Смолькин В.Ф. Петрография магматических и метаморфических пород

Подождите немного. Документ загружается.

177

Среди щелочных сиенитов выделяются нордмаркиты (кварцевые

щелочные сиениты), пуласкиты (щелочные сиениты с титанистым

лепидомеланом, эгирин-авгитом, эгирином, баркевикитом, арфведсонитом

и эккерманитом), лаурвикиты (с иризирующими полевыми шпатами) и

умптекиты (щелочные сиениты с арфведсонитом и эгирином). Выходы

лаурвикита, являющегося декоративным камнем, залегают в окрестностях

г.Осло Норвегии (рис. 10.21).

Рис. 10.21. Лаурвикит

или ларвикит (Ларвик,

Норвегия).

Порода сложена титано-

авгитом (крап), лепидоме-

ланом (полосатый), оли-

вином (высокий рельеф),

нефелином, анортоклазом

(со спайностью) и тита-

номагнетитом. Апатит

в виде призматических зе-

рен. Из работы (Hatch

et al., 1972).

Щелочные сиениты слагают самостоятельные массивы в форме

лаколитов или образуют сложно построенные плутоны совместно с нефе-

линовыми сиенитами, щелочными гранитами или щелочными габбро.

Нефелиновые сиениты содержат в своем составе фельдшпатоиды и

обладают крупнозернистым строением. Главные минералы представлены

калиевым полевым шпатом и альбитом, составляющими 60-70%, нефелином

(10-30%), щелочными пироксенами и амфиболами, высокожелезистым

биотитом (10-25%); акцессорные минералы: апатит, титанит, циркон,

магнетит, ильменит, флюорит, эвдиалит и тантало-цирконо-силикаты;

вторичные минералы: содалит, канкринит, цеолиты, натриевая слюда.

Количество нефелина в них варьирует в широким пределах. Полевые

шпаты представлены альбитом, микроклином, ортоклазом и микропертитом,

количественные соотношения, между которыми сильно варьирует. Пироксены

представлены эгирином, реже титаноавгитом, амфиболы - арфведсонитом,

а биотит - лепидомеланом.

178

Рис. 10.22. Гаюин-оливино-

вый малиньит (Оден-

вальд).

Идиоморфные кристаллы

оливина (с высоким

рельефом), эгирина (крап),

нефелина (таблицы) и

замутненного зонального

нозеан-гаюина (ром-

боидальные, крап) пой-

килитически включены в

ортоклаз. Мелкие крис-

таллы апатита содержат

в центре магнетит. Из

работы (Hatch et al., 1972).

Разновидностями нефелиновых сиенитов являются луявриты (содержат

до 45-50% нефелина), миаскиты (слюдяные разновидности, для которых

установлено равное содержание калиевого полевого шпата и альбита, до 5-10%

лепидомелана), мариуполиты (полевой шпат представлен только альбитом,

содержание которого составляет 50-70%), и фойяиты (пониженное содержание

щелочных амфиболов и пироксена, резкое преобладание калиевого полевого

шпата над альбитом). Переходной разностью между нефелиновым сиенитом

и шонкинитом является малиньит, который встречается в провинции

Онтарио Канады (рис. 10.22).

Он содержит 30-60% темноцветных минералов (эгирин-авгит и биотит)

при равновесном соотношении ортоклаза и нефелина.

Нефелиновые сиениты часто образуют небольшие самостоятельные

тела в виде штоков, лакколитов или лополитов. Они также ассоциируют со

щелочными гранитами или нефелиновыми сиенитами. В пределах Кольского п-

ва они слагают значительную часть Хибинского и Ловозерского плутонов,

вмещающих крупные месторождения апатит-нефелиновых руд.

Генезис

Относительно генезиса нефелиновых сиенитов предложено несколько

гипотез, основанных на природных наблюдениях и экспериментальных

работах.

179

Ассимиляционная гипотеза, разработанная Р.Дэли, С.Шэндом и рядом

других исследователей, является наиболее ранней. Согласно данной гипотезе,

щелочные расплавы возникают из базальтовых или гранитных магм в

результате их десиликации (обеднении кремнеземом) при взаимодействии

с карбонатными вмещающими породами. При ассимиляции карбонатных

пород происходит образование в магме метасиликатов кальция и магния,

последующее удаление которых приводит к обеднению кремнеземом и

кристаллизации нефелина вместо полевого шпата.

Гипотеза газового переноса щелочей, предложенная К.Смитом,

предполагает, что при медленной кристаллизации больших объемов

базальтовых магм выделяются летучие, которые поднимаются по разломам

в верхнюю часть земной коры. Летучие переносят наиболее легкоплавкие

элементы, что приводит к формированию тел щелочных пород.

