Семейство пироксен-плагиоклазовых и оливин-пироксен-плагиоклазовых пород

Семейство объединяет самые распространенные магматические породы основного состава: 1) габбро и нориты, слагающие достаточ­но крупные плутоны; 2) долериты, или диабазы, которые залегают в виде даек, небольших интрузивов или мощных лавовых потоков; 3) базальты — вулканические породы, широко развитые на суше и океанском дне.

Часть II. Магматические горные породы (петрофафия)

Таблица 4.1. Семейства основных магматических порол (45% < SiO₂ < 53%) с низким и умеренным (< 18%) содержанием MgO; цветное число 50 ± 15

 

Петрохи- Семейство Интрузивные породы мичес- Главные Эффузивные кий ряд минералы Плуто- Жильные породы нические Высоко- Содалит-по- Sod, Aeg, Тавит — — шелоч- левошпато- K-Na Fsp ной вых пород Нефелин PI, Ne Тералит Микроте- Нефелиновый (лейцит)- (Lc), Тешенит ралитидр. тефрит, в т.ч. полевошпа- Срх ± 01 Эссексит базанит, бере-товых пород Шонки- шит нит Лейцитовый тефрит Умерен- Амфибол- Р1, — Саннаит ноше- биотит-по- K-NaFSp, Камптонит лочной левошпато- Bi, Amph Фурчит вых пород Мончикит Пироксен- Р1, Монцо- Трахидоле- Трахибазальт, в биотит-по- K-NaFSp, габбро рит т.ч. абсарокит, левошпато- Bi, гавайит вых пород Срх ± 01 Низко- Пироксен- Р1, Срх ± Габбро Долерит Базальт щелоч- плагиокла- 01 Оливи- (диабаз) ной зовых ноли- новое Оливино- Оливиновый вин-пиро- габбро вый долерит базальт ксен-пла- Пикродо- Пикробазальт, гиоклазовых лерит коматиитовый пород базальт (10% < MgO<18%) PI, Opx ± Норит Микронорит Гиперстеновый 01 базальт Оливин- Р1,01 Трокто- — — плагиокла- лит зовых пород Плагиокла- Р1 Анорто- — — зовых пород зит

Примечание. Минералы: Р1 — плагиоклаз, 01 — оливин, Срх — клино пироксен, Орх — ортопироксен, Amph — амфибол, Bi — биотит, K-Na Fsp — калинатриевый полевой шпат, Ne — нефелин, Lc — лейцит, Sod — содалит, Aeg — эгирин

4. Основные породы

По химическому составу габбро, нориты, долериты и базальты относятся к низко- и умереннощелочному рядам. Породы обоих ря­дов обладают сходным минеральным составом, так что без резуль­татов химического анализа определить принадлежность базитов к тому или иному ряду затруднительно. Поэтому все габбро, нори­ты, долериты и базальты рассматриваются как одно семейство.

Габбро

Термин употреблялся в Италии еще в XVIII веке. Им обознача­ли полнокристаллические породы с пироксеном, в том числе и габ­бро в современном понимании.

Минеральный состав. Главные минералы представлены основ­ным плагиоклазом (Ап₅₀_₇₀ и основнее) и клинопироксеном при­мерно в равных количествах. В породах низкощелочного ряда кли-нопироксен представлен бесцветным диопсидом или авгитом, а в породах умереннощелочного ряда появляются окрашенные са-лит-авгит и титан-авгит. В качестве второстепенных минералов могут присутствовать оливин (Fo_85-65), ортопироксен (иногда пи­жонит), роговая обманка, биотит, магнетит, титаномагнетит; акцес­сорные минералы — апатит и сфен. Повышенные содержания апа­тита особенно характерны для умереннощелочных пород. Цветное число составляет в среднем 50%, увеличиваясь в меланократовьгх габбро и уменьшаясь в лейкократовых разновидностях.

