Жильные породы группы нефелиновых сиенитов

Нефелино-сиенитовая магма очень богата летучими компонентами подобно гранитной магме и даже порой превосходя ее, поэтому и кристаллизация ее идет во многом схожим образом. Так же активно проявляется постмагматическая перекристаллизация с развитием грубозернистых и гигантозернистых структур – отсюда широкое развитие пегматитов. Нередки и нефелиновые аплиты. Есть и лампрофиры – тингуаиты: эгирин-амфиболовые меланократовые нефелиновые сиениты с цветным индексом до 30.

7.2 Щелочные базальтоиды

Щелочные породы с цветным индексом 40-50 относят к щелочным габброидам. При этом истинно щелочными габроидами являются те, в состав салической части которых входит в существенном количестве (или слагает ее полностью) нефелин или какой-либо другой фельдшпатоид. Помимо фельдшпатоидов в состав салической части щелочных базитов могут входить ортоклаз, альбит либо более основной плагиоклаз. Темноцветные минералы этих пород обычно щелочные.

Эссексит – (Pl+Ort+немного Ne) 60% + темноцветн.мин. 40%,

Шонкинит– (ортоклаз,немного Ne) 50-60% + (Py+Bt+Ov+Cc)40%,

Тералит – (Pl+Ne) 60% + (Avg+Bt+Ov) 40%,

Ийолит – Ne 60% + щелочные темноцветн. мин. 40%,

Миссуриты, Фергуситы – лейцит 60% + щел.темноцветн.минералы 40 %.

Эффузивный аналог тералита – т е ф р и т.

Анкаратрит – это тоже излившаяся порода группы щелочных базальтоидов, вкрапленники оливина погружены в основную массу из микролитов пироксена и нефелина.

7.3. Щелочные гипербазиты

Щелочные гипербазиты представлены рядом от чисто нефелиновых до чисто пироксеновых (щелочно-пироксеновых) пород:

уртит ийолит мельтейгит якупирангит

нефелин – 100-80% 50% 30-20% 10-0%

эгирин – 0-20% 50% 80-70% 90-100%

Содержание кремнезема во всех этих породах колеблется в пределах 35-45%, т.е. это типичные гипербазиты, хотя цветной индекс у них варьирует от ста до нуля. В широких пределах варьирует содержание остальных компонентов (алюминия, железа, магния, щелочей), что всецело определяется составом темноцветных минералов и их соотношениями с фельдшпатоидными минералами.

25. Известковые полевые шпаты представлены плагиоклазами с варьирующими соотношениями натрового и кальциевого компонента – альбита (NaAlSi₃O₈) и анортита (CaAl₂Si₂O₈). Богатые натровым компонентом плагиоклазы считают кислыми, т.к. они содержат больше кремнезема, тогда как существенно кальциевые плагиоклазы называют основными. Для краткости часто вместо названия пишут просто символ плагиоклаза (Pl) и рядом с ним в виде индекса указывают процентную долю анортитового компонента. Альбит обозначают как Pl_0-10, олигоклаз – Pl_10-30, андезин – Pl_30-50, лабрадор – Pl_50-70, битовнит – Pl_70-90, анортит – Pl_90-100. Кислые плагиоклазы – это альбит и олигоклаз, основные – лабрадор, битовнит и анортит. Андезин относят к средним плагиоклазам.

Мусковит – это аналог калиевого полевого шпата, химически отличающийся от него лишь присутствием гидроксильной группы и несколько меньшим содержанием кремнезема. Но есть разновидности мусковита с существенным содержанием железа (фенгит, феррифенгит), которые можно относить к цветным минералам.

