Курс лекций для студентов специальности I 51. 01. 01 «Геология и разведка месторождений полезных ископаемых»
жүктеу/скачать 1.74 Mb.
|
- Бұл бет үшін навигация:
- Породы основного состава
- Плутонические породы основного состава нормальной щелочности
- Морфология тел габброидного состава и геологические особенности их залегания
- Основные вулканические породы нормальной щелочности (базальтоиды)
- Текстуры и структуры базальтов
- Измененные базальты (метабазальты)
- Геологические условия нахождения, распространение и формы залегания вулканических пород основного состава
- Полезные ископаемые, связанные с базальтами
лекция 6Породы основного состава. Группа плутонических и вулканических пород основного состава нормальной щелочности (габброидов – базальтоидов). Подразделение основных пород по минеральному составу. Текстуры и структуры, морфология тел, распространение, геологические условия залегания и полезные ископаемые, связанные с породами основного состава нормальной щелочности. Породы основного составаОсновные породы пользуются широким распространением, особенно вулканические аналоги, в пять раз превышающие по объему все остальные вулканические породы вместе взятые. Среди основных пород по условиям образования выделяют плутонические – габбро и габброиды и вулканические их аналоги – базальты (долериты) и базальтоиды. В состав этих пород кроме темноцветных минералов (пироксенов, оливина, реже роговой обманки) входят полевые шпаты (преимущественно плагиоклазы). По содержанию SiO2 (45–53 мас. %) они относятся к основным породам. Количество остальных окислов значительно колеблется. Al2O3 14–17 мас. % (в анхимономинеральных анортозитах до 27 мас. %); сумма FeO+Fe2O3 6–15 (в рудных габбро до 47 мас. %); MgO 4–13; СаО 5–14; сумма щелочей Na2O+K2O 2–8 мас. % (табл. 8). По содержанию щелочных металлов (Na2O+K2O) различают основные породы нормальной щелочности, субщелочные (повышенной щелочности) и щелочные (с фельдшпатоидами и эгирином). Преобладающая часть основных пород принадлежит к натриевому ряду, в которой содержание Na2O варьирует в пределах 0,14–4,5 мас. % при незначительном содержании калия. Плутонические породы основного состава нормальной щелочностиГлубинные породы этой группы представлены равнозернистыми, иногда порфировидными породами, окраска которых в свежем виде изменяется от светлого, пепельно-серого, темно-серого до почти черного цвета с различным по интенсивности зеленоватым оттенком, обусловленным вторичным изменением минералов. Габброиды состоят из основного плагиоклаза с пироксеном или, реже, роговой обманкой. Существуют оливиновые и безоливиновые разновидности. Таблица 8 Средний химический состав пород группы габбро-базальта10
Преобладающей разновидностью в этой группе является габбро (клинопироксен-плагиоклазовая порода), менее распространено роговообманковое габбро (роговообманково-плагиоклазовая порода), норит (ортопироксен-плагиоклазовая порода), габбро-норит (клинопироксен-ортопироксен-плагиоклазовая порода), троктолит (оливин-плагиоклазовая порода) и анортозит (плагиоклазовая порода). Если среди главных минералов присутствует оливин, породы называются соответственно оливиновыми габбро, оливиновыми норитами, оливиновыми габбро-норитами. Встречается кварцевое габбро, отклоняющееся от нормального типа габбро в сторону повышенной кислотности. Все перечисленные разновидности объединяются термином габброиды. Меланократовые разности габброидов, в которых содержание цветных минералов превышает 75 %, по существу являются переходными от основных пород к ультраосновным, примером чего может служить габбро-перидотит. К лейкократовой ветви габброидов принадлежат породы, в которых цветной минерал составляет 35 % и менее. Наиболее лейкократовые представители этой ветви, состоящие почти целиком из основного плагиоклаза (лабрадора, битовнита или анортита) и имеющие цветное число менее 15 %, называются лабрадоритами, битовнититами, анортититами. Все породы, состоящие почти целиком из плагиоклаза, объединяются общим названием плагиоклазиты, или анортозиты. Текстура и структураТекстура габброидов чаще всего однородная (массивная), но нередко и такситовая (неправильно пятнистая или полосчатая). Структура пород преимущественно среднезернистая, однако в некоторых случаях в зависимости от условий кристаллизации она может быть мелко-, иногда даже микрозернистой или крупнозернистой. Наиболее распространенными (обычными) структурами габброидов являются следующие. Габбровая структура характеризуется одинаковым, но довольно слабым идиоморфизмом выделений плагиоклаза и пироксенов: они имеют вид неправильных грубоизометричных зерен или кристаллов с неясным короткопризматическим габитусом. Относится к типу аллотриоморфнозернистых структур. Офитовая структура отличается от предыдущей тем, что плагиоклазы здесь резко идиоморфны по отношению к пироксенам. Под микроскопом такая порода выглядит как агрегат разнообразно ориентированных сильно удлиненных табличек плагиоклаза, угловатые промежутки между которыми выполнены пироксеном, образующим крупные монокристаллы (рис. 17). При этом таблички плагиоклаза глубоко вдаются в цементирующие их кристаллы пироксена (см. рис. 12, б). Нередко между плагиоклазом и пироксеном наблюдаются пойкилитовые соотношения: длиннотаблитчатые кристаллы плагиоклаза целиком заключены в крупных монокристаллах пироксена (образуют в них пойкилитовые вростки). Структура такого рода может быть названа пойкилоофитовой (см. рис. 12, а). 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.
