Петрография магматических горных пород

Если в составе габброидов присутствуют два или несколько темноцветных минералов, часто наблюдаются соотношения, когда один из них обрастает другим в виде каемки или венца. Так, например, моноклинный пироксен часто образует каемки вокруг кристаллов ромбического пироксена. В этих случаях минерал, образующий кайму, выделялся из магматического расплава позднее, чем внутренний кристалл. Структура такого рода называется  венцовой или друзитовой.

Структура анортозитов имеет чаще панидиоморфнозернистый характер. Сросшиеся в сплошной агрегат кристаллы плагиоклаза сохраняют таблитчатые очертания.

Рис. 17. Долерит. Полнокристаллическая (офитовая)

структура. Николи скрещены: Plg – плагиоклазы;

Px – пироксены; Hl – хлорит; L – лейкоксен; черное –

рудный минерал (по Е. А. Кузнецову, 1970).

Морфология  тел  габброидного  состава  и  геологические особенности  их  залегания

Формы, размеры и характер залегания интрузивов габброидов разнообразны – от дайковых тел небольшой мощности до крупных сложно построенных массивов, поперечник которых изменяется десятками километров.

Для внедрения габброидная магма  использует межформационные поверхности на границе различно дислоцированных древних толщ (наклонные пластообразные залежи), полости разломов (дайки) и участки дробления на пересечении трещинных зон (штоки), поверхности напластования в пологоизогнутых слоистых толщах (лополиты и силлы площадью до многих тысяч квадратных километров и мощностью до первых километров).

По геологическому положению и  условиям образования интрузивы основных пород подразделяются на две большие группы. В первую группу входят габброидные массивы, формировавшиеся в подвижных геосинклинально-складчатых зонах земной коры, где они находятся в тесном пространственном и генетическом плане с массивами ультраосновных пород. Горные породы этих интрузивов совместно с ультраосновными породами образуют габбро-пироксенит-дунитовую формацию. Для пород этой формации характерны массивы сложного строения, залегающие преимущественно вдоль разломов и вытягивающиеся в виде зон протяженностью в сотни километров. В них габброиды находятся в тесной ассоциации как с ультраосновными горными породами, так и с более кислыми – диоритами и плагиогранитами. На основании пересечения одних пород другими удается установить закономерную последовательность внедрения этих различающихся по составу, но родственных по магматическому источнику горных пород, а именно смену более основных разностей более кислыми. Это дает основание исследователям объяснять сложное строение таких интрузивов последовательным внедрением различных по своему составу магматических расплавов, возникших в результате разделения (дифференциации) на глубине магмы основного состава.

Областью наиболее значительного  развития габброидных интрузивов, формировавшихся в геосинклинальных условиях, является Урал. Вдоль восточного склона Уральского хребта на сотни километров тянутся в виде непрерывной полосы интрузивы габбро-пироксенит-дунитового состава.

Вторая группа массивов габброидов формировалась в платформенных условиях и генетически связана с широко развитыми на платформах основными вулканогенными породами, которые совместно с габброидами образуют трапповую формацию. Габброиды формируют здесь преимущественно пластообразные залежи и лополиты, имеющие неоднородное строение: в их придонных частях наблюдаются породы, обогащенные оливином, вплоть до перидотитов и дунитов; вверх по разрезу происходит смена меланократовых разностей все более и более лейкократовыми и близ кровли лополитов могут присутствовать кислые горные породы – граниты (см. рис. 5, г). Такая смена пород имеет характер ритмичной полосатости, или ложной слоистости (псевдостратификации), объясняется дифференциацией габброидного расплава непосредственно в камере застывания в процессе его кристаллизации и при участии гравитационных сил, вызвавших разделение вещества по удельному весу.

Примерами основных интрузивных тел, формировавшихся в платформенных условиях, могут служить интрузивы Кольского полуострова (Мончетундра и др.), Украины (Волынь), Беларуси (Русиновский, Кореличский, Березовский и другие комплексы), Бушвельдский массив (Южная Африка), многие массивы Сибири.

Анортозиты подразделяются на стратиформные, слагающие пластовые залежи, шлиры и жилы в расслоенных лополитовых интрузивах различного возраста, и автономные, образующие крупные самостоятельные массивы среди глубокометаморфизованных докембрийских толщ. В сильно дифференцированных расслоенных интрузивах встречаются лабрадоровые и даже андезиновые анортозиты (Скергаардский интрузив). Стратиформные анортозиты, формируясь в малоглубинных условиях, отличаются от обособленных массивов анортозитов обычно более мелкозернистыми структурами. К петрохимическому типу стратиформных относятся и лунные анортозиты. В их составе в промежутках между кристаллами плагиоклаза отмечено вулканическое стекло. Лунные анортозиты, как и все породы на Луне, отличаются высокой степенью восстановленности, в связи с чем в них встречается самородное железо.

