Распространенность магматических порол

Если нанести на любую классификационную диаграмму доста­точно много точек, отвечающих составам магматических пород, то все выделенные на диаграммах поля окажутся заполненными, но плотность точек будет неравномерной вследствие неодинаковой распространенности пород разного состава. Максимальная плот­ность точек приурочена к полям основных и кислых пород в ряду нормальной щелочности (см. рис. 2.4). Название ряда как раз и от­ражает наибольшую распространенность изверженных пород с от­носительно низким суммарным содержанием Na₂O + К₂О. Однако этот термин нельзя признать удачным, поскольку высоко- и умерен-нощелочные породы, хотя и встречаются реже, но отнюдь не явля­ются аномальными. В принятой нами систематике (см. рис. 2.5 и 2.6) максимум распространенности приходится на породы низко­щелочного ряда. Среди эффузивов самыми распространенными являются базальты (группа основных пород), а среди интрузивных образований — гранодиориты и граниты (группа кислых пород) (табл. 2.1).

Таблица 2.1. Распространенность магматических горных пород в земной коре, об. %

 

Группы пород
Кислые и			2.4
ультракислые	29.3
Средние		8.3
Основные	70.6	89.3
Ультраосновные	0.1	—		—

Примечания: 1— распространенность всех магматических пород и их мета­морфических эквивалентов, по А.Б. Ронову и А.А. Ярошевскому, 1978 г.; 2 — рас­пространенность вулканических пород, по А.Б. Ронову, 1985 г.; 3 — распростра­ненность интрузивных пород в верхней части континентальной коры, по К. Ведеполю, 1969 г.; 4 — средний состав континентальной земной коры, по А.А. Ярошевскому, 1985 г.

2. Классификация магматических пород

Дополнительная литература

Вильяме X., Тернер Ф., Гилберт Ч. Петрография. Ч. 1. М.: Мир, 1985.

Классификация и номенклатура магматических горных пород. М.: Не­дра, 1981.

Классификация и номенклатура плутонических (интрузивных) гор­ных пород. М.: Недра, 1975.

Классификация магматических (изверженных) пород и словарь терми­нов. Рекомендации Подкомиссии по систематике изверженных пород Международного союза геологических наук. М.: Недра, 1997.

Левинсон-Лессинг Ф.Ю., Струве Э.А. Петрографический словарь. М.: Госгеолтехиздат, 1963.

Магматические горные породы. Классификация, номенклатура, пет­рография. Ч. 1, 2. М.: Наука, 1983.

Петров В.П., Богатиков О.А., Петров Р.П. Петрографический словарь. М: Недра, 1981.

Петрографический кодекс. Магматические и метаморфические обра­зования. СПб, 1995.

Рыка В., Малиновская А. Петрографический словарь. М.: Недра, 1989.

Томкеев СИ. Петрологический англо-русский толковый словарь. Т. 1, 2. М.: Мир, 1986.

УЛЬТРАОСНОВНЫЕ

И УЛЬТРАМАФИЧЕСКИЕ

ПОРОДЫ

Для ультраосновных пород, или ультрабазитов (гипербазитов) характерны высокие содержания оснований и предельно низкие содержания SiO₂, которые, согласно принятой классификации (см. рис. 2.5 и 2.6) не превышают 45 мас.%. Ультрамафические породы, или ультрамафиты, отличаются предельно высокими содержани­ями MgO, которые не опускаются ниже 18 мас.%.

Ультрабазиты и ультрамафиты состоят из оливина, пироксе-нов, флогопита и других цветных минералов, к которым могут до­бавляться фельдшпатоиды (нефелин, лейцит, в редких случаях каль-силит). Отличительным признаком является отсутствие среди главных минералов плагиоклаза и щелочного полевого шпата. Цвет­ное число низкощелочных ультрабазитов и ультрамафитов при­ближается к 100%.

Ультраосновные породы, богатые оливином и флогопитом, в то же время являются и ультрамафическими (SiO₂ < 45%, MgO > 18%), уль­трабазиты с большим количеством фельдшпатоидов могут быть низ­комагнезиальными. Ультрамафиты, богатые пироксенами, особенно ортопироксеном, содержат более 45 мас.% SiO₂ и по уровню кремне-кислотности относятся к основным и даже к средним породам¹.