Породы с цветным индексом 100 в большинстве своем относятся к ультраосновным, поскольку кремнезема в них менее 45%. Их называют также ультрамафитами или ультрамафическими породами. Однако, некоторые ультрамафиты (амфиболит, пироксенит) при цветном индексе 100 содержат более 44% кремнезема, поскольку содержание кремнезема в пироксенах около 50%, а в амфиболах даже несколько больше 50%. Таким образом, по химической классификации такие ультрамафиты надо относить не к ультраосновным, а к основным породам, не к гипербазитам, а к базитам. Их так и следует называть ультрамафические базиты. В то же время некоторые породы с цветным индексом менее 10, т.е. практически не содержащие мафических минералов: уртиты, нефелиниты, лейцитолиты – содержат менее 45% SiO₂, поскольку таково его содержание в фельдшпатоидах. Несмотря на цветной индекс менее 10 (а порой и вообще ноль), такие породы надо относить к гипербазитам – это салические (фельзические) гипербазиты. До недавнего времени такие словосочетания воспринимались как явная нелепость, да и сейчас многие петрографы не принимают таких названий, хотя они вполне логичны, и в современной мировой петрографической литературе их использование становится нормой.

Породы, состоящие в равных долях из темноцветных минералов и полевых шпатов (т.е. с цветным индексом 50), относятся к основным. Содержание SiO₂ в них близко к 50%. Только никогда не забывайте, что речь здесь идет не о кварце, которого в основных породах нет, а о «связанном» кремнеземе, т.е. о кремнеземе, который входит в состав силикатов. Однако и здесь есть свои сложности. Поскольку содержание кремнезема в высококальциевых плагиоклазах (анортите, битовните и даже лабрадоре) тоже близко к 50%, то породы, сложенные преимущественно (и даже исключительно) таким плагиоклазом (их называют анортозитами) относят к базитам, хотя их цветной индекс не только меньше 50, но может быть даже меньше десяти, вплоть до нуля.

Породы с цветным индексом 25-35, состоящие из темноцветов и полевых шпатов, но не содержащие кварца, относят к средним. Наконец, породы, содержащие в качестве главного породообразующего минерала кварц, обязательно относятся к кислым. Они настолько богаты кремнеземом, что часть его оказывается избыточной, не компенсируется другими компонентами и присутствует в породе в несвязанном состоянии, в виде кварца.

SiO₂ - выделяют ультраосновные - 35 - 45 % гипербазиты

основные 45 -53 % базиты

средние 53 – 65 %

кислые больше 65 % до 80

несиликатные менее 10% SiO₂

по содержанию NaO+K₂O = щелочные, субщелочные (умереннощелочные), нормальной щелочности.

26. Cредние породы: в андезитах содержание SiO₂ варьирует от 53 до 64% (разновидности с содержанием кремнезема 53-56% часто называют андезибазальтом, а 57-64% - собственно андезитом). Интрузивными аналогами являются диориты, близкие по химизму андезибазальтам и кварцевые диориты, по содержанию кремнезема соответствующие собственно андезитам. Это первая группа с существенным содержанием щелочей, причем натрий обычно преобладает над калием (К₂О – 1,5-2,5%; Na₂О – 2,7-3,5%).

По распространенности андезиты почти не уступают базальтам, составляя примерно 20-25% от всех магматических пород, тогда как на долю диоритов приходится менее 0,3% (!). Такая резкая диспропорция составляет одну из загадок этой группы. Один из предлагаемых ответов сводится к следующему. Диоритовая магма, как и базальтовая, образуется при плавлении верхней мантии, т.е. является глубинной, а потому нагрета до очень высокой температуры – 1200⁰ и более. Как и базальтовая магма, она жидкая, подвижная. В то же время она существенно легче базальтовой, да и температура кристаллизации у нее ниже, а потому ей крайне трудно задержаться на пути от места рождения к поверхности Земли. Даже там, где базальтовая магма в приповерхностных условиях все же остывает, образуя многочисленные силлы, андезитовая магма движется дальше и изливается на поверхность. Но скорее дело в том, что как мы увидим далее, значительная часть диоритов – это производные не андезитовой магмы, а либо базальтовой (габбровой) либо гранитной.