Если количество оливина превышает 5 об.%, порода называет­ся оливиновым габбро. Роговая обманка является позднемагматиче-ским или постмагматическим (субсолидусным) минералом, заме­щающим клинопироксен. Если амфибол преобладает над пироксеном, породу называют роговообманковым габбро. Мелано-кратовые габбро связаны постепенным переходом с пироксенита-ми. Промежуточная разновидность, состоящая из диопсида (65%), оливина (10%), плагиоклаза (20%), магнетита и биотита (5%) полу­чила название тылаита. Богатое железом феррогаббро содержит до 10 об.% рудных минералов (титаномагнетит, магнетит).

Химический состав габбро (табл. 4.2) можно рассматривать как эталон химического состава базитов. Оливиновое габбро обогаще­но магнием.

Внешний облик. В зависимости от пропорций между плагиокла­зом и цветными минералами, а также степени вторичного измене­ния цвет породы может меняться от светло-серого до темно-серо-

Таблица 4.2. Химический состав основных магматических пород, по О	. А. Богатикову и др., 1987 г. и другим авторам
Оксид	Плутонические породы	Эффузивные и жильные	породы
	Низкощелочной ряд		Умереннощелочной	Низкоще-	Умеренно-	Высокоще-
						ряд		лочной ряд	щелочной ряд	лочной ряд
SiO2	44.8		49.8	50.6	51.7	46.8	49.7	48.2	48.5	49.6	47.2	47.2	47.8	46.2
TiO2	0.4	0.6	0.8	0.3	0.2	1.3	2.5	1.1	1.8	1.5	2.3	2.6	2.2	1.2
А12O3	16.3	17.7	17.3	16.8	27.6	20.3	13.5	22.4	15.4	17.9	14.5	15.2	16.7	17.7
Fe2O,	1.5	3.1	2.6	2.5	0.5	2.4	7.1	4.7	4.7	2.8	5.1	4.1	4.9	4.3
FeO	6.8	8.2	6.5	9.5	2.6	5.4	5.5	1.3	8.1	7.3	8.1	7.6	6.5	5.2
MnO	0.4	0.2	0.1	0.1	0.5	0.2	0.2	0.1	0.2	0.1	0.2	н.д.	0.2	6.2
MgO	15.5	9.3	7.5	8.7	1.4	4.7	4.4	0.7	9.3	7.1	8.1	7.4	6.6	4.7
CaO	12.2	12.2	12.1	9.5	12.2	10.5	7.2	1.1	9.1	10.1	9.1	10.1	9.5	8.7
Na,0	1.6	1.8	2.7	1.3	3.1	6.9	4.9	16.4	2.5	2.1	3.7	3.2	4.4	3.1
K2O	0.4	0.4	0.5	0.4	0.5	1.5	4.2	1.9	0.6	0.8	1.3	2.1	1.2	5.1
P2O5	0.1	0.1	0.2	0.1	н.д.	0.8	0.5	1.4	0.2	0.3	0.5	н.д.	н.д.	0.2

Примечание. 1— троктолит, 2 — оливиновое габбро, 3 — габбро, 4 — норит, 5 — анортозит, 6 — тералит, 7 шонкинит, 8 — тавит, 9 — оливиновый базальт, 10 — базальт, 11 — оливиновый базальт, 12 — камптонит, 13 нефелиновый тефрит (берешит), 14 — лейцитовый тефрит; н.д.— отсутствие данных

4. Основные породы

го и черного. Текстура массив­ная; при неравномерном рас­пределении цветных минера­лов — пятнистая(такситовая) или полосчатая. Иногда вид­ны пятна и полосы, обогащен­ные титаномагнетитом. Структура средне- и крупно­зернистая, обычно равномер-нозернистая.

Рис. 4.1. Офитовая и пойкилоофито-вая структуры плагиоклаз-клинопи-роксенового агрегата в габбро. Нико-ли скрещены, поле зрения 1 х 2 мм

Микроструктура. В поро­дах с габбровой структурой под микроскопом наблюдается агрегат кристаллов плагиок­лаза и клинопироксена, обла­дающих примерно равной степенью идиоморфизма. Не­редко габбро обладают офи­товой структурой, для кото­рой характерны удлиненные, разнообразно ориентирован­ные кристаллы плагиоклаза, промежутки между которыми заполнены ксеноморфными

зернами клинопироксена (рис. 4.1). Если кристаллы плагиоклаза полностью заключены внутри крупных монокристаллов пироксе­на, структуру называют пойкилоофитовой.

