Семейства кислых и ультракислых

Кварц-щелочнополевошпатовых пород

С Na-цветными минералами

Данные семейства объединяют кислые и ультракислые породы с предельно высокой суммой Na₂O + К₂О, которая может достигать 10-14 мас.%. Отличительной особенностью является присутствие, кроме кварца и щелочных полевых шпатов, Na-пироксенов (эгирин) и амфиболов (арфведсонит, рибекит и др.). В кислых породах цвет­ные минералы относятся к разряду главных: их содержание состав-

6. Кислые и ультракиоше породы

ляет 5-10 об.%, в ультракислых породах цветные минералы явля­ются второстепенными. Кислые интрузивные породы представле­ны щелочными граносиенитами и гранитами, а ультракислые по­роды — щелочными аляскитами. Эффузивными аналогами первых являются щелочные трахидациты и пантеллериты, вторых — комен-диты.

Щелочной гранит

Минеральный состав. Щелочные граниты состоят из кварца (20-40 об.%), щелочного полевого шпата (50-70%) и цветных ми­нералов, представленных преимущественно Na-амфиболами (арф-ведсонит, рибекит, редко гастингсит) и пироксенами (эгирин), а иногда биотитом, мусковитом, Li-слюдами. Характерно обилие и разнообразие акцессорных минералов (танталит-колумбит, пирох-лор, торит, циркон, энигматит, эльпидит, астрофиллит, флюорит, криолит и многие другие).

Выделяются две главные разновидности щелочных гранитов: ще-лочнополевошпатовые (однополевошпатовые, или гиперсольвусные) и микроклин-альбитовые. Первые содержат только один полевой шпат, представленный ортоклаз- или микроклин-пертитом (40-60 мол.% альбитового компонента), а вторые — два полевых шпата: микроклин (не более 20-25 мол.% альбитового компонента) и обособ­ленные лейсты альбита (Аn_8-2). По составу цветных минералов сре­ди микроклин-альбитовых щелочных гранитов, в свою очередь, мож­но выделить эгирин-рибекитовые с Li-слюдами, биотитом и мусковитом, атакже эгирин-рибекитовые с арфведсонитом, астро-филлитом. Микроклин-альбитовые щелочные граниты особенно бо­гаты минералами редких металлов, и эти граниты обычно называют редкометальными. Эгирин-рибекитовые граниты с Li-слюдами, би­отитом, мусковитом являются связующим звеном между описанны­ми выше слюдяными микроклин-альбитовыми гранитами и эгирин-рибекитовыми гранитами с арфведсонитом, астрофиллитом.

Химический состав. Щелочные граниты содержат 68-74 мас.% SiO₂ и не менее 9-10 мас.% Na₂O + K₂O при относительно низком содержании А1₂О₃ (см. табл. 6.3) так, что отношение (Na + K)/A1, на­зываемое коэффициентом агпаитности, превышает единицу. В со­ответствии с этим щелочные граниты могут быть названы агпаито-выми. Высокие значения (Na + K)/A1 отражают присутствие в породе эгирина, рибекита, арфведсонита — минералов, богатых натрием,

Часть II. Магматические горные породы (петрография)

но почти не содержащих алюминия. Если кроме этих минералов в щелочных гранитах содержится много слюд, то коэффициент аг-паитности понижается до 1.0—0.8.

Многие щелочные граниты, особенно микроклин-альбитовые, обогащены Nb, Та, Zr, редкоземельными элементами, а также F и Li (литий-фтористые щелочные граниты).

Внешний облик Щелочные граниты окрашены в разные цвета: серые, красноватые, розоватые, зеленоватые. Структура от мелко-до крупнозернистой, иногда пегматоидная. Однополевошпатовые щелочные граниты обычно обладают более равномернозернистым строением по сравнению с микроклин-альбитовыми, которые ча­сто характеризуются весьма неравномерным распределением поро­дообразующих минералов вплоть до обособления мономинераль­ных пятен, полос, шлиров. Общий облик кварц-полевошпатового агрегата близок к структуре описанных выше слюдяных микро-клин-альбитовых гранитов и аляскитов.

Микроструктура. Однополевошпатовые щелочные граниты со­стоят из панидиоморфнозернистого или аллотриоморфнозернис-того агрегата зерен кварца и полевого шпата и ксеноморфных по от­ношению к ним выделений поздних цветных минералов. Часто наблюдается обрастание щелочного амфибола эгирином или наобо­рот. Структурные соотношения между минералами отражают как одновременный рост кристаллов из расплава, так и перекристалли­зацию и автометасомагическое преобразование породы после ее полного затвердевания.