Разделить андезиты и базальты весьма непросто. Нередко они внешне очень похожи друг на друга. Если нет анализов, то разные исследователи поступают по разному. Одни считают главным признаком "цветной индекс", другие же – основность плагиоклаза. В последнем случае надо не забывать, что плагиоклаз в эффузивах зонален, и в ядрах вкрапленников в андезитах может встречаться, как и в базальтах, не только лабрадор, но даже и битовнит, а порода будет тем не менее андезитом, поскольку усредненный состав плагиоклаза будет отвечать андезину.

Структура андезитов обычно стекловатая, реже афанитовая, в отличие от базальтов, и очень редко полнокристаллическая (причем все равно микрозернистая!). Стекло слагает не весь объем породы: в зависимости от соотношения стекла и микролитов структура может быть гиалопилитовая, интерсертальная, микролитовая: в первом случае плотный, переплетающийся "войлок" микролитов пропитан стеклом, во втором – стекло выполняет промежутки в сплошном "каркасе" микролитов, наконец, в последнем варианте, микролиты "плавают" в стекле, не касаясь друг друга. По составу плагиоклаз микролитов отвечает кислому андезину или даже олигоклазу (35-25% An), тогда как плагиоклаз вкрапленников содержит до 50% анортитового компонента, а в ядрах может быть и более основным. Тем не менее состав самой внешней зоны вкрапленников обычно такой же, как состав микролитов.

Кварц в нормальных андезитах очень редок, но иногда встречается, как встречаются и другие модификации кремнезема – тридимит, кристобалит. Часто состав андезитов уклоняется к меланократовым разностям – к андезибазальтам.

Андезиты распространены очень широко. Их почти столько, сколько базальтов. Особенно много их в Америке, в Андах (отсюда и название). В северной Америке андезиты преобладают над базальтами. В России базальтов больше. Базальты более типичны для платформ (трапповые формации), а андезиты – для складчатых поясов и вулканических островных дуг. У нас андезиты распространены на Камчатке, Курилах, Урале.

БАЗАЛЬТЫ (эффузивные аналоги габбро)

Это скрытокристаллическая (иногда мелкозернистая) либо стекловатая порода, черного темно-бурого либо темного серого цвета. Самые распространенные породы.

Встречаются порфировые и афировые аналоги. Минеральный состав такой же как у габбро но пироксен, плагиоклаз (основной), оливин реже роговая обманка представлены в основном порфировыми вкрапленниками. Вкрапленники- пироксен, плагиоклаз, оливин. Плагиоклаз - лабрадор-битовнит (An 50 -70).

Основная масса состоит из микролитов плагиоклаза, клинопироксена, магнетита или титаномагнетита и вулканическое стекло. Микролиты плагиоклаза кислее, но основные.

Стекло часто замещается - палагонит – аморфное оптически изотропное вещество зеленоватого или желтого цвета .

Замещается чаще всего хлоритом, анальцимом

Плагиоклаз подвергается соссюритизации и альбитизации.

По оливину серпентин

по клинопироксену актиноит,

титаномагнетит- лейкоксен.

Вторичные - кальцит, пренит, цеолит.

Вследствие вторичных изменений базальты преобретают зеленоватую окраску что позволило говорить о зеленокаменном перерождении основных вулканитов.

Разновидность - спилиты - плагиоклаз альбитизирован, цветные и стекло замещ. хлоритом.

Внешний облик: все разновидности имеют темную окраску или зеленовато-черную окраску. В виде столбчатой отдельности Текстура массивная, пористая, миндалекаменная. Миндалекаменные базальты называются – мендельштейнамим.

Миндалины заполнены – цеолитами, кварцем, халцедоном, хлоритом, эпидотом, кальцитом и др. вторичными минералами.

Структура на макроуровне – порфировая или афировая.

структура основной массы – интерсертальная - микролитов больше 50% стекла микролиты расположены беспорядочно, в интерстициях может быть скопления пироксена, бурое стекло

гиалопилитовая меньше 50% стекла

трахитоидная - обтекают миндалины и фенокристаллы.

стекловатая.

29. Магма образуется при определённых значениях температуры и давления и с химической точки зрения представляет собой флюидно-силикатный расплав, то есть содержит в своём составе соединения с кремнезёмом и кислородом, а также летучие вещества, присутствующие в виде газа либо растворённые в расплаве.

