Московский государственный университет
имени М. В. Ломоносова
Геологический факультет
А. Л. ПЕРЧУК, О. Г. САФОНОВ, Л. В. САЗОНОВА,
П. Л. ТИХОМИРОВ, П. Ю. ПЛЕЧОВ, М. Ю. ШУР
ОСНОВЫ ПЕТРОЛОГИИ
МАГМАТИЧЕСКИХ
И МЕТАМОРФИЧЕСКИХ
ПРОЦЕССОВ
УЧЕБНОЕ ПОСОБИЕ
Допущено УМО по классическому университетскому
образованию в качестве учебника для студентов,
обучающихся по направлению 020700 – «Геология»
Москва
УДК 552(075.8)
ББК 26.31я73
П27
Рецензенты:
кафедра петрографии геологического факультета
Санкт-Петербургского государственного университета;
Э. М. Спиридонов — д-р геолого-минералогических наук,
профессор кафедры минералогии геологического факультета
Московского государственного университета
В оформлении обложки использована фотография
М. А. Богомолова
П2 7
Перчук А. Л., Сафонов О. Г., Сазонова Л. В. и др.
Основы петрологии магматических и метаморфических процессов : учебное пособие / А. Л. Перчук, О. Г. Сафонов, Л. В. Сазонова, П. Л. Тихомиров, П. Ю. Плечов, М. Ю. Шур. - М.: КДУ;
Университетская книга, 2015. — 472 с.: цв. ил., табл.
ISBN 978-5-91304-578-2
В учебно-методическом пособии по курсу лекций «Петрология»,
который читается на геологическом факультете МГУ для студентов
геохимического отделения, рассматриваются современные данные о
минералогии, петрохимии и классификации магматических и метаморфических горных пород. Особое внимание уделяется вопросам
происхождения и разнообразия магматических горных пород,
обусловленных термодинамическими условиями в разных геодинамических обстановках.
Пособие рекомендуется для студентов и аспирантов, обучающихся по геологическим специальностям, а также широкого круга
специалистов, работающих в области наук о Земле.
УДК 552(075.8)
ББК26.31я73
ISBN 978-5-91304-578-2
© Коллектив авторов, 2015
© ИД «КДУ», обложка, 2015
Оглавление
Предисловие .....................................................................................
7
Глава 1. Минералы магматических и метаморфических
горных пород .................................................................
Введение .....................................................................................
1.1. Островные силикаты ..............................................................
Оливин .................................................................................
Группа граната ....................................................................
Минералы Al2SiO5 ...............................................................
Ставролит ............................................................................
Хлоритоид ...........................................................................
Мелилит ...............................................................................
Циркон .................................................................................
Ортит ....................................................................................
Группа турмалина ..................................................................
1.2. Цепочечные силикаты. Группа пироксенов .....................
1.3. Ленточные силикаты. Группа амфиболов ........................
1.4. Слоистые силикаты ............................................................
Группа слюд ........................................................................
Группа хлорита ...................................................................
Группа серпентина .............................................................
Тальк ....................................................................................
1.5. Каркасные силикаты ...........................................................
Минералы кремнезема (SiO2) ............................................
Полевые шпаты ...................................................................
Нефелин и кальсилит .........................................................
Кордиерит ............................................................................
Лейцит ..................................................................................
1.6. Карбонаты ............................................................................
1.7. Фосфаты ...............................................................................
Апатит ..................................................................................
Монацит ...............................................................................
1.8. Оксиды и соли .....................................................................
Рутил ....................................................................................
Ильменит .............................................................................
Минералы группы шпинели ..............................................
Перовскит ............................................................................
Литература к главе 1 .........................................................................
9
9
12
12
24
35
45
50
54
57
61
62
63
80
100
100
107
113
118
122
122
129
157
162
172
175
184
184
186
187
187
190
195
197
198
Глава 2. Многообразие магматических пород и основы их
классификации ..................................................................
2.1. Причины разнообразия магматических горных пород ...
2.2. Условия формирования горных пород .............................
2.2.1. Плутонические горные породы ...............................
2.2.2. Вулканические горные породы ...............................
204
205
208
208
210
1
2.3. Классификация магматических горных пород по химическому составу ..................................................................
2.4. Классификация магматических пород по модальному
минеральному составу .......................................................
2.4.1. Плутонические породы ............................................
2.4.2. Эффузивные породы ................................................
2.4.3. Плутонические гипабиссальные породы ...............
2.5. Классификация вулканогенно-обломочных пород .........
2.6. О различиях между классификациями магматических
горных пород .......................................................................
Литература к главе 2 .........................................................................
Глава 3. Текстуры и структуры магматических горных пород
3.1. Текстуры плутонических пород ........................................
3.2. Текстуры вулканических пород ........................................
3.3. Структуры магматических пород ......................................
3.3.1. Структуры плутонических (полнокристаллических) пород ...............................................................
3.3.2. Структуры вулканических (неполнокристаллических) пород ...............................................................
3.4. Влияние условий кристаллизации на структуру магматических пород ...................................................................
Литература к главе 3 ........................................................................
Глава 4. Магматические ультраосновные горные породы
нормальной щелочности ................................................
4.1. Классификация ультраосновных интрузивных пород на
основе количественных соотношений породообразующих минералов ....................................................................
4.2. Разновидности ультраосновных интрузивных пород в
связи с акцессорными минералами ...................................
4.3. Структуры и текстуры ультраосновных пород ................
4.4. Изменения ультраосновных пород при метаморфизме ..
4.5. Геологическое положение гипербазитов ..........................
4.5.1. Кумулятивные ультраосновные породы ................
4.5.2. Ультраосновные породы офиолитовых комплексов
4.5.3. Альпинотипные гипербазиты ..................................
4.5.4. Массивы гипербазитов дна океана .........................
4.5.5. Ксенолиты (нодули) ультраосновных пород в базальтах, кимберлитах и лампроитах ......................
4.6. Эффузивные ультраосновные породы: коматииты, пикриты и меймечиты ........................................................
4.6.1. Коматииты ................................................................
4.6.2. Пикриты .....................................................................
4.6.3. Меймечиты ................................................................
4.7. Термодинамические условия образования ультраосновных пород ............................................................................
2
211
215
216
217
217
223
226
229
230
230
232
235
236
246
252
258
259
259
262
262
264
266
266
268
271
274
275
277
278
280
281
282
4.8. Месторождения полезных ископаемых, связанные с
ультраосновными породами нормальной щелочности ...
Литература к главе 4 .........................................................................
Глава 5. Магматические горные породы основного состава
5.1. Классификация магматических пород основного состава
нормальной щелочности ....................................................
5.2. Плутонические породы основного состава ......................
5.2.1. Ультрамафиты основного состава ..........................
5.2.2. Габброиды .................................................................
5.2.3. Геологическое положение габброидов ...................
5.2.4. Анортозиты ...............................................................
5.2.5. Вторичные метаморфические изменения основных пород нормальной щелочности ......................
5.3. Вулканические породы основного состава нормальной
щелочности ..........................................................................
5.3.1. Вторичные изменения пород семейства базальтов
5.4. Основные породы умеренной щелочности ......................
5.4.1. Плутонические породы ............................................
5.4.2. Вулканические породы ............................................
Литература к главе 5 .........................................................................
Глава 6. Магматические горные породы среднего состава ....
6.1. Средние плутонические породы нормальной и умеренной щелочности ..................................................................
6.1.1. Распространение плутонических пород среднего
состава ......................................................................
6.1.2. Петрография .............................................................
6.2. Вулканические породы нормальной и умеренной щелочности ..............................................................................
6.2.1. Генетические типы вулканитов и форма вулканических построек .......................................................
6.2.2. Петрография ..............................................................
6.3. Эволюция магм ...................................................................
6.4. Происхождение магм и связь с тектоническими обстановками ................................................................................
6.5. Месторождения полезных ископаемых, связанные с
комплексами средних магматических пород ..................
Литература к главе 6 .........................................................................
Глава 7. Магматические горные породы кремнекислого
состава ..............................................................................
7.1. Кремнекислые плутонические породы нормальной и
умеренной щелочности ......................................................
7.1.1. Глубина формирования ............................................
7.1.2. Автохтонные и аллохтонные массивы ...................
7.1.3. Базовые классификации гранитоидов ....................
287
288
289
289
289
290
293
296
298
301
301
304
306
306
307
308
309
309
309
309
314
314
314
321
323
324
325
326
326
327
327
328
3
7.1.4. Петрография ..............................................................
7.2. Гранитоиды субщелочного ряда .......................................
7.3. Кристаллизация плутонов и роль H2O ..............................
7.4. Кислые вулканические породы нормальной и повышенной щелочности ...........................................................
7.4.1. Генетические типы вулканитов, вулканотектонические структуры .....................................................
7.4.2. Петрография .............................................................
7.4.3. Происхождение игнимбритов .................................
7.4.4. Эволюция магм .........................................................
7.4.5. Происхождение магм и связь с тектоническими
обстановками ............................................................
7.4.6. Месторождения полезных ископаемых, связанные с комплексами кремнекислых магматических пород ................................................................
Литература к главе 7 .........................................................................
330
335
336
Глава 8. Щелочные магматические горные породы ...............
8.1. Принципы выделения пород щелочного ряда .................
8.2. Щелочные ультраосновные и основные породы .............
8.2.1. Плутонические щелочные породы ультраосновного и основного состава ........................................
8.2.2. Подгруппа натровых фоидолитов ...........................
8.2.3. Подгруппа калиевых фоидолитов ...........................
8.2.4. Вулканические щелочные породы ультраосновного и основного состава ........................................
8.2.5. Подгруппа натровых фоидитов ...............................
8.2.6. Подгруппа калиевых фоидитов ...............................
8.2.7. Подгруппа мелилититов ..........................................
8.2.8. Подгруппа базанитов и тефритов ...........................
8.2.9. Ультраосновные лампрофиры .................................
8.3. Щелочные магматические породы средней кремнекислотности ...............................................................................
8.3.1. Плутонические породы ............................................
8.3.2. Вулканические породы ............................................
8.4. Кремнекислые щелочные магматические породы ..........
8.4.1. Плутонические породы ............................................
8.4.2. Вулканические породы ............................................
8.5. Магматические комплексы, включающие породы щелочного ряда, и их связь с тектоническими обстановками .......
8.6. Эволюция щелочных магм .................................................
8.7. Происхождение щелочных магм .......................................
8.8. Месторождения полезных ископаемых, связанные с
комплексами магматических щелочных пород ...............
Литература к главе 8 .........................................................................
355
355
356
4
338
338
340
348
348
351
353
354
357
361
365
369
371
373
374
375
375
377
377
383
385
385
387
388
390
392
395
396
Глава 9. Магматические породы – производные карбонатных и карбонатно-силикатных магм ...........................
9.1. Кимберлиты .........................................................................
9.1.1. История открытия и изучения .................................
9.1.2. Минеральный состав, структуры и текстуры кимберлитов .............................................................................
9.1.3. Особенности химического состава кимберлитов и
их классификация ....................................................
9.1.4. Формы залегания и фации кимберлитов ................
9.1.5. Распространенность, геологическое положение и
возраст кимберлитов ...............................................
9.1.6. Происхождение кимберлитов и проблема первичного кимберлитового расплава .........................
9.2. Карбонатиты ........................................................................
9.2.1. Определение и классификация ................................
9.2.2. Минералогия карбонатитов .....................................
9.2.3. Структуры и текстуры карбонатитов .....................
9.2.4. Геологическое положение карбонатитов ...............
9.2.5. Метасоматические процессы, связанные с карбонатитами ...................................................................
9.2.6. Генезис карбонатитов ...............................................
9.2.7. Месторождения полезных ископаемых, связанных с карбонатитами ...............................................
Литература к главе 9 .........................................................................
Глава 10. Метаморфизм .................................................................
10.1. Общие представления о метаморфизме ........................
10.1.1. Границы метаморфизма .........................................
10.2. Факторы метаморфизма ...................................................
10.3. Типы метаморфизма .........................................................
10.3.1. Региональный метаморфизм ..................................
10.3.2. Локальный метаморфизм .......................................
10.3.3. Аллохимический и изохимический метаморфизм ..
10.3.4. Прогрессивный и регрессивный метаморфизм ...
10.4. Текстуры и структуры метаморфических пород ..........
10.4.1. Текстура ...................................................................
10.4.2. Структура ................................................................
10.5. Петрохимические группы метаморфических пород .....
10.6. Систематика метаморфических пород ...........................
10.6.1. Классификация на основе текстуры и минерального состава ...................................................................
10.6.2. Специфические названия пород ............................
10.6.3. Классификация на основе протолита ...................
10.7. Фации метаморфизма .......................................................
10.8. Градация метаморфизма по Р–Т условиям ....................
10.9. Р–Т тренды метаморфизма .............................................
10.10. Метасоматоз ....................................................................
397
397
397
397
400
402
405
407
408
408
409
410
411
413
413
417
418
419
419
420
422
424
425
428
431
432
433
433
435
438
439
439
442
443
443
446
447
448
5
10.10.1. Диффузионный и инфильтрационный метасоматоз ......................................................................
10.10.2. Метасоматическая зональность ..........................
10.10.3. Продукты диффузионного метасоматоза ...........
10.10.4. Продукты инфильтрационного метасоматоза ...
Литература к главе 10 ......................................................................
Условные обозначения .....................................................................
Предметный указатель .....................................................................
6
449
451
451
452
455
457
462
ПРЕДИСЛОВИЕ
Пособие «Основы петрологии магматических и метаморфических
пород» представляет вторую часть серии учебных материалов, сопровождающих лекции по курсу «Петрология», который читается для
бакалавров геохимического отделения на геологическом факультете
МГУ. Главная задача этой книги – познакомить читателя с основными
разновидностями магматических и метаморфических горных пород,
их современными классификациями и текстурно-структурными особенностями. Для магматических пород рассматриваются также гипотезы происхождения и связь с месторождениями полезных ископаемых.
Учебное пособие начинается с большой главы, посвященной породообразующим и акцессорным минералам магматических и метаморфических пород. Наряду с описанием состава, структуры, оптических
и других диагностических свойств минералов, широко используемых
в петрологических исследованиях, приводятся современные данные
по условиям стабильности минералов и нахождению их в природе.
Номенклатура породообразующих минералов дана в соответствии с
новейшими рекомендациями Международной минералогической ассоциации.
Изложение систематики магматических и метаморфических горных пород соответствует рекомендациям специализированных Международных комиссий. Некоторые из классификационных схем могут
показаться непривычными для старших поколений геологов. Тем не
менее, для интеграции в мировую научную систему такой переход
представляется оправданным. При этом в учебнике разъясняются основные несоответствия отечественной и зарубежной классификационных схем и терминологии. Это создает благоприятные условия для
перехода от одной схемы к другой, и наоборот. Раздел по систематике
предваряется рассмотрением процессов, обуславливающих разнообразие магматических горных пород.
Основной объем учебного пособия посвящен детальному рассмотрению магматических горных пород разной кремнекислотности и щелочности. Здесь приведены химические, минеральные, текстурноструктурные особенности пород, их номенклатура и классификация,
условия их образования в свете современных научных концепций.
Глава по метаморфизму знакомит читателя с разными типами метаморфических процессов, текстурно-структурными характеристиками метаморфических горных пород и основами их классификации.
Особое значение в главе отведено принципам выделения главных фаций метаморфизма. В этой же главе содержатся сведения о метасоматических процессах, различных типах метасоматических пород и условиях их образования.
7
Книга снабжена разнообразными фотографиями, наглядными схемами и диаграммами, что делает представленный материал более доступным и увлекательным. Главы пособия сопровождаются списком
использованной и дополнительной литературы.
Предлагаемое учебное пособие содержит краткий обзор самых современных данных по магматической и метаморфической петрологии.
Мы полагаем, что изложенные в ней материалы будут представлять
интерес не только для студентов и аспирантов, но и для широкого
круга специалистов, работающих в области наук о Земле.
Научное редактирование учебника осуществлялось А.Л. Перчуком. В написании глав принял участие большой авторский коллектив. Л.В. Сазонова, О.Г. Сафонов и А.Л. Перчук написали главу по минералогии; Л.В. Сазонова, П.Л. Тихомиров и А.Л. Перчук – главу о
многообразии магматических горных пород и основах классификации;
Л.В. Сазонова и М.Ю. Шур – главу по текстурам и структурам горных
пород; О.Г. Сафонов – главу по магматическим горным породам ультраосновного состава и по магматическим породам – производным карбонатных и карбонатно-силикатных магм; П.Ю. Плечов – главу по породам основного состава; П.Л. Тихомиров – главу по породам среднего
и кислого состава; П.Л.Тихомиров, О.Г. Сафонов и А.Л. Перчук – главу
по породам щелочного ряда. Глава по петрологии метаморфических
горных пород написана А.Л. Перчуком.
Авторы благодарны проф. Э.М. Спиридонову за критические замечания по содержанию учебного пособия, С.Т. Подгорновой за неоценимую помощь в оформлении иллюстраций и редактировании текста.
Отдельную благодарность за меценатскую помощь в издании
учебника авторы выражают выпускнику кафедры петрологии геологического факультета МГУ С.Ф. Польскому.
8
Глава 1.
МИНЕРАЛЫ МАГМАТИЧЕСКИХ
ЧЕСКИХ ГОРНЫХ ПОРОД
И
МЕТАМОРФИ-
ВВЕДЕНИЕ
Минералы, слагающие магматические и метаморфические горные
породы, могут быть разделены по трем признакам – цвету, относительному распространению в природе и генезису (рис. 1.1).
МИНЕРАЛЫ
по цвету
меланократовые
лейкократовые
по относительному содержанию
породообразующие
акцессорные
по генезису
реликтовые
первичные
вторичные
Рис. 1.1. Блок–диаграмма разделения минералов по цвету, распространенности и генезису.
Среди минералов, слагающих магматические и метаморфические
горные породы, преобладают силикаты, алюмосиликаты и карбонаты.
Их принято разделять на светлоцветные (лейкократовые, от греч.
leukós – белый, светлый и kratos – сила) и темноцветные (меланократовые, от греч. melanos – черный).
По степени распространенности минералы метаморфических и
магматических горных пород разделяются на породообразующие и
акцессорные.
Породообразующими называются минералы, слагающие более 5%
объема горных пород. Относительные содержания породообразующих минералов определяют название горной породы (рис. 1.2). Так,
например, в биотитовом граните породообразующими минералами
9
являются плагиоклаз, калиево-натриевый полевой шпат (далее калиевый полевой шпат, или КПШ), кварц и биотит. Исчезновение любого
из этих минералов из состава породы (или содержание ниже порогового 5%) приведет к изменению ее названия. Например, если в этой
породе не будет кварца, то она будет называться биотитовым сиенитом или монцонитом.
Акцессорные минералы присутствуют в породе в количестве менее
5% и не влияют на название породы.
Некоторые минералы в одной породе могут быть породообразующими (в таком случае в отечественной литературе их часто называют
главными породообразующими минералами), а в других – акцессорными (второстепенными породообразующими минералами). Кварц,
например, присутствует в качестве акцессорного минерала в некоторых габбро, а в гранитах он является породообразующим минералом.
Amp
Pl
Cpx
Bt
Qtz
Рис. 1.2. Кварцевый диорит. Породообразующие
минералы – кварц, плагиоклаз, амфибол, биотит.
Акцессорный минерал –
клинопироксен. В клинопироксене хорошо видны
две системы трещин
спайности и отдельность.
Николи Х. Поперечник
поля зрения около 8 мм.
Зарисовка шлифа.
Термин «акцессорный» часто применяется к минералам, которые
обычно содержатся в породах в очень малых количествах (много
меньше 5%), а при более высоких концентрациях становятся рудами.
Многие акцессорные минералы являются главными концентраторами
редких или рассеянных элементов (редкоземельных, крупноионных
литофильных, высокозарядных и других) – важнейших индикаторов
генезиса пород. Редкие или рассеянные элементы избегают кристаллических решеток породообразующих минералов, предпочитая акцессорные минералы. Например, фосфор и фтор обуславливают появление акцессорного апатита Ca5(PО4)3(OH,F), в состав циркона
ZrSiО4 входит цирконий, избыточный титан концентрируются в
титаните CaTiSiO5, за счет хрома образуется хромовая шпинель
(Fe, Mg)(Cr,Аl)2О3 и т.д. Внимание и интерес к этим минералам в по10
следние годы заметно возросли в связи с появлением высокочувствительных аналитических установок (ICP-MS и др.); содержания редких
и рассеянных элементов измеряются на уровне ppm (англ., parts per
million – одна часть на миллион) и даже до ppb (англ., parts per billion –
одна часть на миллиард).
Некоторые акцессорные минералы встречаются во вполне определенных типах пород. Например, хромистая шпинель характерна для
перидотитов, циркон и ортит – для гранитоидов. Такие акцессорные
минералы иногда называют «специфическими». Наряду с этим известны и «сквозные» акцессории (апатит, магнетит и др.), присутствующие в самых разнообразных породах.
По химическому составу минералы разделяются на салические и
мафические.
Салические (фельзические) минералы названы по главным химическим элементам Si и Аl, входящим в их состав. К салическим минералам относят полевые шпаты, фельдшпатоиды и минералы кремнезема. Салические минералы являются, как правило, лейкократовыми.
Мафические (фемические) минералы получили свое название от
начальных букв в словах «магний» и «феррум» – элементов, доминирующих в их составе. К этой группе относятся оливины, пироксены,
амфиболы, темные слюды и другие меланократовые минералы.
Минералы в магматических породах по генезису разделяются на
реликтовые, первичные и вторичные.
Реликтовые минералы – минералы, сохранившиеся от первичной
породы, например, оставшиеся после выплавления расплава из вещества коры или мантии. Первичные минералы образуются при кристаллизация магмы. Например, первичными минералами в габбро являются плагиоклаз и клинопироксен. Вторичные минералы образуются в результате изменения и замещения первичных минералов при
наложенных низкотемпературных процессах (например, метаморфических, выветривания и др.).
Минералы в метаморфических породах привязываются к этапам
метаморфизма. Если это связано с характером изменения параметров
метаморфизма, то говорят о прогрессивном, пиковом и регрессивном
этапах. Этапы могут привязываться к фациям метаморфизма, проявленным в породе (комплексе). Например, можно говорить о гранулитовом и (или) амфиболитовом этапах метаморфизма.
В этой главе будут рассмотрены лишь те породообразующие и акцессорные минералы горных пород, которые широко используются в
петрологических исследованиях.
11
1.1. ОСТРОВНЫЕ СИЛИКАТЫ
ОЛИВИН
Оливин широко распространен в земной коре и верхней мантии, в
каменных метеоритах, лунных и марсианских породах. Содержание
оливина в земной коре составляет около 6 об.%, а в верхней мантии
он является главным минералом, составляя ~ 57 об.%.
Состав и особенности изоморфизма
Оливин – островной силикат, имеющий формулу (Mg,Fe)2SiO4.
Наиболее распространенные минералы группы оливина образуют
непрерывный твердый раствор форстерит (Fo, Mg2SiO4)–фаялит
(Fa, Fe2SiO4) (табл. 1.1). Са-содержащие минералы этой группы носят
названия ларнит (Ca2SiO4) и монтичеллит (СаMgSiO4). Mn-содержащие –
тефроит Мn2SiО4 и кнебелит МnFeSiО4.
Таблица 1.1
Теоретические составы некоторых оливинов (мас.%)
Fo50Fa50
Фаялит
Оксид
Форстерит
Fo90Fa10
SiO2
43
41.0
34.8
MgO
57
49.2
23.3
9.8
41.9
FeO
30
70
Элементы-примеси. Оливин – главный концентратор и носитель
никеля и кобальта нашей планеты. Содержание никеля в типичном
оливине ультраосновных пород Fo90 составляет около 3000 г/т, кобальта 100 г/т. В крайне высокотемпературных коматиитах оливин
содержит до 10000 г/т никеля. Содержание никеля резко снижается, а
содержание марганца резко увеличивается с ростом железистости
оливина. Все оливины магматического генезиса содержат кальций.
Концентрация кальция увеличивается с ростом температуры кристаллизации и щелочности магм. Оливины большинства магматических
пород содержат до 0.5 мас.% СаО, а в кимберлитах содержания СаО
могут быть еще выше. Оливины, образованные в резко восстановительных условиях, содержат заметное количество двухвалентного
хрома, замещающего магний. Наряду с никелем в кристаллической
решетке оливина могут присутствовать в примесных количествах такие элементы как Cr, V, Al, Ti, Li, Sc и H.
12
Структура
Кристаллическая структура минералов группы оливина состоит из
изолированных кремнекислородных тетраэдров, поочередно направленных вершинами вверх и вниз, связанных между собой располагающимися между ними катионами (рис. 1.3). Имеются два неэквивалентных набора катионных позиций, связывающих тетраэдры: половина из них расположена между основаниями тетраэдров – это позиции Ml, а половина – между вершиной и основанием тетраэдров – это
позиции М2. В позиции каждого типа катионы находятся в шестерной
координации. Сингония минералов группы оливина ромбическая.
M1
M2
M1
M2
Кремнекислородный
тетраэдр
вершиной вверх
Кремнекислородный
тетраэдр
вершиной вниз
Рис. 1.3. Схематическое изображение структуры оливина.
Показано положение октаэдрических позиций М1 и М2 между изолированными тетраэдрами [SiO4]4–.
13
Оптические свойства и особенности в шлифах
Основные оптические свойства форстерита и фаялита представлены в табл. 1.2. Свойства промежуточных членов ряда меняются аддитивно с изменением состава (рис. 1.4).
Под оптическим микроскопом оливин Fo–Fa ряда легко узнается
по отсутствию окраски, характерным формам выделения (рис. 1.5),
несовершенной спайности, прямому погасанию, высокому рельефу и
высокому двулучепреломлению (табл. 1.2). Состав оливина легко
можно определить по величине угла оптических осей (рис. 1.4).
n 1.88
2V
o
1.86
80
1.84 2VNg
90o
(+)
(-)
2VN
p
o
80
1.80
70o
1.78
60o
ng
1.76
50o
nm
4.2
np
1.74
сть
но
т
о
Пл
1.72
1.70
4.0
3.8
1.68
3.6
1.66
3.4
1.64
3.2
0
Mg2SiO4
Форстерит
20
40
мол.%
60
80
Плотность, г/см3
1.82
100
Fe2SiO4
Фаялит
Рис. 1.4. Изменения оптических свойств и плотности в ряду
форстерит–фаялит (Трегер, 1958).
14
15
фаялит
форстерит
минерал
Np
Cn
(021)
(010)
бесцветный
до
желтоватого
(0.052)
(0.035)
очень
высокий,
положительный
Некоторые оптические характеристики оливинов
характерная
окраска спайоптический погасание,
форма разрезов
ность
рельеф,
в шлифах
двупрелом- удлинение
ление
(L)
(ng–np)
короткопризматические, бесцвет- несовер- от среднего прямое
ный
до высокоизометричные, шестишенная
погаугольные, ромбические
по (010), го,
сание
Nm
положиредко
L=(+)
тельный
по(100)
(021)
по {100},
{011},
{012}
простые
полисинтетические
2VNg =85о
положительный
2VNp=50о
отрицательный
двойники
угол оптических
осей, оптический знак
Таблица 1.2
а)
б)
Рис. 1.5. Кристаллы оливина с несовершенной спайностью и характерными
формами (большой в центре и малый внизу): а – николи Х; б – при 1 николе.
Поперечник поля зрения – около 2 мм. Фото М.А. Богомолова.
Одним из характерных диагностических свойств оливина является
особенность его вторичных преобразований. При регрессивных
процессах с участием летучих (Н2О, СО2) оливин легко замещается водосодержащими минералами. Обычные продукты изменения
высокомагнезиалъного оливина в ультраосновных породах – серпентин (рис. 1.6) и тальк.
Рис. 1.6. Серпентинизация
оливина. Серпентин (голубовато-серый) заполняет трещинки в зернах. Николи Х.
Поперечник поля зрения 5 мм.
Фото М.А. Богомолова.
В начальной стадии замещения эти минералы развиваются в виде
каемок вокруг оливиновых зерен и выполняют трещины, между которыми остаются реликты неизмененного оливина. Так возникает
петельчатая структура замещения, характерная для оливина. При
полном или почти полном замещении зерен их формы сохраняются,
а начальные трещины в псевдоморфозах обнаруживаются по цепочкам зерен магнетита, который образуется совместно с серпентином
в процессе разложения оливина. По магнезиальному оливину также
развиваются карбонат, антофиллит и тремолит.
Вторичные изменения магнезиально-железистого оливина в основных породах выражаются в образовании скрытокристаллических
агрегатов нескольких железистых и магнезиально-железистых ми16
нералов, называемых боулингитом, хлорофеитом и иддингситом.
Боулингит в шлифах окрашен в зеленые цвета, похож на хлорит, но
имеет более высокое двупреломление (0.025) и состоит из смеси
смектита (Mg-содержащего глинистого минерала из группы монтмориллонита), хлорита и серпентина, а близкое по составу колломорфное, оптически изотропное вещество коричневого или зеленого цвета называют хлорофеит. Иддингсит в шлифах окрашен в краснобурые, желто-коричневые тона, имеет высокое двулучепреломление, представляет собой смесь смектита, хлорита, серпентина и гетита.
Пределы устойчивости
Высокобарные фазы. Оливин стабилен в Земле до глубины около
410 км – до верхней границы переходной зоны мантии (410–660 км).
На этой границе, отвечающей одному из главных сейсмических разделов в глубинах нашей планеты, оливин трансформируется в более
плотную модификацию – ромбический вадслеит (рис. 1.7). Вадслеит
на глубине около 660 км превращается в еще более плотную модификацию – кубический рингвудит со структурой шпинели. В области
железистых составов вадслеит не образуется (рис. 1.7).
200
Давление, кбар
рингвудит
150
вадслеит
вадслеит+рингвудит
вадслеит
+оливин
Рис. 1.7. Диаграмма
состав–давление для
системы Mg2SiО4–
Fe2SiО4 при 1200 и
1600оС
(Akaogi,
1987).
оливин+
рингвудит
100
оливин
Mg2SiO4
20
40
мол.%
60
80
Fe2SiO4
17
Условия плавления. Связь Ме–О слабее в железистом минале
оливина (Fa) по сравнению с магнезиальным (Fo). Поэтому в непрерывной серии твердых растворов Fe2SiО4–Mg2SiО4 магнезиальный
член имеет более высокую температуру плавления 1890°С, а железистый – 1205оС (атмосферное давление) (рис. 1.8). С увеличением давления температура плавления оливина увеличивается, однако в присутствии воды она снижается на несколько сот градусов (рис. 1.9).
расплав
идус
ликв
с
ду
ли
со
о
Температура, С
1900
1700
1890
расплав
+ оливин
1500
оливин
1300
1205
Fa
20
40
60
80
Fo
Форстерит, мас.%
Рис. 1.8. Диаграмма плавкости в системе форстерит (Fa)–фаялит (Fo) при давлении 1 атм
(Bowen, Shairer, 1932).
При кристаллизации базитовых и пикритовых расплавов при давлении выше 10 кбар (~35 км) оливин кристаллизуется первым, т.е. является ликвидусной фазой. При повышении давления (до ~140–150 кбар)
минералом ликвидуса (при XMg< 0.7) становится ортопироксен (Орх),
так как имеет место перитектическая реакция:
Ol+SiО2 (в расплаве) Opx.
«Вода» в оливине. Согласно данным ИК спектроскопии и структурных исследований, в структуру номинально безводных минералов (в том числе оливина) входит не вода, а водород, который занимает точечные дефекты, связанные с вакансиями в тетраэдрических (занимаемых Si) и октаэдрических (Mg, Fe) позициях. Для
удобства в большинстве работ содержание водорода или гидроксил-иона в минералах выражается в содержании H2O в % или ppm.
С ростом давления количество «воды» в оливине увеличивается
(рис. 1.10, 1.11).
18
Давление, кбар
оливин
расплав
расплав
оливин+H2O
30
20
Рис. 1.9. Кривые плавления форстерита (Fo) в
сухих и водонасыщенных условиях. Экспериментальные данные (Kushiro, Yoder, 1968; Davis,
England, 1964).
10
0
1200
1400
1600
1800
2000
Температура, оС
0.6
Н2О, мас.%
0.5
0.4
Рис. 1.10. Содержание
Н2О в форстерите в зависимости от давления
(Kohlstedt et al., 1996;
Chen et al., 2002; Lemaire
et al, 2004; Zhao et al.,
2004; Smyth et al., 2006;
Mosenfelder et al, 2006).
0.3
0.2
0.1
0
20
40
60
80
100 120 140
Давление, кбар
19
0
континентальная литосфера
20
En
Давление, кбар
40
астеносфера
60
En, насыщенный Al
80
Ol
Рис. 1.11. Растворимость
воды в верхнемантийных минералах (Еn –
энстатит, Ol – оливин)
как функция глубины
(Mierdel et al., 2007).
100
120
140
0
500
1000 1500 2000 2500
Растворимость воды, ppm
Оливиновый геотермометр. Распределение Mg между расплавом и ликвидусными минералами зависит от температуры.
Для оливинсодержащих расплавов такая зависимость известна
(Roeder, Emsly, 1970), так называемый «оливиновый геотермометр» используется для восстановления температуры кристаллизации расплавов.
Элементы-примеси как индикатор генезиза перидотитов.
Мантийные и коровые оливины отличаются друг от друга набором и количеством элементов-примесей (рис. 1.12). Например,
повышение давления препятствует вхождению кальция в структуру оливина. Граница между мантийными ксенолитами и магматическими породами устанавливается по содержанию CaO в
оливине порядка 0.1 мас.%. Содержание хрома в оливине позволяет оценивать окислительно-восстановительные условия в расплавах и в составе протолита, из которого они выплавлялись. По
соотношению содержаний Ni и Mn в ликвидусном оливине мож-
20
но определить состав мантийного источника, из которого выплавлялся расплав.
Распространенность в природе
Оливин входит в состав перидотитов, слагающих верхнюю
мантию; он является породообразующим минералом многих
магматических пород как ультрамафических (перидотиты, пикриты, коматииты, кимберлиты, лампроиты), так и мафических
(базальты, габбро). Оливин встречается не только в мантийных,
но и в коровых метаморфических и метасоматических породах.
В мантийных породах магнезиальный оливин является единственным главным минералом дунитов, в других перидотитах он
ассоциирует с магнезиальными орто- и (или) клинопироксенами, хромистой шпинелью, ильменитом. В более глубинных разностях перидотитов в парагенезисе с оливином и пироксенами
возможно присутствие граната и хромита.
Природа оливина в магматических породах может быть двоякой. Часто он зонален, и ядро его может быть реликтовой фазой мантийного субстрата – рестита, остающегося в результате
выплавления пикритовых или базальтовых магм, а краевые зоны могут возникать в результате кристаллизации магнезиального расплава (рис. 1.12, 1.13).
В вышеперечисленных породах основного и ультраосновного
состава присутствуют
магнезиальный и магнезиальножелезистый оливин. Железистый оливин, вплоть до чистого фаялита, в небольших количествах встречается в некоторых кварцсодержащих субщелочных и щелочных вулканических и интрузивных породах. Наиболее распространен он в кварцевых сиенитах, где находится в ассоциации со щелочным полевым шпатом,
средним или кислым плагиоклазом, различными темноцветными
минералами и небольшим количеством кварца. Встречается он и
в кислых пегматитах.
Оливин образуется и при метаморфических процессах. Магнезиальный оливин возникает при метаморфизме серпентинитов
и тальк-карбонатных пород. Форстерит образуется в силикатных
мраморах и магнезиальных скарнах согласно реакции:
2CaMg(CО3 )2 +SiО2=Mg 2 (SiО4 )+2СаСО3 +2СО2 .
доломит
форстерит кальцит
При региональном метаморфизме железисто-кремнистых пород образуются эвлизиты, в которых фаялит ассоциирует с железистыми пироксенами.
21
В оливине глубинных магматических пород иногда проявлены пластинчатые структуры распада твердого раствора. В щелочных-ультраосновных магматических породах и в кимберлитах развит монтичеллит. В крайне высокотемпературных метаморфических породах помимо монтичеллита развиты кальциевые аналоги оливина – кальциооливин и ларнит. В богатых марганцем метаморфических породах встречаются тефроит Мn 2SiО4
и кнебелит МnFeSiО4.
Сr,ppm
2000
магматическая
кайма
реликтовое
мантийное
ядро
90 Fo%
88
Ol
магматиреликтовое
ческая
мантийное
кайма
ядро
1600
86
1200
84
82
800
80
78
400
500 мкм
76
0
магматическа
V,ppm
кайма
20
18
реликтовое
мантийное
ядро
R, мкм
Li,ppm
90 Fo%
90 Fo%
2.0
88
88
16
86
14
84
12
82
10
80
8
1.6
86
84
1.2
82
80
0.8
78
78
6
4
76
0
R, мкм
500
500
76
0.4
0
R, мкм
500
Рис. 1.12. Зональный кристалл оливина с ядром из мантийного
субстрата (Fo 94–88 ) и каймой, образованной из пикритового расплава (Fo 88–82 ). Хорошо видно различие в содержаниях микроэлементов – Cr, V, Li (серые поля) между ядром и каймой. Черная линия – изменение состава оливина (Fo) от центра к краю.
Ксенокрист из пикрита Тараташского блока, Ю. Урал.
22
реликтовое ядро
Mg
кристаллизация
из расплава
реликтовое ядро
кристаллизация
из расплава
XMg
Fe2+, XМg
0.8
1.8
Mg
0.7
1.7
0.6
0.5
1.6
2+
Fe
0.4
1.5
0.3
1.4
400
300
200
100
0
100
200
расстояние, мкм
300
0.2
400
Рис. 1.13. Зональность в оливине, проявленная на изображении
в отраженных электронах сканирующего электронного микроскопа и соответствующих микрозондовых профилях. Ядро (выделено пунктирной линией на фотографии) – реликтовый оливин перидотита, из которого выплавлялся пикритовый расплав,
кайма – магматический оливин. Пикрит. Южный Урал.
23
ГРУППА ГРАНАТА
Группа граната объединяет островные силикаты с общей формулой X3Y2Si3О12, где Х – Mg2+, Fe2+, Mn2+, Ca2+ (примеси Zn, Y3+, Na);
Y – Al3+, Fe3+, Cr3+ (Ti3+,4+, Ti3+, Fe2+, Zr, Sn). В позиции кремния могут находиться также некоторые количества Al, Ti4+, Fe3+, 2+ и P.
Минералы этой группы широко распространены во многих типах
кристаллических горных пород коры и мантии Земли.
Классификация и состав граната
Для граната характерен большой спектр изоморфных замещений,
поэтому приведенные в табл. 1.3 минералы в чистом виде встречаются довольно редко. Наибольшее распространение имеют гранаты
пироп–альмандин–спессартин–гроссулярового ряда твердого раствора (изоморфизм Fe2+Mg2+Mn2+Ca2+) и его краевых тройных систем (Fe2+Mg2+Mn2+, Fe2+Mg2+Ca2+ и др.), а также так
называемые грандитовые гранаты, в которых смешение происходит
между гроссуляром и андрадитом (Al3+Fe3+). В литературе можно
встретить упоминание «пиральспитовых» и «уграндитовых» гранатов, отвечающих твердым растворам пироп–альмандин–спессартин и
уваровит–гроссуляр–андрадит, соответственно. Гранаты, содержащие в структуре гидроксил–ион, называются гидрогранатами. Самым распространенным минералом этой группы является гидрогроссуляр, имеющий формулу Ca3Al2[SiO4]3–х(OH)4х.
Основные минералы группы граната
Название
Химическая формула
Альмандин
Fe3Al2Si3O12
Пироп
Mg3Al2Si3O12
Спессартин
Mn3Al2Si3O12
Гроссуляр
Са3Al2Si3O12
Андрадит
Ca3Fe2Si3O12
Уваровит
Са3Cr2Si3O12
Са3Ti2(Si,Fe+3)3O12
Шорломит
Кноррингит
Mg3Cr2Si3O12
Fе3Fe3+2Si3O12
Скиагит
Мэйджорит
(Mg,Ca)3MgSi4O12
Таблица 1.3
Гранат легко приспосабливает свой химический состав и морфологию к меняющимся внешним условиям – химическому составу
среды, термодинамическим параметрам (Р, Т, f ) и деформациям.
Вследствие этого кристаллы граната нередко обладают зональным
химическим строением. Яркой иллюстрацией концентрической рос24
товой зональности являются куполовидные профили содержания
марганца в метаморфических гранатах (рис. 1.14). Возникновение
марганцевых «куполов» связано с локальным вычерпыванием марганца растущими кристаллами. В целом же в гранатах можно встретить самые разнообразные типы ростовой зональности (концентрическая, осциляторная, блоковая, пятнистая, линейная и др.), отличающиеся не только по морфологии и типу изоморфных замещений,
но и по степени изменения состава.
1.0
0.24
#Mg
Ca
0.22
0.8
0.20
0.7
0.18
0.6
0.16
0.5
0.14
0.4
0.12
0.3
0.10
0.2
0.08
Mg/(Mg+Feобщ)
Mn и Ca, ф.е.
0.9
Mn
0.06
0.1
центр
край
0.0
0
50
100
150
край
200
250
300
0.04
Расстояние, мкм
Рис. 1.14. Изменения содержаний Mn и Ca (ф.е.) и #Mg=(Mg/[Mg + Fetot]) на
профиле через гранат из высокобарного метакварцита, З.Альпы
(Pelletier, Müntenerb, 2006).
Гранаты чаще всего встречаются в горных породах в виде изолированных кристаллов, их размер может варьировать от первых десятков микрон до первых десятков сантиметров. Изолированные
гранаты нередко бывают идиоморфными; для них характерны ромбододекаэдрические, тетрагон-триоктаэдрические, либо комбинированные из этих форм кристаллы. Но наибольшее распространение в
горных породах имеют ксеноморфные гранаты. Они образуют изолированные кристаллы, агрегаты зерен или находятся в симплектитовых срастаниях с другими минералами. Некоторые ксеноморфные
гранаты весьма примечательны по своей морфологии. Так, в метаморфических породах нередко можно встретить атолловидные (или
футляровидные) кристаллы (рис. 1.15а), внутренние части которых
выполнены минеральными агрегатами или отдельными минералами.
Не менее примечательны гранаты, имеющие структуру снежного
25
кома (например, рис. 1.15б), отражающую вращение растущего кристалла в ходе деформации породы.
а)
б)
Рис. 1.15. Необычные морфологические типы метаморфических гранатов: а –
атолловидный гранат из амфиболизированного эклогита, Даби, Китай.
Изображение в отраженных электронах; б – гранат из сланца со структурой
снежного кома на карте содержания Mn (концентрация снижается от красного цвета к синему) (Robyr et al., 2007).
Структура
Гранат кристаллизуется в кубической сингонии, лишен спайности. Это островной силикат с изолированными кремнекислородными
тетраэдрами. Связь между тетраэдрами осуществляется через трехвалентные катионы (Al, Cr, Fe3+ и др.), имеющие октаэдрическую
координацию. Двухвалентные катионы (Mg, Fe2+, Ca, Mn) окружены
8 атомами кислорода (рис. 1.16), образующими искаженный куб.
Оптические свойства и особенности в шлифах
Гранат легко распознается в шлифах благодаря изотропности,
высокому рельефу (исключение составляют гидрогранаты), форме
кристаллов и отсутствию спайности. Встречаются, однако, анизотропные разновидности – некоторые гроссуляр-андрадитовые гранаты (грандиты) из контактово-метасоматических пород. Различие
между разновидностями граната выявляются с помощью электронно-зондового микроанализа.
26
Y
X
Рис. 1.16. Структура граната в проекции на
плоскость XY (Geiger, 2008). Полиэдрами
показаны тетраэдрические и октаэдрические
позиции, шары – двухвалентные катионы.
Пределы устойчивости и нахождение в природе
Гранаты наиболее широко распространены в коровых и мантийных метаморфических комплексах. Их можно также встретить в метасоматических породах, пегматитах и ряде магматических пород.
Метаморфические гранаты появляются в породах средней и высокой ступеней метаморфизма. В зональных метаморфических комплексах умеренного давления (барровианский тип 1 ) даже выделяется гранатовая зона, маркирующая появление этого минерала при
повышении температуры (степени) метаморфизма. Составы метаморфических гранатов, как правило, соответствуют Fe–Mg–Ca–Mn
ряду твердого раствора.
Термодинамические расчеты, подкрепленные природными наблюдениями, показывают, что в метапелитах гранат появляется в
ассоциации с биотитом и хлоритоидом 2 при температуре около
500оС (рис. 1.17). Повышение температуры способствует увеличе-
1
В честь Дж. Барроу, впервые выделившего зональный метаморфизм на Шотландском нагорье.
2
островной алюмосиликат, имеющий формулу
(Fe2+,Mg,Mn)2(Al,Fe3+)Al3Si2O10(OH)4
27
нию магнезиальности 1 граната, исчезновению в парагенезисе хлоритоида и появлению ставролита, силиката глинозема (кианита, силлиманита или андалузита) или кордиерита (рис. 1.17). В метапелитах
высоких ступеней метаморфизма гранат ассоциирует с кордиеритом,
ортопироксеном, богатым фтором и титаном биотитом, шпинелью,
сапфирином, силикатами глинозема, корундом. Пределы стабильности гранатсодержащих ассоциаций в метапелитах распространяются
на очень высокие температуры. Так, парагенезис гранат+сапфирин+кварц сменяет ортопироксен-силлиманитовую ассоциацию при температурах более 1000оС.
Cld
Grt Bt As
20
гранат
Fe/Fe+Mg
5
0.7
0.7
0.8
0.9
Cld
Grt
FeO
15
0.5
As
0.
6
MgO
Grt
FeO
Bt
MgO
Cld
Grt St Bt
s
Bt A
Gr t
St
10
Alm
FeCld
St
Grt
FeO
An n
Ky
Sil
MgO
Cld B
t
G rt C
Chl
MgO
Grt
FeO
5
Grt Chl
St Bt
Bt
hl
Давление, кбар
Bt
Bt
Si l
An d
0
As
Bt Crd
t
Gr
z
Qt
s
s
M s Kf
A
Ky
A nd
Crd
Grt
FeO
Bt
MgO
0.85
400
500
600
700
800
о
Температура, С
Рис. 1.17. Гранатсодержащие парагенезисы в метапелитах по
результатам термодинамического моделирования (Spear,
Cheney, 1989). Пунктирные линии с цифрами – железистость
(XFeGrt(#Fe)=Fe/(Fe+Mg)) граната.
1
Магнезиальность минерала #Mg=Mg/(Mg+Fe2+); #Fe=1– #Mg.
28
Появление граната в метабазитах отвечает переходу от фации зеленых сланцев к амфиболитовой фации при температурах ~600–
650оС и давлении до 10 кбар. При более высоком давлении поле стабильности граната расширяется. Например, при 25 кбар его рост начинается при температуре ~500оС, что соответствует переходу от
фации глаукофановых сланцев к эклогитовой фации. Верхний предел Р–Т стабильности граната в эклогитовом парагенезисе простирается до Р–Т условий переходной зоны мантии.
Гранат может образовываться в перидотитах при увеличении
давления или при субизобарическом остывании в соответствии с
минеральной реакцией:
шпинель + ортопироксен = гранат+оливин.
(1.1)
Но возможен и другой механизм появления граната в этих породах. Он связан с привносом флюидом в мантийный субстрат алюминия, кальция, кремния, калия и других компонентов, необходимых
для роста граната и других минералов (например, флогопита, магнезита и др.).
Гранаты, растущие из мантийного субстрата, в отличие от большинства коровых гранатов, характеризуются повышенными содержаниями магния и хрома. При давлении свыше 40 кбар в гранате
появляется мэйджоритовая составляющая, отвечающая изоморфному замещению 2(Al)(MgSi) (возможно также образование кальциевого и даже натрового мейджорита). Количество мэйджоритового граната с глубиной закономерно увеличивается (рис. 1.18). Например, в гранатовом лерцолите с острова Отроу, Норвегия, образованном при 120 кбар, содержание мэйджоритового компонента в
гранате достигает 19 мольн.% (3.19 формульных единиц Si)
(Spengler et al., 2006). Обратим внимание, что мэйджоритовая составляющая в природных гранатах нередко отсутствует, преобразуясь в ходе декомпрессии в ориентированные вростки (ламелли) ортопироксена (рис. 1.18). По относительному содержанию вростков
устанавливается мольная доля мэйджорита в исходном гранате.
В перидотитовых гранатах иногда встречается минал ультравысокобарного железистого скиагита. Его содержания, как правило, не
высоки (первые мольные %), что обусловлено относительно низкой
железистостью перидотитов и восстановительными условиями в
мантии.
Гранаты андрадит–гроссулярового ряда характерны, прежде всего, для скарнов – продуктов высокотемпературного реакционного
взаимодействия алюмосиликатных пород с известняками в присутствии флюида. В известковых скарнах гранат наряду с клинопироксеном диопсид–геденбергитового ряда и вовсе является типоморфным минералом. В другом типе контактово-реакционных метасоматитов – родингитах – высококальциевых породах, возникающих на
29
границе серпентинитов и габброидов, типоморфным минералом является гидрогроссуляр.
Гранаты в магматических породах имеют ограниченную распространенность. Встречаются они преимущественно в плутонических
породах кислого состава, находящихся в древних кратонах или в
более молодых складчатых областях (орогенах), где происходило
анатектическое плавление корового субстрата. Магматические гранаты иногда можно встретить в гранитных пегматитах.
0
0
ус
ид ери
ус до
т
вид
ол
ли к
сух
о
с йп
Opx
ит
100
50 мкм
з
бе
Давление, кбар
O 12
i)Si 3
S
g
(M
5%
100
10 %
Mg 3
20%
O px
200
300
Глубина, км
а
ат
графи
т
а лм а
з
1%
ан
гр
50
в Gr t
400
Переходная зона мантии
150
600
800
1000 1200 1400
о
Температура, С
1600
1800
Рис. 1.18. Изоплеты содержания мейджорита в пироповом гранате на Р–Т диаграмме (Van Roermund et al.,
2000). На врезке показаны ориентированные вростки ортопироксена в гранате из перидотита на острове Остроу,
Норвегия (Van Roermund, Drury, 1998).
Пределы Р–Т стабильности некоторых широко распространенных
крайних членов твердого раствора, полученные на основе экспериментальных и термодинамических данных, приводятся на рис. 1.19.
Обратим внимание, что распад андрадита с образованием магнетита
и волластонита зависит от фугитивности кислорода: температура
этой реакции в условиях буфера QFM на ~50оС ниже, чем в более
30
окислительных условиях, создаваемых буфером NNO. Пироп, в отличие от многих других миналов граната, образуется лишь при давлении
выше 15 кбар как в сухой, так и в водной системе (рис. 1.19б). Это, однако, не исключает присутствие пиропового компонента в низкобарических гранатах метаморфических и магматических пород.
NNO
QFM
а)
Давление, кбар
15
Adr
+
флюид
Mag
+
Wo
+
флюид
10
Grs e An
G
Wo
5
Alm tz
Q
Hc Fa
0
700
50
Давление, кбар
40
30
Рис. 1.19. Поля стабильности некоторых
миналов граната на
Р–Т диаграмме:
а – андрадит+H2O
(Gustafson,
1974),
гроссуляр (Perkins et
al., 1977) и альмандин (Anovitz et al.,
1993); б – пироп и
пироп+Н2О (Fockenberg, 2008).
800
900
1000
1100
Температура, оС
б)
Tlc
+
Chl
+
MgSur
Tlc
+
Chl
+
MgCtd
20
Prp+H2O
Tlc
+
Chl
+
Ky
Prp
Ta+Chl+MgSt
En+Crn
En+Spr+Al2SiO5
10
0
600
700
800
900
1000
о
Температура, С
Вторичные изменения
Несмотря на высокую механическую прочность и способность
приспосабливаться к меняющимся внешним условиям за счет вариации химического состава, гранат подвержен разнообразным вторичным изменениям, которые помогают восстановить метаморфиче31
скую эволюцию граната. Можно выделить три основных типа преобразования граната:
– образование реакционных (келифитовых) кайм;
– замещение по трещинам;
– изменение химического состава в результате диффузии.
Образование моно- или полиминеральных кайм вокруг граната
происходит в результате его реакции с минералами матрикса пород
вследствие изменения термодинамических условий. Реакционные
каймы, образование которых связано со снижением давления, широко развиты в гранатовых перидотитах. Примером могут служить
каймы вокруг гранатов в перидотитах Карпат, сложенные шпинельортопироксеновыми симплектитами (рис. 1.20а). Эти структуры образовывались при снижении давления (подъеме породы) в ходе реакции граната с оливином, обратной (1.1).
Вокруг эклогитовых гранатов при декомпрессии также возникают келифитовые каймы. Наиболее распространены каймы, сложенные амфиболом и плагиоклазом, отражающие протекание реакции
гидратации:
гранат+омфацит + Н2О = амфибол + плагиоклаз.
При относительно низкотемпературном регрессивном метаморфизме в сланцах и гнейсах вокруг граната часто развиваются кварцхлоритовые каймы, возникающие вследствие снижения температуры
и воздействия на породу водного флюида:
гранат + Н2О = хлорит + кварц.
Регрессивные реакции разложения граната широко развиты и в
метапелитах. Одна из наиболее распространенных:
гранат + кварц = кордиерит + ортопироксен
ведет к образованию кордиерит-ортопироксеновых симплектитов
(рис. 1.20б).
Флюидное воздействие на гранат не всегда приводит к его замещению новыми фазами по периферии зерна. Изменение состава граната может происходить по линейным зонам и (или) ветвящимся
каналам, отвечающим путям миграции водосодержащего флюида
через кристалл. Ярким примером такого рода замещения служат
зерна гранулитового граната из ширзоны в комплексе Бергенские
Дуги, Норвегия, в которых развиваются линейные зоны, выполненные новым эклогитовым гранатом и омфацитом (рис. 1.20в).
32
б)
a)
Qtz
Crd
Qtz
Opx
Grt
Crd+Opx
Qtz
Opx
1000 m
0.50
Grt
2
Gr t
2
Grt1
г)
состав граната
C px
Mg/(Mg+Fe)
в)
0.45
моделирование
0.40
0.35
край зерна
0.30
0
100
200
Расстояние, мкм
300
Рис. 1.20. Вторичные изменения в гранатах: а – замещение граната шпинель-пироксеновым келифитом. Гранатовый перидотит, Карпаты (Medaris
et al., 2003); б – реликтовое зерно граната, замещаемое кордиеритортопироксеновыми симплектитами. Гнейс, комплекс Лимпопо, Южная
Африка. Фото Л.Л. Перчука; в – линейные участки в гранате, выполненные гранатом нового состава (Grt2) и клинопироксеном. Эклогит, Норвегия (Перчук, 2002). Изображения а–в выполнены в отраженных электронах сканирующего электронного микроскопа. г – регрессивная диффузионная зональность в краевой части граната и ее моделирование. Гнейс,
Антарктика (Ganguly, 2000).
Важно понимать, что многие гранаты образуются при температуре более 600оС, превышая, таким образом, блоковую температуру 1
диффузии в этом минерале. Это означает, что ростовая зональность
в гранатах может сглаживаться за счет диффузии. Состав граната
может также меняться за счет диффузионного обмена катионами с
сосуществующими Fe–Mg минералами (биотитом, кордиеритом и
др.) при изменении температуры. Это приводит к образованию диффузионной зональности в гранате (рис. 1.20г). Диффузионные про1
Блоковая температура – минимальная температура, при которой практически
прекращается диффузия в минерале.
33
фили в гранатах весьма информативны, так как позволяют восстанавливать скорости охлаждения (нагревания) и подъема (погружения) пород и (или) продолжительность этапов метаморфизма.
Гранат – сенсор температуры и давления
Гранат является островным метасиликатом и, согласно принципу фазового соответствия Л.Л. Перчука, обменные минеральные равновесия с его участием являются эффективными (чувствительными к изменению температуры) геотермометрами. Термодинамические основы минеральной термобарометрии с участием
граната рассмотрены в многочисленных публикациях (например,
Перчук, 1970).
Гранат участвует в минеральных реакциях, приводящих к замещению одних минералов другими (смещенные реакции). Реакции такого типа зависят как от температуры, так и от давления. В
качестве примера можно рассмотреть реакцию разложения кордиерита с образованием Fe–Mg граната, силлиманита и кварца:
кордиерит = гранат + силлиманит + кварц,
характерную для метапелитов. В плагиоклазсодержащих породах
разного протолита широко распространена реакция с участием
кальциевого минала граната:
анортит = гроссуляр + Al2SiO5 + кварц.
Появление высокочувствительных аналитических приборов
способствовало созданию серии минералогических термометров и
барометров, основанных на содержаниях редких и рассеянных
элементов в гранате. Здесь можно упомянуть термометры, основанные на содержании иттрия в гранате и на разделении никеля
между гранатом и оливином; барометр, который базируется на
гадолиний-диспрозиевом отношении в гранате.
Отметим также, что возрастание давления способствует вхождению в кристаллическую решетку граната протонов (рис. 1.21),
что фактически превращает это номинально безводный минерал в
водосодержащий. Содержание «воды» является своеобразным
индикатором повышенного давления при метаморфизме в условиях верхней мантии.
Роль граната в петрологии трудно переоценить, так как он, будучи широко распространенным во многих типах горных пород, является важнейшим индикатором термодинамической эволюции метаморфических и магматических процессов. Использование граната в
изотопной геохронологии для восстановления абсолютного возраста
34
(Lu–Hf, Sm–Nd, U–Th–Pb методы) лишь усиливает исключительную
значимость этого минерала для изучения геологических процессов.
Содержание воды, ppm
140
Рис. 1.21. Содержание
«воды» в гранате из
эклогитов Кокчетавского массива, Казахстан,
имеет положительную
корреляцию с давлением (Katayama et al.,
2006).
120
100
80
60
40
20
0
10
20
30
40
50
Давление, кбар
60
70
МИНЕРАЛЫ Al2SiO5
Полиморфные модификации силиката алюминия – андалузит,
силлиманит и кианит – обладают одинаковым химическим составом,
но разной структурой, физическими свойствами и Р–Т условиями
стабильности. Последнее определяет исключительно важную роль
этих минералов в метаморфической петрологии, так как присутствие
того или иного из них в породе указывает на вполне определенные
термодинамические условия без привлечения аналитических и термобарометрических методов исследования. Самой низкотемпературной и низкобарической модификацией Al2SiO5 является андалузит. Кианит – наиболее плотная высокобарическая модификация,
стабильная в широком температурном диапазоне. Силлиманит занимает промежуточное положение между андалузитом и кианитом, он
стабилен только при температуре выше так называемой «тройной
точки» – места пересечения граничных линий между фазами при
температуре 500оC и давлении 3.8 кбар (рис. 1.22).
Кианит
Кианит (синоним – дистен) – высокобарический полиморф
Al2SiO5, островной силикат алюминия. Химический состав минерала
постоянный, в качестве примесей в структуру могут входить Fe3+ и
Cr3+. Кианит образует удлиненные столбчатые кристаллы (рис. 1.23),
реже таблитчатые, сноповидные, радиально-лучистые агрегаты.
35
30
20
силлиманит
10
Глубина, км
кианит
андалузит
200
600
400
800
о
Температура, С
1000
Рис. 1.22. Поля стабильности полиморфов Al2SiO5
на Р–Т диаграмме (Holdaway, 1971).
а)
б)
Рис. 1.23. Кианит: а – кристаллы кианита из кварцевой жилы среди метаморфитов. Минас Жераис, Бразилия; б – фото шлифа кианитового кварцита
(без анализатора), Северное Забайкалье. Диаметр поля зрения 5 мм. Фотографии Э.М. Спиридонова.
Физические свойства
Цвет кианита синий (различной интенсивности), голубой до белого, иногда зеленый, серый. Блеск стеклянный, на плоскостях
спайности иногда перламутровый. Спайность совершенная по (100)
и средняя по (010). По (001) часто наблюдается отдельность. Двойники могут быть простыми или пластинчатыми, причем полисинтетическое двойникование по (100) является обычным. Твердость зависит от направления: параллельно удлинению кристалла – 4.5; в
поперечном направлении – 6; на гранях (010) и (110) – 7. Плотность
3.53–3.65 г/см3.
36
Оптические свойства
В шлифах кианит обычно бесцветный (рис. 1.23б), для окрашенных разновидностей характерен плеохроизм: по Np – бесцветный, по
Nm – фиолетово-голубой, по Ng – кобальтово-синий. Рельеф минерала высокий (показатели преломления: np=1.712–1.718; nm=1.721–
1.723; ng=1.727–1.734). Двупреломление низкое (интерференционая
окраска конца первого порядка). Плоскость оптических осей почти
перпендикулярна грани {100} (рис. 1.24) и наклонена приблизительно на 30о к грани {100} или к оси с, угол погасания по отношению к
оси с колеблется от 30о до нуля на разных разрезах: на (100)
c:Ng=27–32o, на (010) c:Ng=5–8o, на (001) с:Ng=0–3o. Удлинение кристаллов кианита положительное. Минерал двуосный отрицательный,
2V=82о, дисперсия оптических осей слабая r>v.
Структура
Кианит кристаллизуется в триклинной сингонии (рис. 1.24а). В
основе его структуры лежит искаженная плотнейшая упаковка атомов кислорода со слоями, параллельными (110). Благодаря этому
кианит более чем на 10% плотнее силлиманита и андалузита. Структуру кианита образуют цепочки рутилового типа [AlO6]-октаэдров,
связанные между собой изолированными тетраэдрами [SiO4 ]
(рис. 1.24б). Часть октаэдров находится вне цепочек.
а)
б)
Рис. 1.24. Кианит: а – морфология кристалла и ориентировка оптических
осей
(Трегер,
1952);
б
–
структура
(http://ruby.colorado.edu/~smyth/min/aluminos.html).
37
Парагенезисы и минеральные реакции с участием кианита
Кианит – типичный минерал высокоглиноземистых пород в комплексах регионального метаморфизма, где он встречается в парагенезисе с гранатом, ставролитом, хлоритоидом, тальком и белой слюдой (мусковитом, фенгитом). Кианит широко распространен также в
коровых эклогитах из субдукционных комплексов и в мантийных
эклогитах из нодулей в кимберлитовых трубках.
В глиноземистых породах малых ступеней метаморфизма кианит
может появляться в результате реакции разложения пирофиллита
при температуре несколько выше 400оС:
пирофиллит=кианит+кварц+флюид.
Кианит в метапелитах участвует в многочисленных высокотемпературных реакциях, связанных, например, с разложением ставролита:
ставролит=гранат+шпинель+кианит+Н2О,
или с взаимодействием граната и жедрита:
жедрит+гранат=ортопироксен+кианит+кварц+Н2О.
Кианит, как правило, образуется при реакциях дегидратации, но в
парагенезисе с биотитом и кварцем появляется в результате реакции
гидратации:
кордиерит+ортоклаз+Н2О=биотит+кианит+кварц.
Большое разнообразие минеральных реакций с участием кианита
связано с мантийными глубинами. Здесь важным индикатором высокого давления является ассоциация талька с кианитом, образованная по реакции:
хлорит+кварц=тальк+кианит+Н2О.
Породы, состоящие из талька, кианита, фенгита и граната часто
называют белыми сланцами. Мировую известность эти породы приобрели в местечке Дора-Майра, Альпы, где в гранате был впервые
диагностирован коэсит – высокобарная модификация SiO2. Белые
сланцы с коэситом обнаружены также в Кокчетавском массиве, Казахстан (рис. 1.25).
38
Рис. 1.25. Тальк–кианит–фенгит–гранатовый сланец.
Участок Кулет, Кокчетавский массив, Казахстан.
В породах эклогитовых комплексов кианит и жадеит могут развиваться по парагониту при повышении давления:
парагонит=жадеит+кианит+Н2О.
Отметим еще одно равновесие с участием кианита, плагиоклаза и
акцессорных минералов:
сфен+кианит=анортит+рутил.
Оно весьма чувствительно к изменению давления, т.е. является
минералогическим барометром.
Силлиманит
Силлиманит – высокотемпературный полиморф Al2SiO5 (рис. 1.22).
Для него характерен постоянный химический состав. Силлиманит
кристаллизуется в ромбической сингонии, образует тонкие призматические или игольчато-волокнистые кристаллы (рис. 1.26). Агрегаты волокон силлиманита называются фибролитом.
Физические и оптические свойства
Кристаллы силлиманита обычно бесцветные или белые, встречаются также бурые, серо- и голубовато-зеленые разности. Силлиманит имеет совершенную спайность по (010), твердость 6.5–7.5, плотность 3.24 г/см3.
39
а)
б)
Рис. 1.26. Силлиманит в графит–биотит–мусковитовом гнейсе. Хамар-Дабан,
Прибайкалье. Фотография шлифа: а – без анализатора; б – с анализатором. Поперечник поля зрения около 5 мм. Фотографии Э.М. Спиридонова.
В шлифах силлиманит, как правило, бесцветный (рис. 1.26), редко пятнисто-коричневый со слабым плеохроизмом Ng>Nm>Np. Рельеф ниже, чем у кианита (показатели преломления: np=1.657–1.660;
nm=1.658–1.661; ng=1.677–1.682), двулучепреломление второго порядка 0.020–0.022. Для призматических кристаллов, волокон и поперечных сечений, имеющих совершенную спайность, характерно
прямое погасание, положительное удлинение. Кристалл оптически
положительный, 2V=21–30o, дисперсия оптических осей сильная
r>v. Ориентировка оптических осей в кристалле силлиманита показана на рис. 1.27а.
а)
б)
Рис. 1.27. Силлиманит: а – морфология кристалла и ориентировка оптических
осей
(Трегер,
1952);
б
–
структура
(http://ruby.colorado.edu/~smyth/min/aluminos.html).
40
Структура
Основу структуры силлиманита составляют цепочки [AlO6]-октаэдров,
параллельных оси с (рис. 1.27б). Октаэдры сочленяются общими
ребрами, а боковая связь между цепочками осуществляется [SiO4]- и
[AlO4]-тетраэдрами. Таким образом, ионы алюминия равномерно
распределены в структуре силлиманита между кислородными тетраэдрами и октаэдрами.
Парагенезисы и минеральные реакции
Силлиманит – типоморфный минерал высокотемпературных метаморфических пород, прежде всего метапелитов.
Появление силлиманита в метапелитах часто связано с разложением парагенетических ассоциаций ставролита:
ставролит+мусковит+кварц=гранат+силлиманит+биотит+Н2О,
ставролит+мусковит+хлорит=силлиманит+биотит+Н2О.
Эти реакции маркируют начало так называемой силлиманитовой зоны – области в зональном метаморфическом комплексе с одинаковой
степенью метаморфизма (одинаковыми термодинамическими условиями). Здесь силлиманит ассоциирует с гранатом, биотитом, кварцем,
иногда с плагиоклазом. Линия появления индекс-минерала (например,
силлиманита) в метаморфическом комплексе называется изоградой.
Образование силлиманита может быть следствием повышения
температуры в мусковит-кварцевой ассоциации:
мусковит+кварц=силлиманит+калишпат+Н2О.
Эта реакция, как и многие другие, связанные с повышением температуры метаморфизма, сопровождается выделением воды. Вследствие этого возможно частичное плавление породы, сопровождаемое
ростом силлиманита:
мусковит+кварц+Н2О=силлиманит+расплав.
Одним из важнейших индикаторов высокотемпературных условий метаморфизма (гранулитовая фация) является ассоциация силлиманита с ортопироксеном. Ее образование может быть связано с
реакцией:
гранат+кордиерит=ортопироксен+силлиманит.
Обратим внимание, что поле термодинамической стабильности
ортопироксена с силлиманитом весьма чувствительно к содержанию
41
Al2O3 в породе: при снижении концентрации Al2O3 оно сужается,
вплоть до полного исчезновения в низкоглиноземистых метабазитах.
Верхний температурный предел стабильности ассоциации ортопироксен+силлиманит превышает 900оС и обусловлен появлением
сапфирина с кварцем:
ортопироксен+силлиманит=сапфирин+кварц.
Парагенезис сапфирин+кварц нередко рассматривается как типоморфный для ультравысокотемпературного метаморфизма, с минимальной температурной границей 900оС.
Наряду с силлиманитом в глубинных породах можно встретить
реликтовые кристаллы кианита, сохранившиеся благодаря низкой
скорости полиморфного превращения кианитсиллиманит.
Андалузит
Андалузит – островной силикат, низкотемпературная и низкобарическая полиморфная модификация Al2SiO5. В составе андалузита
иногда отмечаются примеси Fe2O3 и Mn2O3. Андалузит кристаллизуется в ромбической сингонии, образует вытянутые призматические
кристаллы (рис. 1.28а) с поперечным сечением близким к квадратному или ромбовидному.
а)
б)
Рис. 1.28. Андалузит. а – морфология кристалла и ориентировка оптических
осей
(Трегер,
1952);
б
–
структура
(http://ruby.colorado.edu/~smyth/min/aluminos.html).
42
Физические и оптические свойства
Кристаллы андалузита розового цвета, но могут быть белыми, серыми, фиолетовыми, желтыми или даже зелеными. Спайность совершенная по (110), твердость 7.5, плотность 3.14 г/см3.
Андалузит в шлифах (рис. 1.29) обычно бесцветный, но бывают слабоокрашенные разности: по Np – розово-красный, по Nm и
Ng – бледно-зеленый. Рельеф средний: по np=1.629–1.640; по nm=
=1.633–1.644; по ng=1.638–1.651, двупреломление – первый порядок 0.009–0.011. Погасание прямое, удлинение отрицательное.
Кристалл оптически отрицательный, 2V=83–85о, дисперсия оптических осей слабая r<v.
б)
а)
Рис. 1.29. Порфиробласты андалузита в графит–андалузит–биотит–
кварцевом сланце. Хамар-Дабан, Прибайкалье. Фотографии шлифа: а – без
анализатора; б – с анализатором. Поперечник поля зрения около 7 мм. Фотографии Э.М. Спиридонова.
Структура
Структура андалузита состоит из цепочек [AlO6]-октаэдров, параллельных оси с (рис. 1.28б) и объединенных общими ребрами.
Боковая связь между цепочками осуществляется через [SiO4]-тетраэдры и полиэдры c Al, находящимися в необычной – пятерной –
координации.
Парагенезисы и минеральные реакции
Андалузит встречается в малоглубинных глиноземистых породах
зональных метаморфических комплексов. Классический комплекс
подобного рода находится в Шотландском нагорье, район Бухан
(Buchan). Здесь выделяется несколько метаморфических зон, среди
которых есть и андалузитовая. В ней одноименный минерал ассо43
циирует с биотитом и кордиеритом. Андалузит встречается и в ставролитовой зоне, где находится в ассоциации со ставролитом, кордиеритом, биотитом и гранатом. Андалузит можно встретить и в
комплексах регионального метаморфизма, например, в Приэльбрусье среди слюдистых сланцев г. Чегет. Андалузит в ассоциации с
кордиеритом широко распространен среди роговиков, встречается
также и среди метасоматических пород.
В шлифах можно наблюдать как прогрессивную (сопровождаемую ростом температуры) реакцию замещения андалузита силлиманитом, так и регрессивное развитие андалузита по силлиманиту или
кианиту. Описаны также находки в одной породе всех трех полиморфных разновидностей Al2SiO5. В мусковитовом кварците из Турции
наблюдается
последовательное
замещение
андалузиткианитсиллиманит (рис. 1.30), связанное с погружением и
подъемом породы при орогенезе.
Ky
2
6
St+Q
tz
Sil+G
t+H O
O
2
Kln
Ky+Qtz+H
Давление, кбар
8
St+M
s+Q
tz
Sil+
Bt+H
2O
Prl
Ky+Qtz+H
2O
10
Sil
4
2
And
200
400
800
600
1000
о
Температура, С
Рис. 1.30. Метаморфическая эволюция и минеральные реакции в
мусковитовых кварцитах, содержащих три полиморфные модификации Al2SiO5 (Sil, And и Ky), Турция (Whitney, 2002).
44
СТАВРОЛИТ
Состав и характерные формы образования
Ставролит (St), (Fe2+, Mg)2(Al, Fe3+)9O6[(Si, Al)O]4(O,OH)2, – индекс-минерал глинистых пород средних ступеней регионального
метаморфизма.
Ставролит – островной силикат, кристаллизуется в моноклинной
сингонии; образует короткопризматические, хорошо ограненные кристаллы (рис. 1.31), неправильные удлиненные зерна и зернистые агрегаты. Для него характерны крестообразные двойники (название минерала
происходит от греч. staurós – крест и lithos – камень) (рис. 1.32), образующихся по нескольким законам: в виде прямого (с индивидами в
срастании по {031} под углом 90о) и косого (срастания по {231 под
углом 60о}) креста; иногда встречаются шестиконечные тройники –
косые срастания из трех кристаллов.
Рис. 1.31. Морфология кристалла
ставролита и ориентировка оптических осей (Дир и др., 1965).
Ставролит часто выделяется в породе в виде крупных порфиробластов размером до 8–10 см (иногда достигающих 100 см по длинной оси), которые почти всегда имеют ситовидное, губчатое строение из-за многочисленных включений кварца, граната, углистого
вещества, ильменита, рутила и др. минералов (рис. 1.33).
В комплексах низких и умеренных давлений ставролит имеет
существенно железистый состав, для него характерен изоморфизм
Fe2+ Mg и Fe3+ Al . Известны также экзотичные кобальтовые и
цинковые разности ставролита. В комплексах высокого давления
(эклогитовая фация метаморфизма) ставролит становится более магнезиальным (до 95% Mg-St).
45
а)
в)
б)
г)
Рис. 1.32. Двойники в ставролите: а и б – прямой крест (с индивидами в
срастании по {031} под углом 90о ) креста; в и г – косой крест (срастания
по {231} под углом 60о). Кварц–слюдяные сланцы со ставролитом, Кейвы,
Кольский полуостров. Кристаллы до 10 см. Фото Э.М. Спиридонова.
Структура
Структура ставролита образована параллельными (010) слоями
кианитового (Al2SiO5) типа, чередующимися со слоями
Al0.7Fe2O3(OH)2, сложенными из соединенных через вершины
[FeO4]-тетраэдров и [AlO6]-октаэдров. Атомы кислорода в структуре
образуют плотнейшую кубическую упаковку (рис. 1.34).
46
Рис. 1.33. Порфиробласт
ставролита с ситовидным
строением
в
ставролит–биотит–
кварцевом
сланце.
При одном николе.
Поперечник поля зрения около 7 мм. Фото
Э.М. Спиридонова.
Оптические и физические свойства
Цвет ставролита темно-бурый, красновато-бурый, желто-бурый;
спайность ясная по (010). Твердость 7–7.5, плотность 3.74 г/см3. В
шлифах кристаллы ставролита имеют призматический габитус и характерные шестигранные базальные сечения. Для минерала типичен
плеохроизм от бесцветного до медово-желтого цвета. Оптический
рельеф высокий (np= 1.736–1.747; nm=1.741–1.753; ng=1.746–1.762),
двупреломление 0.010–0.015, погасание прямое. Удлинение положительное. Кристалл двуосный положительный, 2V=82о, дисперсия
оптических осей сильная r>v.
Пределы стабильности и нахождение в природе
Ставролит часто встречается в комплексах регионального метаморфизма среди глиноземистых метапелитов с низким содержанием
кальция (Федькин, 1975). В зональных комплексах умеренного давления (барровианский тип) выделяется «ставролитовая зона», представленная парагенезисом
ставролит+гранат+биотит+мусковит+кварц+плагиоклаз.
В высокоглиноземистых породах переход к ставролитовой зоне
(нижняя граница) маркируется реакцией разложения хлоритоида:
хлоритоид+кварц=ставролит+гранат+H2O.
47
В метапелитах без хлоритоида ставролит образуется за счет мусковита и хлорита (иногда граната):
мусковит+хлорит±гранат=ставролит+биотит+кварц+H2O.
Верхняя (по температуре) граница ставролитовой зоны определяется появлением биотита и кианита согласно реакции:
мусковит+ставролит+хлорит=биотит+кианит+кварц+H2O.
Парагенезис Fe-ставролит+кварц обладает отчетливо выраженным полем стабильности (рис. 1.35), которое ограничивается несколькими минеральными реакциями:
ставролит+кварц+H2O=хлоритоид+Al2SiO5,
ставролит+кварц=кордиерит+Al2SiO5+Н2О,
ставролит+кварц=гранат+Al2SiO5+Н2О.
0
Al
0.25
0.75
Fe
Fe
0.75
Al
Si
Al
Al
Fe
Al
0.25 0 0.75
Al
0.25
0.75
0.50
0.25
Al
0.75
Fe
Fe
Al
Al
0.25
Fe
0.75
0.25 0.75
Al
0
кислород на z ~0 и ~0.50
Al
0.75
Al0.7Fe2O2(OH)2
Si Si
0.25
Al
0.25
Fe
0.25
0.75
Al0.7Fe2O2(OH)2
Fe
0.75
0.50
0.75
Fe
кианит
Al2SiO5
0.25
0.25
Al
Al
Al
Al
Si Si
0.50
Si
0.25 0.50
0.25 0 0.75
Al
0.75
0.50
0
Al
0.25
Al
Si Si
0.25
Fe
Al
Al
0.75
Al
Al
Fe
0.50 0.75
0.75
0.50
0.75
Fe
0.25 0.50
0.25
0.25
0.75
x
Al
Al
Si Si
Si
Al
0
Al
Si Si
Al
y
Si Si
0.25
0.75
0.75
Al
0.75
0.50
0.25
0.75
Al
0.25
Al
0.25
0.50
0
Al
Al
кианит
Al2SiO5
Si
Al
Al
0
Al0.7Fe2O2(OH)2
кислород на z ~0.25 и ~0.75
Рис. 1.34. Схематическое изображение структуры Fe-ставролита.
48
В последние годы участились находки магнезиального ставролита в высокобарных эклогитовых и гранулитовых комплексах (Лимпопо в Южной Африке, Дора-Майра в Альпах, Западный Гнейсовый
район в Норвегии и др.). Здесь развит существенно магнезиальный
ставролит. Поле Р–Т стабильности магнезиального ставролита значительно шире, чем железистого, и контролируется совершенно
иными реакциями с участием глиноземистых фаз – корунда, кианита, хлоритоида, диаспора и др. (рис. 1.35).
70
40
Crn
Cld K
y Dsp
50
Prp Ky
Давление, кбар
60
Mg -ставролит
30
Ch
lK
yC
rn
20
Als
.
Ctd
10
Ky
And
0
500
n
y Cr
En K
Tc Ky Crn
HO
Ctd Als 2
600
Sil
And
700
800
900
о
Температура, С
Рис. 1.35. Поля стабильности Mg- и Fe-ставролита
на Р–Т диаграмме (Yardley, 1989; Fockenberg, 1998).
49
ХЛОРИТОИД
Химизм, особенности изоморфизма, структура
Хлоритоид – (Fe2+,Mg,Mn)2(Al,Fe3+)Al3Si2O10(OH)4, островной
силикат, кристаллизующийся в моноклинной, реже в триклинной
сингонии. Отмечается значительная вариативность состава хлоритоида, определяемая, прежде всего, изоморфными замещениями
двухвалентных катионов Fe2+Mg2+Mn2+, в меньшей степени
трехвалентных – Fe3+Al3+.
Структура хлоритоида состоит из двух плотноупакованных октаэдрических слоев бруситового (состав слоя – (Fe2+,Mg)2AlO2(OH)4) и
корундового (Al3O9) типов (рис. 1.36). Эти слои чередуются в направлении, перпендикулярном (001). Слои связаны между собой
изолированными [SiO4]-тетраэдрами и водородными связями.
Корундоподобный
слой
Бруситоподобный
слой
Рис. 1.36. Схематическое
(hays.outcrop.org).
изображение
структуры
хлоритоида
Оптические и физические свойства
Облик кристаллов хлоритоида пластинчато-гексагональный
(рис. 1.37), характерно развитие порфиробластов (рис. 1.38).
50
Рис. 1.37. Морфология
кристалла хлоритоида и
ориентировка оптических осей (Дир и др.,
1965).
Твердость 6.5, плотность 3.51 г/см3. Спайность совершенная по
(001), несовершенная по (110), отдельность по (010). Характерно
простое или полисинтетическое двойникование. Цвет в шлифах от
бесцветного до сине-зеленого, плеохроизм: по Np – светло-желтозеленый, оливково-зеленый, сине-зеленый, по Nm – серо-синий, по
Ng – бесцветный, желто-зеленый, светло-синий. Рельеф высокий
(np=1.714–1.731; nm=1.717–1.734; ng=1.730–1.740), двупреломление
0.016–0.009. Угол погасания между нормалью к плоскости (001) и
оптической осью Ng – 2–30o (рис. 1.37), в связи с чем удлинение разрезов отрицательное. Кристалл двуосный, 2V=36–65о, в большинстве случаев положительный, дисперсия оптических осей сильная r>v,
характерны аномальные интерференционные серовато-сизые окраски. В хлоритоиде нередко отмечается структура «песочных часов»
(секториальное строение).
Пределы стабильности и нахождение в природе
Хлоритоид – продукт метаморфизма глинистых осадков разных
уровней глубинности (Ribbe, 1980). Этот минерал можно также встретить в контактовых ореолах и в гидротермальных образованиях.
Хлоритоид наиболее известен по комплексам регионального метаморфизма средних ступеней, малой и умеренной глубинности
(Кориковский, 1979). Для хлоритоида из этих комплексов характерен
железистый
состав
и
парагенезис
хлоритоид+биотит+мусковит+хлорит+гранат+альбит+кварц. Хлоритоид появляется в метапелитах при температуре несколько выше 400оС в
результате реакции хлорита с пирофиллитом (рис. 1.39):
хлорит+4 пирофиллит= 5 хлоритоид+2 кварц+3H2O.
51
а)
в)
б)
Рис. 1.38. Хлоритоид из метапелитов в шлифах: а – характерная голубовато-синяя окраска при одном
николе; б – аномальные голубоватосизые интерференционные окраски
при скрещенных николях; в – секториальное строение. На рис. а, б
поперечник поля зрения около 7 мм,
на рис. в – около 5мм. Фото Э.М.
Спиридонова.
Верхний предел по температуре для железистого хлоритоида составляет 550–680оС, он зависит от характера минеральных реакций,
давления и фугитивности кислорода (рис. 1.39). Верхний предел по
давлению обусловлен разложением хлоритоида на гранат и диаспор,
реакция протекает в ультравысокобарной области при давлении более 28 кбар.
Состава хлоритоида оказывает существенное влияние на минеральные реакции и Р–Т стабильность минерала. Поле стабильности
магнезиального хлоритоида смещено в область более высоких температур и давлений, чем поле стабильности железистого хлоритоида
(рис. 1.39). В реакциях, определяющих нижний предел стабильности
хлоритоида по температуре, участвуют карфолит, хлорит, диаспор и
кианит; верхний предел устойчивости хлоритодита по температуре определяют реакции с участием корунда, кианита, хлорита,
Mg-ставролита и граната.
52
MgCtd
H
Dsp
td
F eC
Crn Prp V
A lm
Mg
Ct
Ch l d
St V
V
MgCtd
pV
hl Ds
Car C
O
2
30
Crn
Mg-хлоритоид
25
буфер WI
Qtz
FeCtd
ln
Ch l K
Chl+Prl
Ky
And
400
Ch
lV
буфер NNO
5
0
300
Cr
n
Fe-хлоритоид
F eC
td
St G Q z
rt
10
td
FeCtd
Alm C
d H2 O
FeCtd
Alm C
rn H O
2
Давление, кбар
Ctd p V
s
lD
Ch
15
gC
Ky
Ky
Mg
20
M
+Qz
FeCtd
And
Chl+
500
Ky
Sil
Sil
And
600
700
Температура, оС
Рис. 1.39. Cтабильность железистого и магнезиального
хлоритоидов (Vidal et al., 1994; Hochek et al., 1969; Ganguly,
1969; Chopin, Schreyer, 1983). Символы буферных реакций:
WI = Fe–FeO, NNO = Ni–NiO.
Магнезиальные разности хлоритоида встречаются в эклогитовых
и глаукофансланцевых комплексах. Магнезиальный хлоритоид в
высокобарных метапелитах нередко рассматривается как один из
индекс-минералов высокого давления. В равновесной ассоциации с
ним могут находиться такие минералы как тальк, фенгит, хлорит,
гранат и кварц (коэсит).
Хлоритоид описан в серицитизированных и анкеритизированных
лавах, а также в кварцево–анкеритовых жилах.
53
МЕЛИЛИТ
Состав и особенности изоморфизма
Мелилит (от греч. «мели» – мед и «литос» – камень) – это высокотемпературный диортосиликат с общей формулой
(Ca, Na)2(Mg, Fe2+, Al)[(Al, Si) SiO7].
Мелилит представляет собой твердый раствор геленита
(Ca2Al2SiO7), акерманита (Ca2MgSi2O7) и натрового мелилита
(CaNaAlSi2O7). Мелилит контактово-метаморфических пород богат
Ca и Mg, тогда как мелилит магматических пород обогащен Na и
содержит примесь K (до 0.5 мас.%). Для мелилитов характерен изоморфизм MgFe2+ и AlFe3+.
Структура
Тетрагональная структура мелилита A2BT2O7 – это решетка сдвоенных тетраэдров T2O7 (где T – Si, Al), скрепленных тетраэдрами
BО4 (где B – Mg, Fe2+, Al). Совместно эти тетраэдры образуют слои,
параллельные (001) и связанные катионами A (где А = Ca, Na).
Оптические свойства и морфология
Мелилит образует таблитчатые кристаллы (в магматических породах), неправильные зерна и агрегаты (в контактовометаморфических породах). Показатель преломления – 1.64–1.67. В
шлифах мелилит, как правило, бесцветен. Иногда проявлена спайность по (001). Интерференционные окраски серые первого порядка
(0.008–0.011). Двулучепреломление повышается от акерманита к
гелениту. Геленит оптически отрицательный, акерманит – положительный. Смена оптического знака происходит при составе с 55
мол.% акерманитовой составляющей. Поэтому промежуточные члены ряда геленит–акерманит в шлифах выглядят почти изотропными,
для них характерны аномальные интерференционные окраски в голубоватых и чернильных тонах (рис. 1.40). Вхождение Na и Fe в мелилит мало влияет на смену оптического знака.
Условия стабильности и нахождение в природе
Мелилит устойчив при относительно низких давлениях и высоких температурах. При давлениях более 14 кбар он распадается на
мервинит (Ca3MgSi2O8) и диопсид. При более низких давлениях и
температурах ниже 715оС акерманит замещается ассоциацией монтичеллита (CaMgSiO4) и волластонита (Ca3Si3O9). Важным фактором
стабильности мелилита является низкая активность CO2. Область
54
стабильности акерманита в присутствии CO2 сокращается до давления 8.7 кбар. При повышении активности CO2 геленит сменяется
ассоциацией кальцита, анортита и корунда, а акерманит замещается
диопсидом и кальцитом (рис. 1.41). При этом температуры, характеризующие стабильность минералов ряда акерманит–геленит в
присутствии CO2 при давлениях 1–1.5 кбар, составляют 800–950оС
(рис. 1.41).
Рис. 1.40. Таблитчатые
кристаллы мелилита с
аномальными голубовато-чернильными интерференционными окрасками в буром вулканическом стекле в катунгите из Восточной Африки.
Идиоморфные
кристаллы с высокими
интерференционными
окрасками – оливин.
Фотография в скрещенных николях.
Натровый мелилит стабилен при давлениях более 4 кбар и разлагается на нефелин и псевдоволластонит (β-CaSiO3) при более низких
давлениях или высоких температурах.
Акерманит и геленит плавятся конгруэнтно и образуют непрерывный твердый раствор. Диаграмма плавкости системы акерманит–
геленит – типичный пример диаграмм Розебома второго типа с минимумом при составе 72 мол.% минала акерманита (рис. 1.42). Натровый мелилит также образует непрерывные твердые растворы с
акерманитом и геленитом.
Особенности состава и пределы термодинамической стабильности мелилита определяют его парагенезисы в магматических и метаморфических породах. Мелилит является характерным минералом
недосыщенных SiO2, богатых CaO пород, таких как нефелиниты,
лейцититы, мелилититы, породы группы камафугитов (катунгиты),
где он ассоциирует с нефелином, клинопироксеном, оливином, лейцитом, перовскитом. В этих породах мелилит образует вкрапленники и микролиты в основной массе (рис. 1.40). Примечательно, что в
кимберлитах, столь же недосыщенных кремнеземом породах, мелилит относительно редок. Это обусловлено повышенным давлением
CO2 в кимберлитовых расплавах. Мелилит – минерал, недосыщенный SiO2, и поэтому никогда не сосуществует с кварцем, натровыми
плагиоклазами, K–Na полевыми шпатами и сфеном.
55
Di +
Cc
Ak+
CO
2
An
+C
o+
C
Geh
+CO c
2
1500
Cc + Q
z
Wo+C
O2
Давление СО2, бар
2000
1000
500
600
700
800
900
Температура, оС
1000
Рис. 1.41. Пределы стабильности акерманита и геленита в зависимости от температуры и давления CO2.
Т, оС
1580
1540
Расплав
1500
1460
1420
1380
1340
Твердый раствор
0
Ca2Al2SiO7
Геленит
20
60
40
вес.%
80
100
Ca2MgSi2O7
Акерманит
Рис. 1.42. Диаграмма плавкости системы Ca2Al2SiO7–
Ca2MgSi2O7 (геленит–акерманит) при давлении 1 атм.
56
Мелилит – распространенный минерал пород высокотемпературного контактового метаморфизма и метасоматоза в условиях небольших глубин. В роговиках по карбонатным породам и в скарнах
мелилит ассоциирует с кальцитом, гроссуляром, волластонитом,
форстеритом, монтичеллитом, спурритом, тиллеитом, мервинитом,
ранкинитом. В наиболее высокотемпературных породах подобного
типа образуется ассоциация мелилита с форстеритом, которая, согласно экспериментальным данным, стабильна при температурах
более 870оС. При магматическом замещении карбонатных пород
силикатными расплавами образуется мелилит с повышенным содержанием натрия и железа, подобный мелилиту магматических пород. В таких условиях мелилит сосуществует с эгирин-авгитом,
кальциевым плагиоклазом, перовскитом и волластонитом.
ЦИРКОН
Состав и структура
Циркон имеет формулу Zr(SiO)4. В циркон входят многочисленные
примесные компоненты – редкоземельные элементы, а также P, Y,
Hf, U и Th.
Циркон – островной ортосиликат, в структуре которого изолированные SiO4-тераэдры связаны вершинами и ребрами с ZrO8-додекаэдрами; тетраэдры и додекаэдры чередуются в шахматном порядке вдоль оси [001].
Диагностические свойства в шлифах
Циркон обычно кристаллизуется в виде тетрагональных кристаллов, обладающих хорошо проявленным свойством типоморфизма: в более щелочных горных породах образуются укороченные
кристаллы, в кислых – удлиненные (рис. 1.43). Для циркона характерна зональность, которая особенно хорошо проявляется в растровом (сканирующем) электронном микроскопе (РЭМ) (рис. 1.44).
Спайность обычно отсутствует. Циркон в шлифах как правило бесцветный или слабо розовато-буроватый, имеет очень высокий рельеф и яркие интерференционные окраски третьего порядка. Гаснет
прямо, удлинение положительное, минерал одноосный, оптически
положительный.
Вторичные изменения
Вследствие разложения радиоактивных примесей, циркон часто
окружен плеохроирующими ареолами (плеохроичными двориками):
57
темными, когда он находятся в биотите, хлорите или роговой обманке и лимонно-желтыми – в кордиерите (рис. 1.45).
а)
б)
Рис. 1.43. Зерно циркона в гранитоиде: а – при одном николе; б – при скрещенных николях. Поперечник поля зрения – около 0.5 мм. Фото
Э.М.Спиридонова.
Рис. 1.44. Зональные цирконы из гранитоидов Южного Урала. Изображение в
отраженных электронах растрового
электронного микроскопа.
Рис. 1.45. Плеохроичные дворики
вокруг зерен циркона, содержащего радиоактивные примеси.
Минерал-хозяин – кордиерит.
При одном николе. Диаметр поля
зрения – 0.3 мм. Фото М.А. Богомолова.
В кристаллах с высоким содержанием радиоактивных элементов
структура циркона может быть разрушена частицами, образующимися при радиоактивном распаде. Разрушение может происходить
вплоть до формирования аморфного оптически изотропного стекла,
но с сохранением внешних кристаллографических форм циркона. В
58
таких случаях говорят, что циркон метамиктный, т.е. подвергшийся
метамиктному разрушению.
Пределы устойчивости
Циркон является весьма устойчивым минералом к термальному и барическому воздействию. Его разложение на составляющие
оксиды происходит только при 1690оС (при 1 атм), хотя некоторые структурные изменения и превращения начинаются уже с
827оС.
Верхний предел устойчивости циркона по давлению составляет 20 ГПа, где устанавливается постепенный переход в его высокобарную модификацию – реидит со структурой шеелита. Эта
фаза синтезирована в лабораторных условиях и обнаружена в выбросах метеоритного кратера в Чесапикском заливе (Нью Джерси,
США).
Распространенность в природе
Являясь механически прочным минералом, стабильным в широком диапазоне Р–Т условий, циркон присутствует в метаморфических, осадочных и магматических горных породах. Наибольшую распространенность он имеет в щелочных породах и гранитоидах. Радиоактивные разновидности циркона присутствуют в гранитных
пегматитах.
В силу высокой прочности и термодинамической устойчивости
циркон является уникальным контейнером минералов, захваченных
при его росте. Благодаря находкам в цирконе алмаза и коэсита, устанавливается ультравысокобарное происхождение пород ряда метаморфических комплексов (например, Кокчетавский массив, ДабиСулу и др.). Анализ внутреннего строения циркона в совокупности с
определением состава редких элементов помогает выделять и различать магматические и метаморфогенные генерации циркона.
Характерными особенностями цирконов магматического происхождения являются хорошо развитая ростовая осцилляторная зональность, крутые спектры распределения РЗЭ, отчетливо проявленные Ce и Eu аномалии, высокие содержания Hf и Y. В магматических породах наряду с кристаллами циркона, выросшими из расплава, могут сохраняться ксеногенные цирконы из твердого субстрата,
испытавшего плавление.
Метаморфические цирконы (ядра и оболочки) отличаются от
магматических по особенностям морфологии, внутреннего строения
и характеру распределения РЗЭ (рис. 1.46).
59
Рис. 1.46. Зональный циркон из
эклогита (Гридино, Карелия).
Изображение в катодлюминисцентных (CL) лучах. Внутреннее
ядро 1 является частью древнего
архейского магматического циркона. Зоны 2 и 3 отвечают метаморфическим событиям (эклогитовый и амфиболитовый этапы палеопротерозойского метаморфизма). От магматического
ядра к метаморфической кайме
содержания элементов-примесей
приближаются к средним характеристикам типичных цирконов
из эклогитов. Окружности – области определения состава циркона (по Скублову и др.,
2012).
Изотопная геохимия циркона
Благодаря информативности морфологии, геохимии и изотопной
геохимии (U–Pb и Lu–Hf системы, изотопный состав кислорода)
циркон широко используется для решения широкого круга задач
магматической и метаморфической петрологии.
Циркон является одним из ключевых минералов для установления изотопного возраста пород: изучение его U–Pb изотопной системы позволяет датировать процессы магматической и метаморфической кристаллизации циркона. Причем локальный метод вторично-ионной масс-спектрометрии позволяет определять в цирконе возраст формирования, геохимические и изотопные характеристики
различных зон его роста. На основе этих данных можно реконструировать как историю развития кристалла (и породы), так и субстрат, в
котором находился циркон. В качестве примера таких исследований
можно упомянуть самый древний датированный кристалл на Земле –
пурпурно-красный циркон из метаконгломератов Джек Хилл в Австралии (рис. 1.47).
Циркон (рис. 1.47) обогащен легкими РЗЭ, в распределении которых присутствует отрицательная аномалия Eu, что также указывает
на его кристаллизацию из гранитной магмы. В цирконе установлены
микровключения кварца (размером около 20 мкм), подобные тем,
которые встречаются в цирконах из гранитов в развитой континентальной коре. Изотопный состав кислорода этого древнего циркона
60
соответствует значениям δ18O от 5.0 до 7.4‰. Мантийные цирконы
(равновесные с мантийным субстратом при высоких температурах)
имеют изотопный состав кислорода δ18O = 5.3± 0.3‰. Появление в
архейских цирконах более высоких значений δ18O = 6.5–7.5‰ указывает на взаимодействие протолита цирконсодержащей магмы с
поверхностными водами (Valley et al., 2005).
50 мкм
Qtz
4404 млн.лет
Рис. 1.47. Самый древний
датированный циркон из
метаконгломератов
Джек
Хиллс, Западная Австралия.
Вокруг ядра кристалла
располагаются светлые и
темные зоны, обычно возникающие при росте из
магматического расплава.
Овалом показана область,
где U–Pb методом определен возраст кристаллизации – 4404±4 млн. лет. Содержит
микровключения
кварца (Qtz). Изображение в
катодолюминисцентных
лучах (Wilde et al., 2001).
Этот пример подтверждает, что именно циркон является хранителем уникальной информации о самых ранних этапах становления
континентальной коры.
Экспериментальные исследования показывают, что изоморфное
замещение TiSi в цирконе контролируется смещенной реакцией:
ZrSiO4+ TiO2→ ZrTiO4 + SiO2 ,
которая сильно зависит от температуры. Эта зависимость легла в
основу весьма популярного в настоящее время геотермометра
«Ti–в–цирконе» (Watson and Harrison, 2005, 2006 и др.). Данный геотермометр широко используется при исследованиях магматических
и метаморфических пород, содержащих циркон.
ОРТИТ
Ортит (алланит) – минерал группы эпидота, имеющий формулу
Al2M3Si3O12(OH), где A = Ca, Sr, Pb2+, Mn2+, Th, REE3+, U; M = Al,
Fe3+, Fe2+, Mn3+, Mn2+, Mg, Cr3+, V3+. Благодаря изоморфным замещениям, для ортита характерны существенные колебания в составе.
Ортит образует толстотаблитчатые и удлиненные кристаллы, кристаллизуется в моноклинной сингонии.
61
Для ортита характерна несовершенная спайность по (001), очень
слабая по (100) и (110). Двойники в ортите образуются по (100). Неизмененный ортит плеохроирует от зеленого по Ng, к светлозеленому по Nm, до бесцветного по Np. Минерал подвержен метамиктному распаду из-за вхождения в его структуру радиоактивных
элементов; при этом он буреет, становится темным и, в конце концов, превращается в черное изотропное вещество. Измененный ортит окрашен по Ng в темно-бурый, по Nm в красно-бурый, по Np в
желто-бурый цвета. Иногда окраска в зернах распределяется зонально. Показатели преломления для измененных и свежих ортитов различаются. Для свежих они колеблются в следующих пределах:
ng=1.706–1.791; nm=1.700–1.789, np=1.690–1.775. Двупреломление
ng–np=0.013–0.036. В ортитах претерпевших метамиктный распад
показатель преломления снижается до 1.60–1.54. В удлиненных разрезах, параллельных оси b, погасание прямое по Nm. Углы погасания
с осями Nр и Ng непостоянны. Минерал оптически двуосный, 2VNр=
=40–90о, но описаны и оптически положительные разности. Если
ортит находится в биотите, вокруг него часто образуются плеохроичные ореолы. В шлифах ортит похож на бурый амфибол, от которого отличается более высоким рельефом, прямым погасанием в удлиненных разрезах, отсутствием амфиболовой спайности.
Ортит – широко распространенный акцессорный минерал гранитоидов повышенной кальциевости, где он является основным концентратором легких редкоземельных элементов. Ортит часто слагает
единые зональные кристаллы с магматическими эпидотом или клиноцоизитом. Ортит можно встретить и в щелочных пегматитах. Ортит – чуткий индикатор щелочности и окислительного потенциала в
магматических процессах.
Ортит иногда используется для определений изотопного возраста
пород U–Pb методом.
ГРУППА ТУРМАЛИНА
Группа турмалина объединяет борсодержащие алюмосиликаты,
имеющие непостоянный химический состав вследствие широкого
проявления изоморфных замещений.
Общая формула турмалинов XY3Z6(T6O18)(BO3)3V3W, где
X = Na+, Ca2+, K+, вакансия;
Y = Fe2+, Mg2+, Mn2+, Al3+, Li+, Fe3+, Cr3+;
Z = Al3+, Fe3+, Mg2+, Cr3+;
T = Si4+, Al3+, B3+;
V = O и (или) OH;
W = F, O и (или) OH
62
Для турмалинов выделены три подгруппы: щелочная (когда в
позиции X преобладают Na+ и K+), кальциевая (когда в позиции X
преобладает Ca2+) и X-вакантная группа (когда позиция X
вакантна).
В природе найдено 13 конечных членов изоморфных турмалиновых серий. Наиболее часто встречаются щелочные турмалины; их
магнезиальные разности называются дравиты, железистые –
шерлиты (шерлы), литиевые – эльбаиты.