При затвердевании габбро основной плагиоклаз и клинопи-роксен кристаллизуются почти одновременно. Идиоморфизм пла­гиоклаза по отношению к клинопироксену, ярко выраженный в породах с офитовой и пойкилоофитовой структурами, обуслов­лен кинетикой кристаллизации в условиях относительно быстро­го охлаждения, когда плагиоклаз обладает большей скоростью нук-леации и меньшей скоростью роста кристаллов по сравнению с клинопироксеном. Если в породе присутствует оливин, то он представляет собой раннюю кристаллическую фазу. Изолирован­ные зерна оливина выделяются на фоне более позднего плагиок-лаз-клинопироксенового агрегата. Нередко оливин обрастает ре­акционной каймой ортопироксена {венцовая структура). Кристаллизация габбро завершается выделением роговой обман-

Часть II. Магматические горные породы (петрография)

ки и рудного минерала, которые ксеноморфны по отношению к плагиоклазу и пироксену. По крайней мере часть роговой об­манки метасоматически замещает клинопироксен. Биотит неред­ко образует поздние реакционные каймы вокруг зерен магнетита (титаномагнетита). Микроструктура с закономерным обрастанием и замещением ранних минералов поздними получила название друзитовой.

Условия залегания и распространенность. Габбро, в том числе оливиновое, слагает интрузивные тела разной формы и размеров, которые залегают автономно или же в ассоциации с другими интру­зивными породами. Габбро и близкие по составу интрузивные по­роды — габброиды — слагают примерно 10—15% объема верхней ча­сти континентальной земной коры и, вероятно, являются преобладающими горными породами в нижней ее части.

Происхождение. Габбро являются продуктом кристаллизации основных магматических расплавов, источником которых служит верхняя мантия Земли. Высокомагнезиальные первичные мантий­ные магмы, поднимаясь к поверхности, испытывают дифференци­ацию, связанную с отделением от расплава ранних кристаллов оли­вина, и превращаются в низкомагнезиальные основные расплавы, затвердевающие в виде клинопироксен-плагиоклазового агрегата. Некоторые оливиновые габбро имеют кумулятивную природу и воз­никают в результате накопления кристаллов оливина, весьма ос­новного плагиоклаза и клинопироксена в придонных частях интру­зивных тел.

Исходные основные расплавы содержат очень мало воды, и по­этому почти все породообразующие минералы габбро представле­ны безводными силикатами. Лишь на заключительной стадии за­твердевания содержание воды в остаточном расплаве возрастает настолько, что становится возможной кристаллизация роговой об­манки и (или) биотита. Ранние кристаллические фазы: оливин, пи­роксен, плагиоклаз содержат в сумме много магния и кальция и от­носительно мало железа и титана, которые также накапливаются в остаточном расплаве, что определяет позднюю кристаллизацию магнетита и титаномагнетита.

Практическое значение. С габбровыми интрузивами связаны магматические и постмагматические месторождения титаномаг-нетитовых и медных руд. Сами габбро используются в качестве строительного и облицовочного материала.

4. Основные породы

Норит

В названии горной породы увековечен Нор — герой древних мифов Норвегии.