Любой магматический расплав - это трёхкомпонентная система, состоящая из жидкости, газа и твёрдых кристаллов, которые стремятся к равновесному состоянию. В зависимости от температуры, давления, состава газов и т. д. меняются расплав и образовавшиеся в нём ранее кристаллы минералов - одни растворяются, другие возникают вновь, и весь объём

магмы непрерывно эволюционирует.

Различают первичные и вторичные магмы. Первичная магма может образовываться на различных глубинах земной коры и в верхней мантии. Очевидно, она имеет однородный состав. Но, поднимаясь под воздействием различных физических процессов в верхние горизонты земной коры, первичная магма встречает на своём пути различные горные породы. Встреченные породы подвергаются разогреву, переплавке, перемешиванию, что приводит к изменению состава первичных магм, и они становятся вторичными, образую разнородные по составу магмы.

В магме содержатся практически все химические элементы таблицы Менделеева, среди которых: Si, Al, Fe, Са, Mg, К, Ti, Na, а также различные летучие компоненты (окислы углерода, сероводород, водород, фтор, хлор и др.) и парообразная вода. Летучие компоненты при кристаллизации магмы на глубине частично входят в состав различных минералов (амфиболов, слюд и прочих). В редких случаях отмечаются магматические расплавы несиликатного состава, например щёлочно-карбонатного (вулканы Восточной Африки) или сульфидного. По мере продвижения магмы вверх, количество летучих компонентов сокращается. Дегазированная магма, излившаяся на поверхность, называется лавой.

Магма – это силикатный расплав. В большинстве случаев это так, но помимо силикатных известны и иные магмы – карбонатная, фосфатная, сульфидная. Так что определять магму как "силикатный расплав" неправильно. А вот нередко встречающееся дополнение, что магма – это ионный раствор-расплав, справедливо, ибо подавляющее большинство растворенных компонентов находится в магме в форме ионов – простых или комплексных.

Поднимаясь в верхние горизонты земной коры, внедряясь в них и застывая там, магма формирует интрузии, она же, изливаясь на поверхность, дает эффузивные породы. Излившуюся магму называют лавой. Лава отличается от магмы не только тем, что она находится на поверхности Земли, а не внутри литосферы, но и своим составом. Лава в отличие от магмы бедна летучими компонентами, либо вообще не содержит их. Это объясняется утечкой летучих вследствие снижения внешнего давления на магму при достижении ею поверхности Земли – давление, естественно, будет в таких случаях не более атмосферного.

Главные летучие компоненты – вода и углекислота (Н₂O и CO₂). Растворимость летучих в расплаве зависит от многих факторов, но более всего от давления. Если магма поднимается с глубины 15-20 км до глубины 2 км и остывает на этом уровне, она отдает более 5,5 весовых процентов воды! Еще больше воды отдаст она непосредственно перед излияниями. Не случайно паров воды выделяется при извержении вулканов куда больше, чем пепла и лавы! И не случайно извержения вулканов так часто сопровождаются мощными взрывами. Эти взрывы и есть не что иное, как резкое (почти мгновенное) выделение летучих из расплава.

Кроме H₂O и CO₂, которые сумме слагают 65-90% от состава летучей фазы, в роли летучих компонентов могут выступать также СО, углеводороды (особенно, метан – CH₄), а также галоиды, галогеновые кислоты (HCl, HF, HBr), сера и ее соединения, фосфор и его соединения, бор, сурьма, мышьяк, теллур (названы в порядке убывания), и другие.

Разновидности магмы

Базальтовая магма

Базальтовая (основная) магма, по-видимому, имеет большее распространение. В ней содержится около 50 % кремнезема, в значительном количестве присутствуют алюминий, кальций, железо и магний, в меньшем — натрий, калий, титан и фосфор. По химическому составу базальтовые магмы подразделяются на толеитовую (перенасыщенна кремнезёмом) и щёлочно-базальтовую (оливин-базальтовую) магму, (недонасыщенную кремнезёмом, но обогащённую щелочами).