Турмалины кристаллизуются в тригональной сингонии. Основной мотив структуры турмалинов составляют шестерные кольца
кремнекислородных тетраэдров (Si6O18) и анионные группировки
(ВО3)3. Тетраэдр бора имеет общую вершину с кремнекислородным
тетраэдром. Ионы Y и окружающие их ионы кислорода и ОН образуют тригональный фрагмент бруситового слоя. Ионы Z и X соединяют в одно целое центральное ядро состава Y3(ОН)4Si6О21.
Для турмалинов характерны призматические, шестоватые кристаллы с характерным поперечным сечением в виде сферического
треугольника. Можно встретить также радиально-лучистые агрегаты,
иногда называемые «турмалиновыми солнцами».
В шлифах продольные разрезы турмалина – удлиненные прямоугольники, поперечные – сферические треугольники. Окраска зависит от состава и может меняться от бледно-желто, буроватой, зеленоватой, грязно-голубой, до бесцветной. Турмалин резко плеохроирует со схемой абсорбции No>Ne. Спайность несовершенная и ориентирована поперек удлинения зерна. Рельеф средний, no=1.640–
1.655; ne=1.615–1.620. Двупреломление no–ne=0.017–0.030 и зависит
от состава. Погасание прямое, удлинение отрицательное. Минерал
оптически одноосный, отрицательный.
Турмалин встречается в кислых изверженных породах, гранитных
пегматитах,
высокотемпературных,
метаморфических
и метасоматических породах, в метаморфических породах высокого
давления, а также в россыпях.
1.2. ЦЕПОЧЕЧНЫЕ СИЛИКАТЫ
ГРУППА ПИРОКСЕНОВ
Пироксены, благодаря устойчивости в широком диапазоне температур и давлений, а также разнообразию изоморфных замещений, относятся к числу наиболее распространенных минералов земной коры и
верхней мантии. Содержание пироксенов и их полиморфных модификаций в земной коре оценивается в 16 об.%, а в верхней мантии –
29 об.%.
63
Состав
Общая формула пироксенов АВТ2О6, где А – Са2+, Na+, Mg2+, Fe2+,
Mn2+, Li+; В – Mg2+, Fe2+, Fe3+, Al3+, Cr3+, Ti4+; T – Si4+ и А13+.
Для группы пироксенов характерен изоморфизм. Конечные члены изоморфных рядов (миналы), как правило, образуют самостоятельные минералы (табл. 1.4), но некоторые миналы являются гипотетическими (табл. 1.5). По преобладающим катионам выделяют
магнезиально-железистые, кальциевые, кальциево-натриевые, натриевые (щелочные), марганцево-магниевые и литиевые пироксены
(табл. 1.4).
Структура и особенности изоморфизма
Минералы группы пироксенов относятся к метасиликатам с непрерывными цепочками SiO4-тетраэдров, соединенными между собой
атомами кислорода (рис. 1.48). Между цепями находятся два типа
катионных позиций: между основаниями соседних тетраэдров –
крупные позиции М2, а между вершинами – позиции Ml меньшего
размера (рис. 1.48).
Когда позицию М2 занимает Са2+, в его окружении находятся восемь атомов кислорода (координационное число Ca равно 8). Координационное число Fe2+, с меньшим, чем у кальция ионным радиусом,
снижается до 6. В позиции М1 катион всегда окружен шестью атомами
кислорода.
Как сообщалось выше, минералы группы пироксена кристаллизуются в ромбической или моноклинной сингониях.
Магнезиально-железистые пироксены кристаллизуются преимущественно в ромбической (En и Fs), значительно реже в моноклинной
(CEn и CFs) сингониях (табл. 1.4).
Ромбические пироксены, чаще называемые ортопироксенами, представляют собой непрерывный ряд твердого раствора, крайними членами которых являются энстатит и ферросилит. Изоморфизм здесь
осуществляется по схеме MgFe+2. При высоких температурах Mg и
Fe занимают обе позиции М1 и М2, но при понижении температуры
разделяются: Fe2+ предпочитает занимать более крупную позицию
М2. Согласно последней классификации (Morimoto et al., 1989), ортопироксены представлены ферросилитами и энстатитами, граница
между которыми проводится по ХMg>0.50, при ХСа<0.05 (рис. 1.49).
Однако в петрологической и петрохимической литературе все
еще используется более ранняя номенклатура ортопироксенов, также
основанная на содержании En (мол.%): энстатит (100–88), бронзит
(88–70), гиперстен (70–50), феррогиперстен (50–30), эвлит (30–10),
ферросилит (10–0) (рис. 1.49).
64
Таблица 1.4
Классификация пироксенов (Morimoto et al., 1989, с сокращениями)
Название
Формулы
Составы конечных Составы промежуточчленов изоморфных ных членов изоморфрядов (миналов)
ных рядов
Сингония
Mg2Si2О6
Ромбическая
Mg–Fe пироксены
Энстатит (En)
(Mg,Fe)2Si2О6
Ферросилит (Fs) Fe2Si2О6
Клиноэнстатит
(CEn)
Клиноферросилит (CFs)
Пижонит (Pgt)
Mg2Si2О6
Ромбическая
(Mg,Fe)2Si2О6
Моноклинная
Fe2Si2О6
Моноклинная
(Mg,Fe,Ca)2Si2О6
Моноклинная
Ca(Mg,Fe)Si2О6
Моноклинная
Ca–пироксены
Диопсид (Di)
CaMgSi2О6
Геденбергит
(Hd)
Авгит (Aug)
CaFe2+Si2О6
Моноклинная
(CaMg,Fe)2Si2О6
Моноклинная
Йохансенит (Jh) CaMnSi2О6
Моноклинная
Петедунит (Pe)
CaZnSi2О6
Моноклинная
Эссенейит (Es)
CaFe3+AlSiО6
Моноклинная
Ca–Na пироксены
(Ca,Na)(R2+,Al)Si2О6
Омфацит (Omp)
2+
Эгирин-авгит
(Agt)
Na пироксены
Жадеит (Jd)
Эгирин (Ae)
3+
(Ca,Na)(R ,Fe )Si2О6
NaAlSi2О6
3+
NaFe Si2О6
Космохлор (Ko) NaCr3+Si2О6
Na(Al,Fe3+)Si2О6
Моноклинная
Моноклинная
Моноклинная
Моноклинная
Моноклинная
Li пироксены
Сподумен (Spd)
LiAlSi2О6
Моноклинная
65
Таблица 1.5
Гипотетические миналы клинопироксена
Формула
Кальциевая молекула Чермака
CaAl2SiO6
Магниевая молекула Чермака
MgAl2SiO6
Молекула Эскола
Ca0.5 *AlSi2O6
* вакансия
а)
б)
а
M2
M2 M1 M1
b
Рис. 1.48. Структура пироксенов. Схема строения: а – цепочек; б –
попарно расположенных цепочек.
В ортопироксенах из глубинных метаморфических и магматических пород может содержаться до 10 и более мас.% Al2O3. Таким
образом, проявлено широко распространенное изоморфное замещение (Fe, Mg)Si2Al.
Пироксен с небольшим содержанием Са (5–15 мол.%) называется пижонитом. Пижонит – моноклинный минерал, занимающий по
составу
промежуточную
позицию
между
магнезиальножелезистыми и кальциевыми пироксенами (табл. 1.4).
66
Кальциевые пироксены кристаллизуются в моноклинной сингонии и оттого называются клинопироксенами (табл. 1.4). Са в них содержится исключительно в позиции М2.
Некоторые изоморфные замещения в клино- и ортопироксенах
отражает классификационная диаграмма, представленная в виде
трапеции, в вершинах которой находятся диопсид, геденбергит,
ферросилит и энстатит (рис. 1.49).
Например, общую формулу такого распространенного минерала,
как авгит, можно записать (Ca,R2+)(R2+,R3+)(Si,Al)2O6, где R2+ – Mg, Fe;
R3+ – Fe, Al. В авгитовом твердом растворе Al3+ может входить в
кремнекислородные тетраэдры, а позицию Ml могут занимать как
двухвалентные, так и трехвалентные катионы.
Wol
Ca2Si2O6
CaMgSi2O6 50
45
Di
диопсид
геденбергит
50 CaFeSi2O6
45
Hd
авгит
20
20
пижонит
5
Mg2Si2O6
En
энстатит
ферросилит
50
5
Fe2Si2O6
Fs
Рис. 1.49. Классификационная диаграмма Ca–Fe–Mg пироксенов (Marimoto et al., 1998).
Кальциево-натриевые и натриевые (щелочные) пироксены кристаллизуются в моноклинной сингонии и представлены твердыми
растворами Aeg–Jd–Aug (рис. 1.50).
67
Aug
20
авгит
омфацит
20
эгиринавгит
80
80
жадеит
эгирин
Jd
Aeg
Рис. 1.50. Классификационная диаграмма щелочных клинопироксенов (Marimoto et al., 1998).
Таким образом, изоморфные замещения в пироксенах происходят
по следующим основным схемам.
Изовалентные: MgFe+2; (Fe, Mg) Cа.
Гетеровалентные: Mg2++Si4+2А13+; Са2++Mg2+(Fe2+)Na++А13+;
2+
Са +Mg2+Na++Fe3+; Mg2+Li++А13+; 2Mg2++2Si4+2А13++ Fe2++Ti4+;
Mg2++Ca2++2Si4+2А13++Fe2++Ti4+.
Элементы-примеси. В отличие от структуры ортопироксена,
структура клинопироксена более благоприятна для вхождения элементов-примесей. Например, такие некогерентные элементы, как Li,
Sr, Ba, Th, REE, Y, занимают позицию М2; Be, Zr, Nb, Ti входят в
позицию М1.
Оптические свойства и особенности в шлифах
В шлифах продольные разрезы зерен моноклинных и ромбических пироксенов имеют призматические (более удлиненные для ортопироксенов) формы с характерной совершенной спайностью в одном направлении; эгирин образует шестоватые, игольчатые кристаллы, радиально-лучистые агрегаты. Поперечные разрезы зерен
всех пироксенов представлены восьмиугольниками с двумя направлениями спайности, пересекающимися под углом 87–89о (рис. 1.51).
68
Все пироксены, за редким исключением, имеют высокий рельеф, то
есть попадают в диапазон 1.7–1.8 по величинам показателей преломления.
Рис. 1.51. Поперечный
разрез клинопироксена
с характерной формой
и спайностью. При одном николе. Поперечники поля зрения –
около 3 мм..(Фото
М.А. Богомолова.
Ортопироксены отличаются прямым погасанием с осью Ng на
всех разрезах зоны [001] (в плоскостях, параллельных плоскости
оптических осей). Небольшие углы погасания (с:Ng до 10о) и волокнистое строение этих разрезов указывают на присутствие субмикроскопических вростков клинопироксена в виде линз и ламеллей.
Oртопироксены характеризуются относительно низкими интерференционными окрасками (табл. 1.6). Магнезиальные ортопироксены,
содержащие до 10–12% Fs минала, являются оптически положительными, остальные – оптически отрицательными, причем величина угла 2V строго зависит от состава ортопироксена. Железистые
разности этих минералов могут иметь характерные, розовато(желтовато)-зеленоватые окраски (табл. 1.6).
Клинопироксены являются оптически положительными, обладают высоким двулучепреломлением, косым погасанием. Однако следует помнить, что в клинопироксенах кристаллографическая ось
b=Nm, так что на разрезах, параллельных плоскости (100) они гаснут
прямо. Все кальциевые клинопироксены не окрашены или имеют
слабо-зеленоватые, желтоватые окраски (табл. 1.6). Их оптические
свойства нередко перекрываются, и под микроскопом бывает трудно
или невозможно отличить их друг от друга.
Пижониты отличаются от других пироксенов малыми углами оптических осей, которые всегда меньше 25–30о. В плоскости оптических осей, на разрезе NgNp, клинопироксены имеют разные углы погасания с осью Ng (рис. 1.52). Но при попытке таким образом диагностировать клинопироксены не следует забывать, что даже слабое
69
отклонение разреза от плоскости (001) приведет к искажению угла
погасания.
Энстатит (0о)
о
Эгирин 4
о
[001]
Клиноэнстатит 22
Сподумен 25
Жадеит 34о
о
с
)
(001
(100)
Диопсид 38о
Пижонит 40о
Авгит 43о
Геденбергит 48о
106o
Рис. 1.52. Углы погасания пироксенов.
Эгирин (щелочной пироксен) отличается от других пироксенов
небольшим углом погасания с осью Np, высоким двупреломлением
и резким плеохроизмом от медово-желтого до изумрудно-зеленого
цвета (табл. 1.6, рис. 1.53). Окрасками эгирин напоминает некоторые щелочные амфиболы. В базальных и близких к базальным разрезах диагностическим признаком может служить характерный для
пироксенов угол спайности, а в призматических разрезах пироксены
хорошо отличаются от арфведсонита и рибекита по своему плеохроизму. От других амфиболов минералы ряда эгирина отличаются
отрицательным удлинением. Многие из них обнаруживают концетрическую зональность, обусловленную различием в окраске и, следовательно, в составе отдельных зон, а также зональность типа «песочных часов» (рис. 1.54).
Вторичные изменения
Образуясь при больших и умеренных температурах и давлениях,
пироксены легко изменяются под термальным и флюидным воздействием (наложенные метаморфические, метасоматические и гидротермальные процессы). Магнезиальные ортопироксены замещаются
70
серпентином и тальком. Пластинки серпентина вытягиваются по
направлению спайности, образуя псевдоморфозы по ортопироксену,
называемые баститом. По железистым ромбическим пироксенам
чаще развивается хлорит. Среди вторичных минералов, замещающих клинопироксены, преобладают хлорит, карбонат, эпидот, низкотемпературные амфиболы актинолит–тремолитового ряда. Псевдоморфоза последних по клинопироксену называется уралитом.
Рис. 1.53. Эгирин – зеленый, арфведсонит –
коричневый. Хорошо видна спайность в
двух направлениях в эгирине – под углом
около 90o , в арфведсоните – 56o. При
одном николе. (www.umanitoba.ca)
Рис. 1.54. Зональность типа
«песочных часов» в зерне эгирин-авгита. Николи скрещены.
Поперечники поля зрения –
около 2 мм. Фото М.А. Богомолова.
Условия стабильности и нахождение в природе
Благодаря широким диапазонам термодинамической устойчивости, пироксены и их высокоплотные модификации широко распространены в земной коре и верхней мантии.
Превращения пироксенов при высоких давлениях. В переходной
зоне мантии (410–660 км) происходит возникновение высокоплотной
модификации пироксена со структурой граната – мэйджорита, в соответствии с реакцией:
2Mg2(Si2O6)Mg3(MgSi)(SiO4)3.
Наряду с ортопироксеном замещается и клинопироксен с образованием мэйджоритовых гранатов широкого спектра составов
(рис. 1.55).
71
1
группы
пироксенов
ортопироксены
клинопироксены
3
длинно- или
призматические, зернистые, восьмиугольные
2
энстатит
пижонит
ферросилит
характерная
форма разрезов
в шлифах
минерал
Np – розоватый;
Nm – св.зеленый;
Ng –
зеленоватый
Np=Nm< Ng
бесцветный
4
бесцветный
окраска и
плеохроизм
по
{110}–
совершенная,
между (110):
(1ī0)=87о возможна отдельность по {100},
{010}, {001}
5
по {210} –
совершенная,
между (210):
(2ī0)=87о,
возможна отдельность по
{100}(диаллаго
вая), {010}
спайность
высокий
положительный
6
средний
положительный
оптический
рельеф
0.023–
0.029
0.018–
0.020
7
0.007–
0.011
двупреломление
(ng– np)
Некоторые оптические характеристики пироксенов
37–44о c
Ng
удл. не
хар-но
8
прямое
погасание
L=(+)
погасание,
удлинение (L)
2VNg=0–25о
положительный
2V =90о
9
2VNg =54о
положительный
угол оптических
осей, оптический
знак
Таблица 1.6
10
двойники
по {100}, реже по {001} простые и полисинтетические
72
73
1
клинопироксены
титанавгит
авгит
геденбергит
2
диопсид
(110)
(010)
(110)
(010)
(100)
(100)
(100)
87-89o
3
Np ≥Nm≥Ng
светлозеленый
87-89o
(110)
Np< Nm=Ng
желтоватокоричневатый
Nm <Np =Ng
бесцветный,
(010) светлозеленый
(110)
(010)
4
бесцветный
5
6
0.021–0.033
0.018–0.033
0.025–0.029
7
0.024–0.031
32–55о c
Ng
удл. не
хар-но
38–48о c
Ng
удл. не
хар-но
48о c Ng
удл. не
хар-но
8
38о c Ng
удл. не
хар-но
2VNg=45–58о
положительный
2VNg=42–70о
положительный
9
2VNg=56–63о
положительный
10
Продолжение табл. 1.6
1
клинопироксены
74
омфацит
жадеит
2
эгирин
3
бесцветный
Np – зеленый, изумруднозеленый;
Nm – светлозеленый;
Ng – зеленовато-желтый,
медовожелтый
Np >Nm>Ng
бесцветный
4
5
средний до
высокого
положительный
средний
положительный
6
высокий,
очень высокий
положительный
0.018–0.027
0.012–0.013
7
0.040–0.060
с
2VNg=63–68о
положительный
2VNg=72–68о
положительный
9
2VNp=70–60о
отрицательный
10
Окончание табл. 1.6
33–47о c
Ng
удл. не
хар-но
36–48о c
Ng
удл. не
хар-но
0–8о
Np
L=(–)
8
На нижней границе переходной зоны (глубины около 660 км)
появляются высокобарические модификации пироксена, которые
обладают орторомбической (Pbnm) структурой перовскита, и потому в отношении к этим фазам часто используются
упрощенные названия – Fe-Mg- и Са-перовскиты. Эти фазы, согласно некоторым оценкам Д.Андерсона (Anderson, 1989), составляют
85% нижней мантии Земли.
Особенности плавления пироксенов. Температура плавления пироксенов сильно зависит от их железистости: например, диопсид плавится
при атмосферном давлении при температуре около 1390оС, а геденбергит лишь при 965оС. Температура плавления повышается с увеличением давления, но в присутствии воды она снижается, что хорошо видно
на примере диопсида и энстатита (рис. 1.56, 1.57).
Плавление пироксенов может происходить как конгруэнтно (например, так плавится диопсид), так и инконгруэнтно. Например, энстатит в «сухих» условиях при давлении менее 5 кбар плавится инконгруэнтно с образованием форстерита и расплава, а при более высоком
давлении начинается конгруэнтное плавление (рис. 1.57). В условиях
насыщения системы водой инконгруэнтное плавление энстатита может
продолжаться до 30 кбар (рис. 1.57).
280
Pv
Pv+Maj
Давление, кбар
Il m
240
Ilm+Maj
200
160
Рис. 1.55. Диаграмма
состав–давление
для
системы
Mg4Si4O12 –
Mg3Al2Si4O12 для температуры 1773о. Символы минералов: Maj – мэйджорит,
Pv – силикатный перовскит , Px – пироксен, Wad
– вадслеит, Ilm – силикатный ильменит, Sti – стишовит (Hemley, 1998).
Maj
Wad+Sti
+Maj
120
Px+Maj
80
40
0
0.0
о
Т=1500 C
0.2
Mg4Si4O12
0.4
0.6
0.8
1.0
Mg3Al2Si3O12
75
со
ли
ду
с
60
диопсид
ух
ой
»
CaMgSi2O6
P=23.3[(T/1665) -1]
«с
40
ди
р а оп с
сп ид
ла
в
Рис. 1.56. Р–Т условия плавления диопсида в «сухой»
системе (Boyd, England, 1963) и в условиях
насыщения
H2O (Yoder, 1966,
Рябчиков 1968).
20
Di + H 2O
расплав
Давление, кбар
4.46
0
1500
1300
1900
1700
о
Температура, С
20
15
En
L
Давление, кбар
L
Fo +L
25
En+H2O
30
10
Fo + L
5
0
1200
1400
Рис. 1.57. Плавление
энстатита в «сухих» и
водонасыщенных условиях (Boyd, 1964;
Kushiro et al., 1968,
изменениями). Темносерая область – расплав при сухих и водных условиях, светлосерая – только при
водных. En –энстатит,
Fo – форстерит, L –
расплав.
1800
1600
о
Температура, С
Смесимость и распад твердого раствора в пироксенах. Повышение
температуры и понижение давления способствуют смесимости между клино- и ортопироксенами (рис. 1.58) и, наоборот, снижение
температуры и повышение давления приводят к сокращению сме76
симости, вследствие чего возникают кристаллографически ориентированные срастания двух пироксенов, которые называются структурами распада (рис. 1.59). При падении температуры процессы распада в пироксенах происходят главным образом в результате сокращения области твердого раствора между богатыми и бедными кальцием пироксенами (рис. 1.58, 1.60).
CaMgSi2O6
CaFeSi2O6
мол.% 45
120
20
0o
1000 o
авгит
8
600o
45
00 o
Область распада
o
при Т = 1000 C
20
пижонит
5
Mg2Si2O6
o
1200
o
1000
ортопироксен
50
800
o
o
5
600
Fe2Si2O6
Рис. 1.58. Диаграмма состав–температура для пироксенов по экспериментальным данным при 10 кбар (Lindsley, 1983). При снижении температуры в
клинопироксене растворяется меньше ортопироксена, а в ортопироксене –
клиноприроксена (изотермы смещаются к параллельным сторонам трапеции). Диаграмма может использоваться в качестве индикатора температуры
совместного образования клино- и ортопироксенов.
«Вода» в пироксенах. В дефекты структуры пироксенов при высоких
давлениях может входить водород. В связи с этим в литературе указывается на присутствие воды в номинально безводных минералах, что,
конечно же, является преувеличением. Экспериментальные исследования показывают, что содержание «воды» в чистом энстатите увеличивается с давлением. Однако для глиноземистой разности энстатита наблюдается обратная корреляция в диапазоне давлений 38–55 кбар. При
этом содержание «воды» (то есть водорода) в нижнем диапазоне давления может значительно превышать таковое в чистом энстатите. Иными
словами, возле верхней границы астеносферы может существовать
область с повышенным содержанием «воды», заключенной в глиноземистом энстатите. Аномальная способность к протонированию, вероятно, вызвана изоморфными замещениями в кристаллической решетке энстатита:
Al3++H+Si4+;
Al3++H+2Mg2+.
77
Pl
Рис. 1.59. Структура
распада в пижоните,
возникающая при снижении
температуры;
проявлена в виде тонких ламеллей клинопироксена, заключенных в
ортопироксене. Краевая
зона зерен свободна от
распада, что указывает
на изменение состава
пироксена при кристаллизации. Габбронорит.
Николи скрещены. Поперечник поля зрения
около 5 мм. Зарисовка
шлифа.
Opx
Cpx
30
900oC
1200 oC
0 oC
0 oC
1 50
Область распада
твердого раствора
при 1500 оС
140
Давление, кбар
40
1200oC
1500oC
50
Рис. 1.60. Влияние
температуры и давления на состав сосуществующих ортопироксена (Mg2Si2O6) и клинопироксена
(CaMgSi2O6) (Lindsley, 1982).
20
10
Область распада
твердого раствора
о
при 1200 С
0
Mg2Si2O6
25
50
мольный%
75
CaMgSi2O6
В связи с этим уменьшение количества «воды» в глиноземистом
энстатите с давлением может быть вызвано снижением его глиноземистости.
Вхождение «воды» в структуру пироксенов фиксируется не только в экспериментальных, но и в природных образцах. Например, в
клинопироксене из эклогитов алмазоносного Кокчетавского массива
обнаружено до 3000 ppm «воды».
78
Распространенность в природе
Пироксены являются породообразующими минералами для
широкого спектра пород земной коры и верхней мантии – магматических, метаморфических и метасоматических. Они также входят в состав лунных пород и метеоритов.
Состав клинопироксена зависит от химического состава протолита и P–T условий образования.
Для мантийных пород ультраосновного и основного состава –
перидотитов, эклогитов и пироксенитов, встречающихся в аллохтонных массивах (например, Родна, Бени Бушера) и в ксенолитах
(включениях) в щелочных базальтах и кимберлитах, характерны
магнезиальные пироксены (энстатит и диопсид) в ассоциации с
оливином, хромистыми шпинелидами, ильменитом, гранатом
(Opx+Cpx+Ol ±Cr–Spl±Ilm ±Gr).
Пироксены можно встретить в коровых магматических породах ширкого спектра кремнекислотности: от ультраосновных до
кислых.
В магматических породах нормальной щелочности чаще всего
присутствуют ортопироксены, авгиты, а также пижонит, являющийся продуктом быстрой кристаллизации. В этих рядах с увеличением кремнекислотности магматических пород закономерно
растет железистость пироксенов и меняется набор минералов, с
которыми они сосуществуют.
В ультраосновных коматиитовых лавах и в расслоенных перидотит-габброидных массивах магнезиальные орто- и клинопироксены находятся в ассоциации с оливином, шпинелидами, а также
оксидами Ti и Fe.
В основных вулканических (базальты, долериты, туфы) и интрузивных (различные габброиды) горных породах пироксены
сосуществуют с оливином и плагиоклазом.
В средних вулканических (андезиты, туфы) и плутонических
(диориты, кварцевые диориты) породах в ассоциации с пироксенами могут находиться плагиоклаз, амфибол, биотит.
Пироксены могут присутствовать даже в кислых породах в ассоциации с кварцем, кислым плагиоклазом. В гранитах иногда
встречается крайне железистая разность ортопироксена – с содержанием энстатитового минала до 10%. В эффузивах кислого
состава (дацитах и риолитах) Галапагосских островов встречается
чистый Fs.
Парагенезис ортопироксена с кварцем, одним или двумя полевыми шпатами в гранулитовых метаморфических комплексах характерен для гнейсов, чарнокитов или эндербитов.
79
Во всех типах щелочных магматических пород широко представлены щелочные пироксены. Прежде всего, это кристаллизующиеся из расплава эгирин и эгирин-авгит.
В этих породах щелочные пироксены могут встречаться с
фельдшпатоидами, калиевым полевым шпатом, альбитом, щелочными амфиболами, высокожелезистым биотитом, титаномагнетитом, широким набором акцессорных минералов.
Пироксены широко представлены в метаморфических породах. Они являются породообразующими минералами в породах
средней и высокой ступеней регионального метаморфизма (гранулитовая, эклогитовая, реже глаукофансланцевая и амфиболитовая фации), а также высокотемпературного контактового метаморфизма.
В метаморфических породах широко проявлен типохимизм
пироксенов – соответствие их состава определенным породам и
парагенезисам минералов. Приведем некоторые примеры. Наиболее железистые ортопироксены (с магнезиальностью 10–30%)
характерны для регионально метаморфизованных железистых
осадков – эвлизитов, где этот минерал ассоциирует с фаялитом,
геденбергитом, грюнеритом или альмандин-спессартиновым гранатом. Авгиты входят в состав кристаллических сланцев, образовавшихся как за счет изверженных, так и за счет осадочных материнских пород, богатых Ca, Fe, Mg. Омфациты входят в высокобарный эклогитовый (реже глаукофансланцевый) парагенезис,
включающий также гранат, фенгит, кианит, кварц и другие минералы. Высококальциевые пироксены характерны для метаморфических пород богатых кальцием, образованным, прежде всего, по
известнякам.
Пироксен нередко входит в состав высокотемпературных метасоматических
пород.
Клинопироксены
диопсидгеденбергитового ряда и магнезиальные ортопироксены типичны
для скарновых формаций, в щелочных метасоматитах распространены эгирины и эгирин-авгиты.
1.3. ЛЕНТОЧНЫЕ СИЛИКАТЫ
ГРУППА АМФИБОЛОВ
Амфиболы являются важной составляющей разных типов магматических и метаморфических пород земной коры. Объемное
содержание амфиболов в земной коре составляет около 5%. Распространенность амфиболов в мантии значительно меньше, но их
роль в мантийных процессах крайне высока.
80
Состав, изоморфизм и классификация
Амфиболы – это ленточные силикаты с общей формулой
A0–1B2C5T8О22Y2, где
А = Na, K, Ca;
В = Na, Ca, Mn2+, Fe2+, Mg;
С= Mg, Fe2+, Mn2+, Al, Fe3+, Mn3+, Ti; Li, Zr;
Т = Si, Al, Ti;
Y= ОН, F, C1, О.
Международная классификация амфиболов насчитывает 79 миналов, которые по содержанию катионов в позиции В (в формульных
единицах, объединяются две позиции M4 (см. ниже)) разделяются на
пять подгрупп (Leake et al.,2003):
1) магнезиально-железистые [(Mg,Fe, Mn)B ≥ 1.5];
2) кальциевые [(Mg,Fe,Mn)B ≤ 0.5, (Ca,Na)B ≥ 1.5 и NaB < 0.5];
3) натрово-кальциевые [(Mg,Fe,Mn)B ≤ 0.5, (Ca,Na)B ≥ 1.5 и
0.50 < NaB < 1.5];
4) натровые [(Mg,Fe,Mn)B ≤ 0.5 и NaB≥ 1.5];
5) натрово-кальциево-магнезиально-железистые
[0.5<(Mg,Fe,Mn)B <1.5 и 0.5≤ (Ca,Na)B <1.5].
Магнезиально-железистые амфиболы представлены кристаллами
ромбической и моноклинной сингоний (табл. 1.7, рис. 1.61). Ромбические амфиболы образуют серию антофиллит–ферроантофиллит–
жедрит, для них характерен изоморфизм: MgFe и
3(Fe,Mg)2+2Al3+. Моноклинные амфиболы образуют серию куммингтонит–грюнерит с изоморфизмом MgFe+2.
Таблица 1.7
Формулы конечных членов изоморфных рядов магнезиальножелезистых амфиболов (Leake et al., 2003, с сокращениями)
Ромбические Mg–Fe амфиболы
Антофиллит
Ферроантофиллит
Mg7 Si8 O22 (OH)2
Fe2+7 Si8 O22 (OH)2
Жедрит
Mg5 Al2 Si6 Al2 O22 (OH)2
Феррожедрит
Fe2+5 Al2 Si6 Al2 O22 (OH)2
Моноклинные Mg–Fe амфиболы
Куммингтонит
Грюнерит
Mg7 Si8 O22 (OH)2
Fe2+7 Si8 O22 (OH)2
81
Mg-Fe амфиболы
(Mg, Fe , Mn )B≥1.5
2+
2+
Моноклинные
2+
Mg/(Mg+Fe )
Ромбические
1.0
Куммингтонит
Жедрит
Антофиллит
0.5
Ферроантофиллит
0.0
8.0
Грюнерит
Феррожедрит
7.0
6.0
8.0
7.0
Si, ф.е.
Рис. 1.61. Классификация магнезиально–железистых амфиболов (Leake et al.,
1997, с сокращениями). Количество атомов дано в формульных единицах (ф.е.).
Кальциевые амфиболы кристаллизуются в моноклинной сингонии, их основные типы представлены в табл. 1.8 и на рис. 1.62.
Для минералов ряда тремолит–ферроактинолит (табл. 1.8, рис. 1.62) наблюдается полный изоморфный ряд замещений двухвалентного Fe на Mg.
Минералы таких изоморфных рядов как эденит–ферроэденит, чермакит–феррочермакит, паргасит–ферропаргасит, магнезиогастингсит–гастингсит (табл. 1.8, рис. 1.62) имеют сложные схемы изо- и гетеровалентных замещений. Эти минералы обладают близкими оптическими константами, и поэтому трудно различимы между собой под поляризационным микроскопом. В старых классификационных схемах,
созданных в эпоху дефицита аналитического оборудования (например,
микрозондов), для этих амфиболов использовался собирательный термин «роговая обманка».
Среди кальциевых амфиболов традиционно выделяют базальтическую роговую обманку, которая является важными типоморфным минералом ряда вулканических пород ((трахи)базальтов, (трахи)андезитов и
их туфов). Этот минерал по классификации (Leake et al., 2003) относится к серии ферричермакита–ферриферрочермакита с повышенным
содержанием Ti, пониженным количеством (ОН), окисное железо в нем
преобладает над закисным.
Натрово–кальциевые амфиболы кристаллизуются в моноклинной
сингонии (табл. 1.9, рис. 1.63) и образуют несколько магнезиально–
железистых изоморфных рядов.
Натровые амфиболы (табл. 1.10, рис. 1.64) кристаллизуются в моноклинной сингонии, традиционно их называют щелочными. Наиболее
распространенными являются минералы следующих магнезиально–
железистых изоморфных серий: глаукофан–ферроглаукофан; рибекит–
магнезиорибекит;
экерманит–ферроэкерманит
и
арфведсонит–
магнезиоарфведсонит.
Примеры изоморфизма в амфиболах приведены на рис. 1.65.
82
Таблица 1.8
Формулы конечных членов изоморфных рядов наиболее распространенных кальциевых амфиболов (Leake et al., 2003, с сокращениями)
Тремолит
Ca2Mg5Si8O22(OH)2
Ферроактинолит
Ca2Fe2+5Si8O22(OH)2
Магнезиальная рогоCa2[Mg4 (Al,Fe3+)]Si7AlO22(OH)2
вая обманка
Железистая роговая
Ca2[Fe2+4(Al,Fe3+)]Si7AlO22(OH)2
обманка
Чермакит
Ca2(Mg3AlFe3+)Si6Al2O22(OH)2
Феррочермакит
Ca2(Fe2+3Al Fe3+)Si6Al2O22(OH)2
Алюмочермакит
Алюмоферрочермакит
Ферричермакит
Ферриферрочермакит
Эденит
Ферроэденит
Паргасит
Ферропаргасит
Магнезиогастингсит
Гастингсит
Керсутит
Феррокерсутит
Ca2(Mg3Al2)Si6Al2O22(OH)2
Ca2(Fe2+3Al2)Si6Al2O22(OH)2
Ca2(Mg3Fe3+2)Si6Al2O22(OH)2
Ca2(Fe2+3Fe3+2)Si6Al2O22(OH)2
NaCa2Mg5Si7Al O22(OH)2
NaCa2Fe2+5Si7AlO22(OH)2
NaCa2(Mg4Al)Si6Al2O22(OH)2
NaCa2(Fe2+4Al)Si6Al2O22(OH)2
NaCa2(Mg4Fe3+)Si6Al2O22(OH)2
NaCa2(Fe2+4Fe3+)Si6Al2O22(OH)2
NaCa2(Mg4Ti)Si6Al2O23(OH)
NaCa2(Fe2+4Ti)Si6Al2O23(OH)
Таблица 1.9
Формулы конечных членов наиболее распространенных изоморфных рядов натрово–кальциевых амфиболов
(Leake et al., 2003, с сокращениями)
Рихтерит
Феррорихтерит
Винчит
Ферровинчит
Барруазит
Ферробарруазит
Магнезиокатофорит
Катофорит
Магнезиотарамит
Тарамит
Na(CaNa)Mg5Si8O22(OH)2
Na(CaNa)Fe2+5Si8O22(OH)2
(CaNa)Mg4(Al,Fe3+)Si8O22(OH)2
(CaNa)Fe2+4(Al,Fe3+)Si8O22(OH)2
(CaNa)Mg3AlFe3+Si7AlO22(OH)2
(CaNa)Fe2+3AlFe3+ Si7AlO22(OH)2
Na(CaNa)Mg4(Al,Fe3+)Si7AlO22(OH)2
Na(CaNa)Fe2+4(Al,Fe3+)Si7AlO22(OH)2
Na(CaNa)Mg3AlFe3+Si6Al2O22(OH)
Na(CaNa)Fe2+3AlFe3+Si6Al2O22(OH)
83
CaB≥1.5; (Na+K)A≥0.5
Ti<0.5
1.0
Паргасит
VI
3+
(Al ≥Fe )
Магнезиогастингсит
(AlVI<Fe3+)
Ферропаргасит
VI
3+
(Al ≥Fe )
2+
Mg/(Mg+Fe )
Эденит
0.5
Ферроэденит
0.0
6.5
7.0
7.5
Гастингсит
VI
3+
(Al <Fe )
6.0
Керсутит
Саданагаит
Феррокерсутит
5.0
5.5
4.5 6.5
6.0
Si, ф.е.
CaB≥1.5; (Na+K)A≥0.5
СаА<0.5
5.5
СаА≥0.5
Каннилоит
Магнезиальная
Актироговая
нолит
обманка
Mg/(Mg+Fe )
Магнезиосаданагаит
Si, ф.е.
1.0
Тремолит
0.9
2+
Ti≥0.5
Чермакит
0.5
Ферро- Железистая
актироговая
нолит
обманка
0.0
8.0
6.5
7.0
7.5
Феррочермакит
Si, ф.е.
6.0
5.5
Рис. 1.62. Классификация кальциевых амфиболов (Leake et al., 2003, с
сокращениями). Количество атомов дано в формульных единицах (ф.е.).
(Ca+NaВ)≥1.5; 0.5<NaВ<1.5
(Na+K)A<0.5
(Na+K)A≥0.5
Mg/(Mg+Fe2+)
1.0
Рихтерит
Магнезиокатофорит
Магнезиотарамит
Винчит
Катофорит
Тарамит
Ферровинчит
Барруазит
0.5
Феррорихтерит
0.0
8.0
7.5
7.0
6.5
Si, ф.е.
6.0
5.5 8.0
7.5
Ферробарруазит
7.0
Si, ф.е.
6.5
Рис. 1.63. Классификация натрово–кальциевых амфиболов (Leake et al.,
2003). Количество атомов дано в формульных единицах.
84
Таблица 1.10
Формулы конечных членов наиболее распространенных
изоморфных рядов натровых амфиболов
(Leake et al., 2003, с сокращениями)
Na2(Mg3Al2)Si8O22(OH)2
Na2(Fe2+3Al2)Si8O22(OH)2
Na2(Mg3Fe3+2)Si8O22(OH)2
Na2(Fe2+3 Fe3+2)Si8O22(OH)2
NaNa2(Mg4Al)Si8O22(OH)2
NaNa2(Fe2+4Al)Si8O22(OH)2
NaNa2(Mg4Fe3+)Si8O22(OH)2
NaNa2(Fe2+4 Fe3+)Si8O22(OH)2
NaNa2(Mg3Al2)Si7AlO22(OH)2
NaNa2(Fe2+3Al2)Si7AlO22(OH)2
NaNa2(Fe2+3Fe3+2)Si7AlO22(OH)2
Глаукофан
Ферроглаукофан
Магнезиорибекит
Рибекит
Экерманит
Ферроэкерманит
Магнезиоарфведсонит
Арфведсонит
Нибёит
Ферронибёит
Ферри-ферронибёит
(Na+K)A≥0.5
(Na+K)A<0.5
1.0
Глаукофан
(AlVI≥Fe3+)
Экерманит
VI
3+
(Al ≥Fe )
Магнезио-
0.5
Ферроглаукофан
(AlVI≥Fe 3+)
Рибекит
VI
3+
(Al <Fe )
VI
3+
(Al <Fe )
Нибёит
VI
3+
(Al ≥Fe )
Ферринибёит
VI
3+
(Al <Fe )
0.5
Ферроэкерманит
VI
3+
(Al ≥Fe )
Ферронибёит
VI
3+
(Al ≥Fe )
Арфведсонит Ферриферронибёит
VI
3+
(AlVI<Fe3+)
(Al <Fe )
0.0
0.0
8.0
арфведсонит
2+
Mg/(Mg+Fe )
Магнезиорибекит
VI
3+
(Al <Fe )
2+
Mg/(Mg+Fe )
1.0
7.5
Si, ф.е.
7.0
8.0
7.5
7.0
Si, ф.е.
6.5
Рис. 1.64. Классификация натровых амфиболов. (Leake et al., 2003, с сокращениями). Количество атомов дано в формульных единицах.
85
4+
+
3+
Na +Al ↔ Si
Na +
+A 3+
l
Ферроактинолит
Глаукофан
Паргасит
2+
3+
Fe ↔ Ca
2+
Fe ↔ Al
3+
4+
2+
3+
2A 3
+
l ↔
3+
+
2+
Na +Mg ↔ Al
4+
3+
2+
2Al ↔ Mg +Si
2+
Fe
Паргасит
g 2+
↔
↔
Жедрит
Эденит
2+
Чермакит
g
Антофиллит
C a 2+
+M
M
2+ ↔
Ca
2Al ↔ Mg +Si
2+
Mg
Si 4+
+M
g 2+
Тремолит
Ca2Mg5Si8O22(OH)2
Грюнерит
Ферроглаукофан
Рис. 1.65. Примеры изоморфизма в амфиболах.
Структура
Амфиболы относятся к ленточным силикатам. Каждая амфиболовая лента объединяет две пироксеновые цепочки Si(–Al)-тетраэдров
(рис. 1.66). Наличие сдвоенных цепочек кремнекислородных тетраэдров приводит к увеличению числа различных катионных позиций
по сравнению с пироксенами и, следовательно, к усложнению соотношений между различными минералами этой группы.
Так же как и в пироксенах, катионные позиции в структуре амфиболов можно охарактеризовать их положением по отношению к
вершинам и основаниям кремнекислородных тетраэдров в двойных
цепочках. Полости между основаниями тетраэдров соседних цепочек называются позициями М4, а меньшие позиции между вершинами противоположных тетраэдров обозначаются как Ml, M2 и М3.
Эти три катионные позиции различным образом ориентированы по
отношению к цепочкам и не являются кристаллографически эквивалентными.
Позиция М4 занята крупным катионом Са2+, который находится в
окружении восьми атомов кислорода. Если ее занимает меньший
катион, например Fe2+, то эта позиция имеет шестерную (октаэдрическую) координацию, такую же, как позиции Ml, M2 и М3.
86
а)
c
[(Si4O11)(OH)]
7-
б)
OH
а
M3
M2 M1
M1 M2
OH
M4
A
M4
OH
b
Рис. 1.66. Структура амфиболов: а – cхема строения лент амфибола; б –
катионные и анионные позиции в структуре.
Сдвоенность цепочек порождает катионную позицию третьего
типа, которая располагается между кольцами, образованными противолежащими основаниями тетраэдров в цепочках. Это большая
позиция, обозначаемая как А. В центрах гексагональных колец, на
уровне вершин тетраэдров, располагаются анионы ОН– и др.
Амфиболы, как отмечалось выше, кристаллизуются в ромбической или моноклинной сингониях.
Диагностические свойства в шлифах
Так как амфиболы имеют очень сложные составы, обусловленные
атомными замещениями, для них нельзя построить диаграммы корреляции химических составов и оптических свойств. Тем не менее, с помощью поляризационного микроскопа мы, как правило, имеем возможность отнести данный минерал к определенному изоморфному амфиболовому ряду (табл. 1.11).
Все амфиболы под микроскопом имеют средний положительный
рельеф, то есть значения их показателей преломления, за редким исключением, находятся в интервале 1.6–1.7. Поперечные (перпендикулярные
оси с) разрезы идиоморфных амфиболов имеют форму шестиугольников или ромбов с характерной спайностью по призме под углом 56o (рис. 1.67а, табл. 1.11), в отличие от пироксенов, где угол
призмы образует 87o.
87
Подчеркнем некоторые особенности амфиболов, принадлежащих к
различным изоморфным рядам.
Амфиболы антофиллит-жедритового ряда отличаются прямым
погасанием при положительном удлинении (табл. 1.11).
Натровые (щелочные) амфиболы имеют характерные окраски
(рис. 1.67б, в, табл. 1.11) с резким плеохроизмом, и только среди них
есть разновидности, отличающиеся отрицательным удлинением и
обратной схемой абсорбции. Щелочные амфиболы обладают сильной
дисперсией осей индикатрисы, благодаря чему некоторые их сечения
при скрещенных николях не гаснут, что отличает их от многих других минералов.
Амфиболы, окрашенные только в коричневые тона – базальтическую роговую обманку и керсутит – иногда трудно различить в
эффузивных породах, но в глубинных разностях коричневая окраска амфибола – признак ее принадлежности к титанистым разностям. Кроме того, базальтическая роговая обманка иногда обладает
очень высоким двулучепреломлением, отличающим ее от керсутита (табл. 1.11).
Кальциевые амфиболы окрашены под микроскопом в зеленоватые, коричневато-зеленые, голубовато-зеленые тона (рис. 1.67г).
Минералы актинолит-тремолитового ряда отличаются от других зеленых кальциевых амфиболов рядом признаков: они характеризуются более слабым плеохроизмом, меньшими углами погасания, формы их выделения нередко имеют волокнистый, шестоватый, игольчатый облик, в отличие от зернисто-призматических форм других
кальциевых амфиболов.
В то же время различные амфиболы (табл. 1.11.) могут перекрываться по оптическим свойствам, и принадлежность их к той или
иной группе можно установить либо по парагенетической ассоциации минералов в породе, либо по химическому анализу амфибола.
Вторичные изменения. Наиболее характерными вторичными минералами, развивающимися по амфиболам, являются хлорит, эпидот,
карбонаты. Кальциевые алюмосодержащие амфиболы магматического происхождения часто замещаются амфиболами тремолитактинолитовой группы.
Вкрапленники роговых обманок, находящиеся в вулканических
породах, нередко опацитизируются – замещаются черным непрозрачным веществом, чаще только по краям, а иногда и нацело. Образование таких кайм связано с нестабильностью роговой обманки,
чаще всего, с ее дегидратацией, окислением, нагревом. Вещество
опацитовых кайм под оптическим микроскопом имеет скрытокристаллический облик, непрозрачно, так как состоит в основном из
рудных минералов (титаномагнетита, магнетита) и небольшого количества пироксенов и плагиоклаза.
88
89
1
группа
магнезиально-железистые
жедрит
3
2
антофиллит
стебельчатые,
волокнистые,
лучистые,
листоватые,
тонкопластинчатые,
игольчатые,
длиннопризматические,
ромбические,
шестиугольные
характерные
формы разрезов в шлифах
минерал
Np– св.-желтый;
Nm –св.-желтый;
Ng– желтокоричневый
Np= Nm< Ng
4
бесцветный
окраска и схема
абсорбции
(2ī0)=54.5o
(210):
5
по {210}–
соверш.,
между
спайность
6
средний,
положительный,
редко –
до высокого
оптический
рельеф
0.016–
0.022
двупреломление
(ng– np)
7
0.026–
0.017
8
прямое
погасание
L=(+)
угол погасания,
удлинение (L)
Некоторые оптические характеристики амфиболов
от
2VNр=80
до 2VNg =
=70
(от отриц.
до полож.)
9
от
2VNр=65
до 2VNg =
=60
(от отриц.
до полож.)
угол 2V,
(оптический
знак)
10
отсутствуют
двойники
Таблица 1.11
1
магнезиально-железистые
кальциевые
90
актинолит
тремолит
грюнерит
2
куммингтонит
3
Np– св.желтозеленый;
Nm – св.зеленый;
Ng– св.голубоватозеленый
Np< Nm< Ng
Np– оч. св.желтоватый;
Nm – оч. св.желтоватый;
Ng– бледнозеленоватый
Np< Nm< Ng
бесцветный
4
бесцветный
(110)
(010)
по {110}–
совершенная,
между (110):
(1ī0)=55–56o
5
(110)
(010)
6
0.027–
0.017
0.030–
0.045
7
0.020–
0.030
21–10
L=(+)
10–15
L=(+)
8
15–21
L=(+)
2VNр=74
(отриц.)
2VNр=85
(отриц.)
2VNр=90–84
(отриц.)
9
2VNg =80–90
полож.
по {100},
простые,
полисинтетические
10
по {100},
простые
Продолжение табл. 1.11
91
1
кальциевые
керсутит
2
роговая
обманка,
эденит,
ферроэденит,
паргасит,
гастингсит
и др.
базальтическая
роговая
обманка
3
призматические,
ромбические,
шестиугольные
Np– св.-желтый;
Nm – коричневтокрасный;
Ng– коричневтокрасный
Np< Nm<< Ng
Np– желтый;
Nm – желто-кор.;
Ng– коричневый
Np< Nm<< Ng
4
Np– св.-желтозеленый;
Nm – ж.-зеленый;
Ng– коричневозеленый
Np< Nm<< Ng
5
6
0.034
0.018–0.070
7
0.014–0.026
4–19
L=(+)
0–18
L=(+)
8
15–34
L=(+)
2VNр=83–
80
(отриц.)
9
2VNр=87–
63
(отриц.)
10
Продолжение табл. 1.11
1
натровые (щелочные) и натрово-кальциевые
92
арфведсонит
экерманит
рибекит
глаукофан
2
рихтерит
3
стебельчатые,
игольчатые,
волокнистые,
листоватые,
призматические,
ромбические,
шестиугольные
Np – сине-зеленый;
Nm – св.-синезеленый;
Ng – св.-желтозеленый
Nm < Np > Ng
Np – темно-синезеленый;
Nm – коричневожелтый;
Ng – зеленоватосине-серый
Nm << Np << Ng
4
от бесцветного до
желтоватооранжевого
Np – желтоватозеленоватый
Nm – светло-синий,
фиолетовый;
Ng – лавандовосиний
Np< Nm<< Ng
Np – темно-синий;
Nm – светло-синий;
Ng – зеленоватожелтый
Np>> Nm> Ng
5
6
0.005
0.016
0–30
L (–)
37–18
L
от (+) до
(–)
3–21
L=(–)
4–14
L=(+)
0.008–
0.022
2VNр=0–
50
(отриц.)
2VNр=80–
15
(отриц.)
2VNр=80–
90
(отриц.)
9
2VNр=70–
66
(отриц.)
2VNр=50–
10
(отриц.)
10
Окончание табл. 1.11
8
17–19
L=(+)
7
0.022–
0.019
а)
б)
в)
г)
Рис. 1.67. Амфиболы различного состава: а – базальтическая роговая обманка из андезита с характерной формой выделения и спайностью в двух
направлениях. Вокруг зерна базальтической роговой обманки развивается
тонкая черная опацитовая кайма; б – глаукофан из плагиоклазглаукофанового сланца; в – арфведсонит из щелочного сиенита; г– кальциевый амфибол из эпидотового амфиболита. Все снимки – при одном николе.
Поперечник поля зрения около 7 мм. Фото М.А.Богомолова.
Пределы устойчивости
Устойчивость амфиболов зависит от ряда факторов, главными из
которых являются их состав, температура, общее и флюидное давления,
состав флюидной фазы, окислительно-восстановительные условия.
Например, во всех магнезиально-железистых сериях температура
устойчивости амфибола повышается по мере повышения магнезиальности амфибола. В группе кальциевых амфиболов всегда более
устойчивы разности, содержащие Na. Вхождение фтора и калия в
структуру амфибола также повышают его устойчивость.
Поле стабильности амфиболов на Р–Т диаграмме сначала увеличивается с ростом флюидного давления, а потом сокращается
(рис. 1.68) вследствие изменения сжимаемости водного флюида,
участвующего в минеральной реакции, а также появления новых фаз
в продуктах реакции.
Состав флюидной фазы может сильно повлиять на соотношение
температуры и давления стабильности амфибола. Так, например,
интервал температурной устойчивости паргасита при низких давле93
ниях (менее 3 кбар) сокращается, а при давлениях более 8 кбар увеличивается при добавлении к водному флюиду углекислого газа
(рис. 1.69).
Di+Sti+cEn+H2O
140
130
120
Di+Sti+
cEn+Wad
+H2O
110
100
К-рихтерит
Давление, кбар
90
80
70
60
50
Di+En+H2O
40
30
Di+Tlc
En+Di+-Qtz+H2O
20
10
Тремолит
En+Di+-Qtz+H2O
600
800
1000
1200
1400
1600
1800
Температура, оС
Рис. 1.68. Термодинамические поля стабильности
тремолита
и
К-рихтерита
(KNaCaMg5Si8022(OH)2). (Maresch, Czank,
2007; Frost, 2006).
94
Di+Fo+Spl
±Ne+H2O
10 кбар
1100
8
Температура, оС
1080
6
4
1060
3
1040
2 кбар
1020
Паргасит
1000
980
0.4
0.8
0.6
1.0
HO
( H O+CO
)fl
2
2
2
Рис. 1.69. Стабильность паргасита в зависимости от температуры,
мольной доли воды во флюиде и давления (Holloway, 1973;
Maresch et al., 1994).
Повышение температуры и давления приводят к дегидратации
амфиболов с образованием новых фаз, прежде всего, пироксеновых
(рис. 1.68).
Например, разложение К-рихтерита, самого высокобарического
высокотемпературного амфибола, стабильного вплоть до переходной зоны мантии, при давлении до 80 кбар происходит по реакции:
К-Rct→Di + En + H2O,
имеющей положительный наклон на Р–Т диаграмме (рис. 1.68). В
интервале давлений 80–110 кбар в продуктах реакции появляется
высокобарная полиморфная модификация оливина – вадслеит:
К-Rct → Di + CEn + Wad + H2O,
95
и реакция становится малочувствительной к изменениям давления.
А при давлении свыше 120 кбар, К-рихтерит разлагается с образованием высокобарной модификации кварца – стишовита:
К-Rct → Di + CEn + Sti + H2O,
и реакция приобретает отрицательный наклон на Р–Т диаграмме
(рис. 1.68).
Для менее устойчивого тремолита схема разложения имеет вид:
Tr → Di + En + Qtz + H2O,
со сменой -кварца на -кварц при повышении давления (рис. 1.68).
Окислительно-восстановительные условия могут также влиять на
стабильность амфибола. Так, поле устойчивости ферропаргасита
расширяется при возрастании фугитивности кислорода (рис. 1.70).
H2 O
WM буфер
рг
ас
ит
rt+
H2 O
1
Mag
400
500
а
оп
р
e
р
Фе
l+N
P
+
+Hd
+G
2
NiNiO буфер
Фе
Ma
р
g+H ропарг
асит
d+G
rt +
Pl+N
e+
Давление флюида, кбар
3
600
700
800
900
Температура, оС
Рис. 1.70. P–T кривые дегидратации ферропаргасита при разной летучести
кислорода: WM – вюстит-магнетитовый буфер, NiNiO – буфер Ni-NiO (Gilbert, 1966).
Поведение амфибола, как и других водных фаз, в расплавах существенно отличается от поведения безводных силикатов. Специфи96
ку кристаллизации амфибола из расплава определяет соотношение поля его стабильности и водного солидуса магматической системы, из которой он кристаллизуется. На Р–Т диаграмме в области
низких давлений кривая стабильности амфибола имеет положительный наклон, а водный солидус – отрицательный (рис. 1.71). Пересечение этих кривых определяет минимальное давление кристаллизации
амфибола. Поскольку водный солидус напрямую связан с содержанием
воды в расплаве, то таким образом устанавливается минимальное содержание воды в расплаве, необходимое для кристаллизации амфибола.
Так, для кристаллизации паргасита и керсутита в базальтовом расплаве требуется не меньше 4 мас.% Н2О при давлении выше 1 кбар
(рис. 1.71). Минимальное давление для образования амфибола в андезитовых и более кислых водонасыщенных расплавах по разным данным составляет 0.5–1.5 кбар (глубины 2–5 км). При более низких давлениях амфибол нестабилен в магмах, независимо от количества воды в
системе, и может иметь лишь вторичное, постмагматическое, или метаморфическое происхождение.
Верхний предел стабильности амфибола по давлению в андезитовом расплаве, из которого чаще всего кристаллизуются амфиболы
кальциевой группы, при РН2О=Робщ. составляет 18–20 кбар и почти не
зависит от температуры. Максимальный температурный предел устойчивости амфибола в водонасыщенных условиях составляет 950–970°С
и не зависит от давления в интервале 5–18 кбар.
Р, кбар
базальт+Н2О
Расплав
+
кристаллы
9
Ликвидус
ду с
5
Амфибол
Соли
7
Порода
3
Pmin
1
14
12 10
8
6
4
2
H2O в расплаве, мас.%
0 600
800
1000
1200
Температура, оС
Рис. 1.71. Солидус базальтов и Р–Т условия кристаллизации амфиболов (Йодер, Тилли, 1965).
97
Известно, что добавление в водосодержащий расплав СО2 приводит к
смещению линии солидуса в область более высоких температур. Соответственно образование амфибола из расплава будет начинаться при более высоком давлении и температуре, по сравнению с чисто водными
условиями. Замещение гидроксил-ионов фтором в структуре амфибола будет оказывать противоположный эффект, так как приводит к
увеличению стабильности амфибола по температуре и давлению.
Количество амфибола в магме может сокращаться при ее подъеме. В
связи с дегазацией и окислением расплава амфибол замещается агрегатом пироксенов, плагиоклаза и оксидов железа.
Распространенность в природе
Амфиболы широко распространены в самых различных породах
земной коры и мантии. Одни из них более распространены в метаморфических породах, другие – в магматических. Например, амфиболы антофиллит-жедритового, актинолит-тремолитового рядов
встречаются только в метаморфических и метасоматических породах. Амфиболы куммингтонит-грюнеритового ряда чаще преобладают в метаморфических породах, хотя известны и в магматитах.
Такие щелочные амфиболы как арфведсонит, экерманит, рибекит
распространены в магматических породах, тогда как щелочной глаукофан является типоморфным минералом одноименных сланцев, но
встречается также и в эклогитах. Глинозем- и натрийсодержащие
амфиболы кальциевой группы характерны для широкого спектра как
магматических, так и метаморфических пород.
Амфиболы характерны и для мантийных пород. Некоторые кальциевые и Ca-Na амфиболы (паргасит, керсутит, гастингсит и рихтерит) встречаются в нодулях верхнемантийных перидотитов из щелочных базальтов и в породах перидотитовых массивов. Они образуют либо мелкие рассеянные зерна в перидотите, либо почти мономинеральные амфиболовые прожилки. Амфиболы мантийных пород
отличаются высокой магнезиальностью, повышенными содержаниями хрома и довольно высокими содержаниями калия. Образование амфиболов в мантии связано с флюидным (или флюидномагматическим) воздействием на перидотиты.
Дифференциация
выплавленных
из
мантии
щелочноультраосновных магм приводит к появлению щелочных пород – от
основных через средние и до кислых. Во всех этих породах присутствуют щелочные амфиболы – арфведсонит, экерманит, рибекит.
Рибекит чаще встречается в кварцсодержащих породах, а в более
глиноземистых фельдшпатоидных породах преимущественно кристаллизуется арфведсонит.
Амфибол встречается в насыщенных флюидами ультраосновных
кимберлитовых и лампроитовых магмах. В кимберлитах амфибол
98
встречается редко и представлен калиевым рихтеритом. Напротив,
лампроиты богаты щелочными амфиболами ряда К-рихтерит–Карфведсонит, где они могут ассоциировать с оливином, клинопироксеном, флогопитом и лейцитом.
В магматических горных породах нормальной и повышенной
щелочности весьма широко распространены кальциевые амфиболы.
Амфиболовое габбро довольно часто встречается в глубинных комплексах основных пород. Здесь вместо оливина и пироксенов присутствуют кальциевые амфиболы с высокими содержаниями титана.
Амфиболы кальциевой группы являются главными минералами андезибазальтов и андезитов, причем, чаще всего, в виде базальтической роговой обманки и керсутита. Кальциевые амфиболы являются
породообразующими минералами для интрузивных средних пород
нормальной и повышенной щелочности – диоритов, кварцевых диоритов и сиенитов. Железистый амфибол эденит-ферроэденитового
ряда может присутствовать в качестве темноцветного минерала в
граните.
Амфиболы являются типичными представителями пород регионального и контактового метаморфизма, особенно характерны они
для метабазитов и метагипербазитов. В силу широких вариаций составов и Р–Т условий образования, эти минералы могут быть типоморфными для определенных фаций метаморфизма. Так, для низкотемпературной фации зеленых сланцев характерны амфиболы актинолит-тремолитового ряда, ассоциирующие с хлоритами, альбитом и
другими минералами. Переход от фации зеленых сланцев к среднетемпературной амфиболитовой фации знаменуется появлением глинозем- и натрийсодержащих кальциевых амфиболов, ассоциирующих с плагиоклазом и другими минералами. Дальнейшее увеличение
температур и давлений приводит к распаду амфиболов. Минальная
реакция взаимодействия Ca-Na амфибола с кварцем:
NaCa2Mg4AlSi6Al2O22(OH)2+4SiО2=
паргасит
кварц
=CaMgSi2О6+3MgSiО3+NaAlSi3О8+CaAl2Si2О8+Н2О
диопсид энстатит
плагиоклаз
знаменует переход от амфиболитовой фации метаморфизма к гранулитовой.
В эклогитах и глаукофановых сланцах нередко встречаются устойчивые до давлений 25 кбар винчит и барруазит. Амфиболы нередко присутствуют в силикатных мраморах, образованных в широком диапазоне температур.
Амфиболы можно встретить в контактово-метасоматических породах. Так, щелочные амфиболы – магнезиоарфведсонит, рихтерит,
экерманит входят в состав фенитов – метасоматических пород, воз99
никающих в качестве ареолов вокруг щелочных интрузивов. Кальциевые амфиболы широко распространены в магнезиальных скарнах
в парагенезисе с диопсидом, форстеритом, кальцитом и другими
магнезиальными минералами.
1.4. СЛОИСТЫЕ СИЛИКАТЫ
ГРУППА СЛЮД
В группу слюд входят слоистые алюмосиликаты, имеющие
обобщенную формулу:
IM2–3T4 O10 (OH)2, где I = K, Na, Ca; M = Fe2+,3+, Mg, Al, Ti; T = Si, Al.
Слюды относятся к числу распространенных минералов земной
коры, слагающих около 4% ее объема. В коре их можно встретить в
метаморфических породах разных ступеней метаморфизма, в плутонических и вулканических горных породах среднего и кислого состава, а также в ряде осадочных пород. Слюды распространены и в
мантии, где они входят в состав таких пород как кимберлиты, карбонатиты и некоторые разновидности перидотитов.
Классификация слюд
Породообразующие слюды разделяют на две подгруппы – светлые и темные, различающиеся по химического составу, а часто и по
генезису.
В подгруппу светлых слюд входят:
мусковит KAl3Si3O10(OH)2
парагонит NaAl3Si3O10(OH)2
маргарит CaAl3Si2O10(OH)2
селадонит K(Mg,Fe2+)(Al, Fe3+)Si4O10(OH)2
лепидолит KLi2Al(Al,Si)3O10(F,OH)2
Для некоторых разновидностей светлых слюд используются следующие названия:
серицит – тонкозернистый мусковит (парагонит).
фенгит – мусковит-селеданонитовый твердый раствор (как правило, без Fe3+).
фуксит
–
хромсодержащая
разновидность
мусковита
(KAl2(Al,Cr)Si3O10(OH)2)
Подгруппа темных слюд представлена в основном конечными
членами твердого раствора биотита:
флогопит KMg3AlSi3O10(OH)2
аннит KFe3AlSi3O10(OH)2
истонит KMg2Al3Si2O10(OH)2
сидерофиллит KFe2Al3Si2O10(OH)2 .
100
К этой же подгруппе относится лепидомелан,
K(Fe, Mg)3(AI, Fe3+)Si3О10(OH)2 – биотит со значительной долей Fe3+.
Более детальную систематику слюд, охватывающую все разновидности этого минерала, можно найти в специальных изданиях (например, Bailey, 1984; Rieder et al., 1998; Reviews in mineralogy, 2002),
а также на сайте (http://www.mindat.org/min-6728.html).
Структура
Слюды кристаллизуются в моноклинной сингонии. Основным
элементом структуры слюд являются трехслойные пакеты, образованные двумя тетраэдрическими слоями ([AlSi3O10] 5–), между которыми находится октаэдрический слой (рис. 1.72).
а)
б)
O
OH
2+
Mg
Al3+
Si4+
К
К
К
К
Рис. 1.72. Структура: а – флогопита (триоктаэдрическая слюда); б – мусковита (диоктаэдрическая слюда).
Тетраэдрические слои (Т) сложены гексагональными звеньями
[(Si,Al)O4]-тетраэдров. Тетраэдры в смежных слоях направлены
вершинами друг к другу, они связаны между собой находящимися в
октаэдрических позициях катионами Al3+ или (Fe, Mg)2+. В зависимости от числа октаэдрических катионов в структуре (и в химической формуле) выделяют два класса слюд – диоктаэдрические и
триоктаэдрические. В диоктаэдрических слюдах (например, в мусковите) два октаэдра заполнены трехвалентным алюминием, третий
октаэдр остается вакантным. В триоктаэдрических слюдах катионы
(Mg2+, Fe2+) находятся во всех октраэдрических позициях. Трехслойные пакеты связываются между собой однозарядными катионами
(K+, Na+) с координационным числом 12.
101
Химизм и изоморфные замещения
В светлых слюдах наблюдается полная смесимость в ряду парагонит–мусковит при температуре выше 700оС (изоморфизм NaK).
Изовалентные
(Al3+Cr3+,
OH–F–)
и
гетеровалентные
3+
2+
3+
4+
(2Al 3(Fe, Mg) , 4Al 3Si , Al3+3Li+) замещения имеют ограниченное распространение. Избыточный заряд, возникающий в
маргарите при вхождении в позицию I кальция, компенсируется частичным заселением кремнекислородных тетраэдров алюминием.
Общую схему изоморфизма можно представить в виде
Ca2++Al3+K++Si4+.
В твердом растворе биотита отмечается полный изоморфизм между
изовалентными (Fe2+ Mg2 +) и гетеровалентными (2Al3+3(Fe, Mg)2+
и 4Al3+3Si4+) катионами. При высокой температуре в структуру биотита входит титан (изоморфизм TiSi), содержание TiO2 может достигать 7 мас.% и более. Для биотита характерны некоторые количества
фтора и трехвалентного железа, появляющиеся вследствие изоморфных
замещений OH–F– и Al3+Fe3+, соответственно.
Для биотитов из гранулитовых комплексов отмечается отчетливая положительная корреляция между XFe и Al2O3, обусловленная
смещением равновесия:
3/2истонит+аннит=флогопит+3/2сидерофиллит
вправо, в сторону образования более сильной, более ионной связи.
Физические и оптические свойства
Для слюд характерны псевдогексагональные формы, кристаллы
чешуйчато-листоватые, упругие, в пегматитах – таблитчатые до
столбчатых. Спайность совершенная, двойникование имеет преимущественно пластинчатую форму.
Цвет слюд варьирует от бесцветного (мусковит, флогопит) через
зеленый (фуксит) и розовый (лепидолит) до бурого и черного (биотит). Отметим, что чистый флогопит является бесцветным. Тем не
менее, наиболее распространенные биотиты, в составе которых доминирует флогопит, являются густоокрашенными.
Светлые слюды в шлифах большей частью бесцветны. Рельеф от
низкого до среднего и зависит от содержания железа (np=1.552–1.577;
nm=1.582–1.619; ng=1.588–1.624). Для слюд характерно высокое двупреломление 0.028–0.056, прямое погасание и отрицательный оптический знак. Кристаллы двуосные 2V=24–50о. Темные слюды в
шлифах резко плеохроируют в коричневых (рис. 1.73), реже в зеле102
ных тонах, флогопит – бесцветный. Окраска по Np – серо-желтая,
оранжево-коричневая, по Nm и Ng – темно-коричневая, темнозеленая, темно-красно-коричневая. Рельеф от низкого до среднего
(np=1.520–1.616; nm=1.558–1.696; ng=1.558–1.697), двупреломление
0.039–0.081, 2V=0–25о, оптический знак отрицательный. Твердость
всех слюд по шкале Мооса 2.0–3.0, плотность 2.8–3.3 г/см³.
а)
б)
Рис. 1.73. Биотит из гранат-биотитового сланца: а – при одном николе;
б – николи Х. Поперечник поля зрения 5 мм.
Минеральные реакции
Слюды имеют широкой диапазон термодинамической стабильности, обуславливающий их широкое распространение в разных типах
пород земной коры и мантии. Верхний температурный предел стабильности мусковита с кварцем обусловлен образованием калишпата и силиката глинозема (силлиманта или кианита):
мусковит+кварц=калишпат+Al2SiO5+H2O.
Рост давления способствует расширению поля стабильности ассоциации мусковит–кварц на Р–Т диаграмме (рис. 1.74а).
Возрастание давления отражается на составе мусковита; в нем
увеличивается содержание селадонитовой молекулы (рис. 1.74б–г), в
результате чего белая слюда приобретает название фенгит. Фенгит
обладает исключительно широким для водосодержащего минерала
полем Р–Т устойчивости; верхний порог по давлению составляет
65–70 кбар при температуре 700–1100оС (рис. 1.74) и определяется
разложением фенгита с образованием холландита и воды.
103
а)
б)
20
60
Jd+Ky
+H2 O
Pg
10
фен
г
е. в
10
3.6
фенгит+
флогопит+
КПШ+кварц
3.5
3.4
3.3
5
P
поле
стабильности
парагонита
15
3.8
3.7
ите
30
Давление , кбар
фе н
гит
40
Jd g+Q
+K
y+ z
H
2O
Давление, кбар
50
20
Si=
поле
стабильности
фенгита
Si ф
.
70
3.2
O
z 2
+ Q +H
Ms iO5
3.1
700
900
800
1000
200
300
о
Mg-пумпеллиит
25
3.50
3.45
3.40
3.35
20
3.20
0
3.4
л ьк
Та
3 .3
0
15
го
п
3
Si=
Фл
о
3.25
20
ит
3.30
Хлорит
Коэсит
Кварц
0
3.5
Тальк
Коэсит
Кварц
700
т
олит
Si=3.55
Mg-карф
Давление воды, кбар
30
600
г)
Пироп
40
500
Температура, С
Давление воды, кбар
в)
400
о
Температура, С
ан
и
600
500
l2S
Ки
+A
Kfs
10
.20
Хлорит
Si=3.15
10
+фенгит, кианит, SiO2
500
600
700
о
Температура, С
800
+фенгит, флогопит, кварц
5
500
600
700
800
о
Температура, С
Рис. 1.74. Термодинамическая устойчивость светлых слюд на РН2О–Т диаграммах: а – поля стабильности парагонита, парагонита с кварцем, мусковита с
кварцем (Holland, 1979; Chatterjee, 1972, 1974, Chatterjee and Johannes, 1974) и
фенгита (Hermann, 2002); б – ассоциация фенгита с калиевым полевым шпатом,
кварцем
и флогопитом;
в
– поле стабильности
ассоциации
тальк+фенгит+кианит+SiO2;
г
–
поле
стабильности
ассоциации
тальк+фенгит+флогопит+кианит+SiO2. Цифры возле изоплет на рис. б–г – содержания Si в фенгите. По данным (Massonne, Schreyer, 1989).
104
Фенгит широко используется при реконструкциях термодинамических условий метаморфизма. Например, реакции:
1пироп+3мусковит+4кварц(коэсит)=3селадонит+4кианит
6диопсид+3мусковит=3селадонит+2гроссуляр+1 пироп
являются едва ли не единственным индикатором сверхвысоких давлений
в
парагенетической
ассоциации
эклогитов
фенгит+гранат+клинопироксен+кианит.
Парагонит по температуре и особенно по давлению заметно уступает полю термодинамической стабильности фенгита (мусковита)
(рис. 1.74). Верхняя граница температурной устойчивости парагонита определяется его реакцией с кварцем:
парагонит+кварц=альбит+Al2SiO5+H2O,
граничная реакция по давлению имеет вид:
парагонит=жадеит+кианит+Н2О.
(1.2)
Большинство рассматриваемых реакций протекает с участием воды, а, следовательно, зависит от ее активности во флюиде (аН2О). Количественный эффект влияния аН2О на Р–Т условия реакции 1.2
представлен на рис. 1.75: снижение аН2О ведет к сокращению поля
стабильности парагонита. Это правило справедливо и для других
водосодержащих минералов, участвующих в реакциях дегидратации.
Pg
Jd100+Ky+
Давление, кбар
25
aH O=1
2
aH2 O=0 .8
H2 O
20
aH O=
2
15
aH
2O
aH
10
2O
=0
0.4
Рис. 1.75. Эффекты влияния активности воды на
положение реакции парагонит
=
жадеит+кианит+Н2О на Р–Т
диаграмме.
=0.
2
.1
5
500
600
700
800
о
Температура, С
105
Мусковит (фенгит) может содержать значительные количества
натрового минерала (парагонита) и наоборот. С ростом температуры
взаимное растворение этих минералов увеличивается вплоть до полной смесимости при температуре выше 670оС при давлении 4 кбар
(рис. 1.76).
1 слюда
Температура, оС
700
Рис. 1.76. Распад
твердого
раствора
мусковит-парагонит
при 4 кбар, по экспериментальным данным (Eugster, Yoder,
1995).
600
500
2 слюды
400
Парагонит
0.2
0.4
0.6
0.8
K/(K+Na)
Мусковит
Распространенность в природе
Слюды встречаются в самых разнообразных породах в различных
геологических обстановках.
В метаморфическом процессе слюды появляются уже на самых
низких ступенях метаморфизма. Например, селадонит наряду с альбитом, калишпатом, цеолитами, хлоритом и другими минералами
присутствует в продуктах низкотемпературного изменения бомбовых туфов г. Карадаг в Крыму.
В зональных метаморфических комплексах барровианского типа
(умеренный Т/Р–градиент) мусковит является породообразующим
минералом метапелитов в самой низкотемпературной хлоритовой
зоне, биотит появляется в следующей одноименной (биотитовой)
зоне; оба минерала сохраняются в породах во всех остальных зонах
вплоть до высокотемпературной – силлиманитовой.
В комплексах регионального метаморфизма среди наиболее глубокометаморфизованных пород светлые и темные слюды часто существуют раздельно: в наиболее высокотемпературных породах –
гранулитах – встречается лишь биотит, а в наиболее глубинных –
эклогитах – парагонит и фенгит (биотит может появляться лишь как
вторичный минерал).
Мусковит широко распространен в метасоматических породах.
Он является одним из главных породоообразующих минералов грей106
зенов, вторичных кварцитов, березитов и других продуктов инфильтрационного метасоматоза. В лиственитах – средне- и низкотемпературных метасоматитах по ультраосновным породам – светлые слюды представлены мусковитом и изумрудно-зеленым фукситом. Зеленая окраска фуксита обусловлена присутствием хрома, который, будучи малоподвижным элементом во флюидных растворах,
наследуется из материнской ультраосновной породы. Темные слюды
имеют весьма ограниченное распространение в метасоматических
процессах; их можно встретить лишь в фенитах – продуктах экзоконтактовых изменений гнейсов вокруг щелочных массивов.
Распространенность белых слюд в магматических процессах, в
отличие от метаморфических, весьма ограничена. Мусковит встречается лишь в мусковитовых и биотит-мусковитовых гранитах, в
аплитах и пегматитах; в кислых вулканитах (риолитах и дацитах)
редок. Темные слюды, наоборот, можно встретить в самых разнообразных магматических породах. Наибольшую распространенность
биотиты имеют в плутонических породах среднего и кислого состава нормальной и повышенной щелочности – гранитоидах, сиенитоидах, их вулканических аналогах и пегматитах. Возрастание щелочности в магматических системах способствует стабилизации биотита. Вследствие этого биотит характерен для вулканических и плутонических пород щелочного ряда всего диапазона кремнекислотности
(от ультраосновных до кислых).
Слюды в мантийных породах представлены флогопитом. Флогопит встречается в некоторых разновидностях перидотитов, а также в
кимберлитах и карбонатитах. Источником калия и воды во флогопитах, по всей видимости, являются литосферные плиты, погружающиеся в зонах субдукции.
ГРУППА ХЛОРИТОВ
Состав и особенности изоморфизма
Хлориты (от греч. «хлорос» – зеленый) – это большая группа из
подкласса слоистых силикатов, включающая более 25 минералов и
большое число их разновидностей. Это водные метаалюмосиликаты
Mg, Fe и Si, общую формулу которых можно представить следующим образом: (Fe1–mMgm)4+2nAl4–4nSi2n+2O10(OH)8. Большинство хлоритов попадают в диапазоны составов с 0.18<m<0.95 и 0.75>n>0.12.
Значениям m=1 и n=0 соответствует глиноземистый минал хлорита –
амезит, Mg4Al4Si2O10(OH)8, а при m=1 и n=1 – минал
Mg6Si4O10(OH)8, который аналогичен антигориту – минералу группы серпентина. Согласно предположению знаменитого австрийского
минералога Чермака, составы промежуточных членов ряда хлорита
могут быть выражены как изоморфные смеси амезитового (Ams) и
107
антигоритового (At) миналов, а хлориты и серпентины необходимо
считать одной группой минералов. Многие исследователи придерживаются этого мнения. Магнезиальные хлориты (m>0.8), содержащие 4.0–3.5 ф.е. Si, образуют группу талько-хлоритов, а при содержании 3.5–3.1 ф.е. Si – группу пеннинов (рис. 1.77). Хлориты, в которых Si варьирует от 3.1 до 2.8, называются клинохлорами. Ряд завершают шериданиты с содержанием Si от 2.8 до 2.5 и корундофиллиты, содержащие более 2.5 ф.е. Si (рис. 1.77). Переходы в ряду антигорит-амезит обуславливаются гетеровалентным изоморфизмом
Mg2++Si4+2Al3+ (чермаковский тип изоморфизма).
Хлориты с магнезиальностью менее 80 мол.% (m<0.8) образуют группы магнезиально-железистых и железистых хлоритов
(рис. 1.77). Переходы от магнезиальных к железистым хлоритам связаны с изовалентным изоморфизмом Mg2+Fe2+. Магнезиальножелезистый и железистый аналог талько-хлоритов и пеннинов называется диабантит. Магнезиально-железистый и железистый аналоги
клинохлора называются пикнохлорит и брунсвигит, соответственно.
С увеличением концентрации Fe шериданит переходит в рипидолит
(прохлорит) и, далее, в дафнит. Высокоглиноземистые магнезиально-железистые и железистые хлориты носят название псевдотюрингитов.
М. Хей (Hey, 1954) предложил наряду с классификацией на основе содержания Al и соотношения Fe2+/(Fe2++Mg) классифицировать
хлориты по соотношению Fe2+/Fe3+. Он выделил неокисленные хлориты (ортохлориты) c содержанием Fe2O3 менее 4 мас.% и окисленные хлориты (лептохлориты) с большим содержанием закисного
железа. Перечисленные выше хлориты принадлежат к группе ортохлоритов. Лептохлориты появляются в результате изоморфного замещения AlFe3+. К ним относятся тюрингит, шамозит и делессит.
Наряду с главными компонентами хлориты могут содержать ряд
дополнительных компонентов, среди которых особое значение играют Ni, Mn и Cr. Вхождение Ni и Mn в хлорит осуществляется благодаря изоморфизму Fe2+MgMnNi. Хлориты с высокими концентрациями MnO называются пеннантиты, а NiO – нимиты. Вхождение Cr в хлорит осуществляется благодаря изоморфизму
AlFe3+Cr. Хлорит, содержащий более 2 мас.% Cr2O3 называется
кочубеитом, если хром входит в тетраэдр, а если в октаэдр – киммериритом. Для хлоритов характерно присутствие Ti, V, Cu, Zn, Li.
Однако в них отсутствуют Ca, K и Na.
108
Fe/(Fe+Mg)
0 0.1 0.2 0.3 0.4 0.5 0.6 0.7 0.8 0.9 1.0
Псевдотюрингит
Корундофиллит
Si, ф.е.
Шериданит
Клинохлор
Рипидолит
Дафнит
Брунсвигит
Пикнохлорит
Пеннин
Диабантин
Талько-хлорит
0
0
1.0
2.0
3.0
Fe, ф.е.
4.0
5.0
6.0
Рис. 1.77. Номенклатура неокисленных хлоритов (ортохлоритов) по М. Хею
(Hey, 1954). Черная фигуративная точка обозначает состав амезита
Mg4Al4Si2O10(OH)8, белая фигуративная точка соответствует составу антигорита Mg6Si4O10(OH)8.
Структура
Хлориты обычно кристаллизуются в моноклинной, С2/m, (редко
триклинной или ромбической) сингонии. Подобно всем слоистым
силикатам, кристаллическая структура хлоритов представляет собой
чередование трехслойных пакетов (пакеты 2:1), включающих две
плоские сетки из тетраэдров [SiO4] и [AlO4] и разделяющий их слой
октаэдров Mg(О, OH)6 или Al(О, OH)6 (рис. 1.78). Эти октаэдры обозначаются M1. Пакеты скреплены между собой дополнительными
слоями октаэдров (Mg, Fe2+)(OH)6 (бруситовый слой) или Al(OH)6
(гиббситовый слой). Эти октаэдры обозначаются M2. Если все октаэдры М1 и М2 заполнены двухвалентными и трехвалентными катионами, то такие хлориты называются триоктаэдрическими. Если
же только 2/3 этих октаэдров заполнено, то такие хлориты носят название диоктаэдрических. Большинство хлоритов являются триоктаэдрическими, но встречаются также диоктаэдрические хлориты
(донбассит). Существуют также хлориты (например, судоит,
109
Mg2Al4Si3O10(OH)8), в которых слои октаэдров M1 являются диоктаэдрическими, а слои октаэдров M2 – триоктаэдрическими.
В силу особенностей слоистой структуры хлоритов, в них обычен
политипизм, они часто образуют смешанослойные структуры типа
тальк-хлорит, хлорит-вермикулит, хлорит-монтмориллонит, хлоритсерпентин и другие.
Клинохлор (Mg5Al)(Si3Al)O10(OH)8
-1
14.2 A
[Mg3AlSi3O10(OH)2]
+1
[Mg2Al(OH)6]
O
OHMg+2
Al+3
Si+4
Рис. 1.78. Структура клинохлора.
Оптические свойства и особенности в шлифах
Минералы группы хлоритов, как правило, образуют листоватые и
чешуйчатые агрегаты, отдельные пластинки, реже радиальнолучистые агрегаты. Спайность весьма совершенная. Характерны
двойники по так называемому пенниновому закону. Для клинохлора
характерны полисинтетические двойники. В шлифах хлориты окрашены в большинстве случаев в зеленоватый, зеленый, темнозеленый, голубовато-зеленый цвета. Сильный плеохроизм от оливково-зеленого до бесцветного характерен для хлоритов, богатых железом. Хромсодержащие хлориты имеют розоватую, красную, красновато-фиолетовую окраску, а также они сильно плеохроируют.
Иногда встречаются бесцветные или желто-бурые окраски хлоритов.
Некоторые хлориты обладают настолько сильной абсорбцией, что
110
две пластинки, вырезанные параллельно базису, могут быть использованы в качестве простого поляризационного прибора.
Показатели преломления хлоритов варьирую в пределах 1.57–1.67,
возрастая с увеличением содержания железа и алюминия. Для корундофиллита, шериданита, клинохлора и пеннина, а также для диабантита и пикнохлорита характерен низкий рельеф, тогда как дафнит, брунсвигит и рипидолит проявляют средний рельеф. Двулучепреломление в хлоритах 0–0.01 (в большинстве случаев 0.002–0.006),
редко поднимается до 0.015. Поэтому для хлоритов характерны низкие интерференционные окраски первого порядка. Пеннины отличаются наличием резкой аномальной интерференционной окраски с
тусклыми темно-синими и сиреневыми оттенками. Для хлоритов
характерно прямое погасание, отклонение от которого не превосходит 9о. Углы 2V очень малы (редко увеличиваются до 50о). Клинохлоры, рипидолиты, шериданиты, корундофиллиты являются оптически положительными минералами, а железистые разновидности
ортохлоритов (диабантит, брунсвигит) и лептохлориты (тюрингит,
шамозит, делессит) являются оптически отрицательными. Пеннины
могут менять оптический знак.
Пределы стабильности и нахождение в природе
Пределы стабильности магнезиальных и железистых хлоритов
резко различаются (рис. 1.79). При давлениях до 3 кбар клинохлор
стабилен до температур 700–750оС, разлагаясь с образованием ассоциации форстерита, кордиерита и шпинели. Выше по давлению
(до 20 кбар) при распаде клинохлора образуется ассоциация энстатит+форстерит+шпинель. При давлениях выше 20 кбар она сменяется ассоциацией пироп+форстерит+шпинель. В этом интервале давлений клинохлор стабилен до температур порядка 900оС. Таким образом, хлорит может быть стабильной фазой в высокомагнезиальных
ассоциациях мантийных гранатовых перидотитов. Действительно,
хлориты были найдены в нодулях перидотитов и гранатовых пироксенитов из кимберлитов плато Колорадо (США), где они, вероятно,
представляли собой фазы стабильные в минеральных парагенезисах
этих пород еще до захвата нодулей кимберлитовыми магмами. Кроме того, первичный хлорит был обнаружен в альпинотипных гранатовых перидотитах Западного гнейсового комплекса Норвегии. Согласно экспериментальным данным, ассоциация клинохлора с энстатитом, пиропом, форстеритом может быть стабильна до давлений
порядка 50 кбар.
При добавлении к клинохлору кварца температура его стабильности снижается на ~200оС (рис. 1.79). При температурах 550–
600оС (давлениях 1–4 кбар) клинохлор с кварцем превращаются в
ассоциацию талька и кордиерита или жедрита и кордиерита. Пре111
7
5
Alm
Crd, Mt,
Qtz
4
3
т
ани з ит
К и д алу
Ан
2
1
300
400
500
600
Температура, оС
Кл
Fo ино
, C хл
r d ор
,S
pl
Давление, кбар
6
Клин
охл
Fo, En ор
, Spl
Fe C
Chl,
hl
Q
G d , tz C r d , M
t, Q
Fe Crd
tz
Fe Chl +
C
Qtz = Gd
Mg
A l m h l, Q t z ,
+ Mt
C hl
Mt
, Q
F
Tc,
Crd tz e Chl = Crd + M
t + Gd
G d, Mt
Alm
8
Си Ки
лл ани
им т
ан
ит
делы стабильности хлорита с кварцем сравнимы с пределами стабильности железистого хлорита – дафнита. Продуктами распада
дафнита и дафнита с кварцем являются железистый кордиерит,
магнетит, грюнерит. При реакции железистого хлорита с кварцем
появляется также железистый гранат – альмандин. Повышение содержания Al2O3 в хлоритах расширяет область их стабильности по
температуре.
С
А н и лли
да м а
лу н и
зи т
т
700
800
Рис. 1.79. Пределы устойчивости клинохлора (MgChl) и дафнита (FeChl), а
также ассоциаций этих минералов с кварцем (Qtz). Crd – кордиерит, Gd –
жедрит, Mt – магнетит, Fo – форстерит, Spl – шпинель, En – энстатит, Alm –
альмандин.
Хлориты – это типичные минералы метаморфических пород низких ступеней метаморфизма. Хлорит характерен как для метапелитов, так и для метабазитов. Он появляется уже при 200–250оС в филлитах, где он сосуществует с кварцем, слюдами, альбитом, карбонатами, хлоритоидом. В метабазитах характерны ассоциации хлорита с
эпидотом, актинолитом, кальцитом. В более высокотемпературных
фациях (хлорит-слюдяная) стабильна ассоциация хлорита с биотитом. В метапелитах фации зеленых сланцев (название которой про112
исходит именно благодаря цвету хлорита) с хлоритом сосуществуют
гранат и силикаты глинозема (силлиманит или кианит). С повышением температуры метаморфизма хлориты становятся все более глиноземистыми и более железистыми. Обменная реакция Mg и Fe между хлоритом и гранатом является замечательным минералогическим геотермометром, позволяющим с точностью 10оС определять
температуры метаморфизма. Хлориты являются характерными породообразующими минералами докембрийских джеспелитов. Хлориты отсутствуют в условиях амфиболитовой и гранулитовой фации
метаморфизма (при температурах более 600оС). Однако они появляются на ретроградной стадии метаморфизма, замещая гранат, пироксены, биотит, амфиболы, кордиерит, ставролит (процесс хлоритизации).
Хлориты отсутствуют в магматических породах в качестве первичных минералов. Развиваясь по породообразующим минералам,
причем не только по железо-магнезиальным, но и по полевым шпатам, хлориты являются вторичными минералами. Для измененных
вулканических пород (главным образом, андезитов и их туфов) характерны ассоциации вторичного хлорита ряда дафнит-клинохлор с
эпидотом, альбитом, кальцитом, кварцем, актинолитом, серицитом,
пренитом, ломонтитом и пиритом. Образование таких ассоциаций
связано с метасоматическими процессами пропилитизации при температурах 200–300оС, а образующиеся метасоматические породы
называются пропилитами. Как показывают экспериментальные данные, равновесия хлорита, биотита и мусковита в таких породах являются показателями кислотности метасоматизирующих растворов и
температуры. Хлоритовые ассоциации характерны для спилитов –
гидротермально измененных базальтов и долеритов. Хлориты часто
присутствуют в рудных кварцевых жилах альпийского типа и околожильных ореолах среднетемпературных гидротермальных месторождений. Иногда совместно с гранатами и везувианом присутствуют в скарнах (например, Ахматовская копь на Урале). Литиевые
хлориты (кукеиты) встречаются в редкометальных пегматитах, хромовые – в месторождениях хромитов, а никелевые образуются при
изменении некоторых основных изверженных пород. Лептохлориты
(тюрингит и шамозит) имеют преимущественно осадочное происхождение, иногда они образуют крупные залежи промышленного значения (например, железные руды на Урале, в Тюрингии, Лотарингии).
ГРУППА СЕРПЕНТИНА
Главными минералами группы серпентина (от лат. serpens – змея)
являются антигорит (по месту находки: долина Антигорио в Италии), хризотил (от греч. chrusos – золотой и tilos – волокно) и лизар113
дит (по месту находки: мыс и полуостров в графстве Корнуолл,
Англия). Лизардит и хризотил имеют формулу – Mg3Si2O5(OH)4, антигорит– (Mg,Fe)48Si34O85(OH)62.
Плотная опаловидная разновидность серпентина называется серпофит. Минералы группы серпентина – типичные продукты метаморфического преобразования пород ультраосновного состава.
Химизм и особенности изоморфизма
Серпентины в большинстве случаев сложены оксидами магния,
кремния и гидроксил-ионами, содержание последних составляет
около 13 мас.%. Среди изоморфных замещений можно выделить
FeMg и 2Al(Mg,Si), но в природе они имеют довольно ограниченный характер (не более первых мас.%). В структуру серпентина
могут также входить Ni, Mn, Fe3+, F, As, Sb, B, Li, Cs, Pb, U, Ba, Sr и
Cl. Содержание хлора в гипербазитах складчатых областей и морского дна, как правило, не превышает десятые доли мас.%, в то
время как в серпентинизированных кимберлитах может достигать
2 мас.%.
Структура
Минералы группы серпентина являются триоктаэдрическими
слоистыми силикатами. Основу их структуры составляют двуслойные пакеты, один слой в них образован кремнекислородными тетраэдрами, другой (бруситовый) – октаэдрами, заселенными Mg (реже
Fe, Al). Вершины октаэдров сложены ионами О2– и (ОН)–. Каждый
пакет имеет нулевой суммарный заряд, и потому связь между пакетами весьма слабая, поддерживается вандерваальсовыми связями.
Взаимное положение между тетраэдрической и октаэдрической сетками в пакетах предопределяет различие свойств между основными
минералами группы серпентина (рис. 1.80): лизардит имеет идеальную слоистую структуру, антигорит – волнистую вдоль оси а (с переменной ориентировкой вершин тетраэдров), в хризотиле слои
свернуты в трубку.
Свойства и особенности в шлифах
Антигорит и лизардит образуют листоватые, таблитчатые, чешуйчатые, скорлуповатые кристаллы или плотные массы. Для антигорита иногда отмечаются игольчатые агрегаты, а для хризотила –
волокнистые. Твердость серпентинов 2.5–4, плотность 2.6. Цвет
макроскопически от светло (бледно)-зеленого до зеленого разных
оттенков и черного. Спайность совершенная по (001).
114
Антигорит и хризотил кристаллизуются в моноклинной сингонии, а лизардит – в тригональной.
В шлифах серпентин бесцветный до светло-зеленого, обладает
низким рельефом (np=1.546–1.568; nm=1.551–1.571; ng=1.552–1.572) и
прямым погасанием. Для антигорита и хризотила характерно низкое
двупреломление первого порядка (0.006–0.004), для лизардита двупреломление выше и может доходить до 0.012 (второй порядок).
Кристаллы лизардита оптически одноосные (могут быть и слабо
двуосными), антигорита и хризотила – двуосные: 2V=27–60о. Рассмотренные минералы являются оптически отрицательными.
октаэдрический слой
тетраэдрический слой
а)
в)
б)
че ский слой
октаэдри
рический слой
тетраэд
окт аэдриче ский слой
Рис. 1.80. Основные элементы структур минералов группы серпентина: а –
лизардит; б – хризотил; в – антигорит.
Парагенезисы и распространение в природе
Серпентинизация – крупномасштабный процесс метаморфического преобразования гипербазитов в областях срединноокеанических хребтов, зон субдукции и складчатых поясов. Самым
низкотемпературным из серпентинитовых минералов является лизардит (90–450оС), самым высокотемпературным – антигорит (300–
650oC). Лизардит, хризотил и антигорит не являются полиморфами и
поля их термодинамической стабильности перекрываются. Вследствие этого нередко наблюдается их совместное (всех трех или по парам) нахождение в одной породе. Породы, состоящие преимущественно из минералов группы серпентина, называются серпентинитами. Из серпентинитовых минералов наиболее детально изучены фазовые отношения для антигорита (рис. 1.81). Этот минерал устойчив
в очень широком диапазоне Р–Т условий. Появляясь при низкотемпературных (300оС и ниже) и приповерхностных (первые бары) процессах, антигорит может сохранять стабильность в глубинных усло115
виях зон субдукции и коллизии (температура до 650оС, давление до
45–50 кбар).
60
A +C
E n+
H
Ant 2 O
50
Давление, кбар
40
30
A+H2O
Ant
2
An
t
F o +B r
+H
O
20
Fo
+
CEn
+
H2O
Рис. 1.81. Минеральные реакции с участием антигорита на
Р–Т диаграмме. На
основе экспериментальных
данных
(Wuender, Schreyer,
1997).
10
O
t
2
An Tc+H
+
Fo
300
400
500
600
700
Продуктами разложения антигорита являются оливин, ортопироксен, тальк или фаза А; их появление в той или иной ассоциации определятся тремя минеральными реакциями, каждая из которых отвечает более высокобарическим условиям, чем предыдущая (рис. 1.81):
5Mg3Si2O5(OH)4=Mg3Si4O10(OH)2+6Mg2SiO4+9H2O,
антигорит
тальк
форстерит
Mg3Si2O5(OH)4=Mg2SiO4+MgSiO3+2H2O,
антигорит форстерит энстатит
5Mg3Si2O5(OH)4=Mg7Si2O8(OH)6+8MgSiO3+7H2O.
антигорит
фаза А
энстатит
(1.3)
Обратим внимание, что даже небольшое количество Al2O3 (первые мас.%) в структуре антигорита значительно расширяют поле
стабильности этого минерала: температура увеличивается более чем
на 100оС при давлении 20 кбар, а давление – на 25 кбар при температуре 500оС. Связано это с тем, что в продуктах разложения глино116
земистого антигорита наряду с энстатитом и форстеритом (реакция 1.3) появляется хлорит. Это позволяет сохранить часть воды в
связанном состоянии. В целом же, реакции разложения антигорита
сопровождаются выделением больших объемов водного флюида
(часто с хлором и фтором), так как серпентин является одним из
крупнейших контейнеров воды среди породообразующих силикатов.
Примечательно, что разложение антигорита происходит в условиях
более высоких температур и давлений, чем серпентинизация перидотитов (рис. 1.81). В основе процесса серпентинизации перидотитов лежат две основные реакции гидратации оливина:
2Mg2SiO4+3H2O=Mg3Si2O5(OH)4+Mg(OH)2
оливин во флюиде серпентин
брусит
3Mg2SiO4+SiO2+2H2O2Mg3Si2O5(OH)4
оливин во флюиде
серпентин
(1.4)
(1.5)
С реакцией 1.4 связано наличие в серпентинитах гнезд, прожилков и жил брусита.
Обе реакции имеют исключительное значение для геодинамических процессов, так как наряду с масштабностью они:
1) обладают колоссальными объемными эффектами (до 40%), создающими значительные напряжения и приводящие к разрушению
сплошности пород;
2) приводят к значительному разуплотнению пород: плотность
перидотита снижается с ~3.3 т/м3 до ~2.6 т/м3;
3) имеют экзотермический характер, т.е. сопровождаются выделением тепла;
4) коренным образом изменяют реологические свойства ультраосновных пород, превращая их из наиболее прочных пород на Земле
в наиболее хрупкие. Экспериментальные исследования показывают,
что прочность перидотита с 10% серпентинизации сопоставима с
прочностью серпентинита;
5) наполняют безводный перидотитовый субстрат водой (связанной в структуре минералов), галогенами, редкими и рассеянными
элементами, которые впоследствии транспортируются на мантийные
глубины (до 180 км).
Серпентинизация ортопироксена, являющегося важнейшей составляющей большинства перидотитов, происходит посредством
промежуточной реакции, в ходе которой образуются тальк и оливин:
5MgSiO3+2H2O=Mg3Si4O10(OH)2+Mg2SiO4
(1.6)
ортопироксен
тальк
оливин
с последующим замещением оливина серпентином по реакциям 1.4
или 1.5.
117
Серпентинизация ультраосновного субстрата океанической литосферы является своеобразной фабрикой по производству водорода и
метана. Связано это с тем, что серпентин, являясь более магнезиальным минералом, чем исходный оливин, не может поглотить все железо, которое находилось в оливине. В результате железистый минал
оливина преобразуется не в серпентин (как это было с магнезиальным миналом, см. реакцию 1.6), а в магнетит, кремнезем и водород
(источником флюида является морская вода с растворенными в ней
солями и СО2):
3Fe2SiO4+2H2O 2Fe3O4+3SiO2+2H2.
оливин
во флюиде магнетит во флюиде
Так в серпентинитах появляется обильный тонко распыленный
магнетит. Выделившийся по этой реакции и растворенный во флюиде кремнезем взаимодействует с магнезиальным оливином, способствуя образованию серпентина (реакция 1.5); попадающий во флюид
водород восстанавливает углекислый газ до метана:
CO2+4H2=CH4+H2O.
Выделяемые при серпентинизации океанической литосферы водород и метан рассматриваются некоторыми учеными как начальный этап образования абиогенных месторождений нефти и газа.
При наличии в водном флюиде углекислотной составляющей,
серпентинизация перидотитов будет сопровождаться выделением
магнезита
2Mg2SiО4+2H2О+CО2Mg3Si2О5(OH)4+MgCО3.
форстерит флюид
серпентин магнезит
Локальное развитие серпентина наблюдается в ряде магнезиальных скарнов, где серпентин находится в ассоциациях с кальцитом,
доломитом и (или) флогопитом.
Более подробные сведения о минералах группы серпентина
можно найти в обзорных работах (Coleman, 1971; Wicks,
O'Hanley, 1988 и др.).
ТАЛЬК
Тальк, Mg3Si4O10(OH)2, – слоистый водосодержащий силикат, образующийся в метаморфических и метасоматических процессах, реже в корах выветривания.
118
Химизм и особенности изоморфизма
Обычно вариации химического состава талька невелики. Изредка
в тальке метаморфических пород часть Mg замещена на Al. В метаморфизованных железистых породах и рудах развиты минералы непрерывного ряда тальк Mg3Si4O10(OH)2 – миннесоттаит
Fe3Si4O10(OH)2, отвечающего изоморфизму MgFe2+. В тальккарбонатных метасоматитах и в корах выветривания ультраосновных пород развиты минералы ряда тальк – виллемсеит
Ni2+3Si4O10(OH)2. В грейзенах развит тальк с заметным содержанием
фтора.
Структура
Моноклинная структура талька образована трехслойными пакетами (рис. 1.82). Верхний и нижний слои выполнены гексагональными сетками из кремнекислородных тетраэдров, прослоенных Mgоктаэдрами. Пакеты связаны слабыми вандерваальсовыми силами,
определяющими очень низкую твердость талька.
OH
Si
Mg
Рис. 1.82. Структура
талька, образованная
пакетами из двух
слоев кремнекислородных тетраэдров и
одного бруситового
слоя.
Физические свойства и особенности в шлифах
Тальк – минерал мягкий, твердость по шкале Мооса 1, плотность
2.78 г/см3. Цвет в образце от светло-зеленого до серебристо-белого, в
шлифах – бесцветный, с низким рельефом и совершенной спайно119
стью по (001). Тальк слагает агрегаты листоватых и чешуйчатых
кристаллов, нередко деформированных. Двулучепреломление высокое (0.045–0.050), погасание прямое. Минерал двуосный, оптически
отрицательный, 2VNp=0–30о.
Парагенезисы и распространение в природе
Наиболее крупные проявления талька (месторождения талькитов и
тальк-карбонатных метасоматитов) связаны с контактово-реакционным
метасоматозом, протекающим на контакте богатых кремнеземом пород
(кремнистых сланцев, гнейсов, гранитоидов) и гипербазитов (серпентинитов) или доломитов (Evans, Guggenheim, 1988). Наиболее ценные
безжелезистые талькиты возникают при замещении доломитов.
Встречная миграция магния и кремнезема приводит к образованию
метасоматической зональности. Например, в тальковом месторождении вблизи г.Миасса при переходе от сланца к серпентинизированному перидотиту образуются следующие зоны:
1. кварц+альбит+биотит
2. альбит+биотит+мусковит
3. хлорит
4. тальк+хлорит
5. тальк
6. серпентин+оливин+ортопироксен
Для талька характерен широкий диапазон термодинамической стабильности как в коровых, так и в мантийных условиях
(рис. 1.83а,б).
