Семейство пироксен-оливиновых пород

К данному семейству относятся полнокристаллические породы плутонического облика — перидотиты, а также эффузивные поро­ды — пикриты и коматииты.

Перидотиты

Название породы происходит от французского слова peridot — оливин.

Минеральный состав. К главным минералам относятся магнези­альный оливин (Fo₉₀), слагающий от 90 до 40% объема породы, ор-то- и (или) клинопироксены. В качестве второстепенных минера­лов могут присутствовать плагиоклаз, шпинель или гранат. Какой

3. Ультраосновные и ультрамафические породы

из этих трех минералов, богатых А1₂О₃, появляется в перидотитах, зависит от давления, т.е. глубины кристаллизации. На малой глуби­не устойчив плагиоклаз, глубже — шпинель, а на еше большей глу­бине — гранат. Вторичные минералы представлены серпентином, тальком, тремолитом, хлоритом, карбонатами.

Выделяют три главные разновидности перидотитов (рис. 3.1):

гарцбургит (оливин + ортопироксен),

лерцолит (оливин + ортопироксен + клинопироксен),

верлит (оливин + клинопироксен).

Иногда пироксен в перидотитах бывает замещен роговой обман­кой; оливин-роговообманковая порода получила название кортлан-дит.

Химический состав. Для гарцбургитов характерны высокие содер­жания MgO и низкие содержания А1₂О₃ и СаО. При переходе к лер-цолитам и верлитам количество MgO уменьшается, а концентрации А1₂О₃ и СаО возрастают (см. табл. 3.2). По содержанию SiO₂ пери­дотиты близки к границе между группами ультраосновных и ос­новных магматических пород (~44-45 мас.% SiO₂).

Рис. 3.1. Классификация полнокристаллических пироксен-оливиновых пород по минеральному составу

Внешний облик. Перидотиты — темно-серые и черные породы, при выветривании становятся бурыми. Цвет зависит от степени за­мещения оливина и ромбического пироксена серпентином, а кли-нопироксена — актинолитом. Свежие перидотиты глубинных вклю­чений, состоящие из оливина, магнезиального ортопироксена

Часть II. Магматические горные породы (петрография)

и хромдиопсида, имеют яркую зеленую окраску. Структура перидо­титов полнокристаллическая, от мелко- до крупнозернистой, рав-номернозернистая, иногда порфировидная. Текстура недеформи-рованньгх перидотитов, как правило, массивная.

Микроструктура. Перидотиты, образованные в земной коре, ча­сто имеют кумулятивные структуры, которые возникли благодаря гравитационному осаждению кристаллов оливина и пироксена. Изометричные зерна оливина нередко цементируются ксеноморф-ными выделениями более позднего пироксена. Иногда мелкие кри­сталлы оливина целиком заключены в крупных зернах пироксена (пойкилитовая структура). Для кумулятивных верлитов, богатых титаномагнетитом, типична сидеронитовая структура — оливин и клинопироксен цементируются рудным минералом.

Перидотиты, вынесенные из верхней мантии, несут следы пла­стической деформации и перекристаллизации в твердом состоя­нии. В результате возникают бластические² структуры, свойствен­ные метаморфическим породам. Вследствие пластической деформации зерна оливина могут приобретать волнистое угасание. В скрещенных николях в них ясно видны неодинаково гаснущие по­лосы излома, получившие название структуры кинкбанд.

Условия залегания и распространенность. Перидотиты вместе с габброидами, пироксенитами, дунитами принимают участие в стро­ении крупных расслоенных плутонов, залегающих в земной коре. Обычно перидотиты тяготеют к нижним частям таких плутонов.

Лерцолиты и гарцбургиты преобладают в верхней мантии и, та­ким образом, являются самыми распространенными в природе уль-трамафитами. Тектонические блоки мантийных перидотитов обна­жены на дневной поверхности и на дне океанов, а обломки мантийных перидотитов встречаются в лавах и в трубках взрыва, связанных с глубинными магматическими источниками.