Автономные массивы анортозитов  достигают огромных размеров и образуют зоны большой протяженности. Так, интрузивы хребта Джугджур на Дальнем Востоке России занимают площадь 9000–10 000 км², анортозиты Канады в виде ряда массивов составляют около       190 000 км². Нориты, габбро-нориты и габбро в этих массивах составляют около 5 % в виде шлировидных обособлений в их краевых частях.

В массивах габбро распространены жильные  габбро     (микрогаббро), габбро-порфириты, габбро-аплиты, габбро-пегматиты и меланократовые жильные породы основного состава – лампрофиры. Все они мелкозернистые, иногда порфировидные с вкрапленниками темноцветных минералов.

Полезные ископаемые

Как и в ультраосновных интрузивах, в массивах габброидов местами содержатся концентрации полезных ископаемых, сформировавшиеся в процессе кристаллизации магмы или непосредственно вслед  за ней. Образование таких собственно магматических месторождений является особенностью массивов ультраосновного и основного        состава.

Наиболее характерны для габброидов месторождения титаномагнетита, сульфидов меди и никеля, минералов группы платины. Месторождения железа и титана представляют собой обособления титаномагнетита в интрузивах габбро, формировавшихся преимущественно в подвижных (геосинклинальных) зонах.

Титаномагнетит наблюдается в  виде участков интенсивной вкрапленности: гнезд, полос и жилоподобных залежей. Ценной примесью в этих рудах является ванадий.

Сульфидные медно-никелевые руды, с которыми часто ассоциируют и минералы платины, образуют скопления и жилоподобные тела среди норитов и габбро в интрузивах лополитового типа, залегающих в платформенных областях.

Основные интрузивные  породы находят применение в строительном деле, например в дорожном строительстве, используются для облицовки зданий и изготовления памятников.

Основные  вулканические  породы  нормальной  щелочности (базальтоиды)

Среди вулканических пород основного  состава наряду с полукристаллическими и стекловатыми разновидностями встречаются и полнокристаллические породы (долериты). Полукристаллические вулканические породы (базальты) наиболее распространены. Среди базальтов встречаются порфировые и афировые разновидности. Минералы последних формируются многоэтапно. Обычно вкрапленники образуются на некоторой глубине, а основная масса – в близповерхностных или поверхностных условиях. Это приводит к различиям в составе минералов вкрапленников и основной массы. Фенокристаллы плагиоклазов имеют более основной состав, чем в основной массе; пироксены и оливины – более магнезиальные. В результате быстрого охлаждения (закалки), характерного для базальтовой магмы (ее температура в момент извержения составляет 1100–1200 ºС) оливин может выделиться в условиях высокой температуры и сохраниться, не успев вступить в реакцию с расплавом и превратиться в ромбический пироксен, даже если в магме содержится избыток SiO₂. В этом случае избыток кремнезема остается в основной массе в виде стекла кислого состава или микрозерен кварца и калиевого полевого шпата. При медленном охлаждении таких магм оливин не смог бы выделиться. Основные магмы очень текучи, поэтому они в большинстве случаев полностью закристаллизованы вплоть до крупнозернистых агрегатов при сравнительно низкой температуре плавления. Стекловатые породы основного состава – гиалобазальты или, в случае прозрачной разновидности стекла базальтового состава, – тахилиты – редки. Полнокристаллические разновидности – долериты – встречаются достаточно часто. В них обычно содержится примерно равное количество основного плагиоклаза и цветного минерала, который представлен пироксенами, реже оливином, очень редко амфиболом. В лейкократовых базальтах или лейкобазальтах (плагиобазальтах) резко преобладает плагиоклаз, они отличаются высоким содержанием алюминия, входящего в состав плагиоклаза, поэтому их иногда называют глиноземистыми (см. табл. 3).

Базальты обладают черным и темно-серым цветом. Если они не содержат вкрапленников, то имеют афанитовый облик. В порфировых разновидностях находятся вкрапленники полупрозрачного полисинтетически сдвойникованного зонального плагиоклаза, вкрапленники пироксена, реже оливина. Вкрапленники слагают 20–25 % всего объема пород. Базальты имеют массивную или пузыристую текстуру, пузырьки обладают правильной удлиненной или округлой формой размером от нескольких миллиметров до первых сантиметров в поперечнике. Долериты отличаются темно-серым цветом и мелкозернистым строением, слагающие их свежие минералы блестят на плоскостях спайности. В более крупнозернистых разновидностях иногда невооруженным глазом различается свойственная долеритам офитовая структура, лейсты плагиоклаза, располагающиеся под углом друг к другу, образуют на плоскости замкнутые или полузамкнутые треугольники, внутренние части которых выполнены пироксенами         (см. рис. 12, а, б; 14, 17).