Тальк в парагенезисе с оливином может появляться в серпентинизированных перидотитах при умеренных температурах и давлении
до 13 кбар в результате реакции:
5Mg3Si2O5(OH)4→Mg3Si4O10(OH)2+6Mg2SiO4+9H2O.
серпентин
тальк
форстерит флюид
Однако этот парагенезис при повышении температуры замещается энстатитом (рис. 1.83а).
Образование талька в серпентинизированных перидотитах может
происходить и по другому механизму – за счет воздействия на породы СО2-содержащего флюида:
2Mg3Si2O5(OH)4+3CO2→Mg3Si4O10(OH)2+3MgCO3+3H2O.
серпентин
тальк
магнезит
Реакция объясняет широкое развитие карбонатов в тальксодержащих метасоматитах. В такой ассоциации часто присутствует железистый магнезит – брейнерит.
120
В глиноземсодержащих породах на смену парагенезису хлорита с
кварцем при повышении температуры и давлении более 6 кбар приходит парагенезис талька с кианитом (рис. 1.83б):
3Mg5Al2Si3O10(OH)8+14SiO2=5Mg3Si4O10(OH)2+3Al2SiO5+7Н2О.
хлорит
кварц
тальк
кианит
Продуктами разложения талька при высоких температурах и давлениях являются фаза 10Å (Mg3Si4O10(OH)2·H2O), а также парагенезисы ортопироксен+кварц (коэсит) и ортопироксен + фаза 10Å + коэсит (рис. 1.83б).
Тальк может развиваться не только в силикатных, но и в карбонатных породах, например, при воздействии на доломиты водного
флюида с растворенным кремнеземом:
3CaMg(CO3)2+4SiO2+H2O→Mg3Si4O10(OH)2+3CaCO3+3CO2.
доломит
тальк
кальцит
a)
б)
Рис. 1.83. Поля стабильности талька в системах: а – MgO–SiO2–H2O
(Wuender, Schreyer 1997; Bromiley, Pawley 2003); б – MgO–SiO2–Al2O3–H2O
(Schertl et al., 1991).
Данная реакция может протекать при гидротермальной переработке кремнистых доломитов или контактирующих доломитов и бо121
гатых кремнеземом пород. Аналогичный процесс с участием магнезита происходит без образования кальцита.
Образование талька может происходить также при воздействии
на гранитоиды богатых магнием флюидов.
1.5. КАРКАСНЫЕ СИЛИКАТЫ
МИНЕРАЛЫ КРЕМНЕЗЕМА (SiO2)
В этом разделе рассмотрены основные полиморфные модификации кремнезема: кварц, тридимит, кристобалит, коэсит и стишовит
(рис. 1.84). Следует отметить, что в настоящее время известны и
другие минералы кремнезема. Например, в конце XX века были сначала предсказаны на основе термодинамических принципов, а затем
и синтезированы при давлениях более 500 кбар фазы кремнезема со
структурами CaCl2 и -PbO2.
1800
Кристобалит
1500
-кварц
Температура, оС
1200
Тридимит
900
Коэсит
600
-кварц
300
Стишовит
0
0
10
20
30
40
50 60
Давление, кбар
70
80
90
100
Рис. 1.84. Фазовая диаграмма для SiO2 (Hemley et al., 1994).
122
Состав
Состав всех минералов группы кремнезема близок к SiO2. Для
кварца магматических и высокотемпературных метаморфических
пород характерны структурные примеси Al (до 1000 ppm и более),
Ti (до 100 ppm и более) и Р. Для кварца высокотемпературных гидротермальных жил характерна структурная примесь Ge. Кварц
средне- и низкотемпературных гидротермальных жил часто содержит структурные примеси Fe3+. Будучи облученным, кварц с существенными примесями Al приобретает дымчатую до черной окраску, а кварц с существенными примесями Fe3+ приобретает аметистовую или цитриновую окраску. В качестве компенсаторов заряда
при замещении Si4+Al3+ выступают Na+, Li+, H+. Существенные
примеси Al3+ и Na+ характерны для тридимита, изоструктурного с
нефелином (см. ниже).
Структуры минералов кремнезема
Структуры минералов кремнезема, кроме стишовита и более высокобарических фаз, образованы из кремнекислородных тетраэдров,
составляющих трехмерный каркас. Поэтому минералы SiO2 относят
к каркасным силикатам. Отличие минералов кремнезема определяется способами расположения тетраэдров, плотностью их упаковки и
взаимной ориентировкой. Это отражается в симметрии минералов и
их плотности (табл. 1.12).
Таблица 1.12
Сингония и плотность минералов кремнезема
Фаза
сингония
плотность, г/см3
β-кристобалит
кубическая
2.20
β-тридимит
гексагональная
2.22
α-кварц
тригональная
2.53
β-кварц
гексагональная
2.65
коэсит
моноклинная
3.00
стишовит
тетрагональная
4.28
В структуре кварца выделяются вытянутые вдоль оси с колонки тетраэдров с тригональным и гексагональным сечениями (рис.
1.85а,б). Колонки с тригональным сечением представляют собой
винтовые цепочки тетраэдров. Колонки с более крупным гексагональным сечением образуются за счет соединения шести таких
цепочек. В низкотемпературном -кварце гексагональные колонки имеют тригональную симметрию (рис. 1.85а), тогда как в высокотемпературном -кварце их сечение – правильный шести123
угольник (рис. 1.85б). Таким образом, структуры высокого и низкого кварца отличаются несущественно. Поэтому полиморфный
переход -кварц↔-кварц при атмосферном давлении при 573ºС
(рис. 1.84) происходит кинетически легко. Напротив, кристаллические структуры высокотемпературных кварца, тридимита и кристобалита имеют существенные различия. Переходы между ними приводят к существенной перестройке кристаллической структуры. Поэтому эти переходы кинетически трудные, протекают медленно, с
чем связано сохранение метастабильных тридимита и кристобалита
в течение геологического времени.
Основой структуры тридимита (от греч. «тройной» в связи с частыми находками тройников кристаллов) являются шестичленные
кольца, искаженные в разной степени. Эти кольца связаны между
собой в слои общими атомами кислорода (рис. 1.85в). Каждый последующий слой является зеркальным отображением предыдущего.
В структуре кристобалита (название от месторождения СанКристобаль в Мексике) кремнекислородные тетраэдры образуют сетки,
подобные тридимитовым, соединяющиеся в каркас (рис. 1.85г). Но в
отличие от тридимита, соседние сетки смещены так, что под центром кольца оказывается тетраэдр. При этом основания тетраэдров,
соединяющих сетки, оказываются развернутыми друг относительно
друга на 180º. Взаимное расположение тетраэдров описывается кубической решеткой.
Коэсит (назван в честь Л. Коэса, синтезировавшего эту фазу) представляет собой высокобарическую моноклинную (С2/с) модификацию
SiO2. Структурный мотив коэсита – кольца, сложенные четырьмя тетраэдрами. Кольца образуют цепочки вдоль оси с, которые в свою очередь слагают слои перпендикулярные оси b (рис. 1.85д).
Стишовит (назван в честь С. М. Стишова, впервые синтезировавшего эту фазу вместе с С.В. Поповой) представляет собой наиболее высокобарическую (плотность 4.28–4.35 г/см3) полиморфную
модификацию SiО2, установленную в природных ассоциациях.
Структура стишовита (структурный тип рутила P42/mnm) образована
не тетраэдрами SiO4, как иные минералы кремнезема, а октаэдрами
SiO6, которые, соединяясь по ребрам, образуют колонки вдоль оси с
(рис. 1.85е).
Оптические свойства и диагностические особенности в шлифах
Форма зерен кварца обычно неправильная. Идиоморфные кристаллы кварца в интрузивных и метаморфических породах редки, но часто
слагают вкрапленники в эффузивных породах. Кварц оптически анизотропный, одноосный положительный. np=1.543–1.545, ng=1.552–1.554.
Поскольку показатель преломления канадского бальзама бли-
124
b
a)
б)
a
b
в)
г)
a
д)
е)
c
c
a
Рис. 1.85. Структуры главных фаз кремнезема: а – -кварца; б – -кварца; в –
гексагонального высокотемпературного тридимита; г – кубического высокотемпературного кристобалита; д – коэсита; е – стишовита.
зок к этим значениям, при одном николе кварц не выделяется на фоне канадского бальзама или натриевого плагиоклаза. В шлифах
кварц бесцветен. Максимальное двулучепреломление 0.009 (максимальная окраска в скрещенных николях – бледно желтая), оптиче125
ский рельеф низкий. По кварцу легко определить толщину шлифа. В
деформированных породах для кварца характерно волнистое погасание.
Для тридимита характерны пластинчатые формы выделения.
Тридимит, как правило, замещается кварцем.
Коэсит двуосный, положительный. Максимальное двулучепреломление 0.004–0.005, np=1.593–1.599, ng=1.597–1.604. Благодаря
более высокому показателю преломления, в шлифах коэсит отличается от кварца более высоким рельефом и более низкими цветами
интерференции. Важной особенностью, отличающей коэсит от других модификаций SiO2, является яркая голубовато-зеленая люминесценция при исследовании методом катодолюминесцентной микроскопии. Коэсит легко диагностируется методом спектроскопии комбинационного рассеяния (Рамановской спектроскопии).
Природные ассоциации
Кварц является одним из распространенных минералов земной
коры, уступая лишь полевым шпатам. Парагенезисы кварца очень
разнообразны. В интрузивных магматических породах кварц появляется в качестве второстепенного минерала в габброидах, распространен в кварцевых диоритах, является породообразующим минералом в гранитоидах и гранитных пегматитах. Широко известны
закономерные прорастания кварца и полевых шпатов в гранитных
пегматитах, носящие название «письменного гранита»; состав таких
срастаний – великолепный индикатор давления при формировании
пегматитов.
Кварц отсутствует в парагенезисе с магнезиальным оливином в
ультраосновных и основных породах, поскольку реакция
Mg2SiO4+SiO2=Mg2Si2O6 (форстерит+кварц= энстатит) резко смещена вправо. Однако кварц стабилен в ассоциации с железистым оливином (феррогортонолитом и фаялитом) в некоторых типах богатых
FeO гранитоидов (гранитах-рапакиви, чарнокитах). Ассоциации
кварца с недосыщенными SiO2 щелочными минералами (фельдшпатоидами), такими как нефелин, лейцит, гаюин, «запрещены», поскольку при реакциях этих минералов с кварцем образуются полевые шпаты. Кварц никогда не ассоциирует с мелилитом.
Кварц характерен для всех метаморфических фаций, начиная от
слабо измененных осадочных пород до пород гранулитовой фации.
Кварциты, состоящие более чем на 75% из кварца, развиты во всех
метаморфических комплексах. Большая часть из них представляет
собой метаморфизованные кварцевые песчаники, реже яшмоиды, а
также продукты кислотного метасоматоза. Реакции с кварцем определяют стабильность таких минералов, как хлорит, мусковит, хлоритоид, ставролит, роговая обманка, биотит, обуславливая образование
126
граната, кордиерита, силикатов глинозема, пироксенов, калиевого
полевого шпата.
Вместе с тем существуют ассоциации метаморфических пород, в
которых кварц не стабилен. К таковым относятся ассоциации высококальциевых высокотемпературных роговиков с такими минералами как спуррит, ранкинит, мелилит. Кварц чрезвычайно редок в ассоциации со шпинелью. Однако парагенезисы железистой шпинели
(герцинита) с кварцем известны в породах гранулитовой фации метаморфизма и в роговиках пироксеновой фации. Эта ассоциация
возникает в условиях высокотемпературного метаморфизма
(>900оC), также как и редкие ассоциации корунда и сапфирина с
кварцем.
Кварц – типичный минерал большинства метасоматических пород и гидротермальных жил. Мономинеральные кварцевые породы
слагают тыловые зоны колонок кислотных метасоматитов, таких как
грейзены, вторичные кварциты, гумбеиты, листвениты и березиты.
Тридимит и кристобалит характерны для вулканических пород и
паралав – продуктов пирометаморфизма. Параморфозы кварца по
тридимиту развиты в ксенолитах кремнекислых пород в базальтах,
обнаружены в гранофирах малоглубинных интрузивов острова Скай
(Шотландия) и Скергаардского плутона (Гренландия). Тридимит
развит в геологически молодых липаритах, дацитах, трахитах (например, Зегенгебирге, Германия), андезитах (например, СанКристобале, Мексика). Он встречен в метеоритах и породах Луны.
Кристобалит развит в пустотах быстро остывших вулканических
пород среднего и кремнекислого состава совместно с тридимитом,
кварцем и санидином. Известны случаи образования β-кристобалита
при воздействии базальтовой магмы на кварцсодержащие осадочные
породы. Волокнистая разновидность α-кристобалита в виде сферолитов образуется при раскристаллизации кремнекислых вулканических стекол.
Коэсит – редкий минерал. Первая причина этого в том, что для
его образования нужны давления не менее 28 кбар при Т>600о С.
Природный коэсит был впервые обнаружен в 1960 году в Аризонском метеоритном кратере, породы которого испытали воздействие
высоких давлений при падении метеорита. Второй причиной редкости коэсита в природных ассоциациях является то, что при уменьшении давления он быстро превращается в кварц. Эксперименты
показали, что скорость фазового перехода коэсит кварц при температурах 700–900оС крайне высока: для полного превращение зерен
размером 5 мкм нужны часы, а 50 мкм – дни. Поэтому этот минерал
может сохраниться только при быстром подъеме пород к поверхности и только в виде включений в прочных минералах, таких как гранат, циркон, рутил, способных сохранять высокое внутреннее давление во включениях. Однако при трансформации коэсита в кварц
127
происходит заметное увеличение объема (мольный объем коэсита
составляет 20.6 см3/моль, а кварца – 22.7 см3/моль). Из-за этого минералы-хозяева включений коэсита начинают растрескиваться, вокруг включений коэсита образуются радиальные трещины. Именно
по этому признаку в 1965 г. Б.В. Чесноков и В.А. Попов, изучая эклогиты Максютовского комплекса (Южный Урал), впервые предположили наличие коэсита в этих метаморфических породах. Однако
коэсит тогда не был выявлен. Он был найден спустя почти 20 лет в
1984 году в виде включений в гранате пироповых кварцитов массива
Дора-Майра (Северо-Итальянские Альпы) и в эклогитах Норвегии.
Эти находки открыли новое направление в петрологии метаморфических пород – изучение комплексов сверхвысоких давлений (UHP
комплексы, Ultra High Pressure). Такие комплексы свидетельствуют
о том, что коровые породы могут погружаться до мантийных глубин
и затем возвращаться обратно к поверхности. В настоящее время
известно более 20 метаморфических комплексов, содержащих коэсит или псевдоморфозы кварца по коэситу, многие из этих комплексов являются алмазоносными.
Помимо метаморфических комплексов сверхвысоких давлений коэсит содержится в мантийных ксенолитах в некоторых кимберлитовых трубках и во включениях в алмазах. Впервые коэсит был идентифицирован в 1976 году Н.В. Соболевым с соавторами в алмазе совместно с омфацитом и гранатом из россыпей Сибирской платформы.
Одновременно появились сообщения о находках коэсита в эклогитовых ксенолитах кимберлитовой трубки Робертс-Виктор (ЮАР). На
данный момент включения коэсита установлены в алмазах практически всех коренных и россыпных месторождений мира. Коэсит в
алмазах сосуществует с минералами эклогитовых ассоциаций – кианитом, омфацитом и гранатом.
Стишовит впервые был найден в импактных породах Аризонского метеоритного кратера, США (Chao et al., 1962) после того, как эта
фаза была синтезирована советскими учеными С. М. Стишовым и С.
В. Поповой (1961) при давлениях 115 кбар и 1300оС. Сейчас известно довольно много находок стишовита в импактных структурах.
Наиболее крупные игольчатые кристаллы стишовита были описаны в астроблемах Вредефорт (Южная Африка) и Рис (Германия),
где они образуются либо в планарных элементах диаплектового
кварца, либо кристаллизуются из импактного расплава. Вне импактных структур стишовит пока не установлен. Тем не менее,
изучение включений в так называемых «сверхглубинных алмазах»,
то есть алмазах, происхождение которых связывают с переходной
зоной мантии или даже с нижней мантией, показало чрезвычайно
широкое распространение среди них фазы SiO2. По разным химическим и кристаллохимическим признакам исследователи не исключают, что эта фаза представляла собой стишовит. Появление
128
этой фазы в нижней мантии Земли может быть связано либо с реакцией разложения рингвудита (Mg,Fe)2SiO4→2(Mg,Fe)O+SiO2 на
границе переходной зоны и нижней мантии Земли на глубинах
660–670 км, либо с реакцией разложения силикатного Mg-Fe перовскита (Mg,Fe)SiO3→(Mg,Fe)O+SiO2 на еще больших глубинах в
нижней мантии Земли.
ПОЛЕВЫЕ ШПАТЫ
Состав и характер изоморфизма
Полевые шпаты являются широко распространенными породообразующими минералами в породах земной коры. В минеральных ассоциациях мантии они встречаются исключительно редко. Общая формула полевых шпатов может быть представлена как X[Al1–2Si2–3O8],
где X – одновалентные и двухвалентные катионы: K, Na, Ca, Rb, Cs,
Ba, Sr. Рубидиевые, цезиевые, бариевые и стронциевые полевые
шпаты редки. Однако Ba, Sr, Rb, Cs входят в полевые шпаты, главным образом, в виде изоморфных примесей. Полевые шпаты способны содержать структурные группы (OH), структурную H2O и ионы аммония (NH)4+.
В природе в большинстве случаев полевые шпаты представляют
собой твердые растворы между тремя главными компонентами:
анортитом, (CaAl2Si2O8), альбитом, (NaAlSi3O8) и калиевым полевым шпатом, (KAlSi3O8). При высоких температурах между анортитом и альбитом образуется непрерывный твердый раствор плагиоклаза. В ряду плагиоклазов осуществляется гетеровалентный изоморфизм Ca+AlNa+Si. По предложению Е. С. Федорова, состав плагиоклазов обозначают номерами – процентным содержанием в плагиоклазе анортитового компонента, которое рассчитывается по формуле 100·Ca/(Ca+Na) (где Ca и Na – количество атомов соответствующих элементов в формуле плагиоклаза). Например, плагиоклаз c
номером 45 представляет изоморфную смесь, содержащую 45 мол.%
анортита и 55 мол.% альбита. Промежуточные минералы в ряду плагиоклазов имеют собственные названия (рис. 1.86):
альбит – 0–10 мол.% анортитовой составляющей (Аn)
олигоклаз – 10–30 мол.% Аn
андезин – 30–50 мол.% Аn
лабрадор – 50–70 мол.% Аn
битовнит – 70–90 мол.% Аn
анортит – 90–100 мол.% Аn
C увеличением анортитовой составляющей в плагиоклазах убывает содержание кремнезема, в связи с чем плагиоклазы с номерами
от 0 до 30 называются кислыми, 30–50о – средними, а 50–100о – основными.
129
Между альбитом и калиевым полевым шпатом также существует
непрерывный твердый раствор – щелочные полевые шпаты, в котором осуществляется изовалентный изоморфизм NaK. В ряду щелочных полевых шпатов нет деления на композиционные интервалы
(рис. 1.86). Однако высокотемпературные щелочные полевые шпаты, содержащие более 63 мол.% альбитовой составляющей, носят
собственное название – анортоклазы (рис. 1.86). Между анортитом
и калиевым полевым шпатом образуется очень ограниченный твердый раствор, главным образом, при высоких температурах, характерных для вулканических пород.
ор
Ла
бра
д
Ол
иго
кла
з
н
пл
аг и
окл
Ан
дез
азы
и
Би
тов
ни
т
Анортит
Анортоклаз
Альбит
Санидин
щелочные полевые шпаты
Рис. 1.86. Номенклатура высокотемпературных серий плагиоклазов
и щелочных полевых шпатов.
Структура
Полевые шпаты – это каркасные силикаты, основу структуры которых
составляют
скрепленные
между
собой
кремнеалюмокислородные тетраэдры (рис. 1.87). Все четыре иона кислорода в вершинах кремниевых и алюминиевых тетраэдров соединены с
соседними тетраэдрами. ½–¼ тетраэдров заселена Al, от чего каркас
имеет общий отрицательный заряд, электронейтральность которого
130
достигается добавлением ионов K+, Na+, Ca2+ и других (рис. 1.87). В
щелочных полевых шпатах один атом Al, приходящийся на одну
формульную единицу минерала, способен статистически распределяться равномерно между четырьмя тетраэдрическими позициями
T10, T1m, T20, T2m (рис. 1.87), либо статистически концентрироваться
лишь в одной из них (T10). Распределение Al по этим позициям зависит от температуры и носит название упорядочение. В зависимости
от того, как распределен Al по этим позициям, выделяют упорядоченные (весь Al статистически сконцентрирован в позиции T10) и
разупорядоченные (Al статистически равномерно распределен по
четырем позициям) полевые шпаты. Упорядочение ведет к инверсии
моноклинной структуры (C2/m) в триклинную (Сī). Для серии полевых шпатов, богатых KAlSi3O8, выделяют следующие типы структур
в зависимости от концентраций Al в T1 и T2:
1) Высокий санидин – характеризуется полным разупорядочением Al, т.е. равномерным распределением по четырем позициям
(1/4 Al в каждой позиции). Эта фаза обладает моноклинной структурой.
2) Низкий санидин – 50% атомов Al сконцентрировано в тетраэдрах T1. Эта фаза остается моноклинной.
3) Фаза с упорядочением > 50% Al в тетраэдрах T1 носит название ортоклаз. Ортоклаз кристаллизуется в моноклинной сингонии.
4) Дальнейшее упорядочение ведет к смене симметрии структуры на триклинную. Если Al отсутствует в тетраэдрах T2, но равномерно распределен по тетраэдрам T10 и T1m, то такая структура
носит название высокий микроклин.
5) Если же Al предпочтительно сконцентрирован в тетраэдре
T10, то такая структура называется низкий микроклин. При полном
упорядочении Al в тетраэдре T10 возникает предельный микроклин.
В составах, богатых NaAlSi3O8, и в чистом альбите также происходит упорядочение. Так, альбит по степени упорядоченности соответствующий высокому санидину, носит название мональбит (моноклинный альбит). Однако в натровой серии щелочных полевых
шпатов нет структур, соответствующих низкому санидину и ортоклазу. Уже при незначительных степенях упорядочения NaAlSi3O8
приобретает триклинную структуру (анальбит). Если Al отсутствует
в тетраэдрах Т2, но равномерно распределен по тетраэдрам T10 и T1m,
то такая структура носит название высокий альбит. Если же Al
предпочтительно сконцентрирован в тетраэдре T10, то такая структура называется низкий альбит.
131
M
T1m
T10
T2m
T20
T20
T2m
T1m
T10
M
M
T1m
T10
T2m
T20
T2m
T10
T20
M
T1m
Рис. 1.87. Структура триклинного полевого шпата в
проекции на кристаллографическую плоскость (201),
показывающая четыре типа кремне-алюмокислородных тетраэдров, по которым возможно упорядочение Si и Al. X – катионы K, Na и Ca.
Разница концентраций Al в тетраэдрах T1 и T2 характеризует
степень упорядоченности полевых шпатов (или степень триклинности) – Z. Этот параметр варьирует от 0 (полностью разупорядоченные полевые шпаты) до 1 (полностью упорядоченные полевые
шпаты) и определяется из кристаллографических данных по параметрам элементарной ячейки c и b (рис. 1.88) (Hovis, 1986).
Анортит, CaAl2Si2O8, при низких температурах – триклинный P ī
и обладает высокой степенью порядка. Однако при повышении температуры до 240оC происходит изменение симметрии структуры до I ī
(так называемый P–I переход). P–I переход в анортите связан не с
перестройкой структуры, а лишь со смещением атомов в структуре
(что характерно для фазовых переходов 2 рода) и небольшим разупорядочением Al и Si в каркасе. Замещение Са и Na ведет к снижению температуры этого фазового перехода. При добавлении Na происходят переходы между P, I и C структурами в плагиоклазах, что
приводит к субмикроскопическому распаду плагиоклазов с образованием чередующихся доменов различного состава (рис. 1.89). Это
проявляется в возникновении эффектов иризации в плагиоклазах
132
промежуточного состава, что характерно для лабрадоров и олигоклазов.
7.24
Микроклин
7.22
Калиевые
полевые шпаты
Упорядоченные
полевые шпаты
7.20
Ортоклаз
c (A)
7.18
7.16
Санидин
Низкий альбит
7.14
Натриевые
Разупорядоченные
полевые шпаты
7.12
Анальбит
7.10
7.08
12.70
12.74
12.78
12.82
12.86
12.90
12.94
12.98
13.02
13.06
13.10
b (A)
Рис. 1.88. Зависимости параметров элементарной ячейки щелочных полевых шпатов от состава и степени упорядоченности (Hovis, 1986).
При низких температурах, как в ряду плагиоклазов, так и в ряду
щелочных полевых шпатов появляются области несмесимости (распада твердого раствора). Наличие областей распада свидетельствует
о значительном отклонении твердых растворов полевых шпатов от
идеальных. Это подтверждается нелинейными зависимостями параметров элементарных ячеек щелочных полевых шпатов и плагиоклазов от состава (рис. 1.90).
Оптические свойства и диагностические особенности в шлифах
Щелочные полевые шпаты
Неизмененные щелочные полевые шпаты в шлифах бесцветны,
но иногда могут быть сероватыми или буроватыми из-за вторичных
изменений с образованием глинистых минералов (каолинита). Формы зерен очень разнообразные, от идиоморфных в вулканических
породах до ксеноморфных в типичных гранитоидах и метаморфических породах (рис. 1.91а,б). Для щелочных полевых шпатов характерна совершенная спайность по направлениям (010) и (001), пересекающаяся под углом 90о в моноклинных полевых шпатах и не133
сколько отклоняющаяся от 90о в триклинных полевых шпатах. В
шлифах спайность по (010) очень плохо выражена. Щелочные полевые шпаты в магматических породах, как правило, сдвойникованы
по простому карлсбадскому закону (рис. 1.91а). Двойникование по
периклиновому и альбитовому законам менее распространено.
Двойниковое строение щелочных полевых шпатов хорошо распознается по неравномерному погасанию зерна минерала.
T, оC
1600
Расплав
L + I1
1400
L + C1
I1
1200
L+C2/m
C2
1000
/m
C1(high)
800
С1
+ e1
600
C1(low)
e1
e1 + I1
e1 + e2
400
e2
C1(low) + C1
200
0
10
Альбит
20
30
40
50
An, мол.%
60
70
80
90
P1
100
Анортит
Рис. 1.89. Фазовая диаграмма плагиоклазов, показывающая основные структурные модификации в зависимости от состава и температуры. e1 и e2 – доменные структуры; L – расплав.
Таблица 1.13
Показатели преломления щелочных полевых шпатов
Направление
K
Na
X
1.518
1.529
Y
1.522
1.533
Z
1.522
1.539
134
730
HS
V
720
LM
710
V[A3]
710
o
HS
700
8.60
LM
690
680
720
8.50
a
AA
8.40
670
660
8.30
LA
b
8.20 AA
HS
13.00
LA
12.90
LM
AA
12.90
o
b[A]
12.80
7.20
o
c
LA
LM
7.20
LA
HS
c[A]
7.10
Альбит
12.80
7.10
AA
20
40
60
Ортоклаз, мол.%
80
Ортоклаз
Рис. 1.90. Зависимости параметров элементарных ячеек щелочных полевых шпатов рядов высокий альбит
(HA)–высокий санидин (HS) и низкий альбит (LA)–
низкий микроклин (LM) (Kroll et al., 1986).
135
а)
б)
Kfs
Pl
Qtz
Mag
Рис. 1.91. Формы зерен калиевого полевого шпата в шлифах: а – субидиоморфный сдвойникованный по карлсбадскому закону кристалл санидина в
трахите. Николи Х. (http://www.nslc.ucla.edu/pet/thins/jpgs/); б – ксеноморфные, переходящие в каймы, зерна ортоклаза в чарнокитовом граните. Николи неполностью скрещеные.
Двулучепреломление – 0.006–0.007, серые окраски 1-ого порядка.
Угол 2V в щелочных полевых шпатах увеличивается с увеличением
степени упорядочения Al и Si (рис. 1.92). Таким образом, полевые
шпаты в быстроостывающих высокотемпературных вулканических
породах сохраняют разупорядочение Al и Si, характеризуются маленькими углами 2V. В плутонических и в метаморфических породах 2V в щелочных полевых шпатах большие. Наибольшие углы 2V
наблюдаются у аутигенных (образующихся в условиях осадконакопления и диагенеза) полевых шпатов. Рассмотрим подробнее оптические свойства некоторых структурных форм щелочных полевых
шпатов.
В моноклинном высоком санидине оптическая ось параллельна
(010), а угол 2V варьирует от 0 до 62о (рис. 1.92) С понижением температуры угол 2V снижается до 0, а затем увеличивается до 20о, тогда как оптическая ось становится перпендикулярной (010). Такие
оптические свойства характерны для низкого санидина (рис. 1.92).
Две формы санидина могут быть легко различимы в шлифах, если в
кристаллах присутствуют карлсбадские двойники, указывающие на
положение плоскости (010) (плоскости срастания карлсбадских
двойников параллельны этой плоскости). Большинство природных
санидинов обладают углом 2V близким к 0о. Увеличение содержания
альбитовой составляющей в санидинах приводит к росту угла 2V.
Моноклинные ортоклазы отличаются от санидинов большим углом
2V, 55–80о (рис. 1.92). Ортоклазы, как правило, сдвойникованы по
карлсбадскому закону и в них всегда присутствуют пертиты (см.
ниже). В низкотемпературных триклинных микроклинах обычны
136
80
60
40
й
ки
со
ы
В
20
Высокотемпературная
группа
0
20
40
60
оклаз
Анорт ертит
п
о
т
п
и
р
з
токла к
Низкотемпературная окла
Орт
группа
Высокий
альбит
120
С а нид
ин
Санид ртит
о пе
т
п
и
р
к
Анор
рт
опе
икр
м
з
ит
ин
аз
окл
Орт
Средний
Максимум
Микроклин - перти
80
100
ин
ид
н
са
н
кли
кро
Ми
Оптический угол 2V
Оптическая плоскость (010)
Оптическая плоскость //(010)
альбитовые и периклиновые двойники. Угол 2V варьирует в пределах 71–84о (рис. 1.92).
т
Антипертит
Низкий
альбит
10
Альбит+анортит
20
30
40
50
вес.%
60
70
80
90
Ортоклаз
Рис. 1.92. Зависимость оптического угла 2V щелочных полевых шпатов от
состава.
В микроклинах проявлена резко выраженная решетчатая структура – микроклиновая решетка (рис. 1.93). Эта структура обусловлена полисинтетическим сложением микроклина по альбитовому и
одновременно периклиновому законам, что проявляется в многочисленных тонких ламеллях, пересекающихся по двум взаимно перпендикулярным направлениям. Решетчатая структура особенно хорошо
видна в скрещенных николях в разрезах, параллельных (001), по неодновременному погасанию этих ламеллей (рис. 1.93). В некоторых
участках решетчатая структура микроклина может становиться все
более тонкой вплоть до полного ее исчезновения, и такие участки
под микроскопом неотличимы от ортоклаза, в котором решетчатое
строение не проявляется. Строение, подобное микроклиновой решетке, иногда проявляется в анортоклазах вулканических пород.
137
Важнейшим диагностическим свойством калиевых полевых шпатов, отличающих их от кварца и большинства плагиоклазов (более
основных, чем олигоклаз), является их рельеф, который всегда ниже,
чем у канадского бальзама.
Продуктами изменения щелочных полевых шпатов являются
гидрослюды, каолинит и другие глинистые минералы. Процесс изменения калиевых полевых шпатов называется пелитизацией. При
грейзенизации по калиевому полевому шпату развиваются агрегаты
мусковита и кварца.
Пертиты
Пертиты (от названия г. Перт в Канаде) – ламеллеобразные ориентированные вростки альбита или кислого плагиоклаза (олигоклаза) в калиевом полевом шпате (рис. 1.94).
Pl
Qtz
Kfs
10 мкм
Рис. 1.93. Микроклиновая решетка в
микроклине из биотитового гранита.
Николи Х.
(http://www.nslc.ucla.edu/pet/thins/jpgs/).
Рис. 1.94. Пертиты в щелочном
полевом шпате из лейкократовой гранитной жилы. Фотография сделана в отраженных электронах с использованием электронного микроскопа CamScan.
По размерам вростков различают макропертиты (видимые невооруженным глазом), микропертиты (видимые под микроскопом)
и криптопертиты (устанавливаемые только рентгенографически).
Пертиты легко наблюдать в скрещенных николях. Если, вращая столик микроскопа, добиться исчезновения двойников, то на фоне интерференционной окраски калиевого полевого шпата будут видны
вростки альбита с иной интерференционной окраской. При вращении столика микроскопа все вростки погасают одновременно. Поскольку оптический рельеф калиевого полевого шпата ниже, чем у
альбита и олигоклаза, полоска Бекке при увеличении фокусного расстояния смещается в строну альбита. При одном николе и слегка
138
прикрытой диафрагме калиевый полевой шпат – хозяин будет иметь
слабо розоватый цвет, а пертиты – зеленоватый (эффект Лодочникова). По форме вростков выделяются шнуровидные, пленочные, прожилковые, пятнистые пертиты. Пертитовое строение ювелирной
разновидности калиевого полевого шпата (лунного камня), состоящего из тончайших параллельных пластинок полевых шпатов различного состава и (или) сингонии (моноклинной и триклинной),
служит причиной его иризации.
В зависимости от механизма образования выделяют пертиты
распада и пертиты замещения. Первые образуются при распаде
твердого раствора щелочного полевого шпата на богатые K и богатые Na составляющие при снижении температуры. Пертиты замещения возникают в процессе альбитизации калиевого полевого
шпата. При петрографическом изучении шлифов не всегда удается
установить генетический тип пертитов.
Плагиоклазы
Несмотря на широкие вариации условий образования в различных по составу и происхождению породах, плагиоклазы, обладая
рядом характерных особенностей, хорошо отличимы от других минералов в прозрачных шлифах (рис. 1.95а–г). В магматических породах плагиоклазы, как правило, образуют вытянутые кристаллы,
уплощенные по (010) (рис. 1.95а,в,г).
Для магматических плагиоклазов типично двойникование по карлсбадскому, альбитовому и периклиновому законам (рис. 1.95а–г).
Альбитовые двойники плагиоклазов, как правило, являются полисинтетическими (рис. 1.95б). Периклиновые и альбитовые двойники
часто проявлены в одном и том же кристалле плагиоклаза. Нередки
сочетания карлсбадских и альбитовых двойников. В метаморфических породах плагиоклазы формируют ксеноморфные зерна, а двойникование менее распространено (рис. 1.95б).
Двулучепреломление в плагиоклазах низкое, интерференционные
окраски варьируют от белых первого порядка у альбита до бледножелтого первого порядка у анортита. Оптический рельеф низкий. У
альбита рельеф отрицательный. У плагиоклазов с номерами более 10
рельеф положительный.
Показатели преломления в ряду альбит-анортит линейно возрастают от 1.53 до 1.58 (рис. 1.96). Плагиоклазы, содержащие более 30
мол.% анортитовой составляющей, имеют показатели преломления
больше, чем у кварца.
139
а)
б)
в)
г)
Рис. 1.95. Особенности кристаллов плагиоклаза в шлифах: а – андезин с
двойниками по периклиновому закону в кварцевом диорите; б – ксеноморфный олигоклаз с полисинтетическими двойниками по альбитовому и
периклиновому законам в биотит-амфиболовом гнейсе; в – зональные вкрапленники и микролиты андезина с двойниками по периклиновому закону в
андезите; г – андезин-олигоклаз с прямой и осциляторной зональностью в
жильном кварцевом диорите. Николи во всех фотографиях Х.
Таблица 1.14
Показатели преломления и углы 2V плагиоклазов
Название
Содержание анортита
Угол
Показатель
(мол.%)
2V
преломления
альбит
0–10
80–85
1.527–1.532
олигоклаз
10–30
85–96
1.532–1.543
андезин
30–50
96–80
1.543–1.553
лабрадор
50–70
80–86
1.553–1.564
битовнит
70–90
86–98
1.564–1.572
анортит
90–100
98–105 1.572–1.577
Изучая при помощи поляризационного микроскопа с применением столика Федорова показатели преломления, угол оптических осей
(рис. 1.96), положение оптической индикатрисы, законы двойникования и пользуясь специальными диаграммами зависимости свойств
плагиоклазов от их состава, можно определить номер плагиоклаза.
Для быстрого определения номера плагиоклаза используют методы
Мишеля-Леви (метод максимального симметричного погасания) или
140
Бекке-Беккера (рис. 1.97). Метод Мишеля-Леви применим для разрезов плагиоклазов, перпендикулярных плоскости (010). Этот разрез
может быть выявлен при наличии в плагиоклазах полисинтетических альбитовых двойников при их симметричном погасании. Плоскость (010) – это плоскость двойникования. В разрезах, перпендикулярной к ней, двойниковые сростки проявляются как четкие черные
или белые полосы в скрещенных николях. Для определения состава
плагиоклаза методом Мишеля-Леви необходимо найти в шлифе разрез, максимально перпендикулярный (010). Этот разрез может быть
выявлен следующими способами: (1) границы между двойниками
должны быть резкими; (2) при опускании и поднятии тубуса микроскопа границы не должны смещаться вправо или влево (что означает, что плоскости этих границ строго перпендикулярны плоскости
разреза шлифа); (3) в положении, когда плоскости двойникования
параллельны вертикальной оси поля зрения микроскопа, двойники
по обе стороны должны иметь одинаковые интерференционные окраски. После обнаружения подходящего разреза производится замер
симметричного угла погасания. Для этого относительно вертикального положения плоскости двойникования столик микроскопа поворачивается вправо и влево до полного погасания одной и другой
системы двойников. Записывается полусумма замеров при повороте
влево и вправо. Разница замеров при поворотах столика вправо и
влево не должна превышать 4о. Так, если при повороте вправо угол
составил 25о, а при повороте влево – 27о, то необходимо записать,
что угол Np’:(010)=26о. Обозначение «Np’» означает, что измеряется
угол между проекцией оси Np на некоторый случайный разрез кристалла и проекцией плоскости двойникования. Для надежного определения номера плагиоклаза в шлифе необходимо сделать 5–7 подобных замеров. В качестве результата берется максимальный угол.
Если максимальное значение сильно отстает от большинства замеров, то выбирается максимальное статистически значимое значение.
Для определения номера плагиоклаза используется номограмма рисунка 1.97. В приведенном примере номер плагиоклаза, соответствующий углу погасания 26о, составляет 47 (47 мол.% анортитовой
составляющей). Для плагиоклазов с номерами меньшими, чем 40
могут быть получены два значения. В этом случае нужно учитывать
показатель преломления плагиоклаза для получения правильного
ответа. Если необходимо получить результаты для мелких микролитов плагиоклаза в вулканических породах, в которых не проявлено
двойникование, то следует замерять углы погасания отдельных микролитов. Правильное положение оси Np в этом случае можно определить с помощью компенсатора по повышению интерференционной окраски.
141
2Vx 2Vz
40 140
50 130
70 110
к
со
Вы
80 100
(-)
ий
90 90
Ни
зк
ий
100 80
(+)
110 70
0.015
кий
Низ
0.010
Высокий
0.005
1.590
Показатель преломления
1.580
nγ
Высокий плагиоклаз
1.570
nβ
nα
1.590
1.560
nγ
1.550
1.580
nβ
nα
1.540
1.570
1.530
1.560
1.520
1.550
1.540
Низкий плагиоклаз
1.530
0
Ab
10
20
30
50 60
40
% Анортит
70
80
90
Показатель преломления
Двулучепреломление
Оптический угол
60 120
1.520
100
An
Рис. 1.96. Зависимости оптических свойств плагиоклазов от содержания анортитовой составляющей в них.
142
В методе Бекке-Беккера достаточно одного замера угла погасания
двойников. Измерения проводятся в разрезе, перпендикулярном
(010) и (001). Такие разрезы характеризуются тем, что в них четко
проявлены двойниковые швы и спайность по (001). Трещины спайности образуют почти прямые углы (приблизительно 94о) с плоскостями двойниковых швов. Измерения производятся подобно методу
Мишеля-Леви. Далее необходимо определить знак погасания, то
есть положение оси Np’ по отношению к углу между трещинами
спайности по (001) и плоскостями двойникования (см. схему на рисунке 1.97). Определение номера плагиоклаза ведется по пунктирной
линии на рисунке 1.97, в зависимости от знака погасания.
Угол погасания ε в зоне перпендикулярной (010)
Ab
o
+50
40
20
Мол.%
60
An
80
Максимальный ε
зоны
+40o
o
+30
Б-Б
Наблюдается
в направлении [100],
т.е. по следу # и
по (001)
o
+20
0
01
#(
+10o
ε=
)
Высокотемпературные
Низкотемпературные
Np
1 2
0o
След
# (010)
М-Л
-100
-20o
Альбитовый
Карлсбадский
В направлении наибольшего ε
наблюдается пластинка1
Сопряженные значения ε = Np
# (010)
в смежном карлсбадском -пластинка 2
(только низкотемпературн.)
-30o
В направлении [ 100]
наблюдается пластинка1
-40o
Np
Np
Рис. 1.97. Схема определения номера плагиоклаза по методу Мишеля-Леви.
143
Поскольку плагиоклазы образуют непрерывный ряд твердых растворов, для них характерны широкие вариации состава в пределах
отдельных кристаллов – зональность. Зональность характерна для
подавляющего большинства магматических плагиоклазов. Основные
плагиоклазы, как правило, кристаллизуются первыми из магматических расплавов, тогда как более поздние генерации плагиоклазов все
более и более кислые. В результате подобного изменения состава
возникает нормальная (прямая) зональность, выраженная в уменьшении номера плагиоклаза от ядер кристаллов к их периферийным
зонам. В противном случае возникает обратная зональность. В плагиоклазах нередко проявляется осциляторная (ритмичная) зональность с ритмично повторяющимися зонами, различающимися по
составу. В плагиоклазах метаморфических пород наблюдаются как
прямая, так и обратная зональности, но осциляторная зональность не
характерна.
Типичными продуктами изменения плагиоклазов являются гидрослюды, минералы группы эпидота, каолинит, монтмориллонит.
Кислые плагиоклазы обычно преобразуются в агрегаты серицита и
мусковита. С увеличением основности плагиоклазов в продуктах их
изменения все большее значение приобретает каолинит, цоизит,
эпидот, иногда присутствует кальцит. Тонкозернистые агрегаты
эпидота, цоизита, вторичного альбита, серицита и кальцита, образующие псевдоморфозы по плагиоклазам, носят название соссюрита
(по фамилии французского минералога XVIII века Соссюра). Иногда
по основным плагиоклазам развиваются цеолиты и скаполит. Основные плагиоклазы наиболее подвержены вторичным изменениям,
в отличие от кислых плагиоклазов.
Антипертиты
Подобно щелочным полевым шпатам, при снижении температуры
гомогенные плагиоклазы, содержащие калишпатовую составляющую,
распадаются с образованием так называемых антипертитов распада –
ламеллеобразных ориентированных вростков калиевого полевого шпата в плагиоклазе (рис. 1.98). Помимо антипертитов распада, в горных
породах широко распространены антипертиты замещения, возникающие в процессе калишпатизации плагиоклаза.
Пределы стабильности и особенности плавления щелочных
полевых шпатов и плагиоклазов
Калиевый полевой шпат
Калиевый полевой шпат является наиболее стабильным минералом из полевых шпатов. Пределы его барической стабильности дос144
тигают давлений 60–70 кбар в температурном интервале 800–1400оС
(рис. 1.99). Выше этих давлений KAlSi3O8 разлагается с образованием ассоциации кианита, коэсита и высокобарической гексагональной
модификации силиката K2Si4O9 со структурой минерала вадеита
(KZrSi3O9), в которой один атом Si присутствует в октаэдрической
координации атомов кислорода (рис. 1.99). Однако при давлениях
более 80 – 90 кбар в том же температурном интервале эта ассоциация снова «собирается» в вещество KAlSi3O8, но уже обладающее
структурой, отличной от структуры полевого шпата (рис. 1.99). Образуется высокоплотная фаза со структурой холландита (BaMn8O16).
Эта фаза была впервые синтезирована А.Е. Рингвудом с соавторами
в 1967 г. при 120 кбар и 900оС, она хорошо известна в продуктах
экспериментов при высоких давлениях. Холландитовая фаза
KAlSi3O8 выявлена в некоторых метеоритах и импактных структурах. В присутствии H2O санидин в интервале температур 800–
1000оС и давлениях порядка 25 кбар переходит в фазу
KAlSi3O8·H2O, названную калиевым кимритом, со структурой, подобной кимриту (BaAl2Si2O8·H2O).
Рис. 1.98. Антипертитовые вростки в зерне плагиоклаза из лейкократового гранодиорита. Обратите внимание, что антипертитовые вростки образовались лишь в ядре зерна,
тогда как на периферии
зерна их нет. Это указывает на изначальную зональность зерна по содержанию ортоклазовой
составляющей.
Дж. Ф. Шерер и Н. Л. Боуэн (Schairer, Bowen, 1947), изучая систему KAlSi2O6–SiO2 при атмосферном давлении, установили, что
санидин плавится инконгруэнтно с образованием лейцита и расплава. Позднее О. Ф. Таттл и Н.Л. Боуэн (Tuttle, Bowen, 1958) показали,
145
что поле лейцита, образующегося при инконгруэнтном плавлении
санидина, сокращается с давлением. Д. Линдсли (Lindsley, 1966) определил, что оно полностью исчезает при давлении порядка 20 кбар
(рис. 1.99). Выше этого давления санидин плавится конгруэнтно.
Аналогичный эффект оказывает H2O: уже при PH2O=5 кбар поле лейцита исчезает и санидин плавится конгруэнтно.
120
Hol
80
S W d+
s
Ky+C
Ky+Cs+L
Давление, кбар
100
Ky+L
или
Cs + L
60
L
Sa
40
20
0
Lc+L
800
1200
1600
o
2000
Температура, С
Рис. 1.99. Р–Т диаграмма стабильности санидина (Urakawa et al., 1994).
Альбит
При всех давлениях в области своей стабильности альбит плавится конгруэнтно (Bell, Roseboom, 1969) (рис. 1.100). При давлениях
выше 30 кбар происходит разложение альбита на жадеит (NaAlSi2O6)
и кварц (рис. 1.100) (Bell, Roseboom, 1969; Holland, 1980). Реакция
NaAlSi3O8=NaAlSi2O6+SiO2 является одной из важнейших в петрологии, поскольку наряду с другими реакциями (см. ниже) определяет
возникновение минеральной ассоциации эклогитов – пород, состоящих из граната и богатого жадеитовой составляющей моноклинного
пироксена, омфацита. Она определяет стабильность альбита в кварцсодержащих ассоциациях (кварц-нормативных). В ассоциациях, не146
досыщенных SiO2, стабильность альбита определяется его реакцией
с нефелином, NaAlSi3O8+NaAlSiO4=2NaAlSi2O6, в результате которой опять же появляется жадеит. Эта реакция смещена на 10–12 кбар
относительно реакции альбит=жадеит+кварц в область более низких давлений.
лав
Жадеит+коэсит
40
Жа
де
Давление, кбар
ит+
рас
п
50
Жадеит+
кварц
Кварц
коэсит
30
Альбит
20
1200
1300
Расплав
1400
1500
1600
Температура, oС
Рис. 1.100. Р–Т диаграмма стабильности альбита (Bell, Roseboom, 1969; Holland, 1980).
Кривая для равновесия кварц–коэсит приведена в соответствии с работой С.Р. Болена и
А.Л. Беттчера (Bohlen, Boettcher, 1982).
Щелочные полевые шпаты
Система щелочных полевых шпатов калиевый полевой шпат–
альбит (KAlSi3O8–NaAlSi3O8) (Schairer, 1950) часто рассматривается
как классический пример бинарной системы с неограниченными
твердыми растворами с температурным минимумом на ликвидусе
(второй тип диаграмм Розебома). Тем не менее, такой вид диаграмма
может иметь лишь в специфических условиях, при которых калиевый полевой шпат плавится конгруэнтно. Появление же лейцита как
продукта инконгруэнтного плавления калиевого полевого шпата
(Schairer, Bowen, 1947) видоизменяет диаграмму бинарного сечения
KAlSi3O8–NaAlSi3O8 (рис. 1.101а–г). При атмосферном давлении в
147
отсутствии водного флюида щелочные полевые шпаты, содержащие
до 50 мас.% альбитовой составляющей, плавятся инконгруэнтно. С
повышением парциального давления воды поле кристаллизации
лейцита резко сокращается (рис. 1.101а–г) (Bowen, Tuttle, 1950). Параллельно с сокращением поля кристаллизации лейцита температуры ликвидуса и солидуса системы понижаются (напомним, что этот
эффект связан с ростом растворимости воды в расплаве с давлением), а линия сольвуса – область сосуществования двух щелочных
Лейцит
сухая система
1200
Температура, оС
Температура, оС
1200
1000
1000
800
Один ПШ
600
40
60
вес.%
Лейцит
800
Один ПШ
600
Два ПШ
20
0
Ортоклаз
PH2O=1 кбар
80
Два ПШ
100
20
0
Альбит Ортоклаз
80
100
Альбит
PH2O= 5 кбар
Расплав+Газ
Температура, оС
PH2O=2 кбар
Температура, оС
60
вес.%
1100
1200
1000
40
Лейцит
800
Один ПШ
600
0
20
Ортоклаз
900
7480
700
8760
ПШ+Расплав+Газ
0
ПШ+Расплав+Газ
695
ПШ+Газ
ПШ+Газ
2ПШ+Газ
500
Два ПШ
40
60
вес.%
80
300
100
0
Альбит Альбит
20
40
60
вес.%
80
100
Ортоклаз
Рис. 1.101. Т–Х диаграмма для системы KAlSi3O8–NaAlSi3O8 при разных
значениях парциального давления H2O. Система без H2O (Schairer, 1950);
система при PH2O=1 и 2 кбар (Bowen, Tuttle, 1950); система при PH2O=5 кбар
(Morse, 1970).
148
полевых шпатов – немного расширяется (это связано с тем, что вода
не растворяется в кристаллических полевых шпатах). При PH2O<5 кбар
линии сольвуса и солидуса не соприкасаются, и из расплава во всем
интервале составов кристаллизуется гомогенный щелочной полевой
шпат (рис. 1.101б,в). С падением температуры, достигая сольвуса,
этот полевой шпат будет распадаться с образованием пертитов. Поэтому гранитные и сиенитовые породы, содержащие единую генерацию пертитового щелочного полевого шпата, называются гиперсольвусными. При PH2O=5 кбар поле лейцита отсутствует, а линия солидуса «садится» на линию сольвуса (рис. 1.101г) (Morse, 1970). Это
означает, что в широком интервале составов из расплава кристаллизуются сразу два полевых шпата, натровый и калиевый. Породы, в
которых сосуществуют калиевый полевой шпат и альбит носят название субсольвусными.
Плагиоклазы
До давлений порядка 8–9 кбар анортит плавится конгруэнтно.
Однако уже при давлении 10 кбар происходит его инконгруэнтное
плавление с образованием корунда (рис. 1.102) (Lindsley, 1968). В
результате «плагиоклазовая рыбка», характерная для системы
CaAl2Si2O8–NaAlSi3O8, при низких давлениях усложняется, так как в
ней появляется фазовое поле корунд+расплав, которое расширяется в
область более кислых плагиоклазов с повышением давления (рис. 1.103).
При давлениях 20–30 кбар в температурном интервале 1000–
1400оС (положительный наклон линии реакции) анортит распадается
по реакции 3CaAl2Si2O8=Ca3Al2Si3O12+2Al2SiO5+SiO2 на гроссуляр,
кианит и кварц (рис. 1.102) (Hays, 1966). В присутствии H2O вместо
гроссуляра образуется цоизит – Ca2Al3[Si3O12](OH) (Goldsmith,
1981). В ассоциациях, содержащих кальциевые пироксены, стабильность анортита при давлениях выше 25 кбар может определяться его
разложением с образованием Ca-Al миналов твердого раствора пироксена – кальциевых молекул Чермака, CaAl2SiO6, и Эскола,
Ca0.5AlSi2O6 (Gasparik, 1984).
Твердый раствор NaAlSi3O8–KAlSi3O8–CaAl2Si2O8
Ограниченная взаимная растворимость анортита и калиевого полевого шпата проявляется в виде широкой области несмесимости в
тройной системе полевых шпатов. На рисунке 1.104 приведена треугольная диаграмма для системы альбит-анортит-ортоклаз, где показаны изолинии составов полевых шпатов, соответствующие определенной температуре. Видно, что эти изолинии состоят из двух ветвей, субпараллельных стороне альбит-анортит и стороне альбитортоклаз. Наличие этих ветвей указывает на полную взаимную рас149
творимость в системах альбит-анортит и альбит-ортоклаз (для температур более 600оС). Ветви плавно смыкаются между собой в области составов богатых альбитом полевых шпатов. Это означает, что
растворимости ортоклазовой составляющей в плагиоклазах и анортитовой составляющей в щелочном полевом шпате увеличиваются с
ростом содержания альбита. Со стороны анортит-ортоклаз изолиний
нет, что иллюстрирует ограниченную смесимость между этими компонентами. С увеличением температуры ветви изолиний смещаются
ближе к центру диаграммы. Это указывает на то, что растворимость
ортоклазового компонента в плагиоклазах и анортитового компонента в щелочных полевых шпатах увеличивается с температурой.
Давление оказывает обратный эффект на растворимость ортоклазового компонента в плагиоклазах и анортитового компонента в щелочных полевых шпатах.
+L
4
Grt
+
3
Давление, кбар
Ky
Grt + Ky + Qtz
Crn + L
2
An
1
L
0
1000
1200
1400
о
Температура, С
1600
1800
Рис. 1.102. Р–Т диаграмма стабильности анортита (Lindsley, 1968; Hays, 1966).
Диаграмма на рис. 1.104 позволяет также оценивать температуры
кристаллизации распавшихся пертитовых щелочных полевых шпатов или антипертитовых плагиоклазов. Для этого необходимо определить состав полевого шпата до распада. Это можно сделать двумя
способами: (1) с помощью растрового анализа минерала на электронном микрозонде, (2) определением состава минерала-хозяина и
150
ламеллей и их точных количественных соотношений. Анализ, нанесенный на диаграмму, попадет на одну из изотерм.
1800
20 кбар
Cor + L
1600
Температура, оС
L
L
Pl +
1400
Pl+Cor
+L
Pl
Cor + L
10 кбар
1500
L
Pl +
Pl+Cor
+L
L
1300
Pl
1100
0
NaAlSi3O8
Ab
20
40
Мол.%
60
80
100
CaAl2Si2O8
An
Рис. 1.103. Т–Х диаграмма для системы CaAl2Si2O8–
NaAlSi3O8 при давлениях 10 и 20 кбар (Lindsley, 1968).
Приведем пример. Реинтегрированный состав (то есть состав до
образования ламеллей) зерна пертитового щелочного полевого шпата из лейкократового гранита – продукта частичного плавления высокотемпературных метапелитов из Южной Зоны гранулитового
комплекса Лимпопо (ЮАР) – следующий (мас.%):
SiO2 = 68.79, Al2O3 = 22.20, Na2O = 6.63, CaO = 2.52, K2O = 6.47,
FeO = 0.01, MnO = 0.01.
Формула этого полевого шпата в пересчете на 8 атомов кислорода: Ca0.11Na0.54K0.35Al1.10Si2.89O8, что соответствует содержанию
11 мол.% анортита, 54 мол.% альбита и 35 мол.% калишпата. Фигуративная точка этого состава попадает в поле анортоклаза, располагаясь между изотермами 1000 и 1100оС (рис. 1.104).
151
35
%
11
%
Or
An
Ab
0
70
0
60
5 00
80
0
90 0
1000
Ab
1100
11 % An
1200
Or
Рис. 1.104. Изотермы взаимной растворимости в системе NaAlSi3O8–CaAl2Si2O8–KAlSi3O8, рассчитанные
для давления 6 кбар.
Распространение в природе
Щелочные полевые шпаты
Щелочные полевые шпаты типичны для минеральных ассоциа-ций,
формировавшихся в условиях земной коры. Самые распростра-ненные
интрузивные горные породы земной коры, в которых ще-лочной
полевой шпат является главной составляющей, – это граниты и
гранодиориты. В гранитах содержание калиевого полевого шпата может
составлять до 60–65 об.% (например, в аляскитах). В этих по-родах
калиевый полевой шпат сосуществует с кислыми плагиокла-зами
(альбитом или олигоклазом), кварцем, биотитом, мусковитом, роговыми
обманками. Для чарнокитов – ортопироксеновых гранитов –
определяющей является ассоциация калиевого полевого шпата с ортопироксеном, а в щелочных гранитах этот минерал сосуществует со
щелочными амфиболами арфведсонит-рибекитового ряда и эгирином. В
гранитах-рапакиви обычен парагенезис калиевого полевого шпата с
фаялитом. Напомним, что для гранитов-рапакиви характерны
порфировидные структуры, где крупные овальные кристаллы калиевого
полевого шпата, окруженные каймами олигоклаза (овоиды), резко
выделяются на фоне кварц-полевошпатовой матрицы. Для гранитных
пород типичен микроклин. Ортоклазы характерны для некоторых раз152
новидностей гранитоидов, таких как чарнокиты, температу-ры
которых могут превышать 750–800оС.
К другим интрузивным породам со значительным содержанием
ортоклаза относятся сиениты и их разновидности (монцониты, мангериты). Для этих пород характерны так называемые монцонитовые
структуры, где кристаллы плагиоклаза цементируются калиевым
полевым шпатом. Калиевый полевой шпат – важная составляющая
многих нефелиновых сиенитов, где он сосуществует с нефелином и
другими фельдшпатоидами, щелочными амфиболами и пироксенами. Он является главным минералом некоторых малоглубинных калиевых щелочных интрузивных пород, подобных кальсилитовым
сиенитам. В основных и средних плутонических породах нормальной щелочности (габбро, диоритах), калиевый полевой шпат может
присутствовать в небольших количествах, свидетельствуя об их
«подщелоченности». Калиевый полевой шпат никогда не встречается в ультраосновных породах, поскольку ассоциация магнезиального
оливина с калиевым полевым шпатом не является равновесной.
Микроклин с пертитовыми вростками альбита – преобладающий
полевой шпат и самый распространенный минерал гранитных, сиенитовых и нефелин-сиенитовых пегматитов, в которых его отдельные кристаллы могут достигать нескольких метров в поперечнике.
Голубовато-зеленая разновидность микроклина, цвет которого обусловлен примесями Pb+, Fe3+, Fe2+, получила название амазонит.
Закономерные взаимопрорастания калиевого полевого шпата (обычно микроклина) и кварца, распространенные в гранитных пегматитах, называют письменным (графическим) гранитом, или «еврейским камнем», так как по форме вростков кварца он напоминает иудейские письмена (рис. 1.105). Они представляют собой продукты
эвтектической кристаллизации полевого шпата и кварца из относительного низкотемпературного расплава, обогащенного летучими
компонентами.
В породах гранитного состава также широко распространены
червеобразные и веретенообразные срастания кварца и кислого плагиоклаза, замещающие зерна калиевого полевого шпата на их контактах с зернами плагиоклаза. Такие срастания носят название мирмекиты (от греч. «мирмекиа» – муравейник). Согласно наиболее
распространенному мнению, мирмекиты представляют собой продукты взаимодействия калиевого полевого шпата с наиболее поздними расплавами или растворами, отделяющимися от кристаллизующихся гранитных расплавов. Реакция, объясняющая образование
мирмекитов, может быть записана следующим образом:
3KAlSi3O8 +{CaO+0.5Na2O}=CaAl2Si2O8 +NaAlSi3O8 +4SiO2 +1.5{K2O},
153
где CaO, Na2O и K2O – компоненты флюида или расплава. Поскольку калиевый полевой шпат богаче кремнеземом, чем плагиоклаз, то
при замещении первого последним выделяется кварц в виде вростков. Эти вростки часто ориентированы и при двух николях погасают
одновременно.
Рис. 1.105. Графическая структура («еврейский камень») – закономерные прорастания кварца в щелочном полевом шпате.
Эффузивные аналоги гранитов, гранодиоритов и сиенитов – риолит, дацит и трахит – также содержат стекловидный санидин в виде
вкрапленников. Вкрапленники санидина и анортоклаза встречаются
и в более основных вулканических породах повышенной щелочности – фонолитах, трахиандезитах, трахибазальтах, причем анортоклаз характеризует породы с относительно высоким соотношением
Na2O/K2O, а санидин – более калиевые породы. Вкрапленники щелочного полевого шпата отсутствуют в вулканических породах,
сильно недосыщенных SiO2 (тефриты, базаниты, нефелиниты, мелилититы), где полевой шпат сменяется фельдшпатоидами. Однако
щелочной полевой шпат может присутствовать в этих породах в виде микролитов. Санидин является породообразующим минералом
некоторых типов лампроитов.
Калиевый полевой шпат – характерный минерал многих метаморфических пород. В форме ортоклаза он типичен для метапелитов
(продуктов метаморфизма высокоглиноземистых осадочных пород)
верхов амфиболитовой и гранулитовой фаций метаморфизма, где он
образуется за счет разложения мусковита или биотита. В результате
возникают ассоциации калиевого полевого шпата с ортопироксеном,
гранатом, кордиеритом, полиморфами Al2SiO5 (силлиманитом и ки154
анитом). В ортоклазах метапелитов нередко встречаются пертиты
распада.
В метаморфических породах часто образуются своеобразные реакционные структуры – каймы калиевого полевого шпата вокруг
различных минералов на их контакте с плагиоклазом. Образование
таких кайм связано с высокотемпературным взаимодействием пород
с флюидами, содержащими растворенные соли (хлориды, карбонаты) K и Na. Этот процесс описывается реакцией, обратной реакции
образования мирмекитов. В ряде случаев в контактирующем с каймами калиевого полевого шпата плагиоклазе возникает специфическая зональность с увеличением номера плагиоклаза к контакту. Эти
взаимоотношения отражают обменную реакцию:
NaAlSi3O8 + {K+} = KAlSi3O8 + {Na+},
где Na+ и K+ – ионы растворенных во флюиде солевых компонентов.
Эта реакция была предложена Д.С. Коржинским для объяснения образования чарнокитов в процессах гранитизации метаморфических
пород за счет роста активностей щелочных компонентов во флюидах
и поэтому нередко ее называют реакцией Коржинского.
Щелочные полевые шпаты встречаются в гидротермальных образованиях, например, в высокотемпературных жилах альпийского
типа. Бесцветная, просвечивающая или прозрачная разновидность
ортоклаза в виде кристаллов, имеющих сходство с ромбоэдрами, в
гидротермальных жилах известна как адуляр. Ортоклаз и микроклин
встречаются в полевошпатовых аркозовых песчаниках, накопление
которых происходило так быстро, что разрушение полевого шпата
с образованием глинистых минералов не происходило. Санидин
характерен и для пород контактового метаморфизма (санидинитовая фация контактового метаморфизма).
Широкая область стабильности калиевого полевого шпата по
давлению (рис. 1.99) позволяет ему кристаллизоваться и в условиях
верхней мантии. Высокие давления стабильности санидина объясняют присутствие этого минерала в виде включений в алмазах эклогитового парагенезиса из кимберлитов и лампроитов, а также в
ассоциациях глубинных эклогитовых нодулей, выносимых кимберлитовыми магмами. В таких нодулях (например, в кимберлитовых
трубках Робертс-Виктор, ЮАР, и Обнаженная, Якутия) санидин
сосуществует с клинопироксеном, гранатом, коэситом, кианитом,
корундом, алмазом. Согласно современным представлениям, такие
породы не являются продуктами эволюции вещества самой мантии,
так как попадали в нее в результате субдукции материала земной
коры.
155
Плагиоклазы
Плагиоклазы являются более распространенными минералами
магматических и метаморфических пород, чем щелочные полевые
шпаты. Вследствие довольно ограниченной области устойчивости по
температуре и особенно по давлению (рис. 1.100 и 1.102), плагиоклазы редко встречаются в ассоциациях мантийных пород. Они могут
присутствовать в самых верхах перидотитовых разрезов мантии
(плагиоклазовая фация глубинности перидотитов), с увеличением
глубины сменяясь шпинелевыми и гранатовыми ассоциациями перидотитов. Плагиоклазы в некоторых эклогитовых нодулях присутствуют лишь как продукты позднего изменения и частичного плавления пород в коровых условиях.
Плагиоклаз присутствует в большинстве (>95%) магматических
пород. Его содержание снижается от 60% в габбро до 50% в гранодиоритах и до 20% в аляскитовых гранитах. При этом главные композиционные интервалы в ряду плагиоклаза четко отражают составы
главных групп магматических пород.
Самый распространенный минерал среди плагиоклазов – альбит.
Практически чистый альбит встречается вместе с калиевым полевым
шпатом в гранитах и риолитах, сиенитах и трахитах. Альбит широко
распространен в виде пертитовых срастаний с микроклином в гранитных и сиенитовых пегматитах, а также в прожилках и зонах замещения в пегматитах, где он образует либо таблитчатые и крупнопластинчатые агрегаты, называемые клевеландитом, либо массивные мелкозернистые агрегаты «сахаровидного» альбита.
Олигоклаз и андезин являются главными составляющими гранитов, тоналитов, гранодиоритов, монцонитов, сиенитов, диоритов и
их эффузивных аналогов: риолитов, дацитов, трахитов, андезитов.
Для андезитов обычно характерны вариации состава от андезина до
битовнита, выраженные в прямой или осциляторной зональности. В
дацитах, риолитах и трахитах вкрапленники плагиоклаза, как правило, сопровождаются вкрапленниками щелочного полевого шпата,
причем в отличие от риолитов и трахитов, в дацитах вкрапленники
плагиоклаза резко преобладают.
Лабрадор – породообразующий минерал габбро, норитов, троктолитов, пироксенитов наряду с пироксенами. Мономинеральные
породы, состоящие почти нацело из лабрадора (иногда андезина),
носят название анортозитов. Основные плагиоклазы, варьирующие
по составу от лабрадора до битовнита, образуют порфировые вкрапленники как в толеитовых, так и в щелочных базальтах. Они характерны также для тефритов и базанитов, но отсутствуют в более щелочных вулканических породах, таких как фонолиты, нефелиниты,
мелилититы. Битовнит и анортит относительно редки. Они встречаются в основных изверженных породах или как акцессорный мине156
рал в перидотитах. Основной плагиоклаз часто присутствует в основной массе некоторых коматиитов, особенно протерозойского и
более молодых возрастов. Практически чистый анортит присутствует в базальтах Луны и некоторых метеоритах (например, в составе
так называемых белых включений в хондритах).
В метаморфических породах плагиоклазы присутствуют как в
метапелитах, так и в метабазитах. При этом состав плагиоклаза отчетливо коррелируется со степенью метаморфизма пород. Альбит
весьма распространен в зеленых сланцах – метаморфических породах низкой ступени метаморфизма. За счет реакций альбита с актинолитом, эпидотом, кальцитом при увеличении степени метаморфизма плагиоклаз становится все более основным. Так для амфиболитов и двупироксен-гранатовых сланцев характерны плагиоклазы,
варьирующие по составу от андезина вплоть до битовнита. Плагиоклазы присутствуют как в малоглубинных роговиках, так и в
двупироксен-гранатовых сланцах, отвечающих давлениям более
7–10 кбар. Плагиоклазы пропадают лишь в эклогитах, распадаясь с
образованием пироксенов и гранатов. В этих породах плагиоклаз
присутствует лишь как продукт распада высокобарических минералов в ходе ретроградной эволюции пород при их подъеме к поверхности Земли.
НЕФЕЛИН И КАЛЬСИЛИТ
Состав и особенности изоморфизма
Нефелин (от греч. «нефели» – облако, из-за образования облакоподобного геля при растворении в кислотах) и кальсилит (название
отражает состав: «к» – K, «аль» – Al, «си» – Si) – каркасные алюмосиликаты, формулы которых NaAlSiO4 и KAlSiO4, соответственно.
Эти минералы, относящиеся к группе фельдшпатоидов, образуют
ограниченные твердые растворы между собой. Выше 800оС при давлении ниже 2 кбар взаимоотношения нефелина и кальсилита осложнены появлением тетракальсилита (или богатого калием нефелина) –
K3NaAl4Si4O16.
В 20–х годах ХХ века польский минералог И.А. Морозевич, изучая массивы нефелиновых сиенитов Мариупольского массива на
Украине, пришел к выводу, что нефелин в этих интрузивных породах на 25% сложен калиевым компонентом при очень незначительной вариации состава твердого раствора. Аналогичный вывод сделал
позднее М. Бергер с соавторами (Buerger et al., 1954), он даже предложил рассматривать нефелин не как твердый раствор миналов
KAlSiO4–NaAlSiO4, а как соединение Na3KAl4Si4O16. Однако изучение нефелинов вулканических пород показали, что вариации состава
нефелина куда более широкие, вплоть до почти чистого кальсилита,
157
что отражает изоморфизм NaK. На фазовой диаграмме KAlSiO4–
NaAlSiO4 (Tuttle, Smith, 1958; рис. 1.106) видно, что состав «нефелина Морозевича–Бергера» соответствует минимуму на ликвидусе системы, объясняя очень ограниченные вариации состава нефелинов в
интрузивных породах, которые формируются при более низких температурах, чем их вулканические аналоги.
1800
Температура, oС
1000
L + Ne
Ne
Cg +
Cg + Neh
Neh
Neh + Ne
Ne + Ks
O1
Ks
Ne1 + Ne2
Ne
H4
O1
1200
L + H4
Cg +
L
H4+
Cg
H4
Ne +
1400
L + O1
расплав (L)
1600
+H
4
Ks
+O
1
Ks
800
Ne + Ks
600
400
200
NaAlSiO4
Ne
90
Na3KAl4Si4O16 60
50
мол. %
40
30
20
KAlSiO4
Ks
Рис. 1.106. Фазовая диаграмма для системы NaAlSiO4–KAlSiO4 при
давлении 1 атм. (Tuttle, Smith, 1958), иллюстрирующая область взаимной растворимости нефелинового и кальсилитового миналов, а
также полиморфизм этих соединений. Ne – нефелин, Neh – разупорядоченный высокотемпературный нефелин, Cg – карнегиит, Ks –
кальсилит, O1 – ромбический KAlSiO4, H4 – тетракальсилит. Минимум на ликвидусе системы близок к 75 мол.% нефелиновой составляющей («нефелин Морозевича–Бергера»).
В природных нефелинах всегда отмечается избыток SiO2. Например, нефелины из фонолитов комплекса Вультуро (Италия) содержат до 12 мол.% избыточного кремнезема (Melluso et al., 1996). Избыток SiO2 в нефелинах коррелируется с содержанием Na2O (Hamilton, MacKenzie, 1960), что дало основание рассматривать появление
избыточного кремнезема в твердом растворе нефелина как результат
гетеровалентного изоморфизма по схеме Na+Al↔ +Si ( – вакансии
в структуре), смещающего состав нефелина в сторону альбита. Со158
держание альбитовой составляющей в нефелине возрастает с температурой и при 800оС достигает 33 мол.% (рис. 1.107). Нефелины
вулканических пород содержат также до 8–9 мас.% CaO. Вхождение
кальция в структуру нефелина обуславливается гетеровалентным
изоморфизмом по схеме 2Na( +Ca) и смещением состава нефелина в сторону анортита. Неизмененные нефелины в магматических
породах могут содержать до 4 мас.% Fe2O3. При остывании нефелин
теряет избыток Fe2O3, что выражается в образовании многочисленных ориентированных включений магнетита, гематита и эгирина в
его кристаллах. В нефелин может входить 0.05–0.55 мас.% H2O, молекулы которой располагаются в крупных позициях А структуры
этого минерала (см. ниже).
SiO2
80
90
1068 o
C
775 o
C
700 oC
500 oC
NaAlSiO4
90
80
70
60
KAlSiO4
Рис. 1.107. Изотермы растворимости SiO2 в твердом растворе NaAlSiO4–KAlSiO4, показывающие, что присутствие избыточного кремнезема в нефелине связано с присутствием в нем альбитовой составляющей.
В отличие от нефелина, замещение K на Na, а также присутствие
вакансий и Ca в кальсилите существенно более ограничены. Для высокотемпературных
кальсилитов
характерен
изоморфизм
2Al↔Mg+Si, который не известен в нефелине.
Структура
Нефелин кристаллизуется в гексагональной сингонии (P63). При
температуре 810оC он переходит в разупорядоченный высокотемпературный нефелин, а при 1254оС в кубическую модификацию – карнегиит (рис. 1.106). При низких температурах кальсилит имеет сим-
159
метрию P63mc, а при высоких температурах он испытывает фазовый
переход в фазу с ромбической симметрией.
Структура нефелина представляет собой связанные шестичленные кольца из тетраэдров, где половина Si замещена на Al. Возможно упорядочение Si и Al по этим тетраэдрам. Наиболее упорядоченные нефелины характерны для метаморфических пород (метаморфизованные соляные отложения), а наиболее разупорядоченные – для
вулканических пород.
Нефелин и кальсилит неизоструктурны. В нефелине из-за искажения каркаса содержатся две позиции щелочных катионов, по которым происходит упорядочение Na и K. В крупной позиции с координацией 12 (позиция А) присутствуют катионы K, вакансии и молекулы H2O. Катионы Na в эту позицию практически не входят. Они
располагаются в искаженной позиции с координацией 7–8 (позиция В).
Наряду с Na эта позиция способна вмещать Ca. Сильное упорядочение щелочных катионов в структуре нефелина, растворение альбитовой и анортитовой составляющих обуславливают очень сильное
отклонение твердого раствора нефелина от идеальности. В калиевой
области системы NaAlSiO4–KAlSiO4 такое упорядочение ведет к образованию тетракальсилита – богатой калием фазы со структурой
нефелина (рис. 1.106). В структуре кальсилита выделяется лишь одна дитригональная позиция, в которой катионы размещены равномерно. В структуре тетракальсилита, подобно кальсилиту, также нет
упорядочения K и Na.
Оптические свойства и особенности в шлифах
Показатель преломления нефелина n=1.532–1.544. Нефелин – минерал одноосный, отрицательный, имеет низкий рельеф, низкие интерференционные окраски (0.003–0.005), прямое погасание, отрицательное удлинение. В шлифах характерны идиоморфные прямоугольные разрезы, что отличает его от кварца, похожего в шлифах на
нефелин. В случае ксеноморфных зерен нефелин от кварца легко
отличим по оптическому знаку. Кроме того, в шлифах нефелин легко идентифицируется по характеру вторичных изменений: по нему
развиваются агрегаты цеолитов (натролита, томсонита и филлипсита), канкринит, содалит или анальцим. Как указывалось выше, для
нефелина характерны ориентированные вростки магнетита, гематита
и эгирина.
Оптические свойства кальсилита близки к свойствам нефелина.
Показатель преломления n=1.532–1.543. Так же как и нефелин,
кальсилит является одноосным оптически отрицательным минералом с низкими интерференционными окрасками (0.006) и низким
рельефом.
160
Пределы стабильности
Нефелин и кальсилит являются самыми стабильными минералами из всех каркасных силикатов как в отношении давления, так и в
отношении температуры. Пределы стабильности нефелина распространяются до давления порядка 110 кбар, выше которого он распадается на жадеит и фазу NaAlO2 (Liu, 1978). Однако при давлениях
порядка 190 кбар снова образуется фаза с формулой NaAlSiO4, но со
структурой CaFe2O4 (Liu, 1978). Кальсилит стабилен до давления
170 кбар (при 1000оС), разлагаясь далее на фазу KAlO2 и стишовит
(Liu, 1987). Выше указывалось, что оба минерала испытывают фазовые переходы в фазы с более высокой симметрией, которые плавятся
конгруэнтно при температурах 1524оC (NaAlSiO4) и 1730оC
Нефелин и кальсилит не стабильны в присутствии
(KAlSiO4).
кварца, реагируя с ним с образованием альбита и калиевого полевого
шпата, соответственно. При давлениях 18–21 кбар в температурном
интервале 900–1200оС нефелин реагирует с альбитом с образованием жадеита. В присутствии CaCO3 и NaCl нефелин разлагается, образуя канкринит и содалит.
Нахождение в природе
Несмотря на обширную область стабильности по температуре и
давлению, ни нефелин, ни кальсилит не известны в мантийных парагенезисах и в метаморфических породах высокого давления. Нефелин распространен исключительно в щелочных породах магматического и метасоматического происхождения. Он никогда не встречается с кварцем и ортопироксеном. Среди интрузивных пород нефелин наиболее широко распространен в нефелиновых сиенитах. Наиболее крупными массивами нефелиновых сиенитов являются Ловозерский и Хибинский массивы на Кольском полуострове, Ильменогорский и Вишневогорский массивы на Урале, Мариупольский массив в Украине, массив Ларвик в Норвегии, комплекс Пиланиесберг в
ЮАР. Нефелин – это породообразующий минерал плутонических
ультраосновных щелочных пород – ийолитов, уртитов, якупирангитов, мельтейгитов. Он присутствует также в мелилитовых плутонических породах (мелилитолитах).
Типичные вулканические породы, содержащие нефелин, – фонолиты, нефелиновые базальты, нефелиниты, тефриты, базаниты. Нефелин присутствует в некоторых калиевых вулканических породах,
таких как лейцититы, а также мелилититы. К. Тилли (Tilley, 1954)
показал, что нефелин из вулканических пород богаче Na2О по сравнению с нефелином из плутонических пород. Дальнейшие исследования показали, что обогащение нефелинов вулканических пород
натрием, как правило, сопровождается их обогащением SiO2. Иначе
161
говоря, нефелины вулканических пород богаче альбитовой составляющей.
Нефелин является характерным минералом фенитов – метасоматических, гɥавным образом, эгирин-полевошпатовых пород, развивающихся в контактовых ореолах массивов нефелиновых сиенитов,
карбонатитов или щелочно-ультраосновных пород по гранитам,
гнейсам и песчаникам. Образование фенитов (фенитизация) происходит в результате привноса флюидов, обогащенных Na2O и K2O.
Метаморфические породы, содержащие нефелин, очень редки. Они
представляют собой продукты метаморфизма тех же нефелиновых
сиенитов или соленосных осадочных пород. Такие породы встречены в метаморфических комплексах Канады и Бразилии.
Кальсилит присутствует в интрузивных магматических щелочных породах, как правило, в составе агрегатов с калиевым полевым
шпатом по лейциту (псевдолейциту). Предполагается, что эта ассоциация могла возникнуть за счет распада первичного лейцита по
реакции 2KAlSi2O6=KAlSiO4+KAlSi3O8. Таковы, например сынныриты, описанные впервые в 1962 г. А.Я. Жидковым в Забайкалье.
Это плутонические порфировидные лейкократовые породы среднего
состава щелочного ряда, сложенные калиевым полевым шпатом,
псевдолейцитом, кальсилитом, нефелином и клинопироксеном. В
этих породах встречены парагенезисы кальсилита, содержащего
6–11 мол.% нефелинового минала, с калиевым щелочным шпатом,
содержащим до 2 мол.% альбитового компонента. Содержание кальсилита в таких породах составляет 2–3 об.%. Кальсилитсодержащие
вулканические породы редки. Кальсилит описан в мафуритах (калиевые вулканические породы, содержащие наряду с кальсилитом
оливин и авгит) Восточной Африки, Италии, Бразилии. В калиевых
вулканических породах кальсилит ассоциирует с оливином, клинопироксеном, нефелином, лейцитом, мелилитом, вулканическим
стеклом. Кальсилит (в составе псевдолейцитовых агрегатов) описан
в якупирангитах комплекса Батбиерг (Гренландия). Известны уникальные находки кальсилитсодержащих ассоциаций среди гнейсов
гранулитовой фации метаморфизма в Южной Индии, образование
которых связано либо с метаморфизмом первично магматических
богатых калием, недосыщенных кремнеземом пород, либо с десиликацией гнейсов в результате их взаимодействия со щелочными флюидами при относительно низких давлениях (порядка 3–4 кбар).
КОРДИЕРИТ
Состав и характер изоморфизма
Кордиерит (назван в честь французского горного инженера и геолога Пьера Луи Антуана Кордье) – каркасный алюмосиликат с об162
щей формулой X2[Al4Si5O18]·n(H2O, CO2), где X – двухвалентные
катионы: Mg, Fe2+, Mn, n – количество молекул H2O и CO2 в каналах
структуры кордиерита (см. ниже). Содержание MnO, как правило, не
превосходит 1 мас.%. Кроме того, в кордиерите обычны примеси
Fe3+, Na, K, Be, Li. В редких случаях сумма оксидов щелочных элементов (Na2O+K2O) может достигать 1 мас.%. В кордиерите и его
полиморфной модификации индиалите (см. ниже) может присутствовать CaO. Помимо H2O и ионов щелочных металлов, каналы в
структуре кордиерита способны вмещать молекулы CO2, N2, CH4,
Ar, He, H2S, углеводороды CnH2n+2.
Структура и свойства твердого раствора
Структура кордиерита сходна со структурой кольцевого силиката –
берилла. Место ионов бериллия в ней занимают атомы Al и Si. Главным ее мотивом являются шестичленные кольца из [(Si, Al)O4]тетраэдров (T2) (рис. 1.108). Соединения между кольцами вдоль оси
с осуществляется общими атомами кислорода из тетраэдров, тем
самым образуя полые каналы. В узких частях (в области сочленения
колец) каналы имеют диаметр ~2.5 Å, а в широких – около 6 Å
(Gibbs, 1966). По осям а и b колонки скрепленных колец соединены
дополнительными [AlО4]-тетраэдрами (T1) и [XO6]-октаэдрами, где
X – Mg, Fe, Mn (рис. 1.108). Таким образом, структура кордиерита
становится похожей на каркас алюмокремнекислородных тетраэдров. По этой причине кордиерит рассматривают как каркасный алюмосиликат, а не как кольцевой силикат. Подобно полевым шпатам и
другим каркасным алюмосиликатам, заряд алюмокремнекислородного каркаса кордиерита нередко компенсируется щелочными и щелочноземельными катионами, таким как Li, Na и Be. Щелочные катионы, как правило, располагаются внутри каналов, а Be – в тетраэдрах (рис. 1.109).
Кордиерит обладает ромбической (псевдогексагональной) симметрией (Сссm). Однако при повышении температуры он переходит в гексагональную модификацию (P6/mcc) – индиалит (Miyashiro, 1957). Переход в индиалит связан с разупорядочением Al и
Si в структуре по девяти тетраэдрическим подпозициям 3T1 и 6T2
(рис. 1.108). В индиалите два атома Al и один атом Si разупорядочены по T1, а два атома Al и четыре атома Si – по T2. Несмотря на то,
что переход кордиеритиндиалит связан с процессами упорядочения, он является переходом первого рода (со скачком значений теплоемкости, энтальпии и энтропии в точке перехода). Температура перехода для состава Mg2Al4Si5O18 составляет 1450оC, но снижается при
замещении MgFe2+. Процесс упорядочения проходит через образование доменных структур. В гидротермальных условиях температура
перехода кордиерита в индиалит составляет всего 650–700оС. Это
163
происходит потому, что молекулы H2O заполняют каналы в структуре минерала (рис. 1.109).
Al
Mg
Al
Al
b = 9.69 A
Mg
Al
a = 17.06 A
Рис. 1.108. Структура кордиерита в направлении, перпендикулярном оси с.
o
5.4 A
H2O
H2O
Na
H2O
Рис. 1.109. Положение молекул H2O, CO2 и ионов щелочных металлов внутри каналов
структуры кордиерита.
c
b
c
CO2
a
o
2.5 A
164
H2O и CO2 – это главные флюидные компоненты в каналах
структуры кордиерита. Суммарное содержание молекул этих газов
слабо зависит от состава равновесного флюида. Не зависит оно и от
железистости
кордиерита.
При
постоянном
соотношении
CO2/(H2O+CO2) во флюиде абсолютные количества CO2 и H2O в
кордиерите увеличиваются с давлением и уменьшаются с температурой. А вот распределение СО2 и H2O между флюидом и кордиеритом не зависит от температуры. Однако растворимость CO2 в кордиерите ниже, чем растворимость H2O. Это связано с более крупным
размером молекул CO2 и отсутствием у них дипольного момента.
Молекулы H2O, обладая дипольным моментом, создают с каркасом
структуры кордиерита водородные связи, энергии которых близки к
энергиям водородных связей между молекулами H2O в воде. В результате термодинамическое поведение водосодержащего кордиерита в его равновесиях с другими минералами становится аналогичным
поведению водных минералов. Различия в свойствах молекул H2O и
CO2 приводит к их сепарации – СО2 перераспределяется во флюид, а
H2O предпочтительно входит в кордиерит (Johannes, Schreyer, 1981).
Тем не менее, в гранулитах известны находки кордиеритов, содержащих более 2 мас.% CO2 и лишь доли процента H2O. Поскольку
распределение СО2 и H2O между флюидом и кордиеритом не зависит от температуры, одним из ведущих факторов, способствующих
обеднению кордиерита водой, является силикатный расплав, в который активно перераспределяется вода из кордиерита (Harley, Carrington, 2001).
В кордиерите наблюдается полная смесимость миналов
Mg2Al4Si5O18 и Fe2Al4Si5O18, а твердый раствор кордиерита близок к
идеальному.
Оптические свойства и диагностические особенности в шлифах
Оптические свойства кордиерита зависят, главным образом, от
его железистости. Однако дополнительные компоненты, входящие в
каналы структуры кордиерита также оказывают заметное влияние.
Так, экспериментальные работы Дж. Т. Ииямы показали четкие зависимости оптических свойств кордиерита от содержания в нем
H2O. Кордиерит оптически анизотропный, двуосный отрицательный,
2V=40–90о. Очень редко 2V>90о, что, связано с высокими концентрациями CO2. Показатели преломления: np=1.522–1.560, nm=1.524–
1.574, ng=1.527–1.578. Максимальное двулучепреломление 0.011–
0.018, оптический рельеф низкий. Для кордиеритов, обогащенных
CO2, значения двулучепреломления составляют 0.017–0.018. Магнезиальный кордиерит в шлифах бесцветен; железистый имеет голубоватые, зеленовато-желтые окраски и заметно плеохроирует от желто-зеленого по Np, голубого по Nm, до фиолетового по Ng. В желези165
стых кордиеритах вокруг включений радиоактивных акцессорных
минералов очень часто образуются плеохроичные дворики – ореолы, в которых минерал плеохроирует от бесцветного до желтого
(рис. 1.110а). В магнезиальных кордиеритах плеохроичные дворики
не образуются. Спайность у кордиерита умеренная по (010) и слабая
по (001) и (100). Характерно двойникование по {110} и {310}, двойники простые, секторальные и полисинтетические (рис. 1.110б).
а)
б)
Pl
Crd
Sil
Crd
Pl
Zrn
Qtz
Sil
Crd
Рис. 1.110. Некоторые характерные особенности кордиерита из гранулита
(Алдан, Россия) в шлифах: а – плеохроичные дворики вокруг включений
циркона (Zrn) в кордиерите (Crd). Сероватый цвет кордиерита обусловлен
пенитизацией. При одном николе; б – полисинтетические двойники в кордиерите. Широкие клиновидные двойники в кордиерите хорошо отличимы
от тонких прямых двойников в кислом плагиоклазе (олигоклазе) (Pl). Qtz –
кварц. Николи Х.
Благодаря близкому двулучепреломлению и оптическому рельефу, неизмененный магнезиальный кордиерит в шлифах похож на
кварц (особенно при толщине шлифа большей, чем стандартная).
Лишь диагностика угла оптических осей и волнистое погасание у
кварца помогает отличить эти два минерала. В ряде случаев помогает наличие плеохроизма у кордиерита. Полисинтетически сдвойникованные кордиериты в шлифах похожи на кислые плагиоклазы
(рис. 1.110б). Однако у кордиеритов часто проявлены секториальные
двойники, что выражается в их клиновидной форме в шлифах. Важной диагностической характеристикой кордиерита в шлифах являются плеохроичные дворики и продукты изменения – агрегат мусковита и хлорита, называемый пинитом. Пинит имеет сероватый или
зеленоватый оттенки в зависимости от железистости кордиерита.
166
Пределы стабильности кордиерита
Главная реакция, определяющая стабильность магнезиального
кордиерита в зависимости от температуры и давления, в Р–Т координатах имеет относительно пологий положительный наклон и смещается вправо с увеличением давления или при субизобарическом
снижении температуры (рис. 1.111):
0.5Mg2Al4Si5O18=MgSiO3+Al2SiO5+0.5SiO2.
кордиерит
энстатит силлиманит кварц
(кианит)
Водосодержащий магнезиальный кордиерит стабилен до давлений порядка 11 кбар, обладая более широким полем стабильности,
чем безводный кордиерит (рис. 1.111). CO2 также расширяет пределы стабильности кордиерита по давлению.
С понижением температуры в присутствии воды кордиерит разлагается с образованием ассоциаций хлорит+Al2SiO5+кварц или
тальк+Al2SiO5+кварц (при давлениях более 8 кбар). Интересной особенностью второй реакции является то, что она идет с выделением
H2O (рис. 1.111).
Железистый кордиерит с ростом температуры разлагается на железистую шпинель (герцинит) и кварц по реакции:
Fe2Al4Si5O18=2FeAl2O4+5SiO2.
С понижением температуры и в присутствии воды железистый
кордиерит замещается ассоциацией хлоритоида и кварца:
Fe2Al4Si5O18+2H2O=2H2FeAl2SiO7+3SiO2
или же хлорита (дафнита), силиката глинозема и кварца:
Fe2Al4Si5O18+H2O=Fe2Al2SiO5(OH)4+Al2SiO5+3SiO2.
Природные ассоциации
Кордиерит – это типичный минерал бедных CaO, но богатых
Al2O3, FeO и MgO метаморфических пород (метапелитов). Благодаря
большому мольному объему, кордиерит является барофобным минералом, сменяясь при высоких давлениях ассоциациями более плотных железо-магнезиальных минералов, таких как гранат, ортопироксен, сапфирин. Стабильность кордиерита в природных ассоциациях
определяется общей магнезиальностью метаморфических пород.
Дело в том, что кордиерит является самым магнезиальным минера167
3.
0
10
9
2.8
En+Sil+
Qtz+H2O
HCd
+
Tc
O
H2
z+
t
Q
l+ crd
Si H
2.2
2.6
Ch
l+K
HC y+Q
rd+ z
H
2O
8
Давление, кбар
Chl
11
3.
2
12
Tc+Ky+Qtz+H2O
лом из всех минералов (граната, ортопироксена, биотита и других)
метапелитов. Поэтому ассоциации кордиерита, как правило, характеризуют породы с высоким соотношением MgO/(MgO+FeO).
2.4
7
6
1.8
2. 0
S
E n+
tz
il+ Q
Crd
1.6
1.4
1.2
5
4
1.0
3
0.8
2
1
500
700
600
Температура, oС
800
900
Рис. 1.111. Пределы стабильности магнезиального
безводного (Crd) и водосодержащего (HCrd) кордиерита. Пунктирные линии – изоплеты H2O в кордиерите (мас.%). Sil – силлиманит, Ky – кианит, Tc – тальк,
Chl – хлорит, En – энстатит, Qtz – кварц.
Кордиерит появляется еще в низах амфиболитовой фации, где он
стабилен в ассоциациях с хлоритом, хлоритоидом, андалузитом,
мусковитом. Очень редки ассоциации со ставролитом. При температурах 650–700оС и давлениях 3–4 кбар ассоциация относительно железистого кордиерита и калиевого полевого шпата образуется за счет
реакций биотита с силикатами глинозема (главным образом, силлиманитом) и кварцем. В ходе подобных реакций появляется и гранат.
Наиболее распространенной ассоциацией Fe-Mg кордиерита в мета168
пелитах гранулитовой фации является дивариантная ассоциация с
гранатом, силлиманитом (кианитом) и кварцем:
3(Mg,Fe)2Al4Si5O18=2(Mg,Fe)3Al2Si3O12+4Al2SiO5+5SiO2.
Эта реакция сопровождается очень большим объемным эффектом
(–0.64 кал/бар) и потому лежит в основе одного из самых важных
геобарометров для метаморфических пород. Распределение Fe2+ и
Mg между кордиеритом и гранатом близко к идеальному, а соответствующее обменное равновесие:
3Mg2Al4Si5O18+2Fe3Al2Si3O12=2Mg3Al2Si3O12+3Fe2Al4Si5O18
обладает большим тепловым эффектом (–6100 кал), а, следовательно, является эффективным геотермометром. С повышением давления магнезиальности сосуществующих кордиерита и граната увеличиваются (рис. 1.112).
Этот эффект позволил А.А. Маракушеву на примере метаморфических пород Алданского щита выделить фации глубинности метапелитов. При давлениях более 10–11 кбар ассоциация кордиерита и
граната становится нестабильной, и вместо нее появляется ассоциация глиноземистого ортопироксена с силлиманитом или кианитом
по реакции:
(Mg,Fe)2Al4Si5O18+(Mg,Fe)3Al2Si3O12=5(Mg,Fe)SiO3+3Al2SiO5.
В ортопироксен-силлиманитовых гнейсах кордиерит, как правило, присутствует как продукт регрессивного метаморфизма, образуя
каймы между ортопироксеном и силикатом глинозема. Он также
образует короны вокруг граната на его контактах с силлиманитом и
кварцем. Для пород более богатых SiO2, в отсутствии первичного
силлиманита (кианита), типичны коронарные структуры вокруг зерен граната, представляющие собой симплектитовые срастания кордиерита и ортопироксена (рис. 1.113). Они образуются при реакции
граната с кварцем:
2(Mg,Fe)3Al2Si3O12+3SiO2=4(Mg,Fe)SiO3+(Mg,Fe)2Al4Si5O18.
Подобные коронарные структуры образуются очень быстро в неравновесных условиях, а их рост обуславливается диффузионными
процессами переноса компонентов по границам зерен. Расчеты показывают, что предшественником упорядоченного кордиерита в таких
структурах мог быть его разупорядоченный полиморф – индиалит.
169
8
Grt+Sil+Qtz
o
Рис. 1.112. Р–Х диаграмма для равновесия
кордиерит = гранат +
+ силлиманит + кварц
(Аранович, Подлесский,
1981).
0
4
o
70
0
G
C
75
o
6
C
70
0
C
75
0
Давление, кбар
o
C
z
Qt
l+
i
+S
rd
C
rt+
Crd
0
40
20
60
80
Pl
Qtz
Grt
Crd
Opx
1 мм
NMg
Рис. 1.113. Ортопироксен-кордиеритовая корона вокруг зерна граната (Grt) в кварц (Qtz)–
плагиоклазовой
(Pl)
матрице метапелита из
Южной краевой зоны
гранулитового комплекса Лимпопо (ЮАР). Серая матрица короны –
кордиерит (Crd), червеобразные вростки в кордиерите – ортопироксен
(Opx). Фотография сделана в отраженных электронах на электронном
микроскопе CamScan.
При регрессивном метаморфизме в условиях амфиболитовой фации, сопровождающимся ростом активности H2O в метаморфическом флюиде, кордиерит замещается ассоциациями биотит+силлиманит (кианит)+кварц или жедрит+силлиманит (кианит)+кварц. Последняя ассоциация является настолько характерным
продуктом разложения кордиерита, что в шлифах именно по ее на170
личию можно судить о том, что в породе присутствовал первичный
кордиерит (рис. 1.114). В этой ассоциации в качестве ретроградного
продукта разложения кордиерита иногда присутствует ставролит.
Например, в комплексе Лимпопо (ЮАР) жедрит-антофиллиткианит-биотитовые породы образуют широкую зону регрессивной
регидратации ортопироксен-кордиерит-гранатовых гранулитов.
Pl
Qtz
Bt
Ged+Sil
Crd
Bt
500 мкм
Sil
Рис. 1.114. Замещение
кордиерита (Crd) ассоциацией жедрит (Ged)
+ биотит (Bt) + силлиманит (Sil). Pl – плагиоклаз, Qtz – кварц.
Южная краевая зона
гранулитового
комплекса
Лимпопо
(ЮАР).
Фотография
сделана в отраженных
электронах на электронном микроскопе
Camebax.
Несмотря на то что кордиерит не стабилен при высоких давлениях, находки этого минерала известны в породах высокого давления,
связанных с зонами коллизии. Это так называемые белые сланцы –
породы с характерной ассоциацией тальк+кианит, образовавшиеся
при давлениях более 15 кбар и температурах 600–650оС. Кордиерит
в парагенезисе с антофиллитом, кианитом, ставролитом является
продуктом ретроградной эволюции таких пород. Подобные ассоциации известны в комплексах высоких давлений в Альпах, горах Даби
в Китае, на Тасмании, в каледонидах Норвегии.
Однако в некоторых случаях кордиерит-антофиллитовые породы
могут формироваться при умеренных давлениях в результате метаморфизма вулканических пород (спилитов), предварительно подвергшихся сильному выщелачиванию и за счет этого обогатившихся
глиноземом. В связи с этим необходимо указать, что известны случаи образования кордиерита в ходе процессов кислотного выщелачивания биотитовых гнейсов.
Как минерал, тяготеющий к условиям высоких температур и низких давлений, кордиерит широко распространен в высокоглиноземистых роговиках – продуктах контактового метаморфизма глинистых пород на их контактах с интрузивами. В этих породах кордиерит появляется в виде крупных, иногда идиоморфных, порфиробластов с секториальным двойникованием. В зависимости от темпера171
туры, кордиерит в роговиках находится в парагенезисе c гранатом,
андалузитом (хиастолитом), биотитом, шпинелью, плагиоклазом,
магнетитом, мусковитом, кварцем, щелочным полевым шпатом
(анортоклазом).
Кордиерит редок в магматических породах. Он встречается в богатых Al2O3 гранитах S-типа, образование которых связано с частичным плавлением метапелитов в условиях амфиболитовой и гранулитовой фаций метаморфизма. Подобные граниты широко развиты в коллизионных зонах (например, лейкократовые граниты Гималаев, граниты восточной окраины Австралийской платформы). В
этих гранитах, помимо собственно гранитных минералов (полевых
шпатов, кварца и слюд), кордиерит ассоциирует с гранатом, андалузитом и другими минералами, захваченными гранитными магмами
из частично расплавленных метапелитов. Кордиерит встречается в
гранитных пегматитах в ассоциации с топазом, хризобериллом, силикатами глинозема, корундом, гранатом.
Индиалит обнаружен в породах, подвергшихся высокотемпературному метаморфизму и плавлению при возгорании нижележащих
слоев углей, в бухитах (частично расплавленных контактовых роговиках по песчаникам), паралавах (пирогенных расплавах), ксенолитах метапелитов в вулканических породах. В этих породах индиалит
ассоциирует с такими высокотемпературными фазами как кристабаллит, тридимит, корунд, муллит, шпинель, оливин.
ЛЕЙЦИТ
Состав и особенности изоморфизма
Лейцит (название от греческого «лейкос», означающего «светлый», предложено А.Г. Вернером в 1701 г.) – каркасный алюмосиликат с формулой XAlSi2O6, где X – K и Na. Однако вхождение Na в
лейциты очень оганичено. В синтетические лейциты может входить
до 28 мас.% NaAlSi2O6 при 1 кбар и 800оС, но в природных лейцитах
содержание этого компонента не превосходит 10 мас.%. Лейцит может содержать более 2 мас.% Fe2O3 (в виде минала KFe3+Si2O6) и до
1 мас.% CaO (например, в лейцитах из вулканических пород Восточно-Африканского рифта). Экспериментально показано, что в
лейцитах возможен изоморфизм 2AlMg+Si, что может способствовать обогащению минерала SiO2. В некоторых природных лейцитах действительно зафиксирован избыточный кремнезем за счет
вхождения в твердый раствор санидиновой и альбитовой составляющих. Лейцит может содержать такие компоненты как Cs, Rb, Li,
Ba, Sr, Zr. Цезиевый аналог лейцита, поллуцит, CsAlSi2O6, образует
очень ограниченный твердый раствор с лейцитом.
172
Структура
Структуру лейцита составляет каркас из четырех- и шестичленных
колец тетраэдров SiO4, связанных вершинами. Эти тетраэдры на 1/3
заняты Al, а на 2/3 – Si. Ион K+ занимает крупные 12-вершинные полости. Меньшие по размеру вакантные полости часто заняты молекулами H2O (возможен твердый раствор лейцит-анальцим, KAlSi2O6–
NaAlSi2O6·H2O). Низкотемпературный -лейцит имеет тетрагональную
симметрию (I41/a), тогда как высокотемпературный (> 630оС) -лейцит –
кубическую (Ia3d). Этот переход второго рода связан с искажением
каркаса вокруг иона K и разупорядочением в тетраэдрах Al и Si. Переход из кубической формы в тетрагональную форму при остывании обуславливает двойникование по (110) в природных лейцитах.