Происхождение. Некоторые разновидности верлитов могут быть продуктом кристаллизации ультрамафического магматического расплава. Однако перидотиты, образованные в земной коре, чаще имеют кумулятивную природу. Кристаллы оливина погружаются на дно магматической камеры, а затем при затвердевании расплава, за­ключенного между ними, цементируются пироксеном и другими минералами.

² Бластез — перекристаллизация агрегата минеральных зерен в твердом состо­янии.

3. Ультраосновные и ультрамафические породы

Перидотиты верхней мантии представляют собой как первичное вещество глубинных зон Земли (лерцолиты), так и твердый остаток (рестит), который сохранился после частичного плавления этого ве­щества и удаления жидкой фазы (гарцбургиты). Структуры ман­тийных лерцолитов и гарцбургитов указывают на перекристаллиза­цию и пластическую деформацию этих пород при высоких температурах и давлениях. Будучи перемещенными в приповерхно­стную зону, перидотиты испытывают серпентинизацию под воздей­ствием экзогенных вод.

Практическое значение. Гарцбургиты содержат залежи хромито-вых руд, а верлиты — титаномагнетитовые руды. Некоторые слои пе­ридотитов и сопряженных с ними пород в расслоенных плутонах вы­деляются повышенными концентрациями металлов платиновой группы. В результате изменения перидотитов возникают место­рождения асбеста, а также силикатов никеля в корах выветривания.

Пикрит

Название породы отражает высокое содержание в ней магнезии (греч. picros — горький)³. Термин употребляется для обозначения ультрамафических пород эффузивного облика, слагающих как ла­вовые потоки, так и субвулканические интрузивы.

Минеральный состав и микроструктура. В пикритах с порфиро­вой структурой вкрапленники представлены оливином (Fo₉₀), к которому иногда добавляется клинопироксен. Основная масса состоит из микролитов клинопироксена, титаномагнетита и разло­женного вулканического стекла. Обычные акцессорные минера­лы — апатит и титанит. По оливину и стеклу развиваются серпен­тин, агрегаты иддингсита и боулингита.

Разновидность пикритов с обильными крупными вкрапленни­ками оливина получила название меймечита (по реке Маймеча в Сибири).

Химический состав пикритов близок к валовому составу верли-тов, однако пикриты обычно содержат меньше оливина и MgO, чем перидотиты (см. табл. 3.2).

Внешний облик. Пикриты имеют черную окраску с зеленова­тым оттенком. На темном фоне афанитового базиса выделяются светло-зеленые вкрапленники оливина. Выветрелые пикриты ок­рашены в темно-бурые тона, имеют неровную, шероховатую поверх-

³ Горький вкус — свойство магнезии.

Часть II. Магматические горные породы (петрография)

ность. Характерна шаровая или глыбовая отдельность. Текстура массивная; нередко встречаются также пористые или миндалека-менные породы. Миндалины заполнены серпентином, хлоритом,

цеолитами.

Условия залегания и распространенность. Пикриты слагают ла­вовые потоки мощностью до нескольких десятков метров, а также залегают в виде даек и силлов. Хотя размеры магматических тел, об­разованных пикритами, невелики, эти породы встречаются доволь­но часто, ассоциируя с менее магнезиальными вулканическими и жильными породами основного состава.

Происхождение. Пикриты — продукты приповерхностного за­твердевания высокомагнезиальных расплавов, зарождающихся в верхней мантии за счет частичного плавления лерцолитов. Обо­гащение пикритов вкрапленниками оливина может быть связано со скоплением кристаллов этого минерала во время подъема и затвер­девания магмы.

Практическое значение. Пикриты иногда содержат медно-нике-левую сульфидную минерализацию, однако промышленных место­рождений, связанных с пикритами, не выявлено.

Коматиит

Название породы дано по р. Комати в Южной Африке.