Гипотеза кристаллизационной дифференциации, разработанная

Н.Боуэном для базальтовой магмы, ранее применялась и для объяснения

происхождения щелочных пород. Согласно Н.Боуэну, при кристаллизации

базальтовой магмы состав остаточной жидкости может иметь не только

гранитный состав, но и сиенитовый (трахитовый), если будет удален

избыток кремнезема. При кристаллизации лейцита из такой жидкости и его

отделении каким-то образом от жидкости, в дальнейшем он превратится в

смесь нефелина и калиевого полевого шпата, что приводит к образованию

нефелинсодержащих пород. По-видимому, как частный случай, такие

превращения могут осуществляться в природе, но на их основе трудно

объяснить формирование крупных плутонов нефелиновых сиенитов.

Жильные породы

Асхитовые жильные породы представлены тингуаитами и

нефелинсиенитовыми порфирами. Тингуаиты - это мелкозернистые или

афанитовые породы, сложенные нефелином, иголочками эгирина с примесью

щелочного амфибола и лепидомелана (рис. 10.23). Они широко развиты в

пределах Хибинского плутона. Нефелин-сиенитовые порфиры отличаются

от тингуаитов полнокристаллическими структурами.

Диасхитовая группа представлена нефелиновыми пегматитами, не-

фелин-сиенитовыми аплитами и лампрофирами.

180

Рис. 10.23. Порфировый

эгириновый фонолит или

тингуаит (Бразилия).

Фенокристаллы представ-

лены нефелином (базальная

спайность по 3-ему пинакои-

ду), санидином, эгирином

(тонкий крап) и титанитом

(грубый крап). В основной

массе преобладают микроли-

ты эгирина. Из работы

(Hatch et al., 1972).

Вулканические породы

Вулканические породы данной группы очень редки. Это преимущест-

венно аналоги фельдшпатоидных сиенитов, среди которых выделяются

фонолиты и лейцитофиры.

Фонолиты большей частью имеют порфировое, реже афировое строе-

ние. Они сложены санидином, нефелином, пироксенами (диопсид, эгирин),

щелочными амфиболами и акцессорными минералами. Различают нефели-

новые фонолиты с фонолитовой структурой (идиоморфные кристаллы не-

фелина преобладают над санидином) и трахитоидные с трахитовой струк-

турой с микролитами санидина, а также лейцитовые фонолиты, вкраплен-

ники которых сложены лейцитом, санидином и нефелином).

Лейцитофиры отличаются от лейцитовых фонолитов присутствием во

вкрапленниках только лейцита (рис. 10.24).

Фонолиты и лейцитофиры встречаются на островах Тихого,

Атлантического и Индийского океана, островных дугах и в пределах рифтовых

зон континентов (Восточная Африка). Они образуют купола и лавовые

потоки, а также дайки с характерной тонкоплитчатой отдельностью.

181

Рис. 10.24. Нозеановый лейци-

тофир (Эйфель).

Фенокристаллы лейцита и но-

зеана часто окаймлены ото-

рочками эгирина. В основной

массе - идиоморфные кристал-

лики нефелина и зерна саниди-

на. Из работы (Hatch et al.,

1972).

182

10.4. ГРУППА КИСЛЫХ ПОРОД

Группа пород кислого состава очень разнообразная по своему составу

и условиям залегания. Среди них резко преобладают плутонические обра-

зования, которые объединяются общим термином гранитоиды. Их вулка-

ническими аналогами являются риолиты и дациты. Роль гранитоидов в

пределах земной коры очень велика. Они резко доминируют во многих до-

кембрийских щитах и очень часто слагают значительные участки коры в

более молодых областях.

Гранитоиды - это зернистые, существенно полевошпатовые породы,

содержащие кварц как один из главных минералов. В гранитах его количе-

ство достигает 25-55%, а в гранодиоритах - 15-25%. Содержание темно-

цветных минералов варьирует от 5% в гранитах до 15-20% в гранодиори-

тах.

Разделение гранитоидов по минеральному составу производится на ос-

новании содержания кварца, соотношения калиевого полевого шпата и

плагиоклаза, состава плагиоклаза (содержания в нем анортита), состава и

количества темноцветных минералов.

Содержание SiO

в гранитоидах превышает 65%, они содержат повы-

шенное количество щелочей (6.5-9%), пониженное CaO (0.5-4,5%) и желе-

за (2-6%), и незначительное MgO (<2%). Отдельные разновидности четко

различаются по содержанию кремнезема, кальция и щелочей.