Оптические свойства и особенности в шлифах
Лейцит, как правило, образует изометричные зерна. Несмотря на
форму кристаллов, типичную для кубической сингонии (тетрагонтриоктаэдров или икосаэдров), лейцит является псевдокубическим, а
значит оптически анизотропным. В шлифах лейцит бесцветен, обладает низким отрицательным рельефом. Минерал оптически одноосный, положительный. Показатели преломления: ng=1.508, np=1.509.
Обычны полисинтетические двойники, которые различимы в шлифах лишь с использованием дополнительного света (линзы Лазо) изза очень низкого двулучепреломления (0.001).
Условия стабильности
Лейцит является минералом низких давлений и высоких температур. Главная реакция, ограничивающая поле стабильности лейцита в
системе K2O–Al2O3–SiO2:
2KAlSi2O6=KAlSi3O8+KAlSiO4, т.е. лейцит=санидин+кальсилит.
Экспериментальные исследования этой реакции (Scarfe et al.,
1966) показали, что она имеет положительный наклон в Р–Т поле,
причем лейцит находится в области высоких температур и низких
давлений. В интервале температур 600–800оС стабильность лейцита в
отсутствии водного флюида ограничивается давлениями 3–8.5 кбар.
Вхождение Na приводит к тому, что линия реакции смещается в область более низкого давления и более высоких температур, тем самым расширяется поле стабильности ассоциации калиевого полевого шпата и кальсилита. Хорошо известно, что лейцит является продуктом инконгруэнтного плавления санидина при давлениях менее
20 кбар (Lindsley, 1966). Однако присутствие H2O в системе сокращает поле стабильности лейцита и расплава до 5 кбар (Morse, 1969).
173
Нахождение в природе
Лейцит – типичный минерал, главным образом, эффузивных и
субвулканических пород, богатых K2O и бедных SiO2. Лейцит не
совместим с кварцем, при реакции с которым образуется калиевый
полевой шпат. Он также не может сосуществовать с ортопироксеном
из-за реакции лейцит+энстатит=санидин+форстерит, а с кислым
плагиоклазом из-за реакции альбит+лейцит=щелочной полевой
шпат+нефелин. Лейцит не образуется в породах, богатых Na2O, где
его место занимает нефелин, а соотношение количеств лейцита и
нефелина отражает соотношение K2O/Na2O в породах. Помимо нефелина, для лейцитсодержащих пород характерны такие бедные
кремнеземом минералы как гаюин, нозеан, содалит, иногда мелилит.
Наиболее распространенные железо-магнезиальные минералы, сосуществующие с лейцитом – это эгирин-авгит, оливин (в более основных разностях пород), щелочные амфиболы (арфведсонит),
биотит, меланитовый гранат.
Геологическое положение лейцитсодержащих пород и их происхождение рассматриваются в Главе 8. Типичные места проявления
лейцитовых и лейцит-содержащих вулканических пород – это Итальянская (Романская) магматическая провинция, Рейнский грабен,
Восточно-Африканский рифт, магматическая провинция Нового
Южного Уэльса (Австралия), рифтовые системы Бразилии. Даже в
вулканических породах неизмененные лейциты встречаются достаточно редко и, как правило, в современных или третичных лавах. В
более древних лавах лейцит не сохраняется, он замещен цеолитами,
анальцимом и другими вторичными минералами. Специальные эксперименты продемонстрировали, что реакция замещения лейцита
анальцимом в контакте с водными растворами солей уже при температурах порядка 100оС проходит очень быстро: 0.1 г. лейцита замещается анальцимом на 80% всего за 2–3 дня (Gupta, Fyfe, 1975). Таким образом, анальцимовые «вкрапленники» в некоторых вулканических породах в реальности являются продуктами метасоматического замещения лейцита.
Вулканические породы, содержащие лейцит, подразделяются на
три группы. В первую группу входят породы, в которых лейцит сосуществует с калиевым полевым шпатом, такие как лейцитовые трахиты и лейцитовые фонолиты. Вторая группа включает породы, где
лейцит сосуществует с плагиоклазом (от битовнита до олигоклаза).
К ним относятся лейцитовые тефриты и лейцитовые базаниты (в отличие от тефритов они содержат оливин). И, наконец, в третью
группу входят лейцитсодержащие породы, в которых отсутствуют
полевые шпаты: лейцитовые базальты и лейцититы (отличаются
присутствием или отсутствием оливина). Сюда же относятся кама-
174
фугиты (катунгиты, мафуриты и угандиты) – вулканические ультраосновные ультракалиевые породы.
Вкрапленники лейцита характерны для некоторых разновидностей лампроитов (вайомингитов) – ультракалиевых пород, образующих дайки и трубки взрыва (диатремы), которые наряду с кимберлитами являются важным источником алмазов. В этих породах лейцит
ассоциирует с оливином, санидином, флогопитом, калиевым амфиболом (рихтеритом), клинопироксеном, а также со специфическими
редкими калиевыми силикатами (прайдеритом, вадеитом и другими). Такие породы известны в Австралии, Испании, на плато Колорадо (США) и на Алданском щите.
В плутонических породах лейцит редок. Причина кроется в том,
что остывание магм на глубинах, соответствующих давлениям более 3 кбар, приводит к распаду лейцита на ассоциацию калиевого
полевого шпата и кальсилита при температурах около 600оС (Scarfe
et al., 1966), близких к солидусам щелочных пород. И даже если
лейцит кристаллизовался при высоких температурах, то при остывании он будет замещаться агрегатами калиевого полевого шпата и
кальсилита. Такие взаимоотношения известны, например, в плутонических породах, таких как сынныриты (кальсилитовые сиениты),
лейцитовые сиениты, миссуриты, а также в жильных породах, таких как тингуаиты и мончикиты. Однако в большинстве случаев по
лейциту развиваются псевдоморфозы, состоящие из агрегатов калиевого полевого шпата и нефелина (иногда с анальцимом и содалитом). Такие псевдоморфозы по лейциту носят название псевдолейцит. Псевдолейцитовые псевдоморфозы характерны и для вулканических пород. Текстурные и экспериментальные данные свидетельствуют об образовании псевдолейцита из первичного магматического лейцита, хотя процесс образования таких псевдоморфоз
до сих пор до конца не выяснен. В качестве механизмов предлагаются реакции раннего магматического лейцита с остаточным расплавом и разложение высокотемпературного, богатого Na лейцита
при остывании.
1.6. КАРБОНАТЫ
К классу карбонатов относятся минералы, представляющие соли
угольной кислоты H2CO3. Карбонаты являются одними из наиболее
распространенных минералов земной коры; они слагают толщи осадочных пород, являются важной составляющей многих метаморфических, метасоматических и магматических пород. Распространенность карбонатов не ограничена земной корой; эти минералы присутствуют также и в мантии, вплоть до ее переходной зоны, а, возможно, и глубже.
175
Состав и особенности изоморфизма
В настоящее время известно более 80 карбонатных минералов, но
далеко не все из них являются породообразующими. Наибольшее
распространение имеют простые и двойные карбонаты, содержащие
катионы Ca2+, Mg2+ Fе2+ и Mn2+ (табл. 1.15).
Таблица 1.15
Породообразующие карбонаты и их формулы
кальцит (Cal)
CaCO3
aрагонит (Arg)
CaCO3
магнезит (Mgs)
MgCO3
сидерит (Sd)
FeCO3
родохрозит (Rds)
MnCO3
доломит (Dol)
СаMg(CO3)2
анкерит (Ank)
СаFe(CO3)2
кутнагорит (Kut)
СаMn(CO3)2
В состав карбонатов могут также входить Ba2+, Sr2+, Zn2+, Na+, Cu2+,
редкие земли и добавочные анионы OH–, F–, реже Сl–. Для карбонатов
характерны непрерывные изоморфные ряды с участием двухвалентных
катионов Mn↔Fe, Mg↔Fe, CaMg↔CaMn. Твердый раствор между анкеритом и доломитом (изоморфизм CaMg↔CaFe) не распространяется
на железистые составы, а изоморфные замещения Mg↔Mn, Mg↔Ca и
СaMn↔CaFe и вовсе имеют весьма ограниченный характер (рис.
1.115). Примечательно, что области несмесимости в простых и бинарных
карбонатах не совпадают (рис. 1.115, сравните а и б). Широкие области
несмесимости отмечаются также в рядах Ca-Mg карбонатов (рис. 1.116).
MnCO3
CaMn(CO3)2
a)
MgCO3
б)
FeCO3
CaMg(CO3)2
CaFe(CO3)2
Рис. 1.115. Составы природных карбонатов: а – система MgCO3–FeCO3–
MnCO3; б – система СaMg(CO3)2–CaFe(CO3)2–CaMn(CO3)2 (Essene, 1983).
176
1400
о
Температура, С
1200
1000
800
600
магнезит+доломит
400
доломит+кальцит
200
MgCO3
магнезит
CaMg(CO3)2
доломит
мол.%
CaCO3
кальцит
Рис. 1.116. Влияние температуры на распад твердых
растворов карбонатов в системе СаСО3–MgСО3 (Anovitz, Essene, 1987).
Структура
Основу структуры карбонатов составляют анионные группы
[CO3]2–. Каждая анионная группа имеет форму равностороннего
треугольника с атомами кислорода в вершинах и атомом углерода
в центре. Группы [CO3]2– являются изолированными друг от друга, связь между ними осуществляется через катионы (например,
Сa2+, Mg2+, Fe2+), находящимися в октаэдрической координации
(рис. 1.117). Плоские группы [СО3]2– во многих породообразующих
карбонатах формируют параллельные слои и цепочки. Для карбонатов
характерны смешанные типы химической связи: в анионной группе
[CO3]2– – ковалентная, а между катионом и анионной группой – ионная. В гидроксилсодержащих карбонатах присутствуют также водородные связи.
Большинство породообразующих карбонатов кристаллизуется в
тригональной сингонии. Но есть и ромбические карбонаты, например, арагонит, стронцианит (SrCO3), витерит (BaCO3) и др.
Оптические свойства и особенности в шлифах
Большинство карбонатов являются бесцветными в шлифах. Сидерит может иметь желто-бурый цвет, а для родохрозита характерен
плеохроизм от бесцветного до светло-розового. Карбонаты являются
одноосными, оптически отрицательными, легко диагностируются в
177
шлифах по крайне высокому двупреломлению (более 0.17), дающему пеструю интерференционную окраску высших порядков. Для
карбонатов характерна совершенная спайность по (101 ), для арагонита по (010). Широко распространены полисинтетические двойники, а в арагоните отмечаются также циклические двойники с шестью
сегментами. Оптические свойства карбонатов приведены в табл. 1.16.
Определенные трудности могут возникнуть при диагностике близких оптических свойств кальцита, доломита и магнезита. Тем не менее, между ними имеются вполне определенные отличия: магнезит
среди этих минералов имеет самый высокий рельеф, а кальцит самый низкий. Важным диагностическим отличием кальцита и доломита являются полисинтетические двойники. В кальците их намного
больше, чем в доломите. Кроме того, двойниковые полоски в кальците ориентированы параллельно короткой диагонали ромба, образованного двумя направлениями спайности, а в доломите – параллельно как короткой, так и длинной диагонали.
Ca
Ca
Ca
Mg
Mg
Mg
Ca
Mg
Mg
Mg
Mg
Mg
Mg
Mg
Mg
Ca
Mg
Ca
Ca
Mg
Mg
Ca
Рис. 1.117. Структура доломита. Октаэдры –
структурные позиции Са и Mg, шары – катионы
углерода. Атомы кислорода не показаны.
(http://ruby.colorado.edu/~smyth/min/dolomite.html).
178
Пределы стабильности и нахождение в природе
Карбонаты слагают ~18% осадочной оболочки Земли. Их основные
объемы сосредоточены в осадочных толщах известняков и доломитов,
образованных на дне морских бассейнов и сложенных преимущественно кальцитом (известняки) и доломитом (доломиты). Из кальцита (арагонита) сложены сталактиты и сталагмиты, декорирующие известняковые гроты. Разнообразие карбонатов, образованных в гидротермальных процессах, значительно шире, чем в осадочных. Наряду с кальцитом и доломитом здесь образуются арагонит, сидерит, анкерит,
родохрозит и др. Кальцит и доломит встречаются также в пегматитах, миндалинах эффузивных пород.
При метаморфизме известняков и доломитов, слагающие их карбонаты становятся более крупнозернистыми, в результате чего породы
превращаются в мраморы. Мраморы образуются также при реакционно-метасоматическом высокотемпературном (более 600оС) взаимодействии алюмосиликатных пород с карбонатными породами в присутствии флюида. Если карбонаты представлены известняками, то образуются известковые скарны с типоморфными минералами – пироксеном
диопсид-геденбергитового ряда, андрадит-гроссуляровым гранатом,
скаполитом, везувианом, волластонитом и др. По доломитам образуются магнезиальные скарны, для которых характерны такие минералы как
шпинель, форстерит, диопсид и флогопит.
Условия плавления породообразующих карбонатов в сухих условиях заметно различаются (рис. 1.118). Наиболее низкотемпературным является доломит; температура его плавления при 5 кбар составляет 1000оС, а при 60 кбар – 1400оС. Магнезит и арагонит (кальцит) при давлении 60 кбар плавятся при ~1700оС, при этом СаСО3
является несколько более высокотемпературной фазой, чем MgСО3.
При снижении давления температура плавления для рассматриваемых карбонатов равномерно снижается. При этом область плавления
магнезита ограничена минимальным давлением ~30 кбар, ниже которого происходит реакция декарбонатизации с образованием периклаза.
Стабильность доломита в карбонатно-силикатных породах с ростом температуры ограничивается реакцией:
CaMg(CO3)2+SiO2=MgSiО3+СаCO3+CO2 ,
Dol
Qtz
En
Cal во флюиде
продуктами которой являются ортопироксен, кальцит и углекислый
газ (рис. 1.118). Поле стабильности доломита резко сокращается при
давлении свыше 5–6 ГПа, где он разлагается с образованием арагонита и магнезита (рис. 1.118а).
179
80
a)
Ar
g+
M
Do gs
l
90
Давление, кбар
70
60
CaCO3↔L
MgCO3↔L
CaMg(CO3)2↔L
50
s
Mg O 2
C
+
Fo
40
L
Per+CO
2
30
20
Arg
Cc
10
200
s
Mg CO 2
+
Per
600
1000
CaCO3↔L
1400
1800
Температура,оС
90
aCO2=
2
M
g
En s+Si
+C O
O 2
б)
80
60
50
2
D
Cc ol+
+E Si
n+ O2
CO
Давление, кбар
70
40
iO 2
+S
Cc +CO 2
l
Wo
30
20
10
200
600
1000
1400
1800
Температура,оС
Рис. 1.118. Фазовые P–T диаграммы для кальциевых и магнезиальных карбонатов: а – пределы стабильности карбонатов. Минеральные реакции: Dol=Arg+Mgs (Luth, 2001; Buob et al.,
2002); Arg=Cal и Mgs=MgO+CO2 (Irwing, Wyllie, 1973). Условия плавления карбонатов (Irwing, Wyllie 1973; Katsura, Ito
1990); б – пределы стабильности кальцита, доломита и магнезита в кварцсодержащих ассоциациях, рассчитанные с помощью программы WinTWQ (Berman, 2007). Сплошные линии –
аСО2=1, пунктирные линии – аСО2≠1 (значения активности показаны цифрами).
180
Таблица 1.16
Оптические и физические свойства минералов класса карбонатов (Маракушев и др. 2003, с дополнениями)
ne
кальцит
1.486
доломит
1.500
магнезит
1.509
сидерит
1.635
no
1.658
1.679
1.700
1.875
no–ne
0.172
0.179
1.191
0.240
плотность,
г/см3
2.715
2.86
2.98
3.96
анкерит
1.510–
1.548
1.690–
1.750
0.182–
0.202
2.93–
3.10
родохрозит
1.597
1.816
0.219
3.70
aрагонит
1.529–
1.530
1.680–
1.682
1.685–
1.686
2.95
сингония
тригональная
ромбическая
спайность
{10 1 1} совершенная для всех
двойникование
полисинтетическое
по
{011 2}
очень
часто,
по
(0001)
обыч
но, по
совершенная
по {010},
несовершенная
по {110}
и {011}
полисинтетическое по
{100}
полисинтетическое по
(0001),
{10 1 0}
{1120}
обычно,
редко
по
{10 1 1}
отсут- редко
ству- полисинтеет
тическое
по
{011 2}
и по
(0001)
бесцветный
бесцветный
по
(0001),
101 0}
и
{1120}
обычно
по
{01 1 2}
редко
бесцветный
бесцветный до
светлорозового, плеохроизм
No>Ne
{101 1}
редко
цвет в
шлифе
бесцветный
бесцветный
до
желтобурого
бесцветный
181
Широкие диапазоны Р–Т стабильности кальцита, доломита, магнезита и других карбонатов обеспечивают присутствие в верхней
мантии огромного резервуара СО2. Согласно оценкам французских
ученых (Javoy et al., 1982), здесь находится до 4·1017 тонн углерода,
заключенного, прежде всего, в структуре карбонатов. Появление в
породе карбонатов контролируется фугитивностью кислорода и составом флюида. Например, гарцбургит (бескарбонатный перидотит)
стабилен в мантии до глубин 70 и более километров в присутствии
существенно водного флюида (рис. 1.118). Возрастание во флюиде
углекислотной составляющей приведет к замещению оливина из
гарцбургита энстатитом и магнезитом:
Mg2SiO4+2CO2= 2MgSiO3+MgCO3.
форстерит во флюиде энстатит магнезит
При дальнейшем увеличении содержания СО2 во флюиде сначала
произойдет разложение энстатита с образованием талькмагнезитового сланца:
4MgSiO3+H2O+2CO2=Mg3Si4O10(OH)2+MgCO3,
энстатит во флюиде
тальк
магнезит
а потом разложится тальк:
Mg3Si4O10(OH)2+3CO2=3MgСO3+4SiO2+Н2О.
тальк
во флюиде магнезит во флюиде
Таким образом, на заключительной стадии преобразования
гарцбургита будет сформирована кварц-магнезитовая порода
(рис. 1.119).
Рассмотренный пример показывает исключительно важную роль
флюидов при формировании минерального состава пород. В самом
деле выясняется, что воздействие водно-углекислого флюида на гарцбургит, не содержащий даже нормативного кварца, может привести
к полной смене минерального парагенезиса вплоть до образования
кварц-карбонатной породы (рис. 1.119).
Несмотря на более широкое поле Р–Т стабильности, распространенность кальцита (арагонита) в мантии, по всей видимости, меньше
чем у магнезита. Связано это с валовым химическим составом мантии,
где содержание магния на порядок выше, чем у кальция (табл. 1.15). В
субдуцирующих литосферных плитах кальций, наоборот, преобладает над магнием как в метабазитах, так и в метаосадках. Поэтому
кальциевые карбонаты в парагенезисах субдуцирующих плит играют большую роль, чем в окружающей мантии. В целом же более
низкотемпературные геотермы в погружающихся плитах способст182
вуют стабилизации карбонатов и переносу их вплоть до глубин переходной зоны мантии (410–660 км).
Давление, кбар
20
o
T=675 C
15
Tlc
Mgs
10
5
Qtz Mgs
сланец
En
Fo
Tlc
Fo
Ath
Fo
0
En Mgs
(сагвандит)
(гарцбургит)
En Fo
0.25
0.50
XCO2
0.75
Рис. 1.119. Фазовая диаграмма для магнезитсодержащей породы (модельная система Si4Mg7CH20О26) при
675оC (Bucher, 2010). Обратим внимание, что гарцбургит может находиться в равновесии с водным флюидом при мантийных давлениях, но добавление СО2
резко сокращает его поле стабильности. Цветом выделена область, где карбонаты отсутствуют.
Карбонаты являются породообразующими минералами ряда магматических пород. К их числу относятся, прежде всего, карбонатиты –
существенно карбонатные интрузивные и эффузивные горные породы, образованные из мантийных расплавов (см. раздел 9.2). Наибольшее распространение имеют интрузивные карбонатиты,
встречающиеся в сложных интрузивных (кольцевых) комплексах
в ассоциации со щелочными породами преимущественно ультраосновного состава (см. Главу 8). Наиболее распространены кальцитовые карбонатиты, реже встречаются доломитовые, феррокрабонатиты (анкеритовые, сидеритовые) и совсем редко – натровые
карбонатиты. Последние известны только в лавах действующего
вулкана Олдоиньо-Ленгаи в Танзании. Наряду с карбонатами
наиболее распространенными минералами карбонатитов являются
183
флогопит, диопсид, мелилит, апатит, перовскит, пирохлор. С карбонатитами связаны месторождения Nb, Ta, Th, Ti, Fe, Zr, REE,
апатита, флогопита и др.
Карбонаты входят в число породообразующих минералов кимберлитов – семейства ультраосновных магматических горных пород,
с которыми связаны месторождения алмазов (см. раздел 9.1). Многие исследователи обращают внимание на генетическую связь между первичными кимберлитовыми расплавами и карбонатитами.
1.7. ФОСФАТЫ
АПАТИТ
Cостав и структура
Апатит – гексагональный фосфат кальция Ca5(PO4)3(F,Cl,OH).
Различают фторапатит Ca5(PO4)3F, хлорапатит Ca5(PO4)3Cl, гидроксилапатит Ca5(PO4)3OH. Кальций в небольшой степени замещают
Sr, Ва, легкие лантаниды (церий, лантан, неодим), Na, а также U, Mn,
Fe. Стронцием, лантанидами и натрием обогащен апатит щелочных
магматических пород. Группировка (PO4) иногда в заметной степени
замещена на (СО3) или (SO4).
Диагностические свойства в шлифах
Для апатита характерен средний рельеф, низкое двулучепреломление, прямое погасание, отрицательное удлинение. Апатит – оптически одноосный, отрицательный минерал. Обычно образует правильные призматические до игольчатых кристаллы с шестиугольными поперечными сечениями (рис. 1.120), а также выделения неправильной формы. Спайности в апатите практически не бывает,
окраска – бесцветная, очень редко – розовато-буроватая.
В магматических процессах апатит образуется на всех стадиях
кристаллизации расплава. Апатит относительно устойчив при процессах гидротермального метасоматоза и выветривания.
Распространенность в природе
Апатит является одним из самых распространенных акцессорных
минералов. Он характерен для магматических пород повышенной
щелочности от базитов до карбонатитов, а в некоторых щелочных
магматических породах апатит является породообразующим минералом. Апатит – один из наиболее фторофильных минералов. Поэтому из всех его разностей наиболее широко распространен фторапатит, его можно встретить в гранитоидах и щелочных магматиче184
ских породах; в ходе их кристаллизации содержание фтора в апатите
возрастает. Многие габброиды (и большинство известковых скарнов) содержат хлорапатит. Апатит – характерный акцессорный
минерал богатых кальцием пород регионального метаморфизма.
а)
б)
Ap
Ap
Ap
Ap
Ap
Рис. 1.120. Агрегаты зерен апатита. Продольные разрезы – вытянутые
столбчатые и игольчатые, поперечные – изометричные, шестиугольные.
Апатит-нефелиновые породы, Хибинский плутон: а – при 1 николе; б – николи Х. Поперечник поля зрения около 5 мм. Фото Э.М. Спиридонова.
Применение апатита в геотермометрии
Апатит, находящийся в равновесии с биотитом, используется для
восстановления палеотемператур. В основу геотермометра положено
распределение фтора между этими минералами (Zhu, Sverjensky,
1992).
Содержание фтора в апатите контролируется не только температурой, но и концентрацией фтора во флюиде. Этот эффект положен в
основу соответствующего сенсора НF во флюиде, так называемого
фториметра (Bailey, 1977; Коваленко и др., 2000; Аксюк, 2000). Количественная оценка концентраций фтора в магматических и гидротермальных флюидах представляет большой интерес, так как фтор
играет важную роль в формировании редкометальных гранитов,
пегматитов, грейзенов, некоторых типов скарнов и связанных с ними
месторождений полезных ископаемых.
Применение апатита в геохронологии
В апатите происходит спонтанное деление ядер урана, которое
сопровождается испусканием нейтронов, обладающих высокой
энергией. Эти частицы оставляют в кристалле так называемы треки –
нарушения на атомном уровне (Arne Zentilli, 1994), ориентированные вдоль траектории движения нейтронов (рис. 1.121). На подсчете
185
плотности треков и оценке содержания урана в минерале основан
метод трекового датирования горных пород (fission-track dating).
Рис. 1.121. Треки спонтанного деления урана
(238U) в природном
кристалле
апатита,
увеличенные
путем
химического травления
HNO3 (Соловьев А. В.,
2009).
МОНАЦИТ
Монацит – фосфат редкоземельных элементов, имеющий формулу (Се, La, Nd, Pr, Th)PO4. В монаците содержится более 50 мас.%
оксидов редкоземельных элементов, среди которых преобладает церий, до 10–15 мас.% ThO2, иногда до 1 мас.% U3O8, вследствие чего
минерал является радиоактивным. Состав монацита непостоянен,
соотношения редкоземельных элементов могут меняться в широких
пределах.
Монацит кристаллизуется в моноклинной сингонии. Он является
структурным аналогом циркона. Основной мотив кристаллической
структуры — субцепочечный (сложные цепочки из тетраэдров [PO4]
и полиэдров [CeO9]). Кристаллы уплощенные до таблитчатых (часто
сдвойникованные), короткопризматические, изометричные, толстотаблитчатые, реже пирамидальные.
В шлифах разрезы кристаллов монацита чаще имеют изометричные и прямоугольные формы. Характерна совершенная спайность и
двойники по (100) и (001).Окраска бесцветная или желтоватая при
очень слабом плеохроизме. Рельеф высокий, ng=1.828–1.851;
nm=1.777–1.801, np=1.774–1.800. Двупреломление ng–np=0.045–0.075
и зависит от состава. Угол погасания – 2–7о с Ng. Минерал оптически
слабодвуосный, 2VNg – 6–19о. В шлифах минерал похож на циркон,
но отличается от него косым погасанием и двуосностью.
186
Монацит является типоморфным акцессорным минералом гранитоидов нормальной и повышенной щелочности. В гранитоидах
монацит – основной минерал-концентратор и носитель
редкоземельных элементов и тория. Монацит также встречается в
метасоматических породах – грейзенах, фенитах, альбититах и др.,
реже – в метаморфических породах – гнейсах. Будучи устойчивым и
механически прочным минералом, при разрушении коренных пород
он переходит в россыпи вместе с ильменитом, рутилом, цирконом и
другими минералами, с которыми он генетически связан. Монацит
встречается и в альпийских жилах.
Монацит используется в геохронологии, по нему выполняются
датировки абсолютного возраста с помощью U–Pb метода изотопного датирования.
1.8. ОКСИДЫ И СОЛИ
РУТИЛ
Рутил – наиболее распространенный полиморф TiO2, он развит во
многих типах метаморфических пород и в гидротермальных образованиях.
Химический состав
Для
рутила
характерны
гетеровалентные
замещения
Ti4++Ti4+↔W6++Fe2+ (вплоть до вольфрамрутила), Ti4++Ti4+↔Nb5+,
Ta5++Fe3+ (вплоть до ниоборута и танталрутила); Ti4++О2– ↔Fe3+, Al,
V, Cr+ОН1– (вхождению гидроксил-иона в рутил способствует повышенное давление. Например, рутил ультравысокобарных эклогитов Даби-Шань, Китай, содержит 0.96% «воды»). Менее характерны
изовалентные замещения: Ti4+↔Zr4+, Sn4+, U4+. Рутил некоторых типов гидротермалитов содержит заметные количества сурьмы.
Структура
В структуре тетрагонального рутила каждый атом Ti окружен
шестью атомами кислорода в вершинах слегка искаженного октаэдра, а каждый атом кислорода окружен тремя ионами Ti4+, лежащими
в одной плоскости в углах почти равностороннего треугольника.
Диагностические свойства в шлифах
Формы кристаллов могут быть разными – призматические, столбчатые, игольчатые до волосовидных, нередки коленчатые двойники
(рис. 1.122). В высокоградных метаморфических породах рутил часто
187
слагает изометричные кристаллы. Окраска в шлифах – красно-бурая
или желто-бурая, иногда буро-черная. Спайность заметна только в
крупных кристаллах – совершенная по (110), средняя по (100). Рутил –
оптически одноосный положительный с положительным удлинением.
Показатели преломления и двупреломление крайне высокие:
No=2.609–2.616; Ne=2.895– 2.903; ne–no=0.286–0.287. Такое высокое
двупреломление обусловливает появление бело-перламутровых интерференционных окрасок высшего порядка у крупных выделений и очень
ярких интерференционных окрасок мелких кристаллов рутила, толщина
которых меньше толщины шлифа.
Игольчатые кристаллы рутила, сросшиеся под углом 60° так, что
они образуют плоскую решетку с треугольным рисунком, именуют
сагенитом или сагенитовой решеткой. Сагенитовая решетка возникает при гидротермальных изменениях магматического богатого титаном биотита и при замещении ильменита, в частности, в альпийских жилах.
а)
Ng
C
б)
111
100
110
100
111
110
Рис. 1.122. Схематическое изображение рутила: а – кристалл; б – двойник.
Пределы устойчивости и использование в геотермобарометрии
Стабильность рутила в горных породах во многом определяется
наличием полиморфов TiO2. К их числу, помимо высокотемпературного рутила, относятся относительно низкотемпературный анатаз
(тетрагональный), низкобарный брукит (ромбический), ультравысокобарная фаза со структурой типа α-PbO2 (рис. 1.123).
В эклогитах рутил образуется за счет титаномагнетита, ильменита и Ti-содержащих силикатов, которые неустойчивы при высоких
давлениях (рис. 1.124).
188
100
Давление, кбар
90
TiO2 со структурой PbO2
80
70
60
Рутил
Алмаз
Графит
50
40
600
800
1000
о
Температура, С
1200
Рис. 1.123. Поля устойчивости полиморфов ТiO2 (Withers et al., 2003).
В последние годы циркон стал использоваться в качестве минералогического геотермометра в метаморфических породах, содержащих парагенезис кварц+рутил+циркон. Индикатором температуры является содержание Zr в рутиле.
Рутил нередко применяется для изотопного датирования U–Pb
методом. От циркона он отличается более низкой температурой «закрытия» U–Pb системы (около 600°C для кристаллов > 0.2 мм).
Распространенность в природе
Рутил является типичным минералом метаморфических пород.
Он особенно характерен для пород гранулитовой и эклогитовой фаций, где можно встретить кристаллы рутила разного размера вплоть
до первых сантиметров. Рутил в гранулитах и эклогитах нередко
развит в виде игольчатых включений в кварце, корунде и гранате. В
эклогитах рутил является основным акцессорным минералом и главным минералом-носителем Ti, Nb, Ta, U.
Рутил довольно широко распространен в альпийских жилах, где
слагает обособленные кристаллы и псевдоморфозы по перовскиту,
титаниту, ильмениту, анатазу, знаменитые игольчатые включения в
горном хрустале – «волосы Венеры».
189
28
24
Рутил
Давление, кбар
20
16
12
8
Титанит
Ильменит
4
0
600
700
800
900
1000
о
Температура, С
Рис. 1.124. Поля устойчивости рутила, титанита и
ильменита в системе «метабазальт–вода» (Liou et al.,
1998).
Выделения ультравысокобарной модификации TiO2(II) слагают
уникальные включения в гранате алмазсодержащих гнейсов, в омфаците коэситовых эклогитов и в импактитах.
В магматических горных породах тонкоигольчатые выделения
рутила – продукты распада высокотемпературных твердых растворов – развиты во вкрапленниках кварца в глубинных гранитах и гранодиоритах, в дацитах (так называемый «голубой кварц»), во вкрапленниках корунда в некоторых типах щелочных базальтов и щелочных лампрофиров.
Рутил распространен в продуктах кислотного метасоматоза: грейзенах, кварц-серицитовых метасоматитах, гумбеитах, березитах,
вторичных кварцитах и сопутствующих кварцевых жилах.
Рутил весьма устойчив при процессах выветривания и накапливается в осадочных породах – россыпях до уровня промышленных
титановых месторождений.
ИЛЬМЕНИТ
Непрозрачные фазы, к числу которых относится ильменит и многие рудные минералы, (например, магнетит, хромит, пирротин, пи190
рит и др.), являются важной составной частью горных пород и несут
информацию об их происхождении и условиях формирования. В проходящем свете оптического поляризационного микроскопа мы практически лишены возможности изучать непрозрачные минералы. Для
этого используется отраженный свет поляризационного микроскопа
или растровый электронный микроскоп (РЭМ).
Химический состав
Идеальный состав ильменита имеет формулу Fe2+Ti4+O3. Ильменит образует изоморфный ряд, прежде всего, с гематитом
(Fe3+Fe3+O3), реже с гейкилитом (пикроильменитом) (MgTiO3), пирофанитом (манганильменитом) (МnTiO3) и экандрюсситом (цинкильменитом) (ZnTiO3).
Изоморфные замещения в ильмените могут быть как изовалентные (Fe2+(Zn2+, Mg2+, Mn2+)), (Ti4+(Sn4+,W4+, Mo4+, Zr4+)), так и
гетеровалентные (например, 2Ti4+(Fe3++Nb5+).
Структура
Основу структуры ильменита составляет гексагональная плотная
упаковка ионов кислорода; атомы металлов, чередуясь, занимают
две трети октаэдрических пустот. Ильменит кристаллизуется в тригональной сингонии.
Диагностические свойства в шлифах
В проходящем свете поляризационного микроскопа ильменит непрозрачен, но в очень тонких срезах может просвечивать бурым цветом.
Удлиненные разрезы ильменита легко отличают от изометричных, таблитчатых форм магнетита (рис. 1.125, 1.126), однако ильменит нередко встречается и в виде изометричных выделений, и тогда
в оптическом микроскопе в проходящем свете он не отличим от
магнетита. Достаточно часто (особенно в диабазах) ильменит образует неправильные дендритовидные и скелетные кристаллы.
Вторичные изменения
При разложении ильменит (в отличие от магнетита) часто окружается белым или буроватым ватообразным материалом, имеющим
высокий рельеф – это титанит в тонкораспыленном состоянии, который называется лейкоксеном. Разложение ильменита часто приводит
к образованию отчетливой отдельности по ромбоэдру, трещины которой заполнены лейкоксеном. В таком случае ильменит легко отли191
чить от других непрозрачных минералов. Лейкоксен нередко дает
полные псевдоморфозы по ильмениту.
Ilm
Ilm
Рис. 1.125. Ильменит в лунном базальте (черные пластинчатые кристаллы). Поляризационный микроскоп. Изображение при одном николе.
Рис. 1.126. Ильменит в микродолеритах (белые пластинчатые кристаллы). Изображение в растровом электронном микроскопе.
Пределы устойчивости
Ильменит относительно устойчив к выветриванию. В процессе
метаморфизма, которому подвержено большинство древних габброидов и ультрабазитов, ильменит часто остается единственным реликтовым магматическим минералом, в связи с чем изучение его
геохимических особенностей дает важную информацию для формационного анализа и геохимической типизации горных пород.
Содержание ульвошпинели (Fe2TiO4) в магнетите (Mt–Usp твердый раствор), сосуществующем с ильменитом, контролируется протеканием двух реакций окисления-восстановления:
3Fe2TiO4+1/2O2=3FeTiO3+Fe3O4,
2FeTiO3+1/2O2=Fe2O3+2TiO2.
Зависимость составов сосуществующих минералов в ильменитгематитовом и магнетит-ульвошпинелевом твердых растворах представлена на диаграмме в координатах lоgfO2–T (рис. 1.127). По пересечению этих изолиний можно определять равновесные значения Т
и lоgfO2.
Для ряда мантийных пород (кимберлиты и ксенолиты в них) широкой популярностью пользуется ильменит-рутиловый оксометр
(Zhao et al., 1999). В его основе лежит реакция:
2Fe2O3(в ильмените)+4TiO24FeTiO3+O2.
192
00
Il m 7
30
Hem
0
+2
Ti
O
2
m1
He
=F
e2 O
3
-10
m1
He
0
m
He
94
Ilm
M
t5
sp
3
6
+1
/2
O
4
e2 T
iO
3F
t30 U
sp
7
M
2
область несместмости Mt-Usp
твердого раствора
600
3
O
=F
e
3
2
-25
0
Ilm
98
He
m
4
+3
Fe
Ti
O
Mt
70 U
Mt
90 Us
p10
m4
He
96
Ilm
-20
500
0
Us
p5
0
0
-15
Mt
97 U
sp3
log10 f O
2
9
Ilm
0
2F
e
Ti
O
3
+1
/2
O
2
m 15
He
85
Ilm
700
800
900
1000
1100
1200
1300
Температура, оС
Рис.
1.127.
Изоплеты
ильменит–гематитового
и
магненит–
ульвошпинелевого твердых растворов на диаграмме Т–fO2 (Spencer,
Lindsley, 1981). Mt – магнетит, Usp – ульвошпинель.
Нередко магнетит и ильменит образуют закономерные срастания,
которые возникают в результате окисления структур распада ульвошпинель–магнетитовых твердых растворов (рис. 1.128 а,б).
В метаморфических процессах отмечается замещение ильменита
рутилом при увеличении давления; замещение ильменита сфеном
характерно для остывания пород.
Распространенность в природе
Ильменит – широко распространенный акцессорный минерал
магматических и метаморфических пород. Для габброидных пород
характерна ассоциация ильменита с титаномагнетитом и апатитом.
193
Магнезиальный ильменит является одним из характерных минералов кимберлитов, где он находится как в виде крупных порфировых выделений, так и в виде мелких кристаллов в связующей массе.
Кроме того, он входит в состав ксенолитов мантийных и коровых
пород. Мегакристы ильменита встречаются в карбонатитах и в щелочных базальтах. Кимберлитовые Mg-ильмениты отличаются от
карбонатитовых повышенными концентрациями MgO (8–12 мас.%)
и Cr2O3 (до 2 мас.% и более). Ильмениты из карбонатитов обеднены Mg и Cr: MgO<5 мас.%, Cr2O3<0.1 мас.%, но обогащены
MnО (до 20 масc.%) и Nb.
Рис. 1.128. Структуры распада: а – ламелли гематита в ильмените; б –
ламеллярные срастания магнетита (матрица) и пластин ильменита, образованные по титаномагнетиту.
Ильменит характерен для щелочных горных пород, где он встречается в ассоциации с нефелином и цирконом.
В гранитах могут присутствовать, по меньшей мере, две генерации магматического ильменита: ранняя, сформированная до кристаллизации амфибола и плагиоклаза, и поздняя, образованная вместе с кварцем. Поздняя генерация ильменита обладает более высокими содержаниями марганца и ниобия.
Распространение ильменита в гранитоидах очень неравномерное:
наибольшие концентрации наблюдаются в гибридных разностях, а
также в плагиогранитах и кварцевых диоритах, ассоциирующих с
габбро.
194
МИНЕРАЛЫ ГРУППЫ ШПИНЕЛИ
Химический состав и классификация
Общая химическая формула минералов группы шпинели (шпинелидов) – M3О4, где M = Mg, Mn2+, Fe2+, Co2+, Ni2+, Zn, Al, V3+, Cr3+, Fe3+,
Ti4+ (табл. 1.17). Природные шпинелиды – это сложные твердые растворы. Например, титаномагнетит – твердый раствор магнетита и ульвошпинели с той или иной примесью шпинели, герцинита, хромита,
магнезиохромита и других крайних членов твердого раствора шпинели.
Структура
Структуру минералов группы шпинели можно представить в виде кубической упаковки ионов кислорода, в тетраэдрических и октаэдрических пустотах которых размещены двухвалентные и трехвалентные катионы. В результате каждый анион кислорода принадлежит одному тетраэдру и трем октаэдрам.
Диагностические свойства в шлифах
Идиоморфные кристаллы шпинели имеют форму октаэдров, образующие в сечениях треугольники, квадраты и четырехугольники. Нередко встречаются и неправильные зерна. Спайность, несовершенная
по октаэдру (111), в шлифах обнаруживается крайне редко. Окраска
шпинелидов зависит от химического состава: собственно шпинель –
бесцветная, розоватая, при наличии примеси железа – зеленая; герцинит – темно-зеленый; шпинелиды серии хромита – от светлокоричневого до темно-бурого (рис. 1.129); хромит и минералы магнетитовой серии в шлифах непрозрачны.
Все минералы группы шпинели имеют высокий и очень высокий
рельеф и изотропны в скрещенных николях.
Шпинель при регрессивных процессах может иногда замещаться
хлоритом, диаспором, корундом и тальком.
Распространение в природе
Шпинелиды развиты в мантийных и коровых магматических, метаморфических и метасоматических породах, а также в метеоритах.
Хромшпинелиды являются типичными минералами ультраосновных и
основных магматических пород, среди которых нередко находятся их
промышленные скопления. Для мантийных перидотитов существует
отрицательная корреляция между составом Cr-шпинели и оливина.
Причем, чем выше давление, тем шпинель становится менее хромистой
(рис. 1.130).
195
Серия
хромита
хромит
FeCr2O4
магнезиохромит
MgCr2O4
манганохромит
МпСг2O4
цинкохромит
ZnCr2O4
нихромит
NiCr2O4
кохромит
СоСг2O4
а)
Таблица 1.17
Классификация шпинелидов
Серия
Серия
Серия
Серия
Серия
шпинели
магнетикулсоульвомаггета
нита
шпинемита
ли
герцинит магнетит кулсоульвомаггеFeAl2O4
FeFe2O4
нит
шпимит
FeV2O4
нель
γ-Fe2Оз
Fe2TiO4
квандимагнезио- магнешпинель
феррит
лит
MgAl2O4
зиоMgFe2O4
Mg2TiO4
кулсонит
MgV2O4
галаксит
якобсит
MnAi2O4
MnFe2O4
ганит
ZnAl2O4
кобальтшпинель
CoAl2O4
франклинит
ZnFe2O4
треворит
NiFe2O4
купрошпинель
CuFe2O4
б)
Рис. 1.129. Окраска шпинелидов при одном николе: а – шпинель в магнезиальном скарне. Поперечник поля зрения около 3 мм. Фото М.А. Богомолова; б – алюмомагнезиохромит в хромититах Сарановского ультрамафитового массива. Поперечник поля зрения около 4 мм. Фото Э.М. Спиридонова.
196
[Cr/(Cr+Al)](Spl)
0.8
5 кбар
0.6
Рис. 1.130. Поле составов оливиншпинелевых парагенезисов мантийных пород (Arai, 1994).
Сплошные линии – зависимость
между Fo в оливине и хромистостью хромшпинели, установленная в экспериментах по плавлению мантийных перидотитов
(Jaques, Green, 1980).
10 кбар
0.4
15 бар
0.2
0
95
93
91
89
87
Fo(Ol)
В ряду пород дунит–гарцбургит–лерцолит в хромшпинелидах
уменьшаются содержания хрома и железистость, а содержания алюминия возрастают. При переходе от гипербазитов к базитам в хромшпинелидах постепенно увеличиваются содержания Fe, Mn, Ti, V и
Zn, снижаются содержания Cr, Mg, Al, их хромистость
#Cr=Cr/(Cr+Al+Fe3+) и магнезиальность #Mg=Mg/(Mg+Fe), возрастают содержания миналов магнетита и ульвошпинели вплоть до титаномагнетита. Титаномагнетит – обычный акцессорный минерал
интрузивных и эффузивных горных пород от ультраосновных (оливиниты) до кремнекислых и щелочных. Нередко в интрузивах клинопироксенитов, габброидов и сиенитов титаномагнетит образует
промышленные скопления.
Шпинель является типоморфным минералом высокотемпературных контактово-метаморфических (силикатные мраморы) и метасоматических пород (магнезиальные скарны). В породах гранулитовой
фации метаморфизма шпинель развита в ассоциации с плагиоклазом,
гранатом, кордиеритом, в виде симплектитовых срастаний с энстатитом, сапфирином.
ПЕРОВСКИТ
Перовскит, CaTiO3, был обнаружен в 1839 году в Уральских
горах Густавом Розе и был назван им в честь русского государственного деятеля графа Л. А. Перовского. Ca в перовските может
замещаться на Na, Ce и Sr; Ti – на Nb, Fe и Та. При существенной
степени изоморфизма образуются такие минералы как кнопит –
197
(Ca, Ce, Na)(Ti, Fe)3, дизаналит (Ca, Ce, Na) (Nb, Ti, Fe) O3 и лопарит
(Ce, Na, Ca, Sr) (Nb, Fe, Ti)O3.
Кристаллизуется перовскит в ромбической (псевдокубической)
сингонии. Атомы титана в перовските расположены в узлах слабо
искаженной кубической решетки. В центрах псевдокубов располагаются атомы кальция. Атомы кислорода образуют вокруг атомов
титана практически правильные октаэдры, которые немного развернуты и наклонены относительно идеальных положений. Очень характерен кубический облик кристаллов, грани которых покрыты
перпендикулярно ориентированными короткими штрихами (параллельно ребрам).
В шлифах перовскит обычно серый, буровато-коричневый, иногда зонально окрашен, слабо плеохроирует. Спайность несовершенная по (001). В перовските встречаются двойники прорастания по
(111) и характерные сложные полисинтетические двойники по (110).
Мелкие зерна из-за густой окраски кажутся изотропными, крупные
имеют низкое двупреломление. Оптический рельеф очень высокий.
Показатель преломления колеблется от 2.34 до 2.38. Минерал двуосный, угол 2V около 90о.
Перовскит характерен для ультраосновных и щелочных пород,
недосыщенных кремнеземом и обогащенных титаном и кальцием
(пироксенитов, уртитов, кимберлитов, карбонатитов и др.). Возникает в контактово-метасоматических и контактово-метаморфических
породах в условиях высоких температур и малых глубин.
Перовскит широкого применяется в геохронологии: наиболее часто он используется при определении U–Pb возраста кимберлитов и
лампроитов. Кроме того, перовскит в кимберлитах применяется в
качестве геооксибарометра; фугитивность кислорода устанавливается по концентрации в нем Nb.
ЛИТЕРАТУРА К ГЛАВЕ 1
Аранович Л. Я., Подлесский К. К. Экспериментальное изучение равновесия
гранат+ силлиманит+кварц = кордиерит // Доклады АН СССР. 1981. Т. 259. № 6.
С. 252–263.
Буллах А.Г., Кривовичев В.Г., Золоторев А.А. Общая минералогия. М.: Академия. 2008. 410 с.
Вахрушев В. А. Рудные минералы изверженных и метаморфических пород.
М.: Недра. 1988. 199 с.
Добрецов Н.Л., Кочкин Ю.Н., Кривенко А.П., Кутолин В.А. Породообразующие пироксены. М. 1971. 454 с.
Кориковский С.П. Фации метаморфизма метапелитов. М.: Наука. 1979. 264 с.
Ляхович В. В. Акцессорные минералы горных пород. М.: Недра. 1979. 296 с.
Маракушев А.А., Бобров А.В., Перцев Н.Н., Феногенов А.Н. Петрология. Основы кристаллооптики и породообразующие минералы. М.: Научный мир. 2000.
316 с.
Минералы. Т 2. Вып. 3. Под. ред. Ф. В. Чухрова. М.: Наука. 1987. 676 с.
198
Перчук А.Л. Эклогиты комплекса Берген Аркс, Норвегия: петрология и минеральная хронометрия // Петрология. 2002. № 10. С. 115–136.
Рамдор П. Рудные минералы и их срастания. М.: Изд-во Иностранной литературы. 1962. 1132 с.
Соловьев А.В. Изучение тектонических процессов в областях конвергенции
литосферных плит: методы трекового датирования и структурного анализа. М.:
Наука. 2008. 319 с.
Стишов С. М., Попова С.В. Новая плотная модификация кремнезёма // Геохимия. 1961. № 10. С. 837–839.
Трегер В.Е. Таблицы для оптического определения породообразующих минералов. М.: Госгеолтехиздат. 1958. 186 с.
Дир У.А., Хауи Р.А., Зусман Дж. Породообразующие минералы. М.: МИР.
1965 г. 1960 с.
Федькин В.В. Ставролит. М.: Наука. 1975. 272 с.
Amphiboles: Crystal Chemistry, Occurrence, and Health Issues // Reviews in
Mineralogy and Geochemistry. 2007. V.67. 546 p.
Anovitz L. M., Essene E. J. Phase equilibria in the system CaCO3–MgCO3–FeCO3 //
Journal of Petrology. 1987. V. 28. P. 389–414.
Anovitz L.M., Essene E.J., Metz G.W., Bohlen S.R., Westrum E.F., Hemingway B.S.
Heat capacity and phase equilibria of almandine // Geochimica et Cosmochimica Acta. 1993. V. 47. P. 439–444.
Arai S. Characterization of spinel peridotites by olivine-spinel compositional relationships: Review and interpretation // Chemical Geology. 1994. V. 113. Is. 3–4. P.
191–204.
Arne D., Zentilli M. Apatite fission track thermochronology integrated with vitrinite reflectance // In Vitrinite reflectance as a maturity parameter: application and
limitation. ACS Series. 1994. N 570. P. 249–268.
Baddington A. F., Lindslay D. H. Iron–titanium oxide minerals and synthetic
equivalents // Journal of Petrology. 1964. V. 5. P. 310–357.
Barnes S. J., Roeder P.L. The range of spinel compositions in terrestrial mafic
and ultramafic rocks // Journal of Petrology. 2001. V. 42. P. 2279–2302.
Bell P.M., Reseboom E.H., Jr. Melting relations of jadeite and albite to 45 kilobars with comments on melting diagrams of binary systems at high pressures // Mineralogical Society of America Special Papers. 1969. V. 2. P. 151–161.
Berman R.G. WinTWQ (version 2.3): A software package for performing internally-consistent thermobarometric calculations // Geological Survey of Canada. 2007.
Open File 5462.
Bohlen S.R., Boettcher A.L. The quartz – coesite transformation: a precise determination and effects of other components // Journal of Geophysical Research. 1982.
V. 87. P. 7073–7078.
Bowen N.L., Tuttle O.F. The system NaAlSi3O8-KAlSi3O8-H2O // Journal of Geology. 1950. V. 58. P. 489–511.
Bromiley G.D., Pawley A.R. The stability of antigorite in the systems MgO–SiO2–
H2O (MSH) and MgO–Al2O3–SiO2–H2O (MASH): The effects of Al3+ substitution on
high-pressure stability // American Mineralogist. 2003. V. 88. P. 99–108.
Buerger M.J., Klein G.E., Donney G. Determination of crystal structure of nepheline // Am. Mineral. 1954. V. 252. P. 805–818.
Carbonates: mineralogy and geochemistry. // Reviews in Mineralogy R.J. Reeder
(Ed). 1987. V.11. 496 р.
Chao E. C. T., Fahey J. J., Littler J., Milton D. J. Stishovite, SiO2, a very high
pressure new mineral from Meteor Crater, Arizona // Journal of Geophysical Research. 1962. V. 67. P. 419–421.
Chopin C., Schreyer W. Magnesiocarpholite and magnesiochloritoid: two index
199
minerals of pelitic blueschists and their preliminary phase relations in the model system MgO–Al2O3–SiO2–H2O // Amer. J. Sci. 1983. V. 283. P. 72–96.
Davis B. T. C., England J. L. The Melting of forsterite up to 50 Kilobars // J. Geophys. Res. 1964.V. 69. N 6. P. 1113–1116.
Deer W. A., Howie R. A., Zussman J. Rock-forming minerals. V. 5. Longmans.
London. 1962. 408 p.
Essene E.J. 1983. Solid solutions and solvi among metamorphic carbonates with
applications to geologic thermobarometry // Reviews in Mineralogy and Geochemistry. V. 11. P. 77–96.
Eugster H.P., Yoder H.S. Micas: The join muscovite-paragonite // Carnegie Inst.
Washington Yearbook. 1995. V.54. P. 124–126.
Fockenberg T. Pressure–temperature stability of pyrope in the system MgO–
Al2O3–SiO2–H2O // Europen Journal of Mineralogy. 2008. V. 20. P. 735–744.
Fockenberg T. An experimental investigation on the P–T stability of Mgstaurolite in the system MgO–Al2O3–SiO2–H2O // Contributions to Mineralogy and
Petrology. 1998. V. 130. P. 187-198.
Ganguly J. Chloritoid stability and related parageneses; theory, experiments, and
applications // Amer. J. Sci. 1969. V. 267. P. 910–944.
Ganguly J., Hensen B.J., Cheng W. Reaction texture and Fe-Mg zoning in granulite garnet from Soestrene island, Antarctica: modeling and constraint on the time
scale of Pan-African tectono-metamorphic event // Proceedings of the Indian Academy of Science. 2001. V. 110. P. 305–312.
Gasparik
T.
Experimentally
determined
stability
of
clinopyroxene+garnet+corundum in the system CaO–MgO–Al2O3–SiO2 // American Mineralogist. 1984. V. 69. P. 1025–1035.
Geiger C. A. Silicate garnet: A micro to macroscopic (re)view // American Mineralogist. 2008. V. 93. P. 360–372.
Gibbs G.V. The polymorphism of cordierite I: the crystal structure of low cordierite // Am. Mineral. 1966. V. 51. P. 1068–1087.
Goldsmith J.R. The join CaAl2Si2O8–H2O (anorthite–water) at elevated pressures
and temperatures // American Mineralogist. 1981. V. 66. P. 1183–1188.
Gustafson W.I. The stability of andradite, hedenbergite, and related minerals in
the system Ca–Fe–Si–O–H // Journal of Petrology. 1974. V. 15. P. 455–496.
Hamilton D.L., McKenzie Nepheline solid solution in the system NaA–SiO4–
KAlSiO4–SiO2 // J. Petrol. 1965. V. 1. P. 56–72.
Harley S.L., Carrington D.P. The distribution of H2O between cordierite and granitic melt: H2O incorporation in cordierite and its application to high-grade metamorphism and crustal anatexis // J. Petrol. 2001. V. 42. P. 1595–1620.
Hatch F. H., Wells A. K., Wells M. K. Petrology of the igneous rocks. London:
Thomas Murby & Co. 1972. 512 p.
Hays J.F. (1966) Lime-alumina-silica. Carnegie Institute of Washington, Year
Book. V. 65. 234–239 p.
Hemley R. J., Prewitt C. T., Kingma K. J. High-pressure behavior of silica. In: Silica: Physical Behavior, Geochemistry, and Materials Applications. Heaney P.J.,
Prewiit C.T., Gibbs G.V. eds. Reviews in Mineralogy. 1994. V. 29. P. 41–81.
Holland T.J.B. The reaction albite = jadeite + quartz determined experimentally in
the range 600–1200оC // American Mineralogist. 1980. V. 65. P. 129–134.
Hoschek G. The stability of staurolite and chloritoid and their significance in the
metamorphism of pelitic rocks // Contr. Mineral. and Petrol. 1969. V. 22. P. 208–232.
Hoskin P.W.O., Black L.P. Metamorphic zircon formation by solid-state recrystallization of protolith igneous zircon // J. Metamorphic Geol. 2000. V. 18. P. 423–439.
Hovis G.L. Behavior of alkali feldspars: crystallographic properties and characterization of composition and Al-Si distribution // American Mineralogist.
200
1986. V. 71. P. 869–890.
Javoy M., Pineau F., Allegre C. J. Carbon geodynamic cycle // Nature. 1982. V. 300.
Р. 171–173.
Johannes W., Schreyer W. Experimental introduction of CO2 and H2O into Mgcordierite // Am. J. Sci. 1981. V. 281. P. 299–317.
Jones A.P., Genge M., Carmody L. Carbonate Melts and Carbonatites // Reviews
in Mineralogy & Geochemistry. 2013. V. 75. P. 289–322.
Katayama I., Nakashima S. and Yurimoto H. Water content in natural eclogite
and its implication for water transport into thedeep upper mantle // Lithos. 2006. V. 86.
P. 245–259.
Kroll H., Schmiemann I., von Cölln G. Feldspar solid solution // American Mineralogist. 1986. V. 71. P. 1–16.
Leake B.E., Woolley A.R., Arps C.E.S., Birch W.D., Gilbert M.C., Grice J.D.,
Hawthorne F.C., Kato A., Kisch H.J., Krivovichev V.G., Linthout K., Laird J., Mandarino J.A., Maresch W.V., Nickel E.H., Rock N.M.S., Schumacher J.C., Smith D.C.,
Stephenson N.C.N., Ungaretti L., Whittaker E.J.W., Guo Y. Nomenclature of amphiboles: Report of the subcommittee on amphiboles of the International Mineralogical
Association, Commission on New Minerals and Mineral Names. Can Mineral. 1997.
V. 35. P. 219–246.
Leake B.E., Woolley A.R., Birch W.D., Burke E.A.J., Ferraris G., Grice J.D.,
Hawthorne F.C., Kisch H.J., Krivovichev V.G., Schumacher J.C., Stephenson N.C.N.,
Whittaker E.J.W. Nomenclature of amphiboles: additions and revisions to the International Mineralogical Association’s amphibole nomenclature // Can Mineral. 2003.
V. 41. P. 1355–1370.
Leake B.E. Nomenclature of amphiboles // Can Mineral. 1978. V. 16. P. 501–520.
Lindsley D.H. Melting relations of KAlSi3O8: effect of pressue up to 40 kilobars //
American Mineralogist. 1966. V. 51. P. 1793–1799.
Lindsley D.H. Melting relations of plagioclase at high pressure. In: New York
State Museum and Science Service Memoir. 1968. V. 18. P. 39–46.
Liu L.G. High-pressure phase transformations of albite, jadeite and nepheline //
Earth Planet. Sci. Lett, 1978. V. 37. P. 438–444.
Liu L.G. High-pressure phase transitions of potassium aluminosilicates with an
rmphasis of leucite // Contrib. Mineral. Petrol. 1987. V. 95. P. 1–3.
Luth R. W. Melting in the Mg2SiO4–H2O system at 3 to 12 GPa // Geophysical research letters. 1993. V. 20. N 3. P. 233–235.
Massonne H.-J., Schreyer W. Stability field of the high-pressure assemblage talc +
phengite and two new phengite barometers // Eur J. Mineral. 1989. V. 1. P. 391–410.
Meagher E.P. Silicate garnets // Reviews in Mineralogy and Geochemistry. 1980.
V. 5. P. 25–66.
Meinhold С. Rutile and its applications in earth sciences // Earth-Science Reviews. 2010. V. 102. P. 1–28.
Melluso L., Morra V., Girolamo P.D. The Mt. Vulture volcanic complex (Italy):
evidence for distinct parental magmas and for residual melts with melilite // Mineral.
Petrol. 1996. V. 56. P. 225–250.
Micas. Reviews in Mineralogy, vol. 13. S.W. Bailey (ed.). Mineralogical Society
of America. Washington, D.C. 1984. 584 p.
Miyajima, N., El Goresy, A., Dupas-Bruzek, C., Seifert, F., Rubie, D.C., Chen, M.,
Xie, X. Ferric iron in Al-bearing akimotoite coexisting with iron-nickel metal in a shockmelt vein in an L-6 chondrite // American Mineralogist. 2007. V. 92. P. 1545–1549.
Miyashiro A. Cordierite-indialite relations // Am. J. Sci. 1957. V. 255. P. 43–62.
Morimoto N. Nomenclature of Pyroxenes // Canadian Mineralogist. 1989. V. 27.
P. 143–156.
Morimoto N., Fabries J., Ferguson A. K., Ginzburg I. V., Ross M., Seifert F. A.,
201
Zussman J., Aoki K., Gottardi G. Nomenclature of pyroxenes // American Mineralogist. 1988. V. 73. N 9–10. P. 1123–1133.
Morse S.A. Alkali feldspar with water at 5 kbar pressure // Journal of Petrology.
1970. V. 11. P. 221–251.
Ohtani E., Kumazawa M. Melting of forsterite Mg2SiO4 up to 15 GPa // Physics
of the Earth and Planetary Interiors. 1981. V. 27. I. 1. P. 32–38.
Pelletier L., Müntener O. High pressure metamorphism of the Lanzo peridotite
and its oceanic cover, and some consequences for the Sesia-Lanzo zone (northwestern
Italian Alps) // Lithos. 2006. V. 90. P. 111–130.
Perkins D., Essene E. J., Westrum E.F., Wall V.J. Application of new thermodynamic data to grossular phase relations // Contributions to Mineralogy and Petrology.
1977. V. 64. P. 137–147.
Reviews in Mineralogy. Pyroxenes. V.7. Prewitt C.T., ed. Mineralogical Society
of America. 1982. 525 p.
Ribbe P. Chloritoid. Reviews in Mineralogy and Geochemistry. 1980. V.5. P.155–169.
Rieder M., Cavazzini G., D'Yakonov Y.S., Frank-Kamenetskii V.A., Gottardi G.,
Guggenheim S., Koval' P.V., Müller G., Neiva A.M.R., Radoslovich E.W., Robert J.L., Sassi F.P., Takeda H., Weiss Z., Wones, D.R. Nomenclature of the micas // Canadian Mineralogist. 1998. V. 36. P. 905–912.
Schairer J.F. The alkali-feldspar join in the system NaAlSiO4–KAlSiO4–SiO2.
Journal of Geology. 1950. V. 58. P. 512–517.
Schairer J.F., Bowen N.L. Melting relations in the systems Na2O–Al2O3–SiO2 and
K2O–Al2O3–SiO2 // American Journal of Science. 1947. V. 245. P. 193–204.
Schertl H.-P., Schreyer W., Chopin C. The pyrope-coesite rocks and their country
rocks at Parigi. Dora Maira massif, western Alps:Detailed petrography, mineral chemistry and P–T path // Contributions to Mineralogy and Petrolgy. 1991. V. 108. P. 1–21.
Spear F.S., Cheney J.T. A petrogenetic grid for pelitic schists in the system
SiO2–Al2O3–FeO–MgO–K2O–H2O // Contributions to Mineralogy and Petrology. 1989.
V. 101. P. 149–164.
Tilley C.E. Nepheline-alkali feldspar parageneses // Am. J. Sci. 1954. V. 252.
P. 65–75.
Tomioka N., Fujino K. Akimotoite, (Mg,Fe)SiO3, a new silicate mineral of
the ilmenite group in the Tenham chondrite // American Mineralogist. 1999. V. 84.
P. 267–271.
Tuttle O.F., Bowen N.L. Origin of granite in the light of experimental studies in
the system K2O–Na2O–Al2O3–SiO2–H2O // Geological Society of America Memorium. 1958. V. 74. 153 p.
Tuttle O.F., Smith J.V. The nepheline-kalsilite system: II Phase relations // Am. J.
Sci. 1958. V. 256. P. 571–589.
Urakawa S., Kondo T., Igawa N., Shimomura O., Ohno H. Synchrotron radiation
study on the high-pressure and high-temperature phase relations of KAlSi3O8 // Physics and Chemistry of Minerals. 1994. V. 21. P. 387–391.
Valley J.W. A Cool Early Earth? // Scientific American. 2005. Р. 58–65.
van Roermund H.L.M., Drury M.R., Barnhoorn A., de Rond A. Non-silicate inclusions in garnet from an ultra-deep orogenic peridotite // Geological Journal. 2001.
V. 35. P. 209–229.
Vidal O., Theye T., Chopin C. Experimental study of chloritoid stability at high pressure and various fO2 conditions // Contrib. Mineral. Petrol. 1994. V. 118. P. 256–270.
Whitney D.L. Coexisting andalusite, kyanite and sillimanite: sequential formation
of three Al2SiO5 polymorphs during progressive metamorphism near the triple point,
Sivrihisar, Turkey // American Mineralogist. 2002. V. 87. P. 405–416.
Wilde S.A., Valley J.W., Peck W.H., Graham C.M. Evidence from detrital zircons
for the existence of continental crust and oceans on the Earth 4.4 Gyr ago // Nature.
202
2001. V. 409. Р. 185–188.
Wuender B., Schreyer W. Antigorite: high-pressure stability in the system MgO–
SiO2–H2O // Lithos. 1997. V. 41. P. 213–227.
Wunder B., Schreyer W. Antigorite: High-pressure stability in the system MgOSiO2-H2O (MSH) // Lithos. 1997. V. 41. P. 213–227.
Yardley B. W. An introduction to metamorphic petrology. Longman. 1989. 248 p.
Zircon. Rev. Mineral. Geochem. Hanchar J.M., Hoskin P.W.O. eds. 2003. V. 53.
P. 27–62.
Глава 2.
МНОГООБРАЗИЕ МАГМАТИЧЕСКИХ ПОРОД И ОСНОВЫ
ИХ КЛАССИФИКАЦИИ
Понятие «магматизм» включает ряд физико-химических процессов, связанных с зарождением, перемещением и кристаллизацией
природных расплавов. Термином «магма» обозначают частично или
полностью расплавленное природное вещество, которое может содержать кристаллическе фазы и растворенные летучие компоненты
(флюиды). Некоторые определения магмы подразумевают, что это
вещество должно пребывать в состоянии движения.
Магматизм относится к числу наиболее масштабных геологических процессов Земли, а также некоторых планет Солнечной системы и их спутников. Со временем масштаб магматических процессов
сокращался. Согласно распространенной гипотезе, в ранние стадии
планетарной эволюции (первые сотни млн. лет) вся поверхность
Земли представляла собой сплошной океан магмы. Со временем наша планета остывала, и на ее поверхности сформировалась первичная кора. В течение раннего докембрия эта кора подверглась практически полной переработке, заместившись геологическими комплексами, многие из которых сохранились в современных континентальных блоках. С позднего протерозоя проявления магматической
активности приурочены, главным образом, к границам литосферных
плит (зонам спрединга и субдукции) и к областям плюмового магматизма (горячим точкам и крупным внутриплитным магматическим
провинциям).
Основные объемы расплавов генерируются в метаморфических
толщах мантии (преимущественно сложенных перидотитами, пироксенитами и эклогитами) и нижней коры, в составе которой преобладают гнейсы, амфиболиты и кристаллические сланцы. Глубина, на
которой происходит плавление, обычно варьирует от 30 до 100 км,
но может достигать 400 км и более. Вещество континентальной коры подвергается плавлению и на меньших глубинах, до 15 км, а в
небольших объемах (например, при контактах крупных базитовых
интрузивов) – вплоть до поверхности. Природные расплавы также
иногда образуются при ударах метеоритов и молний. При застывании таких расплавов получаются весьма экзотические горные породы (импактиты и фульгуриты), которые в данном учебном пособии
не рассматриваются.
В результате плавления изменяется химический, а нередко и минеральный состав исходной породы (протолита). Причиной является избирательный переход в жидкую фазу наиболее легкоплавких
компонентов.
204
2.1. ПРИЧИНЫ РАЗНООБРАЗИЯ
ГОРНЫХ ПОРОД
МАГМАТИЧЕСКИХ
Магматические породы различаются по химическому и минеральному составу, текстурным и структурным характеристикам. Их
разнообразие множится на всех этапах эволюции магматических
систем – от плавления протолита до полной кристаллизации расплавов.
Магматический процесс начинается с частичного плавления исходной породы. Для этого порода должна преодолеть термодинамические условия собственного солидуса. Достигается это разными
способами:
разогревом породы;
подъемом породы в субизотермических условиях;
проникновением в породу флюида, снижающего температуру ее плавления;
комбинацией вышеуказанных процессов (например, разогрев породы, сопровождаемый внедрением водного флюида и т.д.).
Первичные расплавы, образующиеся при частичном плавлении
источника магм, имеют весьма разнообразный состав, зависящий, в
первую очередь, от состава протолита, но также и от температуры,
давления и химического потенциала (фугитивности) летучих компонентов. Чем выше температура, тем выше степень плавления
материнской породы, а значит, тем ближе составы расплава и протолита. При низких степенях плавления, напротив, образуются
расплавы, существенно обогащенные легкоплавкими компонентами в сравнении с материнской породой. В природных магматических системах степень плавления исходной породы обычно не превышает 40%, поскольку образующийся расплав имеет меньшую
плотность и вязкость, чем протолит, и стремится покинуть место
своего рождения под действием архимедовой силы.
Состав первичного расплава может значимо изменяться в ходе
последующей эволюции в связи с процессами дифференциации и
контаминации.
Магматическая дифференциация – это разделение вещества в
расплаве, осуществляемое за счет разнообразных процессов, среди
которых можно выделить ликвацию, конвекцию в магматическом
очаге и кристаллизационную дифференциацию (фракционную кристаллизацию). Последний процесс является несравнимо более масштабным, чем прочие.
Ликвация (англ. liquid immiscibility, жидкостная несмесимость) –
это процесс разделения магмы на несмешивающихся жидкости разного состава. Явление несмесимости характерно (при определенных
205
термодинамических условиях) для контрастных по составу жидкостей в карбонатно-силикатной, силикатно-сульфидной и других
природных системах. В чисто силикатных природных магматических системах процесс ликвации иногда оставляет свои следы, но не
имеет выраженного петрогенетического значения.
Кристаллизационная дифференциация (или фракционная кристаллизация) – это процесс кристаллизации и последующего обособления кристаллических фаз по мере остывания расплава. Сепарация кристаллов может протекать как при подъеме магмы, так и при
ее остановке в промежуточных или конечных камерах. Различают
три основных механизма фракционирования – гравитационное разделение (например, осаждение или всплывание минералов, ведущее
к образованию кумулусных пород), отжим расплава из области кристаллизации (фильтр-прессинг) и изоляция ядер растущих кристаллов от остаточного расплава.
В 30-е годы XIX века американский петролог Н.Л. Боуэн показал, что кристаллизационная дифференциация в остывающих расплавах приводит к однонаправленной эволюции составов кристаллизующихся минералов от высокотемпературных (тугоплавких) к низкотемпературным (легкоплавким). Составы остаточных расплавов
при этом обогащаются кремнекислотой, поскольку все кристаллизующиеся твердые фазы содержат меньше SiO2, чем исходная магма,
и их удаление из системы ведет к росту кремнекислотности остаточных магм. Согласно Н.Л. Боуэну (Боуэн, 1934), последовательность
кристаллизации минералов из остывающего базальтового расплава
может быть представлена двумя рядами (рис. 2.1). Первый ряд назван прерывистым, т.к. представлен последовательностью фемических минералов, в которой каждый последующий минерал возникает
в результате реакции предыдущего минерала с расплавом. Иногда
этот ряд называют также реакционным. Он начинается с самого высокотемпературного минерала – оливина, вслед за которым следует
пироксен
(перитектическая
реакция
оливин+расплав=ортопироксен), далее последовательно идут амфибол
и биотит. Второй ряд является мономинеральным и потому называется непрерывным. Этот ряд представлен плагиоклазом, изменяющим свой состав от кальциевого к натровому по мере снижения температуры. Совместная кристаллизация минералов двух рядов приближает остаточные расплавы к низкотемпературным котектикам и
эвтектикам в простых силикатных системах. Из таких расплавов наряду с крайними членами рядов кристаллизуются щелочной полевой
шпат, мусковит и кварц. Важно иметь в виду, что последовательность кристаллизации минералов, предложенная Боуэном, в природных системах реализуется не всегда вследствие разнообразия условий, предопределяющих эволюцию первичных расплавов.
206
Температурные
режимы
Оливин
ст а
лли
Биотит
и
зац
и
PlNa
ыв
ны
йр
яд
кри
PlCa-Na
Калиевый ПШ
Низкая
температура
(кристаллизуются
последними)
+
Мусковит
+
Увеличение содержаний Si,Al,K,Na
кри
ста
л
ряд
ый
ист
ыв
Амфибол
ли з
аци
и
PlCa
Пироксен
Не
пре
р
ер
Пр
Остывание магмы
Ультрамафиты
пла
гио
кла
з
Высокая
температура
(кристаллизуются
первыми)
Состав
пород
Ряды Боуэна
Кремнекислые
породы
Кварц
Рис. 2.1. Кристаллизационные ряды Боуэна.
Процесс гравитационного осаждения (всплывания) кристаллов
нередко осложняется конвективными течениями в камере. В этом
случае могут возникать так называемые полосчатые комплексы –
чередования пород, различающихся по составу (химическому,
минеральному, модальному) и/или структуре. Например, в одном
из крупнейших на Земле Бушвельдском докембрийском плутоне,
площадь выхода которого на поверхность составляет около 66000
км2, присутствует 150–метровый горизонт («риф Меренского») с
ритмичным чередованием кумулятивных (отложенных на дне камеры) плагиоклаза, ортопироксена, оливина и хромита. В этом же
горизонте находится знаменитый 1–5 метровый прослой c платино-палладиевым оруденением, прослеживающимся на расстояние
250 км.
Контаминация (от лат. contaminare – загрязнять) – это процесс
изменения состава первоначальной магмы в результате ее взаимодействия с посторонним веществом. В зависимости от агрегатного
состояния контаминанта (примешивающегося к магме вещества)
различают процессы ассимиляции и смешения магм.
Ассимиляция – процесс растворения в магме твердого контаминанта при ее взаимодействии со стенками камер и с обломками (ксенолитами) вмещающих пород. Нередко процесс ассимиляции протекает одновременно с постепенной кристаллизацией магмы. Такой
207
комбинированный механизм эволюции, согласно современным
представлениям, отвечает за формирование многих дифференцированных магматических серий субдукционных обстановок (de Paolo,
1981). Процессы ассимиляции характерны для островодужных адакитов – продуктов плавления метабазитов субдуцирующей плиты,
содержащих значительные количества компонентов перидотитов
мантийного клина, через который эти расплавы мигрировали.
Смешение магм – следствие инъекции в магматическую камеру
новой порции магмы, либо конвекции магмы в расслоенных плутонах. Смешение приводит к образованию гибридных магм, обладающих специфическими текстурными и структурными характеристиками. В гибридных магмах могут встречаться в разной степени переработанные фрагменты внедренной магмы, признаки неравновесности вкрапленников и вмещающего их расплава (реакционные каймы), а также вкрапленники с необычной зональностью (обратной,
осциляторной и др). В частности, с внедрением в кислую магму более основного расплава нередко связывается образование каемок
плагиоклаза вокруг овоидов K-Na полевого шпата в гранитах рапакиви.
В английском языке есть два эквивалента термина «смешение
магм», отражающие разную степень гомогенизации гибридных образований: magma mingling – механическое смешение расплавов (с
образованием включений округлой и неправильной формы, а также
постепенных переходов между разновидностями пород разного состава), и magma mixing – смешение до однородной массы, гибридная
природа которой распознается только при детальном петрографическом и геохимическом исследовании.
Разнообразие магматических горных пород обусловлено не
только вариациями их химического состава, но и структурнотекстурными особенностями, отражающими условия формирования пород, а в некоторых случаях – характер вулканической деятельности (рис. 2.2).
2.2. УСЛОВИЯ ФОРМИРОВАНИЯ ГОРНЫХ ПОРОД
Магматические горные породы по условиям формирования разделяются на плутонические и вулканические.
2.2.1. Плутонические горные породы
Плутонические породы образуются при кристаллизации магмы в
глубинных условиях (обычно свыше 0.5 км, хотя встречаются и тела,
сформированные еще ближе к поверхности). Медленное остывание
способствует росту кристаллов. Поэтому все породы этого типа –
полнокристаллические.
208
Исходные
породы
Р, Т, флюид
первичный
расплав
(частичное плавление)
эволюция расплава
дифференциация
кристаллизационная
дифференциация
ликвация
формирование на глубине
плутонические
горные породы
контаминация
ассимиляция
смешение
магм
формирование на поверхности
эффузивные
горные породы
пирокластические
горные породы
Рис. 2.2. Последовательность главных процессов, протекающих в магматических системах.
Большинство плутонических тел образовалось в результате внедрения магмы во вмещающие породы. Массивы, сформированные
по этому механизму, называют интрузивными или аллохтонными.
Реже встречаются автохтонные плутоны – продукт кристаллизации
магмы, образованной на том же самом месте и не претерпевшей значимого перемещения.
Плутонические тела принято подразделять по глубине окончательной кристаллизации на глубинные (абиссальные, более 15 км),
средних глубин (мезоабиссальные, 15–3 км) и малых глубин (гипабиссальные, до 3 км). В англоязычной литературе указанным терминам соответствуют массивы катазоны, мезозоны и эпизоны. Отметим, что указанные диапазоны глубинности являются весьма приблизительными.
Плутоны разных уровней глубинности различаются по ряду признаков.
Механизм внедрения магмы. С глубиной возрастает температура,
а с ней – способность вмещающих пород к пластическим деформациям. Поэтому в абиссальных условиях пространство для интрузивного тела обычно освобождается либо за счет вязкого «перетекания»
пород рамы, либо за счет их ассимиляции магмой. В свою очередь,
гипабиссальные интрузивы чаще всего контролируются разрывными
нарушениями. В мезо- и гипабиссальных условиях магмы нередко
209
внедряются по границам толщ, значимо различающихся физическими свойствами.
Структура пород. Абиссальные и мезоабиссальные массивы
обычно сложены крупно- и среднезернистыми породами, и лишь
небольшие по размерам тела (как правило, дайки или жилы) могут
иметь мелкозернистую структуру. Интрузивным породам малых
глубин свойственна мелкозернистая или скрытокристаллическая
структура, хотя в некоторых крупных гипабиссальных телах могут
встречаться и крупнозернистые разновидности.
Интенсивность и характер контактовых изменений. Интенсивность эндоконтактовой закалки с глубиной снижается из-за уменьшения температурного контраста между кристаллизующейся магмой
и вмещающими породами. Ореолы экзоконтактовых изменений наиболее выражены у массивов средних глубин, поскольку в абиссальных условиях вмещающие породы, как правило, уже достаточно метаморфизованы, а на малых глубинах формированию широких контактовых ореолов препятствуют высокий градиент температуры,
относительно быстрое остывание плутонов и сравнительно низкое
содержание летучих в магме.
Особенности петрогенеза плутонических систем. Плутоны, комагматичные вулканогенным толщам, нередко завершают свое формирование много позже прекращения извержений. Долгая кристаллизация способствует дифференциации магм и их взаимодействию с
вмещающими породами. В общем случае это приводит к росту содержания SiO2 в расплавах. Поэтому плутонические породы, генетически родственные вулканитам, отличаются от этих вулканитов
бóльшим разнообразием составов и повышенной средней кремнекислотностью. Еще одно существенное отличие плутонических систем от вулканических – завершение кристаллизации магм при повышенном флюидном и литостатическом давлении, что значимо
влияет на минеральный и химический состав продуктов кристаллизации.
2.2.2. Вулканические горные породы
Вулканические горные породы (вулканиты) образуются при извержении магмы на поверхность. Принято различать четыре генетических типа вулканитов:
1) эффузивные – образованные при излиянии жидкой магмы на
поверхность и формирующие лавовые потоки и покровы;
2) экструзивные – возникшие при выжимании вязкой магмы и
образующие купола и обелиски;
3) эксплозивные (пирокластические) – продукты взрывных извержений. Подобно лавам, эти породы слагают потоки и покровы;
210
4) жерловые – породы подводящих каналов вулканических аппаратов.
К вулканитам часто относят субвулканические породы, которые
слагают близповерхностные тела (силлы, дайки, жилы и др.), генетически тесно связанные с вулканическими аппаратами.
В предлагаемой вниманию читателя главе рассмотрены наиболее
распространенные классификационные схемы, принятые для силикатных магматических пород. В качестве основы эти схемы используют данные о химическом и минеральном составе пород. Отдельно
обсуждается классификация вулканогенно-обломочных образований, имеющая несколько более сложную структуру. Вопросы номенклатуры пород, содержащих свыше 10% магматических несиликатных фаз (карбонатов, сульфидов, фосфатов, оксидов, фторидов),
в данной главе не рассматриваются. Описанию петрографических
особенностей карбонатных и карбонатно-силикатных магматических
пород посвящена глава 10.
2.3. КЛАССИФИКАЦИЯ МАГМАТИЧЕСКИХ
ПОРОД ПО ХИМИЧЕСКОМУ СОСТАВУ
ГОРНЫХ
Данная классификация базируется на сведениях о содержаниях
оксидов петрогенных (т.е. самых распространенных, составляющих
основу большинства горных пород 1 ) химических элементов. Из указанных оксидов наибольшая доля приходится на диоксид кремния
SiO2, или кремнезем (например, в верхней коре континентов его
среднее содержание составляет около 66%). Поскольку кремнезем,
как правило, является главным структурообразующим компонентом
магматических расплавов, именно его содержание положено в основу
классификации магматических пород. По содержанию SiO2 породы
подразделяются на 4 группы: ультраосновные (SiO2 менее 45%), основные (SiO2 45–52%), средние (SiO2 52–63%) и кислые (SiO2 более
63%). В экзотических случаях встречаются низкокремнеземистые
расплавы с содержанием SiO2 менее 30 мас.%, а также ультракислые –
свыше 78% SiO2.
Следующим по значимости химическим параметром магматических пород является суммарное содержание оксидов щелочных металлов (K2O+Na2O). Вариации щелочности способны существенно
изменить минеральный состав породы (как количественный, так и
качественный) даже при сохранении постоянного содержания SiO2.
Для классификации магматических пород удобно использовать
двумерную классификационную диаграмму, в которой по одной оси
отложены содержания SiO2, а по другой – сумма K2O и Na2O. Эту
диаграмму обычно именуют TAS (от англ. Total Alkali – Silica).
1
К петрогенным элементам относятся: Si, Ti, Al, Fe, Mn, Mg, Ca, Na, K, P.
211
TAS–диаграмма для вулканических пород приведена на рис. 2.3.
Предпринимались попытки использования аналогичной диаграммы
для плутонических пород (Классификация и номенклатура..., 1981),
но в международной практике этот подход распространения не получил. Поэтому в данной главе TAS–диаграмма рассматривается в
качестве основы классификации лишь для вулканических пород. По
уровню общей щелочности магматические породы принято делить
на три ряда: нормальнощелочных, умереннощелочных (или субщелочных) и щелочных пород. Принадлежность магматических пород к
щелочному ряду обычно определяется присутствием реальных (модальных) фельдшпатоидов (фоидов), либо щелочных пироксенов и
амфиболов. Фельдшпатоиды, как и полевые шпаты, относятся к
группе каркасных алюмосиликатов. Важная особенность химизма
фельдшпатоидов – недосыщение кремнеземом, исключающее их
совместную кристаллизацию с кварцем. Наиболее распространенным представителем этой группы минералов является нефелин, реже
встречаются лейцит, нозеан, гаюин, анальцим, кальсилит и прочие.
Среди кремнекислых пород содержание SiO2 слишком высоко для
кристаллизации фельдшпатоидов, что ставит под сомнение целесообразность выделения щелочных пород в этой группе. Вместе с тем,
в традициях отечественной научной школы щелочные породы кислого состава выделяются на основе иных критериев (коэффициент
агпаитности, наличие щелочных амфиболов и клинопироксенов).
В породах умеренной щелочности фоиды не встречаются, но они
нередко присутствуют в качестве нормативных минералов. Породы
нормальной щелочности фоиды не содержат ни в каком виде. Таким
образом, граница между породами нормальной и умеренной щелочности в общем случае отвечает появлению (исчезновению) нормативных фоидов. Однако этот критерий выполняется далеко не всегда, и потому данная граница устанавливалась на основе статистических данных о распространенности соответствующих магматических горных пород и носит условный характер.
В диапазоне содержаний SiO2 от 41% до 69% границы вышеуказанных рядов щелочности имеют положительный наклон на TAS–
диаграмме (рис. 2.3), т.е. с ростом кремнекислотности переход от
нормальнощелочных пород к умереннощелочным и щелочным осуществляется при более высоких значениях K2O+Na2O.
В зарубежной литературе принято выделять два ряда щелочности магматических пород – субщелочные (subalkaline, во многом
близкие по составу к породам нормальной щелочности в отечественной классификации) и щелочные (alkaline). Поскольку эта граница не совпадает ни с одной из границ «трехрядной» TAS–
диаграммы (рис. 2.3), во избежание путаницы при работе с источниками следует четко осознавать, какой классификационной схемы
придерживался автор.
212
15
фонолит
трахит
(Qtz<20%)
13
(сиенит)
Na2O+K2O, вес.%
или
тефрифонолит
фоидит
11
трахидацит
(Qtz>20%)
(кварцевый монцонит)
фонотефрит
9
трахиандезит
риолит
(монцонит)
тефрит
(Ol<10%)
7
базанит
(Ol>10%)
5
трахибазальт
базальт
3
пикробазальт
1
37
41
45
(габбро)
49
дацит
андезит
андезибазальт
(гранодиорит,
тоналит)
(диорит, кварцевый диорит
монцодиорит, кварцевый
монцодиорит)
53
УЛЬТРАОСНОВНЫЕ ОСНОВНЫЕ
45
(гранит)
трахиандезибазальт
57
61
65
73
SiO2, вес.%
КИСЛЫЕ
СРЕДНИЕ
52
69
63
Рис. 2.3. Диаграмма сумма щелочей – кремнезем (TAS) для вулканических
пород (A Classification of Igneous Rocks…, 1989, с добавлениями). В скобках
приводятся названия плутонических аналогов вулканических горных пород.
Пунктирной линией показана граница между щелочными (выше линии) и
субщелочными породами при двухуровневом разделении пород по щелочности, принятом в западной литературе.
У человека, знакомого с основами химии, но не посвященного в
тонкости петрохимической классификации пород, может вызвать недоумение относительная независимость щелочности от кремнекислотности (к примеру, порода может быть одновременно и кислой, и щелочной). Причина противоречия в том, что понятия «кислотность» и «щелочность» в геологии и в классической химии трактуются по-разному.
Кремнекислотность магматических расплавов определяется не значением pH–фактора (как уровень кислотности-щелочности в представлении химиков), а содержанием SiO2. Щелочность магматических расплавов – суммарное содержание оксидов щелочных металлов, и его
влияние на pH–фактор столь же незначительно.
При всей своей информативности, TAS–диаграмма не учитывает
ряд важных геохимических параметров, например, тип щелочности
(количественное соотношение содержаний K2O и Na2O), уровень
глиноземистости (который обычно выражается коэффициентом
Al/(K+Na+2Ca), рассчитанным в атомных количествах), магнезиальность (Mg/(Mg+Fe), также в атомных количествах) и т.д. Поэтому
213
разновидностей магматических пород, выделяемых по химическому
составу, гораздо больше, чем полей на TAS–диаграмме. Для более
дробного разделения пород используются дополнительные таблицы
и диаграммы. Например, средние и основные вулканиты повышенной щелочности подразделяются на группы в зависимости от соотношения содержаний K2O и Na2O (табл. 2.1); основные и ультраосновные вулканиты нормальной щелочности – в зависимости от содержаний MgO и TiO2 (рис. 2.4).
4
базанит
тефрит
3
андезибазальт
андезит
2
бонинит
(MgO>8%, TiO2<0.5%)
1
0
37
41
Na2O+K2O, вес.%
Na2O+K2O, вес.%
Таблица 2.1
Детализация названий трахибазальтов, трахиандезибазальтов и
трахиандезитов в соответствии с соотношением содержаний
Na2O и K2O (Igneous Rocks…, 2002)
ТрахиандезиТрахибазальт
Трахиандезит
базальт
(Na2O–2)>K2O
Гавайит
Муджиерит
Бенмореит
Калиевый тра(Na2O–2)<K2O)
Шошонит
Латит
хибазальт
45
49
53
57
61
65
SiO2, вес.%
3
2
пикрит
коматиит TiO2<1%
меймичит TiO2>1%
1
0
30
MgO, вес.%
Рис. 2.4. Классификация высокомагнезиальных вулканических пород (Igneous Rocks…, 2002, с изменениями).
214
12
18
24
2.4. КЛАССИФИКАЦИЯ МАГМАТИЧЕСКИХ ПОРОД ПО
МОДАЛЬНОМУ МИНЕРАЛЬНОМУ СОСТАВУ
Поскольку минеральный состав пород напрямую зависит от их
химического состава, вместо данных о содержании оксидов петрогенных элементов для классификации можно использовать количественные соотношения модальных (т.е. реально присутствующих в
породе) минеральных фаз. Такой подход удобен своей простотой и
дешевизной. Используется он, в первую очередь, для классификации
и диагностики полнокристаллических (плутонических) горных пород. Для вулканитов данный метод применяется не столь широко изза присутствия стекловатой фазы, состав которой визуально не определяется.
Перед построением диаграмм рассчитываются объемные пропорции следующих минералов и минеральных групп:
Q = кварц;
Kfs = щелочные полевые шпаты 1 ;
Рl = плагиоклаз;
F = фельдшпатоиды2 (нефелин, лейцит, мелилит, кальсилит и др.).
М = мафические минералы (темные слюды, амфиболы, пироксены, оливин и др.)
Минералы групп Q, Kfs, Рl и F относятся к лейкократовым (светлоцветным), а минералы группы М – меланократовым (темноцветным, цветным).
Значение М – содержание меланократовых (цветных) минералов
в породе – обычно называют цветовым (или цветным) индексом
(числом). В зависимости от его величины, которая может варьировать от 0 до 100, полнокристаллические горные породы делятся на
лейкократовые (0<М<35), мезократовые (35<М<65), меланократовые (65<М<90) и ультрамеланократовые, или ультрамафические
(90<М<100). Если порода попадает в категорию мезократовых, то в
названии это не отражается; и наоборот, для лейко- и меланократовых разновидностей рекомендуется добавлять соответствующее
прилагательное к названию. Например, если сообщается о лейкократовом габбро, то подразумевается, что его цветное число менее 35.
1
со щелочными полевыми шпатами (Kfs) – калишпат-альбитовый ряд
твердого раствора – объединяется кислый плагиоклаз с содержанием анортитовой молекулы до 5 мольных %. Соответственно, его доля изымается из
плагиоклаза (Pl).
2
в качестве синонима термина «фельдшпатоид» допускается использование
термина «фоид».
215
2.4.1. Плутонические породы
Полнокристаллические породы, не относящиеся к ультрамафитам, удобно классифицировать с помощью треугольных диаграмм
Q–Kfs–Pl и F–Kfs–Pl (рис. 2.5). Расположение точки на диаграмме
отражает количественное соотношение содержаний соответствующих минералов и минеральных групп. Для графического отображения модальное содержание соответствующих минералов (кварца,
плагиоклаза, щелочных полевых шпатов и фельдшпатоидов) приводится к 100%.
Пример: порода содержит 20% кварца, 10% щелочного полевого
шпата, 50% плагиоклаза и 20% темноцветных минералов. Для нанесения точки состава данной породы на диаграмму Q–Fsp–Pl исключаем из расчетов величину М, а оставшиеся значения приводим к
100% (рис. 2.6):
Q=20/(20+10+50)*100%=25%
Kfs=10/(20+10+50)*100%=12.5%
Pl=50/(20+10+50)*100%=62.5%
Отрезки соответствующей длины откладываются на любой из
сторон треугольника. Затем через концы полученных отрезков проводятся прямые, параллельные двум другим сторонам треугольника.
Точка пересечения этих прямых и есть точка состава данной породы
(в данном случае она находится в поле гранодиорита, рис. 2.6).
В отличие от TAS–диаграммы, классификационные диаграммы
на рис. 2.5 отражают тип щелочности пород, определяемый объемным соотношением щелочного полевого шпата и плагиоклаза. Однако здесь остаются неучтенными прочие важные минералогогеохимические параметры, например, общая щелочность, качественный состав и содержание темноцветных минералов, состав плагиоклаза и др.
Различия в основаниях классификации для вулканических и плутонических пород в некоторых случаях затрудняют выделение пород
нормальной и умеренной щелочности среди плутонических образований. Тем не менее, для наиболее распространенных горных пород
вулканические и плутонические аналоги хорошо известны (рис. 2.3).
Для пород, значительную часть которых составляют Fe–Mg силикаты, используются дополнительные диаграммы: для габброидов –
Opx–Pl–Cpx, Px–Pl–Ol и Px–Pl–Hbl (рис. 2.7), для ультрамафитов –
Opx–Ol–Cpx и Px–Ol–Аm (рис. 2.8). Названия, указанные в полях
любых классификационных диаграмм, должны дополняться информацией об особенностях минерального состава пород (например,
биотит-амфиболовый сиенит; рибекитовый гранит), их структуре
216
(порфировидный гранодиорит) и текстуре (полосчатое габбро). В
случаях, когда в названии упоминаются два и более минерала, они
перечисляются по мере роста их содержания (например, в биотитамфиболовом сиените амфибол количественно преобладает над биотитом).
2.4.2. Эффузивные породы
Вулканические породы, в отличие от плутонических, содержат
не только кристаллические фазы, но и стекловатую массу, визуальная оценка состава которой весьма приблизительна. В образце
можно диагностировать только минералы вкрапленников. В основной массе, вмещающей вкрапленники, кристаллы если и есть,
то слишком мелкие, чтобы их можно было бы уверенно определить без микроскопа. По этой причине классификации для вулканитов, основанные на модальном минеральном составе пород
(рис. 2.9), не получили столь же широкого распространения, как
классификации, базирующиеся на данных об их химическом составе (см. раздел 2.1).
2.4.3. Плутонические гипабиссальные породы
Помимо информации о химическом и/или минеральном составе,
название магматической горной породы может содержать сведения
об ее структуре (и, следовательно, об условиях кристаллизации).
Подобные термины нередко используются для наименования гипабиссальных пород. В разделе 2.1.2 отмечалось, что породы, слагающие небольшие малоглубинные интрузивы (дайки, жилы, мелкие
штоки, лакколиты и т.д.), по условиям формирования и структурным
характеристикам занимают промежуточное положение между вулканическими и типичными плутоническими образованиями.
К названиям пород с тонкозернистой структурой добавляют приставку «микро-», например, «микрогранит», «микродиорит». Породам с порфировидной структурой (которая характеризуется наличием крупных, видимых макроскопически минералов-вкрапленников,
погруженных в полнокристаллическую мелкозернистую основную
массу; подробнее о структурах см. в следующей главе) дают двойные названия: первое слово указывает на состав породы, второе – на
ее структуру, например, «гранит-порфир», «диорит-порфирит».
«Порфир» добавляется к названиям пород, содержащих вкрапленники щелочного полевого шпата, «порфирит» – к названиям пород без
вкрапленников щелочного полевого шпата.
217
а)
Q
гранодиорит
гранит
диорит,
габбро,
анортозит
20
20
монцонит
сиенит
монцонит
сиенит
35
10
65
монцодиорит
щелочномонцогаббро
полевошпатовый
сиенит
Kfs
монцодиорит,
монцогаббро
л ит
кварц-щелочнополевошпатовый
сиенит
60
60
а
тон
щелочнополевошпатовый
гранит
5
5
б)
90
Pl
диорит, габбро
анортозит
Ne, Lc,
Mel, Ks
фоидолит
60
60
,
рит
монцосиенит монцогаббро
бро
га б
сие
н ит
дио
монцосиенит
10
10
Kfs
сиенит
10
щелочнополевошпатовый
сиенит
монцонит
35
65
90
Pl
монцодиорит, диорит, габбро,
монцогаббро
анортозит
Рис. 2.5. Классификация кварц-полевошпатовых
(а) и фельдшпатоидных (б) плутонических пород
(Igneous Rocks…, 2002). Символы минералов: Q –
кварц; Kfs – щелочной полевой шпат, включая плагиоклаз с содержанием анортита до 5 мольных %
(An<5); Рl – плагиоклаз (An5-100) .
218
Q
12.5
(Kfs)
гранодиорит
25 (Q)
Kfs
62.5(Pl)
Pl
Рис. 2.6. Пример отображения состава породы
на треугольной диаграмме (символы минералов
на рис. 2.5).
Некоторым гипабиссальным породам даны специфические названия, не являющиеся производными от наименований обычных
плутонических пород. Среди лейкократовых разновидностей пород
дайково-жильных серий наиболее распространены аплиты, среди
мезократовых и меланократовых – долериты и лампрофиры.
Аплиты – мелкозернистые породы кислого, реже среднего состава.
Обычно они слагают дайки и жильные тела, приуроченные к относительно крупным плутонам. Наиболее распространены аплиты, по химическому и минеральному составу соответствующие гранитоидам.
От пород главной фазы родственных с ними интрузивов аплиты отличаются, во-первых, структурой (которой присвоено собственное наименование – аплитовая), а во-вторых, меньшей величиной цветового
индекса, нередко приближающегося к нулю. С аплитами часто ассоциируют пегматиты – крупно- и гигантокристаллические породы,
слагающие жилы и дайки. Пегматиты часто приурочены к массивам
гранитоидов, а также умереннощелочных и щелочных пород среднего
состава. Тела пегматитов способны формироваться на разных уровнях
глубинности, от гипабисальных до абиссальных.
Долеритами называют породы, по химическому составу идентичные габбро и базальтам, а по структуре – промежуточные между типичными плутоническими и вулканическими образованиями.
С одной стороны, долериты – полнокристаллические породы, с
другой – слагающие их минеральные зерна обычно мелкие, размером в десятые доли миллиметра, и трудно различимы невооруженным глазом.
219
Pl
анортозит
а)
АНОРТОЗИТЫ
90
90
(лейко-)
65
ри
но
габбронорит
о
бр
г аб
т
65
ГАББРОИДЫ
35
35
(мелано-)
10
10
плагиоклазсодержащий
пироксенит
УЛЬТРАМАФИТЫ
Cpx
б)
анортозит
Pl
АНОРТОЗИТЫ
90
90
(лейко -)
габбро,
65
габбронорит,
норит
65
ты
ли
к то
т ро
оливиновое
габбро,
оливиновый
габбронорит,
оливиновый норит
35
10
ГАББРОИДЫ
35
(мелано -)
10
плагиоклазсодержащий
ультрамафит
в)
УЛЬТРАМАФИТЫ
Ol
Px
анортозит
90
Pl
90
АНОРТОЗИТЫ
(лейко-)
габбро,
габбронорит,
норит
35
10
Px
плагиоклазсодержащий
пироксенит
65
65
пироксен-роговообманковое габбро,
пироксен-роговообманковый габбронорит,
роговообманковый норит
роговообманковое
габбро
ГАББРОИДЫ
35
(мелано-)
10
Hbl
УЛЬТРАМАФИТЫ
плагиоклазсодержащий
горнблендит
Рис. 2.7. Классификация габброидов (Igneous Rocks…, 2002).
220
а)
дунит,
оливинит
Ol
90
90
ПЕРИДОТИТЫ
гарцбургит
верлит
лерцолит
40
оливиновый
ортопироксенит
40 оливиновый
клинопироксенит
оливиновый вебстерит
Opx
вебстерит
ортопироксенит
б)
дунит,
оливинит
пироксеновый
перидотит
40
оливиновый
пироксенит
Px
ПИРОКСЕНИТЫ
Cpx
клинопироксенит
Ol
90
90 роговообманковый
пироксенроговообманковый
перидотит
перидотит
ПЕРИДОТИТЫ
оливиноливинпироксероговообновый
манковый
пироксенит горнблендит
40 оливиновый
горнблендит
ПИРОКСЕНИТЫ
И
ГОРНБЛЕНДИТЫ
Hbl
Рис. 2.8. Классификация ультрамафических пород (Igneous Rocks…, 2002).
Долеритам свойственны офитовые структуры, характеризующиеся значительным удлинением кристаллов (лейст) плагиоклаза1.
1
Кажущийся идиоморфизм плагиоклаза в долеритах вплоть до середины XX века рассматривался как признак его более ранней кристаллизации по отношению к пироксену.
Позже было доказано, что плагиоклаз и пироксен в долеритах кристаллизуются, как и в
габбро, одновременно, а удлиненные кристаллы плагиоклаза формируются из-за различий
в скорости роста разных граней.
221
Долериты могут слагать как небольшие интрузивные тела, так и центральные части базальтовых потоков.
Qtz
а)
60
60
щелочнополевошпатовый
риолит
кварц-щелочнополевошпатовый
20
трахит
Fsp
риолит
20
кварцевый
трахит
трахит
5
дацит
кварцевый
латит
латит
андезибазальт
10
щелочнополевошпатовый
трахит
Pl
65
Ne, Lc,
Mel, Kls
б)
фоидит
90
90
тефритовый фоидит
фонолитовый фоидит
60
60
фонолит
фоидосодержащий
щелочнополевошпатовый
10
трахит
Fsp
базанит (Ol>10%)
тефрит (Ol<10%)
тефритовый
фонолит
10
трахит
фонолитовый базанит (Ol>10%)
фонолитовый тефрит (Ol<10%)
50
латит
90 10
андезибазальт
Pl
Рис. 2.9. Классификация кварц-полевошпатовых (а) и фельдшпатоидных (б)
вулканических пород (Igneous Rocks…, 2002, с изменениями). Символы
минералов из вкрапленников: Qtz – кварц; Kfs – щелочной полевой шпат,
включая плагиоклаз с содержанием анортита до 5 мольных % (An<5); Рl –
плагиоклаз (An5-100).
222
Лампрофиры – специфические породы, нередко входящие в состав жильных серий гранитоидных плутонов, но также встречающиеся и на значительном удалении от каких-либо крупных интрузивных тел. Для них типична порфировидная структура, причем среди вкрапленников резко преобладают темноцветные минералы (пироксен, биотит, амфибол). Химический состав лампрофиров разнообразен. На TAS–диаграмме они занимают поля основных и средних
пород всех трех рядов щелочности. Принятая классификация этих
пород строится на данных об их модальном минеральном составе
(табл. 2.2).
2.5. КЛАССИФИКАЦИЯ ВУЛКАНОГЕННО-ОБЛОМОЧНЫХ ПОРОД
Породы, образованные в результате вулканических извержений и обладающие обломочным (кластическим) строением, называются вулканогенно-обломочными или пирокластическими.