Минеральный состав. Главные минералы: оливин (Fo₉₀), в мень­шем количестве содержится клинопироксен (авгит, иногда пижо­нит), второстепенный минерал — хромшпинелид. Оливин почти на­цело замещен серпентином также, как и стекло, которое, возможно, было в первичном составе коматиитов.

Химический состав. Коматииты содержат 18-40% MgO и по это­му признаку являются типичными ультрамафитами. По содержа­нию SiO₂ (40-45%) коматииты относятся к ультраосновным поро­дам, хотя иногда количество кремнезема возрастает до 45-50 мас.%. От пикритов коматииты отличаются меньшим суммарным содер­жанием Na₂O + К₂О, а также более низкими концентрациями TiO, и Fe₂O₃ + FeO (см. табл. 3.2).

Внешний облик и микроструктура. Будучи очень древними поро­дами (см. ниже), коматииты, как правило, испытали региональ­ный метаморфизм и превращены в агрегат вторичных минералов: серпентина, тремолита, хлорита, карбоната, талька. Несмотря на это, в коматиитах часто сохраняются реликты своеобразной первич-

3. Ультраосновные и ультрамафические породы

Рис. 3.2. Структура спинифекс. Вытя­нутые скелетные кристаллы оливина на фоне серпентинизированной основной массы (точки); поле зрения 1 х 2 мм

ной структуры, получившей название спинифекс. Этим термином обозначают скоп­ления пластинчатых скелет­ных кристаллов оливина (иногда пироксена), кото­рые напоминают листья травы Triodia spinifex, расту­щей в Австралии. Отдель­ные кристаллы могут дости­гать десятков сантиметров в длину при толщине в не­сколько миллиметров. Кри­сталлы крестообразно пере­секаются (рис. 3.2) либо образуют пакеты субпарал­лельных пластинок. На ровных поверхностях структура спинифекс хорошо видна невооруженным глазом.

Условия залегания и распространенность. Коматиит — характер­ная вулканическая порода архейских зеленокаменных поясов — древних прогибов, заполненных продуктами подводного вулканиз­ма. Коматииты обычно приурочены к нижней части вулканогенного разреза и слагают лавовые потоки мощностью 0,5—20 м, сформиро­ванные в подводных условиях, а также образуют субвулканичес­кие дайки и пластовые интрузивные залежи. Более молодые вулка­нические породы, точно отвечающие по химическому составу докембрийским коматиитам, неизвестны. Однако в некоторых про­винциях обнаружены пикриты со структурой спинифекс (ультрама­фические лавы острова Горгона у берегов Колумбии).

Происхождение. Коматиитовые расплавы образовались за счет высоких степеней частичного плавления лерцолитов верхней ман­тии и имели очень высокую начальную температуру (1800-1600 °С). Изливаясь на морское дно, расплав попадал в условия глубокого пе­реохлаждения, что служило причиной быстрого роста скелетных кристаллов оливина с образованием структуры спинифекс.

Практическое значение. К нижним частям коматиитовых пото­ков приурочены залежи медно-никелевых сульфидных руд (Запад­ная Австралия, Канада). С коматиитами пространственно связаны также гидротермальные месторождения золота.

Часть II. Магматические горные породы (петрография)

3.3. Семейство пироксеновых пород

К данному семейству относятся полнокристаллические породы плутонического облика — пироксениты, а также относительно ред­кие вулканические породы — бониниты.

Пироксениты

Минеральный состав. Главными породообразующими минера­лами являются орто- и (или) клинопироксен, составляющие не ме­нее 60 об.% (см. рис. 3.1). Кроме того, в состав пироксенитов может входить оливин (до 40%) и в качестве второстепенных минералов — плагиоклаз, шпинель или гранат, а также магнетит и титаномагне-тит. Вторичные минералы: серпентин (по магнезиальному орто-пироксену и оливину), тремолит, актинолит, цоизит, эпидот, хло­рит (главным образом, по клинопироксену).