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 залеганияФормы, 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 ископаемыеКак 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.
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 базальтовСреди 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.
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. Среди лавовых потоков основного состава, формирующихся в подводных условиях, наряду с лавами массивного строения нередко встречаются и так называемые пиллоу-лавы, или шаровые (подушечные) лавы. Метаморфически измененные лавы называются спилитами. Для них характерны резкое преобладание Na над К и спилитовая структура. Они слагают самостоятельные тела или располагаются в верхней части лавовых потоков (над массивными лавами). Визуально базальты трудно отличить от эффузивов среднего состава. При их макроскопическом определении приходится руковод-ствоваться общим цветом и вещественным составом вкрапленников, а также химическим составом.
В складчатых областях базальтовая магма обычно изливается в начальные этапы формирования геосинклиналей вдоль глубинных разломов. Излияния носят подводный характер, образуются спилиты, ассоциирующие в разрезе с кремнистыми отложениями. При процессах складкообразования основные вулканиты претерпевают зеленокаменное перерождение и образуются метадолериты (устаревшее – диабазы). Измененные базальты широко распространены во всех складчатых областях. На платформах излияния базальтов приурочены к крупным разрывным нарушениям и тесно связаны с плутоническими породами – интрузиями габброидов. Эта естественная ассоциация базальтов и интрузивных пород основного состава называется трапповой формацией. Траппы широко развиты на древних платформах – в Сибири, Индии (плато Декан), Южной Африке, Южной Бразилии и в других местах. Примером размаха траппового вулканизма могут служить сибирские траппы, площадь которых составляет 1,5 млн км2 при общей мощности залежей до 3 км. В Беларуси породы, относимые к трапповой формации, известны в Подлясско-Брестской впадине (поздний протерозой, мощность покровов до 250 м). Для всех базальтовых излияний характерно небольшое количество пирокластических продуктов (туфов и вулканических брекчий). Полезные ископаемые, связанные с базальтами1. С базальтами связано оптическое сырье – исландский шпат (впервые он был найден в миндалинах базальтов Исландии). В миндалинах встречается пьезокварц, месторождения которого известны в местах развития трапповой формации. 2. Самородная медь, сульфиды меди и никеля в ассоциации с платиной. Месторождения оз. Верхнего (Северная Америка) – самородная медь; траппы Сибири – сульфиды меди и никеля, связанные с некковой фацией; медно-никелевые месторождения Норильского района и др. 3. Месторождения сапфира и рубина (в Австралии, штат Новый Южный Уэльс). 4. С геосинклинальными базальтами ассоциируют вулканогенно-осадочные месторождения железа и марганца (Урал, современные зоны срединно-океанических хребтов). 5. При метаморфизме углей под воздействием горячей базальтовой магмы траппов формируются месторождения аморфного графита. 6. Строительный материал и сырье для плавления в петрургии15 (кислотоупорный материал). Контрольные вопросы1. Какова роль пород основного состава в природе? 2. Какие Вы знаете плутонические и вулканические породы основного состава нормальной щелочности? 3. Каковы геологические условия залегания габброидов? 4. Каковы геологические условия залегания базальтоидов? 5. Какие полезные ископаемые связаны с основными породами нормальной щелочности? жүктеу/скачать 1.74 Mb. Достарыңызбен бөлісу:
|