Гранитная магма

Гранитная (риолитовая, кислая) магма содержит 60—65 % кремнезёма, она имеет меньшую плотность, более вязкая, менее подвижная, в большей степени чем базальтовая магма насыщена газами.

В зависимости от характера движения магмы и места её застывания различают два типа магматизма: интрузивный и эффузивный. В первом случае магма остывает и кристаллизуется на глубине, в недрах Земли, во втором — на земной поверхности.

Минеральный состав

Минеральный состав магматических горных пород также разнообразен: полевые шпаты, кварц, амфиболы, пироксены, слюды, в меньшей степени — оливин, нефелин, лейцит, магнетит, апатит и другие минералы.

К породообразующим минералам магматических горных пород, на долю которых приходится около 99 % их общего состава относятся: кварц, калиевые полевые шпаты, плагиоклазы, лейцит, нефелин, пироксены, амфиболы, слюды, оливин и др. Среди акцессорных минералов следует указать: циркон, апатит, рутил, монацит, ильменит, хромит, титанит, ортит и другие; иногда присутствуют и рудные минералы (магнетит, хромит, пирит, пирротин и др.). Выделяют также элементы-примеси, которые присутствуют в породах в очень малых количествах (сотые доли процента): литий, бериллий, бор, олово, медь, хром, никель, хлор, фтор и др.

По происхождению минералы магматических пород делятся на первичные, образованные в результате кристаллизации самой магмы и вторичные, образовавшиеся в результате дальнейшего их преобразования, за счет процессов вторичного минералообразования: серицитизация, каолинизация, хлоритизация, серпентинизация и т. д. Под действием этих процессов происходят различные химические реакции, в частности, плагиоклазы преобразуются в серицит, цеолит; пироксены и амфиболы переходят в хлорит, эпидот.

Большое классификационное значение имеет также состав темноцветных минералов. Так, оливин — минерал, недонасыщенный кремнекислотой, встречается главным образом в ультраосновных породах. В средних породах обычно присутствует роговая обманка, а в кислых — биотит. Щелочные породы характеризуются присутствием амфиболов.

Не менее важную роль при классификации магматических играют содержание и состав салических минералов, особенно полевых шпатов. Так, состав плагиоклазов отвечает определенной по кислотности группе пород: ультраосновные горные породы не содержат плагиоклазов в числе главных минералов, основные породы содержат основные (богатые кальцием) плагиоклазы, средние породы содержат средние (натриево-кальциевые) плагиоклазы, а для кислых пород характерны кислые (кальциевые) плагиоклазы. Кварц является типичным минералом кислых пород, хотя он может присутствовать и в средних, и основных породах. Он образуется тогда, когда содержание SiO2 в магме превышает то, которое должно вступить в соединение с металлами для образования силикатов. В то же время, кварц не встречается (за редким исключением) в магматических породах совместно с оливином, не встречаются в одной породе кварц и нефелин.

Присутствие оливина в породе служит признаком того, что порода недонасыщена кремнезёмом. Этот минерал выделяется только из магм, в которых содержание этого окисла недостаточно для образования пироксена. В противном случае оливин не образуется, так как при достаточном количестве в расплаве кремнезёма оливин превращается в энстатит.

Аналогичным путем образуется нефелин, который присутствует лишь в щелочных породах, недосыщенных кремнезёмом. В случае насыщенности магмы кремнезёмом вместо нефелина образуется альбит.

Однако не следует смешивать два понятия: содержание в породе SiO2 и насыщенность ее состава этим окислом. Последняя зави­сит как от процентного содержания кремнезема, так и от того, какие основания и в каком относительном количестве cодержатcя в породе. Действительно, ультраосновные породы недосыщены кремнезёмом (на это указывает присутствие оливина), а кислые пересыщены этим окислом (это видно из присутствия кварца), однако достаточно бедные кремнезёмом основные породы далеко не всегда им недосыщены. Насыщенные кремнезёмом (следовательно, не содержащие оливин и нефелин) разности часто встречаются среди основных и типичны для средних пород.