Классификация пироксенитов основана на количественных со­отношениях между ромбическим и моноклинным пироксенами (см. рис. 3.1): ортопироксениты содержат не менее 90% ромбичес­кого пироксена, клинопироксениты — не менее 90% моноклинного пироксена, вебстериты состоят из соизмеримых количеств орто- и клинопироксена. Если пироксениты содержат более 10% оливи­на, то к их названиям добавляется слово «оливиновый». Выделяют также плагиоклазовые, шпинелевые, гранатовые пироксениты. Оливиновые пироксениты связаны постепенными переходами с пе­ридотитами, а плагиоклазовые пироксениты — с габбро.

Химический состав пироксенитов близок к составам орто- и (или) клинопироксена. В соответствии с этим возникает сочетание высо­ких содержаний MgO и SiO₂ (см. табл. 3.2), что определяет при­надлежность пироксенитов, с одной стороны, к ультрамафичес­ким, а с другой,— к основным или даже средним породам. Для ортопироксенитов типичны максимальные содержания MgO и SiO₂ при низких концентрациях СаО; клинопироксениты, на­оборот, обогащены СаО и содержат меньше MgO и SiO₂. Эти раз­личия отражают особенности химического состава энстатита-брон-зита и диопсида. Примесь оливина увеличивает содержание MgO и уменьшает содержание SiO₂. Присутствие плагиоклаза, шпинели или граната фиксируется в росте содержаний А1₂О₃.

Внешний облик. Пироксениты — полнокристаллические, часто крупно- и гигантозернистые породы с ясно различимыми призма-

3. Ультраосновные и ультрамафические породы

тическими кристаллами пироксена. Магнезиальные ортопироксе-ниты имеют светлый серый цвет с желтоватым или зеленоватым от­тенками. Клинопироксениты и вебстериты окрашены в темные то­на с зеленоватым оттенком на поверхности выветривания. Плоскости спайности и отдельности клинопироксена имеют стек­лянный блеск. Обычно хорошо видны пятна, шлиры, полосы, обо­гащенные магнетитом или титаномагнетитом.

Микроструктура агрегата призматических кристаллов пирок­сена обычно панидиоморфнозернистая. Оливин чаще всего иди-оморфен по отношению к пироксену, и при наличии в породе достаточного количества оливина структура становится гипидио-морфнозернистой. Такая структура особенно характерна для оли-виновых ортопироксенитов. Однако в некоторых клинопироксени-тах между пироксеном и оливином наблюдаются обратные соотношения: ксеноморфный оливин цементирует относительно идиоморфные кристаллы клинопироксена. Хромшпинелид при­сутствует в виде мелких кристаллов, заключенных в пироксене, а также слагает более крупные ксеноморфные зерна. Плагиоклаз, богатая алюминием шпинель, фанат, магнетит и титаномагнетит ксеноморфны по отношению к пироксену. Для клинопироксени-тов, богатых рудными минералами, типична сидеронитовая струк­тура. Роговая обманка всегда является поздним минералом, мета-соматически замещающим клинопироксен. Пироксениты, полностью замещенные роговой обманкой, получили название горнблендитов (нем. Hornblende — роговая обманка).

Условия залегания и распространенность. Пироксениты обычно не образуют самостоятельных интрузивных тел, а встречаются в ассоциации с перидотитами, дунитами, габбро. Известны рас­слоенные плутоны, состоящие из пластов всех этих пород (Великая дайка Зимбабве, Бушвельдский плутон в Африке и др.). В дунит-гарцбургитовых массивах пироксениты слагают жилообразные и пластообразные тела (Полярный Урал). Дунит-клинопироксе-нит-габбровая ассоциация представлена зональными интрузивны­ми массивами (Урал, Аляска), в которых пироксениты слагают про­межуточную зону между дунитовым ядром и окружающими габбро, внедренными после дунитов. Пироксениты встречаются среди глу­бинных кристаллических включений, выносимых щелочными ба­зальтами и кимберлитами.

