Билет 27. Средние плутонические породы нормальной щелочности (диориты, кварцевые диориты) и их вулканические аналоги.

Плутонические породы этой группы имеют незначительное распространение в природе. По геологическим условиям залегания и петрографическим особенностям они тесно связаны как с основными (габброидами), так и с кислыми (гранитоидами) породами. Среди них чаще встречаются диориты и кварцевые диориты, ферродиориты описаны в последние годы и установлены в составе некоторых расслоенных основных интрузивов.

Диориты — зернистые, иногда порфировидные породы серого или зеленовато-серого цвета, сложенные плагиоклазом, роговой обманкой или пироксенами. Главное отличие диоритов от габбро — состав плагиоклаза и меньшее количество темноцветных минералов. В диоритах плагиоклаз в среднем отвечает андезину, в габбро — лабрадору. В диоритах темноцветный минерал представлен главным образом роговой обманкой, а в габбро — пироксеном.

Плагиоклаз в диоритах характеризуется большими вариациями состава — от лабрадора или битовнита в ядре зерен до андезина и олигоклаза по краям. Темноцветные минералы — зеленая

или коричневая роговая обманка, пироксены — моноклинные или ромбические, бурый биотит. Второстепенные минералы — кварц, калиевый полевой шпат, очень редко железистый оливин. Акцессорные минералы представлены апатитом, магнетитом, сфеном, ильменитом, цирконом. Вторичные минералы — хлорит, уралит, эпидот, альбит, серицит, карбонат, каолинит.

Диориты содержат 30% цветных минералов, при меньшем количестве их породы называют лейкократовыми (лейкодиориты), при более высоком — меланократовыми (меланодиориты). К последним относятся и габбро-диориты. Главные разновидности диоритов выделяются по характеру темноцветного минерала: гиперстеновые, диопсидовые, авгитовые, биотит-роговообманковые, роговообманковые (преобладающий тип).

Структура диоритов гипидиоморфнозернистая с хорошим оформлением кристаллов плагиоклазов, пироксенов или роговой обманки.

Текстуры в диоритах массивные однородные или пятнистые (такситовые), реже полосчатые.

Кварцевые диориты по внешнему виду несколько светлее диоритов (цветное число 20—30%), содержат кварц (до 15%), который хорошо виден в породах благодаря более темному серому цвету и стеклянному блеску на сколах. Это обычно роговообманковые или биотит-роговообманковые, изредка чисто биотитовые породы со средним плагиоклазом (андезином),

иногда с небольшой примесью калиевого полевого шпата (<5%). Встречаются авгит или гиперстен, сохранившиеся от замещения на магматической стадии в виде ядер внутри зерен роговой обманки. Набор акцессорных минералов тот же, что и в диоритах.

Структура гипидиоморфнозернистая или типичная гранитная с идиоморфизмом плагиоклаза по отношению ко всем минералам.

Жильные диоритовые породы представлены микродиоритами и диорит-порфиритами. Эти породы имеют минеральный состав, аналогичный диоритам, но отличаются структурой (микрозернистой или порфировидной). Известны также диорит-аплиты и диорит-пегматиты. К меланократовым

дайковым породам диоритового состава относятся б и отит-плагиоклазовые и роговообманково-плагиоклазовые лампрофиры.

Их вулканические аналоги это андезиты и андезито-базальты. (о них см. 28 билет)

Ферродиоритами называются породы, в которых реальный состав плагиоклаза кислее андезин-лабрадора № 50, а темноцветные минералы сильно обогащены железом. По внешнему виду ферродиориты светло- или темно-серые породы, но очень часто при выветривании они приобретают характерную красновато-бурую окраску. В составе ферродиоритов находятся плагиоклаз, клинопироксен, оливин, иногда кварц и калиевый полевой

шпат в микрографических срастаниях. Акцессорные минералы: апатит, циркон и рудные (ильменит, титаномагнетит). Среди ферродиоритов выделяются пироксеновые и оливинпироксеновые разновидности. Цветное число в породах составляет 30—45%.

Плагиоклаз в этих породах образует зерна зонального строения с колебаниями состава от андезина в ядре до олигоклаза по краям. Клинопироксен представлен ферроавгитом, кристаллы которого

имеют темно-бурую, почти черную окраску и располагаются между зернами плагиоклаза. Оливин (также сильно железистый гортонолит до почти чистого фаялита) образует округленные кристаллы. Его количество изменяется от 10 до 21%. Кварц присутствует либо в виде вростков в калиевом полевом шпате, либо кристаллизуется самостоятельно. Содержание его (вместе с микрографическими сростками) составляет 5%., иногда увеличивается до 10%. Для ферродиоритов характерны субофитовые структуры: плагиоклаз идиоморфнее темноцветных минералов, распорасполагающихся в интерстициях.