Разновидности базальтов

Среди базальтовых горных пород  по минеральным и химическим особенностям выделяют три серии.

1. Толеитовая серия (пижонитовые базальты). Они имеют следующие особенности:

а) повышенное содержание SiO₂ до 50 мас. %;

б) присутствие пижонита (разновидность диопсид-авгита с низким содержанием CаO);

в) в основной массе присутствуют либо кварц-полевошпатовые микрографические срастания, либо стекло кислого состава;

г) часто во вкрапленниках присутствует оливин, правда в меньших количествах, чем в оливиновых базальтах;

д) содержание Na₂O + K₂O от 3 до 5 мас. %.

Базальтовая магма такого типа, если не поступает на поверхность, дифференцируется следующим образом: базальт → андезит → риолит.

2. Оливиновые базальты щелочной серии (гиперстеновые базальты). Особенности этих базальтов следующие:

а) недосыщенность SiO₂ (около 45 мас. %);

б) вкрапленники оливина составляют до 40 %;

в) в основной массе могут присутствовать фельдшпатоиды¹¹, щелочной полевой шпат¹², цеолиты;

г) содержание Na₂O + K₂O от 5 до 18 мас. %.

Базальтовая магма такого типа при  процессах дифференциации на глубине дает следующий ряд пород: базальт → щелочной трахит → фонолит.

3. Базальты известково-щелочной серии (глиноземистые базальты). Особенности этих базальтов следующие:

а) высокое содержание Al₂O₃ (> 16,5 мас. %), тогда как в остальных сериях содержание глинозема изменяется от 8 до 16 мас. %;

б) содержание щелочей (Na₂O + K₂O) промежуточное между 1 и 2 сериями;

в) минеральный состав также промежуточный  между 1 и 2 сериями. В основной массе может быть как кварц, так и нефелин, в зависимости от того, к какой серии они ближе.

Базальтовая магма такого типа, если не поступает на поверхность, дифференцируется следующим образом: базальт → трахиандезит → трахит.

Текстуры и структуры базальтов

Наиболее распространенными текстурами базальтов являются флюидальная, пузыристая и миндалекаменная. Структура базальтов  в целом порфировая или афировая.

Структуры основной массы делятся  на две группы.

1. Полнокристаллические:

а) диабазовая (аналог офитовой структуры в габбро – резкий идиоморфизм микролитов плагиоклаза относительно цветного ксеноморфного минерала) (см. рис. 12, б);

б) долеритовая (идиоморфизм плагиоклаза  по отношению к темноцветным минералам, которые образуют скопления мелких зерен между микролитами плагиоклаза; зерна темноцветных минералов – изометричные).

2. Полукристаллические структуры  классифицируются по количественному соотношению микролитов и вулканического стекла:

а) интерсертальная (микролитов 75 %, вулканического стекла 25  %) (см. рис. 14, а);

б) гиалопилитовая (соотношение стекла и микролитов 1:1);

в) витрофировая (25 % микролитов и 75 % стекла).

Наиболее распространены полнокристаллические (интерсертальные) структуры, т. к. процесс отвердевания базальтовых магм длится довольно долго.

Измененные базальты (метабазальты)

Вулканические породы со времени их образования подвергаются изменению, происходит так называемый процесс «старения» пород. В общем случае он бывает двух типов.

1. Зеленокаменное перерождение – характерно для вулканических пород подвижных геосинклинально-складчатых зон. В ходе этого процесса основной плагиоклаз замещается агрегатом соссюрита (эпидот + альбит, хлорит и др.) либо чистым альбитом и эпидотом. Цветные силикаты замещаются: оливин – серпентином, тальком, иддингситом; клинопироксен – актинолитом, хлоритом; ромбический пироксен – серпентином, хлоритом. Стекло замещается хлоритом и минералами группы эпидота¹³. В результате таких изменений метабазальты состоят из альбита, минералов группы эпидота, хлорита, актинолита и лейкоксена¹⁴.  Породы приобретают зеленоватую окраску. Порфировая текстура обычно сохраняется, но распознать структуру основной массы обычно трудно. Поэтому при характеристике структур измененных базальтов прибавляют слово «реликтовая». Породы называют метадолеритами или метабазальтами.

2. Краснокаменное перерождение свойственно спокойным тектоническим обстановкам платформ, а также характерно для островного вулканизма. Среди вторичных минералов широко развит кальцит – он замещает как плагиоклаз, так и цветные минералы. Благодаря развитию минералов группы эпидота и хлорита, имеющих зеленый цвет, и дисперсного гематита красного цвета, порода приобретает бордово-фиолетовую окраску.