По минеральному составу можно выделить восемь семейств ультраосновных и ультрамафических пород, представляющих низ­ко-, умеренно- и высокощелочной ряды (табл. 3.1). В общем случае каждое семейство объединяет полнокристаллические породы плу­тонического облика и сходные по составу, но хуже рас кристаллизо­ванные породы эффузивного облика. Первые образуют тектоничес­кие блоки и включения твердого вещества верхней мантии, а также принимают участие в строении относительно крупных интрузивных тел, затвердевших внутри земной коры. Вторые слагают лавовые по­токи, вулканокластические накопления и интрузивные тела не­больших размеров. Некоторые семейства представлены породами только плутонического или только эффузивного облика.

В земной коре ультрабазиты и ультрамафиты распространены незначительно; их суммарное количество не превышает в среднем 1 % от объема коры. Ниже поверхности Мохоровичича ультраоснов-

¹ Энстатит (MgSiO₃) содержит 59.9 мас.% SiO₂.

3. Ультраосновные и ультрамафические породы

Таблица 3.1. Семейства ультраосновных (SiO₂ < 45%) и ультрамафических (MgO > 18 %) магматических пород; цветное число до 100

Петро-	Семейство	Глав-	Породы плутониче-	Породы эффу-
химичес-		ные	ского облика	зивного облика
кий ряд		мине-
		ралы
Высоко-	Кальсилито-	Kis,	—	Оливиновый ме-
щелоч-	вых пород	Срх, 0l		лакальсилитит
ной				(мафурит)
	Лейцит-пи-	Lc,	Миссурит	Лсйцитит
	роксе новых	±Ne,		Мелалейцитит
	пород	Срх,		Оливиновый ме-
		±01		лалейцитит
				(угандит)
	Нефелин-	Ne,	Ne, %
	пироксено-	Срх,	Уртит 70	Нефелинит
	вых пород	±01	Ийолит 50-70	Меланефсл и н ит
			Мельтейгит 10—50	Оливиновый ме-
			Якупирангит 10	ланефелинит
	Мелилито-	Mel,	Пироксеновый мелили-	Мелил итит
	вых пород	Ne,	толит (ункомпагрит)	Оливиновый ме-
		Срх, 0l	Оливиновый мелилито-	лилитит (альнёит)
			лит (кугдит)
Умерен-	Флогопит-	Phi, 0l,	Слюдяной перидотит	Кимберлит
ноще-	оливиновых	+ (Срх,		Оливиновый
лочной	пород	Amph)		лампроит
Низко-	Пироксено-	Орх,	Пироксениты:
щелоч-	вых пород	Срх,	ортопироксенит (Орх)	Бонинит
ной		±01	клинопироксенит (Срх)
			вебстерит (Орх + Срх)
			оливиновый вебстерит
			(Орх + Срх + 01)
			(5%<О1<40%)
	Пироксен-	01,	Перидотиты:	Пикрит, комати-
	оливиновых	Орх,	гарцбургит (01 + Орх)	ит
	пород	Срх	лерцолит (01 + Орх +
			Срх)
			верлит (01 + Срх)
	Оливиновых		Дунит (01 + Cr-Sp)	—
	пород		Оливинит(О1 + Т1-М0

Примечание. Минералы: 01 — оливин, Орх — ортопироксен, Срх — клинопи-роксен, Phi — флогопит, Amph — амфибол, Mel — мелилит, Ne — нефелин, Lc — лейцит, Kls — кальсилит, Cr-Sp — хромшпинелид, Ti-Mt — титаномагнетит

ные и одновременно ультрамафические породы, наоборот, преоб­ладают, и именно ими сложена верхняя мантия под континентами и океанами.

Семейство оливиновых пород

К данному семейству относятся дуниты и оливиниты — полно­кристаллические породы плутонического облика, не имеющие из­лившихся аналогов.

Дунит

Порода названа по горе Дан (Dun) в Новой Зеландии.

Минеральный состав. Главный минерал, слагающий не менее 90% объема породы,— магнезиальный оливин (Fo₉₀_₉₅), как прави­ло, частично или полностью замещенный вторичными минерала­ми из группы серпентина. Характерные второстепенные минера­лы — магнезиальный ортопироксен и хромшпинелиды (обычно это хромит). Существенно оливиновые породы, в которых среди второстепенных минералов преобладает не хромит, а титаномагне-тит, называют оливинитами.

Химический состав. Преобладание магнезиального оливина от­ражается в предельно высоком для магматических пород содержа­нии MgO и очень малых количествах TiO₂,, A1₂O₃, CaO, Na₂O, K₂O (табл. 3.2). Содержание SiO₂ не превышает 45 мас.%, и по этому признаку дуниты, являясь ультрамафитами, относятся к группе ультраосновных пород.