Если доля вулканитов среди обломков составляет от 50 до
95%, то породу относят к осадочно-вулканокластическим, или к
туффитам. В случаях, когда обломочный материал преимущественно представлен осадочными породами (>50%), то такую породу именуют вулканогенно-осадочной. Особо выделяют породы,
практически полностью состоящие из фрагментов вулканитов, но
образованные, подобно любым кластическим осадкам, путем переотложения материала в водной среде. Эти породы получили
название вулканомиктовых.
Обломочные вулканические породы, практически лишенные
примеси осадочного материала, делятся на эффузивнообломочные
и эксплозивнообломочные. Первые образуются при разрушении
(дезинтеграции) лавовых потоков и экструзивных тел, вторые –
при взрывных извержениях различных типов.
К эффузивнообломочным породам относятся:
– лавобрекчии (образуются при взламывании застывшей корки
лавового потока в процессе его движения; получившиеся обломки
могут при этом «закатываться» в сохранивший пластичность лавовый матрикс);
– кластолавы (продукт захвата лавовым потоком обломков
вулканогенных пород, являющихся для данного потока посторонними);
– лавокластиты (иногда их также называют купольными брекчиями) – продукт разрушения лавовых потоков или экструзивных
тел. Обычно они состоят из однородных по составу неокатанных
и несортированных обломков с гидрохимическим цементом.
– гиалокластиты – специфические породы областей подводного вулканизма, преимущественно базальтового. В контакте с
223
водой лава охлаждается гораздо быстрее, чем на воздухе, и поверхности потоков покрываются тонкими шелушащимися корочками. Обломки стекловатых корок переносятся течениями и накапливаются, формируя прослои среди вулканитов. В гиалокластитах, как и в лавокластитах, обломочный материал совершенно
не окатан и, как правило, не сортирован.
Эксплозивнообломочные породы представлены продуктами
вулканических взрывов (эксплозий). Обломки, или пирокласты,
возникающие при вулканических взрывах, в зависимости от размеров делятся на:
– бомбы и блоки (глыбы) – пирокласты размером свыше 64 мм.
Блоки выбрасываются в твердом состоянии, и потому имеют угловатую форму. Бомбы – продукт выброса вязкопластичного материала. В полете и при выпадении на твердый грунт они обычно
принимают форму веретен и лепешек, а на поверхности бомб часто образуется корка со следами растрескивания или смятия;
– лапилли (лат. lapillus – камешек) – пирокласты любой формы
размером от 2 до 64 мм;
– пепловые частицы – пирокласты с поперечником менее 2 мм.
Рыхлые, несцементированные эксплозивнообломочные породы
называются тефрами. Такие породы могут составлять значительную часть современных вулканических построек, но среди древних вулканитов доля тефр ничтожна: химически нестабильный
стекловатый материал легко растворяется в воде, в том числе
грунтовой и поровой, и быстро формирует гидрохимический цемент.
Большинство разновидностей твердых эксплозивнообломочных пород носит название туфов. Полное наименование туфа
включает следующие характеристики:
1) химический состав породы;
2) гранулометрический состав обломков. Допускается использование градаций, принятых для обломочных осадочных пород
(табл. 2.3): грубообломочные (агломератовые), крупнообломочные (псефитовые), среднеобломочные (псаммитовые) и мелкообломочные (алевритовые), а также специфических вулканологических терминов (бомбовые, лапиллиевые, пепловые).
3) объемное соотношение обломков пород (литокластов), стекловатого материала (витрокластов) и кристаллов (кристаллокластов). В случае смешанного состава туфа преобладающий компонент называется последним, например, литовитрокластический
туф сложен стекловатыми частицами с подчиненной примесью
обломков пород.
224
225
Pl>Or
Ort>Pl
Фельдшпатоидная
Мелилитовая
Р1 Аn50-70
Р1Аn30-60
Pl>Or
Ort>Pl
Полевые
шпаты
F
±F
Fsp>F
Fsp>F
F ± стекло
фельдшпатоиды (F),
щелочной
полевой шпат
Светлоцветные минералы
Полевошпатовая
Подгруппы
лампрофиров
Таблица 2.2
Камптонит
Саннаит
Уачитит Мончикит
Поль- Бер- Альнеценит гелит
ит
Mll,
Hbl, Hbl, Aug, Bt, Aug, Amp, Aug,
Mll, Mll, Bt,
Bt, Ol,
Bt
±Ol
±Ol
Ol, Bt
Bt Aug, Ol
± Mtc
Одинит Мал Спессар- Керсанхит
тит
тит
Вогезит Минетта
Aug,
Hbl,
±Bt
Преобладающие темноцветные минералы
Классификация лампрофиров (Петрографический кодекс…, 2009)
Таблица 2.3
Градация туфов по размерам и характеру обломков
Размер обломХарактер обломков
ков, мм
Глыбовые,
> 200
агломератовые
Бомбовые
Грубообломочные, агломерато200-50
вые
Крупнообломочные
50-2
Лапиллиевые
(псефитовые)
Среднеобломочные
2-0.1
(псаммитовые)
Пепловые
Мелкообломочные
0.1-0.01
(алевритовые)
В итоге названия эксплозивнообломочных пород могут получаться весьма громоздкими: «псефитовый витрокристаллокластический
туф андезита», «алевропсаммитовый литовитрокластический туф
трахидацита», и т.д.
Нередко в ходе извержений выбрасываются крупные, от сантиметров до метров, фрагменты материала, из-за высокой температуры
находящегося в вязкопластичном состоянии. При достаточном объеме одноактно изверженного материала такие фрагменты, выпав на
твердую поверхность, уплотняютсяся, спекаясь в относительно однородную массу, именуемую агглютинатом. При уплотнении
(«спекании», «сваривании») значительных масс кислого пепла образуются игнимбриты, петрографическое описание которых приведено в Главе 7.
В особую подгруппу в составе эксплозивнообломочных пород
выделены продукты гидроэксплозий – взрывов, связанных с быстрым испарением поверхностных или грунтовых вод на контакте с
магматическим расплавом (подобные извержения называют фреатическими). Гидроэксплозивные породы противопоставляются пирокластическим, образующимся при взрывном отделении летучих,
содержащихся в магматических расплавах. Однако в разрезах древних вулканических провинций отличить гидроэксплозивные породы
от обычных туфов, как правило, очень сложно.
2.6. О РАЗЛИЧИЯХ МЕЖДУ КЛАССИФИКАЦИЯМИ МАГМАТИЧЕСКИХ ГОРНЫХ ПОРОД
Схемы классификации магматических горных пород со временем
модифицировались, а переход от старых схем к новым почти никогда не удавался быстрым и полным. Поэтому трактовка некоторых
226
)
15
ИТ
Ы
14
ФОНОЛИТЫ
(Ф
ОИ
Д
13
12
ПО
РО
ДЫ
Na2O+K2O, мас.%
терминов (например, «адамеллит», «кварцевый сиенит») не всегда
однозначна, а понятия, от которых давно рекомендовано отказаться
(«диасхистовые породы», «диабаз» и др.), время от времени встречаются в устной речи специалистов и даже в публикациях. Помимо
этого, существуют определенные различия между отечественными и
международными классификациями магматических пород. Ниже
перечислены наиболее существенные из разночтений, касающиеся
названий магматических пород и их групп.
Версии TAS–диаграммы. Последний из изданных к настоящему
времени отечественных вариантов TAS–диаграммы (Петрографический кодекс..., 2009; рис. 2.10) имеет ряд отличий от версии, принятой в международном научном сообществе (рис. 2.3). Отечественная
схема включает большее количество полей и, соответственно, разновидностей пород. Например, на рис. 2.10 предусмотрены отдельные
поля для риодацитов и их умереннощелочных и щелочных аналогов;
среди средних и кислых пород выделен четвертый ряд щелочности
(низкощелочные породы), и т.д.
11
ОВ
ЫЕ
10
ТЕФРИФОНОЛИТЫ
8
ПАНТЕЛЛЕРИТЫ
(ЩЕЛОЧН.
РИОДАЦИТЫ)
ТРАХИТЫ
КОМЕНДИТЫ
(ЩЕЛОЧН.
РИОЛИТЫ)
ЩЕЛОЧНЫЕ
ФОНОТЕФРИТЫ
ФО
ИД
9
ЩЕЛОЧНЫЕ
ТРАХИТЫ
ТРАХИРИОДАЦИТЫ
ТРАХИАНДЕЗИТЫ
ТРАХИ_
РИОЛИТЫ
ТРАХИДАЦИТЫ
УМЕРЕННОЩЕЛОЧНЫЕ
ЩЕЛОЧНЫЕ
БАЗАЛЬТЫ
7
ТРАХИАНДЕЗИБАЗАЛЬТЫ
РИОДАЦИТЫ
РИОЛИТЫ
ДАЦИТЫ
НОРМАЛЬНОЩЕЛОЧНЫЕ
6
ЩЕЛ.
ПИКРОБАЗАЛЬТЫ
5
ТРАХИБАЗАЛЬТЫ
4
2
БАЗАЛЬТЫ
ЩЕЛ.
ПИКРИТЫ
УМ.
ЩЕЛ.
ПИКРИТЫ
1
У/ОСН.
ПИКРОБАЗАЛЬТЫ
Я
Е НИ
РАН РОД
О
ОСТ
С П Р КИ Х П
А
Р
С
С Т И Т ИЧ Е
А
БЛА
А О М А ГМ
НИЦ
ГРА
ОСНОВНЫЕ
ПИКРОБАЗАЛЬТЫ
ПИКРИТЫ
0
35 37
39
41
43 45
Ультраосновные
47
49
51
Основные
53
55
НИЗКОЩЕЛОЧНЫЕ
НИЗКОЩЕЛ.
ДАЦИТЫ
АНДЕЗИ_
БАЗАЛЬТЫ
УМ.
ЩЕЛ.
ПИКРОБАЗАЛЬТЫ
3
НИЗКОЩЕЛ.
РИОЛИТЫ
НИЗКОЩЕЛ.
РИОДАЦИТЫ
АНДЕЗИТЫ
57
59
Средние
61
63
65
67
СО С
69
О
ТА В
71
В
73
75
77
Кислые
SiO2, мас.%
Рис. 2.10. Диаграмма сумма щелочей–кремнезем (TAS) для вулканических
пород (Петрографический кодекс, 2010).
227
Классификация кремнекислых плутонических пород. Ранее в
тексте данной главы отмечалось, что за основу классификации
гранитоидов принято брать не химический, а минеральный состав
пород. Вместе с тем, в традициях советской школы гранитоиды
нередко подразделяются по химическому составу с использованием TAS–диаграммы (Классификация и номенклатура..., 1981).
Каждый из вариантов имеет свои преимущества и недостатки.
Количественное соотношение K-Na полевого шпата и плагиоклаза, визуализированное на рис. 2.5а, дает представление о типе
щелочности, а TAS–диаграмма позволяет оценить уровень общей
щелочности пород. Следует обратить внимание на разночтение
термина «гранодиорит» в разных классификационных схемах. Из
диаграммы кварц-плагиоклаз-калишпат (рис. 2.5а) следует, что
граниты и гранодиориты не имеют принципиальных различий в
кремнекислотности, поскольку характеризуются одинаковыми
содержаниями кварца. Согласно TAS–диаграмме для плутонических пород, гранодиориты содержат меньше SiO2, чем граниты.
Классификация генетических типов вулканитов. У зарубежных коллег к туфам принято относить породы, более чем на 75%
сложенные мелкими частицами (до 2 мм). Более грубообломочные пирокластические породы называются либо lapilli-stone («лапиллиевый камень»), либо агломератами, пирокластическими
брекчиями, туфовыми брекчиями в зависимости от размера обломков (рис. 2.11). В российской же терминологии все указанные
типы принято относить к туфам или, в случае интенсивного спекания витрокластов, к игнимбритам. Преобладающий размер обломков при этом уточняется прилагательным (пепловый, псаммитовый, псефитовый, агломератовый).
Определение термина «туффит». С середины XX в. появилось множество толкований данного термина, зачастую весьма
различных. Отголоски этих толкований продолжают звучать и в
настоящее время. В последнем из официально изданных в РФ
нормативных документов, обращающихся к данному вопросу
(Петрографический кодекс..., 2009), термин «туффит» предложено
использовать
как
синоним
понятия
«осадочновулканокластическая порода», т.е. обломочная порода, в которой
магматический материал составляет от 50 до 90–95% объема, а
остальное приходится на материал ксеногенный – осадочный. Согласно международным источникам, туффиты содержат от 25 до
75% осадочного материала (Igneous Rocks..., 2002).
228
блоки и бомбы
(>64 мм)
пирокластическая
брекчия (блоки)
агломерат (бомбы)
75
75
туфовая брекчия
25
25
лапиллиевый
камень
лапилли
(64-2 мм)
туф или
пепловый туф
лапиллиевый туф
25
75
пепел
(>2 мм)
Рис.2.11. Классификация пирокластических пород по размеру обломков (Igneous Rocks…, 2002).
ЛИТЕРАТУРА К ГЛАВЕ 2
Боуэн Н.Л. Эволюция изверженных пород. М.: ОНТИ НКТП СССР. 1934. 324 с.
Петрографический кодекс России. Магматические, метаморфические, метасоматические, импактные образования. Издание третье, исправленное и дополненное. С-Пб.: ВСЕГЕИ. 2009. 200 с.
Классификация магматических (изверженных) пород и словарь терминов.
Рекомендации Подкомиссии по систематике изверженных пород Международного союза геологических наук. М.: Недра. 1997. 248 с.
A Classification of Igneous Rocks and Glossary of Terms: Recommendations of
theInternational Union of Geological Sciences Subcommission on the Systematics of
IgneousRocks / compiled by R. W. Le Maitre. Oxford: Blackwell. 1989. 193 p.
Best M.G., Christiansen E.H. Igneous Petrology. Blackwell Science. 2001. 458 p.
DePaolo D. J. 1981. Trace element and isotopic effects of combined wallrock assimilation and fractional crystallization // Earth and Planetary Science Letters. V. 53.
P.189–292.
Igneous Rocks: A Classification and Glossary of Terms (Recommendations of the
IUGS Subcommission on the Systematics of Igneous Rocks): Second edition. Edited
by R.W. Le Maitre. N.Y.: Cambridge University Press. 2002. 236 p.
Le Bas M.J. IUGS Reclassification of the high-Mg and picritic volcanic rocks //
Journal of Petrology. 2000. V. 41. N 10. P. 1467–1470.
Глава 3.
ТЕКСТУРЫ И СТРУКТУРЫ МАГМАТИЧЕСКИХ ГОРНЫХ
ПОРОД
В главе рассматриваются важнейшие характеристики породы –
текстура и структура, позволяющие понять условия ее кристаллизации.
Структура магматической породы – это особенности ее строения, обусловленные степенью кристалличности, абсолютным и относительным размером зерен, их формой и степенью идиоморфизма,
а также способом сочетания зерен минералов между собой.
Под текстурой понимают макроскопические особенности сложения горных пород, создаваемые агрегатами минералов (или стекловатых составляющих породы), т.е. текстура отражает способ заполнения пространства агрегатами минералов.
Структура и текстура породы создаются особенностями магмы,
условиями ее кристаллизации и, в меньшей степени, процессами,
происходящими в породе уже после ее отвердевания (возникновение структур распада твердых растворов, различных форм отдельности и т.д.).
Кристаллизация магм, образованных в земной коре или верхней
мантии, начинается еще на стадии подъема к поверхности, а завершается внутри лавовых потоков, даек, плутонов и других магматических тел. По мере охлаждения магмы, в ней увеличивается содержание кристаллов и уменьшается количество расплава вплоть до его
полного исчерпания. При быстром снижении температуры отвердевание может происходить и без образования кристаллов, в таких
случаях возникает вулканическое стекло.
Разнообразие магматических пород во многом зависит от вариации их химического состава. Однако облик породы, ее физические и
реологические свойства, структурно-текстурные признаки и, в конечном счете, название в такой же степени определяются и условиями ее кристаллизации. Например, из магмы кислого состава в зависимости от условий кристаллизации могут образовываться породы с
разными структурами, такие как обсидиан, риолит или гранит, степень внешнего различия которых столь велика, что несведущий наблюдатель едва ли заподозрит их в каком-либо родстве.
3.1. ТЕКСТУРЫ ПЛУТОНИЧЕСКИХ ПОРОД
Плутонические породы обычно обладают плотными текстурами.
Пористые текстуры встречаются крайне редко, они могут возникать
при отделении флюидной фазы в эндоконтактовых участках гранит230
ных массивов. Образующиеся при этом пустоты (миаролы) частично
заполняются поздне- или постмагматическими минералами.
Плотные текстуры характеризуются тесным примыканием кристаллов друг к другу, без пустот между ними и свойственны подавляющему большинству горных пород.
По взаимному расположению кристаллов и их агрегатов текстуры плутонических пород разделяются на массивные и неоднородные
(рис.3.1).
ТЕКСТУРЫ
ПЛУТОНИЧЕСКИХпород
ПОРОД
текстуры
плутонических
массивная
полосчатая
Рис. 3.1. Текстуры плутонических пород.
Массивная текстура характеризуется равномерным, без какой бы
то ни было ориентировки или неоднородности, расположением зерен минералов в любой части породы. Это наиболее характерная
текстура для плутонических пород, образующаяся в условиях спокойной кристаллизации при отсутствии движений.
Неоднородная текстура характеризуется неравномерным распределением составных частей породы в различных ее участках. Эти
участки могут отличаться друг от друга по различным признакам –
минеральному составу, цвету, структуре и т.д. Геометрическая форма неоднородности также бывает различной, можно выделить два
основных ее типа – линейно-плоскостные неоднородности и незакономерные, более хаотично расположенные обособления, часто
имеющие изометрично-округлую форму.
Среди текстур, неоднородность которых имеет линейную или
плоскостную ориентировку, можно выделить:
– полосчатую, выражающуюся в наличии в породе чередующихся слоев разного состава или структуры. Ширина полос может варьировать от мм до десятков см. Образование такой текстуры может
быть связано, например, с кристаллизационной дифференциацией;
– линейную, проявляющуюся в линейно-параллельной ориентировке призматических или столбчатых кристаллов; одним из видов
линейной текстуры является трахитоидная, выражающаяся в субпа231
раллельном расположении в породе таблитчатых или уплощеннопризматических кристаллов полевых шпатов в одной плоскости.
Текстуры с незакономерным, хаотичным чередованием разнородных участков называются такситовыми. К ним относятся пятнистая или шлировая текстуры, характеризующиеся изометричноокруглыми неоднородностями. Такие текстуры могут образовываться при различной степени переработки ксенолитов (захваченных
магмой на разной глубине обломков окружающих пород), изменении физико-химических условий кристаллизации магмы (различием
градиента температур в отдельных участках породы, колебанием
давления, в том числе и давления флюидов, диффузией вещества в
газово-жидкой среде).
3.2. ТЕКСТУРЫ ВУЛКАНИЧЕСКИХ ПОРОД
По способу заполнения пространства текстуры вулканических
пород, так же, как и плутонических, могут быть плотными и пористыми (рис. 3.2), при этом последние встречаются в вулканических
породах гораздо чаще, чем в породах, кристаллизующихся на глубине.
текстуры
плутонических пород
ТЕКСТУРЫ ВУЛКАНИЧЕСКИХ ПОРОД
по степени заполнения пространства
пористая
плотная
по взаимному расположению
составных частей
массивная
неоднородная
по характеру неоднородности
флюидальная
перлитовая
такситовая
Рис. 3.2. Текстуры вулканических пород.
Пористая (пузыристная) текстура (рис. 3.3, 3.4) обусловлена наличием в породе незаполненных полостей, которые ранее были заняты пузырьками газа. Они фиксируют процесс отделения от магмы
летучих компонентов при ее извержении. Количество пор в породе,
их форма и размеры связаны с составом магмы и отчасти флюидной
фазы, а также зависят от приуроченности породы к той или другой
части вулканического тела, иногда значительно отличающейся режимом охлаждения и отделения летучих.
232
При изменении вулканических пород поры в них выполняются
вторичными минералами, и образуется так называемая миндалекаменная текстура (рис. 3.5). Миндалины могут быть сложены
одним минералом (например, хлоритом, карбонатом, кварцем)
(рис. 3.5) или несколькими. В последнем случае миндалины часто
имеют концентрически-зональное строение – стенки пустот выполнены одним минералом, а центральные части – другими.
По взаимному расположению в пространстве различных составных частей плотные текстуры вулканических пород, так же как и
плутонических, подразделяются на массивные и неоднородные.
В породах с массивной текстурой их составные части (фенокристаллы, минералы основной массы, вулканическое стекло) распределены беспорядочно, не обладая какой-либо закономерностью.
Среди неоднородных текстур можно выделить:
– флюидальную (рис. 3.6), характеризующаяся тончайшим переслаиванием разноокрашенных полос (микропотоков) вулканического стекла. Микрополосчатость обычно вытянута в направлении движения лавы, обтекает вкрапленники, часто смята в мельчайшие
складки. Флюидальность возникает при продвижении относительно
вязкой застывающей лавы и наиболее характерна для кислых эффузивов;
– такситовую (рис.3.3), также как и в плутонических породах,
характеризующуюся неправильным, случайным чередованием разнородных участков часто округлой формы;
Рис. 3.3. Пористая текстура в базальте (темный), содержащем включение перидотита (светло-зеленое).
Размер фотографии в поперечнике около 10 см.
http://www.geologyclass.org
233
– перлитовую (рис.3.7), являющуюся особым видом неоднородной
текстуры, свойственной кислым стекловатым вулканическим породам.
Отличается присутствием концентрических округлых или овальных
трещин, иногда настолько совершенных, что макроскопически породы
кажутся агрегатом небольших ядрышек вроде жемчуга (отсюда название
текстуры), состоящих из многих луковицеподобных оболочек. В других
случаях диаметр «перлов» так невелик, что они фиксируются лишь при
микроскопическом изучении породы. Такие трещины образуются в гомогенном остывающем расплаве благодаря сжатию при охлаждении.
Рис. 3.4. Пористая текстура в базальте. Пустоты имеют
округлую форму, вкрапленники минералов – угловатую.
Фотография шлифа при одном николе. Поперечник поля
зрения 5 мм.
Рис. 3.5. Миндалекаменная текстура риолита. Миндалины сложены хлоритом.
234
Рис. 3.6. Флюидальная
текстура риолита. Микропотоки вязкого кислого расплава обтекают
вкрапленник плагиоклаза. При одном николе.
Поперечник поля зрения
7 мм. Зарисовка шлифа.
а)
б)
Рис. 3.7. Перлитовая текстура в вулканическом стекле кислого состава. Поперечник поля зрения около 5 мм: а – при одном николе; б – в скрещенных
николях. Фото М.А. Богомолова.
3.3. СТРУКТУРЫ МАГМАТИЧЕСКИХ ПОРОД
Рассмотрим основные разновидности структур магматических
пород, представленные на блок-диаграмме (рис. 3.8).
По степени кристалличности различают следующие структуры:
– полнокристаллическая – порода состоит только из кристаллов,
вулканическое стекло отсутствует. Полнокристаллические структу235
ры характерны для плутонических пород, образующихся на разных
глубинах при длительной кристаллизации магмы в земной коре;
– неполнокристаллическая – в породе наряду с кристаллами присутствует вулканическое стекло. Предельным случаем является
стекловатая структура, когда порода полностью состоит из вулканического стекла. Неполнокристаллические структуры присущи
вулканическим породам, возникающим при излиянии вулканического расплава на поверхность.
СТРУКТУРЫ МАГМАТИЧЕСКИХ ПОРОД
по степени кристалличности
полнокристаллическая
неполнокристаллическая
по наличию
вкрапленников
по относительному размеру зерен
по степени
идиоморфизма
зерен
по абслютному
размеру зерен
по характеру
срастания зерен
вторичные
пе р титова я
ми р мекитова я
антипе ртитова я
пегматитовая
венцова я
панидиоморфная
панидиоморфнозернистая
паналлотриоморная
скрытозернистая (< 0,1 мм)
гипидиоморфная
гипидиоморфнозернистая
мелкозернистая (0,1 - 1 мм)
среднезернистая (1 - 5 мм)
крупнозернистая (5 - 20 мм)
гигантоозернистая (> 20 мм)
первичные
Рис. 3.8. Основные разновидности структур магматических пород.
3.3.1. Структуры плутонических (полнокристаллических)
пород
По абсолютному размеру зерен выделяются структуры:
– гигантозернистая (размер зерен > 20 мм);
– крупнозернистая (5–20 мм);
– среднезернистая (1–5 мм);
– мелкозернистая (0.1–1.0 мм);
– скрытозернистая(< 0.1 мм).
В целом, размер зерен, слагающих горные породы, свидетельствует о скорости охлаждения магмы: чем медленнее охлаждение, тем
крупнее кристаллы минералов.
По относительному размеру зерен структуры принято разделять
на следующие группы:
– равномернозернистые (зерна минералов близки по размеру);
– неравномернозернистые (зерна минералов отличаются по размеру более чем в два раза).
236
При наличии в породе кристаллов-вкрапленников (фенокристаллов) отчетливо выделяющихся на фоне мелко- или
среднезернистой основной массы (матрикса) структура носит
название порфировидной. В случае если основная масса
стекловатая
или
микролитовая
(скрытокристаллическая)
структура породы называется порфировой. Наличие в породе
порфировидных и порфировых структур обычно свидетельствует
о разных фазах охлаждения магмы: вкрапленники образуются при
малых скоростях охлаждения в относительно глубинных
условиях, матрикс – при высоких или даже очень высоких – в
близповерхностных
или
поверхностных
условиях.
Порфировидные структуры характерны для жильных и
гипабиссальных пород, порфировые – для вулканических
эффузивных и гипабиссальных.
По степени идиоморфизма зерен выделяются следующие основные разновидности структур.
Панидиоморфнозернистая структура обусловлена идиоморфными очертаниями большинства минералов, входящих в состав горной породы. Встречается редко.
Паналлотриоморфнозернистая структура характеризуется
тем, что все слагающие породу минералы имеют ксеноморфные
очертания. Такие структуры встречаются в полиминеральных
породах и образуются при одновременной кристаллизации
минералов. К разновидностям паналлотриоморфнозернистых
структур относятся аплитовая (рис. 3.9) и габбровая (рис. 3.10).
Гипидиоморфнозернистая
структура
характеризуется
различной степенью идиоморфизма минералов, входящих в
состав породы, и является наиболее распространенной для
магматических пород (рис. 3.11).
Среди гипидиоморфнозернистых структур выделяются следующие главные разновидности.
Офитовая структура – характеризуется резким идиоморфизмом плагиоклаза по отношению к фемическим минералам. Плагиоклазы
хаотично
ориентированы,
образуют
удлиненнопризматические (лейсты) и призматические зерна, а ксеноморфные зерна темноцветных минералов занимают замкнутые
угловатые промежутки между ними (рис. 3.12). Мелкозернистая
офитовая структура носит название долеритововй (рис. 3.13).
Офитовая структура свойственна основным породам, формирующимся в условиях быстрого остывания (малые интрузии, зоны
эндоконтактов, субвулканические тела, внутренние части мощных
лавовых потоков).
Гипидиоморфная гранитовая структура характерна для
пород, содержащих кварц. Степень идиоморфизма плагиоклаза,
237
как правило, выше, чем у кварца и калиевого полевого шпата
(рис. 3.14).
Гипидиоморфная агпаитовая структура распространена в
некоторых щелочных породах и характеризуется идиоморфизмом
нефелина и калиевого полевого шпата по отношению к щелочным
фемическим минералам (рис. 3.15).
Рис. 3.9. Паналлотриоморфнозернистая, аплитовая структура жильного
микрогранита.
Мелкозернистая порода
состоит
из
ксеноморфных зерен плагиоклаза, калиевого полевого шпата и кварца. Николи скрещены. Поперечник поля зрения – 12 мм.
Qtz
Kfs
Ms
Pl
Pl
238
Рис. 3.10. Паналлотриоморфнозернистая,
габбровая структура
оливинового габбро.
Зерна
плагиоклаза,
оливина и клинопироксена изометричные, короткопризматические и ксеноморфные.
Николи
скрещены.
Диаметр
поля зрения – 7 мм.
Зарисовка шлифа.
Cpx
Pl
Рис. 3.11. Гипидиоморфнозернистая структура
габбро. Кристаллы плагиоклаза – идиоморфные и
субидиоморфные, зерна пироксена – ксеноморфные. Николи скрещены. Поперечник поля зрения 7 мм.
Фото М.А. Богомолова.
Pl
Cpx
Cpx
Рис. 3.12. Гипидиоморфнозернистая, офитовая
структура габбро. В промежутках между идиоморфными вытянутыми зернами плагиоклаза
располагаются
зерна пироксена и оливина.
Николи скрещены. Поперечник поля зрения 7 мм.
Фото М.А. Богомолова.
239
Px
Рис. 3.13. Гипидиоморфнозернистая, долеритовая структура основной массы оливинового долерита. Оливин
порфировидобразует
ные вкрапленники. Николи скрещены. Диаметр
поля зрения – 3 мм. Зарисовка шлифа.
Pl
Kfs
Qtz
Ms
Pl
Kfs
Pl
Qtz
Pl
Qtz
Kfs
Pl
Qtz
240
Рис. 3.14. Гипидиоморфнозернистая гранитовая структура мусковитового гранодиорита.
Идиоморфизм
зерен
плагиоклаза выше, чем
зерен кварца и калиевого
полевого шпата. Николи
скрещены. Диаметр поля
зрения 7 мм. Зарисовка
шлифа.
Ne
Ne
Ne
Aeg
Aeg
Рис. 3.15. Гипидиоморфнозернистая, агпаитовая
структура ийолита. Идиоморфные
и субидиоморфные
кристаллы
нефелина цементируются ксеноморфным эгирином. Фото при
одном
николе.
Поперечник поля
зрения 7 мм. Фото М.А. Богомолова.
Гипидиоморфная сидеронитовая структура встречается в ультрамафитовых и основных породах, богатых рудным минералом. Для
нее отмечается идиоморфизм силикатов относительно рудных минералов, которые в виде цемента заполняют промежутки между первыми (рис. 3.16).
Ti-Mag
Cpx
Cpx
Рис. 3.16. Гипидиоморфнозернистая, сидеронитовая
структура
клинопироксенита. Рудный минерал резко ксеноморфен по отношению к клинопироксену и
выполняет
неправильные промежутки между
его
зернами. Николи
скрещены. Диаметр поля
зрения 5 мм. Зарисовка
шлифа.
Включения одних минералов, как правило более идиоморфных, в
другиx характеризует пойкилитовую структуру (рис. 3.17, 3.18).
241
Наиболее распространенными разновидностями пойкилитовой
структуры являются пойкилоофитовая (включения плагиоклаза в
пироксене) (рис. 3.17) и монцонитовая (включения плагиоклаза в
калиевом полевом шпате) (рис. 3.18).
Pl
Cpx
Ol
Cpx
Рис. 3.17. Гипидиоморфнозернистая, пойкилоофитовая
структура долерита. Мелкие длиннопризматические
зерна плагиоклаза включены в крупное зерно пироксена.
Николи скрещены. Поперечник поля зрения – 3 мм. Фото М.А. Богомолова.
По характеру срастания зерен также можно выделить ряд
структур магматических пород.
Эти структуры могут быть первичными, сформированными в
процессе кристаллизации расплава (пегматитовая или графическая,
венцовая), а также вторичными, возникшими в результате постмагматических процессов (мирмекиты, пертиты замещения, пертиты,
антипертиты и др.).
Пегматитовая (графическая) структура (рис. 3.19) характеризуется тесным взаимным прорастанием кварца и калиевого полевого
шпата, возникающим при одновременной кристаллизации обоих
минералов. Микропегматитовая структура называется гранофировой
(рис. 3.20). Она часто встречается в основной массе жильных и гипабиссальных гранитоидов.
Венцовая структура отличается развитием магматических реакционных каемок одних минералов вокруг зерен других минералов
(рис. 3.21).
К вторичным структурам, характеризующимся взаимным прорастанием и срастанием минералов, относятся, например, пертиты,
антипертиты, мирмекиты и др.
242
Kfs
Рис. 3.18. Гипидиоморфнозернистая, пойкилитовая
монцонитовая структура кварцевого сиенита. Призматические зерна плагиоклаза включены в крупное
зерно калиевого полевого шпата. Николи скрещены.
Поперечник поля зрения около 5 мм. Фото М.А. Богомолова.
Qtz
Kfs
Kfs
Qtz
Рис. 3.19. Пегматитовая, графическая структура гранитного пегматита, характеризующаяся закономерным прорастанием кварца и калиевого полевого шпата. Николи
скрещены. Поперечник поля зрения около 0.5 мм. Фото
М.А. Богомолова.
243
Qtz
Qtz
Qtz
Рис. 3.20. Микропегматитовая, гранофировая структура гранита. Прорастания кварца и калиевого полевого
шпата вокруг зерен плагиоклаза. Николи скрещены.
Поперечник поля зрения около 0.5 мм. Фото М.А. Богомолова.
Cpx
Pl
серпентинизированный Ol
Рис. 3.21. Венцовая структура в троктолите. Кайма
клинопироксена вокруг зерна оливина. Николи скрещены. Поперечник поля зрения 3 мм. Фото М.А. Богомолова.
244
Пертиты – закономерные вростки альбита в калиевом полевом
шпате, представляющие собой продукты замещения или распада
(рис. 3.22, 3.23).
Антипертиты – закономерные, ориентированные по определенным кристаллографическим направлениям вростки калиевого полевого
шпата в плагиоклазе, представляющие собой продукты замещения.
соссюритизированный Pl
пертиты
замещения
(Ab)
Kfs
Kfs Pl
Рис. 3.22. Пертиты замещения
в
щелочнополевошпатовом граните – субпараллельные, ветвящиеся, ленточные, прерывистые
вростки альбита в калиевом полевом шпате.
Николи
скрещены.
Диаметр поля зрения 7
мм. Зарисовка шлифа.
Qtz
пертиты замещения (Ab)
Мирмекиты – закономерные вростки кварца в кислом плагиоклазе (рис. 3.23).
Bt
Qtz
Ab
Pl
Kfs
Рис. 3.23. Пертиты распада и мирмекиты в
гранитоиде. Пертиты
распада представлены
мельчайшими закономерно ориентированными линзообразными
вростками альбита в
калиевом полевом шпате. Мирмекиты – червеобразные
вростки
кварца в альбите. Николи скрещены. Диаметр поля зрения 5 мм.
Зарисовка шлифа.
пертиты распада
245
3.3.2. Структуры вулканических (неполнокристаллических) пород
Для вулканических пород характерны скрытокристаллические
(скрытозернистые), неполнокристаллические и стекловатые структуры. При наличии в основной стекловатой или микролитовой массе
кристаллов-вкрапленников (фенокристаллов) общая структура эффузивной породы называется порфировой. Разновидностью порфировой структуры является сериально-порфировая, в которой размер
вкрапленников варьирует, и могут быть почти все переходы по величине – от крупных фенокристаллов к зернам основной массы, а
также гломеропорфировая, при которой вкрапленники образуют
сростки или скопления (рис. 3.24–3.28). При отсутствии вкрапленников структура эффузива называется афировой (рис. 3.29–3.30).
В основной массе эффузивных пород могут присутствовать либо
микролиты (мелкие кристаллы размерами менее 0.05 мм), либо микролиты и вулканическое стекло, либо только вулканическое стекло,
иногда с недоразвитыми эмбриональными кристаллами субмикронного размера, оптические свойства которых нельзя определить.
Различие свойств и, в первую очередь, вязкости лав разного состава приводит к большой разнице в строении их основной массы,
поэтому более детальное описание структур основной массы удобно
проводить, разделив породы на несколько групп со сходными свойствами – породы основного и среднего состава (базальты и андезиты), кислого состава (дациты и риолиты) и субщелочные породы
(трахиты).
По соотношению вулканического стекла и микролитов в породах
основного и среднего состава различают следующие структуры основной массы:
– стекловатая (синонимы гиалиновая, витрофировая) – основная масса состоит из вулканического стекла, в котором могут
присутствовать редкие микролиты, количество которых не превышает ¼ объема основной массы (рис. 3.24);
– гиалопилитовая – стекло и микролиты присутствуют в основной массе примерно в равных количествах, микролиты располагаются беспорядочно и в основном не соприкасаются друг с другом (рис.
3.25, 3.29);
– интерсертальная – в основной массе резко преобладают микролиты, вулканическое стекло занимает небольшие промежутки
(интерстиции) между ними (рис. 3.30);
– микролитовая – основная масса состоит из беспорядочно расположенных микролитов, возможно присутствие небольшого количества стекла;
– пилотакситовая – микролиты плагиоклаза ориентированы параллельно или субпараллельно вдоль линий течения, и заметно об246
текание ими вкрапленников (рис. 3.26). Возможно небольшое количество стекла. Такая структура основной массы особенно характерна
для андезитов.
Все вышеперечисленные структуры основной массы связаны между собой постепенными переходами, т.е. границы между ними
имеют довольно условный характер.
Основная масса эффузивов кислого состава (дацитов и риолитов)
обычно почти не содержит кристаллов вследствие высокой вязкости
расплава, застывающего быстрее, чем успевают вырасти микролиты.
Если вулканическое стекло в эффузивной породе претерпело
процессы девитрификации – вторичной кристаллизации под действием тех или иных процессов (син. расстеклование, раскристаллизация) – к названию структуры для обозначения ее происхождения
путем изменения исходной структуры добавляется приставка апо(греч. из, на), например, апостекловатая структура.
Для основной массы кислых и средних эффузивов характерны
следующие структуры:
– стекловатая (син. гиалиновая, витрофировая) – основная
масса состоит из вулканического стекла, в котором могут присутствовать редкие кристаллиты. Типичным примером породы, обладающей такой структурой, является обсидиан – кислое вулканическое
стекло, в котором обычно присутствуют только кристаллиты субмикронного размера;
– фельзитовая – микрокристаллическая структура основной массы, состоящая из мельчайших, тесно сросшихся между собой кристаллов кварца и полевого шпата, определяющихся с трудом. Обратим внимание на трудности в установлении природы фельзитовой
структуры: образовалась ли она в процессе застывания расплава (т.е.
структура первичная) или после затвердевания породы при раскристаллизации вулканического стекла (т.е. структура вторичная). Однако вероятно, эта структура чаще имеет вторичный генезис, так как
кислое стекло легко девитрифицируется. (рис. 3.27);
– сферолитовая – в основной массе присутствуют радиальнолучистые образования, сложенные кварцем и полевыми шпатами,
между которыми может располагаться вулканическое стекло или
фельзитовая масса. Обычно сферолиты встречаются в виде участков
на фоне фельзитовой структуры, иногда составляя большую часть
основной массы (рис. 3.31). Сферолитовая структура, так же как и
фельзитовая, может быть первичной (кристаллизация сферолитов из
расплава), и вторичной (раскристаллизация кислого стекла).
Для субщелочных эффузивов (трахитов) наиболее характерны
трахитовая и ортофировая структуры основной массы, количество
вулканического стекла в которых крайне незначительно. Эти структуры различаются формой и расположением микролитов щелочного
полевого шпата: в трахитовой структуре они узкопризматические,
247
располагающиеся субпараллельно друг другу (рис. 3.28), а в ортофировой – широкопризматические и квадратные.
микролиты Pl (белое)
стекло (черное)
Ol
Pl
Pl
микролиты Pl (белое)
стекло (черное)
248
Рис. 3.24. Сериальнопорфировая структура оливинового базальта. Вкрапленники
представлены крупным
фенокристом
оливина I генерации и
более мелкими зернами плагиоклаза и
пироксена
поздних
генераций. Структура
основной
(цементирующей) массы
стекловатая. Николи
скрещены. Поперечник
поля зрения – 7 мм.
Зарисовка шлифа.
Рис. 3.25. Сериальнопорфировая структура клинопироксенового базальта. Вкрапленники представлены более крупными
зернами клинопироксена ранней генерации и кристаллами
плагиоклаза разных
генераций, размер которых варьирует по
величине. Структура
основной (цементирующей) массы гиалопилитовая. Николи
скрещены. Поперечник
поля зрения – 7 мм.
Зарисовка шлифа.
микролиты Pl
(белое)
стекло (черное)
Pl
Hbl
Рис. 3.26. Порфировая
структура андезита с
редкими вкрапленниками плагиоклаза и кальциевого
амфибола.
Структура
основной
массы – пилотакситовая. Николи скрещены.
Поперечник поля зрения –
7 мм. Зарисовка шлифа.
Kfs
Pl
Qtz
Kfs
Рис. 3.27. Гломеропорфировая структура риолита.
Вкрапленники
калиевого
полевого
шпата, кварца и плагиоклаза образуют гломеропорфировый сросток.
Структура
основной
массы – фельзитовая.
Николи скрещены. Поперечник поля зрения –
7 мм. Зарисовка шлифа.
249
микролиты
Kfs
Kfs
Bt
Pl
вулканическое стекло
250
Рис. 3.28. Порфировая
структура
трахита.
Структура
основной
массы – трахитовая.
Николи скрещены. Поперечник поля зрения –
7 мм. Зарисовка шлифа.
Рис. 3.29. Афировая,
гиалопилитовая структура андезита. Порода
состоит из микролитов
плагиоклаза и стекла.
Николи скрещены. Поперечник поля зрения –
7 мм. Зарисовка шлифа.
микролиты Pl
(белое)
стекло
(черное)
Cpx
Рис. 3.30. Афировая,
интерсертальная структура базальта. Порода
состоит из микролитов
плагиоклаза и стекла.
Николи скрещены. Поперечник поля зрения –
5мм. Зарисовка шлифа.
Рис. 3.31. Сферолитовая
структура риолита. Сферолиты состоят из нитевидных кристаллов калиевого полевого шпата и кварца и погружены
в фельзитовую основную
массу.
Николи
скрещены. Поперечник
поля зрения – 7 мм. Зарисовка шлифа.
251
3.4. ВЛИЯНИЕ УСЛОВИЙ
КРИСТАЛЛИЗАЦИИ НА
СТРУКТУРУ МАГМАТИЧЕСКИХ ПОРОД
Факторы, влияющие на процесс кристаллизации магм, можно
условно разделить на термодинамические и кинетические.
Классическая термодинамика описывает движущие силы и параметры протекания процесса кристаллизации в «идеальных»
условиях, т.е. при постоянно сохраняющемся равновесии в системе. Так, для каждой магматической системы при помощи термодинамики можно определить равновесный порядок кристаллизации минералов из расплава, температуру начала и окончания этого процесса, изменение состава расплава по мере его
кристаллизации и т.д. Однако в природе во многих случаях
внешние условия, например, температура и давление, изменяются слишком быстро, и система не успевает прийти в состояние
полного равновесия. В результате процессы внутри системы
происходят при параметрах, отличающихся от равновесных, во
многих случаях не доходят до своего завершения или даже полностью блокируются из-за влияния кинетических факторов.
Всем известным примером подобных метастабильных состояний является нахождение на поверхности Земли глубинных минералов, образующихся при высоких температурах и давлениях,
например, алмаза, для которого стабильным состоянием в поверхностных условиях был бы графит. То есть, в классической
термодинамике не учитывается время, за которое произойдут
изменения, хотя часто как раз этот кинетический фактор определяет наблюдаемый результат процесса.
При кристаллизации магматических расплавов также именно
кинетические факторы оказывают решающее влияние на структуру и текстуру образующихся пород. Так, большинство вариаций структур магматических пород можно объяснить соотношением скоростей двух последовательных кинетических процессов, через которые проходит каждое кристаллизующееся зерно –
нуклеации (зародышеобразования) и последующего роста кристалла. Рассмотрим подробнее каждый из них, а также факторы,
влияющие на скорости их протекания.
Зародыши кристаллов имеют диаметр от десятков до первых
сотен ангстрем. Поэтому значительный вклад в свободную энергию зародыша вносит поверхностная энергия, влияние которой
возрастает по мере уменьшения его диаметра. Многочисленные
исследования процесса нуклеации позволяют выделить некоторые основные закономерности этого явления:
– кристаллизация всегда начинается при температуре более
низкой, чем равновесная, т.е. для самопроизвольной нуклеации
252
кристаллической фазы необходима некоторая степень переохлаждения расплава;
– при переохлаждении расплава нуклеация находится под
влиянием двух противоположных факторов: движущей силой
процесса является термодинамический фактор – разница свободной энергии расплава и кристаллической фазы, которая возрастает по мере понижения температуры расплава; однако этому
процессу препятствует кинетический фактор – вязкость расплава, экспоненциальное увеличение которой при снижении температуры, приводит к уменьшению подвижности атомов в расплаве и, следовательно, препятствует образованию зародышей. Поэтому при нарастающем переохлаждении расплава скорость
нуклеации сначала возрастает, достигая максимума, а затем
уменьшается почти до нуля при переохлаждении на несколько
сотен градусов (рис. 3.32);
– скорость нуклеации минералов пропорциональна квадрату
энтропии плавления минерала, ∆Sm2 . Энтропия плавления (а
значит и скорость нуклеации) последовательно возрастает в ряду
калиевый полевой шпат–альбит–анортит–пироксены–оливин–
оксиды железа и титана.
После образования зародышей кристаллов начинается стадия
их роста. Роль поверхностной энергии на этой стадии уже не
столь существенна, все прочие основные факторы остаются теми
же – при понижении температуры рост зерен стимулируется
увеличением разницы свободной энергии кристаллов и расплава
и замедляется вследствие повышения вязкости расплава. Поэтому график зависимости скорости роста кристаллов от степени
переохлаждения расплава (рис. 3.32) также проходит через максимум, после которого влияние возрастающей вязкости начинает
преобладать, и рост кристалла замедляется вплоть до нуля при
переохлаждении на сотни градусов.
Обратим внимание, что графики зависимости скоростей нуклеации и роста кристаллов от температуры расплава не совпадают (рис. 3.32) – наибольшие скорости роста приходятся на более высокие температуры, чем скорости нуклеации, разница между ними составляет первые десятки градусов. Вследствие этого
возникает несколько различных режимов кристаллизации в зависимости от степени переохлаждения расплава:
– небольшое переохлаждение (температура Та на рис. 3.32),
возникающее при низкой скорости охлаждения магмы, что характерно для кристаллизации внутренних частей интрузивных
массивов и вкрапленников вулканических пород. В этом случае
в результате медленной нуклеации и высокой скорости роста
образуется небольшое количество крупных кристаллов, форми-
253
руя полнокристаллические структуры интрузивных пород или
порфировые вкрапленники вулканических пород;
– средняя степень переохлаждения (температура Тb на рис. 3.32),
характерная для средних и высоких скоростей охлаждения магмы в краевых частях интрузивных массивов, жильных и вулканических пород. При таких условиях возрастает количество зародышей и снижается скорость их роста, благодаря чему образуется множество мелких кристаллов, слагающих тонко/мелкозернистые полнокристаллические структуры и основную массу вулканических пород;
– высокая степень переохлаждения (температура Тс на рис. 3.32),
возникающая при стремительном охлаждении магмы на поверхности лавовых потоков и при излиянии лавы в воду или лед,
приводит к образованию стекла, т.к. скорости нуклеации и роста
кристаллов близки к нулю.
Тс
Тb
Тa
Точка плавления
рост
Скорость
нуклеация
Температура
Рис. 3.32. Схематическое изображение скоростей
нуклеации и роста кристаллов в зависимости от степени переохлаждения расплава (Best, 2003).
254
Таким образом, структура магматической породы зависит от
степени переохлаждения застывающего расплава, которая в
свою очередь определяется скоростью охлаждения магмы –
наиболее существенным фактором процесса кристаллизации.
Как известно, скорость охлаждения магмы может варьировать в
очень широких пределах – от сотен градусов в сутки на поверхности лавовых потоков до нескольких градусов в тысячелетие в
центрах крупных интрузивных массивов. Очевидно, что скорость охлаждения определяется мощностью или размером остывающего магматического тела, а также глубиной его формирования – увеличение обоих этих параметров приводит к уменьшению скорости остывания и образованию более раскристаллизованных пород.
Несколько меньшее, но также существенное влияние на
структурно-текстурные особенности породы оказывает вязкость
магматического расплава. Влияние этого фактора на скорости
нуклеации и роста кристаллов было рассмотрено выше. Однако
помимо температуры, вязкость магматического расплава зависит
от содержания в нем кремнекислоты и растворенных летучих
компонентов. Повышение содержания SiO2 приводит к увеличению вязкости расплава, а летучих компонентов – напротив, к ее
снижению. Поэтому для кислых дегазированных лав характерно
застывание в виде стекла, одним из видов которого является
всем известный обсидиан, а количество стекла в продуктах кристаллизации основных базальтовых лав при тех же скоростях
охлаждения не превышает первых процентов. Снижение вязкости расплава благодаря высокому содержанию в нем флюидной
фазы, вероятно, является одной из причин образования крупных
кристаллов в пегматитах.
Влияние растворенной флюидной фазы на процессы кристаллизации отражено на рис. 3.33, показывающем зависимость скорости роста кристаллов плагиоклаза от степени переохлаждения
расплава при различном содержании в нем воды. При этом снижение скорости роста после Tmax в сухом расплаве происходит
много быстрее, чем в маловязком водном расплаве с высокой
степенью деполимеризации.
Переохлаждение расплава влияет также и на форму кристаллизующихся зерен минералов. Тенденция изменения формы зерен в зависимости от степени переохлаждения расплава сходна
для всех минералов. Рассмотрим ее на примере плагиоклаза
(рис. 3.34). При небольших переохлаждениях (порядка 10о) и
скоростях остывания (менее нескольких градусов в час) кристаллы плагиоклаза имеют таблитчатые очертания, характерные
для медленно остывающих абиссальных интрузивных пород и
вкрапленников в эффузивных породах.
255
равновесная температура
в An30+H2O начала кристаллизации
а
л
п
рас
1100oC
–5
1388oC
в
распла
An 30
Log скорости роста, см/сек
–3
–7
700
900
Тmax
1100
1500
1300
Тmax
Температура, oC
Рис. 3.33. Зависимость скорости роста кристаллов
плагиоклаза от степени переохлаждения расплава по
экспериментальным данным (Lasaga, 1998).
1300
степень
переохлаждения
Температура, оС
1100
900
ид
кв
ли
тые
итча
табл
е
етны
скел
е
о
т вы
дри
ден
е
товы
роли
сфе
ус
o
с
ду
ли
о
с
РАСПЛАВ + Н2О
nx10 C
o
nx100 C
700
КРИСТАЛЛЫ
500
0
NaAlSi3O8
20
40
60
Вес.%
80
100
CaAl2Si2O8
Рис. 3.34. Зависимость формы кристаллов плагиоклаза от степени переохлаждения кристаллизующегося расплава по экспериментальным данным (Lofgren, 1980).
256
При переохлаждениях порядка 100оС и скоростях остывания в
десятки градусов в час образуются футляровидные и скелетные кристаллы, встречающиеся в основной массе эффузивных пород. При
еще больших степенях переохлаждения образуются ветвящиеся дендритовидные кристаллы, а при скоростях остывания в сотни градусов в час и падении температуры ниже солидуса формируются сферолиты – шаровидные скопления радиально сросшихся нитевидных
кристаллов, встречающиеся в быстро остывающих подводных базальтовых пиллоу-лавах.
Заметное влияние на размер и форму зерен в магматических породах так же оказывают явления, происходящие в них уже после
кристаллизации – частичное растворение (резорбция) кристаллов и
вторичное переуравновешивание межзерновых границ. Резорбция
ранее выделившихся кристаллов может происходить при смешении
магм, изменении интенсивных параметров системы, ассимиляции
магмой вмещающих пород. Вторичное переуравновешивание межзерновых границ характерно для медленно остывающих тел непосредственно после завершения кристаллизации, пока температуры
еще достаточно высоки для эффективной диффузии по границам
зерен. Так проявляется стремление системы к снижению свободной
энергии за счет сокращения поверхностной энергии. Этот процесс
изучен экспериментально на примере магм базальтового и гранитного составов.
В заключении этого раздела хотелось бы обратить внимание на
то, что еще недавно казавшийся незыблемым критерий установления
порядка кристаллизации минералов на основе относительного идиоморфизма контактирующих зерен может не выполняться. В самом
деле, экспериментальные исследования показали, что минерал с более правильными кристаллографическими очертаниями вовсе не
обязательно кристаллизовался раньше другого, форму которого он
нарушает. Эти минералы могли начать кристаллизоваться одновременно или даже в обратном порядке, а их взаимоотношения просто
отражают разные скорости роста. Например, офитовая структура с
явно выраженным идиоморфизмом плагиоклаза по отношению к
клинопироксену изначально воспринималась петрографами как явное отражение более ранней кристаллизации плагиоклаза, однако
это не так – порядок кристаллизации этих минералов может быть
различным (рис. 3.35). Для возникновения этой структуры необходимы лишь два условия, возникающие при определенной степени
переохлаждения расплава:
1) большее число центров кристаллизации плагиоклаза, чем клинопироксена;
2) скорость роста торцевых граней плагиоклаза существенно превышающая скорость роста его продольных граней.
257
ранняя стадия
а)
последующая стадия
Срx
Pl
расплав
Срx
появление нескольких
зародышей Срx
Срx
продолжение
кристаллизации Срx,
обильная нуклеация Pl
итоговая стадия
б)
Срx
Pl
расплав
Pl
Срx
Pl
Pl
Срx
Срx
появление нескольких
продолжение совместной
зародышей Срx и
кристаллизации Срx и Pl
многочисленных зародышей Pl
офитовая текстура
в)
расплав
расплав
Pl
Pl
Срx
появление многочисленных
зародышей Pl
продолжение
кристаллизации Pl,
появление нескольких
зародышей Срx
Рис. 3.35. Различные способы образования офитовой структуры.
ЛИТЕРАТУРА К ГЛАВЕ 3
Емельяненко П.Ф., Яковлева Е.Б. Петрография магматических пород. М.: МГУ.
1985. 250 с.
Best M.G. Igneous and metamorphic petrology. Second edition. Blackwell Publishing. 2003. 730p.p.
Bottinga Y., Kudo A., Weill D.F. Some observations on oscillatory zoning and
crystallization of magmatic plagioklaze // Am.Mineral. 1966. V. 51. P. 792–806.
Lasaga A.C. Kinetic theory in earth sciences. Princeton: Princeton University
Press. 1998. 824 р.p.
Lofgren G. Experimental studies on dynamic crystallization of silicate melts. In:
Hargraves R.B. ed. Physics of magmatic processes. Princeton: Princeton University.
1980. P. 487–551.
Means W.D., Park Y. New experimental approach to understanding igneous texture // Geology. 1994. V. 22. P. 323–326.
Глава 4.
МАГМАТИЧЕСКИЕ УЛЬТРАОСНОВНЫЕ ГОРНЫЕ ПОРОДЫ НОРМАЛЬНОЙ ЩЕЛОЧНОСТИ
К ультраосновным магматическим породам нормальной щелочности относятся плутонические и вулканические породы, содержание кремнезема в которых не превосходит 45 мас.%. Нередко для
ультраосновных пород применяют термин гипербазиты (от греч.
hyper – сверх, чрезмерно; т.е. породы «чрезмерно» основного состава) или перидотиты (название «перидотит» происходит от французского слова «peridot», обозначающего ювелирную разновидность
оливина). Также ультраосновные породы характеризуются содержанием MgO более 12 мас.%. Главными породообразующими минералами ультраосновных пород нормальной щелочности являются оливин, ортопироксен и клинопироксен. Кроме этого, в ультраосновных
породах могут присутствовать кальциевый плагиоклаз, гранат, шпинель, хромшпинелиды, титаномагнетит, а также водные минералы –
флогопит и амфиболы – паргасит, эденит, керсутит.
4.1. КЛАССИФИКАЦИЯ УЛЬТРАОСНОВНЫХ ИНТРУЗИВНЫХ ПОРОД НА ОСНОВЕ КОЛИЧЕСТВЕННЫХ СООТНОШЕНИЙ ПОРОДООБРАЗУЮЩИХ МИНЕРАЛОВ
Все ультраосновные породы являются ультрамафическими, поскольку состоят на >90 % из темноцветных минералов, главным образом, оливина и пироксенов. Относительные количества этих минералов положены в основу классификации ультрамафитов (рис. 4.1а).
В группу перидотитов входят породы с содержанием оливина более
40 %. Наибольшим содержанием оливина обладают дуниты. Название, предложенное австрийским геологом Ф. фон Хохстеттером в
1859 г., происходит от горы Дун в Новой Зеландии, классического
массива дунитов. Перидотиты с содержанием оливина от 40 до 90 %
подразделяются на гарцбургиты (с преобладанием ортопироксена),
лерцолиты (с примерно равными количествами орто- и клинопироксенов) и верлиты (с преобладанием кальциевых клинопироксенов).
Породы, содержащие более 60 % пироксенов и менее 40 % оливина, образуют группу пироксенитов (рис. 4.1а). Среди пород этой
группы наименьшим количеством оливина (менее 5%) обладают ортопироксениты, вебстериты и клинопироксениты. Породы, содержащие от 5 до 40 % оливина, носят название оливиновых пироксенитов. Являясь ультрамафическими, пироксениты формально не
относятся к ультраосновным породам, так как преобладание пироксенов в них обуславливает содержание SiO2 более 45 мас.%,
259
а)
дунит,
оливинит
Ol
90
90
ПЕРИДОТИТЫ
гарцбургит
верлит
лерцолит
40
оливиновый
ортопироксенит
40 оливиновый
клинопироксенит
оливиновый вебстерит
Opx
дунит,
оливинит
пироксеновый
перидотит
40
оливиновый
пироксенит
Px
Cpx
вебстерит
клинопироксенит
ортопироксенит
б)
ПИРОКСЕНИТЫ
Ol
90
90 роговообманковый
пироксенроговообманковый
перидотит
перидотит
ПЕРИДОТИТЫ
оливиноливинпироксероговообновый
манковый
пироксенит горнблендит
40 оливиновый
горнблендит
ПИРОКСЕНИТЫ
И
ГОРНБЛЕНДИТЫ
Hbl
Рис. 4.1. Номенклатуры ультраосновных и основных ультрамафических полнокристаллических пород согласно рекомендациям Международного Союза Геологических наук (International
Union of Geological Sciences, IUGS), основанные на модальных
(об. %) пропорциях оливина, ортопироксена, клинопироксена и
амфибола. Данные названия могут применяться к породам, содержащим менее 10 % плагиоклаза: а – номенклатура ультрамафитов, несодержащих амфибол; б – номенклатура амфиболсодержащих ультрамафитов.
260
повышенное содержание CaO (клинопироксениты и вебстериты) и в
целом более низкое содержание MgO. Эти особенности состава пироксенитов роднят их с основными породами, которые рассматриваются в Главе 5. Здесь же остановимся на главных особенностях
дунитов, гарцбургитов, лерцолитов и верлитов, а также эффузивных
аналогах ультраосновных пород – коматиитах, пикритах и меймечитах.
Дуниты – породы, состоящие более чем на 90 % из оливина с небольшими (до 10%) количествами пироксенов (рис. 4.1а), хромита
или граната. Название происходит от горы Дун в Новой Зеландии.
Дуниты – это зеленовато-серые, зеленовато-желтоваые или зеленые
породы. Как правило, эти породы мелко-среднезернистые с размером зерен менее 1–2 мм. Однако встречаются и крупнозернистые
(зерна до нескольких миллиметров), или даже гигантозернистые
(например, пегматоидные дуниты) разности. Хромит в дунитах содержится в количествах около 1 %, хотя известны породы, где содержание этого минерала достигает 6 %.
Гарцбургиты – породы, состоящие из оливина (до 40–90%), ортопироксена (10–60%) и клинопироксена (до 5%, рис. 4.1а). Название происходит от названия массива габбро и перидотитов у города
Гарцбург в Германии. Как правило, гарцбургиты содержат несколько процентов хромита. Гранатовые разности гарцбургитов редки и
характерны, главным образом, для ксенолитов в кимберлитах. В
большинстве ультраосновных массивов гарцбургиты содержат более
10–20% ортопироксена. Однако в ультраосновных горизонтах расслоенных интрузивов можно встретить все переходные разности от
дунитов через гарцбургиты к ортопироксенитам (породам, полностью состоящим из ортопироксена).
Лерцолиты – породы, состоящие из оливина (от 40 до 90%), ортопироксена и клинопироксена (рис. 4.1а). Название было дано в
1917 году А. Лакруа породе из массива Лерц во Французских Пиренеях, классического примера массива альпинотипных гипербазитов.
Количественные соотношения орто- и клинопироксенов в лерцолитах могут быть разными. Наряду с равными содержаниями обоих
пироксенов, в ультраосновных массивах часто присутствуют переходные разности лерцолитов как в гарцбургиты, так и в верлиты.
Второстепенными минералами лерцолитов являются плагиоклаз,
хромистая и глиноземистая шпинели или гранат.
Верлиты – породы, состоящие из оливина и клинопироксена
(рис. 4.1а). Название породы было дано в честь химика Верле, который впервые проанализировал состав подобной породы, обнаруженной в Венгрии. Верлиты менее распространены, чем дуниты, гарцбургиты и лерцолиты, и в большинстве расслоенных интрузивов и
офиолитовых комплексах представляют самые поздние разности
261
перидотитов, секущие дуниты и гарцбургиты и ассоциирующиеся с
пироксенитами и оливиновыми пироксенитами.
4.2. РАЗНОВИДНОСТИ УЛЬТРАОСНОВНЫХ ИНТРУЗИВНЫХ ПОРОД В СВЯЗИ С АКЦЕССОРНЫМИ МИНЕРАЛАМИ
Как видно из выше приведенных описаний, ультраосновные интрузивные породы характеризуются разнообразием акцессорных
минералов, к числу которых здесь относятся плагиоклаз, шпинель
(хромит, магнетит, глиноземистая шпинель), гранат, амфиболы и
флогопит. Присутствие этих минералов в ультрабазитах имеет важнейшее значение, так как указывает на условия их образования. Поэтому присутствие акцессорных минералов в этих породах рекомендуется отражать в названии. Например, «шпинельсодержащий лерцолит», «гранатсодержащий гарцбургит» и т.д. Существуют переходные разности перидотитов – плагиоклаз-шпинелевые и шпинельгранатовые. При этом в перидотитах проявлены реакционные каймы
обрастания шпинели гранатом, пироксен-шпинелевые сростки (симплектиты) вокруг граната или плагиоклазовые каймы вокруг шпинели. Для оливиновых пород, содержащих магнетит, иногда используется название оливиниты, но оно не является общеупотребительным.
Флогопит и амфибол довольно редки в перидотитах, образование
этих минералов интерпретируется как результат воздействии на
ультраосновные породы флюидов. Так, в ксенолитах ультраосновных пород в кимберлитах Южной Африки описаны переходы от
гранатсодержащих перидотитов, в которых отсутствует флогопит,
через гранат- и флогопитсодержащие перидотиты к породам, содержащим как флогопит, так и калиевый рихтерит, но в которых отсутствует гранат (Erlank et al., 1987). Перидотиты, содержащие амфиболы паргасит-эденитового ряда, часто встречаются в виде ксенолитов
в щелочных базальтах и кимберлитах. Уникальным примером массива амфиболсодержащих и флогопитсодержащих гарцбургитов является комплекс Финеро в Итальянских Альпах. Перидотиты, обогащенные роговой обманкой, называются шрисгеймиты. Ультраосновные породы, содержащие до 70 % роговой обманки наряду с оливином и ортопироксеном, иногда называют кортландитами (название по г. Кортленд, США). Они являются переходными разностями
от перидотитов к роговообманковым основным породам – горнблендитам (рис. 4.1б).
4.3. СТРУКТУРЫ И ТЕКСТУРЫ УЛЬТРАОСНОВНЫХ ПОРОД
В перидотитах выделяются три принципиально различающихся
типа структур.
262
Первый тип характеризуется хорошо сформированными кристаллами оливина, разделенными другими минералами (рис. 4.2а).
Такой тип структур типичен для кумулятивных перидотитов расслоенных комплексов, образованных в результате отсадки кристаллов
оливина, а затем пироксенов и других минералов, из основной (базальтовой, габброидной) магмы. Примечательной особенностью кумулятивных перидотитов являются пойкилитовые структуры, где
крупные кристаллы ортопироксена содержат включения почти
идиоморфных кристаллов оливина (рис. 4.2б). Кумулятивные дуниты, содержащие ксеноморфный титаномагнетит, приобретают сидеронитовую структуру, где зерна силикатных минералов сцементированы рудным минералом, в данном случае – магнетитом.
б
б)
а)
в)
Ol
г)
Grt
Cpx
Opx
Рис. 4.2. Характерные структуры ультраосновных пород: а – кумулятивная
структура плагиоклазсодержащего гарцбургита (Нижняя Зона комплекса
Бушвельд, ЮАР); б – пойкилитовая структура гарцбургита: округлые включения оливина в ксеноморфных зернах ортопироксена (Нижняя Зона комплекса Бушвельд, ЮАР); в – равномернозернистая структура дунита; г –
порфиробластовая структура гранатового лерцолита: крупные зерна (порфиробласты) оливина, ортопироксена, клинопироксена и граната окружены
зонами агрегатов мелких зерен рекристаллизованного оливина (ксенолит из
кимберлита трубки Удачная, Якутия). Все фотографии в скрещенных николях. Размер поля зрения 5 мм.
263
Однако в большинстве случаев кумулятивные перидотиты претерпели метаморфическую (твердофазовую) перекристаллизацию
при отсутствии значительных деформаций. Такие структуры следует
описывать в терминах метаморфических, а не магматических пород.
Наиболее распространенными являются равномернозернистая гранобластовая структура с углами между границами зерен около 120о
(второй тип структур). Подобные структуры характерны и для
ксенолитов ультраосновных пород в базальтах и кимберлитах.
Терминология структур метаморфических пород особенно применима к ультраосновным породам, подвергшимся деформациям.
При наложении деформаций зерна минералов в перидотитах вытягиваются, а их границы приобретают извилистые очертания (третий
тип структур), формируя так называемые деформированные перидотиты. Согласно экспериментальным данным, такие текстуры возникают в результате вязкого течения материала при температурах
свыше 1000оС. При наличии разнонаправленных стрессов равномернозернистые структуры дунитов и перидотитов преобразуются в
порфиробластовые метаморфические структуры (рис. 4.2г). Эти
структуры характеризуются образованием мелкозернистых агрегатов перекристаллизованного оливина между более крупными зернами оливина, пироксенов, граната или шпинели. Из-за высокой способности оливина к перекристаллизации структуры порфиробластовых перидотитов не сохраняются при длительном нахождении пород
в условиях высоких температур. Иначе говоря, порфиробластовые
структуры перидотитов отражают состояние пород непосредственно
перед тем, как они были выведены на поверхность в результате захвата магмами (ксенолиты в базальтах и кимберлитах) или в результате тектонического внедрения (альпинотипные гипербазиты). Порфиробластовые структуры и директивные текстуры можно встретить
в перидотитах из ксенолитов в кимберлитах, а также в перидотитах
из орогенных массивов.
4.4. ИЗМЕНЕНИЯ УЛЬТРАОСНОВНЫХ ПОРОД ПРИ
МЕТАМОРФИЗМЕ
Дуниты и перидотиты очень неустойчивы в условиях земной коры в присутствии водных и углекислых флюидов. При воздействии
воды, содержащиеся в перидотитах оливин и ортопироксен легко
гидратируются, полностью или частично замещаясь минералами
группы серпентина (хризотилом, лизардитом и антигоритом) с общей формулой Mg3Si2O5(OH)4 (рис. 4.3). В процессе серпентинизации формируются породы, называемые серпентинитами. Серпентинизация особенно характерна для гипербазитов, составляющих
самостоятельные крупные массивы, тогда как в гипербазитах расслоенных интрузивов она проявлена очень неравномерно. В масси264
вах, где преобладают дуниты и гарцбургиты, степень серпентинизации обычно достигает 70–80 %.
Серпентинизация часто сопровождается выделением магнетита,
Fe3O4, что связано с ограниченным вхождением железа в серпентин.
В целом процесс серпентинизации можно охарактеризовать следующими реакциями:
2Mg2SiO4+3H2O = Mg3Si2O5(OH)4 + Mg(OH)2
оливин + H2O = серпентин + брусит
9Mg2SiO4+3Fe2SiO4+14H2O = 6Mg3Si2O5(OH)4 + 2Fe3O4 + 2H2
оливин + H2O = серпентин + магнетит + H2
а)
б
б)
Рис. 4.3. Участок шлифа серпентинизированного гарцбургита: а – при одном николе, б – в скрещенных николях. Серпентин развивается по трещинам в зернах оливина и ортопироксена. Серпентинизация сопровождается
выделением магнетита (сыпь черных кристаллов).
В ходе серпентинизации хромит теряет магнетитовую составляющую или замещается магнетитом по краям зерен. Оливин замещается серпентином по трещинам в кристаллах. Примечательно, что
серпентин даже при полном замещении нередко сохраняют форму
кристаллов оливина. Серпентинизация ортопироксена выражается в
образовании пластинчатых псевдоморфоз, за счет чего замещенные
кристаллы приобретают бронзовый оттенок. Такие агрегаты носят
название бастит. Характерные формы замещения минералов перидотитов серпентином часто позволяют сделать выводы о минеральном составе полностью или сильно серпентинизированных перидотитов.
Серпентинизация сопровождается значительным увеличением
объема пород, что ведет к сильным деформациям. При этом серпентиниты проявляют способность к течению, что позволяет массивам
ультраосновных пород тектонически внедряться в кору, формируя
массивы офиолитов или альпинотипных гипербазитов.
265
При прогрессивном метаморфизме серпентинизированные гипербазиты
преобразуются
в
оливин-тальковые,
оливинантигоритовые, оливин-антофиллитовые или регенерированные
оливин-ортопироксеновые породы. При воздействии на гипербазиты
водно-углекислых флюидов образуются разнообразные ортопироксен-карбонатные и тальк-карбонатные породы, содержащие магнезит, брейнерит, доломит, анкерит и кальцит. Наиболее глубокой стадией переработки гипербазитов под воздействием водно-углекислых
флюидов являются листвениты – метасоматические кварцкарбонатные породы с зеленой хромсодержащей слюдой – фукситом.
4.5. ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ ПОЛОЖЕНИЕ ГИПЕРБАЗИТОВ
Проявления всего разнообразия ультраосновных пород на поверхности Земли связывают, так или иначе, с мантией. Это либо
продукты эволюции магм, возникших при частичном плавлении
мантии, либо фрагменты пород самой мантии.
К первой группе ультраосновных пород относятся кумулятивные перидотиты, которые образовывались в коре или мантии в результате отсадки оливина и пироксенов из базальтовых или ультраосновных магм.
Ультраосновные породы второй группы являются продуктами
длительной эволюции мантии Земли. На стадии ее формирования
эти породы кристаллизовались из расплавов. Однако в ходе последующей эволюции они были сильно преобразованы процессами деформации, перекристаллизации, частичного плавления и метасоматоза, так что в настоящее время породы второй группы обладают
характеристиками метаморфических пород. Появление массивов
таких пород на поверхности Земли связано не с интрузивным магматизмом, а с тектоническими процессами. Такие массивы встречаются как в зонах дивергенции (растяжения) литосферы, так и в зонах
конвергенции (сжатия). В зонах дивергенции находятся ультраосновные породы дна океанов. В зонах конвергенции можно встретить
так называемые альпинотипные перидотиты и перидотиты офиолитовых комплексов. Следует отметить, что появление образцов ультраосновного мантийного материала на поверхности Земли может
быть связано не только с тектоническими процессами, но и быть результатом выноса блоков этого вещества мантийными магмами в
виде ксенолитов (нодулей).
Рассмотрим подробнее наиболее важные геологические проявления ультраосновных пород.
4.5.1. Кумулятивные ультраосновные породы
Кумулаты или кумулятивные породы – это породы, возникшие в
результате отсадки на дно магматической камеры кристаллов, более
266
плотных, чем расплав, их породивший. Термин «кумулат» был введен в петрологию в 1960 году Л.Р. Вагером с соавторами (Wager et
al., 1960). Авторы рассматривали особенности кумулатов на примерах ультраосновных пород расслоенных интрузивов основного состава. Поскольку плагиоклаз редко кристаллизуется первым из базальтового расплава, наиболее ранние кумулаты основных магм состоят главным образом из оливина и пироксенов, то есть имеют
ультраосновной состав. Расслоенные интрузивы основного состава,
содержащие кумулятивные ультраосновные горизонты, известны на
всех континентах и имеют различный возраст. Тем не менее, все
расслоенные интрузивы приурочены к докембрийским щитам. Наиболее древние из них – позднеархейские Стиллуотер в штате Монтана, США (2700 млн. лет) и Великая Дайка в Зимбабве (2575 млн.
лет). Раннепротерозойский возраст имеет Бушвельд в ЮАР (2060
млн. лет). Рифейский возраст имеет Мускокс в Канаде (1270 млн.
лет). Вендский возраст имеет Сарановский на западном Урале (745
млн. лет). Третичный возраст имеет Скергаард в Гренландии (55
млн. лет). Размеры этих массивов также различны. Бушвельдский
массив, занимающий площадь около 66000 км2, – это самый крупный расслоенный плутон мира, тогда как площади других массивов
намного меньше: Великая Дайка – 3300 км2, Стиллоутер – 4400 км2,
Сарановский – < 3 км2.
Мощность ультраосновных кумулятивных горизонтов в различных интрузивах варьирует в широких пределах: в Стиллуотере достигает 1100 м, в Великой Дайке до 2000 м. В некоторых расслоенных комплексах (например, в Бушвельде) ультраосновные кумулаты
обнажены не повсеместно, а лишь в отдельных частях комплексов и
имеют переменную мощность. И наоборот, большая часть выходов
Великой Дайки Зимбабве длиной 600 км и шириной 5–8 км представлена ультраосновными кумулатами. Расслоенность подобных
массивов выражается в сочетании пород, различных как по минеральному, так и по химическому составу. Довольно часто наблюдаются сочетания дунитов с пироксенитами, перидотитов с пироксенитами, дунитов с хромититами, перидотитов с анортозитами, габбро,
норитами. Например, в так называемой Нижней Зоне комплекса
Бушвельд мощностью 820–1300 м пироксениты резко преобладают
на дунитами и гарцбургитами (рис. 4.4). В пределах каждого типа
пород наблюдается скрытая расслоенность, выражающаяся в смене
составов минералов и их количественных соотношений. Расслоенность, особенно нижних зон, имеет циклическую или макроциклическую ритмичность, где нижние части ритмов сложены дунитами
(кумулятивный оливин + хромит), которые через гарцбургиты переходят в пироксениты. Прослои массивных хромититов часто маркируют основания ритмов, образуя иногда экономически значимые
залежи. Повторяемость ритмов в перидотитовой части кумулатов
267
дает основание в ряде случаев предполагать, что эти ритмы были
сформированы не в результате отсадки кристаллов, а многократными внедрениями новых порций магмы. Например, 16 макроритмов в
расслоенной серии пород комплекса Рум (Гибридские острова, Шотландия) предположительно отражают открытость магматической
камеры, постоянно пополняемой новыми порциями магмы. Подтверждением тому являются секущие дайки пикритового состава.
Вопрос о том, какие магмы могли формировать расслоенные интрузивы с ультраосновными кумулатами, остается открытым. Оценки содержаний MgO в «первичном расплаве» этих комплексов показывают более высокие значения, чем те, которые были бы характерны
для типичных базальтовых расплавов. Так, содержание MgO в первичной магме Бушвельда оценивается 14.9 мас.%, а Великой Дайки –
16 мас.%. Для комплекса Рум это значение составляет 18–20 мас.%,
попадая в область пикритовых расплавов. Для первичных магм архейских и раннепротерозойских расслоенных интрузивов оцениваются также высокие содержания SiO2: 54 мас.% для комплекса
Стиллуотер, 53 мас.% для Великой Дайки, 56 мас.% для Бушвельда.
Эти концентрации SiO2 выражены в высоком содержании ортопироксена как в кумулятивных перидотитах, так и в основных членах
расслоенных серий (габбро-норитах, норитах). Одновременно высокие содержания MgO и SiO2 указывают на то, что первичные магмы
расслоенных интрузивов с кумулятивными перидотитами имели состав близкий к бонинитам – высокомагнезиальным (> 8 мас.% MgO)
эффузивным породам, содержание SiO2 (> 52 мас.%) в которых соответствует андезитам.
Помимо крупных расслоенных интрузивов кумулятивные перидотиты формируются в корнях базальтовых вулканов (ультраосновные комплексы аляскинского типа), в нижних частях потоков коматиитовых лав (см. ниже), а также в основаниях офиолитовых комплексов (например, Семаил, Оман; Бэй оф Айлендс, Канада).
4.5.2. Ультраосновные породы офиолитовых комплексов
Офиолитовые комплексы (офиолиты) – это блоки древней
океанической литосферы, обдуцированной (надвинутой) на
океаническую или континентальную кору. Офиолиты предоставляют уникальную возможность для изучения структуры
океанической коры и верхней мантии. Офиолитовые ассоциации
пород формируются на стадии дивергенции (растяжения) океанических литосферных блоков. Тем не менее, появление офиолитовых комплексов на поверхности знаменуют собой периоды
сжатия и складчатости. Офиолитовые комплексы характерны
для всех орогенных поясов, и, как правило, они трассируют зоны
сочленения крупных геоблоков. В некоторых случаях эти зоны
268
могут протягиваться на тысячи километров. Примером могут
служить перидотитовые массивы западного склона Уральской
складчатой системы. Эти массивы образуют пояса. Самый крупный из них, Кемпирсайский, имеет длину до 1350 км при пластообразной форме мощностью до 1.5 км.
Ультраосновные породы в офиолитах присутствуют в низах
разрезов, перекрываясь сверху породами основного состава
(габброиды, комплекс даек и пиллоу-лавы базальтового состава).
Еще в конце 1970-х годов стало понятно, что ультраосновные породы в разрезе офиолитовых комплексов четко подразделяются
на две структурные части. Верхняя часть ультраосновного комплекса офиолитов представлена дунитами с линзами хромититов
(рис. 4.5). Эти породы представляют собой кумулаты основных
магм, предположительно тех, которые формируют вышележащие
комплексы даек и пиллоу-лав. Подтверждением этому являются
габброидные и верлитовые инъекции и локальное обогащение
дунитов плагиоклазом. По своим характеристикам эти дуниты и
хромититы похожи на комплексы ультраосновных пород расслоенных интрузивов и, без всякого сомнения, представляют собой
магматические породы. Нижняя же часть ультраосновного комплекса офиолитов состоит, главным образом, из гарцбургитов и
подчиненных по объему лерцолитов (рис. 4.5), структура которых
отражает значительные деформации пород в пластичном состоянии. Гарцбургиты и лерцолиты представляют собой породы верхов мантии. Эти породы по своей сути не являются магматическими, поскольку они, участвуя в мантийной конвекции, претерпели неоднократные этапы интенсивных деформаций, метаморфической перекристаллизации и частичного плавления. Во многих случаях выделение «мантийных» и «кумулятивных» зон
офиолитовых комплексов затруднено из-за тектонических и метаморфических преобразований.
В офиолитовых комплексах проявляется неоднородность в распределении дунитовых, гарцбургитовых и лерцолитовых ассоциаций, напоминающая расслоенность (рис. 4.5). Для некоторых офиолитовых массивов (например, массивы Крака и Нурали на Южном
Урале) характерны плагиоклаз- и шпинельсодержащие разности
лерцолитов (рис. 4.5), хотя во многих других офиолитовых комплексах лерцолиты могут отсутствовать.
Мощности ультраосновных частей офиолитовых комплексов различны. Так около половины объема офиолитового комплекса Семаил в Омане общей площадью 20000 км2 составляют ультраосновные
породы, имеющие мощность около 12 км Ультраосновные породы
этого комплекса представлены, главным образом, гарцбургитами с
порфиробластовыми структурами.
269
р. Олифант
C
Граниты и гранофиры
свиты Лебова
Верхняя зона
Главная зона
Критическая зона
Нижняя зона
Краевая зона
разломы
С
л
р. О
нт
ифа
0
Анортозиты
Пироксениты
Критическая
зона
Верхний комплекс
пироксенитов
Гарцбургиты
Нижний комплекс
пироксенитов
Нориты
5км
кварциты Трансвааля
Нижняя
зона
Рис. 4.4. Соотношения зон расслоенного комплекса Бушвельд
(ЮАР) в его восточном крыле и взаимоотношения ультраосновных
пород (дунитов и гарцбургитов) с основными породами комплекса
(анортозитами, пироксенитами, норитами) в районе реки Олифант
(Cameron, 1978).
270
N
Плагиоклазовые лерцолиты
Шпинелевые лерцолиты
Гарцбургиты
Дуниты с линзами хромита
Клинопироксениты, верлиты
с линзами хромита
Амфиболовые габбро
Меланж
Вмещающие породы
3 км
Рис. 4.5 Соотношения ультраосновных и основных пород в разрезе
Нуралинского массива, представляющего собой часть крупного
офиолитового комплекса (Южный Урал).
Соотношения мощностей кумулятивных и некумулятивных (мантийных) гипербазитов также варьируют. В ряде офиолитовых комплексов кумулятивные гипербазиты вообще отсутствуют, в других же составляют незначительную часть. Например, в комплексе Папуа кумулятивные гипербазиты имеют мощностью 200–500 м, тогда как мощность
комплекса некумулятивных гипербазитов достигает 8 км.
4.5.3. Альпинотипные гипербазиты
Массивы альпинотипных гипербазитов представляют собой линзовидные или пластообразные тела мощностью от первых метров до
20 км и протяженностью от первых метров до километров, располагающиеся в зонах сутур и складчатых поясов континентальных коллизионных зон. Эти массивы выводятся на поверхность тектоническими процессами в обстановке коллизии континентов. Классическими примерами таких массивов являются тела гипербазитов в
пределах складчатых поясов Альп (отсюда и происходит название
«альпинотипные гипербазиты), Пиренеев, Норвегии (рис. 4.6). Геологическое положение этих массивов аналогично офиолитам складчатых поясов, но отличается от офиолитовых покровов. Тела альпи271
нотипных гипербазитов, как правило, не проявляют какой-либо четкой
связи с основными интрузивными и вулканическими комплексами, а
также с глубоководными осадками, характерных для офиолитовых
комплексов. Массивы альпинотипных гипербазитов представляют собой реликты субконтинентальной мантии, в отличие от офиолитов –
реликтов океанической литосферы. По существу ультраосновные породы альпинотипных массивов не являются магматическими. Процессы
плавления если и имели место, то не являлись ведущими в ходе эволюции этих массивов.
В отличие от гипербазитов офиолитовых комплексов, в массивах
альпинотипных гипербазитов преобладают лерцолиты, которые во
многих случаях содержат более 10 % клинопироксена. Это указывает
на обогащение ультраосновных пород альпинотипных массивов прежде
всего CaO, Al2O3, Na2O, что характерно для недеплетированных (неистощенных) пород верхней мантии. «Деплетированные» дуниты и гарцбургиты имеют подчиненное значение в этих массивах. Характерной
чертой альпинотипных массивов является присутствие в них гранатсодержащих разностей перидотитов, которые никогда не встречаются в
офиолитовых комплексах. Наряду с ними, в альпинотипных массивах развиты шпинельсодержащие и плагиоклазсодержащие перидотиты. Гранат-, шпинель- и плагиоклазсодержащие разности соответствуют различным фациям глубинности перидотитовых массивов
(см. раздел 4.7). Например, в массиве Ронда, крупнейшем массиве
Средиземноморской складчатой области общей площадью более 300
км2, выявлены все три фации перидотитов. Образование этих фаций
в данном массиве четко привязано к различным стадиям деформаций пород и связано с постепенным подъемом массива к поверхности. В перидотитах массива Лизард (Корнуолл) первичная ассоциация представлена оливином, глиноземистым энстатитом, диопсидом
и шпинелью, тогда как более поздняя ассоциация, образовавшаяся
при перекристаллизации первичной ассоциации, содержит амфибол
и плагиоклаз. Ассоциации амфибола и плагиоклаза отражают равновесие перидотитов в наименее глубинных условиях.
Крупные массивы альпинотипных перидотитов часто серпентинизированы, причем степень серпентинизации сильно варьирует от массива к массиву. Так, из 36 известных перидотитовых массивов Пиренеев 18 лишь только незначительно затронуты серпентинизацией, тогда
как 12 почти нацело серпентинизированы. Крупные массивы (такие как
Ланцо или Ронда) серпентинизированы вдоль зон деформаций. Породы
массивов, как правило, рассечены жилами пироксенитов, амфиболовых
пироксенитов и горнблендитов, которые представляют собой продукты
миграции основных расплавов через верхнюю мантию. Эти жилы позволяют изучать химические взаимодействия между расплавами, генерирующимися в мантии, и породами самой мантии.
272
ЗГР
БМ
В
ЗИ
Л
П
КО
АА
ВЛ
Р
ББ
Рис. 4.6. Наиболее крупные массивы альпинотипных гипербазитов
Западной Европы и Северной Африки (Bodinier, Godard, 2003): ББ –
Бени Бушера (Марокко), Р – Ронда (Испания), КО – Кабо Ортегаль
(Испания), П – Пиренеи, ЗГР – Западный Гнейсовый район (Норвегия), БМ – Богемский массив, В – Вогезы, АА – Альпе Арами
(Швейцария), ЗИ – Зона Ивреа (Италия), Л – Ланцо (Италия), ВЛ –
Внешние Лигуриды.
273
4.5.4. Массивы гипербазитов дна океана
Массивы гипербазитов дна океана – это фрагменты океанической коры так называемого Хессовского типа, где в условиях
медленного спрединга мантия оказывается на поверхности, т.к.
породы основного состава (габброиды, базальты) образуются
лишь локально. Зоны медленного спрединга (< 3 см/год) находятся в Атлантическом и Индийском океанах (рис. 4.7). Массивы ультраосновных пород в зонах быстрого спрединга (> 10
см/год) встречаются редко (рис. 4.7), они могут выводиться на
поверхность вдоль трансформных разломов. Изучение этих массивов началось еще в середине XX века в результате международных программ по бурению дна океана (Deep Sea Drilling Project, 1968–1983; Ocean Drilling Program, 1985–2003). Все перидотиты дна океана сильно серпентинизированы. Протолитом для
серпентинитов служили гарцбургиты и в меньшей степени лерцолиты верхней мантии. Однако существуют мнения о том, что
в формировании перидотитов дня океана принимали также участие процессы аккумулирования оливина из базальтовых магм,
подобных базальтам срединно-океанических хребтов (СОХ).
зоны быстрого спрединга (> 10 см/год)
зоны медленного спрединга
зоны ультрамедленного спрединга (< 1 см/год)
зоны субдукции
континентальные окраины
Рис. 4.7. Расположение наиболее крупных массивов гипербазитов на дне
мирового океана в зонах спрединга, зонах субдукции и на континентальных
окраинах (Bodinier, Godard, 2003).
274
4.5.5. Ксенолиты (нодули) ультраосновных пород в базальтах, кимберлитах и лампроитах
В 1928 году П. Вагнер в своей классической работе дал интерпретацию ксенолитов (нодулей) в кимберлитовых трубках Южной Африки как образцов глубинных пород, прорванных кимберлитами. С
тех пор к ксенолитам в кимберлитах и других типах вулканических
пород прикован огромный интерес, поскольку благодаря полученным почти за 100 лет данным стало понятно, что они предоставляют
фрагменты мантии Земли с глубин от 30 до 250 и более км. Некоторые ксенолиты сохранили изотопные отношения Os и других элементов, отвечающих времени образования Земли и поэтому они
важны для реконструкции состава ранней Земли и особенностей
процессов, проходивших в это геологическое время. Как правило,
ксенолиты намного древнее, чем магмы их транспортировавшие.
Мантийные
ксенолиты
описаны
в
трех
магматических/пирокластических сериях пород:
1) в щелочных базальтах и родственных им породах – базанитах,
нефелинитах, мелилититах, лейцититах, камафугитах;
2) в лампрофирах и лампроитах;
3) в породах кимберлитовой серии.
Серии щелочных базальтов, содержащие ксенолиты ультраосновных пород, принадлежат к различным геотектоническим обстановкам. Ксенолиты, как правило, приурочены к наиболее пористым
и туфовым составляющим этих серий (рис. 4.8), а также встречаются
в диатремах (трубках взрыва). Примечательно то, что в толеитовых
базальтах ультраосновные ксенолиты встречаются реже, чем в щелочных базальтах. Это объясняется тем, что щелочные базальты более глубинные, чем толеиты, кроме того они обогащены летучими
компонентами и потому способны обеспечить транспортировку ксенолитов с большими скоростями. Бедные летучими компонентами
толеиты к этому не способны. Кроме того, ассоциации перидотитовых ксенолитов не устойчивы в кварцнормативной толеитовой магме и быстро дезинтегрируются.
Ксенолиты в базальтах, как правило, представлены породами,
варьирующими по составу от дунитов, содержащих менее 0.5 мас.%
суммы CaO и Al2O3 до лерцолитов, отдельные разности которых содержат более 4 мас.% CaO+Al2O3. Примерами богатых CaO и Al2O3
ксенолитов являются ксенолиты в щелочных базальтах КилбоурнХоул (Нью-Мексико, США). Их состав нередко приводят как пример наименее деплетированных типов мантийных перидотитов,
близких по составу к пиролиту. Среди ксенолитов в базальтоидах
преобладают шпинелевые разности перидотитов, гранатовые разности перидотитов здесь менее распространены. Нередко в щелочных
базальтах присутствуют ксенолиты, содержащие как шпинель, так и
275
гранат. Гранат в этих случаях образует каймы по зернам шпинели на
их контактах с пироксенами. Клинопироксен в ксенолитах представлен хромсодержащим диопсидом, который хорошо отличим в образцах по ярко-зеленому цвету. Присутствие ортопироксена в ксенолитах является важным свидетельством того, что ксенолиты – это реликты мантийного вещества, а не кумулятивные образования щелочнобазальтовых магм, поскольку ортопироксен не может кристаллизоваться из подобных магм в условиях верхней мантии и коры.
Рис. 4.8. Ксенолит шпинелевого лерцолита в щелочном
базальте (штат Виктория, Австралия).
Среди ксенолитов в кимберлитах и лампроитах преобладают гранатовые разности перидотитов, хотя ксенолиты шпинелевых ультраосновных пород также присутствуют. Например, ультраосновные
ксенолиты составляют около 92 % всех ксенолитов в кимберлитовой
трубке Удачная (Якутия), из которых лишь 11 % – шпинелевые перидотиты (Boyd et al., 1997). В кимберлитовой трубке Премьер
(ЮАР) доля ксенолитов шпинелевых перидотитов составляет уже 36 %.
Перидотиты в ксенолитах чаще всего представлены лерцолитами.
Например, в кимберлитовых трубках Южной Африки гранатовые
лерцолиты составляют 43 %, гранатовые гарцбургиты – 18 %, а дуниты – всего 0.3 % (Mathias et al., 1970). Типичный состав гранатового лерцолита из ксенолитов в кимберлитах: 64 % оливина, 27 %
276
ортопироксена, 3 % клинопироксена, 6 % граната. Тем не менее, существуют переходы между различными типами пород в ксенолитах.
Минералогические и химические характеристики ультраосновных ксенолитов в базальтоидах, кимберлитах и лампроитах весьма
похожи на характеристики альпинотипных перидотитов, что свидетельствует о генетической связи этих пород в верхней мантии. Микроструктура ксенолитов также создана сложными метаморфическими процессами, включающими деформации в твердом состоянии (в
субсолидусе) в условиях мантии. Как указывалось выше (см. раздел
4.3.), для ксенолитов характерны как равномерно зернистые структуры (недеформированные ксенолиты), свидетельствующие о длительном пребывании пород в условиях высоких температур верхней
мантии, так и структуры, свидетельствующие о высокотемпературных деформациях пород (деформированные ксенолиты). Ксенолиты
в базальтах, кимберлитах и лампроитах рассматриваются как фрагменты пород мантии, «оторванные» от стенок магматических каналов в процессе продвижения по ним магм.
4.6. ЭФФУЗИВНЫЕ УЛЬТРАОСНОВНЫЕ ПОРОДЫ: КОМАТИИТЫ, ПИКРИТЫ И МЕЙМЕЧИТЫ
Несмотря на то, что еще в начале XX века имелось достаточно
много сообщений о находках ультраосновных пород вулканического облика в областях развития архейских комплексов Южной
Африки, Австралии и Канады, петрологии сомневались в возможности существования таких лав. Причиной тому были экспериментальные исследования, проведенные в 20–30-х годах, в том
числе и Н.Л. Боуэном. В своей классической книге «Происхождение магматических пород» (1928 г.) он указывал, что для образования таких расплавов необходимы очень высокие температуры
(1500–1600оС). Такие исследователи как Х.Х. Хесс и Дж.М.Л.
Фогт не исключали возможности существования «перидотитовых
магм». Скептицизм относительно существования в природе ультраосновных эффузивов окончательно рассеялся после находки М.
Вильоеном и Р. Вильоеном (Viljoen, Viljoen, 1969) вулканических
пород, содержащих более 30 мас.% MgO, в районе реки Комати
на нагорье Барбертон в Южной Африке. Эти авторы описали лавовые потоки с подушечной отдельностью, что указывало на излияние в морских условиях и однозначно подтвердило вулканическое происхождение пород. М. Вильоен и Р. Вильоен сравнили
составы этих лав с составами альпинотипных перидотитов и мантийных ксенолитов и показали, что лавы характеризуются более
низкими содержаниями MgO и более высокими содержаниями
SiO2. Однако важнейшей отличительной чертой их состава является более высокое отношение CaO/Al2O3. Эти породы были на277
званы коматиитами. Авторы также показали, что коматииты являются звеном единой ультраосновной-основной серии вулканических пород.
4.6.1. Коматииты
Коматииты – это вулканические породы ультраосновного состава, часто обладающие специфической структурой закалки – спинифекс (название австралийского пустынного растения Triodia spinifex
с игольчатыми листьями). Структура спинифекс характеризуется
скелетными, пластинчатыми, вытянутыми формами кристаллов оливина (оливиновый спинифекс) или пироксена (пироксеновый спинифекс) (рис. 4.9). Структура спинифекс приурочена только к верхним частям потоков коматиитов. Здесь коматииты сложены пластинчатыми кристаллами, ориентированными как упорядоченно,
перпендикулярно кровле потока, так и хаотично. Длина этих кристаллов может достигать 1 м при ширине 0.5–2 мм. Кристаллы оливина или пироксена погружены в основную массу, состоящую из
дендритного пироксена, хромита, девитрифицированного стекла. В
верхних частях коматиитовых потоков встречаются разности, обогащенные пузырями. Под зоной хаотичного спинифекса обычно
располагается зона со структурой спинифекс, где вытянутые кристаллы располагаются приблизительно параллельно кровле потока.
В целом, мощность зон со структурой спинифекс в коматиитовых
потоках может достигать 20 м. В нижних частях потоков коматиитов
структура спинифекс, как правило, отсутствует, а оливины и пироксены имеют изометричный вид (рис. 4.10). Нижние части коматиитовых потоков могут быть сложены кумулятивными минералами.
Структура спинифекс отражает вулканическое происхождение
коматиитов, поскольку формируется в результате быстрой закалки
на поверхности потока расплава. Экспериментально показано, что
образование такой структуры отвечает скоростям остывания порядка
40oС/час при переохлаждении расплава относительно ликвидуса порядка 50ОС. Тем не менее, породы с четкими структурами спинифекс в коматиитовых комплексах составляют небольшую часть. Так
в формации реки Комати (пояс Барбертон) породы со структурой
спинифекс составляют 7–10 %, тогда как большую часть составляют
массивные коматииты, порфировидные или кумулятивные. В пределах зеленокаменных поясов коматиитовые вулканиты представлены
как лавами (массивные, подушечные, вариолитовые, дифференцированные лавы и лавобрекчии), так и пирокластическим материалом
(глыбовыми туфами, агломератовыми, пелитовыми туфами и туффитами). Все эти фациальные особенности убедительно подтверждают вулканическое происхождение коматиитов.
278
Рис. 4.9. Структура спинифекс в коматиите комплекса
Барбертон (ЮАР). Вставки показывают особенности
структуры коматиита под микроскопом: вытянутые
кристаллы частично серпентинизированного ортопироксена (пироксеновый спинифекс) погружены в матрицу, состоящую из дендритного ортопироксена, хромита, серпентина и девитрифицированного стекла. Николи скрещены.
перекрывающий поток
брекчированный
коматиит
1-10 м
коматиит со
структурой спинифекс
зона субгоризонтально
ориентированного
скелетного оливина
Рис. 4.10. Структура
коматиитового
потока
(Arndt et al., 2008).
средне-крупнозернистый
коматиит с кумулятивным
оливином
подстилающий поток
279
Содержания MgO в коматиитах варьирует от 18 до 32 мас.%. Архейские коматииты содержат 6–7 мас.% CaO и 4–7 мас.% Al2O3, более молодые коматииты – более 9.5 мас.% CaO и более 10 мас.%
Al2O3. Для всех коматиитов характерны низкие содержания летучих
компонентов.
Уже через пять лет после публикации М. Вильоена и Р. Вильоена
о коматиитах в архейском зеленокаменном поясе Барбертон (3500–
3400 млн. лет), коматиитовые потоки со структурами спинифекс были описаны в других зеленокаменных поясах: Абитиби (Канада),
Йилгарн (Австралия) и Белингве (Зимбабве). Все эти проявления
коматиитов относятся к приблизительно одному временному интервалу 2700 млн. лет. На сегодняшний день коматииты известны во
всех архейских зеленокаменных поясах. Напомним, что зеленокаменные пояса – это важнейший компонент архейских кратонов на
Земле. Они представляют собой мощные комплексы, состоящие из
переслаивания коматиитовых и базальтовых лавовых потоков с пирокластическим и осадочным материалом, образованные в диапазоне возрастов между 3.6 и 2.5 млрд. лет. Например, коматииты некоторых комплексов Канады и Индии переслаиваются с аркозовыми
песчаниками, что характерно для стабильных, субаэральных (или
малоглубинных) обстановок пассивных континентальных окраин.
Коматиит-базальтовые серии зеленокаменных поясов Барбертона
(ЮАР), Абитиби (Канада), Костомукши (Россия) в своем составе
имеют мощные толщи подушечных лав с прослоями туфов и глубоководных осадков, образованных в спрединговых областях, океанических плато или океанических островах. Коматииты в этих комплексах составляют нижние части. Хотя доминирующая часть коматиитов имеет архейский возраст, существуют данные о более молодых, протерозойских, коматиитах (например, коматииты Ветреного
Пояса в Карелии, 2400 млн. лет, коматииты Карасъойк в Норвегии,
2100 млн. лет). Образование магматических комплексов, включающих коматииты, происходило в архее и протерозое с несколькими
глобальными максимумами на уровне 3500–3300, 3100–2600, 2400–
1900 млн. лет. Существует единственная находка коматиитов позднемелового возраста (87 млн. лет) на острове Горгона в 30 км от западного побережья Колумбии.
4.6.2. Пикриты
Пикриты еще одни тип высокомагнезиальных магм. В отличие
от коматиитов, в пикритах, как правило, отсутствуют структуры
спинифекс. Они обычно имеют порфировые или порфировидные
структуры, где оливин образует изометричные вкрапленники. В некоторых случаях обилие вкрапленников оливина (20–70 %) в пикритах может быть связано с аккумуляцией этого минерала. Помимо
280
оливина пикриты могут содержать вкрапленники клинопироксена
(до 30 %) и амфибола (до 10 %), что отличает эти породы от коматиитов. Вкрапленники погружены в основную массу, сложенную
стеклом с микролитами клинопироксена, оливина, флогопита, амфибола, плагиоклаза и магнетита. Текстуры пикритов массивные, реже
флюидальные или миндалекаменные. Цвет пород обычно темнозеленый до черного, со светло-зелеными или бурыми вкрапленниками оливина.
Пикрит был определен Г. Чермаком в 1866 как богатая оливином
и пироксеном разновидность базальта. Согласно современной международной классификации (LeMaitre et al., 2002) пикритами называются вулканические породы с содержанием от 30 до 52 мас.%
SiO2, содержащие 12–18 мас.% MgO и до 3 мас.% K2O+Na2O. В качестве основного критерия для различий между пикритами и коматиитами в международной классификации был положен химический
состав этих пород (рис. 2.4). В отличие от пикритов коматииты содержат более 18 мас.% MgO при сумме K2O+Na2O менее 2 мас.%.
Некоторые петрологи (Kerr, Arndt, 2001), однако, отвергают такое
деление. Они указывают на примеры ультраосновных эффузивных
пород со структурой спинифекс (характерной для коматиитов), которые попадают в поле пикритов, и на примеры ультраосновных
эффузивных пород без структуры спинифекс, состав которых соответствует полю коматиитов. Они настаивают на то, что деление на
коматииты и пикриты следует проводить исключительно по наличию/отсутствию структуры спинифекс, но никак не по химическому
составу. Тем не менее, мы рекомендуем читателям данной книги
придерживаться химического критерия разделения пикритов и коматиитов, рекомендованного международной комиссией.