Минеральный состав. Главные породообразующие минералы норита: плагиоклаз, состав которого варьирует от андезина-лаб-радора до битовнита, и ортопироксен, представленный энста-титом, бронзитом или гиперстеном. Во многих случаях ортопи­роксен содержит пластинчатые вростки клинопироксена, параллельные (100) и (001), которые возникли в результате распа­да твердого раствора, отвечавшего по составу пижониту. В качес­тве второстепенных минералов (< 5 об.%) присутствуют оливин (Fo₈₀_₅₀) и клинопироксен (авгит). Если количество оливина пре­вышает 5 об.%, породу называют оливиновым норитом. Во многих норитах среди второстепенных минералов появляется кварц, а так­же биотит. Характерно постоянное присутствие титаномагнетита и ильменита (до 10 об.%). Типичный акцессорный минерал — апатит. При возрастании количества клинопироксена норит посте­пенно переходит в габбро. Промежуточная разновидность — габ-бронорит.

Среди вторичных минералов, замещающих ортопироксен, обычно развиты серпентин, тремолит-актинолит, тальк. При изме­нении плагиоклаза появляются эпидот-цоизит, серицит, соссюри-товый агрегат.

Химический состав. Поскольку в состав норита входит магнези­альный ортопироксен, богатый кремнеземом, порода отличается по­вышенными содержаниями MgO и SiO₂ (выше, чем в габбро, см. табл. 4.2). Многие нориты пересыщены кремнеземом и содержат свободный кварц. Содержания Na₂O + K₂O обычно ниже, чем в габ­бро. Высокомагнезиальные оливиновые нориты приближаются по составу к бониниту (см. раздел 3.3).

Внешний облик. Норит — полнокристаллическая порода серого цвета. Неравномерное распределение цветных минералов опреде­ляет частое появление полосчатой или пятнистой текстур. По раз­меру зерен нориты варьируют от мелко- до крупнозернистых.

Микроструктура. Плагиоклаз и ортопироксен обладают при­мерно равным идиоморфизмом. Оливин, как правило, идиоморфен; наблюдаются реакционные каймы ортопироксена вокруг оливи­на. Клинопироксен, рудный минерал и биотит ксеноморфны по отношению к оливину, ортопироксену, плагиоклазу и кристалли-

Часть II. Магматические горные породы (петрография)

зуются последними. Кварц заполняет интерстиции между ранними кристаллами плагиоклаза и пироксена.

Условия залегания и распространенность. Нориты слагают интру­зивные массивы, иногда довольно крупные, в пределах которых они ассоциируют с троктолитами, габбро", анортозитами, гарцбур-гитами, ортопироксенитами. Особенно часто нориты встречаются среди докембрийских интрузивных пород, принимающих участие в строении фундамента древних платформ.

Происхождение. Нориты являются дифференциатами мантий­ных базитовых магм, а также образуются при растворении в этих магмах сиалического вещества земной коры, что приводит к обога­щению расплава кремнеземом и появлению ортопироксена и квар­ца.

Практическое значение. В норитах отмечена медно-никелевая, платиновая, апатит-ильменитовая минерализация.

Базальт

Предполагают, что термин произошел от эфиопского слова basal — железосодержащий камень.

Минеральный состав и микроструктура. Встречаются как порфи­ровые, так и афировые базальты. В породах с порфировой структу­рой вкрапленники представлены оливином, клинопироксеном, пла­гиоклазом, редко ортопироксеном, иногда появляется роговая обманка. Основная масса состоит из микролитов плагиоклаза, кли-нопироксена, магнетита или титаномагнетита, а также из вулкани­ческого стекла. Вкрапленники оливина отвечают по составу Fo₈₅_₆₀. В базальтах низкощелочного ряда клинопироксен представлен ав­гитом (иногда появляется пижонит), а в базальтах умеренношелоч-ного ряда — салит-авгитом и титан-авгитом. Фенокристаллы плаги­оклаза имеют состав лабрадора-битовнита (Аn₅₀_₈₀); микролиты базиса содержат несколько меньше анортитового компонента по сравнению с вкрапленниками, но плагиоклаз остается основным. Самый распространенный акцессорный минерал — апатит.

По минеральному составу среди базальтов выделяют несколь­ко разновидностей:

1. Пикробазальт — основная вулканическая порода, содержащая более 15 об.% оливина. Близкий минеральный состав имеет кома-тиитовый базальт, который отличается от пикробазальта мень­шим суммарным содержанием Na₂О + К₂О. При увеличении коли-

4. Основные породы

чества оливина и уменьшении доли плагиоклаза пикробазальты и коматиитовые базальты переходят в пикриты и коматииты.