Примеры месторождений:

Диориты и кварцевые диориты входят в ассоциации в одних массивах с гранитами, габбро или сиенитами, а также образуют самостоятельные мелкие штоки, лакколиты, дайки и другие тела.

Диориты вместе с кварцевыми диоритами слагают краевые части крупных гранитных массивов;

с гранитами их связывают переходные породы — гранодиориты. Диориты распространены в Миннесоте (США), в Южной Португалии, Финляндии, в Шварцвальде (ФРГ), на о-вах Ла-Манша. В нашей стране диориты и их кварцевые разновидности известны на Урале, на Кавказе и в ряде других мест.

Биотитовые диориты в самостоятельных массивах встречаются редко (Нижний Эльзас, Португалия). Они обычно представляют краевые фации гранитов (в Ирландии, на о. Суматра, в Богемском лесу). В Казахстане они встречаются как фациальные породы с габбро и габбро-диоритами. Диориты с габбро распространены на Урале (Тагильский, Собский массивы), на Украине, Тянь-Шане, в Казахстане и других местах.

В ассоциации с сиенитами диоритовые породы известны в Восточном Саяне, Казахстане, Восточном Забайкалье, на Урале.

В некоторых массивах диориты и сиениты образуют самостоятельные фазы внедрения, а в некоторых они связаны переходом через сиенито-диориты.

Самостоятельные интрузивные массы диоритов распространены в меньшей степени. Так, в Андах, Венгрии и ФРГ ими сложены небольшие тела, в краевых частях которых наблюдаются микродиориты или диорит-порфириты. Лейкократовые кварцевые диориты описаны в Андах Южной и Северной Америки и на Антильских островах.

Ферродиориты связаны со стратиформными массивами основных пород. Они залегают в их верхних горизонтах. В Скергаардском массиве (Восточная Гренландия) ферродиориты вместе с

железистыми гранодиоритами слагают мощную B00 м) верхнюю зону расслоенной серии. Ферродиориты бывают обогащены сульфидами меди и железа.

С диоритами связаны скарновые месторождения железа и меди (Урал), а также гидротермальные месторождения золота с сульфидами (Сибирь, Казахстан).

Билет №30. Плутонические породы кислого состава нормальной щелочности (биотитовые, роговообманковые и пироксеновые граниты, аляскиты).

Граниты – зернистые, наиболее богатые кварцем магматические породы. Внешне они окрашены в светлые сероватые, розоватые, буроватые тона, крупно-, средне- или мелкозернистой, нередко порфировидной структуры. Они состоят из КПШ, кварца, плагиоклаза и темноцветных минералов (биотита, роговой обманки, пироксена, редко фаялита). Граниты нормального ряда содержат кварца 25 – 35%, КПШ 35 – 40%, плагиоклаза 20 – 25% и биотита 5 – 10%. Содержание суммарного железа в расчете на закись составляет 2 – 3%, окиси магния – около 0,5%, что определяет общую железистость в пределах 70 – 80. Акцессорные минералы представлены апатитом, цирконом, магнетитом, титанитом, ортитом, монацитом, рутилом и др. По содержанию кремнезема намечается два типа гранитов: в пределах 72 – 73 и 74 – 75%. Первый характерен для глубинных гранитов, второй тип – это граниты, тесно ассоциирующиеся с вулканическими породами – липаритами сходного химического состава, сформировавшиеся на умеренных или малых глубинах. Плагиоклаз кристаллизуется в виде идиоморфных таблиц, первичный обычно зонален. Зональность исчезает в перекристаллизованных гранитах. Состав его отвечает олигоклазу № 10 – 15. КПШ представлены микроклином и ортоклазом. Для них характерны пертиты распада. В порфировидных выделениях КПШ имеет такой же состав, что и в ОМ породы. Кварц в гранитах встречается в виде ксеноморфных, реже идиоморфных зерен с волнистым погасанием. Биотит образует обычно неправильные пластинчатые кристаллы. Обычен постмагматический мусковит. Мусковит часто образуется путем замещения биотита с одновременным выделением магнетита. В плагиоклазе на его границе с КПШ развиваются червевидные вростки кварца – мирмекиты. В гранитах вулканических ассоциаций ПШ представлены анортоклазом, преобразующимся при охлаждении в микропертиты распада. Мафические минералы представлены гиперстеном и фаялитом в сопровождении магнетита, богатого титаном.