Происхождение. Оливиновые клинопироксениты и вебстериты могут кристаллизоваться из расплавов; часть этих пород имеет ку-

Часть II. Магматические горные породы (петрография)

мулятивную природу и образовалась в результате скопления крис­таллов пироксена в донных частях магматических камер. Ортопи-роксениты могут также возникать в результате метасоматического преобразования богатых оливином пород с привносом кремнезема и при метаморфизме серпентинитов; известны и метасоматические клинопироксениты.

Практическое значение. Ортопироксениты вмещают хромитовые и платиновые руды; с клинопироксенитами ассоциирует магнети-товое и титаномагнетитовое оруденение.

Бонинит

Порода впервые была описана на островах Бонин, принадлежа­щих Японии.

Минеральный состав и микроструктура. В бонинитах, обладаю­щих порфировой структурой, мелкие вкрапленники магнезиально­го оливина (Fo₉₀) и пироксена (Еn_95-85) погружены в основную мас­су, состоящую из кислого вулканического стекла с микролитами пироксена. Среди кристаллических фаз преобладают магнезиаль­ный пироксен, нередко представленный клиноэнстатитом, который не встречается ни в каких других породах Земли, но известен в ме­теоритах. Минерал образуется в результате метастабильной инвер­сии высокотемпературного протоэнстатита при быстром охлажде­нии. В палеотипных разностях цветные минералы замешены серпентином, хлоритом, стекло девитрифицировано.

Химический состав бонинитов близок к ортопироксениту. Ха­рактерны высокие содержания MgO и SiO₂ при малом количестве А1₂О₃, CaO, Na₂O, К₂О (см. табл. 3.2). По содержанию MgO (16-22 мас.%) бониниты относятся к ультрамафическим породам, а по со­держанию SiO₂ (53—62 мас.%) — к группе средних пород. Особенно­сти химического состава отражают специфику минерального соста­ва бонинитов — преобладание магнезиального пироксена среди вкрапленников и кислый состав стекловатой основной массы. Вул­каническое стекло содержит несколько массовых процентов воды.

Внешний облик. Бониниты — темные мелкопорфировые поро­ды с зеленоватым или буроватым оттенком; основная масса афани-товая, в кайнотипных разностях содержит стекло. Характерна ша­ровая отдельность, широко развиты пузыристые лавы.

Условия залегания и распространенность. Бониниты представля­ют собой подводные лавы, которые обнаружены на склонах глубо-

3. Ультраосновные и ультрамафические породы

ководных желобов перед фронтом островных дуг. Бониниты пале­огенового возраста распространены вдоль юго-западного края Ти­хого океана. В других частях земного шара описаны более древние аналоги тихоокеанских бонинитов. Бониниты всюду ассоциируют с низкокалиевыми базальтами.

Происхождение. Бониниты — затвердевшие расплавы, богатые MgO и SiO₂, которые возникают при частичном плавлении гарц-бургитов или других ортопироксенсодержащих ультрамафитов на относительно малых глубинах (<30 км) в присутствии воды. Воз­можно, плавлению, подвергались серпентинизированные ультра-мафиты. Породы, отвечающие по составу бонинитам, могут также образоваться путем смешения низкощелочных ультрамафических магм, например, коматиитов с низкощелочными кислыми рас­плавами. Близкие по составу к бонинитам интрузивные породы из­вестны в крупных расслоенных плутонах, где они несомненно яв­ляются продуктами ассимиляции сиалического вещества континентальной земной коры высокомагнезиальными мантийны­ми расплавами.

Практическое значение. Месторождений полезных ископаемых, связанных с бонинитовыми лавами, не известно. В интрузивных аналогах бонинитов часто встречается медно-никелевая и другая рудная минерализация.