4.6.3. Меймечиты
Меймечит – эффузивная или гипабиссальная ультрамафическая
порода, впервые описанная в долине реки Меймеча в Сибири. Подобно пикритам, меймечиты обладают порфировыми или порфировидными структурами. Текстура этих пород преимущественно массивная, полосчатая из-за неравномерного распределения вкрапленников (фенокристов) или миндалекаменная. Вкрапленники в основном представлены магнезиальным желтовато-зеленым оливином,
составляющим в среднем 40–50 % (иногда до 80 %) объема породы
(рис. 4.11). Размер вкрапленников оливина варьирует от 0.5 до 10 мм
(изредка достигает 2–5 см). Они, как правило, имеют идиоморфный
облик и слегка округлые очертания. Помимо оливина, к вкрапленникам принадлежит хромит (менее 1 %). Основная масса состоит из
микролитов авгита, погруженных в агрегат серпентина, кальцита,
магнетита, титаномагнетита, апатита и флогопита, замещающего
281
стекло. В отличие от пикритов, для меймечитов характерны низкие
содержания SiO2 (35–38 мас.%) и K2O+Na2O (0.3–0.5 мас.%), но повышенные содержания TiO2 (> 1 мас.%). Относительно высокие
концентрации TiO2 в меймечитах выражается в образовании перовскита, который обычно отсутствует в пикритах.
Первоначально считалось, что меймечиты являются интрузивными породами. Позднее, при более детальных исследованиях, была
доказана их вулканическая природа: на севере Сибирской платформы они представлены мощной толщей эффузивов и дайками. В настоящее время термин «меймечит» перестал быть только эндемическим наименованием высокомагнезиальной породы из МеймечаКотуйской провинции. Его рекомендуют использовать для обозначения бесполевошпатовых богатых оливином эффузивных и дайковых пород.
б)
а)
Рис. 4.11. Меймечит с обильными вкрапленниками субидиоморфного оливина, частично серпентинизированного в основной массе, сложенной микролитами пироксена и хромита, погруженных в агрегат серпентина, кальцита, титаномагнетита, апатита и флогопита, замещающий стекло: а –
фотография при одном николе; б – николи скрещены.
4.7. ТЕРМОДИНАМИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ ОБРАЗОВАНИЯ
УЛЬТРАОСНОВНЫХ ПОРОД
Разнообразие геологических обстановок, в которых встречаются
ультраосновные породы, отражается и в термодинамических условиях (температурах, давлениях, активностях летучих компонентов)
их формирования.
Расслоенные интрузивы и их ультраосновные кумулаты формируются в малоглубинных условиях при давлениях, не превосходящих 2–3 кбар. Например, Бушвельдский комплекс (ЮАР)
образовался под толщей осадочных и вулканогенных пород на
глубинах 5–7 км, что соответствует литостатическому давлению
1.5–2 кбар. Теоретическое и экспериментальное моделирование
процессов кристаллизации представительных пород комплекса пока282
зало, что при давлении порядка 3 кбар в температурном интервале
1300–1200оС последовательность осаждения минералов в расплаве
(оливинортопироксенплагиоклазклинопироксен) аналогична
той, которая наблюдается в ультраосновных кумулатах (Cawthorn,
Davis, 1983). Аналогичные исследования для комплекса Стилуотер
(США) показали, что расслоенная серия пород была сформирована
при давлениях 1–2 кбар (Helz, 1995).
Предполагается, что цикличное чередование ультраосновных и
основных пород в расслоенных комплексах обусловлено вариациями
давления, возникающими при пополнении и разгрузке магматической камеры. Экспериментальные исследования систем Mg2SiO4–
CaAl2Si2O8–SiO2 и Mg2SiO4–Fe2O3–CaA12Si2O8–SiO2 показывают, что
увеличение давления в магматической камере приводит к расширению полей кристаллизации ортопироксена и шпинели за счет полей
кристаллизации оливина и плагиоклаза. Помимо давления, значительную роль в формировании расслоенности может играть вариация фугитивности кислорода.
Присутствие плагиоклаза, шпинели или граната в перидотитах
отражает глубину формирования этих пород в мантии Земли. Переходы от плагиоклазовых перидотитов в шпинелевые и далее – в гранатовые соответствуют реакциям (рис. 4.12):
1) CaAl2Si2O8 + 2Mg2SiO4 = CaMgSi2O6 + 2MgSiO3 + MgAl2O4
анортит + форстерит = диопсид + энстатит + шпинель
2) CaMgSi2O6 + 10MgSiO3 + 3MgAl2O4 = CaMg8Al6Si9O36 + 3Mg2SiO4
энстатит + шпинель = гранат + форстерит
Эти реакции имеют пологий наклон к оси температур, а значит,
главным образом, зависят от давления. Положения этих границ по давлению могут заметно меняться в зависимости от содержаний Na2O,
Cr2O3, Fe2O3 в породах (как правило, эти компоненты смещают реакции
в область более высоких давлений). Однако вне зависимости от состава
систем плагиоклазовые лерцолиты характеризуют «коровые» глубины
порядка 25–30 км, а гранатовые перидотиты являются метастабильными в условиях коры. Именно гранатовые перидотиты являются наиболее глубинными породами верхней мантии вплоть до переходной зоны
(410 км), где оливин трансформируется в более плотную модификацию
со структурой модифицированной шпинели – вадслеит, а пироксены
приобретают более плотную структуру граната (мэйджорит).
Преобладание гранатовых ассоциаций в ультраосновных ксенолитах
в кимберлитах и лампроитах хорошо соответствует глубинным условиям зарождения кимберлитовых магм в мощной субконтинентальной
литосферной мантии под архейскими кратонами или окружающими их
протерозойскими подвижными поясами. Согласно многочисленным
283
данным по минералогической термобарометрии, глубины захвата гранатовых перидотитов кимберлитовыми магмами, варьируют от 50 до
250 км, а температуры составляют от 900 до 1400–1500оС.
Интересно отметить, что в большинстве случаев образование
равномернозернистых или порфиробластовых структур в перидотитах коррелируется с результатами геотермобарометрии. Температуры и давления образования деформированных перидотитов превышают температуры и давления образования равномернозернистых
разностей. Так, по данным Ф. Бойда с соавторами (Boyd et al., 1997),
температуры для деформированных перидотитовых ксенолитов из
трубки Удачная (Якутия) превосходят 1200оС при глубинности 180–
220 км (60–75 кбар), тогда как недеформированные перидотиты
формировались при температурах не более 1000оС на глубинах менее 150 км (50 кбар). Примечательно, что именно недеформированные перидотиты содержат алмазы. Это может означать, что деформированные ксенолиты представляют собой фрагменты мантии,
непосредственно прилегающей к областям формирования кимберлитовых магм. По всей видимости, эти породы испытали термальный
пульс и деформации, приведшие к выплавлению и началу движения
магм к поверхности. Недеформированные перидотитовые ксенолиты
захватывались по пути движения магм на более высоких этажах
верхней мантии. Шпинельсодержащие перидотиты, выносимые на
поверхность как кимберлитами, так и щелочными базальтами, захватывались магмами при более низких давлениях, 15–20 кбар (45–60 км),
чем гранатовые перидотиты.
Отсутствие гранатовых перидотитов в офиолитах создает для
перидотитов офиолитовых комплексов ограничение по давлению
в 10–15 кбар. В отличие от перидотитов офиолитовых комплексов,
многие альпинотипные перидотиты содержат свидетельства подъема
с больших глубин. Гипербазитовые тела Норвегии и Китая являются составными частями гнейсовых комплексов, в которые помимо
гипербазитов входят эклогиты и другие породы высоких давлений
(содержащие коэсит и алмаз), связанные с древними зонами коллизии. В перидотитовых массивах Бени Бушера (Сев. Марокко) и
Ронда (Испания) были выявлены псевдоморфозы графита по алмазу, указывающие на то, что эти блоки мантии были подняты с глубин более 120 км (40 кбар). В некоторых из них (например, Альпи
Арами) описаны минералогические свидетельства того, что эти
глубины могли достигать 300 км. Согласно современным представлениям, их эксгумация связана с процессами тектонического
внедрения в поднимающиеся в межплитной области относительно
легкие гнейсовые толщи. Для некоторых массивов (например, Ланцо
в Итальянских Альпах) предложена модель подъема в виде астеносферных диапиров.
284
Температура, оC
1600
с
ду
ли
Со
1400
Ol+Cpx+
Opx+Spl
1200
Рис. 4.12. Поля стабильности плагиоклазовых, шпинелевых и
гранатовых перидотитов на Р–Т диаграмме в
упрощенной системе
CaO–MgO–Al2O3–SiO2
(Green, Ringwood, 1970).
Цифры – минеральные
реакции перехода между
полями
стабильности
(см. текст).
а
ит
ол
рц
е
л
Ol+Cpx+
Opx+Pl
Ol+Cpx+
Opx+Grt
2
1
1000
0
10
20
Давление, кбар
30
40
Результаты минералогической термобарометрии и сопоставление
составов альпинотипных гипербазитов, перидотитов морского дна,
ультраосновных пород офиолитовых комплексов и ультраосновных
ксенолитов в базальтах и кимберлитах позволяет разобраться в причинах вариаций химических и минеральных составов пород верхней мантии. Петрохимические диаграммы показывают, что составы ультраосновных ксенолитов образуют достаточно четкие тренды от обедненных
CaO, Al2O3 и богатых MgO гарцбургитов и дунитов (рис. 4.13) до лерцолитов. Составы некоторых наиболее богатых CaO и Al2O3 лерцолитов близки к оценочным составам примитивной мантии, через которые
тренды могут быть продолжены далее к составам базальтов (рис. 4.13).
Такие взаимоотношения составов ультраосновных ксенолитов в базальтах и кимберлитах с составами примитивной мантии и базальтов указывают на то, что вариативность составов мантийных ксенолитов обусловлена, главным образом, различной степенью экстракции базальтоидных расплавов из первичного вещества мантии, т.е. различной
степенью ее плавления.
Таким образом, богатые пироксенами лерцолиты (в основном, шпинелевые) – это источники базальтовых магм, а дуниты и гарцбургиты
представляют собой реститы после их частичного плавления и экстракции базальтовых расплавов. Дуниты могут представлять наиболее тугоплавкую часть этих реститов. Составы альпинотипных и абиссальных
перидотитов также лежат на трендах, определяемых составами ультраосновных ксенолитов, а значит, подчиняются тем же закономерностям.
285
Таким образом, гипербазиты морского дна, где преобладают гарцбургиты, представляют собой наиболее деплетированные части верхней
мантии после отделения от них больших объемов базальтовых магм.
Этот вывод соответствует геологическому положению массивов перидотитов морского дна в районе зон спрединга, являющихся районами
активной магмагенерации.
5
0.92
ду
ни
ты
, га
рц
бур
гит
ы
4
CaO, вес.%
Mg/(Mg+Fe), вес.%
0.94
0.90
лер
цо
ли
ты
0.88
ы
ит
ол
рц
ле
3
2
,
ты
ни
ду
1
0.86
1.5
1.4
1.3
1.2
1.1
Mg/Si, вес.%
1.0
0.9
0
0
ты
ги
ур
б
рц
га
1
2
3
4
5
Al2O3, вес.%
Рис. 4.13. Соотношения составов ультраосновных ксенолитов в базальтах и
кимберлитах, отражающие тренды эволюции вещества мантии Земли в результате частичного плавления и экстракции базальтовых расплавов (Pearson et al., 2003). Белые точки – составы ксенолитов в базальтах внекратонных областей, белые квадраты – составы ксенолитов в базальтах внутрикратонных областей и в кимберлитах. Черные пятиугольники – оценки состава
примитивной мантии Земли.
Сравнение составов коматиитов с составами мантийных перидотитов показывает, что коматииты представляют собой продукты
очень высокой степени плавления мантии. Такая степень плавления
возможна только при очень высоких температурах, вызванных поднятием горячих мантийных плюмов. Так для самых древних (3450–
3500 млн. лет) коматиитов Барбертона (ЮАР) оценки температур
при извержении составляют 1580–1600оС, а температуры выплавления
из мантийного субстрата могли достигать 1800оС. Для значительно более молодых (87 млн. лет), богатых CaO и Al2O3 коматиитов Горгоны
(Колумбия) температуры извержения составляют 1400оС, а температуры образования в мантии – 1600оС. Глубины выплавления из мантии
коматиитовых расплавов также могли быть различными. Предполагается, что коматиитовые расплавы Барбертона образовывались при давлениях более 80 кбар (глубины порядка 240 км) при плавлении гранатсодержащих перидотитов (Arndt et al., 2008). Расчеты показывают, что
давления при образовании коматиитов Горгоны составляли 30–40 кбар
286
(Arndt et al., 2008). По оценкам А.В. Соболева с соавторами (Соболев и
др., 2009), расплавы сибирских меймечитов образовывались при температурах порядка 1650оС на глубинах 200–270 км (60–90 кбар) под воздействием мощного мантийного плюма.
4.8. МЕСТОРОЖДЕНИЯ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ,
СВЯЗАННЫЕ С УЛЬТРАОСНОВНЫМИ ПОРОДАМИ
НОРМАЛЬНОЙ ЩЕЛОЧНОСТИ
С расслоенными интрузиями ассоциируются крупные месторождения сульфидных руд, обогащенных никелем и элементами платиновой
группы (Pt, Pd, Rh), а также хромита. Великая Дайка Зимбабве включает крупнейшие по запасам (до 1 млрд. тонн) месторождения (Шуругви,
Ломагунди) хромитовых руд, где попутно извлекаются платина и никель. Тем не менее надо отметить, что во многих подобных интрузивах
наиболее богатые руды приурочены не к ультраосновным частям комплексов, а тяготеют к пироксенитовым частям. Так, в комплексе Бушвельд (ЮАР) главный хромитовый горизонт представляет собой верхнюю часть комплекса ультраосновных пород (дунитов, гарцбургитов,
ортопироксенитов) на контакте с так называемой «критической зоной»,
сложенной кумулятивными норитами, ортопироксенитами и анортозитами. Знаменитый «риф Меренского» в комплексе Бушвельд, содержащий платиноносные сульфидные горизонты, находится в «критической
зоне» и является подножием главной габбро-норит-анортозитовой серии комплекса. В Сарановском комплексе на Урале, который разрабатывается с 1859 г., хромиты (рудное тело мощностью до 10 м) приурочены к центральной части ультраосновного разреза. С ультраосновными породами офиолитовых комплексов также связаны месторождения
хромита, платиноидов, титаномагнетита. Примером крупного месторождения хромита в дунитах и гарцбургитах офиолитов является палеозойский Кемпирсайский массив на Урале.
Некоторые коматиитовые комплексы являются важными источниками массивных сульфидных месторождений Ni, Cu и элементов платиновой группы (Pt, Pd). Примерами таких крупных месторождений
являются Камбалда, Скотия, Агню (кратон Йилгарн, Западная Австралия), Лангмур, Алексо (кратон Супериор, Канада), Троян, Дамба, Шангони (Зимбабве) с запасами от 0.05 до 45 млн. тонн руды с содержанием
Ni от 0.9 до 4.1%.
Хризотил-асбестовые и антофиллит-асбестовые залежи в ультраосновных породах (например, Сысертское месторождение асбеста на
Среднем Урале) обусловлены метаморфическими преобразованиями
этих пород. Проявления месторождений талька и золотоносных лиственитов связаны с массивами ультраосновных пород, прорванных гранитоидными телами. С корами выветривания серпентинитов связаны
месторождения Ni.
287
ЛИТЕРАТУРА К ГЛАВЕ 4
Соболев А. В., Соболев С. В., Кузьмин Д. В., Малич К. Н., Петрунин А. Г. Механизм образования сибирских меймечитов и природа их связи с траппами и
кимберлитами // Геология и геофизика. 2009. T. 50. C. 1293–1334.
Arndt N., Lesher M. C., Barnes S. J. Komatiite. Cambridge University Press.
2008. 488 p.
Bodinier J.-L., Godard M. Orogenic, ophiolitic and abyssal peridotites // Treatise
in Geochemistry. V. 2. Mantle and core. 2003. P. 103–170.
Boyd F.R., Pokhilenko N.P., Pearson D.G., Merztman S.A., Sobolev N.V., Finger L.W.
Composition of the Siberian cratonic mantle: evidence from Udachnaya peridotite
xenoliths // Contribution to Mineralogy and Petrology. 1997. V. 128. P. 228–246.
Cameron E. N. The Lower Zone of the eastern Bushveld complex in the Olifants
River trough // Journal of Petrology. 1978. V. 19. P. 437–462.
Cawthorn R. G., Davies G. Experimental data at 3 kbars pressure on parental
magma to the Bushveld Complex // Contributions to Mineralogy and Petrology. 1983.
V. 83. V. 128–135.
Erlank A.J., Waters F.G., Hawkesworth C.J., Haggerty S.E., Allsopp H.L., Rickard R.S., Menzies M. Evidence for mantle metasomatism in peridotite nodules from
the Kimberley pipes, South Africa. In: Menzies M., Hawkesworth C.J. eds. Mantle
metasomatism. London: Academic Press. 1987. P. 221–309.
Green D. H., Ringwood A. E. Mineralogy of peridotitic compositions under upper
mantle conditions // Physics of the earth and planetary interiors. 1970. V. 3. P. 359–371.
Helz R. T. The Stillwater Complex, Montana; a subvolcanic magma chamber? //
American Mineralogist. 1995. V. 80. P. 1343–1346.
Kerr A. C., Arndt N. T. A note on the IUGS reclassification of the high-Mg and
picritic volcanic rocks // Journal of Petrology. 2001. V. 42. P. 2169–2171.
Mathias M. M., Siebert J. C., Rickwood P. C. Some aspects of the mineralogy and
petrology of ultramafic xenoliths in kimberlite // Contributions to Mineralogy and
Petrology. 1970. V. 26. P. 75–123.
Pearson D.G., Canil D., Shirey S.B. Mantle samples included in volcanic rocks: xenoliths and diamonds // Treatise in Geochemistry. V. 2. Mantle and core. 2003. P. 171–275.
Viljoen M. J., Viljoen R. P. Evidence for the existence of a mobile extrusive peridotitic magma from the Komati Formation of the Onverwacht Group // Geological
Society of South Africa Special Publication. 1969. V. 2. P. 87–112.
Wager L. R., Brown G. M., Wadsworth W. J. Types of igneous cumulates // Journal of Petrology. 1960. V. 1. V. 73–85.
Глава 5.
МАГМАТИЧЕСКИЕ ГОРНЫЕ ПОРОДЫ ОСНОВНОГО
СОСТАВА
5.1. КЛАССИФИКАЦИЯ МАГМАТИЧЕСКИХ ПОРОД ОСНОВНОГО СОСТАВА НОРМАЛЬНОЙ ЩЕЛОЧНОСТИ
К магматическим породам основного состава относятся плутонические и вулканические породы, содержание кремнезема в которых
более 45 мас.% и менее 52 мас.% Породы нормальной щелочности
могут содержать до 5 мас.% щелочей (Na2O и K2O). Главные породообразующие минералы основных пород нормальной щелочности –
основной плагиоклаз и пироксены. Кроме этого, в основных породах
могут быть породообразующие оливин, амфибол и титаномагнетит.
5.2. ПЛУТОНИЧЕСКИЕ ПОРОДЫ ОСНОВНОГО СОСТАВА
По соотношению количества темноцветных минералов и плагиоклаза среди плутонических основных пород в современной международной классификации (Le Maitre et al., 2002) выделяют ультрамафиты (менее 10 об.% плагиоклаза), габброиды (10–90 об.%
плагиоклаза) и анортозиты (> 90 об.% плагиоклаза) (рис. 5.1). Если в
габброидах содержание плагиоклаза составляет 10–35 об.%, такие
габброиды называются меланократовыми; лейкократовыми называются габброиды с содержанием плагиоклаза 65–90 об.%.
Проблемы классификации. В отечественной петрографической
школе (Петрография, 1976; Емельяненко, Яковлева, 1985) для выделения границ между полями пород нередко используются общие
критерии, основанные на понятиях «породообразующий» (>5 об.%)
и «главные» или «главные породообразующие» (>15 об.%) минералы. Если в породе есть породообразующий минерал, то он обязательно входит в ее название. К примеру, клинопироксенит, содержащий меньше 5 об.% плагиоклаза может быть классифицирован
как просто клинопироксенит (или, в случае принципиальной важности присутствия плагиоклаза – плагиоклазсодержащий клинопироксенит). Если плагиоклаза в клинопироксените от 5 до 15 об.%, то он
классифицируется как плагиоклазовый клинопироксенит. Если порода состоит из клинопироксена и плагиоклаза, и в ней плагиоклаза
больше 15 об.% (но меньше 35 об.%), то она уже не относится к
клинопироксенитам, а должна иметь самостоятельное название, в
данном случае, меланократовое габбро, что соответствует современной классификации (рис.5.1). Современная международная классификация, которая используется в данной книге, не полностью стыкуется с отечественной схемой выделения пород, и могут возникнуть
289
проблемы с интерпретацией названий в областях составов, промежуточных между основными семействами. Однако таких пород существенно меньше, чем пород, однозначно относимых к тому или
иному семейству, и проблемы, возникающие из-за нестыковки различных классификаций, носят скорее академический характер.
анортозиты
90
Pl
90
АНОРТОЗИТЫ
(лейко-)
65
ри
т
но
о
бр
габ
ы
65
габбронориты
35
ГАББРОИДЫ
35
(мелано-)
10
плагиоклазсодержащие
пироксениты
10
УЛЬТРАМАФИТЫ
Cpx
Рис. 5.1. Классификационная диаграмма для интрузивных пород основного состава, содержащих суммарно более 75 % клинопироксена, ортопироксена и плагиоклаза. Диаграмма построена для модальных содержаний минералов в объемных
процентах.
Отличительным признаком плагиоклаза основных пород нормального ряда является его состав (лабрадор, битовнит или анортит).
В субщелочных или щелочных основных породах может встречаться
плагиоклаз более кислого состава (андезин, олигоклаз или альбит).
5.2.1. Ультрамафиты основного состава
Ультрамафиты основного состава (клинопироксениты, вебстериты, ортопироксениты и горнблендиты) чаще всего ассоциируют с
ультраосновными породами, и их классификация рассматривается
совместно. Названия этих пород отражают их минеральный состав:
клинопироксениты содержат не менее 90% клинопироксена, ортопироксениты – не менее 90% ортопироксена, а горнблендиты – не менее 90% амфибола магматического происхождения. Вебстериты –
двуминеральные породы, не менее 90 % которых слагают совместно
орто- и клинопироксен.
Клинопироксениты – темные, зеленовато-серые, зеленоваточерные крупно- и среднезернистые, иногда порфировидные породы, обладающие высокой плотностью. Внешняя окраска пород
290
зависит от состава клинопироксена. Диопсидиты – светлозеленые породы, авгититы и диаллагиты – почти черные (рис.
5.2). Они могут содержать до 10% оливина и ортопироксена. Клинопироксениты с 10–40% оливина называются оливиновыми, при
увеличении количества оливина они переходят в верлиты. Оливин
в клинопироксенитах часто полностью серпентинизирован. Акцессорные минералы представлены магнетитом, ильменитом,
хромитом, шпинелью. Количество рудных минералов в клинопироксенитах варьирует, часто превышая 5 об.%.
а)
б)
Рис.
5.2.
а
–
диопсидит,
массив
Лерц,
Пиренеи.
http://www.mineralatlas.eu/lexikon/index.php/RockData?rock=Diopsidit;
б – диаллагит. http://museum-database.shimaneu.ac.jp/specimen/metadata/303
На рис. 5.3 приведена микрофотография типичного рудного клинопироксенита. Пироксениты могут образовываться за счет кумуляции пироксена в нижних частях магматических камер и ассоциируют с различными типами габброидов и другими кумулятивными породами (перидотитами, магнетитовыми или ильменитовыми кумулятами). Клинопироксениты являются составной частью платиноносных дунит-клинопироксенитовых расслоенных комплексов, для которых характерно тонкое чередование оливиновых и клинопироксеновых слоев (дунит–верлит–клинопироксенит).
Ортопироксениты – зеленовато-серые или буровато-желтые
светлые или темные породы, структура которых различна – от мелко- до гигантозернистой. Энстатититы содержат оливин и клинопироксен и бывают связаны постепенными переходами с гарцбургитами. В них присутствует значительное количество хромшпинелида.
Ортопироксениты встречаются в расслоенных основных массивах,
образуя слои среди других ультрамафитов, габброноритов и анортозитов. На рис. 5.4 приведена микрофотография типичного ортопироксенита, для которого характерна кумулятивная текстура. Кроме
291
того, ортопироксениты образуют жилы разной мощности в офиолитовых комплексах.
а)
б)
1 мм
1 мм
Рис. 5.3. Типичный рудный клинопироксенит: а – при одном николе; б – в
скрещенных николях.
б)
а)
2 мм
2 мм
Рис. 5.4. Типичный ортопироксенит с кумулятивной текстурой: а – при одном николе; б – в скрещенных николях.
Вебстериты – темные зеленовато-серые мелко-, средне- и крупнозернистые породы, сложенные орто- и клинопироксенами. Вебстериты встречаются в массивах альпинотипных перидотитов, где
они ассоциируют с лерцолитами. Вебстериты можно встретить также в нодулях в кимберлитах.
Пироксениты редко образуют самостоятельные тела, чаще всего
они слагают отдельные слои в расслоенных массивах ультраосновных пород, образуют жилы в перидотитах и встречаются в виде ксенолитов в разнообразных эффузивах.
Горнблендиты – темно-зеленые или коричневатые породы, состоящие из амфибола магматического происхождения. Часто обла-
292
дают порфировидной структурой. Составы амфиболов 1 попадают в
поля высокоглиноземистых паргаситов или магнезиальных гастингситов. Второстепенными минералами обычно являются плагиоклаз,
клинопироксен, оливин и биотит. Для горнблендитов характерно
высокое содержание акцессорных минералов – апатита, циркона,
титанита. Могут содержать до 25% титаномагнетита. Фотография
типичного горнблендита приведена на рис. 5.5.
а)
б)
2 мм
2 мм
Рис. 5.5. Горнблендит: а – при одном николе; б – в скрещенных николях.
Горнблендиты редки, встречаются в виде жил и даек в дунитклинопироксенитовых комплексах, где они могут быть связаны постепенными переходами с клинопироксенитами. Г.Б. Ферштатер и
Е.А. Пушкарев (1987) предполагают, что горнблендиты в дунитклинопироксенитовых комплексах являются остаточными флюидонасыщенными магмами, сформировавшимися после кристаллизации
оливина и клинопироксена.
5.2.2. Габброиды
Одним из главных породообразующих минералов габброидов является плагиоклаз основного состава. Классификация этих пород
проводится по набору главных цветных минералов, сочетающихся с
плагиоклазом. Плагиоклаз-клинопироксеновые породы называются
габбро, плагиоклаз-ортопироксеновые – норитами, а плагиоклазоливиновые – троктолитами. Широко распространена плагиоклазамфиболововая порода, которая получила название роговообманковое габбро. Трехминеральные породы, состоящие из плагиоклаза,
клинопироксена и ортопироксена называются габброноритами. Распространенные трех- и четырехминеральные породы, состоящие из
породообразующих плагиоклаза, пироксена и оливина называются
1
В оптической петрографии эти амфиболы называются обыкновенная и бурая
роговые обманки.
293
оливиновые габбро, оливиновые нориты и оливиновые габбронориты, в зависимости от количественного соотношения орто- и клинопироксенов. В этих породах должно быть не менее 15% плагиоклаза
и может быть до 50–60 % оливина.
Габброиды крайне разнообразны по структурно-текстурным особенностям. В них различаются однородные (массивные) и неоднородные текстуры. Среди неоднородных встречаются такситовые
(пятнистые), полосчатые и шаровые, преобладают полосчатые текстуры, обусловленные чередованием разновидностей пород с различным соотношением плагиоклаза и темноцветных минералов
(вплоть до чередования анортозитовых и пироксенитовых слоев).
Границы между слоями могут быть резкими и нерезкими. Наиболее
четко выражена полосчатая текстура пород в расслоенных габбровых массивах.
Габбро – зернистые породы серого или темно-серого цвета, состоящие из основного плагиоклаза и моноклинного пироксена, иногда они содержат оливин, роговую обманку, магнетит, ильменит,
реже биотит, апатит, сфен и сульфиды. Наличие второстепенных минералов в количестве более 5% отражается в названии породы (габбро
оливиновое, кварцевое). Мезократовое габбро содержит 35–65% пироксена, более низкое или более высокое его содержание определяет
выделение лейкократовых или меланократовых типов. Содержание
магнетита и титаномагнетита иногда достигает десятков процентов.
Такие породы называются рудными (магнетитовыми, титаномагнетитовыми) габбро.
Для габбро характерна примерно равная степень идиоморфизма
пироксена и плагиоклаза (габбровая структура, см. Главу 3 «Текстуры и структуры…»). В гипабиссальных массивах проявляется идиоморфизм плагиоклаза по отношению к пироксену – офитовая (рис. 3.12)
и габбро-офитовая (рис. 5.6) структуры. Офитовые габбро являются
породами, переходными к долеритам (субвулканическим и дайковым породам основного состава). В рудных габбро магнетит или
титаномагнетит обычно ксеноморфен относительно плагиоклаза и
пироксена (сидеронитовая структура).
Оливиновые габбро могут содержать значительное количество
оливина (до 80%). На контактах плагиоклаза с оливином часто образуются келифитовые каймы, состоящие из тонких волокон актинолита в срастании с герцинитом и гранатом. Оливиновые габбро связаны постепенными переходами с троктолитами.
Роговообманковые
габбро
–
магматические
амфиболплагиоклазовые или амфибол-клинопирокен-плагиоклазовые породы. Магматическая роговая обманка имеет желтовато-коричневый
цвет (реже зеленый) и образует как самостоятельные идиоморфные
кристаллы, так и неправильные зерна или каймы вокруг клинопироксена. В этих породах наряду с первичным амфиболом (роговая
294
обманка, паргасит, чермакит) распространены вторичные амфиболы
ряда тремолит-актинолит, нередко полностью замещающие клинопироксен (уралитизация). Клинопироксен иногда сохраняется в виде
реликтов в роговой обманке. Роговообманковым габбро свойственна
габбровая или субофитовая структура, когда таблички плагиоклаза
проявляют идиоморфизм по отношению к роговой обманке.
а)
б)
Рис. 5.6. Внешний облик лейкократового оливинового габбро (а) и микрофотография шлифа из этой же породы в скрещенных николях (б). Таиланд.
Нориты – полнокристаллические плагиоклаз-ортопироксеновые
породы серовато-коричневатого цвета, получившие свое название по
месту первого описания (Норвегия). Часто содержат второстепенные
клинопироксен, оливин, кварц, биотит и акцессорные рудные минералы (ильменит, магнетит, сульфиды), апатит. Состав плагиоклаза
основной и варьирует от лабрадора до битовнита. Оливин в норитах
образует округлые зерна или их скопления явно идиоморфные по
отношению к ортопироксену.
Габбронориты – породы, переходные между габбро и норитами.
Они содержат плагиоклаз (лабрадор-битовнит), ортопироксен (гиперстен), клинопироксен (авгит или диопсид). В качестве второстепенных минералов присутствуют оливин, роговая обманка или биотит. В гипабиссальных офитовых разновидностях встречается пижонит, распадающийся на авгит и гиперстен в характерных взаимных
прорастаниях (структура распада твердого раствора). Кварц в габброноритах обычно отсутствует, но в расслоенных массивах известны
кварцевые габбронориты с кварцем в интерстициях между зернами
плагиоклаза и пироксенов. Акцессорные минералы (титаномагнетит,
апатит, сульфиды меди и железа) присутствуют в переменных количествах (от единичных кристаллов до 4–5%), реже образуют скопления (титаномагнетитовые габбронориты). Габброноритам свойст-
295
венна офитовая и габбро-офитовая структуры. Распространена также
сидеронитовая структура, реже встречается габбровая структура.
Троктолиты – лейкократовые породы светло-серого цвета, состоящие из плагиоклаза и оливина (рис.5.7). Могут содержать второстепенные клинопироксен, ортопироксен, роговую обманку, биотит;
акцессорные – титаномагнетит, ильменит, магнетит, апатит, сульфиды. Разновидность троктолитов с плагиоклазом анортитового состава получила самостоятельное название – алливалит. Оливин образует вытянутые или округлые кристаллы. Вокруг его зерен на границе
с плагиоклазом образуются келифитовые каймы, состоящие из актинолита и герцинита, в таких случаях формируется келифитовая
структура. Структура троктолитов близка к габбровой.
Рис. 5.7. Образец троктолита, пятнистая текстура которого обусловлена наличием скоплений мелких зерен зеленоватого оливина на
фоне более крупнозернистой массы белого
плагиоклаза. Шоржинский массив, Армения
(Половинкина, 1966)
5.2.3. Геологическое положение габброидов
Интрузивные основные породы образуют лополиты, силлы, дайки в породах различного возраста, как в складчатых поясах, так и на
платформах. Отдельные массивы габброидов обычно имеют небольшие или средние размеры (несколько сотен км2), однако эти
массивы формируют протяженные зоны, протягивающиеся на тысячи километров.
Габброидные породы широко распространены и являются одним
из главных компонентов ассоциаций, типичных для срединных
океанических хребтов, складчатых поясов и платформенных областей. По типу совместно встречающихся пород выделяются собственно габброидные ассоциации (в пределах рассматриваемой группы основных пород) – габброноритовая, габбро-троктолитовая, ассоциации основных пород с ультрамафитами (дунитами, перидотитами, пироксенитами), с анортозитами (габбро-анортозитовая), породами среднего состава (габбро-диоритовая, габбро-сиенитовая)
или породами кислого состава (габбро-гранитная).
296
Для габброидов офиолитовой формации характерна ассоциация с
дунитами и гарцбургитами. Габброиды в таких ассоциациях представлены троктолитами, собственно габбро и норитами. Габброидные породы этой ассоциации известны во всех современных срединно-океанических хребтах. Габброиды офиолитовой формации на
континентах известны на Урале, в Алтае-Саянской области, в Аппалачах Северной Америки, в Альпийском поясе (Балканы, Карпаты,
Кавказ) и во многих других местах. В платиноносном поясе Урала
массивы габбро располагаются цепочкой вдоль глубинного разлома,
разделяющего Центрально-Уральский мегаантиклинорий и ТагилоМагнитогорский мегасинклинорий, и протягиваются с севера на юг
на 1400 км. Массивы многофазны и сложены пестрым по составу
комплексом пород: дуниты, пироксениты, горнблендиты, габбро,
габбронориты, роговообманковые и оливиновые габбро, диориты,
кварцевые диориты, плагиограниты и сиениты, но на габброиды
приходится около 70% всей площади.
Габброиды, ассоциирующие со средними и кислыми породами –
диоритами, кварцевыми диоритами, плагиогранитами и гранитами,
характерны для поздних стадий развития складчатых зон (Полярный Урал, Центральный Казахстан, Кузнецкий Алатау, Западный
Саян, Восточная Тува, Восточное Забайкалье, Норвегия, Шотландия,
Южная Калифорния). Массивы образуют многофазные штокообразные и дайковые тела небольших размеров, в составе которых породы
основного состава (габбро) и кислого (кварцевые диориты, плагиограниты) занимают примерно равные объемы, иногда кислые разновидности преобладают. К ним приурочены скарновые, железорудные и титаномагнетитовые месторождения.
Нориты и габбронориты характерны для крупных стратиформных (расслоенных) интрузивов. Типичными стратиформными интрузивами являются Садбери (Канада), Стиллуотер (США), Бушвельдский комплекс (ЮАР), Мончегорский плутон на Кольском
полуострове, Скергаард (Гренландия). Характерной особенностью
строения тел этого типа является ритмичная тонкая полосчатость
внутри относительно крупных слоев. Полосчатость проявляется в
смене габбро или норитов меланократовых разновидностей лейкократовыми снизу вверх внутри слоя. Границы между отдельными
слоями обычно резкие. Общим для всех расслоенных массивов является то, что породы верхних горизонтов содержат безоливиновые
разновидности пород, нередко содержащие кварц. В высокожелезистых типах кварцсодержащих пород находится фаялит (например, в Скергаардском массиве). В ассоциацию с ним входят высокожелезистые средние (ферродиориты) и кислые породы (гранофиры, граниты).
297
5.2.4. Анортозиты
Анортозиты внутри семейства характеризуются составом преобладающего плагиоклаза (лабрадориты, битовнититы, анортититы).
Кроме плагиоклаза, для анортозитов характерны оливин, клино- и
ортопироксены. Количество титаномагнетита, ильменита и апатита в
анортозитах часто превышает 1%, а местами даже 5%, что переводит
их из статуса акцессорных в породообразующие минералы для этих
пород. Структура анортозитов крупно- или гигантозернистая, часто
порфировидная, с признаками кумуляции плагиоклаза (рис.5.8, 5.9).
Второстепенные минералы, как правило, слагают промежутки между идиоморфными кристаллами плагиоклаза. Анортозиты часто ассоциируют с норитами и габброноритами, поэтому их часто относят
к габброидам. Однако их приуроченность только к докембрийским
комплексам позволяет обособить анортозиты в отдельное семейство.
Рис. 5.8. Типичная
порфировидная
структура архейских
анортозитов.
Комплекс
Фискенэссет,
западная Гренландия
(Myers, 1985).
Подавляющее большинство анортозитовых комплексов сформировалось в мезопротерозое и имеет возраст 1–1.6 млрд. лет. Кроме
наиболее распространенных протерозойских анортозитов, Льюис
Эшвол (Ashwall,1993) выделяет еще несколько типов: архейские
анортозиты; анортозиты лунных материков; анортозиты, слагающие
тела мощностью до 100 м в расслоенных интрузивах.
Протерозойские анортозиты образуют цепочки крупных массивов, окаймляющих древние архейские комплексы. Массивы анортозитов в Канаде и США протягиваются от Лабрадора и Квебека до
Адирондака и Онтарио, формируют зону вдоль Джугджурского или
Станового хребтов в Приморье, хорошо известны в южной Гренландии, Скандинавии и на Украине. Несмотря на название, в них
преобладает плагиоклаз среднего состава (An40–60). Обычно они
имеют массивные текстуры, крупно- и гигантозернистые структуры.
Протерозойские анортозиты ассоциируют с субщелочными средни-
298
ми и кислыми породами (гранитами-рапакиви, монцонитами, сиенитами, чарнокитами).
Рис. 5.9. Характерный
облик
протерозойских
анортозитов
(Канада).
Диаметр поля зрения 8 мм
(Половинкина, 1966).
Предполагается, что анортозиты имеют мантийное происхождение, тогда как ассоциирующие с ними кислые породы – коровое, за
счет плавления корового вещества. Льюис Эшвол (Ashwall,1993)
предложил двустадийную схему формирования протерозойских
анортозитов (рис. 5.10). По этой схеме магма основного состава скапливается на границе мантия-кора за счет того, что эта магма легче,
чем мантия и плотнее, чем кора протерозойского возраста. На этой
границе магма фракционирует и формирует кумуляты плагиоклаза в
верхних частях магматической камеры (плагиоклаз кристаллизуется
и всплывает). За счет фракционирования и кумуляции плагиоклаза
магма верхних частей магматических камер становится менее плотной, чем вышележащие породы, и начинает постепенно подниматься
к поверхности вместе с кристаллами плагиоклаза. Поднимаясь на
новый уровень, который определяется соотношением плотностей
магмы и вмещающих пород, отдельные порции магмы соединяются
друг с другом и формируют крупные анортозитовые массивы.
Архейские анортозиты, возможно, являются одними из самых
древних пород Земли. Они встречены в Гренландии и Канаде в ассоциации с зеленокаменными поясами и коматиитами. Их отличает
битовнитовый и анортитовый плагиоклаз (An80–95). В отличие от
протерозойских анортозитов, они часто имеют порфировидную
структуру и содержат очень крупные незональные мегакристы плагиоклаза (до 1 м).
299
а)
г)
кора
мантия
б)
д)
Рис. 5.10. Модель формирования массивных анортозитов (Ashwal, 1993;
Winter, 2010):
a) мантийная магма скапливается в
нижней части коры, формируя крупные очаги;
б) происходит кристаллизация темноцветных минералов и их отсадка
вниз одновременно с частичным плавлением вышележащих коровых пород;
в) плагиоклаз начинает кристаллизоваться и подниматься в верхние части магматической камеры;
г) области магмы с накопившимся плагиоклазом становятся менее плотными, чем вышележащие коровые породы и начинают всплывать к поверхности;
д) богатые кристаллами плагиоклаза области магмы поднимаются наверх, соединяются друг с другом и формируют анортозитовые массивы.
Гранитоидные расплавы, образовавшиеся за счет корового плавления, также поднимаются вместе с анортозитами, тогда как кумулаты цветных минералов накапливаются в основании очага и со временем могут «тонуть» в
мантии.
в)
Лунные анортозиты формируют значительную часть лунных
«материков». Они имеют возраст 4.3–4.5 млрд. лет и сформировались практически сразу после формирования Луны. Они наиболее
сходны по составу с архейскими анортозитами Земли, а от протерозойских анортозитов Земли отличаются более основным составом
плагиоклаза. Формирование лунных анортозитов связывается с существованием огромного магматического океана на Луне 4.5 млрд.
лет назад. Кристаллы плагиоклаза кристаллизовались, всплывали и
собирались на поверхности магматического океана, слагая материки.
300
5.2.5. Вторичные метаморфические изменения основных пород нормальной щелочности
В основных породах как плагиоклаз, так и темноцветные минералы подвержены вторичным изменениям. Для основного плагиоклаза
характерен процесс химического разложения с образованием альбита и ряда кальциевых минералов (актинолита, минералов группы
эпидота и др.). В этом агрегате часто отмечается хлорит, серицит и
другие минералы. Агрегат вторичных минералов по основному плагиоклазу имеет зеленовато-серую окраску и называется соссюрит
(по имени швейцарского исследователя Ораса Бенедикта де Соссюра, нашедшего эти образования в Альпах). В зональных кристаллах
плагиоклаза соссюритизация часто проходит в центральных частях
зерен, которые были сложены более кальциевым плагиоклазом, а
краевые части зерен остаются неизмененными. Породы, в которых
плагиоклаз полностью замещен соссюритовым агрегатом называются соссюритовыми, претерпевшие частичную соссюритизацию –
соссюритизированными (соссюритовый норит, соссюритизированное габбро и т.д.).
Клинопироксены часто замещаются псевдоморфозами светлозеленого волокнистого амфибола. Такие псевдоморфозы называются
уралитовыми, а процесс замещения клинопироксена – уралитизацией. Характерные вторичные минералы, развивающиеся по клинопироксену – амфибол актинолит-тремолитового ряда, хлорит и эпидот.
В случае полного замещения пироксена уралитом породы называются уралитовыми, при частичных изменениях – уралитизированными
(уралитовое или уралитизированное габбро).
Ортопироксены замещаются тальком, хлоритом, амфиболом.
Оливин легко замещается иддингситовым агрегатом, частично переходит в серпентин. При этом часто выделяется мелкая сыпь вторичного магнетита, которая располагается по границам зерен или
зонами внутри замещаемого минерала.
5.3. ВУЛКАНИЧЕСКИЕ ПОРОДЫ ОСНОВНОГО СОСТАВА
НОРМАЛЬНОЙ ЩЕЛОЧНОСТИ
Все вулканические породы основного состава нормального ряда
щелочности относятся к семейству базальтов. Породы семейства
базальтов можно представить как вулканические аналоги пород семейства габброидов. Вулканические аналоги ультрамафитов основного состава и анортозитов отсутствуют или крайне редки. Базальты
состоят из интрателлурических вкрапленников, кристаллизовавшихся из магмы в глубинных магматических очагах, и основной массы
(матрикса) породы, различной по степени кристалличности. Основная масса базальтов, как правило, сложена вулканическим стеклом,
301
плагиоклазом и клинопироксеном примерно в равных пропорциях,
может содержать оливин, титаномагнетит и другие минералы. Гиалобазальты имеют полностью стекловатую основную массу, собственно базальты – частично раскристаллизованную, а долериты –
полностью раскристаллизованную. Для базальтов характерны порфировые структуры, а для долеритов – долеритовая, офитовая или
пойкилоофитовая структуры.
Классификация пород семейства базальтов проводится по степени кристаллизации основной массы: стекловатая – гиалобазальты,
частично раскристаллизованная – базальты, полностью раскристаллизованная – долериты; по специфике в составе вкрапленников (например, авгитофировые базальты, плагиофировые базальты, двупироксеновые базальты и т.д.) и по особенностям химического состава
(толеитовые и известково-щелочные).
Для срединно-океанических хребтов и спрединговых зон в задуговых бассейнах характерны гиалобазальты и афировые базальты,
несущие черты быстрой кристаллизации в подводных условиях. Потоки или их части представлены подушечными лавами с закалочными полностью стекловатыми каймами. Отличительными чертами
этих базальтов является малое количество вкрапленников, структуры быстрой кристаллизации и низкая пористость (рис. 5.11). Вкрапленники преимущественно представлены плагиоклазом, оливин редок, а вкрапленники клино- и ортопироксена либо отсутствуют, либо
единичны. Для основной массы характерны стреловидные и футляровидные кристаллы. Микролиты плагиоклаза часто имеют расщепленные окончания, что является хорошим петрографическим признаком базальтов срединно-океанических хребтов и спрединговых
зон задуговых бассейнов. Эти базальты изначально содержат мало
летучих компонентов, при извержении в глубоководных условиях
они практически не дегазируют и поэтому газовые пузырьки в них
редки и, как правило, они имеют небольшие размеры и близкую к
шарообразной форму.
Базальты океанических островов, как правило, можно отличить
от базальтов срединно-океанических хребтов по петрографическим
признакам. Мощность земной коры под океаническими островами
значительно больше мощности коры в спрединговых зонах, что дает
возможность магме сформировать промежуточные очаги при подъеме к поверхности. Базальты океанических островов содержат значительное количество вкрапленников, часто среди вкрапленников преобладает оливин и клинопироксен (рис. 5.12). Так как магмы, характерные для океанических островов, недосыщены кремнеземом, в них
отсутствуют вкрапленники ортопироксена, а для основной массы,
кроме плагиоклаза и клинопироксена, характерно присутствие оливина. Пористость базальтов океанических островов выше, чем у ба-
302
зальтов срединно-океанических хребтов. Поры обычно удлиненные
или представлены цепочками соединенных между собой пузырьков.
а)
б)
0.2 мм
Рис. 5.11. Фотография (а) и зарисовка (б) шлифа характерного базальта срединно-океанических хребтов (Срединно-Атлантический хребет, рис. и фото
Е.В.Хромовой). Наряду со светлым стеклом, присутствует темнокоричневое стекло, имеющее радиально-лучистое, псевдосферолитовое
строение.
б)
а)
Ol
расплавные включения в Ol
основная масса
Ol
0.5 мм
0.5 мм
Рис. 5.12. Типичный оливиновый базальт океанических островов. Канарские острова. Фото Х.Бовень.
Островодужные базальты отличаются максимальным разнообразием петрографических и петрохимических признаков. Главные отличия от базальтов других геодинамических обстановок заключаются в высоком содержании летучих компонентов в исходной магме и
в наиболее окисленной обстановке ее формирования. Это отражается в высокой пористости базальтовых лав и присутствии относительно ранних вкрапленников титаномагнетита. Кроме этого, для
островных дуг характерны долгоживущие вулкано-магматические
системы с серией промежуточных очагов, которые могут быть заполнены магмой разного состава. Для островодужных базальтов ха303
рактерны серийно-порфировые структуры, сложно-ритмичная зональность плагиоклазов и многочисленные зоны растворения внутри
вкрапленников.
5.3.1. Вторичные изменения пород семейства базальтов
Все минералы базальтов относительно легко разлагаются и переходят в агрегат вторичных минералов. Обычно самым первым разлагается вулканическое стекло, чуть более устойчив оливин. В целом,
при гипергенезе клинопироксен более устойчив, чем плагиоклаз,
хотя могут быть и исключения из этого правила. Наименее подвержены вторичным изменениям такие акцессорные минералы как хромистая шпинель, циркон и апатит, по которым иногда удается восстановить магматическую историю даже полностью разрушенной
породы.
Выделяется два характерных типа вторичных изменений вулканитов основного состава:
1. при избытке кислорода железо из породообразующих минералов и стекла фиксируется в оксидной форме. Оксиды и гидроксиды
трехвалентного железа (гематит, гетит, гидрогетит и др.) придают
породе красноватый оттенок, и поэтому этот тип вторичных изменений называется краснокаменным изменением. Такие изменения
происходят после извержения при контакте с атмосферой, т.е. характерны для субаэральных (наземных) извержений;
2. при недостатке кислорода железо фиксируется во вторичных
силикатах в двухвалентном состоянии. Наиболее распространенные
вторичные силикаты железа (хлорит, актинолит, минералы группы
эпидота) придают породе зеленоватый оттенок. Такой тип вторичных изменений называется зеленокаменным изменением. Эти вторичные изменения происходят без контакта с атмосферой и характерны для метаморфических преобразований пород в гипабиссальных условиях.
В целом, в базальтах более распространен зеленокаменный тип
вторичных изменений. Вторичные минералы развиваются по основной массе породы, по минералам-вкрапленникам, заполняют поры в
лаве и формируют многочисленные прожилки. Лава, в которой газовые пузырьки выполнены вторичными минералами, приобретает
миндалекаменную текстуру. Наиболее распространенные вторичные минералы представлены оксидами и гидроксидами (кварц, халцедон, гематит, гетит), гидрослюдами, карбонатами, смектитами,
хлоритами, цеолитами.
Из гидрослюд чаще всего встречаются:
гидромусковит, K<1Al2[ (Si,Аl)4О10] [ОН]2·nН2О;
вермикулит, (Mg, Fe2+, Fe3+)[(Si, Al)4O10I [ОН]2·Н2О;
глауконит, K<1(Fe3+, Fe2+, Al, Mg)2-3[Si3(Si, Al)O10] [OH]2·nH2O;
304
селадонит, (К, Са, Na)<1(Al, Fe3+, Fe2+, Mg)2 [(OH)2[Al0.11Si3.89O10];
Вторичные карбонаты представлены кальцитом CaCO3, доломитом CaMg[CO3]2, сидеритом FeCO3, анкеритом CaFe[CO3]2
Смектиты (группа монтмориллонита) существенно изменяют
объем при увлажнении и высыхании, что является их хорошим диагностическим признаком. При большой степени вторичных изменений образуются бентониты – глины, содержащие большое количество смектитов. Смектиты могут образовываться по любым силикатам. В зависимости от матрицы и от условий, при которых происходили вторичные изменения, образуются нонтронит (минерал группы
смектитов, обогащенный Fe3+), бейделит (глиноземистый смектит),
сапонит (смектит, обогащенный Mg2+, в котором часть Si замещается Al).
В подводных условиях в палеобазальтах часто присутствует палагонит – богатое водой аморфное минеральное вещество жёлтобурого, буровато-зелёного или темно-бурого цвета, которое можно
спутать с вулканическим стеклом. Палагонит, в отличие от вулканического стекла, является вторичной фазой, образуется в пустотах,
выполняет трещины и находится в парагенезисе с другими вторичными минералами (селадонитом, хлоритом и т.д.).
Вторичные изменения, происходящие при взаимодействии с морской водой, могут объединяться под общим термином «гальмиролиз». Гальмиролиз (от греч. halmyros – соленый и lysis – распад) это
гидротермально-метасоматическое преобразование вулканических
пород или первичных осадков на дне морских бассейнов под влиянием процессов растворения, окисления и др. Гальмиролизом объясняют происхождение некоторых минералов, возникающих только в
морских осадках (глауконит, шамозит и др.), подводное изменение
вулканических туфов, ведущее к образованию бентонита и др. разновидностей глинистых минералов. Скорость процессов гальмиролиза определяется температурой циркулирующих в породе вод.
Особенно благоприятны для процессов гальмиролиза места медленного накопления осадков и гидротермальных полей. Породы, подвергшиеся гальмиролизу, обогащены компонентами морской воды (в
первую очередь натрием и хлором) и не соответствуют по составу
свежим излившимся породам. Вулканические и вулканогенные породы, подвергшиеся гальмиролитическим зеленокаменным преобразованиям, объединяются под названием спилиты (рис. 5.13).
Так как вторичные изменения основных эффузивных пород
крайне разнообразны, было предложено множество различных названий для различных палеобазальтов. Кроме вышеописанных спилитов, в научной литературе до сих пор встречается термин «диабаз», объединяющий вторично измененные (обычно зеленокаменное
изменение) базальты и долериты. Для универсализации названий
измененных базальтов рекомендуется использовать термин «палео305
базальт» для вторично-измененных базальтов, сохранивших реликты первичных минералов; термин «метабазальт» для вторичноизмененных базальтов, сохранивших
только первичномагматические структуры и текстуры и термин «метабазит» для
полностью перекристаллизованных пород, соответствующих по составу основным вулканитам.
Рис. 5.13 Типичный
метабазальт (спилит), в
котором не сохранилось ни одного первичного минерала, но сохранена
характерная
миндалекаменная текстура,
позволяющая
определить исходную
породу, несмотря на
вторичные преобразования. Характерными
чертами породы являются: 1) полное отсутствие фенокристаллов,
т. е. афировая структура, и 2) обилие миндалин, т. е. миндалекаменная текстура. Миндалины имеют округлую или неправильную форму и размеры от 1 до 2.5 мм
и заполнены постмагматическими минералами – актинолитом, пренитом,
кальцитом, хлоритом. Некоторые мелкие миндалины (верхняя часть рисунка) сложены только кальцитом. Скрытокристаллическая основная масса
породы состоит из тонких лейст альбитизированного плагиоклаза и девитрифицированного стекла, превратившегося в агрегат хлорита, рудного
минерала и минералов титана. (Лапин, Фролова, 1992).
5.4. ОСНОВНЫЕ ПОРОДЫ УМЕРЕННОЙ ЩЕЛОЧНОСТИ
Субщелочные породы являются промежуточными между породами нормального ряда и щелочными породами (рис. 2.3). От пород
нормального ряда их отличает наличие нормативных фельдшпатоидов. При этом модальные (реально наблюдаемые) фельдшпатоиды
отсутствуют, что отличает их от щелочных пород.
5.4.1. Плутонические породы
Зона перехода между габбро и щелочными габброидами очень
узка и в нее попадает очень ограниченное количество разностей пород, не имеющих широкого распространения. К ним относятся неко306
торые субщелочные клинопироксениты, калишпатовые разновидности габбро и троктолитов. Субщелочные основные породы обычно
встречаются в пределах габбро-монцонит-сиенитовых ассоциаций,
которые распространены в субплатформенных областях. Они образуют небольшие по площади лополито- или воронкообразные тела и
имеют многофазное строение. Породы ранней фазы обычно дифференцированы от перидотитов через габбро до анортозитов, обладающих полосчатостью и трахитоидностью с падением к центру
массивов. Поздние фазы внедрения представлены монцонитами,
сиенитами, или щелочными породами (щелочными сиенитами, щелочными габброидами). В этих массивах среди габброидов могут
преобладать субщелочные разности, промежуточные между габбро
и монцонитами, которые называют калишпатовые габбро или монцогаббро. Габброиды этой ассоциации распространены в Восточном
Казахстане, Западном Забайкалье, Кузнецком Алатау, Восточном
Саяне, на Кавказе, а также в Норвегии (район Осло), Южной Гренландии (комплекс Кунгнат) и других местах.
Главные минералы в этих породах – плагиоклаз (лабрадор), оливин, клинопироксен (титан-авгит), гиперстен, богатая титаном роговая обманка, ортоклаз. Среди второстепенных минералов характерна
обыкновенная роговая обманка, железистый биотит. Акцессорные
минералы представлены апатитом, сфеном, титаномагнетитом, ильменитом, сульфидами меди и железа. Структура пород габбровая,
иногда офитовая. Текстура массивная однородная или полосчатая,
иногда такситовая.
5.4.2. Вулканические породы
Субщелочные вулканические породы основного состава – трахибазальты – могут содержать от 5 до 7.3 % щелочей (Na2O+K2O, мас.%)
при содержании кремнезема от 45 до 52% мас. Среди вулканических
пород основного состава повышенной щелочности можно выделить
породы натриевого и калиевого рядов. К натровому ряду относятся
гавайиты (Na2O–2K2O). К этому ряду иногда относят и муджиериты. Субщелочные породы калиевого ряда называются калиевыми
трахибазальтами (Na2O–2<K2O).
Характерной особенностью всех субщелочных вулканитов является повышенное содержание альбитовой (иногда и ортоклазовой)
составляющей в плагиоклазах, наличие титан-авгита и/или эгиринавгита, присутствие санидина в основной массе или в виде каемок
вокруг вкрапленников плагиоклаза. Для этих пород характерно широкое распространение оливина и отсутствие ортопироксена.
По текстурно-структурным признакам гавайиты и муджиериты
(рис. 5.14) сходны с базальтами. Они, как правило, порфировые, содержат крупные вкрапленники оливина, клинопироксена и плагиок307
лаза. Основная масса представлена плагиоклазом, клинопироксеном
и стеклом. От базальтов эти породы отличаются составом плагиоклаза. Для базальтов характерен основной плагиоклаз – лабрадор
(An50-70), тогда как в субщелочных вулканитах плагиоклаз более
кислый, т.е. более натровый. В гавайитах преобладающим плагиоклазом является андезин, а в муджиеритах – олигоклаз.
а)
б)
Рис. 5.14. Типичный муджиерит при одном (а) и в скрещенных (б) николях.
На фотографии видны крупные полисинтетически сдвойникованные вкрапленники плагиоклаза (олигоклаза), вкрапленник сдвойникованного клинопироксена и частично хлоритизированный вкрапленник оливина в основной
массе, в которой преобладает олигоклаз с подчиненным количеством клинопироксена и хлоритизированным стеклом. Обр. из Келсо (Шотландия).
Ширина поля зрения 5 мм.
Муджиериты были впервые описаны А. Харкером в 1904 г. в Шотландии, около деревни Муджиари на о.Скай, а гавайиты – Дж. Иддингсом в 1913 г. на Гавайском архипелаге. Позже они были объединены
в единое семейство.
Гавайиты и муджиериты могут формироваться во всех геодинамических обстановках, за исключением срединно-океанических
хребтов. Они описаны в пределах как океанических, так и континентальных трапповых формаций (плато Декан, плато Онтонг-Джава),
на океанических островах (Гавайи, Мадейра, Исландия, Азоры, Канары и др.), в пределах континентальных рифтовых зон (Восточная
Африка, Антарктида). На островных дугах они встречаются
(о.Хонсю, Новая Гвинея), но значительно реже.
Интересно, что первая магматическая порода, исследованная непосредственно на поверхности Марса совсем недавно, в октябре
2012 г., была классифицирована как муджиерит.
ЛИТЕРАТУРА К ГЛАВЕ 5
Ферштатер Г.Б., Пушкарев Е.В. Магматические клинопироксениты Урала и
их эволюция // Изв. АН СССР. Cер. геол. 1987. № 3. C.13–23.
Половинкина Ю.Ир. Структуры и текстуры изверженных и метаморфических горных пород. Ч.2. Т.1. Изверженные породы. М.: Недра. 1966. 424 с.
Глава 6.
МАГМАТИЧЕСКИЕ ГОРНЫЕ ПОРОДЫ СРЕДНЕГО СОСТАВА
Средние по кремнекислотности породы ограничены интервалом
содержаний SiO2 от 52 до 63% SiO2 в пересчете на сухой остаток
(рис. 2.3). Эту группу пород отличают широкие вариации общей щелочности: сумма массовых содержаний K2O и Na2O (K2O+Na2O) в
них колеблется от 2–3% до 20–23%, максимальных значений для
силикатных магм. Высокощелочные средние породы значимо отличаются от низко- и умереннощелочных как по условиям формирования, так и по структурно-вещественным характеристикам, поэтому
их описание, вместе с описаниями прочих магматитов щелочного
ряда, вынесено в отдельную главу (Глава 8).
6.1. СРЕДНИЕ ПЛУТОНИЧЕСКИЕ ПОРОДЫ НОРМАЛЬНОЙ И УМЕРЕННОЙ ЩЕЛОЧНОСТИ
6.1.1. Распространение плутонических пород среднего
состава
Генетические связи магматических пород среднего состава разнообразны. Вполне обычно присутствие этих пород в составе базитовых (габброидных) плутонов. Например, мелкие линзовидные тела
железистых диоритов нередко приурочены к верхним частям расслоенных интрузивов платформ (Уэйджер, Браун, 1970), а штоки
диоритов и сиенито-диоритов сопровождают массивы аляскинского
типа (Himmelberg, Loney, 1995). Средние породы также входят в состав батолитов и более мелких плутонов гранитоидных и габброгранитоидных формаций, слагая как отдельные фазовые тела с резкими контактами, так и фации, связанные с другими породами постепенными
переходами.
Наконец,
существуют
вулканоплутонические ассоциации, объединяющие толщи средних вулканитов и родственные им плутоны (в большинстве случаев некрупные и
однофазные).
6.1.2. Петрография
Средние плутонические породы нормальной щелочности представлены диоритами и кварцевыми диоритами. Согласно принятой
классификации, эти породы являются аналогами андезибазальтов и
андезитов, соответственно. Диориты и кварцевые диориты имеют
серую и темно-серую окраску, массивную текстуру, равномернозернистую или порфировидную структуру. Крупно- и гигантозернистые
309
структуры для этих пород нетипичны, гораздо чаще встречаются
мелко- и среднезернистые.
Диориты обладают гипидиоморфнозернистой или паналлотриоморфнозернистой структурой (рис. 6.1). Главные минералы в их составе – плагиоклаз (андезин-лабрадор), клинопироксен, ортопироксен, роговая обманка, биотит. Нередки признаки последовательного
замещения пироксенов амфиболом (рис. 6.1) и далее биотитом, однако возможна и совместная кристаллизация пар пироксен-амфибол
или амфибол-биотит. В количестве до 5% может присутствовать
кварц, зачастую приуроченный к интерстициям между кристаллами
более ранних фаз. Цветовой индекс диоритов варьирует от 25 до 40.
Из акцессорных минералов наиболее типичны титаномагнетит, ильменит, апатит, циркон и сфен. В кварцевых диоритах (рис. 6.2) количество кварца возрастает до 5–20%, а цветовой индекс, напротив,
снижается до 20–30. По сравнению с диоритами здесь увеличивается
доля биотита. К акцессорным минералам, обычным для диоритов,
иногда добавляются ортит, монацит и ксенотим.
Из средних плутонических пород умеренной щелочности наиболее распространены сиениты, монцониты и монцодиориты, а также
их кварцевые разновидности. Главным критерием различия между
этими породами считается калий-натровое отношение, выраженное,
в частности, в объемном соотношении плагиоклаза и K-Na полевого
шпата (рис. 2.5а). По этому параметру указанные породы составляют
ряд от щелочнополевошпатовых сиенитов (плагиоклаз – не более
10% от суммы полевых шпатов) до монцодиоритов (плагиоклаз – от
65 до 90% от суммы полевых шпатов). Границей между сиенитами и
монцонитами считается доля плагиоклаза в 35%, а между монцонитами и монцодиоритами – в 65% от суммы полевых шпатов.
а)
б)
Hbl
Hbl
Ti-Mag
CPx
Pl
CPx
Pl
Рис. 6.1. Диорит, Центральная Чукотка: а – при одном николе; б – николи
скрещены. Клинопироксен большей частью замещен роговой обманкой и
сохранился лишь в реликтах.
310
а)
б)
Cpx
Cpx
Hbl
Hbl
Bt
Qtz
Bt
Qtz
Pl
Pl
1мм
Pl
1мм
Pl
Рис. 6.2. Кварцевый диорит: а – при одном николе; б – николи скрещены. Клинопироксен частично замещен роговой обманкой и биотитом.
Фото М.А. Богомолова.
Сиениты (рис. 6.3, 6.4) – серые, розовато-серые и желтоватосерые породы, массивные или с закономерно ориентированными
табличками пертитизированного K-Na полевого шпата. Помимо щелочного полевого шпата, сиениты сложены плагиоклазом (андезином-олигоклазом), пироксенами (авгитом, титанавгитом, гиперстеном), амфиболами (роговой обманкой, керсутитом, гастингситом),
биотитом, вместе образующими гипидиоморфнозернистый агрегат. Цве-
а)
б)
Kfs
Pl
Ti-Mag
Bt
Ap
Bt
Ap
Spn
Spn
Рис. 6.3. Мелкозернистый биотитовй сиенит: а – при одном николе; б –
николи скрещены. Пертиты в K-Na полевом шпате частично перекристаллизованы с образованием мелких кристаллов и кайм альбита. Акцессорные
сфен и апатит приурочены к выделениям биотита.
товой индекс сиенитов варьирует от 5 до 30. Кварц может присутствовать в качестве второстепенного минерала (до 5%), в кварцевых
сиенитах (граносиенитах) его количество достигает 20%. Общая
массовая доля акцессорных минералов в сиенитах выше, чем в диоритах и кварцевых диоритах, и они более разнообразны. Это связано
с тем, что одновременно с содержаниями K2O и Na2O в магмах воз311
растают и содержания прочих несовместимых литофильных элементов (крупноионных, высокозарядных и редкоземельных). Многие из
этих элементов не склонны входить в кристаллическую структуру
породообразующих минералов, и потому формируют собственные
фазы. По мере увеличения щелочности пород особенно заметно возрастает содержание сфена, ильменита, циркона, фаз редкоземельных
элементов (ортита, монацита, ксенотима), могут появиться корунд,
флюорит, бадделеит, а также торианит, торит, фергусонит, самарскит и другие фазы редких и радиоактивных элементов. Как и в прочих средних и кислых магматических породах, кристаллы многих
акцессорных минералов обнаруживают пространственную связь с
Fe-Mg силикатами – пироксенами, амфиболом и биотитом (рис. 6.3,
6.4, 6.5).
а)
б)
Ti-Mag
Cpx
Bt
Срх
Bt
Kfs
Hbl
Pl
Ap
Kfs
Hbl
Ap
Ap
Pl
Pl
Ap
Pl
Рис. 6.4. Среднезернистый пироксен-биотитовый сиенит: а – при одном
николе; б – николи скрещены. Геденбергит частично замещен роговой обманкой. Вторичные изменения K-Na полевого шпата и плагиоклаза
различны (по K-Na полевому шпату – агрегат субмикронных зерен
глинистых минералов, по плагиоклазу – серицит), что помогает диагностике полевых шпатов при выключенном анализаторе.
Монцониты и монцодиориты (рис. 6.6, 6.7) подобны сиенитам, но
в их окраске реже встречаются розоватые тона из-за меньшей доли
K-Na полевого шпата. Между собой эти породы также различаются
соотношением количества модальных плагиоклаза и K-Na полевого
шпата (см. выше). Согласно международной классификации (рис. 2.5а),
содержания SiO2 в сиенитах, монцонитах и монцодиоритах не имеют
существенных различий. Плагиоклаз (обычно соответствующий андезину-лабрадору) и Fe-Mg силикаты в монцонитах и монцодиоритах имеют гипидиоморфные очертания и облекаются ксеноморфными зернами K-Na полевого шпата. Такую структуру принято именовать монцонитовой. Кварц (в монцонитах и монцодиоритах – до 5%,
в их кварцевых разновидностях – до 20%) также располагается в интерстициях между кристаллами других минералов. Иногда он обра312
зует графические срастания с K-Na полевым шпатом, что указывает на то, что состав остаточного расплава достиг соответствующей
котектики в гранитной системе. Акцессорные минералы монцонитов
и монцодиоритов – титаномагнетит, ильменит, сфен, циркон, апатит,
ортит, реже встречаются монацит, ксенотим, флюорит.
Рис. 6.5. Сросток кристаллов биотита и амфибола в
кварцевом монцодиорите,
Центральная Чукотка (при
одном николе). В Fe-Mg
силикатах
присутствуют
многочисленные включения акцессорных циркона и
апатита. Вокруг зерен циркона развились темные плеохроичные дворики – следствие частичного разрушения структуры темноцветных минералов высокоскоростными частицами,
образующимися при радиоактивном распаде урана
и тория.
Bt
Zrn
Ap
Ap
Bt
Amp
Zrn
500 мкм
Zrn
а)
б)
Ti-Mag
Hbl
Pl
Kfs
CPx
Hbl
CPx
Pl
Ti-Mag
Pl
Pl
Kfs
Рис. 6.6. Роговообманковый монцодиорит, Западная Чукотка: а – при
одном николе; б – николи скрещены. Кристаллы роговой обманки включают реликты зерен клинопироксена. K-Na полевой шпат образует крупные ксеноморфные зерна, облекающие относительно идиоморфные кристаллы плагиоклаза и темноцветных минералов (монцонитовая структура).
313
а)
Pl
Ti-Mag
б)
Pl
Ti-Mag
Cpx
Cpx
Pl
Pl
Cpx
Рис. 6.7. Пироксеновый кварцевый монцодиорит, Камчатка: а – при
одном николе; б – николи скрещены. Кварц и K-Na полевой шпат, кристаллизуясь одновременно на заключительной стадии магматического
процесса, образуют тонкие графические срастания, заполняющие интерстиции между кристаллами более ранних фаз – плагиоклаза и клинопироксена.
6.2. ВУЛКАНИЧЕСКИЕ ПОРОДЫ НОРМАЛЬНОЙ И УМЕРЕННОЙ ЩЕЛОЧНОСТИ
6.2.1. Генетические типы вулканитов и форма вулканических построек
Для извержений средних по кремнекислотности магм типично
чередование эффузивной и эксплозивной деятельности различной
интенсивности (стромболианский, вулканский, плинианский, пелейский типы). Характернейшей формой вулканической постройки
здесь являются стратовулканы – крупные сооружения центрального
типа, по форме приближающиеся к конусу (рис. 6.8). Магмы среднего состава в общем случае более вязкие, чем основные – базальтовые, и оттого образуют более мощные потоки, в среднем от 3 до 8 м
(рис. 6.9). А вот для формирования экструзивных куполов вязкость
этих магм, как правило, оказывается недостаточной. Мощность отложений пирокластических пород меняется от миллиметров до десятков метров, в зависимости от интенсивности эксплозии и расстояния до центра извержений.
6.2.2. Петрография
Самые распространенные вулканические породы среднего состава – андезиты. Эти породы обычно окрашены в серые тона. Они
светлее базальтов вследствие меньшего содержания железа. Оттенки
окраски могут быть различными (буроватыми, красноватыми, зеле314
новатыми), главным образом за счет вариаций степени окисления
того же железа. Типичная текстура андезитовых лав – массивная;
пузыристые и миндалекаменные разности встречаются, но реже, чем
в базальтах.
Рис. 6.8. Вулкан Ключевская сопка (Камчатка) –
крупнейший из действующих стратовулканов
Земли.
Рис. 6.9. Фрагмент андезитового потока со
столбчатой отдельностью, Центральная Чукотка.
Мощность потока – около 5 м.
Как правило, андезиты имеют порфировую структуру (рис. 6.10),
и нередко содержат несколько генераций вкрапленников. Типичные
минералы вкрапленников – плагиоклаз (лабрадор-андезин), клинопироксен (диопсид или авгит), ортопироксен, базальтическая рого315
вая обманка; из акцессорных минералов – титаномагнетит, апатит, в
относительно кислых андезитах появляется циркон. Часто вкрапленники объединяются в крупные сростки, именуемые гломеропорфировыми.
а)
б)
Hbl
Hbl
Pl
Pl
1 мм
1 мм
Рис. 6.10. Амфиболовый андезит, Западная Чукотка: а – при одном николе; б – николи скрещены. Кристаллы амфибола окружены каймой тонких
зерен пироксена и рудного минерала (опацитовая кайма). Мелкие вкрапленники амфибола замещены этими фазами полностью.
Основная масса андезитов включает микролиты плагиоклаза, моноклинного пироксена и титаномагнетита. Доля интерстициального
стекла может меняться в широких пределах, но в среднем матрикс
андезитов несколько более стекловатый, чем базальтовый: относительно высокая вязкость расплава при быстром остывании препятствует формированию кристаллических структур. В процессе разложения (девитрификации) стекло замещается агрегатом мелких зерен
кварца и полевых шпатов, сначала субмикронных, затем постепенно
укрупняющихся по мере перекристаллизации. При этом образуются
фельзитовые, микрогранобластовые и микропойкилобластовые
структуры, в более яркой форме выраженные в вулканитах кремнекислого состава.
Андезиты, являющиеся продуктами эволюции высокожелезистых
(толеитовых) базальтовых магм, называют исландитами. Высокие
(11–14%) содержания FeOобщ. в таких породах нередко приводят к
появлению специфической сидеронитовой структуры. Отличительной
особенностью этой структуры является почти непрозрачная в шлифах
основная масса – следствие обилия мелкого титаномагнетита.
Андезибазальты занимают промежуточное положение между базальтами и андезитами (рис. 2.3), формально считаясь вулканитами
среднего состава. Граница между полями андезитов и андезибазальтов на TAS–диаграмме соответствует содержанию SiO2 в 57%. Петрография андезибазальтов вполне оправдывает их составное название. В образце они бывают весьма сходны с базальтами или, наобо316
рот, с андезитами. В отличие от базальтов, андезибазальты в среднем
содержат больше плагиоклаза и меньше темноцветных минералов
(при этом плагиоклаз в них более натровый, а темноцветные минералы – менее магнезиальные, чем у базальтов). Амфибол в них
встречается чаще, чем в базальтах, но реже, чем в андезитах. С другой стороны, в андезибазальтах не столь уж редок оливин, в более
кремнекислых андезитах присутствующий только в виде чужеродных захваченных зерен (ксенокристов).
Разновидностями андезибазальтов нормальной щелочности являются марианиты и бониниты (рис. 6.11), формирующиеся в сравнительно узком диапазоне тектонических обстановок – в энсиматических (океанических) островных дугах. От обычных андезибазальтов
их отличает повышенное содержание MgO (в бонинитах – 8–13%, в
марианитах – 13–25%; в типичных андезибазальтах – 4–6%), при
низком TiO2 (0.1–0.5% против 0.5–1% в андезибазальтах) и низком
Al2O3 (5–11% против 16–18% в андезибазальтах). Специфика химического состава магм отражается в минеральном составе марианитов
и бонинитов: в них отсутствуют вкрапленники (иногда – даже микролиты) плагиоклаза, широко распространены пироксены. Типоморфными для данной серии являются вкрапленники клинобронзита
и клиногиперстена. В бонинитах преобладают моноклинные пироксены, в марианитах – ромбические. Среди фенокристов нередок оливин, а в марианитах он может присутствовать и в основной массе.
Еще одной особенностью марианитов и бонинитов, нетипичной для
пород среднего состава, является присутствие акцессорного хромшпинелида.
а)
б)
Opx
Ol
Opx
Ol
Рис. 6.11. Бонинит, о. Новая Каледония: а – при одном николе; б – николи
скрещены. Вкрапленники представлены оливином и ортопироксеном. Основная масса сложена скелетными кристаллами орто- и клинопироксена,
погруженными в стекловатый матрикс.
317
В средних вулканитах весьма значительны вариации калийнатрового отношения, что дало основания для их подразделения на
низко-, средне- и высококалиевые (рис. 6.12). В матриксе высококалиевых андезитов могут появиться микролиты K-Na полевого шпата,
в целом несвойственного средним породам нормальной щелочности.
4
андезибазальты
андезиты
K2O, мас.%
3
л
кока
высо
я
иева
Рис. 6.12. Поля пород
низкокалиевой, среднекалиевой и высококалиевой серий на диаграмме SiO2–К2О (Gill,
1981).
2
евая
екали
средн
1
низкокалиева
50
55
я
60
65
SiO2, мас.%
Повышение суммы щелочей в андезибазальтовых и андезитовых
магмах отзывается ростом натровости плагиоклазов, увеличением
доли титана в пироксенах и амфиболах, появлением новых фаз – например, биотита или K-Na полевого шпата. К главным разновидностям субщелочных вулканитов среднего состава относят породы,
объединенные в группы (семейства) трахиандезибазальтов, трахиандезитов и трахитов. Границей между двумя первыми группами
считаются содержания SiO2 от 55 до 57% (см. выше). Трахиты отличаются от трахиандезибазальтов и трахиандезитов повышенной общей щелочностью (K2O+Na2O в них варьирует от 7 до 12% против
5–9% в трахиандезитах) и более высоким отношением K2O/Na2O.
Трахиандезибазальты и трахиандезиты – серые, темно-серые
или буровато-серые породы с порфировой (изредка афировой)
структурой, массивные, иногда пузыристые или миндалекаменные.
Петрографически они сходны с соответствующими по кремнекислотности породами нормальной щелочности, немного отличаясь составом минералов (см. выше), а также присутствием в матриксе
микролитов K-Na полевого шпата (санидина или анортоклаза).
Трахиандезиты с весьма низким отношением K2O/Na2O, содержащие менее 1% K2O, названы бенмореитами. Для них типичны
вкрапленники андезина-олигоклаза, железистых оливина и авгита.
318
K-Na полевой шпат основной массы характеризуется высоким содержанием альбитового компонента.
Ультракалиевые разновидности трахиандезибазальтов и трахиандезитов (шошониты, банакиты и латиты) содержат 3–5% K2O. Количество K-Na полевого шпата в их матриксе сопоставимо с количеством плагиоклаза. Еще одной общей чертой этих пород является
присутствие в основной массе биотита.
Шошониты – это ультракалиевые трахиандезибазальты. Вкрапленники в них представлены плагиоклазом (андезином, реже лабрадором), клинопироксеном (обычно титанистым авгитом), иногда железистым оливином и санидином. Матрикс шошонитов, помимо
стекла и микролитов полевых шпатов и биотита, может содержать
мелкие кристаллы амфибола и лейцита.
Банакиты, латиты и кварцевые латиты (рис. 6.13) по кремнекислотности и общей щелочности соответствуют трахиандезитам.
Эти породы различаются средними содержаниями SiO2, хотя интервалы их кремнекислотности перекрываются (банакиты – 53–57%,
латиты – 54–59%, кварцевые латиты – 58–63%). Из указанных пород
только банакиты могут содержать фельдшпатоиды (лейцит в основной массе), а в кварцевых латитах кварц занимает более 5% объема
кристаллических фаз матрикса. Банакиты содержат вкрапленники
плагиоклаза, клинопироксена, иногда – санидина и железистого оливина. В латитах и кварцевых латитах к этой ассоциации добавляются
биотит, ортопироксен (гиперстен) и амфиболы (керсутитгастингсит). Обилие водосодержащих фаз указывает на высокое
давление воды в магмах, а присутствие этих фаз в матриксе – на то,
что активность воды сохраняется высокой практически до момента
извержения.
Трахиты (рис. 6.14) – серые и светло-серые породы, нередко
кремового или розового оттенка, массивные, изредка пузыристые
или миндалекаменные. Для них типичны порфировые структуры.
Наиболее обильны вкрапленники K-Na полевого шпата – санидина
(при эпигенетических изменениях, как правило, превращенного в
более упорядоченные полиморфы), а также кислого плагиоклаза
(олигоклаза). В меньших количествах присутствуют фенокристы
темноцветных минералов: биотита, моноклинного пироксена (авгита, нередко титанистого), ромбического пироксена (гиперстена),
амфибола (гастингсита, керсутита). Изредка отмечается присутствие железистого оливина. Состав акцессорных фаз весьма разнообразен, почти как в сиенитах – плутонических аналогах трахитов.
Обычными минералами вкрапленников являются титаномагнетит,
ильменит, апатит, циркон, ортит, могут также присутствовать бадделеит, сфен, монацит, ксенотим.
319
б)
а)
Pl
Pl
San
San
Bt
Bt
1 мм
1 мм
Рис. 6.13. Латит, Северная Чукотка: а – при одном николе; б – николи
скрещены. Основная масса сложена девитрифицированным стеклом с микролитами санидина и плагиоклаза. Вкрапленник биотита окружен опацитовой каймой из мелких зерен рудных минералов (преимущественно титаномагнетита).
а)
б)
Spn
Spn
? ??
Bt
Hd
Bt
Sa
Sa
Рис. 6.14. Трахит: а – при одном николе; б – николи скрещены. По вкрапленникам биотита развиваются мелкие зерна титаномагнетита. В составе
матрикса преобладают таблитчатые микролиты K-Na полевого шпата (санидина, при вторичных преобразованиях перешедшего в ортоклаз).
Главной кристаллической фазой матрикса трахитов является
K-Na полевой шпат (санидин, анортоклаз). Его обильные идиоморфные и субидиоморфные выделения часто заполняют не менее 40–50% объема основной массы (соответствующую структуру
называют ортофировой). Удлиненные таблитчатые кристаллы санидина нередко оказываются ориентированы течением расплава, образуя трахитовую структуру (рис. 6.14); внешне эта структура похожа
на пилотакситовую структуру матрикса базальтов. Магматический
плагиоклаз в основной массе трахитов отсутствует, поскольку в
приповерхностных условиях разделение существенно калиевых и
существенно натровых полевых шпатов возможно только при субсо320
лидусных температурах. Помимо щелочного полевого шпата, матрикс трахитов иногда включает мелкие выделения пироксена и рудных минералов (титаномагнетита, ильменита). В трахитах, относительно богатых кремнекислотой, в основной массе может присутствовать кварц. Интерстиции заполнены стеклом.
6.3. ЭВОЛЮЦИЯ МАГМ
Ведущим процессом, определяющим особенности состава средних по кремнекислотности магм, является, как и в случае с базальтовыми магмами, процесс кристаллизационного фракционирования.
Главные фазы, выделяющиеся при остывании расплавов – пироксены и плагиоклаз, в значительных количествах могут также присутствовать амфибол и оливин. Соответственно, постепенная кристаллизация магм сопровождается сравнительно быстрым снижением
содержания магния и элементов-примесей, концентрирующихся в
указанных фазах (никеля, хрома, кобальта, ванадия). В отношении
содержаний щелочных металлов и кремнекислоты эволюция основных и средних магм может идти двумя принципиально различными
путями. Эти пути следуют котектическим линиям в двух системах:
насыщенной кремнекислотой (Fe-Mg силикат – полевой шпат –
кварц) и недосыщенной кремнекислотой (Fe-Mg силикат – полевой
шпат – нефелин). На диаграмме, представляющей собой комбинацию этих систем (рис. 6.15), точки, соответствующие магмам основного состава, располагаются вблизи отрезка Fe-Mg силикат – полевой шпат. Фракционирование этих минералов ведет к смещению
состава остаточных расплавов либо в область «гранитного минимума», либо в область фельдшпатоидных магм. Таким образом, незначительные различия в составе родоначальных магм могут привести к
появлению резко различных дифференциатов.
Магмы нормальной щелочности не содержат ни модальных, ни
нормативных фельдшпатоидов. Поскольку составы андезитовых
магм далеки от главных эвтектических точек, то соответствующие
магматические серии на вариационных диаграммах, как правило,
выражены протяженными трендами (рис. 6.16). По мере фракционирования высокотемпературных фаз (реакционный ряд Боуэна 1 ) остаточные расплавы все более обогащаются кремнекислотой, приближаясь к гранитной эвтектике. С кремнекислотностью магм отрица1
Эмпирически установленная американским петрографом Н.Л. Боуэном последовательность кристаллизации минералов из магмы в виде двух реакционных рядов:
1) прерывистый ряд фемических минералов: оливин → ромбический пироксен →
→моноклинный пироксен → амфибол → биотит; 2) непрерывный ряд салических
минералов: основной плагиоклаз → средний плагиоклаз → кислый плагиоклаз →
→калиевый полевой шпат (Петрографический словарь, 1981).
321
тельно коррелируют содержания магния, железа, марганца и кальция. Поведение таких элементов как титан и алюминий может значимо меняться в зависимости от состава выделяющихся из расплава
минералов. В большинстве базальтоидных магм содержания TiO2 и
Al2O3 возрастают с ростом кремнекислотности, но с началом активной кристаллизации минералов-носителей данных элементов (титаномагнетита и основного плагиоклаза, соответственно) их корреляция с SiO2 меняется на обратную (рис. 6.16). Подобным образом ведет себя и натрий: в базальтах и андезибазальтах концентрация Na2O
увеличивается с ростом содержания SiO2, но с началом кристаллизации относительно кислого плагиоклаза стабилизируется на примерно постоянном уровне. Из всех петрогенных элементов устойчивую
положительную корреляцию с кремнекислотностью показывает
только калий (рис. 6.16).
Q
1
M
F
2
Рис. 6.15. Схематическое изображение двух принципиально различных
путей эволюции магм в системе
кварц (Q) – полевые шпаты (F) – FeMg силикаты (М) – фельдшпатоиды
(Ne). 1 – общее направление эволюции серий нормальной и повышенной щелочности, 2 – общее направление эволюции щелочных серий.
Серой заливкой показа область составов основных магм нормальной
и повышенной щелочности. Главным фактором эволюции является
фракционирование Fe-Mg силикатов и полевых шпатов.
Ne
Средние породы субщелочного ряда содержат нормативные
фельдшпатоиды. По сравнению с породами нормальной щелочности
они обогащены не только щелочными металлами, но и всеми несовместимыми литофильными элементами. Эти породы могут входить
как в состав магматических серий, включающих высокощелочные
породы, так и в состав серий, где конечными дифференциатами являются породы, пересыщенные кремнеземом. Среди причин, позволяющих магмам преодолевать термодинамический барьер между
кварцнормативными и нефелиннормативными составами можног
отметить влияние литостатического давления и активности некоторых летучих, смещающих поверхности ликвидуса в системе кварц –
Fe-Mg силикат – полевой шпат – нефелин, а также процессы ассимиляции и смешения магм.
322
2
TiO2, мас.%
12
CaO, мас.%
10
8
1
6
4
Al2O3, мас.%
4
Na2O, мас.%
20
3
16
2
1
12
FeO общ., мас.%
2
8
K2O, мас.%
1
4
10
MgO, мас.%
0.8
P2O5, мас.%
0.6
6
0.4
1
2
50
60
70
SiO2, мас.%
2
0.2
50
60
70
SiO2, мас.%
Рис. 6.16. Вариационные петрохимические диаграммы для вулканитов
Японской островной дуги (1 – центральная часть о. Хонсю, вулканическая
цепь Норикура; 2 – вулканы северо-восточной части о. Хонсю). Данные из
базы GEOROC. Группировка точек вдоль двух независимых трендов указывает на существование как минимум двух родоначальных магм.
6.4. ПРОИСХОЖДЕНИЕ МАГМ И СВЯЗЬ С ТЕКТОНИЧЕСКИМИ ОБСТАНОВКАМИ
Главным процессом петрогенеза магматических пород среднего
состава является кристаллизационное фракционирование основных
(базитовых) магм. Удаление из системы высокотемпературных фаз –
оливина, основного плагиоклаза, пироксенов – приводит к появлению расплавов, относительно богатых SiO2 и несовместимыми элементами. Однако доказана возможность и альтернативного происхождения андезитовых магм:
1) смешение расплавов основного и кислого составов;
323
2) ассимиляция базальтовыми магмами кремнекислых пород, находящихся в твердом состоянии;
3) плавление мантии (степень плавления выше 20%).
Существует мнение, что бонинитовые магмы могут при стечении
ряда обстоятельств выплавляться непосредственно из мантийных
перидотитов (Boninites, 1989).
Вулканиты и плутонические тела среднего состава широко распространены на Земле, но все же их суммарный объем значительно
уступает объему базальтов и габброидов. В комплексах верхней коры, доступных непосредственному наблюдению, доля средних пород
весьма непостоянна. В надсубдукционных вулканических областях –
островных дугах (таких, как Японская, Зондская, Алеутская и пр.) и
окраинно-континентальных вулканических поясах (Анды, Каскадные горы) эта доля максимальна, и в отдельных провинциях превышает 50% общего объема магматических образований. Также сравнительно велик объем средних вулканитов поздне- и постколлизионных обстановок (из кайнозойских провинций такого типа можно
упомянуть вулканические поля Закарпатья и Закавказья). В меньших
количествах средние магматические породы встречаются во внутриплитных областях океанов и континентов, и еще реже – в зонах
океанического спрединга.
6.5. МЕСТОРОЖДЕНИЯ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ,
СВЯЗАННЫЕ С КОМПЛЕКСАМИ СРЕДНИХ МАГМАТИЧЕСКИХ ПОРОД
Выделить специфические полезные ископаемые, сопровождающие тела именно средних по кремнекислотности магматических пород, затруднительно. Причина в том, что диориты и кварцевые диориты обычно входят в состав магматических комплексов сложного
состава, в которых доминируют либо габброиды, либо гранитоиды.
В значимых количествах средние породы присутствуют в плутонах,
с которыми связаны месторождения железа, титана, ванадия, золота,
меди, молибдена. К массивам сиенитов нередко приурочены промышленные скопления ниобия, тантала, циркония, редкоземельных
элементов.
В существенно андезитовых вулканических провинциях выявлены месторождения меди, цинка, свинца, золота, серебра, висмута,
кобальта, никеля, ртути. Среди них есть как собственно вулканогенные, так и генетически связанные с малоглубинными интрузивными
телами – комагматами изверженных толщ.
324
ЛИТЕРАТУРА К ГЛАВЕ 6
Петрографический словарь (Андреева Е.Д., Борсук А.М., Гоньшакова В.И.,
Демин А.М., Ежов А.И., Ефремова С.В., Лазько Е.Е., Петров Р.П., Стафеев
К.Г.), ред. Богатиков О.А., Петров В.П., Петров Р.П. М.: Недра. 1981. 496 с.
Уэйджер Л., Браун Г. Расслоенные изверженные породы: Пер. с англ. М.:
Мир. 1970. 552 c.
Boninites (ed. A.J.Crawford) London: Unwin Human. 1989. 445 p.
Gill, J.B. Orogenic Andesites and Plate Tectonics. V. 16. Minerals and Rocks.
Berlin: Springer-Verlag. 1981. 390 p.
Himmelberg, G.R., Loney, R.A. Characteristics and Petrogenesis of Alaskan-Type
Mafic-Ultramafic Intrusions, Southeastern Alaska. USGS Professional Paper 1564.
US Government Printing Office, Washington. 1995. 47 p.
Глава 7.
МАГМАТИЧЕСКИЕ ГОРНЫЕ ПОРОДЫ КРЕМНЕКИСЛОГО СОСТАВА
Данная группа объединяет магматические породы, содержание
SiO2 в которых превышает 63% (рис. 2.3, Глава 2). Верхний предел
содержания кремнекислоты в природных расплавах – около 82%, в
соответствии с составом кварц–полевошпатовой котектики при атмосферном давлении 1 (рис. 7.1).
SiO2
Qtz + L
Tmin
PH2O=0.5 кбар
2 кбар
5 кбар
10 кбар
Kfsss + L
KAlSi3O8
Abss + L
NaAlSi3O8
Рис. 7.1. Положение котектических линий в системе SiO2–NaAlSi3O8–KAlSi3O8 при различном
давлении воды (Tuttle, Bowen, 1958; Luth et al.,
1964). Белыми кружками отмечены точки температурного минимума (Tmin) на котектических
линиях, красными кружками – точки тройной
эвтектики.
7.1. КРЕМНЕКИСЛЫЕ ПЛУТОНИЧЕСКИЕ ПОРОДЫ
НОРМАЛЬНОЙ И УМЕРЕННОЙ ЩЕЛОЧНОСТИ
Кислые плутонические породы являются самыми распространенными магматическими породами верхней континентальной коры (и,
возможно, всей континентальной коры в целом). Вследствие этого,
кислые породы резко преобладают среди всех плутонических пород,
доступных наблюдению на земной поверхности. Объем некоторых
1
В редких случаях щелочные и умереннощелочные гранитоидные магмы могут
содержать до 90% SiO2, образуя при кристаллизации так называемые кариты.
326
фанерозойских гранитоидных батолитов, даже согласно наиболее
консервативным (минимальным) оценкам, составляет сотни тысяч
км3. Таковы, например, размеры Ангаро-Витимского (Баргузинского) плутона Забайкалья и Чилийского плутона южноамериканских
Анд. Среди архейско-раннепротерозойских образований могут найтись и еще более крупные тела кремнекислых пород, однако интенсивный метаморфизм крайне затрудняет реконструкцию первичной
геометрии их контактов.
Плутонические породы кислого состава принято именовать гранитоидами.
7.1.1. Глубина формирования
Диапазон глубин кристаллизации гранитоидных тел соответствует, по сути, полной мощности коры континентов. Форма плутонов в
значительной степени контролируется реологическими свойствами
вмещающих пород, называемых также породами рамы. Поскольку
эти свойства существенно меняются с глубиной, то и форма тел гранитоидов разной глубинности тоже обнаруживает систематические
различия. Ранее сообщалось (Глава 2) о выделении трех уровней
глубинности плутонов, от наиболее глубинных к приповерхностным: абиссальные (или катазона, согласно альтернативной системе
терминов), мезоабиссальные (мезозона) и гипабиссальные (эпизона)
(рис. 7.2). Особенностью абиссальных массивов являются признаки
конформности со структурами вмещающих пород, как правило, метаморфизованных в условиях не ниже амфиболитовой фации. Мезоабиссальные массивы освобождают себе пространство как за счет
вязкопластических деформаций (смятия) пород рамы, так и за счет
их хрупких деформаций (например, при раскрытии трещин или при
погружении блоков кровли магматической камеры). В гипабиссальных условиях форма плутонов контролируется, главным образом,
различными системами разрывных нарушений; возможно также освобождение пространства за счет воздымания кровли камеры, как в
случае с лакколитами.
7.1.2. Автохтонные и аллохтонные массивы
К специфической разновидности плутонов катазоны относят автохтонные массивы – тела, образованные при кристаллизации магмы, выплавившейся здесь же, без существенного перемещения расплавов от области их зарождения. Неверно именовать такие плутоны
интрузивами, поскольку при их формировании практически не задействован процесс механического внедрения (инъекции) магм. Автохтонные массивы не имеют резких контактов и включают обильные реликты протолита (исходных пород, претерпевших частичное
327
Абиссальныые
(катазона)
Мезоабиссальные
(мезозона)
Гипабиссальные
(эпизона )
плавление). Краевые части таких плутонов нередко сложены мигматитами.
Рис. 7.2. Три уровня глубинности гранитоидных плутонов (Buddington,
1959). Знаки вопроса показывают, что постепенные переходы от абиссальных массивов к мезоабиссальным нигде не прослежены – между соответствующими комплексами повсеместно наблюдаются тектонические контакты.
Плутоны, образовавшиеся в результате внедрения магмы, называют интрузивами, или аллохтонными массивами. На поверхности
современной Земли они распространены в гораздо большей мере,
чем автохтонные тела.
7.1.3. Базовые классификации гранитоидов
Породы гранитоидного ряда весьма разнообразны, несмотря на
общий кварц-полевошпатовый состав. К настоящему времени разработаны свыше десятка классификаций гранитоидов, основанных на
сведениях о химическом составе пород, их изотопных характеристиках, составе некоторых породообразующих минералов (например,
биотита), качественном составе акцессорных фаз, тектонической
обстановке формирования плутонов, их металлогенической специа328
лизации и даже на кристаллографических свойствах акцессорного
циркона. Сопоставление этих классификационных схем, в частности,
приведено в работе Б. Барбарена (Barbarin, 1990). Поскольку настоящее издание не рассчитано на углубленный анализ систематики
гранитоидов, мы рассмотрим только две из них, наиболее ранние и
общие:
1) классификация по модальному минеральному составу (по соотношению главных породообразующих минералов этих пород –
кварца, K-Na полевого шпата и плагиоклаза);
2) классификация по соотношению атомных количеств K, Na, Ca и Al.
Первая из указанных классификаций рассмотрена в разделе 2.4 и
графически представлена на рис. 2.5. Вторая использует в качестве
критерия подразделения гранитоидов два расчетных коэффициента
(оба коэффициента рассчитываются из данных о химическом составе пород; используются не весовые содержания, а атомные количества элементов):
коэффициент насыщения глиноземом Al/(K+Na+2Ca) (англ.
alumina saturation index, или ASI);
коэффициент агпаитности Kагп=(K+Na)/Al.
В соответствии со значениями указанных коэффициентов вся совокупность гранитоидных пород делится на три группы:
1) высокоглиноземистые 1 (ASI>1). В таких породах присутствует
избыток Al2O3, не связанный в полевых шпатах и входящий в состав
слюд, а также граната, кордиерита и андалузита, являющихся минералами-индикаторами гранитоидов данного типа;
2) умеренноглиноземистые (ASI≤1, Kагп <1) – гранитоиды без избытка щелочей и Al2O3. Для них типичны повышенные содержания
кальция, входящего в состав плагиоклаза, амфиболов и иногда –
клинопироксена;
3) щелочные (Kагп ≥1) – гранитоиды с избыточными (относительно полевых шпатов) щелочными металлами, связанными в эгирин и
щелочные амфиболы. Эти породы относятся к щелочному ряду, и их
описание приведено в Главе 8.
Две указанные классификации не являются взаимозависимыми,
т.е., например, граниты могут быть и высоко-, и умеренноглиноземистыми, и щелочными.
1
Высокоглиноземистые гранитоиды нередко именуют также плюмазитовыми,
но данный термин может использоваться и для других пород, не обязательно
содержащих избыток Al2O3 (например, плюмазитовые сиениты – сиениты с
Kагп<1, т.е. не агпаитовые).
329
В нашей стране для подразделения кремнекислых плутонических
пород на протяжении нескольких десятилетий использовалась TAS–
диаграмма (Классификация и номенклатура..., 1981; Петрографический кодекс..., 2010). Согласно этой классификации, породы нормальной и низкой щелочности с содержаниями SiO2 от 63 до 68% относились к гранодиоритам, от 68 до 73% – к гранитам, свыше 73% – к
лейкогранитам. Соответствующие им породы умеренно-щелочного
ряда назывались граносиенитами, субщелочными гранитами и субщелочными лейкогранитами. Авторы настоящего издания рекомендуют следовать схеме, принятой международным научным сообществом (учитывая, однако, что подразделение плутонических пород
по кремнекислотности и общей щелочности продолжает использоваться специалистами многих отечественных научных и учебных
учреждений).
7.1.4. Петрография
Самые распространенные породы гранитоидного ряда – гранодиориты и граниты. Согласно международной классификации (см.
Главу 2), условной границе между ними соответствуют породы, в
которых K-Na полевой шпат составляет 35% от суммы полевых
шпатов (рис. 2.5). В представлениях отечественных геологов главное
различие гранодиоритов и гранитов – в их разной кремнекислотности; условная граница проводится по содержанию SiO2 в 68% (Классификация и номенклатура..., 1981). С точки зрения семантики второй подход выглядит более удачным, поскольку само название «гранодиорит» предполагает, что порода по составу занимает промежуточное положение между гранитом и диоритом.
Гранодиориты (рис. 7.3) – серые или розовато-серые породы,
массивные или гнейсовидные, с типичной гипидиоморфнозернистой
структурой, нередко порфировидные. Они сложены кварцем, плагиоклазом (андезином-олигоклазом), K-Na полевым шпатом (как правило, пертитизированным ортоклазом или микроклином) и темноцветными минералами (биотитом, амфиболом, иногда пироксеном).
Пироксен нередко обнаруживает следы замещения амфиболом и/или
биотитом. Гранодиориты, в которых доля K-Na полевого шпата составляет менее 5%, называют тоналитами. Типичные акцессорные
минералы гранодиоритов (и гранитоидов вообще) – титаномагнетит,
ильменит, апатит, циркон, ортит, сфен (рис. 7.4). Реже встречаются
гранат, кордиерит, флюорит, монацит, ксенотим, торит, уранинит,
фаялит, колумбит и пр.
Граниты (рис. 7.5) – светло-серые, часто с различными оттенками
красного и розового цвета. Их структура, текстура и качественный
минеральный состав принципиально не отличаются от таковых в
гранодиоритах. Тем не менее, термин «гранитная структура» иногда
330
используется, чтобы подчеркнуть идиоморфизм полевых шпатов и
темноцветных минералов относительно кварца. В порфировидных
разновидностях гранитов вкрапленники нередко представлены не
только полевыми шпатами (как в гранодиоритах), но и кварцем, в
соответствии с предельным (котектическим или эвтектическим) составом магм. Пироксен в гранитах встречается значительно реже,
чем в гранодиоритах, и наиболее распространенным Fe-Mg силикатом является биотит. Плагиоклаз среднестатистических гранитов
соответствует олигоклазу, но возможны вариации от альбита до андезина и даже лабрадора.
а)
б)
Spn
Bt
Chl
Spn
Kfs
Bt
Chl
Qtz
Pl
Pl
Kfs
Qtz
Pl
Pl
Рис. 7.3. Гранодиорит, Центральная Чукотка: а – при одном николе; б – николи скрещены. По плагиоклазу развивается мелкочешуйчатый серицит, по
K-Na полевому шпату – субмикронные выделения глинистых минералов
(пелитизация), по биотиту – хлорит (преимущественно вдоль плоскостей
спайности и границ зерен) и вторичный сфен.