По структуре среди гранитов различаются грубо-, крупно-, средне- и мелкозернистые породы. Они бывают равномернозернистыми и порфировидными. Порфировидные выделения представлены КПШ. По взаимоотношениям минералов структура гранитов может быть названа гипидиоморфнозернистой. Она определяется относительным идиоморфизмом плагиоклаза, кварца и КПШ. Наиболее распространена гранитная структура с идиоморфными ПШ и ксеноморфным кварцем. Иногда кварц более идиоморфный, и такая структура называется аплитовой. Нередко ПШ и кварц кристаллизуются одновременно, образуя закономерные пегматитовые срастания (пегматитовая структура). Текстуры гранитов однородно-массивные, такситовые, гнейсовидные. Выветривание приводит к замещению ПШ глинистыми минералами и опалом. Биотит бледнеет, переходит в хлорит. В конечном счете фемические минералы представляют смесь гидроокислов железа и окислов карбонатов, и гранит превращается в элювиальную светлую глину, в которой остаются зерна кварца. Граниты подвергаются метасоматическим изменениям (например, грейзенизации), в связи с чем в них развиваются мусковит, турмалин, топаз, флюорит.

Разновидности гранитов выделяются по содержанию фемических и пневматолитовых минералов. Различают граниты биотитовые, роговообманковые, роговообманково-биотитовые, мусковитовые, двуслюдяные, турмалиновые, гиперстеновые (чарнокиты). Граниты, лишенные темноцветных минералов, в которых количество КПШ преобладает над плагиоклазом, называют аляскитами. К разновидностям гранитов без КПШ (<5%) относятся плагиограниты.

Гиперстеновые граниты – зернистые голубовато-зеленые породы, встречающиеся среди архейских метаморфических толщ. В их составе имеются голубоватый кварц (около 40%), КПШ (микроклин и микроклин-пертит около 48%), незначительное количество плагиоклаза (олигоклаза или андезина около 6%) и темноцветные минералы (железистый гиперстен, а также роговая обманка, биотит, иногда диопсид). Из акцессорных встречаются магнетит, апатит, циркон, сфен, гранат. Структура этих пород бывает кристаллобластической, свойственной метаморфическим породам, с неправильной формой зерен и отсутствием идиоморфизма плагиоклаза относительно КПШ и кварца. На границе плагиоклаза и КПШ развивается мирмекит. Особенностью является ассоциация богатого альбитом КПШ с кислым плагиоклазом, пертиты распада с олигоклазом в пертитовых вростках, развитие антипертитов распада и замещения, постоянное присутствие гиперстена. Обычна примесь магнетита. Нередко присутствует биотит, реже амфибол и диопсид. По составу ПШ различаются калиевые разновидности, почти не содержащие плагиоклаза, кали-натриевые (плагиоклаз-ортоклазовые), получившие название эндербитов. Текстура грубогнейсовидная. Гиперстеновые граниты – чарнокиты по типу минеральных ассоциаций близки к вмещающим их метаморфическим породам гранулитовой фации и иногда имеют метаморфические (гранобластические) структуры.

Аляскиты – зернистые розовые, красные или светло-серые богатые кварцем породы, почти не содержащие фемических минералов (<1%). В составе ПШ значительно преобладает КПШ (ортоклаз, микроклин или микропертит). Плагиоклаз представлен олигоклазом. По структуре можно выделить преобладающие аляскиты с гранитной структурой и с микропегматитом, выполняющим интерстиции между зернами ПШ и кварца или целиком слагающим породу. Последние разновидности называются гранофирами. Аляскиты находятся в связи с гранитами как фациальные разновидности, чаще образуют небольшие тела, внедрившиеся после формирования гранитов.

Билет №43. Породы среднего состава повышенной щелочности (сиениты, трахиты).

К средним породам повышенной щелочности относятся плутонические – сиениты и вулканические – кайнотипные породы – трахиты, их палеотипные аналоги – трахитовые порфиры.