2. Оливиновый базальт — основная вулканическая порода, содер­
жащая от 5 до 15 об.% оливина, который слагает преимущественно
вкрапленники.

3. Клинопироксен-плагиоклазовый базальт содержит оливин лишь
в качестве второстепенного минерала (<5 об.%). Среди вкрапленни­
ков преобладают кристаллы клинопироксена и плагиоклаза; может
появляться ортопироксен, иногда роговая обманка. Клинопирок-
сен-плагиоклазовые базальты являются широко распространен­
ной разновидностью основных вулканитов низкощелочного ряда.
Среди эффузивов умереннощелочного ряда преобладают оливи-
новые базальты и пикробазальты с большим количеством цветных
минералов.

При вторичном изменении базальтов вулканическое стекло ча­сто замещается палагонитом — аморфным гелеподобным оптически изотропным веществом зеленоватого или желтоватого цвета, которое состоит, в основном, из смектита — глинистого минерала группы монтмориллонита. Палагонит либо замещает стекло полностью, ли­бо образует характерные каплевидные обособления. Палагонитовые базальты широко распространены среди продуктов наземных и осо­бенно подводных вулканических извержений. В базальтах умеренно-щелочного ряда вулканическое стекло нередко замещается анальци-мом. Широко распространена хлоритизация стекла в базальтах.

Плагиоклаз подвергается соссюритизации и альбитизации, по оливину развиваются иддингсит¹, боулингит, хлорофеит, серпен­тин, по клинопироксену — главным образом актинолит, по титано-магнетиту — лейкоксен. Распространенными вторичными минера­лами являются кальцит, пренит, цеолиты. Вследствие вторичных изменений базальты приобретают зеленоватую окраску, что позво­ляет говорить о зеленокаменном перерождении основных вулкани­тов. Разновидностью зеленокаменно-измененных базальтов явля­ются спилиты — вулканические породы, в которых плагиоклаз полностью альбитизирован, а цветные минералы и стекло замеще­ны хлоритом. Альбитизация сопровождается привносом натрия, и по сумме Na₂O + К₂О спилиты обычно соответствуют породам умереннощелочного ряда.

¹ Агрегаты вторичных минералов, близкие по валовому химическому составу к палагониту.

Часть II. Магматические горные породы (петрография)

4. Гиперстеновый базальт — относительно редкая порода с вкрап­ленниками ортопироксена (вулканический эквивалент норита).

Химический состав. Базальты разделяются на петрохимические ряды по суммарному содержанию Na₂O + К₂О. С ростом суммы ок­сидов щелочных металлов коррелируется увеличение концентраций TiO₂ и Р₂О₅ (см. табл. 4.2).

Пикритовые, оливиновые и клинопироксен-плагиоклазовые базальты отличаются друг от друга последовательным снижением содержаний магния, заключенного главным образом в оливине, и увеличением содержаний алюминия, заключенного преимущест­венно в плагиоклазе. По этому признаку магнезиальные базальты и пикробазальты (MgO > 8-10 маc.%, А1₂О₃ < 16 мас.%) с обильным оливином противопоставляются глиноземистым базальтам (MgO < < 8 мас.%, А1₂О₃ > 16 мас.%), в которых преобладает плагиоклаз.

Пикробазальты и оливиновые базальты близки по химическому составу к оливиновым габбро, а плагиоклаз-пироксеновые базаль­ты—к габбро. Подчеркивая несомненное родство базальтов и габбро, следует заметить, что некоторые разновидности габбро не имеют пря­мых вулканических аналогов. По данным Г.Б.Ферштатера (1987 г.), к таким плутоническим габбро относятся основные интрузивные по­роды, богатые магнезией и известью и содержащие мало титана и фо­сфора. Плутонические габбро близки по химическому составу к трок-толитам, которые также не имеют эффузивных аналогов (см. ниже). Сравнивая средние химические составы габбро и базальтов (оливино-вых габбро и оливиновых базальтов), можно заметить, что первые содержат меньше TiO₂, К₂О, Р₂О₅, но больше СаО (см. табл. 4.2). Эти расхождения как раз и обусловлены тем, что при расчете средних со­держаний учитывались составы высокоизвестковистых плутоничес­ких габбро, для которых нет аналогов среди эффузивов.