Среди пород рассматриваемой группы достаточно условно выделяются

породы нормальной щелочности (граниты, гранодиориты, риолиты и даци-

ты), повышенной щелочности (граносиениты, рапакиви-граниты и трахи-

риолиты) и щелочные (щелочные граниты, пантеллериты и комендиты).

10.4.1. Кислые породы нормальной щелочности

Среди пород данной группы, помимо гранитов, гранодиоритов и рио-

литов, выделяются плагиограниты, трондъемиты и другие разновидности.

Плутонические породы

Для гранитоидов нормальной щелочности установлена четкая взаимо-

связь состава минеральных фаз: при увеличении содержания кварца

уменьшается содержание анортита в плагиоклазе и уменьшается количест-

183

во темноцветных минералов, а в составе последних возрастает роль биоти-

та.

По содержанию кварца выделяются собственно граниты (25-55%) и

гранодиориты (15-25%). В гранитах преобладает плагиоклаз с 10-15%

анортита, а в гранодиоритах - плагиоклаз с 20-30% анортита. По соотно-

шению полевых шпатов различаются плагиограниты с пониженным коли-

чеством калиевого полевого шпата (<5%) и аляскиты, существенно калие-

вые, обедненные плагиоклазом (<10%) и темноцветными минералами.

Граниты имеют различную зернистость (мелко-, средне-, крупно- и

грубозернистые), равномерную или порфировидную структуры и разнооб-

разные текстуры (однородные или массивные, гнейсовидные, шаровые).

Они сложены калиевым полевым шпатом (преобладает 35-40%), кварцем

(25-35%), плагиоклазом (20-25%), биотитом (5-10%), роговой обманкой,

пироксенами и, редко, железистым оливином (фаялитом) (рис. 10.25). Ак-

цессорные минералы представлены апатитом, цирконом, монацитом, маг-

нетитом, титанитом и рутилом.

Рис. 10.25. Выветрелый гранит (Корнуэлл,

Англия).

Порода сложена сильно каолинизиро-

ванным ортоклазом (крап), относительно

свежим альбитом, часто закономерно сра-

стающимся с ортоклазом, слюдой включе-

ниями флюорита и кварцем, представлен-

ным в виде неправильных зерен и включе-

ний-ихтиоглиптов в ортоклазе. В верхней

правой части расположено зерно топаза.

Из работы (Hatch et al., 1972).

Плагиоклаз образует таблитчатые идиоморфные зерна, часто зональ-

ные, отвечающие по составу олигоклазу (№ 10-15). Калиевые полевые

шпаты представлены микроклином и ортоклазом, для которых характер-

ным являются пертиты распада. Состав их вкрапленников и зерен в основ-

184

ной массе близкий. Кварц развит в виде ксеноморфных, реже идиоморф-

ных зерен с волнистым погасанием. Биотит представлен высокожелезистой

разновидностью и образует неправильно пластинчатые зерна.

Для гранитов наиболее распространенной является гранитная структу-

ра, обусловленная идиоморфизмом полевых шпатов и ксеноморфизмом

кварца. Реже встречается гипидиоморфнозернистая (относительный идио-

морфизм калиевого полевого шпата, плагиоклаза и кварца) и аплитовая

(кварц более идиоморфный) структуры. При одновременной кристаллиза-

ции кварца и полевых шпатов образуется пегматитовая структура. Очень

часто встречается мирмекитовая структура - появление вростков кварца в

плагиоклазе на границе его с калиевым полевым шпатом (рис. 7.1). Отно-

сительно редко встречаются орбикулярные и шаровые граниты (рис.

10.26).

Рис. 10.26. Шаровой

(орбикулярный) гранит

(Кемиярви, Финляндии).

Внешняя зона шаров

представлена микрокли-

ном с включениями квар-

ца, средняя зона – плагио-

клазом, ядро и основная

масса сложена микрокли-

ном, плагиоклазом, квар-

цем (10%), амфиболом,

биотитом и магнетитом.

По составу темноцветных минералов различаются биотитовые, биотит-

роговообманковые, мусковитовые, двуслюдяные, турмалиновые, гиперсте-

новые. Лейкократовые граниты с низким содержанием плагиоклаза назы-

вают аляскитами, а граниты без калиевого полевого шпата относят к пла-

гиогранитам.