Характерной петрографической особенностью гранитоидов является присутствие микрографических сростков кварца с K-Na полевым шпатом (реже с плагиоклазом) – продукт кристаллизации котектического или эвтектического расплава (рис. 7.6). Подобные образования можно увидеть не только в гранитах, но и в некоторых
породах среднего состава – там, где последние порции кристаллизующейся магмы успевают достичь состава эвтектики.
При кажущемся однообразии граниты представлены множеством
разновидностей, различающихся особенностями химического и минерального состава. Наиболее известны из них следующие:
– лейкограниты – это граниты породы с низким (не более 3%)
содержанием темноцветных минералов. Из всех гранитоидных пород они в наибольшей мере соответствуют кварц-полевошпатовым
температурным минимумам, обычно являясь конечными продуктами
кристаллизационного фракционирования гранитных магм. Соответ-
331
ственно, лейкогранитам свойственны наиболее высокие содержания
SiO2 (75–83%) и кварца (35–55%);
– трондьемиты и плагиограниты относятся к натровому ряду
гранитоидов. На классификационной диаграмме (рис. 2.5) их точки
располагаются в поле тоналитов. Различия между этими породами
определены нечетко. Чаще всего предполагается, что в ряду тоналит–трондьемит–плагиогранит постепенно возрастает кремнекислотность пород (и, соответственно, снижается цветовой индекс). Все
эти породы относительно бедны несовместимыми элементами, поэтому спектр их акцессорных минералов сравнительно скуден. Главным темноцветным минералом в натровых гранитоидах нередко
является не биотит, а амфибол или даже пироксен;
– адамеллиты представляют собой биотит-роговообманковые
граниты, в которых количество K-Na полевого шпата превышает 5%,
однако уступает количеству плагиоклаза. Некоторые источники называют адамеллитами калий-натровые породы с близким содержанием обоих полевых шпатов – таким образом, данный термин пока
не имеет четкого определения. В Петрографическом кодексе (2008)
содержится рекомендация заменить термин «адамеллит» термином
«монцогранит»;
– аляскиты – «антиподы» тоналитов и плагиогранитов, сложенные преимущественно K-Na полевым шпатом и кварцем с резко
подчиненным плагиоклазом (как правило, альбитом). При высоком
калий-натровом отношении сумма K2O+Na2O в аляскитах обычно
превышает 8%, т.е. эти породы относятся к субщелочному ряду;
– рапакиви – разновидность умереннощелочных гранитов и граносиенитов с характерными округлыми кристаллами K-Na полевого
шпата, окруженными каемкой олигоклаза – так называемыми овоидами (рис. 7.7). Среди второстепенных породообразующих минералов нередко в значимых количествах обнаруживается железистый
оливин, способный сосуществовать с кварцем при давлении до 3–10
кбар. Граниты рапакиви часто образуют единые плутоны с массивными анортозитами; большинство таких массивов сформировалось
на периферии древних платформ в раннем протерозое, 2.0–1.7 млрд.
лет назад.
– гиперсольвусные граниты кристаллизуются на небольшой глубине (обычно не более 3 км). Термин «гиперсольвусный» показывает, что кристаллизация протекала при температуре, превышающей
температуру сольвуса полевых шпатов, то есть вместо плагиоклаза и
K-Na полевого шпата из расплава выделялась одна фаза смешанного
состава. После остывания породы ниже температуры сольвуса твердый раствор полевого шпата распадается с выделением обильных
пертитов, занимающих до половины объема исходных зерен
(рис. 7.8).
332
а)
б)
Bt
Bt
Bt
Bt
Ap
Ap
Amp
Qtz
в)
Amp
Qtz
г)
Bt
Bt
Ap
Ap
Qtz
Pl
Qtz
Zrn
Pl
д)
Zrn
е)
Bt
Bt
Qtz
Qtz
Pl
Pl
Spn
ж)
Spn
з)
Kfs
Bt
Kfs
Bt
Ort
Ort
Bt+Chl
Qtz
Pl
Bt+Chl
Pl
Qtz
Рис. 7.4. Распространенные акцессорные минералы кремнекислых
магматических пород: а–б – апатита; в–г – циркона; д–е – сфена; ж–з
– ортита (в каждой из пар первая фотография – фото при одном николе, вторая – николи скрещены).
333
а)
Bt
б)
Ap
Amp
Bt
Qtz
Ap
Amp
Kfs
Pl
Qtz
Kfs
Ab
Pl
Рис. 7.5. Биотит-амфиболовый гранит, Центральная Чукотка: а – фото при
одном николе; б – николи скрещены. Вторичные изменения подобны отмеченным на рис. 7.3. В кристаллах K-Na полевого шпата присутствуют альбитовые вростки (пертиты), образовавшиеся при постмагматическом распаде твердого раствора.
Qtz
Pl
Qtz+Kfs
Pl
1 мм
Рис. 7.6. Мелкие графические срастания K-Na полевого шпата и кварца
в граните (Полярный Урал). Николи
скрещены. Фото И.Д. Соболева.
10 см
Рис. 7.7. Пришлифованный гранит
рапакиви. Фото Э.М. Спиридонова.
Аляскиты, а также многие гиперсольвусные граниты и плагиограниты соответствуют лейкогранитам по содержанию темноцветных минералов, т.е. данные термины не являются взаимоисключающими.
– двуслюдяные граниты, помимо биотита, содержат магматический мусковит. На РТ–диаграмме поле устойчивости мусковита пересекается с полем существования гранитоидных расплавов в сравнительно узкой области (рис. 7.9), при литостатическом давлении не
ниже 2 кбар (т.е. на глубинах не менее 7 км). Отметим, что мусковит
нередко входит в состав постмагматических фаз, замещающих полевые шпаты и биотит. Поэтому присутствие мусковита как такового
334
является недостаточным условием для отнесения данной породы к
двуслюдяным гранитам. Для этого требуются доказательства совместной кристаллизации биотита и мусковита (например, структурные
– наличие индукционных поверхностей между соответствующими
минеральными индивидами);
– чарнокиты – это граниты, в которых преобладающим темноцветным минералом является ортопироксен. Плагиоклаз в чарнокитах имеет сравнительно кальциевый, олигоклаз-андезиновый состав,
включая плагиоклаз пертитовых вростков в K-Na полевом шпате.
Чарнокиты входят в состав специфической чарнокит-мангеритовой
ассоциации раннего докембрия, пик формирования которой приходится на рубеж архея и раннего протерозоя;
– литий-фтористые граниты – специфическая разновидность
гранитоидов, выделяющаяся аномально высокими содержаниями
лития и фтора. Помимо кварца и K-Na полевого шпата, они сложены
кислым плагиоклазом (олигоклазом-альбитом) и литиевыми слюдами – протолитионитом, полилитионитом, лепидолитом, циннвальдитом. Среди акцессорных фаз литий-фтористых гранитов обычны
флюорит, берилл, топаз, турмалин. Часто с этими породами пространственно и генетически связаны тела литиевых (лепидолитсподуменовых) пегматитов.
а)
б)
Bt
Bt
Qtz
Kfs+Ab
Qtz
1 мм
Kfs+Ab
Рис. 7.8. Гиперсольвусный гранит: а – фото при одном николе; б – николи
скрещены. Магматический плагиоклаз здесь отсутствует. Первичный полевой шпат в постмагматическую стадию распался на существенно калиевую
(ортоклаз/микроклин) и существенно натровую (альбит) фазы, в примерно
равных объемных соотношениях. Фото М.А. Богомолова.
7.2. ГРАНИТОИДЫ СУБЩЕЛОЧНОГО РЯДА
Формальной границей между нормальнощелочными и умереннощелочными гранитоидами считается суммарное содержание
K2O+Na2O в 8 вес.%. Внешние различия между этими породами не
всегда выражены отчетливо, хотя существует тенденция к росту общей щелочности вместе с K/Na отношением. Поэтому калиевые гра335
нитоиды, как правило, являются умереннощелочными, а натровые –
нормальнощелочными. Вместе с общей щелочностью в гранитоидах,
как и в большинстве прочих магматических пород, возрастает содержание всех несовместимых литофильных элементов, что приводит к большему разнообразию акцессорных фаз.
Р, кбар
4
поле устойчивости
магматического
мусковита
3
2
K
600
O
s
2
M r+H
o
C
fs+
во
дн
«
1
700
ый»
соли
дус
800
гранита
T,oC
Рис. 7.9. Поле устойчивости магматического мусковита на РТ–диаграмме.
Положение солидуса
гранита при насыщении расплава водой
по (Иоханнес, 1988),
поле
устойчивости
мусковита в системе
K2 O–Al2O3–SiO2–H2O,
по (Huang, Wyllie, 1974).
7.3. КРИСТАЛЛИЗАЦИЯ ПЛУТОНОВ И РОЛЬ H2O
Кристаллизация большинства гранитоидных плутонов завершается в условиях, близких к насыщению водой. Исключение составляют сравнительно редкие массивы, как правило, некрупные и малоглубинные (в том числе гиперсольвусные). Чем глубже расположен
магматический очаг, тем выше парциальное давление воды в магме
и тем ниже температура водонасыщенного солидуса. В результате
относительно глубинные плутоны завершают кристаллизацию при
меньших температурах, чем приповерхностные, и разница весьма
значительна (600–700оС у абиссальных тел против 800–900оС у гипабиссальных).
Водный флюид, содержащийся в гранитной магме, по мере ее
кристаллизации частично связывается в структуре слюд и амфиболов, но в гораздо большем количестве образует собственную фазу и
мигрирует – как внутри плутона, так и за его пределами. К завершению кристаллизации гранитоидные магмы нередко порождают своеобразные «расплавы–растворы», в которых доля силикатного вещества сопоставима с долей высокоминерализованного флюида. Кристаллизация такой фазы приводит к образованию гранитных пегматитов – жильных образований с гигантокристаллической структурой, иногда с пустотами (занорышами) внутри. Именно с пегматитами связаны находки кристаллов рекордных для поверхности Земли
размеров – до нескольких метров. По минеральному составу пегма-
336
титы подобны вмещающим их гранитам, но могут быть и весьма
богаты на фазы редких элементов.
К следам воздействия высокотемпературных флюидов относят,
например, мирмекиты – мелкие выделения альбита с тонкими червеобразными вростками кварца, образующиеся у границ зерен плагиоклаза и K-Na полевого шпата (рис. 7.10). Относительно медленное
снижение температуры (особенно в присутствии водного флюида)
способствует упорядочению структуры K-Na полевых шпатов: магматический санидин сменяется ортоклазом и микроклином. Попутно
структура минерала избавляется от натрового компонента, изначально растворенного в санидине. Так в K-Na полевых шпатах появляются пертитовые вростки (ламелли), которые при дальнейшей перекристаллизации укрупняются, образуя субидиоморфные кристаллы альбита (рис. 7.11). В небольших количествах (доли процента) в
качестве изоморфной примеси в санидине присутствует и железо.
При упорядочении полевого шпата оно образует субмикронные выделения собственных фаз, придающих K-Na полевому шпату его
характерную розоватую окраску.
Qtz
Qtz+Ab
Pl
Kfs
Qtz
Ab
Mc
Рис. 7.10. Микроклиновый гранит
(Южный Урал). Николи скрещены. В
породе присутствуют мирмекиты –
зерна постмагматического альбита с
червеобразными вростками кварца.
Pl
Рис. 7.11. Вкрапленник K-Na полевого шпата в порфировидном субщелочном лейкограните (Центральная Чукотка). Николи скрещены. Равномерно распределенные
в K-Na полевом шпате мелкие кристаллики альбита («шахматный»
альбит) – результат слияния (коалесценции) пертитовых вростков.
Некоторые гранитоиды на постмагматическом этапе могут претерпеть существенные преобразования, превратившись в «апограниты». В процессе взаимодействия первичных магматических фаз с
водными растворами плагиоклаз замещается альбитом, серицитом,
эпидотом и соссюритовым агрегатом, по K-Na полевому шпату раз337
вивается агрегат субмикронных выделений глинистых минералов, а
по темноцветным минералам – хлорит и мусковит, по ильмениту и
титаномагнетиту – лейкоксеновый агрегат. Титан, содержавшийся в
первичных Fe-Mg силикатах и не вошедший в структуру хлорита,
связывается в самостоятельные фазы, обычно сфен или рутил. Такого рода изменения, нередко затрагивающие весь объем гранитоидного плутона, принято называть автометасоматическими, чтобы подчеркнуть, что метасоматизирующий агент происходит из той же
магмы, что и исходная порода.
7.4. КИСЛЫЕ ВУЛКАНИЧЕСКИЕ ПОРОДЫ НОРМАЛЬНОЙ И ПОВЫШЕННОЙ ЩЕЛОЧНОСТИ
Объем кислых магм, изверженных на поверхность, значительно
уступает объему плутонических тел аналогичного состава, и все же
некоторые провинции кремнекислого вулканизма имеют солидные
размеры, например, Западная Сьерра-Мадре (Мексика), Чон Айке
(Патагония и Антарктический полуостров), вулканические пояса
Казахстана (девонский и позднепалеозойский), провинция Большого
Хингана (Северный Китай), Охотско-Чукотский пояс. Каждая из
этих провинций вмещает свыше 100 000 км3 кремнекислых вулканитов. Наиболее мощные толщи кислого состава формируются в окраинно-континентальных поясах андийского типа, либо во внутриплитных обстановках, наследующих субдукционные (Провинция
Хребтов и Бассейнов на западе США) или коллизионные (Закарпатье, Армянское нагорье, Марокко).
7.4.1. Генетические типы вулканитов, вулканотектонические структуры
Извержения кремнекислых магм часто сопровождаются мощными эксплозиями, отчасти из-за высокой вязкости расплавов, отчасти
из-за повышенного, по сравнению с прочими магмами, содержания
воды. Из типов извержений преобладает пелейский, с выбросом
«палящих туч» – смеси вулканических газов, твердых обломков и
фрагментов вязкопластичного материала. Из-за относительно высокой плотности «палящие тучи» не поднимаются в верхние слои атмосферы, а сбегают вниз по склонам, подобно лавовым потокам, но
с гораздо большей скоростью (рис. 7.12). За взрывами нередко следуют излияния вязких лав и формирование экструзивных куполов и
обелисков. Доля лав в разрезах отдельных вулканоструктур представляет полный диапазон значений – от нуля практически до 100%,
однако в большинстве случаев пирокластические породы преобладают над эффузивными.
338
Мощность потоков кислых лав обычно составляет от 8–10 м до 70–
100 м (рис. 7.13), а протяженность – от десятков метров до 12–15 км.
При сопоставимых значениях мощности и протяженности тело вулканических пород соответствует уже не потоку, а экструзивному
куполу. Кремнекислые пирокластические породы, помимо туфов,
обычных для эксплозивных извержений магм любого состава, в
весьма значительных объемах представлены игнимбритами. Подобно лавам, игнимбриты образуют потоки, но гораздо более протяженные, до многих десятков километров. Эти потоки объединяются в
обширные поля – покровы (рис. 7.14), занимающие площадь до сотен тысяч км2. Петрографические особенности игнимбритов и вопросы их происхождения описаны в разделах 7.4.2 и 7.4.3.
Рис. 7.12. «Палящая туча» на склоне вулкана Мерапи
(Ява, Индонезия) (volcano.si.edu).
Рис. 7.13. Мощный поток риолитовых лав (Big Obsidian Flow). Штат
Орегон, США (americansouthwest.net/oregon/).
339
Если вулканиты среднего и отчасти основного состава склонны к
образованию крупных положительных форм рельефа – стратовулканов, то накопление значительных по мощности толщ кремнекислых
эффузивов протекает в обстановке относительно сглаженного рельефа. Для провинций кислого вулканизма типичны кальдеры – отрицательные структуры, формирующиеся в результате погружения
кровли приповерхностных магматических камер (Cole et al., 2005;
рис. 7.15, 7.16). Можно сказать, что приращение мощности толщ
кислых вулканитов направлено не вверх, как в стратовулканах, а
вниз, за счет погружения сравнительно небольших блоков и синхронного заполнения образующихся депрессий продуктами извержений. К разрывам, ограничивающим кальдеры, часто приурочены
жерловые и субвулканические тела.
Рис. 7.14. Обширные покровы кремнекислых игнимбритов Охотско-Чукотского вулканического пояса,
Центральная Чукотка.
7.4.2. Петрография
Кремнекислые вулканические породы нормальной щелочности
подразделяют на умеренно кислые (дациты, содержание SiO2 от 65
до 69%) и кислые (риолиты, SiO2 свыше 69%). Кислые вулканиты
могут иметь самую различную окраску, от смоляно-черной (обычной для кайнотипных, т.е. содержащих свежее стекло пород) до почти белой. В большинстве случаев это светло-серые породы желтоватых, зеленоватых и красноватых оттенков. Дациты в среднем немного темнее риолитов благодаря более высоким содержаниям железа.
340
Структура кислых лав бывает порфировой и, несколько реже, афировой. Текстура кислых лав обычно массивная либо флюидальная
(рис. 7.17), обусловленная чередованием тонких, от долей миллиметра до 2–3 мм, слойков стекла разной степени полимеризации.
При разложении (девитрификации) стекла различия между слойками
делаются более заметными из-за усиления контраста в их окраске.
а)
1 км
б)
Рис. 7.15. Последовательность формирования
кальдеры
Крейтер Лейк (Орегон, США): а – стадия
извержений
плинианского типа;
б – обрушение кровли
магматической
камеры
(коллапс
кальдеры); в – современное состояние
(Bacon, 1988).
в)
341
Рис. 7.16. Кальдера Аниакчак (Аляска, США) с посткальдерными моногенными конусами. Диаметр кальдеры –
около 10 км (wikimedia.org).
Рис. 7.17. Фрагмент керна тонкофлюидального риолита. Западная Чукотка.
Микротрещины, ориентированные вдоль флюидальности, нередко обуславливают характерную плитчатую форму отдельности пород (рис. 7.18). Кислые вулканиты бывают также пузыристыми и
миндалекаменными, но значительно реже, чем, например, базальты.
342
Рис. 7.18. Плитчатая отдельность риолитовых лав. Западная Чукотка.
В дацитах (рис. 7.19, 7.20) вкрапленники представлены плагиоклазом, K-Na полевым шпатом (в неизмененных вулканитах это санидин или анортоклаз), биотитом, амфиболом и пироксенами в различной пропорции. В небольших количествах среди фенокрист дацитов может присутствовать кварц. Одновременно с вкрапленниками породообразующих минералов кристаллизуются акцессорные:
циркон, апатит, титаномагнетит, ильменит и прочие минералы, типичные для гранитоидов. Они могут формировать как небольшие
самостоятельные зерна, так и включения в более крупных кристаллах. Основная масса дацитов, помимо стекла, нередко содержит
микролиты плагиоклаза. В кайнотипных породах нередко можно
видеть так называемые кристаллиты – очень тонкие дендритовидные
выделения, обычно представленные пироксенами (рис. 7.21) и ориентированные вдоль текстур течения расплава. Формирование таких
агрегатов связано с повышенной вязкостью кремнекислых расплавов. Из-за слишком низкой скорости диффузии кристаллы растут не
гранями, а ребрами и вершинами (Григорьев и др., 1975). Эта же
причина приводит к относительно высокой доле стекла в основной
массе кислых вулканитов, нередко достигающей 100%.
Риолиты (рис. 7.22, 7.23) в качестве вкрапленников содержат те
же фазы, что и дациты, но кварц в них встречается гораздо чаще.
Кристаллы кварца (значительно реже – полевых шпатов) могут нести следы подплавления (резорбции) – рис. 7.22. Матрикс неизмененных риолитов, как правило, почти полностью стекловатый, но
иногда содержит дендритовидные кристаллиты пироксена и мелкие
микролиты полевых шпатов.
343
а)
б)
Cpx
Cpx
Pl
Pl
Pl
Cpx
Cpx
Рис. 7.19. Мелкопорфировая дацитовая лава, Камчатка: а – фото при одном
николе; б – николи скрещены. Вкрапленники плагиоклаза и моноклинного
пироксена погружены в стекловатый матрикс с микролитами тех же минералов, ориентированными по течению расплава.
а)
б)
Pl
Hbl
Pl
Pl
Pl
Hbl
Qtz
Рис. 7.20. Кристалловитрокластический туф дацитового состава, Западная
Чукотка: а – фото при одном николе; б – николи скрещены. Осколки кристаллов амфибола и плагиоклаза погружены в массу из девитрифицированного кислого пепла. По матриксу развиваются вторичный кварц и глинистые минералы.
Кайнотипные риолиты и дациты сравнительно редки, поскольку
стекло, будучи метастабильной фазой, легко разлагается (девитрифицируется) 1 . Продуктом преобразования кислых стекол являются
1
На высокую скорость изменения кремнекислых стекол, в частности, указывают результаты исследования продуктов извержений 1991–1995 гг. вулкана Унзен (Япония). В ходе
бурения вулканической постройки, выполненного в 1999–2004 гг., было установлено, что
новообразованные вулканические породы, свежие вблизи поверхности, на глубине в
сотни метров интенсивно изменены поствулканическими гидротермальными процессами,
с полным разложением стекловатой фазы (Nakada et al., 2005).
344
агрегаты мелкого кварца и полевых шпатов (рис. 7.23). На начальной
стадии девитрификации зерна этих минералов имеют субмикронный
размер, и в микроскоп в скрещенных николях можно разглядеть
только невыразительную массу, слабо мерцающую при повороте
столика (такую структуру называют фельзитовой). При более интенсивном изменении новообразованные кристаллы укрупняются. Среди возникающих при этом структур выделяют следующие:
1) гранобластовую (с ксеноморфными кристаллами кварца и полевых шпатов сходного размера);
2) микропойкилобластовую (относительно крупные зерна кварца
с микровключениями полевых шпатов);
3) аксиолитовую (сферолитоподобные агрегаты).
Субщелочные дациты и риолиты, именуемые соответственно
трахидацитами и трахириолитами, не имеют каких-либо выраженных петрографических особенностей. От кислых вулканитов нормальной щелочности их отличают повышенное содержание K-Na
полевого шпата и более натровый состав плагиоклаза. В амфиболах
может возрасти доля керсутитового и гастингситового компонентов.
Благодаря повышенным содержаниям несовместимых литофильных
элементов общее содержание акцессорных фаз в них выше, чем в
породах нормальной щелочности.
а)
б)
200 мкм
200 мкм
Рис. 7.21. Кристаллиты – скелетных выделений пироксенов в кислых стеклах: а – в матриксе риодацитовой лавы, Камчатка; б – в пепловых частицах
риолитового туфа, Центральная Чукотка. Без анализатора.
Кислые вулканиты пирокластической природы принято делить
на туфы и игнимбриты. Главным критерием различия этих пород
является состояние пепловых частиц – фрагментов стекла, выброшенных при резком отделении летучих из извергающейся
магмы. В процессе извержения в течение короткого промежутка
времени расплав образует узкие перемычки между газовыми пузырями (рис. 7.24). Затем, при дальнейшем росте пузырей, перемычки разрываются, и в воздух выбрасывается смесь вулканических газов и частичек вязкого расплава. Эти частички быстро застывают, и потому, превратившись в стекло, нередко наследуют
345
форму перемычек между пузырями. В англоязычной литературе
такие частички называют shards (колючки). Если пепел находится
в атмосфере достаточно долго, пепловые частицы выпадают на
поверхность твердыми. В результате извержения образуется рыхлая масса, которая в процессе диагенеза превращается в твердую,
но пористую породу – туф. Если же стекловатые частички не успевают остыть, и общая масса эксплозивного материала достаточно велика, то пепловые частицы при выпадении на грунт сохраняет пластичность, и сплющиваются под весом перекрывшего
их материала. Породу с существенно деформированными («спеченными») витрокластами называют игнимбритом. Степень деформации пепловых частиц может быть различной (рис. 7.25). В
общем случае, чем выше масса и начальная температура выброшенного материала, и чем быстрее этот материал выпадает на поверхность, тем деформация (спекание) пепла интенсивнее. Также
на степень спекания витрокластов влияет положение в разрезе
пирокластического потока или покрова – чем ближе к подошве,
тем интенсивнее спекается пепел.
а)
б)
Sa
Qtz
Qtz
Sa
Sa
Рис. 7.22. Кайнотипный порфировый риолит, Центральная Чукотка: а – при
одном николе; б – николи скрещены. Вкрапленники представлены санидином и резорбированным кварцем. Санидин сохранил низкоупорядоченную
структуру, и оттого твердый раствор K-Na полевого шпата не претерпел
распада (пертиты отсутствуют). Матрикс – свежее стекло с мелкими кристаллитами. Бурые (без анализатора) участки вокруг вкрапленников – стекло в начальной стадии девитрификации.
В предельном случае пепловый материал спрессовывается в относительно однородную массу, в которой уже невозможно различить границы бывших пепловых частичек. Нередко основная масса
игнимбритов имеет тонкую полосчатость, сходную с флюидальностью лав. Подобно флюидальности, эта полосчатость облекает твердые обломки, почти всегда присутствующие в пирокластической
массе (литокласты и кристаллокласты) (рис. 7.25д). Чтобы отличать
346
такую текстуру от «истинной» флюидальности, ее называют псевдофлюидальной или игнимбритовой. Еще одним текстурным признаком игнимбритов являются фьямме (итал. fiamme – язычки пламени) – витрокласты, выброшенные в пластичном состоянии и по
размерам соответствующие лапилли (от 2 до 64 мм) или некрупным
вулканическим бомбам. При умеренном спекании пирокластической
массы они приобретают форму лепешек, выделяющихся на фоне
матрикса, образованного из пеплового материала (рис. 7.26). В игнимбритах с особо плотным матриксом материал фьямме немного
растаскивается вдоль общей текстуры породы. Из-за этого на поперечных срезах фьямме выглядят расщепленными, что и придает
этим образованиям сходство с язычками пламени. Из-за сложности
количественной оценки степени спекания пепла граница между понятиями «туф» и «игнимбрит» с трудом поддается формализации.
Поэтому в практике диагностики пород нередко возникают разночтения, связанные с различными «местными» традициями.
а)
б)
Pl
Pl
Pl
Pl
Рис. 7.23. Палеотипный порфировый риолит, Центральная Чукотка: а – фото при одном николе; б – николи скрещены. Вкрапленники плагиоклаза
замещены вторичными минералами. Первичная флюидальность матрикса
подчеркивается неоднородной девитрификацией (микрозернистый агрегат
кварца и полевых шпатов – фельзитовая структура, относительно крупные,
до 0.1 мм, изометричные зерна кварца с микровключениями прочих фаз –
микропойкилобластовая структура).
Некоторые источники рассматривают фьямме в качестве обязательного компонента игнимбритов; в таких случаях необходим дополнительный термин «спекшийся туф», обозначающий интенсивно
спеченную пирокластическую породу, лишенную фьямме. С целью
оптимизации научной терминологии рекомендуется относить к игнимбритам все пирокластические породы со следами существенного
спекания витрокластов.
347
30 мкм
Рис. 7.24. Частица кремнекислого вулканического пепла. Высокая пористость материала обусловлена интенсивным отделением летучих в момент извержения. Фотография сделана на электронном микроскопе
(volcanoes.usgs.gov).
7.4.3. Происхождение игнимбритов
В 1960-е – 1970-е гг. происхождение игнимбритов активно дискутировалось. Суть дискуссии сводилась к конкуренции двух моделей: первая связывала образование игнимбритов с вулканическими
эксплозиями, вторая – со специфическими пересыщенными флюидами лавовыми потоками. Оценивая современное состояние данного
вопроса, можно заключить, что бóльшая часть объема пород, описываемых как игнимбриты, является продуктом «палящих туч» (рис.
7.12), т.е. имеет пирокластическое происхождение. Вместе с тем,
известны случаи активного отделения флюидов из кремнекислых
лав («вскипания») непосредственно в момент извержения; в результате получаются породы, по структурно-текстурным признакам тоже
вполне соответствующие понятию «игнимбрит».
7.4.4. Эволюция магм
Как и в случае с магмами основного и среднего состава, главным
процессом, контролирующим химическую эволюцию кремнекислых
магм, является кристаллизационное фракционирование. Однако с
ростом содержания SiO2 роль этого процесса постепенно снижается
348
из-за растущей вязкости расплавов и приближения их состава к составу температурных минимумов.
а)
б)
в)
г)
д)
Рис. 7.25. Кремнекислые пирокластические породы с различной степенью деформации («спекания»)
пепловых частиц. Фото при одном
николе.
Значительное влияние на состав кислых магм могут оказать и
другие процессы, например, ассимиляция и смешение магм – производных разнородных источников. В результате тренды дифференциации типичных кремнекислых магматических серий выражены
менее четко, чем у серий с преобладанием пород основного-среднего
состава.
Общие закономерности эволюции кремнекислых магм несложно
представить, пользуясь результатами экспериментального изучения
системы кварц–альбит–ортоклаз (рис. 7.1). Последнюю часто назы349
вают системой Таттла-Боуэна по авторам первой широко известной
публикации о плавлении кварц-полевошпатовых смесей (Tuttle, Bowen, 1958). При атмосферном давлении данная система лишена эвтектической точки из-за полной смесимости щелочных полевых
шпатов. На линии котектики кварц–полевой шпат имеется лишь
точка температурного минимума. Увеличение давления воды приводит к сокращению поля кристаллизации полевых шпатов, а, начиная
с PH2O=5 кбар, калиевые и натровые полевые шпаты кристаллизуются раздельно, и в системе появляется точка тройной эвтектики
(рис. 7.1).
Рис. 7.26. Риолитовый игнимбрит, Западная Чукотка.
Светлая окраска обусловлена гидротермальными изменениями (аргиллизацией).
Природные расплавы очень редко оказываются пересыщены
кварцем относительно линии кварц–полевошпатовой котектики.
Обычно избыточными, по отношению к температурным минимумам,
являются полевые шпаты. Самые ранние продукты кристаллизации
(ликвидусные фазы), помимо плагиоклаза и/или K-Na полевого шпата, обычно включают темноцветные минералы – биотит, амфиболы
и пироксены в различных соотношениях. Фракционирование этих
фаз ведет с обеднению расплава всеми петрогенными элементами,
кроме кремния (рис. 7.27). Даже содержание K2O, неизменно увеличивающееся с ростом кремнекислотности магм почти во всем диапа350
зоне их составов, примерно с 70% SiO2 стабилизируется или даже
начинает убывать (рис. 7.27), что связано с активной кристаллизацией K-Na полевого шпата, удаляющего калий из расплава. Практически все химические элементы, в базальтовых магмах ведущие себя
как несовместимые, в кремнекислых расплавах имеют гораздо более
высокие коэффициенты распределения. Причиной является кристаллизация соответствующих минералов-концентраторов (циркон для
Zr и Hf, ортит, монацит и ксенотим для редкоземельных элементов и
т.д.).
Вместе с тем, нередки и случаи близодновременного начала кристаллизации кварца и полевых шпатов. Это происходит, когда состав
расплава изначально близок к котектическому (такие магмы иногда
называют предельными). Производные подобных магм на вариационных диаграммах не образуют сколько-нибудь выраженных трендов. В таких магматических системах суммарный состав твердых
фаз, равновесных с расплавом, весьма близок составу родоначальной
магмы, и удаление (фракционирование) кристаллов не имеет значимого влияния на геохимию остаточных расплавов.
7.4.5. Происхождение магм и связь с тектоническими
обстановками
Кислые породы распространены в земной коре неравномерно: на
континентах их объем на несколько порядков выше, чем в океанах.
В океанах, где кора практические не участвует в магмаобразовании,
возможности генерации кислых расплавов ограничены. Здесь проявления кислого магматизма локальны, и обычно являются следствием
длительного кристаллизационного фракционирования базитовых
магм (примеры, ставшие хрестоматийными – Исландия и о-ва Кергелен). Небольшие тела плагиогранитов (мощностью от сантиметров
до 10–20 м) часто ассоциируют с габброидами офиолитовых комплексов (Coleman, 1977). Поэтому можно предположить, что и в системах срединно-океанических хребтов кислые магмы не являются
исключительно редкими образованиями. Тем не менее, они резко
подчинены по объему базитам и кристаллизуются на глубине не менее нескольких километров, что затрудняет их непосредственное
наблюдение.
На континентах геологические тела, сложенные преимущественно кислыми породами, могут иметь весьма внушительный объем –
до сотен тысяч км3. Формирование такой массы за счет одного лишь
кристаллизационного фракционирования габброидных магм практически невозможно. В процессе корового петрогенеза важную, и во
многих случаях главную роль играет частичное плавление вещества
континентальной коры. Плавление может протекать за счет деком-
351
3
TiO2, мас.%
10
CaO, мас.%
8
2
6
4
1
2
20
Al2O3, мас.%
6
Na2O, мас.%
18
4
16
14
2
12
FeO общ., мас.%
8
12
6
8
4
4
10
K2O, мас.%
2
MgO, мас.%
50
60
70 SiO2, мас.%
Рис. 7.27. Вариационные диаграммы
(диаграммы Харкера) для вулканитов
северной части Охотско-Чукотского
2
пояса (выборка из 440 проб). Производные мантийных источников пред50
60
70 SiO , мас.% ставлены, по большей части, породами основного и среднего состава, производные континентальной коры – кислыми породами. Широко проявлены процессы смешения магм.
6
2
прессии (сброса давления) нижнекоровых комплексов в постколлизионных обстановках, либо под воздействием водного флюида, освобождающегося при прогрессивном метаморфизме нижней коры. Однако
наиболее крупные очаги коровых магм формируются за счет передачи
тепла от крупных тел базитовых (габброидных) магм. Последние, поднимаясь из мантии, нередко задерживаются у основания континентальной коры или в ее нижних горизонтах из-за разницы в плотности (в
среднем: верхняя мантия – 3.5 г/см3, базальтовый расплав – 2.8 г/см3,
верхняя континентальная кора – 2.6–2.7 г/см3). Накапливаясь вблизи
границы Мохо, тела базитовой магмы наращивают континентальную
кору снизу, образуя так называемые андерплейты (от англ. underplating
– «подслаивание»). Поскольку температура кристаллизации основной
магмы выше, чем у кислой, тепловая энергия, освобождающаяся при
остывании и кристаллизации андерплейтов, достаточна для генерации
коровых магм в объемах, сопоставимых с объемами самих базитов
352
(Bergantz, 1989). Именно таким образом формируются коровые магматические системы большинства субдукционных обстановок, за исключением энсиматических островных дуг, где кора континентального типа отсутствует. Также возможно подплавление континентальной коры
во внутриплитных областях континентов, например, в трапповых провинциях, где присутствие кислых пород нередко обуславливает контрастный состав вулканических серий (Bryan et al., 2002). Выдающиеся
советские петрологи Д.С. Коржинский (1993) и Л.Л. Перчук (1997) указывали на важную роль флюидов в образовании гранитоидных магм:
летучие компоненты (в первую очередь вода) не только снижают температуры плавления протолита, но и приводят к существенному изменению его валового химического состава в направлении гранитной эвтектики (или котектики).
7.4.6. Месторождения полезных ископаемых, связанные
с комплексами кремнекислых магматических пород
С гранитоидными интрузивами связаны месторождения многих несовместимых, т.е. накапливающихся в ходе кристаллизационного
фракционирования, элементов: олова, вольфрама, лития, бериллия,
урана, тория (эти элементы нередко именуют «гранитофильными»).
Особенно перспективны, как правило, апикальные (верхние) части тел
лейкогранитов и аляскитов. При плутонах повышенной щелочности
возможно также формирование проявлений и месторождений тантала,
гафния и редкоземельных элементов. К массивам умеренной кремнекислотности (гранодиоритовым и монцонитоидным) нередко приурочены месторождения меди, молибдена, золота, железа. В большинстве
случаев промышленные скопления металлов связаны с интрузивами
малых и средних глубин; абиссальные тела обычно безрудные. Некоторые гранитные пегматиты разрабатываются как источники мусковита и
керамического сырья. Средне-низкотемпературными гидротермальными системами при остывающих интрузивах создаются месторождения
свинца, цинка, меди, серебра, висмута, сурьмы, мышьяка, ртути и других халькофильных элементов. Нередко такие месторождения располагаются на значительном удалении от плутонов. В таких случаях роль
интрузивов может ограничиваться привносом тепловой энергии, а промышленные концентрации полезных компонентов достигаются за счет
их перераспределения во вмещающих породах.
Среди вулканогенных месторождений, сформированных в кремнекислых магматических провинциях, широко известны месторождения
золота, серебра (эти металлы часто образуют комплексные месторождения), олова, ртути, цеолитов. Некоторые кремнекислые лавы (перлиты) сами по себе являются ценным материалом, используемом при
строительстве.
353
ЛИТЕРАТУРА К ГЛАВЕ 7
Коржинский Д.С. Основы метасоматизма и метамагматизма. Избранные
труды. М.: Наукаю 1993. С. 231–236.
Перчук Л.Л. Глубинные флюидные потоки и рождение гранита // Соросовский образовательный журнал. 1997. № 6. С. 56–63.
Bacon C.R. U.S. Geological Survey topographic map Crater Lake National Park
and Vicinity, scale 1:62,500. U. S. Geol. Surv. Natl. Park Series. 1988.
Barbarin B. Granitoids: main petrogenetic classifications in relation to origin and
tectonic setting // Geol. Journ. 1990. V .25. N 3–4. P. 227–238.
Bergantz G.W. Underplating and Partial Melting: Implications for Melt Generation and Extraction // Science. 1989. V. 245. P. 1093–1095.
Bryan S.E., Riley T.R., Jerram D.A., Leat P.T., Stephens C.J. Silicic volcanism: an
under-valued component of large igneous provinces and volcanic rifted margins. In:
Menzies, M. A., Klemperer, S. L., Ebinger, C. J., Baker, J. eds. Magmatic Rifted Margins. Geological Society of America Special Paper. 2002. V. 362. P. 99–118.
Buddington A.F. Granite emplacement with special reference to North America //
Geol. Soc. Amer. Bull. 1959. V. 70. P. 671–747.
Coleman R.G. Ophiolites: Ancient Oceanic Lithosphere? / Springer Verlag. 1977.
229 p.
Luth W.C., Jahns R.H., Tuttle O.F. The granite system at pressures of 4 to 10 kilobars // Journal of Geophysical Research. 1964. V. 69. P. 769–773.
Nakada S., Uto K., Sakuma S., Eichelberger J.C., Shimizu H. Scientific results of
conduit drilling in the Unzen Scientific Drilling Project (USDP) // Scientific Drilling
2005. V. 1. P. 18–22. doi:10.2204/iodp.sd.1.03.2005.
Tuttle O.F., Bowen N.L. Origin of granite in the light of experimental studies in
the system NaAlSi3O8–KAlSi3O8–SiO2–H2O // Geol. Soc. Am. Mem. V. 74. 1958.
153 р.
Глава 8.
ЩЕЛОЧНЫЕ МАГМАТИЧЕСКИЕ ГОРНЫЕ ПОРОДЫ
8.1. ПРИНЦИПЫ ВЫДЕЛЕНИЯ ПОРОД ЩЕЛОЧНОГО РЯДА
Принадлежность магматических пород к щелочному ряду обычно
определяется присутствием реальных (модальных) фельдшпатоидов –
минералов, относящихся вместе с полевыми шпатами к группе каркасных алюмосиликатов, но недосыщенных кремнеземом. Последнее обстоятельство исключает совместную кристаллизацию этих
минералов с кварцем. Наиболее распространенным фельдшпатоидом
является нефелин, реже встречаются лейцит, нозеан, гаюин, анальцим, кальсилит и прочие. Кристаллизация фельдшпатоидов возможна только при высоком отношении суммарного содержания щелочных металлов к содержанию SiO2, поэтому на TAS–диаграмме поля
щелочных пород располагаются выше и левее полей пород нормальной и умеренной щелочности (рис. 2.3).
В кремнекислых магмах содержание SiO2 слишком высоко для
появления фельдшпатоидов. Поэтому, если использовать признак
наличия модальных фельдшпатоидов как единственный критерий
принадлежности к щелочному ряду, кремнекислых щелочных пород
в природе быть не должно. Вероятно, поэтому в международном
варианте TAS–диаграммы (рис. 2.3) для таких пород не предусмотрено отдельного поля. Однако в геологической литературе упоминания о щелочных кислых породах встречаются часто 1 . В таких случаях принадлежность к щелочному ряду определяется значением коэффициента агпаитности Кагп=(K+Na)/Al (в атомных количествах).
Если суммарное количество калия и натрия в расплаве превышает
количество алюминия (т.е. Кагп>1), появляется избыток щелочных
металлов, который «не помещается» в полевые шпаты. В таких случаях кристаллизуются щелочные темноцветные минералы – пироксен (эгирин) и амфиболы (арфведсонит, рибекит). Присутствие этих
фаз считается достаточным основанием для отнесения породы к щелочному ряду.
Помимо высоких концентраций щелочных металлов, магмы щелочных серий выделяются составом флюидной фазы. Если в нормально- и умереннощелочных расплавах летучие представлены,
главным образом, кислотными компонентами (HCl, HF, SO2, H2S,
H3BO3, H3PO4 и их производными), то в природных щелочных системах в составе флюида преобладает углекислота, и значительна
1
Напомним, что согласно номенклатуре, принятой за рубежом, поле составов
щелочных пород распространяется также и на большинство умереннощелочных
пород (рис. 2.3).
355
роль карбонатов, гидроксидов, хлоридов и фторидов калия и натрия.
Объемы щелочных пород на Земле сравнительно невелики. На
континентах их доля от общего объема магматических образований
составляет около 0.1% (Лазаренков, 1988), а в океанах – еще меньше.
Однако специфика химического и минерального состава щелочных
пород такова, что на разновидности, относящиеся к щелочному ряду,
приходится почти половина всех наименований магматических горных пород.
Как и породы нормальнощелочного и умереннощелочного рядов,
щелочные магматические породы делятся по содержанию SiO2 на
ультраосновные, основные, средние и кислые. Из-за наклона границ
полей на TAS–диаграмме (рис. 2.3) указанные разновидности сменяют друг друга при иных содержаниях кремнезема, чем в ряду
нормальной щелочности. Например, щелочные основные породы
могут содержать 41–42% SiO2, в то время как нормальнощелочные
базиты включают не менее 45% диоксида кремния.
8.2. ЩЕЛОЧНЫЕ УЛЬТРАОСНОВНЫЕ И ОСНОВНЫЕ
ПОРОДЫ
Вариативность составов пород щелочного ряда при близком минеральном составе не позволяет провести строгую границу между породами ультраосновного (SiO2<45 мас.%) и основного (SiO2=45–52 мас.%)
состава. Далее будет показано, что небольшие вариации соотношений породообразующих минералов в породах этих групп приводит к
тому, что породы с похожими минеральными ассоциациями могут
быть отнесены либо к группе ультраосновных, либо к группе основных пород. Поэтому щелочные ультраосновные и основные породы
целесообразно рассматривать совместно. Более того, породы этих
групп очень тесно связаны в геологических объектах.
Главной характеристикой щелочных ультраосновных и основных
пород является их пересыщенность Na2O и K2O. Суммы концентраций этих компонентов в этих породах, как правило, варьируют от
3 до 19 мас.% при содержаниях SiO2 от 40 до 48 мас.%. Для некоторых щелочных ультраосновных пород характерно повышенное содержание Al2O3 (более 20 мас.%), а в уртитах оно может достигать
30 мас.%. Эти особенности химического состава приводят к тому,
что главными породообразующими минералами в щелочных ультраосновных и основных породах наряду с полевыми шпатами (а иногда вместо них) становятся фельдшпатоиды (рис. 8.1). На рисунке
видно, что составы фельдшпатоидов лежат ниже линии составов щелочных полевых шпатов (Ab–Or). Это означает, что фельдшпатоиды,
с одной стороны, кристаллизуются в условиях, когда кремнезема не
хватает для образования полевых шпатов, а с другой – не могут находиться в равновесии с кварцем. В зависимости от соотношения
356
Na2O/K2O главными породообразующими фоидами в ультраосновных и основных щелочных породах являются либо нефелин (или
анальцим) при Na2O/K2O>1, либо лейцит (очень редко кальсилит)
при Na2O/K2O<1. Распространенность нефелиновых разностей пород
этих групп намного шире, чем лейцитовых. Другие фельдшпатоиды
(нозеан, гаюин, канкринит) встречаются реже, хотя в ряде пород они
могут входить в число главных породообразующих минералов.
SiO2
канкринит
(Na,K)6Ca2Al6Si6O24(CO3)2 * 2H2O
недонасыщены SiO2
NaAlSi3O8
альбит
щелочные ПШ
KAlSi3O8
ортоклаз
KAlSi2O6
NaAlSi2O6
NaAlSiO4
содалит Na8[AlSiO4]6Cl2
нозеан Na8(Si6Al6)O24(SO4) * H2O
гаюин Na3Ca(Si3Al3)O12(SO4)
анальцим
NaAlSi2O6 * H2O
лейцит
KAlSi2O6
кальсилит ~KAlSiO4
KAlSiO4
нефелин ~Na3KAl4Si4O16
Рис. 8.1. Главные фельдшпатоидные минералы и их соотношения
с полевыми шпатами и кварцем на диаграмме NaAlSiO4–
KAlSiO4–SiO2.
8.2.1. Плутонические щелочные породы ультраосновного и основного состава
Размеры и форма тел
На континентах интрузивные комплексы ультраосновных щелочных пород (фоидолитов) и щелочных габброидов тяготеют к окраинным частям платформенных щитов, антеклиз или древних срединных массивов, сопровождают рифтогенные структуры и авлакогены. Важной характеристикой этих комплексов является наличие в
них карбонатитов, представляющих, как правило, наиболее позднюю
фазу внедрения по отношению к щелочно-ультраосновным породам.
Комплексы щелочно-ультраосновных пород известны на севере Си357
бири (Маймеча-Котуйский и Уджинский регионы), на Кольском полуострове и в Северной Карелии (берега Кандалакшского залива,
Контозерский грабен), в Центральной Европе (район Рейнского грабена, Чешское среднегорье, Центральный массив Франции и др.),
Канаде (провинция Квебек), Восточной и Южной Африке, на островах Атлантического и Тихого океанов (Канарские, Зеленого Мыса и
др.). Масштабы проявлений этих комплексов также различны. Например, Маймеча-Котуйская провинция, приуроченная к северной
периферии Сибирской платформы, является одним из крупнейших в
мире проявлений ультраосновного щелочного магматизма. Она занимает площадь около 74300 км2 и включает 32 щелочноультраосновных интрузива, большой объем щелочных лав и даек, с
которыми ассоциируют крупные тела карбонатитов.
Прежде всего необходимо упомянуть так называемые кольцевые
плутоны щелочно-ультраосновного и основного состава. В настоящее время в мире известно более 400 щелочно-ультраосновных массивов с карбонатитами. Крупнейшими из них являются Араша (Бразилия), Гулинский (Сибирь), Сокли (Финляндия), Альне (Швеция),
Палабора (Южная Африка). Площадь Гулинского интрузива на севере Восточно-Сибирской платформы с учетом погребенной его части оценивается в 2000 км2. Образование подобных щелочных интрузивных комплексов связано с этапами тектоно-магматической активизации платформ в течение всей геологической истории. Наиболее
древние щелочно-ультраосновные комплексы известны на Балтийском щите: Сиилинъярви (Финляндия) с возрастом 2500 млн. лет и
Гремяха-Вырмес (Россия) с возрастом 1960–1870 млн. лет. Породы
Гулинского комплекса в пределах Маймеча-Котуйской провинции
имеют раннетриасовый возраст. Самые молодые комплексы (миоценового возраста), включающие ультраосновные породы повышенной
щелочности, известны в Кении и Уганде и приурочены к системе
Восточно-Африканских рифтов.
Кольцевые комплексы, включающие ультраосновные фоидолиты,
известны и на океанических островах. Формации таких пород известны на островах Зеленого Мыса, Канарских и Коморских островах. На острове Брава (острова Зеленого Мыса) описан кольцевой
массив, сложенный карбонатитами, щелочными габброидами (шонкинитами), ийолитами и якупирангитами. На островах Таити, Фернанду-ди-Наронья, Тринидад широко распространены интрузивы
крупнокристаллических ийолитов, прорывающие потоки нефелинитов, которые в свою очередь содержат ксенолиты ийолитов, якупирангитов и мельтейгитов.
Глубина заложения кольцевых комплексов очень разная. Наиболее глубинные из них содержат щелочные ультраосновные породы.
Эти комплексы находятся в Южной Африки и Зимбабве, крупнейшим является комплекс Палабора (ЮАР) протерозойского возраста
358
(1800 млн. лет), уникальный по запасам сульфидных руд меди (с палладием). Главным типом щелочных ультраосновных пород в этих
комплексах являются ийолиты. Примерами гипабиссальных и мезоабиссальных многофазных интрузивов кольцевого типа, включающими ультраосновные породы повышенной щелочности, являются
комплексы северо-восточной части Балтийского щита. Ядро Ковдорского комплекса (590–330 млн. лет) на Кольском полуострове составляют дуниты повышенной щелочности, тогда как краевые зоны
комплекса сложены более поздними ультраосновными щелочными
породами – ийолитами, турьяитами и якупирангитами. Породы ряда
ийолит-мельтейгит образуют кольцевую структуру в пределах крупнейших массивов агпаитовых нефелиновых сиенитов, Хибинского и
Ловозерского, связанных также с палеозойской активизацией Балтийского щита. С ними связаны гигантские месторождения магматических апатит-нефелиновых пород. В Хибинском массиве щелочные фоидолиты располагаются по периферии массива, формируя
ритмически расслоенную серию, на современном эрозионном срезе
образующую коническое тело. Бурением в Хибинском и Ловозерском массивах вскрыты и мелилитолиты.
Проявления плутонических калиевых основных и ультраосновных щелочных пород чрезвычайно редки. Примерами таких проявлений являются комплексы в штате Монтана (США) и Киргизии, где
преобладают шонкиниты, ассоциирующие с тералитами, фергуситами, миссуритами, монцонитами и псевдолейцитовыми сиенитами.
Крупнейшим подобным массивом является Ишимский массив псевдолейцитовых сиенитов и шонкинитов в Казахстане.
Петрография
Составы плутонических ультраосновных и основных пород щелочного ряда располагаются в нижней фельдшпатоидной части
диаграммы QAPF (рис. 8.2). Щелочные ультраосновные породы на
этой диаграмме соответствуют полю так называемых фоидолитов,
т.е. пород, где содержание фельдшпатоидов по отношению к полевым шпатам превышает 60 об.% (рис. 8.2). Минеральный состав
этой группы пород не имеет ничего общего с ультраосновными
породами нормальной щелочности (Глава 4). В щелочных ультраосновных породах оливин не является главным породообразующим
минералом, отсутствует ортопироксен, а клинопироксен представлен обычно эгирин-авгитом. Типичные щелочные ультраосновные
породы, как правило, являются бесполевошпатовыми. Однако
имеются фоидолиты с полевыми шпатами, при относительно высоких содержаниях которых породы могут иметь основной состав по
кремнекислотности.
359
В плутонических породах, содержащих менее 45 мас.% SiO2, но
более 20 мас.% CaO, главным породообразующим минералом становится мелилит, (Ca, Na)2(Al,Mg,Fe2+)[(Al,Si)SiO7]. Этот минерал
характеризует недосыщенность пород SiO2. В некоторых типах таких пород содержание SiO2 снижается до 35–6 мас.%. В отличие от
фельдшпатоидных мелилитовые породы содержат менее 10 мас.%
(K2O+Na2O) и отличаются высоким содержанием MgO (до 18 мас.%).
Мелилитовые породы несколько обособлены от щелочных ультраосновных пород. Породы, в которых содержание мелилита превосходит 10%, образуют семейство мелилитолитов (Le Maitre et al.,
2002). Однако мелилитолиты часто связаны с фельдшпатоидными
магматическими породами пространственно и генетически, и потому все вышеуказанные породы целесообразно рассматривать совместно.
Ne, Lc, Ks
фоидолит
60
60
бро
габ
сие
нит
,
рит
дио
монцодиорит
монцосиенит монцогаббро
10
10
Kfs
сиенит
10
щелочнополевошпатовый
сиенит
монцонит
35
65
90
Pl
монцодиорит, диорит, габбро,
монцогаббро
анортозит
Рис. 8.2. Нижняя (фоидная) часть диаграммы QAPF,
показывающая главные группы фоидсодержащих и
фоидных плутонических пород.
Щелочные породы основного состава (SiO2>45 мас.%) на классификационной диаграмме располагаются между границами 60% и
10% фельдшпатоидов (рис. 8.2), попадая в поля фоидных габбро и
отчасти фоидных монцогаббро. От фоидных диоритов и монцодиоритов, составы которых попадают в те же поля, щелочные основные
породы отличаются более кальциевым составом плагиоклаза (лабрадор, битовнит), а от фоидных монцосиенитов – преобладанием пла360
гиоклаза над щелочным полевым шпатом. Благодаря высокому содержанию плагиоклаза, щелочные основные породы в некоторой
мере наследуют характеристики основных пород нормальной щелочности. Однако в фоидных габбро никогда не встречается ортопироксен, а клинопироксен представлен эгрин-авгитом или титанавгитом. В отличие от ультраосновных щелочных пород в основных
разностях более распространены амфиболы, представленные рядом
арфведсонит-рибекит.
Фоидолиты
В соответствии с тем, какой минерал – нефелин или лейцит – является преобладающим, интрузивные (полнокристаллические) щелочные ультраосновные породы, фоидолиты, подразделяются на две
подгруппы (рис. 8.3):
1) подгруппа натровых (нефелиновых) фоидолитов, включающая
мельтейгиты, ийолиты, уртиты;
2) подгруппа калиевых (лейцитовых) фоидолитов, включающая
миссуриты, фергуситы и италиты.
К калиевым фоидолитам можно также отнести якутиты – породы,
в составе которых резко преобладает кальсилит.
8.2.2. Подгруппа натровых фоидолитов
В подгруппу натровых фоидолитов входят интрузивные породы,
состоящие в основном из пироксена и нефелина. Нередко подгруппа натровых фоидолитов носит название нефелинолиты (Le Maitre
et al., 2002), поскольку нефелин в них является резко преобладающим фоидом. Содержание полевых шпатов в этих породах составляет менее 40 об.% по отношению к нефелину. Номенклатура пород
этой подгруппы определяется соотношениями нефелина и пироксена
(рис. 8.4). Породы с повышенным содержанием пироксенов (более
90%) называется якупирангиты (название по месторождению Якупиранга в Бразилии); мельтейгиты (название по местности Мельтейг в Норвегии) содержат 70–90% пироксена; ийолиты (по месту
первой находки в районе холма Ийвара, Финляндия) – 30–70%, а
наиболее лейкократовые породы этого ряда (менее 30% пироксена) –
уртиты (название по горе Луявр-Урт на Кольском полуострове).
Содержания SiO2 в породах этой группы не превосходят 43 мас.%.
Однако при наличии уже 20% щелочных полевых шпатов в составе
пород содержание SiO2 может достигать 47 мас.%, т.е. формально
полевошпатовые фоидолиты принадлежат к основным, а не ультраосновным породам. На рис. 8.4 видно, что поле мельтейгитов граничит с полем шонкинитов, состав которых отвечает основным породам, а поля ийолитов и уртитов – с полями малиньитов и нефелино361
вых сиенитов, которые принадлежат к группе средних щелочных
пород. Сумма Na2O+K2O в фоидолитах варьирует от 6 мас.% в мельтейгитах до 19 мас.% в уртитах. Уртиты отличаются высоким содержанием Al2O3 (до 30 мас.%).
F=10–60
PL объемн. %
0–10 10–50 50–90
поле*
11
12
13
15
14
Ne
Lc
362
италит
фергусит
уртит
миссурит
80
ийолит
70
шонкинит
60
мельтейгит
50
фоидные диорит и габбро
40
фоидные монцодиорит
и монцогаббро
30
малиньит
цветовой индекс
20
ЛЕЙКО-
фоидный монцосиенит
10
фоидный сиенит
0
МЕЛАНО-
Рис. 8.3. Положение
натровых
(нефелиновых) и калиевых (лейцитовых) фоидолитов в
общей
номенклатуре
щелочных плутонических пород в зависимости от содержания мафических
минералов,
фоидов и плагиоглаза в
процентах от суммы
полевых шпатов. F –
модальное содержание
фоидов, в %.
* Номера полей по (Le
Maitre et al., 2002): 11 –
фоидный сиенит (нефелиновый сиенит); 12 –
фоидный монцосиенит;
13 – фоидный монцодиорит и фоидное монцогаббро; 14 – фоидный
диорит и фоидное габбро; 15 – фоидолиты.
Щелочной
полевой
шпат
Не
ны
M=
ид
Фо
ты
ид
ол и
Фо
60
ит
Малиньит
Ийолит
(Фергусит)
с, М
дек
ин
30
ен
Нефелин
(Лейцит)
си
Уртит
(Италит)
40
ий
е
щ
жа
ер
од
сие
Не
ни
фе
ты
ли
сие нов
M=
ни ый
30
т
нс
70
вой
ето
Цв
ли
фе
20
60
10
Ш
он
ки
н
80
ит
70
Пироксен
Мельтейгит
(Миссурит)
Рис. 8.4. Номенклатура фоидолитов и их соотношение
с фоидсодержащими основными (шонкинит) и средними (малиньит, нефелиновый и нефелинсодержащий сиениты) породами по соотношению объемных содержаний нефелина (лейцита), пироксена и щелочного полевого шпата. В скобках показаны калиевые (лейцитовые) фоидолиты.
В целом, породы, входящие в группу натровых фоидолитов, похожи и различаются лишь степенью идиоморфизма главных породообразующих минералов – нефелина и пироксена. Более меланократовые мельтейгиты отличаются идиоморфизмом пироксена по отношению к нефелину, тогда как в уртитах обычно выражен идиоморфизм нефелина. В ийолитах, как правило, нефелин идиоморфен
по отношению к клинопироксену. Некоторые типы ийолитов образованы срастаниями эгирин-авгита и нефелина с индукционными
границами совместного роста (рис. 8.5). Структуры всех этих пород
полнокристаллические, от мелко- до крупнозернистых, нередко и до
пегматоидных. Текстуры пород от массивных до полосчатых. Такситовые текстуры особо характерны для хибинских уртитов, которые
содержат редкие крупные гнезда – пойкилокристаллы эгирин-авгита,
реже титаномагнетита или заместившего его титанита (сфена).
Для пород подгруппы натровых щелочных фоидолитов характерны зональные кристаллы клинопироксенов с широкими вариациями
363
состава. В йиолитах типичны вариации состава клинопироксена от
титан-авгита в ядрах зерен до эгирин-авгита и эгирина во внешних
зонах. Нередко присутствуют пироксены нескольких генераций,
причем клинопироксены более ранних генераций слагают идиоморфные кристаллы, ксеноморфные зерна клинопироксенов поздних
генераций выполняют интерстиции между кристаллами нефелина.
Ne
Cpx
Рис. 8.5. Ийолит. Срастания эгирин-авгита и нефелина
с границами совместного роста. Видна ориентировка
кристаллов эгирин-авгита. Черные кристаллики – титаномагнетит. Хибины, Кольский полуостров. Фотография при одном николе. Размер поля зрения 1 см.
Нефелиновое габбро
(тералит)
Анальцимовое габбро
(тешенит)
Эссексит
Шонкинит
Kfs Pl
Cpx Ne Lc
плутонические породы
Ol
Anl
Bt
Amp
вулканические породы
Тефрит
Базанит
Нефелинит
Лейцитит
Породообразующие минералы:
– главный;
– второстепенный.
Рис. 8.6. Главные и второстепенные породообразующие минералы плутонических и вулканических щелочных (фоидных и фоидсодержащих) пород
основного состава.
364
Породы ряда мельтейгит–ийолит–уртит отличаются большим
разнообразием второстепенных, акцессорных и вторичных минералов. Второстепенные минералы представлены щелочным амфиболом (арфведсонитом), биотитом (лепидомеланом, аннитом),
щелочными полевыми шпатами. Некоторые разновидности мельтейгитов содержат оливин. Среди акцессорных минералов наиболее обычны апатит, сфен, циркон, титаномагнетит, ильменит. Нередки сидеронитовые структуры, когда нефелин и пироксен цементируются титаномагнетитом. Уртиты и ийолит-уртиты Хибинского плутона связаны постепенными переходами с апатитнефелиновыми породами, где нефелин цементируется апатитом.
Кроме того, для натровых ультраосновных щелочных пород характерны богатые Zr, Ti и редкими элементами минералы – эвдиалит, лампрофиллит, лопарит, перовскит. Ийолиты и уртиты
острова Альне (Швеция) богаты титанистыми гранатами (меланит
и шорломит). Некоторые ийолиты Кении содержат крупные кристаллы волластонита. Вторичные минералы (канкринит, содалит,
анальцим, кальцит, натролит и иные цеолиты, мусковит), как правило, замещают нефелин.
8.2.3. Подгруппа калиевых фоидолитов
В подгруппу калиевых фоидолитов входят интрузивные породы,
состоящие в основном из пироксена, полевых шпатов и лейцита, при
содержании последнего более 60 об.% (рис. 8.3). Номенклатура пород этой подгруппы определяется соотношениями лейцита и темноцветных минералов, главным из которых является моноклинный пироксен. В эту подгруппу входят миссуриты, фергуситы и италиты
(рис. 8.3).
Миссуриты (название по реке Миссури, США) – это крупнозернистые породы, состоящие на 50% из пироксена (авгита), лейцита
(до 20%), оливина (до 16%), биотита (до 6%), содержащие апатит и
титаномагнетит. Ксеноморфный лейцит, как правило, цементирует
кристаллы пироксена, апатита и оливина. Миссуриты содержат лейцит в неизмененном виде. В фергуситах и италитах лейцит превращен в агрегаты калиевого полевого шпата или нефелина (псевдолейцит), или замещен анальцимом. Содержание SiO2 в миссуритах
близко к 45 мас.%.
Увеличение содержания лейцита в породах приводит к тому, что
более лейкократовые породы, фергуситы и италиты, не относятся к
ультраосновной группе, поскольку содержат более 47–48 мас.%
SiO2. Эти породы не содержат оливин, и преобладающим темноцветным минералом в них является клинопироксен.
365
Мелилитолиты
В эту подгруппу входят интрузивные породы, обогащенные CaO
(более 20 мас.%) и содержащие менее 40 мас.% SiO2. Главный породообразующий минерал в них мелилит, содержание которого не
опускается ниже 60%. В состав некоторых мелилитолитов входит
нефелин, но мелилита в них всегда больше, чем фельдшпатоидов.
Кугдит (название по массиву Кугда в бассейне реки Котуй на севере Восточно-Сибирской платформы) – зернистая порода, состоит
из мелилита (40–60%), магнезиального оливина (10–40%), титаномагнетита (10–15%), авгита (до 15%), нефелина (до 5%); второстепенные минералы – флогопит, перовскит, кальцит, монтичеллит,
канкринит, апатит.
Ункомпагрит (название по месту первой находки в США) – разновидность пироксенового мелилитолита, содержащая более 65%
мелилита и 10–30% клинопироксена, второстепенные – флогопит,
перовскит, кальцит, апатит, канкринит. Для ункомпагритов характерны крупные кристаллы мелилита с многочисленными включениями других минералов.
Турьяит (название по полуострову Турий мыс в Кандалакшском заливе Белого моря) – разновидность мелилитолита, состоящая из мелилита, эгирин-авгита и нефелина (10–30%), второстепенные – монтичеллит, титаномагнетит, флогопит, перовскит,
меланит и апатит. Мелилитолит, близкий к турьяиту, но содержащий гаюин, (Na,Ca)4–8Al6Si6(O, S)24(SO4, Cl)1–2, замещающий нефелин, носит название окаит, названный по району Ока в Канаде. Для
турьяитов и окаитов свойственны гипидиоморфнозернистые структуры
с кристаллами мелилита совершенного короткопризматического габитуса (прямоугольные срезы в шлифах). Выделения нефелина в одних
случаях выполняют промежутки между идиоморфными зернами клинопироксена и мелилита, в других представлены мелкими идиоморфными кристаллами.
Фоидные габбро и монцогаббро (щелочные габброиды)
К этой подгруппе относятся фоидные или фоидсодержащие щелочные породы основного состава, в которых преобладающим лейкократовым минералом становится основной плагиоклаз, содержание которого варьирует от 40 до 100% по отношению к нефелину и
щелочному полевому шпату (рис. 8.2 и 8.3). Однако, согласно некоторым классификациям (Заварицкий, 1953; Петрографический кодекс, 2010), к щелочным габброидам относят породы, содержащие
до 50% щелочного полевого шпата (фоидные монцогаббро). Минеральный состав главных щелочных основных плутонических пород
приведен на рис. 8.6, среди них встречаются бескалишпатовые (фо366
идные габбро: тералит и тешенит) и содержащие K-Na полевой
шпат разновидности (фоидные монцогаббро: эссексит и шонкинит).
Нефелиновое габбро (тералит) (происхождение названия неизвестно) – плутоническая порода, состоящая преимущественно из
клинопироксена (до 60%), кальциевого плагиоклаза (25–50%) и нефелина (10–15%) (рис. 8.6, 8.7). Иногда встречается щелочной полевой шпат. Почти всегда присутствуют биотит, оливин, ильменит,
титаномагнетит, апатит. Содержание оливина в некоторых тералитах
достигает 40%. Состав пироксена в тералитах изменяется от титанавгита до эгирин-авгита и эгирина. Структура породы характеризуется идиоморфизмом пироксена и плагиоклаза относительно нефелина и щелочного полевого шпата.
а)
б)
Рис. 8.7. Зарисовки шлифов нефелиновых габбро (тералитов),
без анализатора: а – оливиновый тералит с гипидиоморфнозернистой структурой. Река Берешь, северо-восточный склон
Кузнецкого Алатау, Западная Сибирь. Авгит, оливин, основной плагиоклаз, нефелин, магнетит и апатит. Размер поля зрения 6.4 мм; б – тералит. Гордов-Бьют, горы Крэзи, Монтана,
США. Плагиоклаз, немного калиевого полевого шпата, нефелин, содалит (вверху), авгит с каемкой эгирин-авгита и биотит; размер поля зрения 2.5 мм (Заварицкий, 1955).
Анальцимовое габбро (тешенит) (по местечку Чешский Тешен на
границе Польши и Чехии) состоит из щелочного амфибола (рибекита), авгита (титанистого, иногда эгирин-авгита), основного плагиоклаза и анальцима (до 15%) (рис. 8.6). Второстепенные породообразующие минералы могут быть представлены биотитом, нефелином и
ортоклазом. Авгит и амфибол образуют совместные срастания и
прорастания. Состав плагиоклаза варьирует от андезина до лабрадора. Анальцим присутствует в виде ксеноморфных участков между
другими минералами, иногда в виде жилок в их контактах. Структу367
ра меняется от мелкозернистой до грубозернистой с призматическими и удлиненно-таблитчатыми кристаллами плагиоклаза.
Эссекситы (по местонахождению Эссекс в штате Массачусетс,
США) – представляют собой горные породы, состоящие из основного или среднего плагиоклаза, подчиненного количества ортоклаза,
клинопироксена (титанавгита, диопсида, эгирин-авгита), биотита и
щелочного амфибола (рибекита) (рис. 8.6). В небольшом количестве
могут присутствовать оливин, нефелин, канкринит, содалит, а также
вторичный анальцим. Нередко встречается оливин. Акцессорные
минералы эссекситов – апатит, ильменит, реже сфен. Структуры эссекситов гипидиоморфнозернистые или порфировидные с элементами монцонитовой структуры, т.е. резким идиоморфизмом плагиоклаза по отношению к нефелину, щелочному полевому шпату. Текстуры эссекситов такситовые (обособления полевых шпатов или пироксенов), в некоторых случаях трахитоидные.
Шонкиниты (от индейского названия Шонкин-Сэг для гор Хайвуд в Монтане, США) – меланократовые породы, состоящие преимущественно из диопсида или авгита, щелочного полевого шпата с
примесью нефелина (до 8–10%) (рис. 8.6). Из цветных минералов,
кроме диопсида, обычно встречаются биотит и оливин, реже щелочной амфибол и эгирин-авгит, образующий каймы вокруг диопсида. В
некоторых разновидностях шонкинитов встречаются оливин, лейцит
или минералы группы содалита (рис. 8.8). Структуры шонкинитов
определяются резким идиоморфизмом пироксена по отношению к
щелочному полевому шпату. Для некоторых шонкинитов характерна
пойкилитовая структура: идиоморфные кристаллы цветных минералов являются вростками в более крупных кристаллах щелочного полевого шпата. Шонкиниты по составу относятся к калиевой серии
щелочных габброидов, поскольку в большинстве случаев в них
K2O > Na2O или содержания этих компонентов близки друг к другу.
а)
б)
Ol
Cpx
Lc
Kfs
Рис. 8.8. Лейцитовый шонкинит. Вкрапленники авгита, оливина и лейцита
(округлой формы, изотропные в скрещенных николях) в матрице K-Na полевого шпата: а – фотография при одном николе; б – николи Х. Размер поля
зрения 1 см.
368
8.2.4. Вулканические щелочные породы ультраосновного и основного состава
Генетические типы вулканитов. Форма вулканических построек
Стиль извержения большинства щелочных ультраосновных и основных магм на поверхность аналогичен таковому для их аналогов
нормальной щелочности (см. Главы 5 и 6). Например, базанитовые
магмы извергаются, формируя лавовые потоки или пепловые конусы, по своему строению и форме неотличимые от форм, создаваемых толеитовыми базальтами. Там, где щелочной вулканизм следует
вскоре за извержениями магм нормальной щелочности, щелочные
породы образуют мелкие вулканические постройки на периферии
главных вулканов, как правило, при разрывах, возникающих при
формировании кальдер. Такие «паразитические» вулканические постройки на щитовых вулканах, образованные нефелинитовыми лавами, известны, в частности, на Гавайях (остров Оаху).
Тем не менее, щелочные основные и ультраосновные магмы способны формировать и более крупные вулканические постройки. Например, в пределах Восточно-Африканского рифта известны стратовулканы, сложенные мелилитовыми и лейцитовыми нефелинитами.
Наиболее известным из них является вулкан Ниирагонго в пределах
вулканической цепи Вирунга (Конго – Руанда). Этот вулкан известен своим долгоживущим лавовым озером и высокой текучестью его
нефелинитовых лав. Вязкость их составляет порядка 60 Па*сек, что
является наиболее низким значением для природных силикатных
магм. Такие низкие значения вязкости связаны с высокой степенью
деполимеризации структуры щелочного ультраосновного расплава и
его высокой температурой, значение которой при извержении оценивается в 1370оС. При температурах выше ликвидуса в магме отсутствуют кристаллы, что в значительной мере способствует высокой текучести лав. При извержении 1977 года быстрое течение этих
лав разрушило несколько деревень на склонах вулкана. Тем не менее, при температурах около 1320оС в расплаве появляется большое
количество кристаллов, что уменьшает текучесть лав и снижает скорость их течения, а значит, и разрушающий эффект. Отделение летучих (среди которых преобладают CO2 и SO2) способствует формированию шлаковых корок; мощность потоков при этом увеличивается.
Для некоторых вулканов, извергающих щелочные ультраосновные и основные магмы, характерен взрывной (стромболианский) тип
извержений. Примером может служить четвертичный вулкан Херченберг в пределах вулканической провинции Восточного Эйфеля
(Германия). Этот вулкан извергал лейцититы, мелилитовые нефели369
ниты, базаниты и тефриты. Вулкан представляет собой конус, сложенный пепловыми и лапиллиевыми туфами с небольшим количеством агглютинатов, бомбовых туфов и вулканических брекчий. Заметное количество пирокластического материала отмечено также в
некоторых мелилититовых вулканах Итальянской провинции, ассоциирующих с карбонатитами (Вультуре, Сан Венанцо). Для мелилититов и нефелинитов типичны трубки взрыва (диатремы), подобные
кимберлитовым и лампроитовым. Нередко эти трубки взрыва пространственно связаны с кимберлитовыми (Якутская, Архангельская,
Канадская кимберлитовые провинции). Диатремы мелилититов и
нефелинитов широко распространены в пределах МаймечаКотуйской и Кольской щелочных провинций.
Петрография
Разделение вулканических щелочных пород на ультраосновные и
основные еще более затруднительно, чем для плутонических пород.
Содержание SiO2 в рассматриваемых вулканитах варьирует от 41 до
53 мас.% при сумме K2O+Na2O от 3 до 14 мас.%. На классификационной диаграмме QAPF все эти породы располагаются в фоидной
части (рис. 8.9). Согласно этой диаграмме, деление ультраосновных
и основных щелочных пород можно проводить по содержанию полевых шпатов. Вулканические щелочные породы основного состава,
как правило, содержат среди вкрапленников заметное количество
основного плагиоклаза (иногда и калиевого полевого шпата). На
диаграмме QAPF такие породы попадают в поля базанитов, тефритов, фонолитовых базанитов и фонолитовых тефритов (рис. 8.9).
Типичные ультраосновные породы содержат только вкрапленники
фельдшпатоидов (содержание полевых шпатов среди микролитов
основной массы, как правило, менее 10%) и соответствуют полю
фоидитов (например, нефелинитов). Промежуточные разности носят название тефритовых фоидитов и содержание полевых шпатов
в них от 10 до 40%. Однако такое деление по содержанию полевых
шпатов не всегда соответствует разделению пород по кремнекислотности на ультраосновные и основные. Так, например, некоторые
разности фоидитов, обогащенные лейцитом, попадают в поле основных пород (>45 мас.% SiO2), но вкрапленники полевых шпатов в них
редки или отсутствуют.
Среди ультраосновных вулканических пород выделяются также
аналоги мелилитолитов – мелилититы (Le Maitre et al., 2002), породы, содержащие менее 36–41 мас.% SiO2 и более 20 мас.% CaO.
Главным минералом вкрапленников этих пород является мелилит.
Они часто связаны с фоидитами и могут рассматриваться совместно
с ними.
370
Щелочной
полевой шпат
10
A
Плагиоклаз
90 P
65
щелоч. базальт, трахибазальт, трахиандезит
латит
трахит
10
нол
фо
тефритовый
фонолит
фонолитовый
тефрит
ит
щелочной
трахит
35
40
40
Q
60
A
базанит
(Оl > 10%)
тефрит
(Оl < 10%)
60
P
80
фоидит
F
10
Фоиды
тефритовый фоидит
фонолитовый фоидит
Рис. 8.9. Нижняя (фоидная) часть диаграммы QAPF, показывающая главные группы фоидсодержащих и фоидных вулканических пород.
Фоидиты
Аналогично плутоническим щелочным ультраосновным породам
(фоидолитам), среди их вулканических аналогов (фоидитов) выделяются две подгруппы:
1) подгруппа натровых (нефелиновых) фоидитов, включающая
нефелиниты, оливиновые нефелиниты и меланефелиниты;
2) подгруппа калиевых (лейцитовых) фоидитов, включающая
лейцититы, оливиновые лейцититы и мелалейцититы;
Для всех этих пород характерно отсутствие полевых шпатов среди вкрапленников (рис. 8.6). Полевые шпаты в этих породах редки и
среди минералов основной массы.
8.2.5. Подгруппа натровых фоидитов
Нефелиниты – это эффузивные порфировые (реже афировые) породы, вкрапленники в которых представлены, главным образом, нефелином (40–60%) и клинопироксеном (авгитом, титан-авгитом, реже эгирин-авгитом) (рис. 8.10). Наряду с этими главными минералами в нефелинитах в число вкрапленников могут входить лейцит
(лейцитовые нефелиниты), мелилит (мелилитовые нефелиниты) и
371
оливин (оливиновые нефелиниты). Вкрапленники нефелина в нефелинитах, как правило, обладают высокой степенью идиоморфизма
(рис. 8.10), т.к. именно с этого минерала начинается кристаллизация
большинства нефелинитов. Уже на интрателлурической стадии кристаллизации к нефелину присоединяется клинопироксен, эволюционирующий по составу от диопсида через эгирин-авгит к эгирину.
Для пироксенов нефелинитов характерны сильно зональные кристаллы, иногда со структурами песочных часов. Состав оливина в
нефелинитах отличается высоким содержанием фаялитовой
(Fe2SiO4) и монтичеллитовой (CaMgSiO4) составляющих. Нефелиниты могут содержать вкрапленники биотита, роговой обманки, богатого титаном андрадитового граната (меланита). Основная масса
нефелинитов обычно раскристаллизована, но иногда может содержать стекло с микролитами нефелина, пироксенов, магнетита, ильменита, апатита, иногда мелилита, хромистой шпинели, перовскита,
кальцита, нозеана или гаюина. Нередко в основной массе нефелинитов появляются санидин и плагиоклаз.
Cpx
Ne
Рис. 8.10. Нефелинит. Вкрапленники нефелина (белые)
и эгирин-авгита (зеленые) в основной массе девитирифицированного бурого вулканического стекла с микролитами титиномагнетита и пироксена. Фотография
при одном николе.
Оливиновые нефелиниты – это эффузивные порфировые породы,
среди вкрапленников которых наряду с нефелином и клинопироксеном присутствует заметное количество оливина. Интересно отметить, что оливиновые нефелиниты характерны для вулканических
комплексов океанических островов (например, Гавайи), тогда как
для континентальных рифтов (например, Восточно-Африканский
рифт) характерны нефелиниты бедные оливином.
372
Меланефелиниты, имеющие цветовой индекс более 50 (приставка «мела» в названии породы означает высокий цветовой индекс),
принципиально отличаются по структуре и составу от нефелинитов
и оливиновых нефелинитов. Кристаллизация меланефелинитов начинается с клинопироксена и лишь за ним следует нефелин. Клинопироксен в меланефелинитах обычно представлен авгитом или титан-авгитом, последний образует краевые зоны вкрапленников и пироксены основной массы. Пироксены основной массы тоже зональные, их краевые зоны сложены эгирином. Наряду с клинопироксеном основная масса сложена нефелином, титаномагнетитом, апатитом, биотитом и перовскитом. Известны меланефелиниты, содержащие кальцит. В дайковых и жильных разновидностях меланефелинитов, как правило, много биотита и титанистой роговой обманки
(керсутита, баркевикита). Меланефелиниты с высоким содержанием
вкрапленников титан-авгита, оливина и биотита носят название анкаратритов (название дано по горе Анкаратра на Мадагаскаре).
8.2.6. Подгруппа калиевых фоидитов
Лейцититы – породы, которые можно рассматривать как вулканические аналоги миссуритов, фергуситов и италитов. Лейцититы
обычно имеют порфировую структуру, вкрапленники представлены
лейцитом и клинопироксеном (авгитом, титан-авгитом, эгиринавгитом), реже флогопитом, амфиболом, гаюином. Породы с высоким цветовым индексом М>50 носят название мелалейцититы.
Лейцит в лейцититах и мелалейцититах образует идиоморфные изометричные кристаллы, часто замещенные псевдолейцитом, анальцимом, серицитом и альбитом. В редких случаях содержание лейцита в породах может достигать 90%. Основная масса пород сложена
клинопироксеном, лейцитом, нефелином, ильменитом, титаномагнетитом, перовскитом, хромитом, апатитом, иногда мелилитом, санидином и стеклом. Санидин в лейцититах присутствует только в основной массе. В оливиновых лейцититах к вкрапленникам лейцита и
пироксена присоединяется оливин. Наиболее богатые оливином породы носят название угандиты, которые также можно назвать оливин-пироксеновыми мелалейцититами (рис. 8.11а). Угандиты являются членом группы пород, объединенных названием камафугиты.
Помимо угандитов, эта группа ультракалиевых недосыщенных SiO2
(31–44 мас.%) пород включает мафуриты и катунгиты. Мафуриты –
это лейцититы, среди вкрапленников в которых наряду с лейцитом,
клинопироксеном и оливином присутствует кальсилит (KAlSiO4),
причем содержание этого минерала превосходит содержание лейцита. Тем не менее, больше половины вкрапленников в этой породе
сложено оливином и клинопироксеном. Катунгиты – это лейцититы
373
с вкрапленниками лейцита, клинопироксена, оливина и нередко преобладающего мелилита (рис. 8.11б).
а)
б)
Ol
Lc
Mel
Ol
Ol
Рис. 8.11. Камафугиты Восточной Африки: а – угандит (оливиновый лейцитит). Вкрапленники оливина и округлого лейцита (черные в скрещенных
николях) в массе девитрифицированного вулканического стекла с мелкими
выделениями авгита и титаномагнетита; б – катунгит. Вкрапленники – оливин и таблитчатый мелилит (с аномальными фиолетово-голубыми окрасками) в массе девитрифицированного вулканического стекла, титаномагнетита, лейцита, клинопироксена. Фотографии в скрещенных николях. Образцы
предоставлены проф. К. Беллом (Университет Карлтон, Канада).
8.2.7. Подгруппа мелилититов
Мелилититы – вулканические аналоги мелилитолитов, представляют собой породы, во вкрапленниках которых преобладает мелилит,
количество которого может достигать 50–60%. Наряду с мелилитом эти
породы содержат вкрапленники клинопироксена, оливина. Известны
также разности, не содержащие пироксенов, но в которых количество
оливина достигает 25%. Для мелилититов характерно резкое преобладание мелилита над фельдшпатоидами. В мелилититах обычен нефелин. Однако в относительно богатых K2O разностях встречаются лейцит и даже кальсилит, что роднит мелилититы с камафугитами.
Структуры мелилититов, как правило, порфировые. Мелилит образует вкрапленники прямоугольной формы, по своим размерам
подчиненные субидиоморфным вкрапленникам оливина и клинопироксенов. Эти вкрапленники погружены в основную массу, состоящую из тех же минералов совместно с титаномагнетитом, апатитом,
перовскитом, биотитом и стеклом. В основной массе пород мелилит
формирует вытянутые кристаллы, часто маркирующие трахитоидность пород. В мелилититах встречаются ксенокристаллы хромшпинели, пиропа, ильменита, захваченные из источника мелилититовых
магм.
374
8.2.8. Подгруппа базанитов и тефритов
В отличие от фоидитов и тефритовых фоидитов, в базанитах и
тефритах среди вкрапленников резко преобладает основной плагиоклаз (лабрадор, битовнит), хотя присутствуют и фельдшпатоиды
(10–40%) (рис. 8.12 и 8.13). Щелочной полевой шпат также может
присутствовать в разностях, переходных к тефритовым фонолитам.
Однако эти породы скорее надо относить к породам среднего состава. Разделение между тефритами и базанитами проводится по содержанию оливина: если его меньше 10%, порода называется тефритом, если более 10% – базанитом. Нередко базаниты называют оливиновыми тефритами. В зависимости от состава фоидов – лейцита и
нефелина – тефриты и базаниты разделяются на лейцитовые, нефелиновые и промежуточные разности. Реже в виде вкрапленников в
базанитах и тефритах встречается гаюин. Типичным темноцветным
минералом вкрапленников в тефритах и базанитах является титанавгит. Однако нередок и титанистый амфибол – керсутит. Кроме названных минералов в фенокристах иногда встречаются биотит, сфен,
перовскит. В тефритах главным цветным минералом является пироксен (рис. 8.12), а в базанитах к нему присоединяется, или даже
преобладает, оливин (рис. 8.13). Тефриты обладают, как правило,
порфировой структурой. В основной массе содержатся плагиоклаз и
фельдшпатоиды, а также клинопироксен и рудный минерал, иногда
присутствуют оливин, щелочной полевой шпат и стекло. Для этих
пород характерны пузыристые и миндалекаменные текстуры.
Типичные тефриты и базаниты характеризуются преобладанием
Na2O над K2O. Усиление роли калия приводит к кристаллизации
лейцита и тогда породы носят названия лейцитовые тефриты
(рис. 8.12) и лейцитовые базаниты.
8.2.9. Ультраосновные лампрофиры
К ультраосновным породам повышенной щелочности относится
семейство очень редких пород – ультраосновных лампрофиров. Напомним читателю, что лампрофиры – это мезо- или меланократовые
породы, входящие в состав жильных серий плутонов, но также
встречающиеся и на значительном удалении от каких-либо крупных
интрузивных тел. Для них типична порфировидная структура, причем среди вкрапленников резко преобладают темноцветные минералы. Вкрапленники в ультраосновных лампрофирах представлены
оливином, флогопитом, титан-авгитом, иногда титанистым амфиболом. Эти вкрапленники заключены в матрицу, в которой заметную
роль играет кальцит наряду с мелилитом, нефелином, анальцимом,
перовскитом. Такой своеобразный минеральный состав обуславливает в ультраосновных лампрофирах очень низкое содержание SiO2,
375
менее 36 мас.%. С увеличением количества кальцита ультраосновные лампрофиры имеют переходы к кимберлитам.
а)
б)
Cpx
Lc
Рис. 8.12. Лейцитовые тефриты. Зарисовки шлифов без анализатора. Размер поля зрения 2.6 мм: а – структура порфировая,
основная масса гиалопилитовая. Крупные фенокристаллы
лейцита и клинопироксена (авгита) погружены в основную
массу, включающую мелкие зерна пироксена, микролиты и
лейсты основного плагиоклаза и редкие зерна магнетита; б –
структура неравномернопорфировая. Отчетливо видны крупные вкрапленники авгита и более мелкие – лейцита и плагиоклаза. Структура основной массы гиалопилитовая, в вулканическом стекле мелкие микролиты плагиоклаза. Вулкан Везувий (Заварицкий, 1954).
Cpx
Ol
Ol
376
Рис. 8.13. Зарисовка шлифа базанита, без анализатора. Структура
крупнопорфировая,
основной
массы – витрофировая. Вкрапленники представлены крупными
кристаллами оливина и моноклинного пироксена (авгита) и
более мелкими – лейцита. Пироксен отличается выраженной спайностью; в оливине спайности нет,
трещины неровные. Основная
масса состоит из вулканического
стекла с обильной примесью рудного минерала, с мелкими редкими зернами оливина и еще более
редкими – пироксена. Вулкан
Везувий. Диаметр поля зрения
4 мм. (Заварицкий, 1954).
8.3. ЩЕЛОЧНЫЕ МАГМАТИЧЕСКИЕ ПОРОДЫ СРЕДНЕЙ КРЕМНЕКИСЛОТНОСТИ
Щелочные магмы, содержащие от 48 до 63% SiO2, характеризуются
максимально возможными для природных силикатных систем содержаниями K2O и Na2O, иногда достигающими 20–21%. В чистом лейците
содержится 21.6% K2O, а в чистом кальсилите – 29.7% (последнее значение можно считать предельным для силикатных пород, однако кальсилит
в природе не образует крупных мономинеральных скоплений).
Средние щелочные породы подразделяются по величине коэффициента агпаитности на миаскитовые (Кагп – около 1), агпаитовые (Кагп –
от 1 до 3) и ультраагпаитовые (Кагп – от 3 до 10, иногда до нескольких
десятков).
8.3.1. Плутонические породы
Размеры и форма тел
Породы щелочного состава, кристаллизующиеся на глубине, в
большинстве случаев образуют интрузивные тела с резкими контактами. Изредка четкие контакты отсутствуют, и границы плутонов представлены зонами постепенного перехода, в которых минералы, слагающие породы рамы, постепенно вытесняются минералами, типичными для щелочных магматических пород. Приповерхностные (гипабиссальные) условия кристаллизации определяют форму тел: щелочные
плутоны обычно имеют форму даек, лакколитов, этмолитов, штоков.
Размеры тел невелики, площадь их выхода редко превышает 100 км2.
Наиболее крупные плутоны (Ловозерский и Хибинский массивы Кольского полуострова, комплексы Итатиайя в Бразилии и Пилансберг в
ЮАР, Сыннырский плутон Забайкалья) в плане близки к изометричным. Крупнейший из них, Хибинский, в диаметре достигает 40 км при
площади выхода 1327 км2. Такие массивы, как правило, формируются в
несколько фаз (насчитывают до 10–15 импульсов внедрения). Однако
резкие контакты между фазовыми телами (а иногда – даже внешние
контакты интрузивов) могут быть выражены неотчетливо из-за масштабных проявлений метасоматоза. Для внутренней структуры крупных плутонов обычна концентрическая зональность. В некоторых массивах проявляется тонкая ритмичная расслоенность, подобная расслоенности платформенных базитовых интрузивов нормальной щелочности (рис. 8.14).
Петрография
Средние плутонические породы щелочного ряда принято подразделять, в соответствии с модальным минеральным составом, на два
377
семейства: фельдшпатоидных сиенитов и щелочных бесфельдшпатоидных сиенитов.
Рис. 8.14. Расслоенность в сиенитах массива Ларвик
(Норвегия, зона грабена Осло).
Фельдшпатоидные сиениты – сравнительно многочисленная
группа пород, содержащая в качестве главных минералов K-Na полевой шпат, кислый плагиоклаз, фельдшпатоиды, щелочные амфиболы и пироксены, иногда биотит. Поскольку нефелин встречается
на Земле гораздо чаще других фельдшпатоидов, большинство пород
данного семейства именуют нефелиновыми сиенитами. Исключение
составляют породы калиевого типа щелочности, в которых роль
главных фельдшпатоидов выпадает на лейцит и кальсилит. Разновидностей фельдшпатоидных сиенитов очень много, поскольку многие ареалы щелочного магматизма характеризуются специфическими особенностями химического и минерального состава пород, которые дополняются разнообразием структурно-текстурного облика.
К наиболее распространенным породам данного семейства относятся миаскиты, фойяиты, луявриты, мариуполиты, псевдолейцитовые сиениты и сынныриты (петрографические признаки этих пород
перечислены в табл. 8.1).
Миаскиты (рис. 8.15) – светло-серые породы, обычно среднеили крупнозернистые, с массивной или гнейсовидной текстурой. Изза сравнительно невысокого коэффициента агпаитности главным
темноцветным минералом миаскитов является биотит (как правило,
высокожелезистый – лепидомелан). Помимо биотита (5–20%), в их
составе присутствуют K-Na полевой шпат (от 20 до 60%), нефелин
(20–30%), плагиоклаз (альбит-олигоклаз, до 20%), иногда пироксе378
ны (авгит, эгирин-авгит) и амфиболы (гастингсит, тарамит, катофорит) – до 20%.
Таблица 8.1.
Главные разновидности щелочных плутонических пород средней
кремнекислотности
Фельдшпатоидные сиениты
(фельдшпатоиды > 5%)
Kагп 1 (в
составе
Fe-Mg
силикатов резко
преобладает Bt)
Ne>>Lc
Pl>>Kfs
Kfs Pl
Kfs>>Pl
Kагп>1 (в значимых
количествах присутствуют щелочные
пироксены и амфиболы)
Ne<Lc
псевдолейцитовый
сиенит,
в том числе
наиболее
калиевый –
сыннырит
Щелочные сиениты
(фельдшпатоиды < 5%)
присутствует
Ne
ювит
фойяит,
луяврит
(трахитоидный)
Qtz и
фельдшпатоиды отсутствуют
присутствует
Qtz
тенсбергит
миаскит
пуласкит
щелочной
сиенит
(без специального названия)
нордмаркит
мариуполит
Богатство состава акцессорных фаз – следствие высоких концентраций несовместимых элементов – является общей чертой всех
фельдшпатоидных сиенитов. Недосыщенность магм кремнекислотой
и высокие содержания высокозарядных элементов способствуют
замещению кремния в его обычной тетраэдрической позиции титаном, цирконием и фосфором, а также вхождению дополнительных
анионов в структуры силикатов. Миаскиты, в сравнении с агпаитовыми и ультраагпаитовыми сиенитами, не столь пересыщены щелочами и включают минералы низкощелочных пород (ильменит, титаномагнетит, апатит, сфен, циркон, ортит, монацит). В минералах
циркония, кальция и редкоземельных элементов нередко концен379
трируются уран и торий, что является причиной повышенной радиоактивности щелочных пород. Реже радиоактивные элементы формируют собственные фазы (торит, торианит). Из специфических фаз
щелочных пород в миаскитах наиболее распространены пирохлор,
эшинит и перовскит. В постмагматическую стадию минеральный
состав нефелиновых сиенитов дополнительно усложняется за счет
замещения нефелина содалитом, канкринитом и цеолитами.
а)
б)
Рис. 8.15. Миаскит Ильменогорского массива, Южный Урал: а – при одном
николе; б – николи Х.
Фойяиты – серые, иногда зеленовато- или розовато-серые породы со структурой, варьирующей от мелкозернистой до гигантозернистой (пегматоидной). Среди текстур преобладают массивные и
трахитоидные, с ориентированными таблитчатыми кристаллами KNa полевого шпата, который слагает 30–60% объема пород. Встречаются также пятнистые (такситовые) фойяиты, со значительными вариациями цветового индекса. Помимо K-Na полевого шпата
(ортоклаза или микроклина), в состав фойяитов входят нефелин
(20–40%), эгирин либо эгирин-авгит (5–20%), щелочные амфиболы –
катофорит, арфведсонит (до 15%), альбит (до 5%; бесплагиоклазовую разновидность фойяитов называют ювитом). Изредка в качестве
второстепенного минерала присутствует железистый оливин. Структура пород гипидиоморфнозернистая или пойкилитовая: эгирин часто образует мелкие, в сотые-десятые доли миллиметра, игольчатые
кристаллы, рассеянные в крупных зернах K-Na полевого шпата и
придающие им зеленоватую окраску.
От миаскитов к агпаитовым и ультраагпаитовым нефелиновым
сиенитам резко увеличивается видовое разнообразие акцессорных
фаз. По мере роста активности щелочных металлов титаномагнетит,
ильменит и сфен сменяются титаносиликатами (энигматитом, рамзаитом, лампрофиллитом, астрофиллитом), циркон – цирконосиликатом (эвдиалитом), пирохлор – ниобо-титаносиликатом (ломоносовитом), появляются стронцийапатит и щелочные фосфаты (беловит,
натрофосфат), лопарит, щелочные сульфиды (джерфишерит, расву380
мит), высокотитанистый гранат (меланит), щелочные бериллосиликаты, щелочные силикаты тория и редкоземельных элементов, уссингит, виллиомит, натросилит и прочие редкие минералы. Многие
из минералов, обычно являющихся акцессорными, в фельдшпатоидных сиенитах и продуктах их постмагматического преобразования
могут содержаться в количествах, вполне соответствующих главным
минералам. Таковы, например, апатит-нефелиновые и сфенапатитовые породы Хибинского плутона. Концентрации титана,
фосфора, циркония, ниобия, тантала, урана и некоторых других
компонентов в фельдшпатоидных сиенитах иногда достигают уровня, достаточного для промышленного извлечения.
Луявриты (рис. 8.16) – разновидность нефелиновых сиенитов с выраженной трахитоидной текстурой. По качественному минеральному
составу они близки фойяитам, отличаясь немного повышенным содержанием плагиоклаза (до 10%) и темноцветных минералов (до 30%).
Мариуполиты (рис. 8.17) – разновидность нефелиновых сиенитов
с низким отношением K2O/Na2O и, как следствие, с незначительным
содержанием K-Na полевого шпата. Они сложены альбитом (40–
70%), нефелином (5–30%), эгирином (15–30%), щелочными амфиболами, железистым биотитом. K-Na полевой шпат может присутствовать в качестве второстепенного минерала.
Kfs
Eud
1 см
Рис. 8.16. Фотография штуфа эвдиалитового луяврита (Ловозерский плутон, Кольский полуостров). Ориентированные таблитчатые кристаллы K-Na полевого шпата (анортоклаза) и
изометричные кристаллы эвдиалита и нефелина
в мелкозернистом матриксе, сложенном преимущественно теми же минералами и эгирином.
Фото Э.М.Спиридонова.
381
а)
б)
Aeg
Ne
Aeg
Рис. 8.17. Мариуполит Октябрьского массива, Приазовье. Относительно
крупные кристаллы эгирина и нефелина погружены в массу мелких лейст
альбита: а – при 1 николе; б – николи Х.
Псевдолейцитовые сиениты (рис. 8.18) – фельдшпатоидные сиениты калиевого типа щелочности. Нефелин они содержат лишь в
небольших количествах (от 0 до 10%), а роль главного фельдшпатоида играют псевдоморфозы по раннемагматическому лейциту
(псевдолейцит), представленные агрегатом мелких зерен ортоклаза,
нефелина, кальсилита и продуктами их низкотемпературного замещения. Такие образования занимают от 20 до 70% объема породы.
Оставшийся объем приходится на K-Na полевой шпат (20–50%), щелочной пироксен (5–20%), биотит (0–10%). В количестве до 10%
может присутствовать кальсилит. Состав акцессорных фаз примерно
тот же, что в нефелиновых сиенитах.
а)
б)
Lc*
Zr
Aeg
Aeg
Ha
Ha
Lc*
Zr
Lc*
Aug
Aug
3 мм
Lc*
3 мм
Рис. 8.18. Порфировидный псевдолейцитовый сиенит. Вкрапленники представлены псевдолейцитом (Lc*) и пироксенами (эгирин-авгитом и более
поздним эгирином). Основная масса – агрегат кристаллов K-Na полевого
шпата, эгирина и щелочных амфиболов: а – фотография при 1 николе; б –
николи Х.
Сынныриты – разновидность псевдолейцитовых сиенитов с особо
высокими содержаниями K2O. Доля псевдолейцита в них составляет
20–80%, K-Na полевого шпата – 15–70%, кальсилита – 5–35%, нефели382
на – 0–10%, биотита и эгирина – до 5% у каждого. Структура сынныритов порфировидная, роль фенокрист выполняют округлые выделения
псевдолейцита.
Щелочные сиениты сложены K-Na полевым шпатом (20–70%),
альбитом (0–50%), а также щелочным пироксеном и/или амфиболом
(от 1–2% до 30–35%). Состав второстепенных фаз нередко определяет видовое название породы: нефелинсодержащие сиениты называют пуласкитами, кварцсодержащие – нордмаркитами. Высококалиевые (бесплагиоклазовые) щелочные сиениты названы тенсбергитами. Акцессорные минералы щелочных сиенитов – титаномагнетит, ильменит, апатит, циркон, ортит, монацит, флюорит, гранат.
Еще большее разнообразие минерального состава отличает пегматиты щелочных и фельдшпатоидных сиенитов, формирующиеся в апикальных частях плутонов и в их экзоконтактовых ореолах. В этих
образованиях и в наше время открывают новые минералы.
Благодаря высокой активности летучих компонентов в магмах, щелочные плутоны практически повсеместно окружены ореолами высокотемпературных щелочных метасоматитов (фенитов), а породы самих
плутонов несут следы интенсивных постмагматических процессов. Нефелин замещается содалитом и канкринитом, ильменит – сфеном. По
фельдшпатоидным сиенитам нередко развиваются существенно альбитовые (альбититы) и карбонатные метасоматиты. Всем этим метасоматитам свойственно обилие сфена, апатита, циркона, пирохлора, пирротина, молибденита и прочих акцессорных фаз. Из-за масштабного
перераспределения вещества в постмагматическую стадию щелочные
плутоны могут утратить резкие контакты с вмещающими породами.
Такие массивы окружены зонами постепенного перехода, мощность
которых иногда достигает сотен метров.
8.3.2. Вулканические породы
Генетические типы вулканитов. Форма вулканических построек
На континентах щелочные вулканиты средней кремнекислотности обычно слагают моногенные постройки и стратовулканы,
нередко трассирующие зоны глубинных разрывов. Некоторые из
стратовулканов достигают внушительных размеров (горы Кения и
Килиманджаро в Восточной Африке). Реже встречаются области
ареального щелочного вулканизма, например, плато неогеновых
фонолитов в Кении. Вулканы внутриплитных областей океанов
обычно имеют щитовую форму. Щелочные породы могут быть
приурочены к верхней части таких построек (как в случае с Гавайскими островами), но могут слагать их и целиком (примером
являются некоторые острова Западной Атлантики). В составе щитовых построек преобладают лавы, в стратовулканах объемы ла383
вовых и пирокластических образований сопоставимы.
Петрография
Из всех щелочных вулканических пород максимальными значениями суммы K2O+Na2O (до 18–20%) выделяются фонолиты
(рис. 8.19), излившиеся аналоги фельдшпатоидных сиенитов. Это
светло-серые, иногда с розоватым или зеленоватым оттенком породы массивной текстуры. В неизмененном состоянии они весьма
плотные, и при ударе молотком издают звенящий звук (благодаря
этому свойству они получили свое название, от греческого φονος –
звук). Большинство фонолитов имеет порфировую структуру, но
встречаются и афировые. Вкрапленники представлены K-Na полевым шпатом (санидином или анортоклазом), фельдшпатоидами (нефелином, лейцитом, содалитом, гаюином, нозеаном, анальцимом в
разной пропорции), иногда кислым плагиоклазом (альбитомолигоклазом). В небольших количествах присутствуют Fe-Mg силикаты – эгирин, титан-авгит, биотит, щелочной амфибол, изредка железистый оливин. Многие из разновидностей фонолитов получили
собственные названия благодаря различиям в составе темноцветных
минералов (например, апачит – существенно амфиболовый, кениит
– обогащенный оливином). Если в составе фенокристов преобладает
не нефелин, а другой минерал, к названию породы добавляется спецификация по минеральному составу, например, лейцитовый, гаюиновый, санидиновый и т.д. Состав акцессорных минералов фонолитов немного беднее, чем у фельдшпатоидных сиенитов, поскольку
при быстрой кристаллизации многие рассеянные элементы не успевают сформировать собственные фазы и входят в состав стекловатого матрикса. Наиболее распространенные фазы – титаномагнетит,
ильменит, апатит, сфен, циркон. Матрикс фонолитов сложен преимущественно K-Na полевым шпатом. В меньших количествах присутствуют фельдшпатоиды, стекло и пироксен.