Внешний облик. Все разновидности базальтов имеют темную черную или зеленовато-черную окраску. Текстура может быть мас­сивной, пористой, миндалекаменной. Миндалекаменные базальты называют мандельштейнами. Миндалины заполнены палагонитом (хлорофеитом), цеолитами, кварцем, халцедоном, агатом, кальци­том, хлоритом и другими вторичными минералами. Многие ба­зальты, особенно излившиеся под водой, обладают шаровой от­дельностью (подушечные лавы, или пиллоу-лавы).

В пикритовых и оливиновых базальтах невооруженным глазом различимы мелкие вкрапленники зеленоватого оливина. Для низ­комагнезиальных и высокоглиноземистых базальтов характерны

4. Основные породы

вкрапленники плагиоклаза и нередко очень крупные, достигаю­щие в длину нескольких сантиметров, фенокристаллы клинопи-роксена. Основная масса афанитовая. При переходе к долеритам (см. ниже) структура базиса становится мелкозернистой.

Оливиновые базальты умереннощелочного ряда нередко со­держат включения мантийных пород, представленных шпинеле-выми перидотитами, дунитами, пироксенитами. В базальтах низко­щелочного ряда таких включений, как правило, нет.

Условия залегания и распространенность. Базальты формируют­ся от раннего архея до наших дней и являются самыми распростра­ненными вулканическими породами Земли. По оценке А.Б.Роно-ва (1985 г.), базальты, среди которых резко преобладают эффузивы низкощелочного ряда, составляют 89,3% всего объема вулканиче­ского материала, поступившего на дневную поверхность и дно оке­ана. При этом оливиновые базальты океанского дна в 20 раз превос­ходят по объему одновозрастные вулканические породы континентов и примерно втрое — общий объем вулканитов на кон­тинентах и континентальных окраинах. Таким образом, большая часть базальтового плаща Земли покрыта водами океанов. Однако и на суше базальты занимают значительные площади как на крато-нах, так и в подвижных поясах.

Базальты чаще всего залегают в виде лавовых потоков. Вулкано-генно-обломочные породы базальтового состава распространены меньше, чаще всего это продукты разрушения лав, излившихся под водой. Мощность базальтовых потоков измеряется метрами-де­сятками метров, а протяженность достигает десятков и даже сотен километров. Иногда возникают лавовые озера (Гавайские острова). Внутри мощных лавовых потоков вулканические породы обладают максимальной кристалличностью и часто представлены долерита-ми (см. ниже). В краевых частях потоков могут появляться стекло­ватые базальты (гиалобазальты).

Происхождение. Базальты так же, как габбро, представляют со­бой затвердевшие магмы мантийного происхождения. Содержа­ния магния и оливина в базальтах отражают разную степень диффе­ренциации мантийных магм в процессе подъема и кристаллизации. Богатые магнезией пикритовые и оливиновые базальты близки по составу к первичным магмам, а высокоглиноземистые клинопи-роксен-плагиоклазовые базальты образуются в процессе затверде­вания более дифференцированных расплавов, потерявших значи­тельную часть оливина.

