержат порфировые выделения лейцита и санидина. Вкрапленники темноцветных встречаются редко, обычно это эгирин-авгит и биотит. Основная масса состоит из лейцита, санидина, нефелина. Рассматривыемые породы подвержены вторичным преобразованиям. Санидин переходит в ортоклаз, лейцит в псевдолейцит. Нефелин замещается вторичной слюдой и цеолитами. Темноцветные замещаются хлоритом. Измененные разновидности наз-ся фонолитовыми порфирами. Фонолиты и лейцитовые порфиры встреч-ся на океанических островах, островных дугах и в рифтовых зонах на континентах. Миаскиты – плюмазитовые нефелиновые сиениты. Идиоморфный плагиоклаз и КПШ, в интерстициях – нефелин и биотит. Фойяитам соответствует целая серия щелочных темноцветных: эгирин, рибекит, арфведсонит. Миаскиты входят в гранитную формацию и являются дифференициатами гранитной магмы, возникающими при ее расщеплении. При повышении щелочности происходит смещение гранитной эвтектики. Фойяиты же всегда связаны с ультраосн. магматизмом и находятся в ассоциации с кольцевыми дунит-пироксенитовыми телами на платформах. Это явно стр-ры замещения, т.к. в них остаются фрагменты дунитов. Разрастание очага связано с магматическим замещением ультраосн. пород.

Дата добавления: 2015-01-03