Сиениты – светлоокрашенные, серые, розовато-серые или буроватые глубинные породы равномернозернистой (от крупно- до мелкозернистой) и порфировидной структуры. Крупные выделения обычно представлены ПШ. Породы отличаются высоким содержанием (более 30%) КПШ и плагиоклаза, цветное число 10 – 20%; кварца не содержат или его менее 5%. Если кварца более 5% (до 15%), сиениты называются кварцевыми, а разновидности, в которых кварца более 15%, относятся к граносиенитам. С увеличением количества цветных минералов сиениты переходят в меланократовые разновидности (меланосиениты), залегающие обычно в виде жил, богатые амфиболом и пироксеном, содержащие щелочной ПШ, и, наоборот, с убыванием цветного числа получаются лейкосиениты. Главные минералы в сиенитах – плагиоклаз (олигоклаз или андезин, лабрадор), КПШ (от 30 до 75%), роговая обманка, пироксен (авгит или диопсид) или биотит; второстепенные – кварц, оливин, нефелин; акцессорные – титанит, апатит, рудный минерал, циркон; вторичные – эпидот, серицит, хлорит, карбонат, лимонит. КПШ представлен ортоклазом или микроклином, имеет довольно низкое содержание натрия. Микроклин нередко содержит пертитовые вростки альбита, который содержит не более 3 – 6% анортитовой составляющей. Биотит сиенитов по сравнению с биотитами другихмагматических пород богат Fe₂O₃, при этом содержание MgO в них составляет 7 – 12%. Амфиболы – характерные темноцветные минералы сиенитов, встречаются обыкновенная роговая обманка, арфведсонит, рибекит, гастингсит. Моноклинные пироксены представлены диопсидом и авгитом. Пироксены ряда диопсид – авгит обычно замещаются роговой обманкой, сохраняясь лишь в виде реликтов в зернах амфибола. Ромбические пироксены распространены гораздо меньше, чем моноклинные, и отвечают по составу гиперстену и феррогиперстену. Оливин редок и представлен железистыми разновидностями. Кварц в сиенитах бычно отсутствует или является второстепенным минералом. Структура сиенитов характеризуется относительным идиоморфизмом пироксена по отношению к другим минералам. При одновременном присутствии обыкновенной роговой обманки и диопсида роговая обманка развивается вокруг зерен пироксена. В порфировидных сиенитах порфировыми выделениями являются КПШ, а меланократовых разновидностях – плагиоклаз, идиоморфный по отношению к КПШ. Плагиоклаз и КПШ образуют таблитчатые кристаллы, отличающиеся иногда хорошей огранкой. Роговая обманка располагается в промежутках между зернами ПШ и часто содержит пироксеновое ядро. Если в породах содержится кварц, он встречается в ксеноморфных выделениях, заполняющих интерстиции между всеми остальными минералами породы. Таким образом, указанные взаимоотношения обусловливают гипидиоморфнозернистую структуру. Текстура обычно массивная, однородная, редко флюидальная. Разновидности сиенитов различаются по характеру преобладающих темноцветных минералов. Выделяются роговообманковые , авгитовые, слюдяные (биотитовые, самые редкие) сиениты. Иногда сиениты содержат несколько темноцветных минералов (например, пироксен-роговообманковые, биотит-роговообманковые). В результате вторичных изменений плагиоклаз в замещается серицитом, эпидотом, клиноцоизитом, КПШ пелитизируются, по темноцветным минералам развиваются уралит, хлорит, карбонат, эпидот.

Трахиты обладают светлыми серыми, желтоватыми и розоватыми окрасками. Для них характерна шероховатая поверхность. Обычно эти породы порфирового строения, хотя встречаются и афировые разновидности. Это лейкократовые породы, характеризуютс низкими содержаниями магния и железа, а также кальция и высокими содержаниями щелочей. Главными породообразующими минералами в них являются санидин, анортоклаз и плагиоклаз (от лабрадора до андезина). Цветные минералы встречаются в подчиненном количестве, среди них присутствуют роговая обманка, биотит, реже, моноклинный пироксен или гиперстен. Вкрапленники слагают небольшую часть пород и представлены главным образом ПШ – соотношения КПШ и плагиоклаза варьируют в широких пределах, роговая обманка и биотит также содержатся во вкрапленниках в подчиненном количестве. ОМ трахитов отличается высокой степенью кристалличности, стекло содержится в очень небольшом количестве, скрепляя микролиты, представленные КПШ, микролиты плагиоклаза редки. Трахиты со значительным количеством стекла встречаются редко. Распространенной структурой ОМ трахитов является трахитовая, при которой микролиты КПШ ориентируются в одном направлении по флюидальности, обтекая вкрапленники. Реже встречается так называемая ортофировая структура, когда КПШ представлен изометричными зернышками и короткопризматическими столбиками и табличками. В трахитах очень распространена флюидальная текстура, иногда встречается сферолитовая. По соотношению щелочных металлов выделяют натриевые и калиевые трахиты. В натриевых трахитах плагиоклаз представлен альбитом, характерно содержание в небольшом количестве щелочных пироксенов и амфиболов. В зависимости от характера цветных минералов среди трахитов выделяются биотитовые, роговообманковые, пироксеновые, биотит-роговообманковые, роговообманково-пироксеновые и другие разновидности.

Палеотипные аналоги трахитов — трахитовые порфиры или ортофиры содержат ортоклаз, микроклин, плагиоклаз (которые альбитизированы), разложенные цветные минералы, стекло, распавшееся на аллотриоморфнозернистый агрегат ПШ с небольшой примесью зерен кварца и других минералов. Стекло полностью замещено агрегатами хлорита, серицита, альбита. Трахиты формируются из очень вязкой магмы, поэтому чаще всего они образуют экструзии. Реже встречаются короткие мощные потоки и пирокластические породы трахитового состава. Субвулканические тела представлены дайками и лакколитами. Извержения трахитов сопровождаются большим количеством пирокластического материала. Трахиты распространены незначительно и приурочены к стабильным, жестким тектонические структурам.