Гиперстеновые граниты или чарнокиты встречаются в докембрийских

областях. В их составе присутствует голубой кварц (около 40%), калиевый

полевой шпат - микроклин и микроклин-пертит (около 50%), пониженное

содержание плагиоклаза - олигоклаза или андезина (6%) и темноцветные

минералы - железистый ортопироксен, роговая обманка, биотит, реже ди-

185

опсид. Акцессорные минералы представлены апатитом, цирконом, титани-

том, титанитом, гранатом, магнетитом.

Гиперстеновые граниты очень часто ассоциируют с породами гранули-

товой фации, приближаясь к ним по минеральным парагенезисам. Это дает

основание предполагать метаморфический генезис таких гранитов.

Аляскиты - это лейкократовые породы, в составе которых преобладает

калиевый полевой шпат - ортоклаз, микроклин или микропертит. Плагиок-

лаз представлен олигоклазом. Для них характерна гранитная или микро-

пегматитовая структуры.

Плагиограниты - полнокристаллические различной зернистости поро-

ды с гипидиоморфнозернистой или гранитной структурой. Они содержат

кварц (30-40%), плагиоклаз (>40%), калиевый полевой шпат (<5%), биотит

и роговую обманку. Плагиоклаз представлен олигоклазом или, реже, анде-

зином. Калиевый полевой шпат в них - ортоклаз, микроклин или микро-

пертит. Акцессорные минералы - магнетит, апатит, циркон, титанит.

Гранодиориты - средне- и крупнозернистые, иногда порфировидные

породы, которые отличаются от гранитов меланократовостью и меньшим

содержанием кварца. В них содержится темно-серый кварц (15-25%), ка-

лиевый полевой шпат (0-20%), плагиоклаз, биотит и роговая обманка. Раз-

ности, бедные калиевым полевым шпатом, носят название трондьемитов.

Плагиоклаз в гранодиоритах отвечает по составу олигоклаз-андезину

или андезину (20-40%An). Он часто образует зональные вкрапленники

идиоморфной формы. Калиевый полевой шпат, представленный ортокла-

зом, пертитовым ортоклазом и микроклином, большей частью слагает ксе-

номорфные зерна. Крупные его зерна часто содержат включения плагиок-

лаза. Из темноцветных минералов преобладает темно-зеленая роговая об-

манка, нередко окруженная биотитом. Изредка в гранодиоритах присутст-

вует диопсид и гиперстен самостоятельно или в ассоциации с роговой об-

манкой и биотитом. В последнем случае они часто включены в роговую

обманку.

Гранодиориты имеют преимущественно гипидиоморфнозернистую

структуру и разнообразные текстуры - однородные и неоднородные (так-

ситовые), неориентированные и ориентированные (план-параллельные),

массивные и гнейсовидные.

Вторичные изменения в гранитах и гранодиоритах выражаются в сос-

сюритизации плагиоклаза, хлоритизации биотита, роговой обманки и пи-

роксена. Выветривание гранитов приводит к замещению полевых шпатов

186

глинистыми минералами и опалом. Граниты могут подвергаться метасома-

тическим изменениям с образованием грейзенов.

По условиям залегания, форме и размерам плутонические тела кислого

состава могут быть разделены на следующие группы: 1) гранитоиды, зале-

гающие в форме мигматит-плутонов и занимающие огромные площади

среди глубокометаморфизованных пород на докембрийских щитах; 2) гра-

нитоиды, образующие батолиты, приуроченные к складчатым областям; 3)

гранитоиды, слагающие дайки, штоки и лакколиты, приуроченные к раз-

ломам и развитые в складчатых, реже платформенных областях; 4) грани-

тоиды, входящие совместно с другими породами в состав сложных интру-

зий, в том числе многофазного строения.

Граниты являются членами габбро-плагиогранитных, габбро-

гранитных, диорит-плагиогранитных, габбро-сиенитовых и других серий.

С гранитоидами нормального ряда связаны месторождения многих по-

лезных ископаемых: меди, олова, молибдена, вольфрама, золота, урана. К

пегматитам приурочены месторождения редких металлов, драгоценных

камней, слюды, берилла и сподумена.

Жильные и дайковые породы

Жильные и дайковые афировые породы представлены микрогранита-

ми, микрогранодиоритами (рис. 10.27), микроплагиогранитами или

жильными гранитами и гранодиоритами.

Рис. 10.27. Порфировидный

микрогранит (Британская

Колумбия).

Фенокристаллы кварца, зо-

нального плагиоклаза, ро-

говой обманки и биотита

погружены в основную масс-

су, сложенную теми же

минералами. Из работы

(Hatch et al., 1972).

Помимо их, выделяются аплиты (микрозернистые) и пегматиты

(крупно- и гигантозернистые), имеющие лейкократовый облик (рис. 10.28).