Условия залегания и распространенность. Щелочные граниты развиты главным образом в тектонически стабильных блоках (кра-тоны, срединные массивы), где они слагают обособленные интру­зивные тела, а также встречаются в ассоциации с другими интрузив­ными и вулканическими породами повышенной щелочности. Размеры гранитных массивов варьируют от крупных, измеряемых тысячами квадратных километров (щелочные граниты Кейвских тундр на Кольском полуострове) до небольших трещинных тел мощностью в первые метры.

Происхождение. Щелочные граниты являются продуктом за­твердевания кислых и ультракислых магм, которые образуются при частичном плавлении кварц-полевошпатового корового вещест­ва, испытавшего перед этим метасоматическое преобразование с обогащением натрием, калием, фтором, редкими металлами. В процессе кристаллизации щелочно-гранитная магма испытыва-

6. Кислые и ультракислые породы

ет дифференциацию, а твердые щелочные граниты подвергаются пе­рекристаллизации и автометасоматическим изменениям. Темпе­ратура магм, затвердевших в виде однополевошпатовых щелочных гранитов, была выше, чем температура расплавов, давших при за­твердевании микроклин-альбитовые граниты.

Практическое значение. Щелочные граниты могут служить ру­дой, из которой извлекаются Nb, Та, Zr, лантаноиды и другие ред­кие металлы.

Щелочной аляскит

Щелочной аляскит отличается от щелочного гранита мини­мальным содержанием цветных минералов, не превосходящим 3-5 об.%, большим количеством кварца (~40 об.%) и как следствие это­го, предельно высоким содержанием SiO₂, соответствующим груп­пе ультракислых пород.

Пантеллерит

Порода названа по острову Пантеллерия в Средиземном море (у берегов Сицилии).

Минеральный состав. В пантеллеритах с порфировой структурой вкрапленники образованы анортоклазом или санидином, содержащи­ми 70—60 мол.% альбитового компонента, кварцем, клинопироксеном и энигматитом Na₂Fe₅TiSi₆O₂₀, который является главным цветным минералом. Основная масса стекловатая или полукристаллическая с микролитами щелочного полевого шпата, энигматита и эгирина.

Химический состав. Пантеллерит является излившимся аналогом щелочных гранитов. Порода содержит 68-74 мас.% SiO₂ и более 9-10 мас.% Na₂O + К₂О (см. табл. 6.3). Коэффициент агпаитности (Na + K)/A1 больше единицы. Максимальный дефицит алюминия по отношению к сумме натрия и калия характерен для стекловатой основной массы.

Внешний облик. Пантеллериты — темные зеленоватые, нередко почти черные стекловатые породы с порфировой или афировой структурами. Часто встречаются пантеллеритовые игнимбриты.

Микроструктура. Среди вкрапленников преобладают крупные, хорошо образованные таблитчатые кристаллы щелочного полево­го шпата, призматические кристаллы энигматита с характерным для него плеохроизмом от красно-коричневого до черного цвета,

Часть Н. Магматические горные породы (петрография)

встречаются более редкие фенокристаллы кварца. Щелочной поле­вой шпат может срастаться с энигматитом. Основная масса состо­ит либо только из вулканического стекла, либо содержит также ми­кролиты щелочного полевого шпата и цветных минералов. В стекле базиса наблюдаются неоднордности, свойственные игнимбритам. При девитрификации стекла возникает кварц-полевошпатовый аг­регат с фельзитовой, сферолитовой, гранофировой структурами.

Условия залегания и распространенность. Пантеллериты слагают лавовые потоки, пирокластические накопления, а также нередко за­легают в виде субвулканических даек и пластовых интрузивных за­лежей. Характерны контрастные сочетания пантеллеритов и ба­зальтов. Пантеллериты обычно занимают небольшие объемы и распространены в пределах кратонов, в том числе и на океаниче­ских островах, а также образуются на заключительных этапах тек-тономагматического развития подвижных поясов.

Происхождение пантеллеритов связывают с кристаллизацион­ной дифференциацией базальтов или с частичным плавлением ме-тасоматически преобразованных мантийных и коровых субстра­тов. Учитывая тесное родство пантеллеритов и щелочных гранитов, последняя модель, вероятно, наиболее близка к реальности.

Практическое значение. Пантеллериты так же, как и щелочные граниты, обогащены редкими металлами, но не несут промышлен­ного оруденения.