Часть II. Магматические горные породы (петрография)

Базальтовые магмы изливаются при высокой температуре (>1200 °С) и обладают относительно небольшой вязкостью, которая позволяет лавам растекаться набольшие расстояния. Диффузион­ная подвижность компонентов в маловязком базальтовом распла­ве достаточно высока для того, чтобы обеспечить рост кристалли­ческих фаз. Поэтому базальты, как правило, обладают высокой степенью кристалличности. Гиалобазальты образуются в условиях очень быстрой закалки расплава, например, при излиянии неболь­шой порции магмы на морское дно. Подвижность высокотемпера­турных маловязких базальтовых магм способствует достижению ими поверхности Земли. Вследствие этого базальты распростране­ны значительно шире, чем интрузивные породы основного соста­ва. Однако в определенных условиях основные магмы затвердева­ют только на глубине (плутонические габбро) и не имеют излившихся аналогов. Часть плутонических габбро имеет кумуля­тивную природу.

Практическое значение. Базальты используются как строитель­ный материал и сырье для производства каменного литья.

Долерит

Название породы происходит от греческого слова doleros — об­манчивый.

Минеральный состав долеритов тот же, что у габбро и базальта. В зависимости от содержания оливина выделяют пикродолериты (15-60% оливина), оливиновые долериты (5—15% оливина) и собст­венно долериты (< 5% оливина).

Внешний облик. Породы имеют темно-серую или черную окра­ску (темнее, чем габбро), массивную, иногда пористую текстуру; от­личаются от габбро мелкозернистой офитовой структурой.

Микроструктура. Под микроскопом виден характерный офи­товый агрегат, состоящий из идиоморфных лейст плагиоклаза и ксе-номорфных зерен клинопироксена (рис. 4.2). В интерстициях меж­ду кристаллами плагиоклаза кроме клинопироксена может содержаться некоторое количество вулканического стекла, часто за­мещенного смектитом (палагонитом). Если промежутки между кристаллами плагиоклаза заполнены мелкими зернами клинопи­роксена, такая разновидность офитовой структуры называется до-леритовой. Мелкозернистую офитовую структуру называют также диабазовой, а основные породы с такой структурой — диабазами (от

4. Основные породы

греческого слова diabas — расщепляющийся).

Рис. 4.2. Долерит с мелкозернистой офи­товой и пойкилоофитовой структурами Светлые идиоморфные лейсты плагиоклаза выделяются на фоне более темных зерен кли-нопироксена. Николи скрещены, поле зре­ния 4x6 мм

Термины «долерит» и «диабаз» являются сино­нимами. Первый из них принят в англоязычной ли­тературе и обычно относит­ся к кайнотипным породам со стеклом, распространен­ным на кратонах (траппы). Диабазами чаще называют измененные палеотипные породы, развитые в подвиж­ных поясах. Термин принад­лежит немецкой геологиче­ской школе. В зависимости от исторически сложивших­ся традиций для обозначе­ния мелкозернистых бази-тов с офитовой структурой употребляют как тот, так и другой термины. В послед­ние годы предпочтение отдается термину «долерит», и Петрографи-чесий кодекс рекомендует отказаться от употребления термина «ди­абаз».

Условия залегания и распространенность. Долериты (диабазы) слагают как небольшие интрузивные тела, главным образом дайки и силлы небольшой мощности, затвердевшие на малых глубинах, так и внутренние части лавовых потоков, излившихся на сушу или мор­ское дно. Степень кристалличности интрузивных пород обычно выше, но в ряде случаев долериты (диабазы) интрузивной и вулка­нической фаций не отличимы друг от друга в образцах ни по внеш­нему облику, ни по микроструктуре.

Происхождение. Долериты (диабазы) образуются в таких усло­виях, когда кристаллизация происходит быстрее, чем в крупных интрузивах, сложенных габбро, но медленнее, чем при затвердева­нии маломощных лавовых потоков, сложенных базальтами. Таким образом, долериты и диабазы представляют структурную разно­видность основных магматических пород, промежуточную между габбро и базальтами.

Часть П. Магматические горные породы (петрография)

Практическое значение. Долериты и диабазы вмещают медные и некоторые другие сульфидные руды, месторождения самород­ной меди. Дайки, сложенные этими породами, часто контролиру­ют размещение разнообразного постмагматического оруденения. Долериты и диабазы являются хорошим строительным материа­лом (брусчатка для мостовых и т.п.), а также используются как сы­рье для каменного литья.