Внешний облик. Дуниты — темные, почти черные породы с зе­леноватым оттенком и смоляным блеском на свежем изломе. При выветривании становятся коричнево-бурыми и даже желтыми. На выветрелой поверхности выделяются зерна хромита, которые иногда образуют шлирообразные скопления. Текстура массивная. Структура мелко- и среднезернистая, равномернозернистая.

Микроструктура. Под микроскопом видна мозаика изометрич-ных зерен оливина, часто с характерными тройными сочленениями границ. Хромит образует мелкие включения в зернах оливина, а так­же заполняет интерстиции между ними. В оливинитах оливин цемен­тируется ксеноморфными зернами титаномагнетита, которые неред­ко образуют почти непрерывную матрицу (сидеронитовая структура).

 

	Таблица 3.2. Средний химический состав ультрамафических горных пород, по О.А. Богатикову и др.	, 1987 г
Оксид			Породь	интрузивного	облика			Породы эффузивного облика
SiO2	40.5	37.8	45.0	44.8	44.0	54.6	50.1	51.1	44.0	43.3	40.9	56.8	36.9	39.8	45.3
TiO2	0.16	0.27	0.21	0.26	0.22	0.19	0.54	0.22	0.58	0.70	1.69	0.20	3.98	1.46	3.94
A12O3	1.5	1.1	1.9	3.6	5.4	2.9	3.8	2.8	7.0	5.3	2.0	8.8	6.3	5.7	4.0
Fe2O3	2.7	5.7	6.0	3.4	4.1	2.2	3.1	3.8	4.4	5.8	7.4	4.3	10.5	6.0	5.0
FeO	6.3	12.2	2.8	5.4	7.2	7.3	6.8	4.2	7.5	9.2	6.0	5.3	8.0	5.1	4.1
MnO	0.13	0.18	0.10	0.10	0.10	0.26	0.21	0.14	0.18	0.23	0.13	0.15	0.14	0.12	0.13
MgO	47.4	41.5	42.2	39.5	29.4	28.3	24.1	19.2	30.0	29.5	37.2	17.4	22.9	25.8	26.6
CaO	0.9	0.9	1.6	3.2	9.1	3.9	10.1	17.6	5.9	4.7	4.2	4.7	8.6	14.6	5.1
Na2O	0.12	0.06	0.14	0.35	0.05	0.25	1.25	0.89	0.28	1.00	0.12	1.50	0.88	0.21	0.51
K2O	0.07	0.05	0.07	0.11	0.28	0.07	0.07	0.06	0.13	0.30	0.16	0.84	1.70	0.82	4.20
P2O5	0.15	0.22	0.06	0.18	0.06	0.03	0.02	0.02	0.06	0.25	0.20	0.04	0.09	0.45	1.11

Примечание. 1 — дунит, 2 — оливинит, 3 — гарцбургит, 4 — лерцолит, 5 — верлит, 6 — ортопироксенит, 7 — вебстерит, 8 — клинопироксенит, 9 — коматиит, 10 — пикриг. 11 — меймечит, 12 — бонинит, 13 — щелочной пикрит, 14 — кимберлит, 15 — оливиновый лампроит

Часть II. Магматические горные породы (петрография)

Условия залегания и распространенность. Дуниты встречаются в ассоциации с преобладающими по объему перидотитами, пирок-сенитами или габбро, слагая отдельные участки, слои, зоны, жилы в интрузивных телах и тектонических блоках глубинных пород. Ду­ниты известны также среди глубинных кристаллических включений, выносимых щелочными базальтами и кимберлитами. В целом, их распространенность относительно невелика.

Происхождение. Дуниты могут быть либо кумулятивными обра­зованиями, возникшими в результате гравитационного осаждения кристаллов оливина при затвердевании высокомагнезиальных рас­плавов, либо твердым остатком (реститом), который сохранился после частичного плавления перидотитов. Допускается метасома-тическое происхождение жилообразных и трубообразных дунито-вых тел, замещающих перидотиты или пироксениты. Жидких магм, отвечающих по составу дуниту, не существует, поэтому дуниты не имеют вулканических аналогов. Многие дуниты испытали пере­кристаллизацию и пластическую деформацию в твердом состоя­нии в условиях повышенной температуры. При низких температу­рах (< 400 °С) дуниты легко превращаются в серпентиниты.

Практическое значение. В дунитах встречаются залежи хромито-вых руд и платиновая минерализация. При серпентинизации дуни-тов возникают месторождения асбеста. К коре выветривания дуни-тов приурочены месторождения никеля, который первоначально содержался в оливине.