Комендит

Комендит — эффузивный аналог щелочного аляскита. Порода, названная по местности Коменде на о-ве Сардиния, близка к пан-теллериту. Отличается меньшим количеством цветных минералов, более высоким содержанием кварца и предельно высокой кремне-кислотностью, которая соответствует ультракислым породам (SiO₂ > 74 мас.%). Суммарное содержание Na₂O + К₂О обычно не­сколько ниже, чем в пантеллерите.

КАРБОНАТИТЫ

К карбонатитам относят существенно карбонатные породы маг­матического происхождения, которые отличаются по составу и ус­ловиям залегания как от известняков, доломитов и других осадоч­ных пород, так и от гидротермально-измененных пород, в состав которых входят карбонаты.

Минеральный состав. Главными минералами являются каль­цит, реже доломит и анкерит. Известны карбонатиты с сидеритом, бастнезитом [Се, La,...,(CO₃)F), а также содовые карбонатиты, со­стоящие из карбоната натрия. Доля карбонатов составляет 50-100% объема породы. В качестве второстепенных минералов присутству­ют магнезиальный оливин (Fo₉₈_₉₂), флогопит, клинопироксен, апатит, магнетит. Характерные акцессорные минералы — пирохлор и другие танталониобаты. В некоторых разновидностях карбонати-тов содержания этих минералов превышают 5 об.%, и они приоб­ретают значение главных минералов.

Химический состав. Карбонатиты относятся к несиликатным магматическим породам. Они содержат не более 1-10 мас.% SiO₂. В кальцитовых карбонатитах преобладают СаО (40-50 мас.%) и СО₂ (25—40 маc. %). Характерны высокие содержания Р₂О₅ (2-4 мас.%), заключенного главным образом в апатите, а также повышенные концентрации редкоземельных элементов, ниобия и других ред­ких металлов.

Внешний облик. Карбонатиты — породы с мелко-, средне- или крупнозернистой структурой, окрашенные в белый или серый цве­та с разными оттенками. В образцах напоминают кристаллические известняки или мраморы, за которые карбонатиты долгое время и принимали.

Микроструктура. Карбонаты образуют аллотриоморфнозерни-стый агрегат, в котором заключены кристаллы оливина, флогопи­та, магнетита, апатита и других минералов.

Условия залегания и распространенность. Карбонатиты чаще все­го слагают интрузивные тела, которые имеют форму штоков, коль­цевых, конических даек, отделенных от вмещающих пород резки­ми контактами. В карбонатитах встречаются ксенолиты тех пород, которые они прорывают.

Карбонатиты ассоциируют со щелочными ультраосновными породами (мельтейгитами-ийолитами и др.), нефелиновыми и лей-цитовыми сиенитами и вместе с этими породами принимают уча-

Часть II. Магматические горные породы (петрография)

стие в строении магматических комплексов центрального типа, со­стоящих из внутреннего штока и окаймляющих его кольцевых и ко­нических даек. Карбонатиты всегда затвердевают позднее сопряжен­ных с ними силикатных магматических пород. Карбонатитам нередко предшествуют своеобразные магматические породы — фо-скориты, или камафориты, состоящие из оливина, магнетита и апа­тита, в которых обособляются почти мономинеральные линзы и по­лосы (магнетититы, апатититы и др.).

Карбонатиты могут быть и продуктами вулканической деятель­ности. В Танзании находится знаменитый вулкан Олдоньо-Лен-гаи, который извергает натриевые (содовые) карбонатиты, затвер­девающие в виде лавовых потоков и пирокластических накоплений.

По сравнению с силикатными магматическими породами кар­бонатиты редки, но среди несиликатных магматических пород они являются самыми распространенными. Карбонатитовые массивы известны в Африке, где расположены и почти все карбонатитовые вулканы, в Канаде, Бразилии, Европе. В России карбонатиты обна­ружены на Кольском полуострове, на Алданском щите и в других провинциях.

Происхождение. Некоторые карбонатиты представляют собой затвердевшие солевые расплавы, возникшие глубоко в мантии за счет частичного плавления карбонатизированных перидотитов. На меньшей глубине карбонатитовые расплавы могут отделяться от силикатных мантийных магм вследствие несмесимости силикатных и карбонатных жидкостей. Температура карбонатитовых магм со­ставляет не менее 750-500 °С, фоскоритов — 950-700 °С. При бо­лее низких температурах карбонатиты испытывают метасоматиче-ские преобразования, находясь в твердом состоянии. Чисто метасоматические породы с большим количеством карбонатного материала не следует называть карбонатитами.

Практическое значение. Карбонатиты разрабатываются для до­бычи магнетита, апатита, флогопита, а также служат важным источ­ником получения ниобия, тантала и других редких металлов.