Фонолиты повышенной основности (48–54% SiO2), по составу
переходные к щелочным основным породам, называют тефрифонолитами. Внешне они отличаются от обычных фонолитов бóльшим
содержанием темноцветных минералов (до 30–40% объема породы).
Петрографически тефрифонолиты сходны с фонотефритами, формально относящимися к основным вулканитам. Уверенная диагностика этих пород возможна по данным химического анализа.
Щелочные трахиты отличаются от обычных (умереннощелочных) трахитов присутствием щелочных темноцветных минералов.
Сумма K2O+Na2O в щелочных трахитах обычно составляет 11–14%,
в обычных трахитах – 9–12%. Щелочные трахиты могут содержать
фельдшпатоиды (как в виде вкрапленников, так и в основной массе),
но их доля не превышает 10% объема породы. В наименее щелочных
384
разновидностях в качестве второстепенного минерала присутствует
кварц. Вкрапленники щелочных трахитов представлены K-Na полевым шпатом (санидином), плагиоклазом (от андезина до альбита),
эгирином, щелочными амфиболами. Эти же фазы и вулканическое
стекло слагают основную массу пород. Из акцессорных минералов
наиболее распространены титаномагнетит, ильменит, апатит, циркон, сфен, ортит, монацит, ксенотим.
б)
а)
Amp
Amp
1мм
1мм
Рис. 8.19. Фонолит. Вкрапленники щелочного амфибола и нефелина в массе
мелких кристалликов нефелина, санидина и измененного вулканического
стекла. Нефелин большей частью замещен вторичными минералами. а –при
1 николе; б – николи Х.
8.4. КРЕМНЕКИСЛЫЕ ЩЕЛОЧНЫЕ МАГМАТИЧЕСКИЕ
ПОРОДЫ
К данной группе 1 относятся магматические горные породы, содержащие свыше 63% SiO2 и характеризующиеся коэффициентом
агпаитности, превышающим единицу. Принципиальное минералогическое отличие агпаитовых пород от неагпаитовых заключается в
присутствии щелочных пироксенов (эгирина, эгирин-авгита) и амфиболов (арфведсонита, рибекита).
8.4.1. Плутонические породы
Размеры и форма тел
Большинство плутонов кремнекислых щелочных пород (щелочных гранитоидов) кристаллизуется на сравнительно небольшой глубине, не более 3–4 км. Нередко они входят в состав вулканоплутонических ассоциаций. Классическими примерами считаются щелочногранитные комплексы на территории Нигерии, ЮАР, Камеруна,
Монголии, Забайкалья, Центрального Казахстана, Кольского полу1
Проблемы выделения кремнекислых щелочных пород обсуждаются в разделе 8.1.
385
острова. Типичная форма тел – штоки, этмолиты и дайки, контролируемые трещинами кольцевой и конической систем (Тевелев, 2012),
а также межформационные залежи. Размеры тел отдельных интрузивных фаз обычно не превышают первых сотен км2, суммарная
площадь выхода многофазных интрузивов может достигать тысяч, в
исключительных случаях – десятков тысяч км2. Таков Бушвельдский
комплекс субщелочных и щелочных гранитов, расположенный на
территории ЮАР и занимающий площадь около 30 тыс. км2. В пределах РФ наиболее крупные тела щелочных гранитоидов (с общей
площадью выхода до 2500 км2) выявлены в составе Кейвского комплекса Кольского полуострова. Кейвские плутоны – одни из древнейших щелочногранитных массивов Земли, их возраст составляет
около 2.7 млрд. лет.
Петрография
Для обозначения разновидностей щелочных гранитоидов обычно
используются термины, принятые для прочих гранитоидов, с добавлением слова «щелочной» или с указанием качественного состава темноцветных минералов-индикаторов (например, щелочной лейкогранит,
рибекитовый гранит). Из пород, обозначенных полями на классификационной диаграмме для гранитоидов (рис. 2.5а), к щелочному ряду могут относиться только породы с высоким K/Na отношением: граниты,
сиениты, их кварцевые и щелочнополевошпатовые разновидности.
Щелочные гранитоиды (рис. 8.20) – семейство пород, различающихся количественным соотношением породообразующих минералов. Щелочные кварцевые сиениты содержат от 15 до 20% кварца, щелочные
граниты – 25–35%, щелочные лейкограниты – 30–40%. Содержание
щелочных амфиболов и эгирина в этом ряду убывает от 5–15% до 2–
10% и 1–3% соответственно. Сравнительно меланократовая разновидность щелочных гранитов, имеющая состав, переходный к граносиенитовому, получила название экерит. Разнообразен состав темноцветных
минералов щелочных гранитоидов: здесь в различных пропорциях могут присутствовать эгирин, эгирин-авгит, тарамит, гастингсит, рибекит,
катофорит, арфведсонит, биотит, литиевые слюды. Пироксены щелочных пород в ходе магматической эволюции обогащаются эгириновым
компонентом. Состав амфиболов обычно меняется от тарамита к катофориту и далее к рибекиту и арфведсониту (при этом в амфиболах снижается доля Ca, Al, Mg, Ti и возрастает содержание Na, K, Fe, Mn, Li, F,
Zn, Zr). Акцессорные минералы щелочных гранитоидов – титаномагнетит, ильменит, сфен, апатит, ортит, монацит, циркон, флюорит, эшинит,
колумбит-танталит, бастнезит, иттросинхизит, бритолит, чевкинит. В
щелочных гранитах с высоким коэффициентом агпаитности (от 1.2 до
4) присутствуют также астрофиллит, эльпидит, армстронгит, щелочные
бериллосиликаты.
386
б)
а)
Qtz
Qtz
Amp
Amp
Kfs
1мм
1мм
Рис. 8.20. Щелочной гранит. Агрегаты кристаллов K-Na полевого шпата
(испытавшего распад и упорядочение и превращенного в срастания микроклина и обильного «шахматного» альбита), кварца и арфведсонита. а – при
1 николе; б – николи Х.
Вследствие обилия летучих постмагматическая переработка щелочных гранитоидов, как правило, весьма интенсивна. Лишь изредка
в минеральных индивидах сохраняется осцилляционная зональность,
присущая первичным магматическим фазам. K-Na полевые шпаты
практически всегда пертитизированы. Весьма типичны агрегаты сахаровидного или пластинчатого альбита. Широко распространены и
следы более низкотемпературных изменений – псевдоморфозы светлых слюд и глинистых минералов по полевым шпатам.
8.4.2. Вулканические породы
Генетические типы вулканитов. Форма вулканических построек
Вулканические извержения, продуктами которых являются кремнекислые породы щелочного ряда, по характеру принципиально не
отличаются от извержений прочих, менее щелочных кислых магм.
Соответственно, нет и значимых различий генетических типов пород. В составе толщ щелочных кремнекислых вулканитов преобладают пирокластические образования (туфы и игнимбриты), но присутствуют также и лавы, и экструзивы, и субвулканические тела.
Нередко эти толщи, подобно кислым вулканитам нормальной щелочности, выполняют кальдеры. Лавовые потоки имеют мощность
до десятков метров при протяженности до 10–15 км. Очевидно различие в масштабах извержений: если в некоторых магматических
провинциях объем кислых вулканитов нормальнощелочного и умереннощелочного рядов исчисляется сотнями тысяч км3 (Тихомиров,
2010), то щелочные кислые магмы поступают на поверхность в значительно меньших количествах, до 1–2 тысяч км3 за все время формирования конкретного вулканического ареала.
387
Петрография
Главными разновидностями кислых вулканитов щелочного ряда являются пантеллериты и комендиты. Условная граница между этими
разновидностями соответствует содержанию SiO2 в 72% (рис. 2.10). В
пантеллеритах сумма K2O+Na2O составляет от 10 до 12%, а в комендитах может опуститься до 9%. Причина в том, что в кислых породах с ростом содержания SiO2 убывают концентрации Al2O3, и коэффициент агпаитности может превысить единицу при меньшем
уровне щелочности.
Пантеллериты – светло-серые, иногда розоватые породы порфировой, изредка афировой структуры. Текстуры пород – массивная,
пузыристая (до пемз), миндалекаменная. Вкрапленники в них представлены кварцем, щелочным полевым шпатом (санидином или
анортоклазом), пироксеном (эгирином, иногда феррогеденбергитом).
Могут присутствовать щелочные амфиболы, энигматит и железистый оливин (до фаялита). Акцессорные минералы – титаномагнетит, ильменит, циркон, апатит, ортит; в меньших количествах
встречаются прочие фазы, характерные для щелочных гранитоидов (см. выше). Основная масса пантеллеритов сложена стеклом с
микролитами K-Na полевого шпата, щелочных пироксенов и/или
амфиболов и мелкими зернами титаномагнетита.
Комендиты как в образцах, так и под микроскопом похожи на
пантеллериты, отличаясь немного пониженным содержанием темноцветных минералов (и во вкрапленниках, и в матриксе) и повышенной долей кварца.
8.5. МАГМАТИЧЕСКИЕ КОМПЛЕКСЫ, ВКЛЮЧАЮЩИЕ
ПОРОДЫ ЩЕЛОЧНОГО РЯДА, И ИХ СВЯЗЬ С ТЕКТОНИЧЕСКИМИ ОБСТАНОВКАМИ
Щелочной магматизм типичен для внутриплитных обстановок.
Его проявления известны и в океанических областях (как правило, в
составе геологических формаций островов или подводных поднятий), и на континентах – в пределах древних платформ и молодых
плит. Магматические комплексы, включающие те или иные щелочные породы, могут быть сравнительно однородны по составу, но в
большинстве случаев они представлены дифференцированными сериями со значительными вариациями главных геохимических параметров. Как правило, щелочные магмы поднимаются близко к поверхности и формируют вулканоплутонические комплексы. В таких
случаях преобладание изверженных или плутонических разновидностей пород в составе того или иного комплекса определяется, в первую очередь, уровнем эрозионного среза. Наиболее глубинные из
известных щелочных плутонов кристаллизовались в 15–20 км от по388
верхности. Геофизические данные указывают на существование у
ряда щелочных массивов корней, уходящих в нижнюю кору и, возможно, в мантию.
Вулканоплутонические ассоциации щелочных пород широко распространены в пределах Восточно-Африканской рифтовой зоны –
крупнейшей кайнозойской провинции щелочного магматизма на
Земле. В Кенийском сегменте этой рифтовой системы расположено
вулканическое плато, сложенное преимущественно фонолитами.
Объем этих фонолитов оценивается в 25 тыс. км3, что сопоставимо с
суммарным объемом всех прочих фонолитов планеты (Лазаренков,
1988). Здесь же, в Кении, известны крупные нефелинитовые и меланефелинитовые вулканы центрального типа (например, Тороро и
Напак в Уганде), у которых обнажены ядра, представленные ийолитами, уртитами и карбонатитами; вмещающие породы фенитизированы. Один из крупнейших действующих вулканов ВосточноАфриканской рифтовой зоны, Ниирагонго, извергает лейцитовые
нефелиниты и мелилититы. Здесь же расположены самые известные
проявления камафугитового магматизма – вулканические поля Бирунга и Торо-Анколе. В поле Бирунга широко представлены нефелиновые лейцититы, а поле Торо-Анколе полностью сложено породами камафугитовой серии – угандитами, мафуритами и катунгитами. С этими эффузивами связаны карбонатитовые лавы и туфы.
Некоторые кольцевые интрузии на континентах, включающие тела
ийолитов, считаются корнями нефелинит-фонолит-карбонатитовых
вулканических построек. Примером может служить кольцевая интрузия Чивира в Анголе, состоящая из центрального тела нефелиновых сиенитов, сопровождающихся кольцом ийолитов, уртитов и
карбонатитов. Тело миссуритов в районе Хайвуд (штат Монтана,
США), где эти породы впервые были описаны, также, вероятно,
представляет собой глубоко эродированный подводящий канал вулканической постройки, извергавшей лейцититы.
Щелочные серии океанических внутриплитных областей в подавляющем большинстве натровые, с низким отношением
K2O/Na2O. Исключение составляют некоторые острова Атлантики
(Гоф, Тристан-да-Кунья, острова Зеленого Мыса), где наряду с нефелинитами, фонолитами и трахитами извергаются калиевые фоидиты – лейцититы. На континентах, при значительных вариациях
калий-натрового отношения, калиевые серии встречаются гораздо
чаще. Щелочные комплексы ультраосновного, основного и среднего
состава, распространенные в пределах древних (архейскораннепротерозойских) континентальных блоков, нередко обнаруживают тесную связь с карбонатитами и прочими производными несиликатных магм.
В качестве примера щелочных вулканических провинций молодых (фанерозойских) плит можно привести область Рейнского гра389
бена Западной Европы. Здесь в неоген-четвертичное время извергались щелочные базальты, трахиты, нефелиниты, мелилитовые нефелиниты, лейцититы, а также камафугиты.
Итальянская (Романская) провинция щелочного магматизма расположена вблизи современной Средиземноморской активной континентальной окраины, что отличает данную провинцию от прочих,
преимущественно внутриплитных. Здесь с плиоцена по настоящее
время извергаются базаниты, тефриты, фонолиты, трахиты, а также
камафугиты и ассоциирующие с ними карбонатиты. Щелочные вулканиты (преимущественно калиевого ряда) здесь тесно связаны с
субщелочными, также калиевыми (шошонит-латитовой серии). Участками (Умбрия, Амбруццо) вулканические породы представлены
исключительно кальсилит- и мелилитсодержащими породами с высоким отношением K2O/Na2O.
Для щелочных пород обычна ассоциация с умереннощелочными
(субщелочными) габброидами, базальтоидами, сиенитами, трахитами, гранитоидами и т.д., причем объемное соотношение щелочных и
субщелочных разностей может быть самым различным. В эволюции
длительно развивающихся вулканических систем высокощелочные
магмы обычно извергаются на ранних или, напротив, на самых
поздних стадиях. Например, на Гавайских островах доступный разрез внутриплитных вулканитов начинается с базанитов и щелочных
базальтов, выше залегают мощные толщи нормальнощелочных и
умереннощелочных базальтоидов, а среди наиболее молодых вулканитов значительную долю составляют нефелиниты и мелилититы.
8.6. ЭВОЛЮЦИЯ ЩЕЛОЧНЫХ МАГМ
Поскольку источники щелочных магм располагаются глубоко в
мантии (см. следующий раздел), а окончательная кристаллизация
расплавов протекает в верхних горизонтах коры, представляется
вполне закономерным, что именно в щелочных системах степень
кристаллизационного фракционирования исключительно высока.
Например, согласно распространенной гипотезе, магмы фонолитового состава не являются первичными, а представляют собой продукт
длительной эволюции расплавов, лишь незначительно недосыщенных кремнеземом (Sorensen, 1997). Если обратиться к системе фельдшпатоид–калиевый полевой шпат-плагиоклаз (рис. 2.5б), то несложно увидеть, что кристаллизация и последующее удаление полевых шпатов из расплава, содержащего небольшое количество нормативных фельдшпатоидов, способствуют росту щелочности остаточных магм. В ходе кристаллизации длительно формирующихся щелочных плутонов имеет место тенденция к росту коэффициента агпаитности: следом за миаскитовыми нефелиновыми сиенитами не390
редко кристаллизуются агпаитовые и ультраагпаитовые породы.
Как и в большинстве природных силикатных магматических систем, по мере кристаллизации щелочных магм в остаточных расплавах снижается содержание MgO, «уходящего» вместе с высокотемпературными фазами (оливином и пироксенами). Прочие петрогенные элементы ведут себя менее закономерно, чем в магмах нормальной щелочности. Главной причиной является богатство минерального состава щелочных магм. Некоторые из кристаллизующихся фаз
могут концентрировать элементы, которые в низкощелочных системах считаются несовместимыми. Например, выделение фельдшпатоидов может привести к снижению содержаний K2O и Na2O в расплаве. Впрочем, минералы с низким удельным весом (например,
лейцит, нозеан или анальцим) в отдельных случаях оказываются
легче расплава и не оседают на дно магматической камеры, а наоборот, всплывают (флотируются). Это может привести к излияниям
магм, аномально обогащенных данными фазами и, соответственно,
концентрирующимися в них элементами.
Как уже было сказано ранее, в некоторых щелочных массивах при кристаллизации формируется первичная расслоенность
(рис. 8.14). По многим показателям эти текстурные элементы подобны расслоенности базитовых интрузивов нормальной щелочности и, вероятно, образуются они при воздействии сходных факторов
(Layered Intrusions..., 1996).
Свойственные многим щелочным магмам высокие содержания
высокозарядных элементов (например, Zr) объясняются не только их
повышенной концентрацией в первичных расплавах, но и тем, что
дефицит кремнезема, избыток щелочей и высокое PCO2 снижают устойчивость главных минералов-носителей этих элементов (для Zr
это циркон). Подавление кристаллизации фазы, выводящей цирконий из расплава, приводит к тому, что этот элемент продолжает накапливаться до тех пор, пока не будут достигнуты концентрации,
достаточные для появления альтернативных фаз-носителей (для Zr –
эвдиалита, астрофиллита и др.).
Обсуждая эволюцию магм щелочного ряда, необходимо также
отметить весьма важную роль летучих компонентов, особенно углекислоты. Широко распространены щелочные пегматиты, а также
метасоматиты, генетически связанные с телами щелочных магматических пород (фениты, альбититы).
При давлениях, соответствующих глубинам зарождения первичных магм щелочных серий (от 100 до 300 км), растворимость CO2 в
силикатных расплавах гораздо выше, чем в условиях земной коры.
Многочисленные эксперименты и результаты изучения включений в
минералах щелочных пород (Kaszuba, Wendlandt, 2000; Kogarko et
al., 2001; Sharygin et al., 2012 и др.) показывают, что петрогенез щелочных серий обычно протекает при повышенной активности угле391
кислоты. Из последствий вхождения CO2 в систему наиболее существенными представляются следующие: (1) влияние на состав эвтектических расплавов; (2) резкое увеличение растворимости в расплавах соединений многих элементов, в первую очередь структурообразователей с высоким зарядом – фосфора, титана и т.д.; (3) возможность разделения (ликвации) силикатных и карбонатных расплавов
по мере снижения давления. Именно последнее обстоятельство объясняет тесную пространственную связь многих щелочных пород с
карбонатитами. Роль жидкостной несмесимости в петрогенезе щелочных магм подробнее обсуждается в следующем разделе.
Сказанное выше относится, главным образом, к щелочным магмам ультраосновного, основного и среднего состава. В области
кремнекислых составов пути эволюции магм щелочного и нормальнощелочного рядов сходны из-за отсутствия принципиальной разницы в составе и структуре расплавов. Различия касаются, большей
частью, поведения элементов-примесей, которое, в свою очередь,
контролируется составом акцессорных минералов – их концентраторов и носителей.
8.7. ПРОИСХОЖДЕНИЕ ЩЕЛОЧНЫХ МАГМ
Несмотря на то, что объем щелочных магматических пород на
Земле сравнительно невелик, дискуссии об их происхождении не
уступают по своей активности дискуссиям о базальтовом или гранитном магматизме. Среди наиболее острых тем для обсуждения –
вопрос о причинах резкой недосыщенности пород SiO2 и обогащения их щелочами. Высказывались гипотезы о происхождении родоначальных магм щелочных серий в результате (1) ассимиляции различными магмами вмещающих пород (например, карбонатных);
(2) кристаллизационной дифференциации перидотитовых и пикритовых магм; (3) разделения магм на силикатную и карбонатную составляющие; (4) парциального плавления глубинных мантийных
источников, подвергшихся метасоматической проработке. Именно последняя гипотеза стала наиболее популярной в последние
10–15 лет. Она основана на следующих наблюдениях:
1) нефелинитовые, мелилититовые, лейцититовые и камафугитовые магмы несут в себе большое количество ксенолитов перидотитов и ксенокристаллов мантийного происхождения;
2) эти магмы характеризуются высокими отношениями
LREE/HREE (легких редкоземельных элементов к тяжелым), указывающими на равновесие этих расплавов с гранатсодержащим
субстратом (напомним, что гранат является активным концентратором HREE, и поэтому все расплавы, образующиеся в равновесии с гранатом, будут обеднены этими элементами);
392
3) высокие концентрации Ni, Co, Cr, Sc в этих магмах также указывает на мантийный источник;
4) соотношения изотопов 87Sr/86Sr соответствуют мантийным
значениям.
Считается, что метасоматоз в мантии осуществляется подвижными карбонатитовыми расплавами. Измененные мантийные перидотиты, помимо обычных оливина, пироксенов и хромшпинелидов,
содержат флогопит и щелочные амфиболы, обогащенные высокозарядными элементами (Ti, Zr, Hf, Nb, Ta).
Для образования магм, сильно недосыщенных SiO2, необходимо,
чтобы мантийный перидотитовый источник этих магм был обогащен
CO2. Это условие замечательным образом выполняется, т.к. щелочные ультраосновные породы часто ассоциируют с карбонатитами.
Экспериментальные исследования показали, что плавление перидотита в присутствии CO2 при давлениях 30–40 кбар ведет к образованию широкого спектра недосыщенных SiO2 магм, от карбонатитовых при низких степенях плавления до оливин-мелилититовых при
относительно высоких. При более высоких давлениях (50–70 кбар) в
таком же процессе возникают кимберлитовые магмы, а при более
низких давлениях (15–25 кбар) – пикритовые и базальтовые магмы.
Тем самым эксперименты объяснили известный факт сонахождения
ультраосновных мелилититовых пород, с одной стороны, с карбонатитами и кимберлитами, а с другой – с субщелочными базальтами.
Для объяснения образования нефелинитов и оливиновых нефелинитов привлекаются модели плавления гетерогенной мантии, в которой важную роль играют блоки карбонатсодержащих эклогитов –
гранат-омфацитовых пород, обогащенных по сравнению с перидотитами Na2O, Al2O3, SiO2, FeO, Fe2O3, CaO. Согласно модели, эти эклогитовые блоки попадают в мантию в результате процессов субдукции.
Еще более гетерогенный состав мантийного источника предполагается для ультракалиевых ультраосновных пород, таких, как лейцититы и камафугиты. Изотопные данные указывают на очень незначительную роль ассимиляции, а высокие концентрации MgO, Ni, Cr
– на незначительность процессов кристаллизационной дифференциации. Иначе говоря, лейцититовые и камафугитовые магмы – это
примитивные (мало измененные последующими процессами дифференциации) мантийные магмы. В отличие от нефелинитов и мелилититов, лейцититы и камафугиты обогащены ксенолитами экзотических пород мантии – пироксенитами, флогопит- и амфиболсодержащими
перидотитами,
глиммеритами
(флогопитклинопироксеновыми породами). Это указывает на активные метасоматические преобразования мантийного источника этих магм с
участием обогащенных K2O флюидов/расплавов. Наиболее популярная модель рассматривает ультраосновные калиевые магмы как про393
дукты плавления гетерогенного субстрата, представляющего собой
перидотит, пронизанный флогопит-пироксен-карбонатными жилами.
Образование жил связывается с поступлением в мантию на глубинах
до 200 км CO2-содержащих флюидов, богатых калием.
Важнейшую роль в образовании и эволюции ультраосновных
щелочных пород играют процессы жидкостной несмесимости (ликвации). Прежде всего, это явления несмесимости между силикатными и карбонатными расплавами, которые широко проявлены при
давлениях менее 20 кбар. По результатам экспериментов, базальтовые силикатные расплавы при взаимодействии с карбонатами кальция, натрия и калия расщепляются с образованием обедненных SiO2
расплавов, подобных по составу породам ийолит-уртитовой серии, и
карбонатитовые расплавы. Подобные процессы могут привести к
образованию мелилит- и нефелинсодержащих пород, таких, как турьяиты и окаиты. К прямым свидетельствам участия карбонатносиликатного расслоения в генезисе ультраосновных щелочных пород можно отнести: (1) ассоциацию этих пород с карбонатитами (как
в масштабе магматических провинций, так и в отдельных массивах)
и (2) присутствие несмесимых жидкостей в расплавных включениях
в минералах ийолитов, ассоциирующих с карбонатитами. Дополнительные природные компоненты – такие, как хлориды, сульфаты,
фосфаты, фториды – еще больше расширяют области сосуществования несмесимых жидкостей. Так, например, высокие концентрации
KCl и NaCl распространяют область сосуществования щелочноультраосновных и карбонатных расплавов до давлений свыше 50
кбар, что допускает формирование карбонатитовых магм в верхней
мантии. Высокие концентрации P2O5 способствуют расщеплению
трахитовых или нефелин-сиенитовых магм на силикатные (ийолит-уртитовые) и фосфатные (нефелин-апатитовые) расплавы. В
частности, этот процесс предложен для объяснения ассоциации
уртитов с апатитовыми рудами в Ловозерском и Хибинском массивах Кольского полуострова.
Эмпирически установлено, что уровень щелочности магм (точнее, степень обогащения несовместимыми литофильными элементами, включая и щелочные металлы) коррелирует с мощностью литосферы на момент магматического события. Эта закономерность проявляется, в частности, в том, что (1) щелочные магмы на Земле
извергаются преимущественно во внутриплитных обстановках (в
провинциях континентальных рифтов, «горячих точек», трапповых областях); (2) на континентах проявления щелочного магматизма гораздо обширнее и разнообразнее, чем в океанах; (3) внутри самих континентов наиболее щелочные комплексы приурочены к ядрам древних кратонов, как и карбонатиты с кимберлитами. Указанную связь можно объяснить тем, что именно мощностью литосферы
определяется глубина очагов, дренируемых разрывными наруше394
ниями: чем толще относительно хрупкая литосфера, тем глубже способны проникать трещины-магмоводы. Влияние глубины магмагенерации на состав расплавов продолжает исследоваться, но выявленные закономерности в общем случае согласуются с простой моделью: чем выше литостатическое давление, тем больше предпосылок для появления высокощелочных магм.
В качестве модели, объясняющей существование внутриплитного
магматизма, не связанного со спрединговыми и субдукционными
системами, часто рассматривается модель мантийных плюмов – образований, медленно всплывающих от границы мантия-ядро (т.е. с
глубины порядка 2900 км), либо из переходной зоны мантии (410–
660 км). Значительная глубина зарождения плюмов предопределяет
независимость их поверхностных проявлений от положения границ
литосферных плит: инициированная плюмами магматическая активность может проявиться в любой точке планеты. Большинство плюмов «попадает» во внутриплитные области, составляющие бóльшую
часть площади земной литосферы. Вместе с тем, существуют и альтернативные модели, допускающие возможность внутриплитного
магматизма без участия плюмов. Самая простая из таких моделей
связывает щелочной магматизм с зонами локального растяжения
литосферных плит (Foulger, 2010).
8.8. МЕСТОРОЖДЕНИЯ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ,
СВЯЗАННЫЕ С КОМПЛЕКСАМИ МАГМАТИЧЕСКИХ ЩЕЛОЧНЫХ ПОРОД
К комплексам ультраосновных щелочных пород часто приурочены
месторождения магнетита (Ковдор на Кольском полуострове), меди
(Палабора в Южной Африке), титана (Айрон-Хилл, США). При массивах с участием ийолитов известны месторождения флогопита и флюорита.
Уртиты используются как сырье для производства соды, поташа,
стекла, фарфора, а в условиях дефицита бокситового сырья – и как руда
на алюминий (нередко – с попутным извлечением галлия и рубидия).
Интрузивные тела ийолит-уртитов могут вмещать промышленные скопления апатит-нефелиновых руд. Крупнейшими месторождениями такого типа являются месторождения Хибинского плутона (Кольский
полуостров). С массивами карбонатитов связаны крупные месторождения ниобия, тантала, урана и редкоземельных элементов: Араша (Бразилия), Белая Зима (Восточный Саян), Фен (Норвегия), Альне (Швеция), Ока (Канада) и другие, с щелочными гранитами – месторождения
редкоземельных элементов, криолита, циркония, ниобия, тантала, олова, вольфрама, лития, бериллия.
395
ЛИТЕРАТУРА К ГЛАВЕ 8
Лазаренков В.Г. Формационный анализ щелочных пород континентов и океанов. Л.: Недра. 1988. 236 с.
Тихомиров П.Л. Крупнейшие фанерозойские провинции кремнекислого вулканизма: геодинамическая позиция и условия формирования // Вестник МГУ.
Сер. геол. 2010. № 3. С. 42–50.
Тевелев Ал.В. Структурная геология и геологическое картирование. Курс лекций. Учебно-методическое пособие. М.: Геологический ф-т МГУ. 2011. 220 с.
Layered Intrusions. E.G.Cawthorn ed. Developments in Petrology. V. 15. Amsterdam: Elsevier. 1996. 544 p.
Edgar A.D. The genesis of alkaline magmas with emphasis on their source regions: inferencefrom experimnetal studies // Geological Society of London. Spec.
Pub. 1987. V. 30. P. 29–52.
Foulger G. R. Plates vs. Plumes: A Geological Controversy. Wiley-Blackwell,
2010. 328 p.
Hofmann A.W., White W.M. Mantle plumes from ancient oceanic crust // Earth
and Planetary Science Letters. 1982. V. 57. P. 421–436.
Kaszuba J.P., Wendlandt R.F. Effect of Carbon Dioxide on Dehydration Melting
Reactions and Melt Compositions in the Lower Crust and the Origin of Alkaline
Rocks // Journal of Petrology. 2000. V. 41. N. 3. P. 363–386.
Kogarko L.N., Kurat G., Ntaflos T. Carbonate metasomatism of the oceanic mantle beneath Fernando de Norohna Island, Brazil // Contribs. Min. Petrol. 2001. V. 140.
P. 577–587.
Layered Intrusions (R.G. Cawthorn, ed.). Developments in Petrology, Vol. 15. Elsevier, Amsterdam, 1996. 544 pp.
Niu Y. The Origin of Alkaline Lavas // Science. 2008. V. 320. P. 883–884.
Sharygin V.V., Kamenetsky V.S., Zaitsev A.N., Kamenetsky M.B. Silicate–
natrocarbonatite liquid immiscibility in 1917 eruption combeite–wollastonite nephelinite, Oldoinyo Lengai Volcano, Tanzania: Melt inclusion study // Lithos. 2012. V.
152. P. 23–39.
Sobolev A.V., Hofmann A.W., Kuzmin D.V. et al. The amount of recycled crust in
sources of mantle-derived melts // Science. 2007. V. 316. N 5823. P. 412–417.
Sørensen H. The agpaitic rocks – an overview // Mineralogical Magazine. 1997.
V. 61. P. 485–498.
Глава 9.
МАГМАТИЧЕСКИЕ ПОРОДЫ – ПРОИЗВОДНЫЕ КАРБОНАТНЫХ И КАРБОНАТНО-СИЛИКАТНЫХ МАГМ
9.1. КИМБЕРЛИТЫ
9.1.1. История открытия и изучения
Изучение кимберлитов началось в середине XIX века, когда в
1866–1870 годах на берегах реки Оранжевая в ЮАР были выявлены
россыпные месторождения алмазов. Лишь в 1887 году английский
геолог К. Льюис, прибыв на алмазные прииски ЮАР, описал коренные алмазоносные породы. Он определил, что эти породы слагают
округлые депрессии, имеющие форму воронки и напоминающее
вулканические жерла. В своей статье «On diamantiferous peridotite
and the genesis of diamond» (1887) К. Льюис впервые дал петрографическое описание этой породы, назвав ее «порфировидным слюдистым перидотитом». В 1888 году, указав на уникальность этих алмазоносных пород, К. Льюис назвал их кимберлитами по городу Кимберли в ЮАР. Вслед за Кимберли, кимберлиты были выявлены в
других районах ЮАР, а позднее в Намибии, Зимбабве, Заире. Тогда
же появились данные о находках подобных пород в США. В 1914 и
1932 годах вышли крупные монографии П.А. Вагнера и А.Ф. Вильямса, посвященные петрографии кимберлитов. Мощный толчок в
изучении кимберлитов дала находка первой кимберлитовой трубки в
Якутии в районе р. Марха в 1954 г., и уже в 1957 г. А.П. Бобриевичем с соавторами была опубликована первая монография о Сибирской кимберлитовой провинции.
9.1.2. Минеральный состав, структуры и текстуры кимберлитов
Со времени первого описания кимберлита К. Льюисом в 1887 году появилось огромное количество определений для этой породы.
Подавляющая часть попыток дать определение кимберлиту приходится на 1960–1980 годы, когда стали известны все главные минералогические, петрографические и геохимические характеристики этих
пород. Сложность этой задачи определяется огромным разнообразием структур, текстур, минералогических особенностей и геохимических характеристик кимберлитов. Один из классиков изучения кимберлитов и кимберлитоподобных пород Р. Х. Митчелл в монографии
«Кимберлиты» в 1986 году указывает, что нельзя дать какого-либо
краткого определения кимберлиту, поскольку это не единая порода,
а семейство пород («клан» по Р. Х. Митчеллу), схожих по минера397
лого-петрографическим характеристикам. В настоящее время
наиболее часто используется следующее определение кимберлитов, данное Р. Х. Митчеллом:
«Кимберлиты – это клан богатых летучими компонентами (главным образом, CO2) калиевых ультраосновных пород. В большинстве
случаев они имеют резко неравномернозернистые структуры, обусловленные наличием макрокристаллов (а в некоторых случаях и
мегакристаллов) в мелкозернистой основной массе. Ассоциация мегакристаллов/макрокристаллов состоит из округлых ксеноморфных
кристаллов магнезиального ильменита (пикроильменита), пиропа,
оливина, клинопироксена, флогопита, энстатита и хромита. Оливин
доминирует в этой ассоциации. Минералы основной массы включают идиоморфные кристаллы оливина и/или флогопита второй генерации, перовскит, шпинель (Ti-Al-содержащий хромит, магнетит),
бедный Al и Ti диопсид, монтичеллит, апатит, кальцит и первичный
поздний серпентин (в большинстве случаев богатый Fe). Некоторые
кимберлиты содержат пойкилитовый флогопит. Распространенными
акцессорными минералами являются никельсодержащие сульфиды и
рутил. Обычны замещения ранее образованных оливина, флогопита,
монтичеллита и апатита серпентином и кальцитом. Наиболее дифференцированные составляющие клана кимберлитов могут не содержать макрокристаллы. В этом случае они состоят главным образом из кальцита, серпентина, магнетита, флогопита, апатита и перовскита». Это определение может быть дополнено еще следующими
положениями:
– кимберлиты образуют мелкие трубки (диатремы), дайки и силы
(о формах залегания кимберлитов см. ниже);
– кимберлиты обычно содержат ксенолиты (нодули) верхнемантийных пород;
– кимберлиты могут содержать алмазы.
Ксенолиты верхнемантийных пород в кимберлитах представлены
(1) недеформированными и деформированными гранатовыми (редко
шпинелевыми) гарцбургитами и лерцолитами; (2) флогопит- и амфиболсодержащими породами и глиммеритами (флогопитовые породы); (3) метасоматизированными перидотитами с флогопитом и
калиевым амфиболом (рихтеритом); (4) эклогитами (гранатомфацитовыми породами), иногда с коэситом, корундом, кианитом.
Более подробно о ксенолитах ультраосновных пород в кимберлитах
рассказано в Главе 4. Что касается положения о наличии алмаза, то
подавляющее большинство исследователей не считает алмаз неотъемлемой частью кимберлитов. Большинство кимберлитов являются
неалмазоносными и присутствие алмаза – это лишь уникальная характеристика некоторых членов семейства кимберлитов.
Из определения Р.Х. Митчелла становится ясно, что кимберлит –
это сложная гибридная порода, в которой совмещены минералы, об398
разовавшиеся в различных термодинамических условиях. Кимберлитовые брекчии содержат обломки осадочных пород чехла и метаморфических пород фундамента, а также разнообразные ксенолиты
пород верхней мантии. Основная масса породы, цементирующая эти
обломки, обладает неравномернозернистой порфировидной структурой (рис. 9.1). Согласно приведенному выше определению Р. Х. Митчелла, в роли «вкрапленников» в кимберлитах выступают крупные,
от 0.5 до 5 см, округлые зерна оливина, пироксена, граната, флогопита, хромита, пикроильменита, циркона, алмаза (рис. 9.1). Наиболее крупные зерна минералов в кимберлитах носят название мегакристаллы. Оливин является резко доминирующей фазой в кимберлитах, составляя 30–70% от объема породы, тогда как пироксены (особенно ортопироксены) чрезвычайно редки в кимберлитах.
Определение кимберлита как породы с порфировидной структурой подразумевает, что все зерна, представляющие «вкрапленники»,
кристаллизовались из кимберлитового расплава. Однако это далеко
не так. Среди зерен оливина в кимберлитах присутствуют как продукты кристаллизации из кимберлитового расплава (так называемые
фенокристаллы), так и реликты дезинтегрированных верхнемантийных пород (ксенокристаллы). Ранее предполагалось, что признаком
фенокристаллов оливина является их идиоморфизм. Но позднее выяснилось, что это не так. Подавляющая масса «вкрапленников» оливина в этих породах представлена ксенокристаллами, захваченными
из перидотитов (Kamenetsky et al., 2008), и лишь тонкие каймы вокруг ксенокристаллов, обогащенные CaO, MnO, обедненные NiO и
содержащие многочисленные минеральные и флюидные включения,
являются продуктами кристаллизации из расплава. Объем этого «истинно магматического» оливина не превосходит 5%. Этот вывод
явился ключевым для оценки состава первичного кимберлитового
расплава. Ксеногенное происхождение характерно для зерен граната,
пикроильменита, хромита и алмаза. Эти минералы могут как дорастать в кимберлитовом расплаве, так и растворяться в нем, приобретая округлые очертания. Количество этих минералов в кимберлитах
несравнимо меньше, чем количество оливина. Если оливин характерен для всех кимберлитов, то гранат, пикроильменит, хромит и алмаз могут вообще отсутствовать в некоторых разностях.
Ксено- и фенокристаллы в кимберлитах сцементированы мелкокристаллической массой, в которой присутствуют те же минералы,
но размером менее 0.1 мм, другой формы и другого состава, а также
карбонаты (кальцит, редко доломит, щелочные карбонаты – шортит,
цемкорит, ниеререит), апатит, перовскит, различные сульфиды
(включая редкий калиевый сульфид – джерфишерит), монтичеллит,
различные по составу шпинели. В кимберлитах трубки УдачнаяВосточная среди минералов основной массы выявлены щелочные
хлориды и содалит. Интересно отметить, что минералы основной
399
массы кимберлитов проявляют заметно более высокую степень
идиоморфизма по сравнению с крупными ксенокристаллами. Тем не
менее, некоторые исследования полагают, что и эти мелкие зерна
являются ксенокристаллами. Основная масса кимберлита – это карбонат-серпентиновый материал с включениями разнообразных силикатных, оксидных и фосфатных минералов. Для основной массы
кимберлитов характерны флюидальные текстуры, создаваемые ориентированными кристаллами оливина в карбонат-серпентиновой
матрице. Афировые разности кимберлитов редки. Они характерны
для даек и силлов кимберлитов. В таких породах часто встречаются
кальцит-серпентиновые глобули и миндалины.
Ilm
Ol
Рис. 9.1. Структура кимберлита: «вкрапленники»
крупных кристаллов оливина и пикроильменита,
заключенные в карбонат-серпентиновую матрицу.
Кимберлитовая трубка Маджуагаа (Западная
Гренландия). Фотография при одном николе.
Поперечник поля зрения около 5 мм.
9.1.3. Особенности химического состава кимберлитов и
их классификация
В определении кимберлита особо указывается, что эти породы
являются ультраосновными. Действительно, содержание SiO2 в кимберлитах, как правило, не превосходит 40 мас.% (рис. 9.2а). Согласно сводкам по составам кимберлитов, приведенных в монографиях
Дж. Доусона (Dawson, 1980) и Р.Х. Митчелла (Mitchell, 1986, 1995),
большинство кимберлитов по содержанию SiO2 соответствуют интервалу 25–35 мас.%, содержание Al2O3 менее 5 мас.%. Более высокие концентрации SiO2 и Al2O3 отражают контаминацию кимберлитов коровым материалом. Подобно всем ультраосновным породам,
кимберлиты содержат высокие концентрации MgO – 15–43 мас.%
(рис. 9.2а).
400
Важнейшей характеристикой состава кимберлитов является обогащение их летучими компонентами, особенно CO2. Концентрация
CO2 в некоторых кимберлитах может достигать 10–15 мас.%. В связи
с этим кимберлиты можно рассматривать как карбонатносиликатные породы. Существуют переходы кимберлитов в более
карбонатные разности, близкие к карбонатитам. Если определяющая
роль углекислоты в кимберлитах не ставится под сомнение, то значение H2O в кимберлитах широко обсуждается. Большинство исследователей придерживаются мнения, что кимберлиты изначально были
обогащены водой, концентрация которой могла превосходить 5 мас.%.
Однако есть и иная точка зрения, согласное которой вода в кимберлитах является позднемагматической, а первичная кимберлитовая
магма содержала очень низкие концентрации воды и, соответственно, характеризовалась очень высокими соотношениями CO2/H2O.
Для кимберлитов характерны высокие концентрации P2O5 до 1 мас.%,
что отражается в постоянном присутствии апатита.
В определении кимберлита по Р.Х. Митчеллу делается акцент на
то, что это калиевые породы. Тем не менее, концентрация K2O в них
редко превосходит 3 мас.%. Главной фазой, несущей калий в кимберлитах, является флогопит. Поэтому лишь в слюдяных кимберлитах концентрация K2O может достигать 4 мас.%. Калиевая специфика кимберлитов, прежде всего, отражается в резком преобладании
K2O над Na2O. Концентрации Na2O более 0.5 мас.%, как правило,
связаны с контаминацией кимберлитов коровым материалом. Высокое отношение K2O/Na2O отличает кимберлиты от других ультраосновных пород, в том числе вулканических (коматиитов, пикритов,
меймечитов).
Примечательной характеристикой кимберлитов является четкая
отрицательная корреляция MgO и CaO в их составах (рис. 9.2б). При
этом концентрация MgO проявляет положительную корреляцию с
SiO2 (рис. 9.2а), а CaO – с CO2. На основе этих фактов кимберлиты
часто рассматриваются как смесь двух составляющих (пропорции
могут быть разными) – ультраосновной оливин-ортопироксеновой
(гарцбургитовой) и карбонатной (кальцитовой или доломитовой).
Представления о бинарной природе кимберлитовых расплавов положены в основу моделей образования и эволюции кимберлитов, а
также моделей первичного кимберлитового расплава.
Вариации химического состава кимберлитов позволили выделить
среди них две основные группы.
1. Кимберлиты группы I, так называемые «базальтовые» кимберлиты, характеризуются преобладанием оливиновых фенокристов.
Кимберлиты группы I обогащены CaO, H2O, CO2, но бедны K2O и
SiO2 по сравнению с кимберлитами группы II.
2. Кимберлиты группы II, так называемые «слюдяные» кимберлиты, обогащены K2O.
401
Якутия
35
Южн. Африка
30
CaO, мас.%
M gO/CaO
9
8
7
6
5
4
3
2
1
0
Канада
Зап. Гренландия
25
20
15
10
5
0
5
10
15
20
25
30
SiO2, мас.%
35
40
45
5
10
15
20
25
30
35
40
45
MgO, мас.%
Рис. 9.2. Вариации составов кимберлитов Якутии, Южной Африки, Канады
и Гренландии: а – прямая корреляция соотношения MgO/CaO c SiO2; б –
обратная корреляция CaO c MgO.
Основой выделения этих двух групп кимберлитов стала минералого-петрографическая классификация, предложенная еще в 1914 г.
П.А. Вагнером. В дальнейшем подразделение кимберлитов на две
группы подтвердилось изотопными данными. Оказалось, что кимберлиты группы I имеют такие же соотношения изотопов Sr и Nd как
базальты океанических островов (OIB). Кимберлиты группы II характеризуются изотопными соотношениями, близкими к калиевым
вулканическим породам континентов (например, лавам ВосточноАфриканского рифта).
9.1.4. Формы залегания и фации кимберлитов
Обычной формой залегания кимберлитов являются диатремы,
или трубки взрыва (рис. 9.3). Верхняя часть диатремы имеет форму
перевернутого усеченного конуса. Это вулканический кратер, который заполнен кимберлитовыми туфами (см. ниже) кратерной фации. Сужаясь, кратер в глубину переходит в воронкообразную часть,
сложенную крупнообломочными породами – кимберлитовыми
брекчиями диатремовой фации. Контакты диатремовой части с
вмещающими породами круто падают под углами 75–85о, и лишь
верхние части наименее эродированных трубок имеют более пологие контакты с вмещающими породами. Самая нижняя корневая
часть трубок (подводящий канал) сложена массивными кимберлитами (см. ниже) гипабиссальной фации. Подводящий канал обычно
состоит из нескольких частей, каждая из которых с глубиной переходит в дайку. Некоторые диатремы являются результатами совмещения сдвоенных или парных трубок взрыва. Эти трубки могут
иметь один подводящий канал, т.е. представлять собой одну фазу
внедрения, но иногда парные трубки могут быть результатами разных фаз внедрения магмы. Самым известным примером второго типа парных трубок являются трубки Удачная-Западная и Удачная402
Восточная (Якутия), которые резко отличаются друг от друга и по
строению и по составу кимберлитового материала.
Многие большие диатремы выполнены колоннами кимберлитов
различного состава, причем поздние фазы внедрения имеют четкие
интрузивные взаимоотношения с более ранними, и рассматриваются
как результаты различных извержений. Диатремы на поверхности
имеют округлые формы и занимают небольшую площадь, которая
определяется глубиной эрозионного среза трубки. Так наименее
эродированные трубки Мвадуи (Танзания) и АК/1 (район Орапа,
Ботсвана) имеют площадь не более 1 км2, тогда как площадь выхода
наиболее эродированной трубки Кимберли в ЮАР составляет всего
0.04 км2. Диатремы группируются в рои, которые, как правило, вытянуты вдоль каких-либо линейных геологических структур. Поздние тектонические нарушения могут изменять форму трубок, а также смещать различные части трубок относительно друг друга, иногда на значительные расстояния. Небольшие площади выходов трубок еще раз подчеркивают незначительность проявлений кимберлитов по объему.
Кимберлитовые трубки оказывают заметное воздействие на вмещающие породы. Это проявляется в сильном брекчировании вмещающих пород вплоть до того, что контакты трубки с ними становятся «размытыми» из-за того, что материал вмещающих пород
очень сильно перемешан с кимберлитовым материалом. Из-за термального воздействия вокруг трубок образуются роговики, мраморы
и кварциты. Отмечены также метасоматические изменения, например, фенитизация.
Помимо диатрем, кимберлиты слагают дайки и силлы. Кимберлитовые дайки имеют мощность 1–2 м (редко до 10 м) и выдержанны на многие километры как по простиранию, так и по глубине. Существуют примеры кольцевых даек кимберлитов. Кимберлитовые
силлы очень редки. Такие формы залегания кимберлитов известны в
кимберлитовых провинциях ЮАР, Зимбабве, Танзании и Гренландии. Менее распространены кимберлитовые вулканы, такие как, например, в районе Ингвизи (Танзания).
Можно выделить три фациальных типа кимберлитов: кратерный,
диатремовый и гипабиссальный (рис. 9.3). Кратерный фациальный
тип представлен пирокластическим материалом, представляющим
собой обломки самого кимберлита, вмещающих пород, глубинных
ксенолитов (нодулей), единичных кристаллов (в том числе и алмаза).
Кимберлитовый туф состоит на 60–90% из обломков кимберлита и
вмещающих пород, причем ксеногенный материал в туфе составляет
всего 5%. Если ксеногенного материала в туфе больше, то такую
породу принято называть кимберлитовой туфобрекчией. Диатремовый фациальный тип кимберлитов содержит вулканокластический
материал (лапилли, автолиты). Для этого типа очень характерны так
403
Дайки
404
Гипабиссальная фация
корневая
система
Силлы
Диатремовая фация
Кратерная
фация
Пирокластика
Туфовое
кольцо
называемые автолитовые кимберлиты. Автолиты – это эллипсоидальные или округлые тела мелкозернистого кимберлита, заключенные в матрицу обломочного или массивного кимберлита. Вероятно,
автолиты представляют собой лапилли. При этом вся порода приобретает вид своеобразного конгломерата. Распространение гипабиссального фациального типа кимберлитов ограничено дайками, силлами и глубокими частями диатрем. Здесь распространены массивные кимберлиты с порфировидной структурой, содержащие мало
ксенолитов или не содержащие их вовсе. В силлах массивных кимберлитов отмечены признаки гравитационной дифференциации,
выраженные как в специфических формах отсадки кристаллов и
мантийных ксенолитов, так и в закалочных формах кристаллов. Все
эти признаки массивных кимберлитов указывают на то, что кимберлитовая магма была достаточно маловязкой, горячей и подвижной.
Нередко именно составы гипабиссальных массивных кимберлитов (с
афировой структурой) рассматриваются как составы «истинной»
первичной кимберлитовой магмы.
Рис. 9.3. Схематическое
сечение кимберлитовой
магматической системы
(Mitchell, 1986) и фации
кимберлитов: кратерная,
диатремовая и гипабиссальная,
включающая
корневую систему даек и
силлов.
9.1.5. Распространенность, геологическое положение и
возраст кимберлитов
Кимберлит – это редкая и незначительная по объему проявлений
магматическая порода. Тем не менее, кимберлиты найдены на всех
континентах (рис. 9.4), а наиболее широко они представлены в Африке. На примере африканских кимберлитовых провинций Дж. Доусон впервые обратил внимание на то, что большая часть кимберлитов приурочена к древним (докембрийским) кратонам или к площадям, основаниям которым служат кратоны (рис. 9.4). Например,
главными тектоническими элементами африканского континента
являются кратоны Западно-Африканский, Касаи, Танзанийский,
Зимбабве, Каапвааль и другие, возраст орогенеза в которых составляет более 1600 млн. лет. К ним относятся несколько крупных кимберлитовых провинций: Южно-Африканская, Западно-Африканская,
Танзанийская, Намибийская и Ангольская. Лишь небольшая часть
кимберлитовых проявлений выявлена в складчатых поясах, окружающих эти кратоны. Подобный принцип выдерживается и для других кимберлитовых провинций.
Три кимберлитовые провинции известны в Азии: Якутская, северо-восточная Китайская и Индийская (рис. 9.4). Якутская кимберлитовая провинция ограничена докембрийской Сибирской платформой. Близость особенностей геологического строения Сибирской
платформы с кратонами Южной Африки еще в 1930–х годах позволила академику В.С. Соболеву спрогнозировать возможность проявлений кимберлитов в Сибири, что замечательным образом подтвердилось в 1954 году находкой первой трубки «Зарница». Проявления
кимберлитов в Сибири известны в складчатых системах Таймыра и
Присаянья, окружающих Сибирскую платформу. Кимберлиты установлены также в Северо-Западной Австралии (Новый Южный
Уэльс, Виктория), США (Сомерсет, Колорадо-Вайоминг), Канаде
(Диавик, Снэп Лэйк, Лак де Грас), Бразилии (Джуина), Западной
Гренландии (Маджуагаа) (рис. 9.4). В Европе выделены Архангельская и Финская кимберлитовые провинции, приуроченные к Балтийскому щиту. Приазовская кимберлитовая провинция ограничена Украинским докембрийским щитом (рис. 9.4).
Несмотря на то, что кимберлитовые провинции приурочены к
древним кратонам, сами кимберлиты имеют различный возраст. При
этом в пределах одной кимберлитовой провинции возраст кимберлитов может очень широко варьировать. Например, в кимберлитовой провинции Северо-Западных Территорий Канады, приуроченной
к кратону Слэйв, самые древние кимберлиты имеют возраст 613
млн. лет. Однако находки алмазов в аркозах и конгломератах позднего архея и раннего протерозоя свидетельствуют о том, что кимберлитовый магматизм проявлялся и в более древние периоды гео405
логического времени. Однако кимберлитовые тела такого возраста
не найдены. В пределах Южно-Африканской провинции самые
древние кимберлиты с возрастом 1600 млн. лет выявлены в провинции Куруман. Возраст 1200–1250 млн. лет имеют кимберлиты одной
из самых известных трубок ЮАР - Премьер. Появление этих кимберлитов связывают с докембрийской активизацией кратона, проявленной также в мощном импульсе щелочного магматизма (сиениты,
трахиты, карбонатиты). Докембрийский (позднерифейский) возраст
(1140 млн. лет) имеют также кимберлиты Индии. Большинство алмазоносных кимберлитов Сибирской платформы имеют позднедевонский или раннекаменноугольный возраст. Например, возраст
кимберлитов трубки Мир (Мало-Батуобинское кимберлитовое поле) –
360–410 млн. лет, трубки Удачная и Сатыканская (ДалдынАлакитское кимберлитовое поле) – 345–350 млн. лет и 444 млн. лет,
соответственно. Близкий возраст имеют кимберлиты США, и Архангельской провинции (380–360 млн. лет). Очень широко представлены кимберлиты мезозойского возраста. Большинство южноафриканских кимберлитов имеют послеюрский возраст (140-80 млн. лет),
поскольку прорывают каменноугольные-юрские вулканогенноосадочные комплексы Карру. На северо-востоке Сибирской платформы кимберлитовые трубки прорывают траппы триасового возраста и перекрываются нижнеюрскими осадочными породами. Самыми молодыми алмазоносными кимберлитами считаются кимберлиты трубок Экати и Диавик в Северо-Западных Территориях Канады (56–53 млн. лет) и трубка Мвадуи в Танзании (52 млн. лет). Существуют сообщения о кимберлитовых вулканах района Ингвизи
(Танзания) с верхнеплейстоценовым-голоценовым возрастом (30
млн. лет), а также кимберлитовых трубках миоценового возраста (22
млн. лет) в Западной Австралии.
В большинстве кимберлитовых провинций алмазоносность кимберлитов проявляет зависимость как от их геологического положения. Например, наиболее алмазоносные кимберлиты Южной Африки расположены внутри кратона, тогда как околократонные кимберлиты неалмазоносны или слабоалмазоносны. Исключение составляет чрезвычайно богатая алмазами трубка Венеция (ЮАР) (530–519
млн. лет), которая расположена не в пределах кратона, а прорывает
гранулитовый комплекс Лимпопо с возрастом орогенеза 2600–2002
млн. лет, находящийся между кратонами Каапвааль и Зимбабве.
Алмазоносность кимберлитов в некоторых провинциях зависит
от их возраста. Палеозойские кимберлиты Сибирской платформы
являются алмазоносными (например, трубки Мир, Удачная, Сатыканская, Интернациональная и другие), тогда как мезозойские кимберлиты неалмазоносны или очень слабоалмазоносны. В пределах
кимберлитовой провинции Лак де Грас (Канада) самые молодые
406
кимберлиты (56–45 млн. лет) проявляют большую алмазоносность,
чем кимберлиты с возрастами 75–64 млн. лет.
алмазоносные кимберлиты
неалмазоносные кимберлиты
кратоны
Рис. 9.4. Карта–схема распространения кимберлитовых
провинций в сопоставлении с положением докембрийских кратонов (Mitchell, 1995).
9.1.6. Происхождение кимберлитов и проблема первичного кимберлитового расплава
Благодаря пионерским экспериментальным и теоретическим работам П. Дж. Уайли, Д. Эгглера, И.Д. Рябчикова с соавторами, в середине 1970–х годов стало очевидным, что кимберлитовые расплавы
являются продуктами частичного плавления перидотитов (гарцбургитов и лерцолитов) при активном участии CO2. Согласно этим исследованиям, кимберлитовые расплавы могут формироваться только
при давлениях более 40 кбар, поскольку при более низких давлениях
из перидотитов, содержащих CO2, выплавляются совсем другие
магмы – базальтовые (при давлениях менее 20 кбар), нефелинитовые
или мелилититовые (при давлениях 30–40 кбар). Таким образом, существует генетическая связь кимберлитов с базальтами, мелилититами и нефелинитами. Кимберлиты, однако, являются наиболее глубинными магмами, попадающими на поверхность Земли. Этот вывод
хорошо согласуется с алмазоносностью кимберлитов, а также с данными минеральной геотермобарометрии перидотитовых и эклогитовых ксенолитов, выносимых кимберлитами. Находки в кимберлитах алмазов, содержащих включения минералов из переходной зоны
мантии (410–670 км) и даже из нижней мантии (более 670 км), указывает на возможность зарождения сверхглубинных кимберлитов
иногда называемых «суперкимберлиты».
407
Кроме того, экспериментально продемонстрировано, что кимберлитовые расплавы связаны с карбонатитовыми расплавами, богатыми CO2 с содержанием SiO2 менее 10 мас.%. Карбонатитовые расплавы стабильны вблизи солидуса CO2-содержащих перидотитов
при давлениях более 4 ГПа, но с повышением температуры они обогащаются силикатной составляющей перидотитов вплоть до образования кимберлитовых расплавов. Переходы от карбонатитовых расплавов к кимберлитовым осуществляется, как правило, в очень широком интервале температур, 100–300оС, а сами кимберлитовые расплавы требуют нагрев свыше 1500–1600оС вне зависимости от присутствия дополнительных летучих компонентов (H2O, P2O5, F, Cl).
Отсюда следует вывод, что кимберлитовые расплавы появляются
лишь в условиях очень высоких температур в мантии, вызванных
поднятием горячих мантийных плюмов. Продвижение глубинных
плюмов к поверхности под древними кратонами приводит к их реактивизации, выражающейся в формировании крупнейших магматических провинций. Тесная геологическая связь кимберлитов с трапповым базальтовым магматизмом является проявлением этих процессов.
Вывод о высокотемпературном характере кимберлитовых магм
основан на предположении, что содержание SiO2 в этих расплавах
составляет более 25 мас.%. Однако, учитывая вероятность большого
количества ксенокристаллов перидотитовых минералов, следует
сделать вывод, что оценки содержания SiO2 в первичном кимберлитовом расплаве могут быть сильно завышены. Если это так, то первичные кимберлитовые расплавы, лишенные силикатной нагрузки
из ксенокристаллов, могут являться карбонатитовыми с содержанием SiO2 менее 20 мас.%. Для выплавления таких расплавов из CO2содержащих перидотитов уже не требуются столь высокие температуры. Однако окончательный вывод о составе первичных кимберлитовых расплавов делать пока рано – с этой проблемой до сих пор
связаны горячие дискуссии.
9.2. КАРБОНАТИТЫ
9.2.1. Определение и классификация
Согласно классификации Международного Союза Геологических
Наук, IUGS, карбонатиты – это магматические породы, состоящие
более чем на 50% из первичных магматических карбонатных минералов. Термин «карбонатит» введен норвежским петрографом В.
Бреггером в 1921 году при описании массива Фен (Норвегия), однако первое детальное описание карбонатитов принадлежит А. Хегбому, который изучал массив Альне в Швеции еще в 1895 году. По
408
преобладающему карбонатному минералу выделяются четыре минералогических вида карбонатитов.
1) Кальцитовые карбонатиты. Для составов таких карбонатитов
характерно преобладание кальцита (CaCO3) и соотношение
CaO/(CaO+MgO+FeO)>0.8. Крупнозернистые карбонатиты этой группы носят название севиты, а средне и мелкозернистые разности – альвикиты.
2) Доломитовые карбонатиты характеризуются преобладанием
доломита CaMg(CO3)2. Иногда они называются бефорситы.
3) Феррокарбонатиты. Породообразующие карбонаты в них
представлены сидеритом FeCO3 и анкеритом CaFe(CO3)2, при этом
выполняется соотношение (FeO+MnO) >MgO.
4) Натровые карбонатиты состоят преимущественно из натриевых, калиевых и кальциевых карбонатов. Для этих карбонатитов характерно соотношение (Na2O+K2O)>(CaO+MgO+FeO). Доминирующими карбонатными минералами в них являются ниеререит
(Na2Ca(CO3)2) и грегориит (Na2CO3). В настоящее время такие карбонатиты известны только в лавах вулкана Олдоиньо-Ленгаи в Танзании.
Если карбонатит содержит несколько карбонатных минералов, то
для него применимы термины, включающие определение «содержащий» (например, доломитсодержащий), что указывает на присутствие
дополнительной карбонатной фазы в количестве менее 5%. Если карбонатит с содержанием SiO2 менее 20 мас.% настолько мелкозернистый, что выделение индивидуальных карбонатных минералов затруднительно, то существует химическая классификации пород, основанная на соотношениях CaO, MgO и FeO (кальциокарбонатиты,
магнезиокарбонатиты, феррокарбонатиты). Если же содержание
SiO2 больше 20 мас.%, то говорят о силикатных карбонатитах.
9.2.2. Минералогия карбонатитов
Помимо карбонатных минералов, карбонатиты содержат большое
разнообразие минералов других классов. Среди силикатов обычны
щелочные пироксены ряда эгирин-авгит, слюды (биотит, флогопит,
тетраферрифлогопит), щелочные амфиболы (магнезиорибекит, рихтерит), форстерит, мелилит. Если эти минералы встречаются в породообразующих количествах, то породы могут быть названы пироксеновыми, флогопитовыми и так далее карбонатитами. Типичными
акцессорными силикатами в карбонатитах являются монтичеллит,
сфен, циркон, андрадитовый гранат. Типоморфными несиликатными
минералами являются апатит, магнетит, флюорит, перовскит. Карбонатиты богаты минералами редких земель: бадделеитом, пирохлором, гатчеттолитом (урансодержащий пирохлор), монацитом, карбонатами редких земель (бастнезитом, паризитом).
409
Уникальна минералогия натрокарбонатитов вулкана ОлдоиньоЛенгаи. Наряду с разнообразными Ca-Na-K карбонатами для них характерно присутствие карбонатов Ba и Sr, галогенидов (галита, сильвина,
флюорита, селлаита), сульфидов (алабандина), сульфатов (барита),
фосфатов (апатита). Редкие силикаты в этих карбонатитах представлены нефелином, меланитовым гранатом, мелилитом, моноклинным пироксеном, волластонитом, сфеном. Это разнообразие пополняется многочисленными вторичными минералами, связанными с позднемагматическими процессами или с гидротермальной деятельностью.
9.2.3. Структуры и текстуры карбонатитов
В карбонатитах распространены массивные текстуры, но нередки
и полосчатые текстуры, которые являются следствием кристаллизационной дифференциации карбонатных расплавов. Структуры карбонатитов варьируют от мелкозернистых до гигантозернистых
(рис.9.5а), причем размер зерен минералов уменьшается от ранних
этапов минералообразования к поздним. Интересны порфировые
структуры карбонатитов вулкана Олдоиньо-Ленгаи, где вкрапленники представлены щелочными карбонатами – ниеререитом и грегориитом, а основная масса представляет собой очень мелкозернистый
агрегат тех же карбонатов, сильвина, галита, флюорита и других минералов (рис. 9.5б). Стекла даже в вулканических карбонатитах и
карбонатитовых туфах не образуются. Это является следствием того,
что карбонатные расплавы не подвергаются закалке.
а)
б)
Nye
Cal
Ol
Mt
Ap
0.5 мм
Grg
Рис. 9.5. Структуры карбонатитов: а – среднезернистая структура кальцитового карбонатита комплекса Ковдор (Кольский полуостров). Матрица породы сложена кальцитом, присутствуют зерна апатита, оливина и магнетита.
Поле зрения фотографии 3 мм. Фотография И.Т. Расс (ИГЕМ РАН, Россия);
б – порфировая структура натрокарбонатитов вулкана Олдоиньо-Ленгаи
(Танзания). Округлые вкрапленники – грегориит, удлиненные вкрапленники – ниеререит. Фотография С. Штадлин (Технологический Университет
г. Цюриха, Швейцария).
410
9.2.4. Геологическое положение карбонатитов
В настоящее время известно более 520 проявлений карбонатитов
(Wooley, Kjarsgaard, 2008; Kogarko et al., 1995; Jones et al., 2013).
Карбонатитовые комплексы преобладают в Африке, Азии, Северной
Америке и Гренландии. Обычно они связаны с высокощелочными
магмами континентальных регионов и характерны для внутриплитного магматизма. Наиболее широко карбонатиты распространены в
составе кольцевых щелочно-ультраосновных комплексов, где ассоциируют с ультраосновными и щелочно-ультраосновными породами
(оливинитами, якупирангитами, уртитами, ийолитами, мельтейгитами, мелилитолитами). Напомним, что эти комплексы представляют
собой сложно построенные кольцевые интрузивные комплексы, образование которых обусловлено многоэтапным внедрением расплавов различного состава в широком интервале температур (от 1300 до
600оС). Карбонатиты всегда являются наиболее поздними фазами
этих комплексов. Их внедрение приурочено к контактам ранее внедрившихся фаз или к центральным частям массивов, и начинается
при температурах порядка 650оС с кальцитовых разностей (севиты)
и заканчивается при температурах порядка 400оС доломитанкеритовыми карбонатитами. Карбонатиты встречаются в щелочногабброидных и нефелин-сиенитовых интрузивных комплексах.
Большое количество карбонатитов относится к щелочным комплексам, образованным в рифтовых обстановках, где они ассоциируют с нефелинитами, мелилититами, фонолитами и трахитами. Более 20 проявлений карбонатитов связано с Восточно-Африканской
рифтовой системой. Однако известны карбонатиты, приуроченные к
орогенным поясам (например, в Пакистане и Таджикистане). Проявления карбонатитов на океанических островах очень редки. Примерами могут служить карбонатиты островов Кейп-Верде, Фуертевентура (Канарский архипелаг) и архипелага Кергелен.
Многие проявления карбонатитового магматизма тесно связаны с
глубинными мантийными плюмами. Наиболее известными среди
них являются карбонатиты Кольского полуострова (Ковдор), Канарских островов, траппов Декан (Индия), а также Бразилии и Гренландии. В последнее время появляется все больше данных о проявлениях карбонатитов в «нетрадиционных» для карбонатитового магматизма геологических обстановках, таких как офиолитовые комплексы, зоны субдукции, высокобарные метаморфические комплексы
(см. ссылки в работе Jones et al., 2013).
Р. Митчелл (Mitchell, 2005) разделяет карбонатиты по их ассоциациям с силикатными породами. К преобладающей первой группе
он относит карбонатиты, ассоциирующие с бесполевошпатовыми
породами, такими как нефелиниты, мелилититы и их интрузивные
аналоги (щелочноультраосновные породы ийолит-уртитовой серии и
411
мелилитолиты). К этой группе относятся карбонатиты ВосточноАфриканской рифтовой системы, комплекса Фен в Норвегии, комплекса Ока в Канаде, Маймеча-Котуйской провинции в Сибири,
комплекс Ковдор на Кольском полуострове. Во вторую группу входят карбонатиты, ассоциирующие с полевошпатовыми плутоническими породами, такими как сиениты, и представляющие, повидимому, остаточные продукты глубокой фракционной дифференциации сложных по составу щелочных магм. Примерно в 20% случаев связи карбонатитов с какими-либо силикатными породами не
выявлены.
Карбонатиты могут быть как интрузивными, так и вулканическими (экструзивными). В кольцевых массивах карбонатиты образуют
штоки, кольцевые и конические дайки, жилы, штокверки или диатремы (трубки взрыва). Известно около 50 примеров экструзивных
проявлений карбонатитов с лавовыми потоками, пирокластикой и
кратерными куполами. В вулканических аппаратах карбонатиты заполняют жерловины и образуют штоки. Нередко карбонатитовые диатремы и пирокластические образования несут мантийные ксенолиты
(главным образом, шпинелевые перидотиты), которые указывают на
мантийное происхождение этих магм. Благодаря относительно низким плотности (2.0–2.3 г/см3) и вязкости (0.008–0.08 Па·сек) карбонатитовые расплавы быстро передвигаются и сегрегируются в матрице
силикатных пород.
Вулкан Олдоиньо-Ленгаи (Танзания) извергает необычайно насыщенную летучими компонентами (до 10 мас.% F+Cl) низкотемпературную лаву с температурой 520–580оС. Эксплозивные извержения этого вулкана происходили в 1917, 1940–1941, 1954 и 1966 годах. Наиболее обильное извержение лавы происходило в 1960–1961
годах. С 1983 по 2007 год из вулкана постоянно изливалась натрокарбонатная лава.
Проявления карбонатитов имеют различный возраст – от архейского до современных вулканических извержений. Наиболее древние карбонатиты известны в комплексах Палабора (ЮАР) (2.063–
2.013 млрд. лет) и Сиилинярви (Финляндия) (2.047 млрд. лет). С тех
пор отмечается увеличение проявлений карбонатитового магматизма. Некоторые исследователи считают, что такая зависимость от
возраста не обязательно связана с интенсивностью карбонатитового
магматизма, поскольку карбонатиты быстрее подвержены воздействию эрозии и выветривания, чем силикатные породы. Иными словами, наиболее древние карбонатитовые комплексы, возможно, просто-напросто не сохранились.
Говоря о геологическом положении карбонатитов, нельзя не упомянуть о связи этих пород с кимберлитами. Действительно, состав
кимберлитов можно представить как смесь кальциокарбонатного
расплава с ультраосновным материалом. Впервые постепенные пе412
реходы между кимберлитами и карбонатитами были выявлены в
кимберлитовых трубках Премьер и Весселтон, а также в кимберлитовом силле Бенфонтейн в Южной Африке. Сейчас тесные ассоциации кимберлитов и карбонатитов хорошо известны в кимберлитовых
провинциях Якутии, Канады, Гренландии, некоторые из которых
(например, район Снэп-Лейк в Канаде) отличаются очень высокой
алмазоносностью.
9.2.5. Метасоматические процессы, связанные с карбонатитами
Окружающие карбонатитовые массивы породы часто подвергаются щелочному метасоматозу, который носит название фенитизация. Этот процесс проявляется в замещении исходных минералов
вмещающих пород щелочными полевыми шпатами, нефелином, щелочными пироксенами и амфиболами. В эндоконтактах по вмещающим магматическим породам основного-кислого состава метасоматические изменения проявлены в виде нефелин-пироксеновых, пироксен-флогопитовых и пироксен-амфиболовых ассоциаций. Фенитизация вокруг карбонатитовых массивов является свидетельством
того, что карбонатитовые расплавы были изначально обогащены K и
Na, а также летучими компонентами (H2O, F, Cl).
9.2.6. Генезис карбонатитов
Вывод о магматическом происхождении карбонатитов был сделан в ходе жарких дискуссий, которые начались еще в начале XX
века. Такие исследователи как У. Бреггер и Х. ван Эскерман, исследовавшие карбонатиты Норвегии и Швеции, придерживались мнения о магматическом происхождении этих пород. Наряду с этим,
известный петролог Р. Дэли отстаивал гипотезу об образовании карбонатитов в ходе ассимиляции известняков щелочными магмами. Н.
Л. Боуэн вообще отрицал возможность существования карбонатных
магм. Скепсис относительно существования карбонатных магм исчез лишь в 1960 году, когда Дж. Доусон подробно описал извержение единственного действующего карбонатитового вулкана Олдоиньо-Ленгаи (Танзания). Тогда же появились первые экспериментальные работы П. Уайли и О. Таттла по изучению системы CaO–
CO2–H2O, которые однозначно показали возможность существования расплава в этой системе и то, что такие карбонатные расплавы
могут существовать и при наличии в системе Na2O, K2O, MgO и небольшого количества SiO2. Практически одновременно было показано, что изотопия Sr в карбонатитах (87Sr/86Sr = 0.7030–0.7045)
разительно отличается от изотопии Sr в известняках (87 Sr/ 86 Sr =
= 0.7090), а изучение расплавных включений в минералах восточно413
африканских карбонатитов и ассоциирующих с ними ийолитов показало возможность совместного сосуществования щелочных силикатных и карбонатных расплавов.
В настоящее время не вызывает сомнения не только существование карбонатных магм, но и мантийный генезис карбонатитов, ассоциирующих с нефелинитами и мелилитолитами. Находки ультраосновных ксенолитов и ксенокристаллов перидотитовых минералов
как в сопутствующих щелочных вулканических породах, так и в самих карбонатитах подтверждают этот вывод. Тем не менее, предлагаются различные модели процессов, приводящих к образованию
карбонатитовых магм. Эти модели, в целом, не являются взаимоисключающими, и петрологи часто пользуются комбинациями этих
моделей.
Одна из моделей рассматривает карбонатные расплавы как остаточные продукты глубокой дифференциации нефелинитов и мелилититов, насыщенных CO2. Однако более популярной является модель, основанная на жидкостной несмесимости между силикатными
щелочными и карбонатитовыми магмами. Дело в том, что образующие гомогенные смеси при давлениях более 3–4 ГПа силикатные и
карбонатные расплавы становятся несмесимы при более низких
давлениях. Это происходит из-за довольно существенной разницы
характера химических связей и структур этих расплавов. В ходе
подъема к поверхности, изначально гомогенная карбонатносиликатная магма разделяется (ликвирует) на несмесимые карбонатные и силикатные порции. Согласно многочисленным экспериментальным данным (см. обзор экспериментальных данных в работе
Brooker, 1998), несмесимость карбонатных и силикатных расплавов
более всего проявляется при давлениях менее 2 ГПа (рис. 9.6). Однако нужно особо отметить, что несмесимые жидкости не образуются в расплавах без K и Na. Это означает, что щелочные компоненты
играют определяющую роль в образовании карбонатитов. Важно
отметить, что в результате расслоения K и Na уходят в силикатные
расплавы, а Ca – в кальциокарбонатные (рис. 9.6). Этот факт однозначно иллюстрирует наиболее распространенную ассоциацию
кальцитовых карбонатитов со щелочными ультраосновными магматическими породами.
Размеры области несмесимости между карбонатитовыми и щелочносиликатными магмами зависит главным образом от давления,
состава расплавов и присутствия летучих компонентов (H2O, Cl, F,
P2O5, SO3), но в меньшей степени от температуры. Л.Л. Перчук и
Д.Х. Линдсли (1980) экспериментально показали, что формирование
карбонатитового расплава может происходить в результате воздействия водно-карбонатного флюида на базальтовый расплав с последующим распадом на щелочносиликатный и карбонатный расплавы.
414
Na2O
e
10 кбар
Два расплава
a
Ab
d
Wol
b
Ab
Al2O3 + SiO2
Wol
c
Cal
Cal
CaO
Рис. 9.6. Проекция из вершины СО2 фазовой диаграммы
системы Na2O–CaO–(Al2O3+SiO2)–CO2, иллюстрирующая область несмесимости (a–b–c–d–e) между алюмосиликатными и карбонатными расплавами при 10 кбар
(Lee, Wyllie, 1997). Точечная линия соединяет составы
сосуществующих расплавов, указывая на предпочтительное вхождение Na2O в силикатный расплав и CaO
в карбонатный расплав. Символы кальцита (Cal), волластонита (Wol) и альбита (Ab) показывают поля ликвидусной кристаллизации этих фаз.
Возможность сосуществования карбонатных и щелочносиликатных расплавов подтверждается не только экспериментальными данным, но и петрологическими наблюдениями. К ним относятся находки карбонатных глобулей в нефелинитах. Натрокарбонатиты Олдоиньо-Ленгаи содержат силикатные сферулы, состоящие из нефелина, клинопироксена, перовскита и других фаз. Сосуществующие
карбонатные и силикатные расплавы известны в расплавных включениях в минералах как самих карбонатитов, так и сопровождающих
их силикатных пород. Расплавные включения в минералах пород
карбонатит-щелочноультраосновных комплексов указывают также
на то, что сами карбонатитовые расплавы, пересыщенные летучими,
способны распадаться на несмесимые карбонатные и солевые (хлоридные, сульфатные) фракции.
Жидкостная несмесимость приводит к образованию ассоциации
щелочного недосыщенного SiO2 силикатного расплава (формирующего нефелиниты и другие щелочные ультраосновные породы) и
415
кальциевого карбонатного расплава (формирующего кальцитовые
карбонатиты). В эту схему не укладываются натрокарбонатиты вулкана Олдоиньо-Ленгаи, в котором кальциокарбонатиты не обнаружены. Поэтому для натрокарбонатитов предлагаются совершенно
иные гипотезы образования, основанные на частичном плавлении
фенитизированных пород основания вулкана, ассимиляции богатых
троной Na3(CO3)(HCO3)·2H2O осадков, ремобилизации уже существовавшего карбонатного материала вулкана, конденсации флюида
щелочных магм или воздействии флюидов, обогащенных F и Cl.
Есть веские основания полагать, что карбонатитовые магмы могут продуцироваться не только в результате процессов жидкостной
несмесимости, но и при непосредственном плавлении карбонатсодержащих мантийных перидотитов. В пользу этой гипотезы свидетельствуют ксенолиты мантийных перидотитов, в минералах которых встречаются включения раскристаллизованных карбонатитовых
расплавов. Аналогичные включения известны в минералах (включая
алмазы) кимберлитов.
Экспериментальные данные однозначно свидетельствуют о том,
что близсолидусное плавление перидотитов, содержащих карбонатную составляющую, или обогащенных CO2, приводит к образованию карбонатных расплавов с пониженными содержаниями SiO2
(5–10 мас.%). В зависимости от состава перидотита и состава карбонатной составляющей такие расплавы (например, богатые щелочными карбонатными компонентами) могут появляться уже при давлениях 1.5–2.0 ГПа. При относительно низких давлениях (2–4 ГПа)
карбонатитовые расплавы, образующиеся вблизи солидуса карбонатсодержащих перидотитов, богаты CaCO3, но с повышением давления в них заметно увеличивается соотношение Mg/Ca и начитает
доминировать доломитовая и магнезитовая составляющие.
При повышении температуры карбонатитовые расплавы обогащаются силикатными компонентами перидотитов, трансформируясь
в силикатные расплавы. Температурный диапазон этого перехода
зависит от давления. При давлениях порядка 3 ГПа переход карбонатитовых расплавов в силикатные, представленные мелилититами
или нефелинитами (при наличии достаточного количества Na2O),
осуществляется в довольно узком диапазоне температур, 50–70оС.
Убедительным подтверждением этому процессу является широко
распространенная бимодальная ассоциация мелилититов и нефелинитов с кальцитовыми карбонатитами. При давлениях 5–7 ГПа переходы от карбонатитовых расплавов к силикатным осуществляется в
широком интервале температур, 100–300оС, вплоть до появления
кимберлитовых расплавов при температурах 1500–1600оС. Вследствие широкого температурного интервала в кимберлитовых провинциях можно встретить большое количество переходных разностей
между карбонатитами и кимберлитами. В последние годы появляет416
ся все больше свидетельств в пользу того, что именно карбонатитовые расплавы являются материнскими кимберлитов, т.е. сами кимберлиты, возможно, представляют собой карбонатитовые расплавы,
сильно контаминированные ксеногенным материалом мантийных
перидотитов.
В связи с тесными связями карбонатитов с кимберлитами и возможностью образования карбонатитовых магм при давлениях, соответствующих стабильности алмаза, обсуждается вопрос об алмазоносности карбонатитов. Многочисленные экспериментальные данные по синтезу алмазов при высоких температурах и давлениях показывают, что карбонатные расплавы (особенно богатые щелочнокарбонатной составляющей) являются наиболее эффективными средами для нуклеации и роста алмазов. Однако находки алмазов в карбонатитах носят единичный характер (например, в карбонатитах
комплекса Чагатай в Западном Узбекистане, в карбонатитах острова
Фуертевентура в Канарском архипелаге), а карбонатиты, связанные с
кимберлитами, и вовсе не содержат алмазов.
9.2.7. Месторождения полезных ископаемых, связанных с карбонатитами
Карбонатиты содержат минералы, концентрирующие экономически важные элементы, такие как РЗЭ, Nb, Ta, U, Th, Zr, в меньшей
степени Fe, Cu, P, элементы платиновой группы, Ag, Au. В карбонатитах известны экономически значимые залежи флюорита, барита,
стронцианита, флогопита. Почти 99% мировых запасов Nb содержатся в пирохлоре (Ca,Na)2Nb2O6(OH,F) карбонатитов. В качестве
примера можно привести крупнейшее месторождение Ока в Квебеке
(Канада), где пирохлоровые руды образованы гидротермальными
образованиями, связанными с карбонатитовыми магмами. Карбонатиты комплекса Палабора в ЮАР содержат крупнейшие залежи
сульфидов (Cu), магнетита (Fe) и бадделеита (U), а карбонатиты
комплекса Баян Обо в Монголии являются крупнейшим месторождением РЗЭ.
Наиболее крупными карбонатитовыми месторождениями на территории России являются Ковдор на Кольском полуострове и Гулинский массив в Полярной Сибири, где добывают магнетит, апатит,
флогопит и вермикулит, а также крупное месторождение флюорита
Большая Тагна в Южной Сибири. В условиях гипергенеза по карбонатитам активно развиваются коры выветривания, содержание рудных минералов (апатита, пирохлора, бастнезита) в которых повышается в 3–5 раз по сравнению с коренными породами. Например, бастнезит-паризит-монацитовые карбонатиты комплекса МаунтинПасс (США), содержащие основную долю мировых запасов редких
земель, 20% окислов редких земель содержат именно в коре вывет417
ривания. Значительные концентрации полезных компонентов также
связаны с фенитами, развивающимися в экзоконтактовых ореолах
карбонатитовых массивов (например, месторождение Амба Донгар,
Индия).
ЛИТЕРАТУРА К ГЛАВЕ 9
Перчук Л.Л., Линдсли Д.Х. Экспериментальное исследование карбонатизации базальтовых магм (плагиоклазовая модель) // Доклады АН СССР. 1980. Т.
250. № 5, C. 1232–1236.
Brooker R. A. The effect of CO2 saturation on immiscibility between silicate and carbonate liquids: an experimental study // Journal of Petrology. 1998. V. 39. P. 1905–1915.
Dawson J.B. Kimberlites and their xenoliths. Berlin–Heidelberg–New York: Springer–Verlag. 1980. 252 p.
Jones A.P., Genge M., Carmody L. Carbonate melts and carbonatites // Reviews in
Mineralogy and Geochemistry. 2013. V. 75. P. 289–322.
Kamenetsky V.S., Kamenetsky M.B., Sobolev A.V., Golovin A.V., Demouchy S.,
Faure K., Sharygin V.V., Kuzmin D.V. Olivine in the Udachnaya-East kimberlite (Yakutia, Russia): types, compositions, and origins // Journal of Petrology. 2008. V. 49.
P. 823–839.
Kogarko L.N., Kononova V.A., Orlova M.P., Woolley A.R. Alkaline rocks and
carbonatites of the world. 2. Former USSR. London: Chapman and Hall. 1995. 226 p
Lee W.-J., Wyllie P.J. Liquid immiscibility in the join NaAlSiO4–NaAlSi3O8–CaCO3
at 1 GPa: implications for crustal carbonatites // Journal of Petrology. 1997. V. 38.
P. 1113–1135.
Mitchell R.H. Kimberlites: Mineralogy, geochemistry, and petrology. New York:
Plenum Press. 1986. 442 p.
Mitchell R. H. Kimberlites, orangeites, and related rocks. New York: Plenum
Press. 1995. 410 p.
Mitchell R. H. Carbonatites and carbonatites and carbonatites. Canadian Mineralogist. 2005. V. 43. P. 2049–2068.
Woolley A. R., Kjarsgaard B. A. Carbonatite occurrences of the world: map and
database // Geological Survey of Canada Open File # 5796. 2008. 28 p.
Глава 10.
МЕТАМОРФИЗМ
10.1. ОБЩИЕ ПРЕДСТАВЛЕНИЯ О МЕТАМОРФИЗМЕ
Метаморфизм (от греч. «метаморфозис» – превращение) – это
геологический процесс твердофазного преобразования пород, ведущий к изменению одной или нескольких характеристик породы –
текстуры, структуры и минерального состава. Важнейшую роль в
метаморфических процессах играют минеральные реакции, ведущие
к смене минеральных парагенезисов под действием температуры,
давления и (или) флюида. Например, увеличение давления и температуры приводит к замещению габбро (клинопироксен-плагиоклазовая
порода) эклогитом (гранат-омфацитовая порода, рис. 10.1). Метаморфические преобразования могут протекать за счет перекристаллизации с сохранением минерального состава породы. Так, осадочная
порода известняк превращается в метаморфический мрамор за счет
укрупнения кристаллов кальцита. Метаморфизм часто сопряжен с
деформациями (рис. 10.2), что отражается на текстурно-структурных
особенностях пород, а иногда сопровождается изменениями их минерального состава.
а)
б)
2 см
1 см
Рис. 10.1. Габбро (а) (плагиоклаз – светло-серый, клинопироксен – темный)
при метаморфизме высокого давления превращается в эклогит (б) (гранат –
красный, клинопироксен – зеленый, кварц – бесцветный). Фотографии полированных поверхностей пород.
Наиболее масштабные изменения термодинамических условий
(факторов метаморфизма) и связанный с ними метаморфический
петрогенез происходят в зонах сочленения литосферных плит (зоны
спрединга, субдукции и коллизии), областях мантийной конвекции,
мантийного и корового магматизма.
419
В этой главе будут рассмотрены лишь основные сведения о метаморфизме. Более полную информацию о метаморфических породах и связанных с ними процессах можно найти в других учебных
пособиях (например, Петрография, 1986; Петрография и петрология
магматических, метаморфических и метасоматических горных пород, 2001; Спиридонов, 2013 а, б; Spear, 1993; Bucher K., Grapes R.,
2011), а также в специализированных научных изданиях.
Рис. 10.2. Деформированная дайка метабазита в
мигматизированных гнейсах. Район с. Гридино,
Карелия, Россия.
10.1.1. Границы метаморфизма
Метаморфизм является одним из самых масштабных геологических процессов на Земле, затрагивающим все типы пород – осадочные, магматические и даже метаморфические. Начиная с поверхностных и приповерхностных условий, где преобразования происходят
в подошве лавовых потоков и в областях гидротермальной деятельности, метаморфизм простирается до границы нижней мантии с
ядром (глубина ~2900 км, давление ~1300 кбар), охватывая, таким
образом, основные объемы коры и мантии Земли. Большинство этих
пород так и остаются в недрах планеты из-за отсутствия эффективных процессов эксгумации. Наиболее глубинные метаморфические
породы – эклогиты, гранатовые перидотиты, карбонатно-силикатные
породы, пироповые кварциты и др.– выносятся из мантии на поверхность Земли кимберлитовыми расплавами или тектоническими
420
процессами. Например, алмазоносные карбонатно-силикатные породы из Кокчетавского массива в Казахстане (рис. 10.3) были образованы на глубине более 180 км и впоследствии эксгумированы в ходе
континентальной коллизии.
Основной объем информации о метаморфических породах (и
процессах) в наиболее глубинных участках мантии черпается из экспериментальных, термодинамических и геофизических данных.
Нижняя температурная граница метаморфизма находится в
диапазоне температур 100–200оС. Она устанавливается по появлению в осадочных и магматических породах низкотемпературных метаморфических минералов (например, цеолитов, стильпномелана, хлоритов и т.д.). Обратим внимание, что единой температурной границы для метаморфизма быть не может, т.к. исходные породы различаются по минеральному и химическому составу (в разных породах протекают разные минеральные реакции),
степени их пористости (более плотные породы сложнее метаморфизовать, чем рыхлые). Кроме того, исходные породы подвергаются воздействию разного по составу флюида, а без водосодержащего флюида метаморфические реакции при столь низких температурах не идут вовсе.
Верхняя температурная граница метаморфизма в случае термального (и барического) воздействия на породу формально определяется
ее ликвидусом, т.е. полным плавлением. В действительности это условие реализуется крайне редко и в ограниченных объемах (например,
при ассимиляции легкоплавких вмещающих пород крупными плутонами). Термальные условия в коре и мантии Земли даже в архее редко
достигали ликвидуса тех пород, которые подвергались частичному
плавлению. Наиболее высокие температуры корового метаморфизма
(900–1000оС при 7–13 кбар) фиксируются в раннедокембрийских породах гранулитовых комплексов (например, комплекс Лимпопо в
ЮАР, Восточный Гатс в Индии и др.). Среди мантийных пород рекордсменами являются гранатовые лерцолиты. Температуры метаморфизма в них достигали 1300оС при давлении до 60 кбар.
Толщи горных пород находятся преимущественно в твердом состоянии, а в тех случаях, когда преодолеваются термодинамические условия солидуса, начинается частичное плавление. Тогда
одновременно протекают два процесса – магматический и метаморфический. Плавление метаморфических пород в присутствии
водного флюида может начаться уже при относительно низкой
температуре 650–700oC. Флюид при этом может привноситься извне,
либо генерироваться in situ разлагающимися водосодержащими минералами. На ранних этапах развития Земли процесс частичного плавления (анатексис) в присутствии флюида имел планетарный масштаб,
обеспечивая рост континентальной коры.
421
a)
a
1 см
б)
в)
15 мкм
15 мкм
Рис. 10.3. а – кальцит-гранат-клинопироксеновый кристаллический сланец с алмазом, Кокчетавский массив,
Казахстан; б и в – микроалмазы из метаморфических
пород Кокчетавского массива, изображения во вторичных электронах (фото А.В. Корсакова).
Частичное плавление коровых пород, в отличие от мантийных, приводит к образованию кислых расплавов. Последние, в виду высокой
вязкости, очень часто сохраняются в исходном субстрате. Так образуются весьма специфические породы – мигматиты (от греч. «мигма» –
смесь), сложенные чередующимися и проникающими друг в друга метаморфическим субстратом, имеющим темный цвет и основной состав,
и светлым гранитным материалом (рис. 10.4а). Степень плавления
породы сильно зависит от ее химического состава и температуры
(рис. 10.4б). Так, амфиболит при 800 оС и отсутствии водного флюида
не плавится, а в биотит-мусковитовых гнейсах степень плавления при
таких же условиях достигает 19%. При 1000оС из амфиболита может
выплавиться до 35% расплава, в то время как из гнейса – 78%.
10.2. ФАКТОРЫ МЕТАМОРФИЗМА
Метаморфические преобразования пород контролируются тремя
основными факторами – температурой, давлением и флюидом. Преобразования приводят к изменению одной или нескольких характе422
ристик породы, а именно – минерального состава, химического состава и структурно-текстурного ансамбля.
а)
б)
Рис. 10.4. Частичное плавление при метаморфизме: а – мигматиты Тараташского комплекса, Южный Урал; б – зависимость степени дегидратационного плавления биотит (Bt) – мусковитового (Ms) гнейса и амфиболита от
температуры (Petford et al., 2000).
Температура является одним из важнейших факторов метаморфизма. Увеличение температуры способствует установлению локального термодинамического равновесия путем преодоления кинетических барьеров минеральных реакций. Это приводит к смене минеральных парагенезисов и изменению химического состава некоторых минералов. С повышением температуры связан процесс перекристаллизации минералов, ведущий к укрупнению слагающих породу зерен и снижению общей поверхностной энергии. Действительно, в низкотемпературных (Т<400oC) комплексах преобладают
мелко- и скрытозернистые породы (размер зерен менее 1–0.1 мм), в
то время как в высокотемпературных комплексах архейских кратонов преобладают породы более крупнозернистые (размер зерен более 5 мм). Увеличение температуры часто приводит к сокращению
количества минералов в парагенезисе.
Давление также оказывает существенное влияние на минеральные
парагенезисы и состав минералов. В отличие от температуры, рост
423
давления увеличивает кинетический барьер реакций, однако его вклад
в скорость роста кристаллов несравненно ниже, чем температуры.
При метаморфизме существует три основных вида давления –
литостатическое, флюидное и стрессовое. Напомним, что литостатическое давление (Ps) создается весом вышележащих пород и потому увеличивается с глубиной. Флюидное давление (Pf) создается
привнесенным флюидом или произведенным in situ в результате минеральных реакций. Соотношения между флюидным и литостатическим давлением может меняться как в одну, так и в другую сторону.
При этом следует иметь в виду, что если давление флюида превосходит литостатическое, как это случается во время реакций дегидратации, флюид уходит из породы (по трещинам, разломам, границам
зерен) в области пониженного давления. Таким образом, в недрах
Земли наиболее распространено превышение литостатического давления над флюидным.
Стрессовое или направленное давление проявляется в виде параллельного расположения листоватых, пластинчатых и шестоватых
кристаллов (слюд, хлоритов, амфиболов и др.), ориентированных
перпендикулярно стрессу. Величина стрессового давления – предмет
оживленных дискуссий. Многие ученые полагают, что стрессовое
давление в метаморфических процессах отклоняется от литостатического не более чем на 1 кбар. В то же время известны результаты термо-механического моделирования субдукции, которые показывают,
что стрессовое давление может отличаться от литостатического в 1.5–
2 раза, как в сторону повышения, так и в сторону понижения.
Флюиды или глубинные растворы выступают в качестве участников и (или) катализаторов минеральных реакций, определяя, таким образом, характер многих метаморфических преобразований. Замещение
глаукофанового сланца эклогитом по жилам в Тянь-Шане, С-З Китай –
яркий пример флюидного воздействия на глаукофановый сланец при
повышении температуры и давления (рис.10.5). Примечательно, что
эклогитизация в данном случае происходила при участии водного
флюида, но привела к образованию безводной1 породы – эклогита. Отметим, что характер эклогитизации может быть иным, когда по безводной породе (гнейсу) образуется водосодержащий эклогит.
10.3. ТИПЫ МЕТАМОРФИЗМА
Воздействие факторов метаморфизма на породы весьма разнообразно как по масштабу, так и по характеру изменения пород. В связи
1
Под безводной (водосодержащей) породой понимается отсутствие (наличие)
воды в водосодержащих минералах.
424
с этим выделяются различные типы метаморфизма (рис. 10.6): по
масштабу преобразований выделяют региональный и локальный
метаморфизм, по степени изменения химического состава исходной
породы – изохимический и аллохимический (вплоть до его предельной разновидности – метасоматоза), по характеру изменения температуры и (или) давления – прогрессивный и регрессивный. Обратим
внимание, что разные типы метаморфизма не являются альтернативными, а лишь дополняют друг друга: например, региональный метаморфизм может различаться как по химизму, так и по характеру изменения температуры и давления. Но это выполняется далеко не всегда.
Иными словами, однозначного соответствия между разными типами
метаморфизма не существует. Метаморфические процессы, как правило, являются эндогенными (греч. «эндос» – внутри), но встречаются
и экзогенные (греч. «экзос» – снаружи, внешний) проявления, связанные с метеоритными бомбардировками (ударный метаморфизм).
глаукофановый
сланец
эклогит
эклоги
т
5 мм
Рис. 10.5. Эклогитовые жилы в глаукофановом сланце –
результат дегидратации под воздействием флюида на
фоне роста температуры и давления. Тянь-Шань, С-З
Китай (John et al., 2008).
10.3.1. Региональный метаморфизм
Региональный метаморфизм проявлен на обширных площадях,
исчисляемых сотнями и тысячами квадратных километров. Можно
выделить несколько разновидностей регионального метаморфизма –
орогенный, субдукционный, морского дна и погружения (захоронения). Каждый из этих процессов приводит к образованию вполне
определенных метаморфических комплексов.
Орогенный метаморфизм охватывает основные объемы докембрийских метаморфических пород, слагающих щиты и фундамент
425
платформ, а также фанерозойские складчатые пояса. Докембрийские
проявления орогенного метаморфизма связаны в основном с кратонами (кратонизация) – участками консолидированной континентальной литосферы, возникшими в результате так называемого горячего орогенеза. Основные признаки горячего орогенеза – невысокий
рельеф, гранитный диапиризм, образование гранулитовых комплексов и зеленокаменных поясов – имеют мало общего с хорошо известными нам фанерозойскими орогенными поясами. Масштабные
метаморфические процессы в коровых условиях были возможны
благодаря повышенному геотермическому градиенту, характерному
для ранних этапов развития Земли. Например, значительная часть
архейского кратона Каапвааль в Южной Африке, имеющего площадь более 1 млн. км2, сложена так называемыми зеленокаменными
породами – базальтами и коматиитами, метаморфизованными в условиях низких температур и давлений, а также высокотемпературными мигматизированными гнейсами. В нашей стране аналогичные
образования широко представлены на Балтийском щите.
ТИПЫ МЕТАМОРФИЗМА
по масштабу
региональный
локальный
орогенный
контактовый
морского дна
ударный
по химизму
по изменению
РиТ
регрессивный
захоронения
Рис. 10.6. Основные типы метаморфизма. Выделенные типы регионального
и локального метаморфизма могут различаться по химизму и характеру
изменения температуры и давления.
Фанерозойский орогенный метаморфизм связан с континентальной коллизией, в ходе которой одна континентальная литосфера погружается под другую. Этот процесс сопровождается горообразованием. Погружающаяся континентальная кора, несмотря на относительно низкую плотность и легкоплавкость, может достигать глубин
120–200 км и частично выводиться на поверхность тектоническими
процессами. Один из крупнейших фрагментов палеокоры находится
в террейне Даби-Сулу в Китае. Здесь глубокометаморфизованные
породы континентальной коры представляют гигантскую пласти426
ну площадью более 10000 км2 и мощностью 5–15 км, вернувшуюся с глубин более 120 км (эквивалент литостатического давления
40 кбар). Для заключительных стадий орогенеза характерно масштабное гранитообразование, с которым сопряжено развитие низкобарического и низкотемпературного метаморфизма и деформаций.
Деформации характерны для всех этапов развития орогенного метаморфизма.
Таким образом, на ранних стадиях развития Земли орогенный метаморфизм получил широкое развитие в связи с процессами кратонизации. Его дальнейшее распространение в фанерозойское время
преимущественно связано с континентальной коллизией.
Субдукционный метаморфизм охватывает колоссальные объемы вещества, поступающего в зоны субдукции в составе литосферных плит (протяженность современных зон субдукции превышает
40 тыс. км), погружающиеся до глубин переходной зоны мантии, а в
некоторых случаях до границы мантия–ядро. Метаморфические преобразования происходят не только в погружающихся плитах, но и в
надсубдукционной мантии, куда устремляются флюиды, выделяемые в больших количествах из плиты.
Региональный характер имеет также метаморфизм морского
дна, приуроченный главным образом к зонам спрединга. Основными
причинами метаморфизма в данном случае являются повышенный
тепловой поток, вызванный близостью астеносферы и магматических очагов, а также морская вода, циркулирующая в этой области
по многочисленным разломам и системам трещин. Метаморфизм
морского дна проявлен также в местах изгибания литосферных плит
перед глубоководными желобами в зонах субдукции.
Метаморфизм погружения (захоронения) обусловлен преобразованием мощных толщ осадочных или вулканических пород под
воздействием геотермического градиента и создаваемого ими же
давления. Этот тип метаморфизма не связан с аномальными температурными условиями, вызванными магматическими процессами.
Для продуктов этого метаморфизма характерно отсутствие деформаций, отмечаемых в районах высокой тектонической активности.
Несмотря на региональное распространение, метаморфические преобразования пород при метаморфизме захоронения крайне незначительны и, как правило, распознаются лишь под оптическим микроскопом.
Метаморфическая зональность при региональном метаморфизме
Термальные (и барические) неоднородности в земной коре нередко приводят к образованию метаморфической зональности –
пространственному изменению минеральных парагенезисов, вызванному латеральной неоднородностью термодинамических усло427
вий метаморфизма. Так, Дж. Бароу более века назад описал метаморфическую зональность в Шотландском нагорье, ставшую классикой метаморфической петрологии. Зональность устанавливалась
по последовательному появлению в парагенезисе с мусковитом, плагиоклазом и кварцем так называемых индекс-минералов – хлорита,
биотита, граната, ставролита, кианита и силлиманита, отражающих
повышение температуры (в меньшей степени давления) в метаморфическом комплексе. За метаморфизмом с подобной зональной схемой, установленном впоследствии во многих регионах мира, закрепилось название «барровианский».
10.3.2. Локальный метаморфизм
Метаморфизм, имеющий в силу локальности деформаций, флюидного и (или) термального воздействия ограниченное распространение, называется локальным. Рассмотрим основные разновидности
локального метаморфизма.
Контактовый метаморфизм – это разновидность локального
метаморфизма, возникающая в контактовых ореолах магматических
очагов. Продукты контактового метаморфизма – преобразованные
вмещающие породы – называются роговиками. Для роговиков характерно сохранение текстур и структур исходных пород. Образование роговиков обусловлено не только термальным воздействием на
вмещающие породы, но также флюидами, исходящими из очага.
Размер контактовых ореолов меняется от нескольких сантиметров до
нескольких километров, он зависит от температуры магмы, размера
очага и его глубинности, типа, пористости и температуры вмещающих пород. Например, контактовый ореол вокруг Аяхтинского гранитного интрузива, Енисейский Кряж, Сибирь, прорывающего толщи хлорит-мусковитовых сланцев – низкотемпературных метаосадочных пород, превышает 1 км (рис. 10.7). Во внутренней (наиболее
высокотемпературной) зоне ареола образуются силлиманитщелочнополевошпатовая зона роговиков, а во внешней – более низкотемпературная хлоритоидная.
Динамометаморфизм (иногда называемый дислокационным)
возникает при механических деформациях пород в зонах разломов и
надвигов. Деформации возникают в результате снятия стрессовых
нагрузок на породы. Деформации могут быть хрупкими и пластичными. При хрупких деформациях нарушается сплошность пород,
образуются трещины и разломы; перемещение блоков пород вдоль
этих границ (сдвиговые деформации) образуются так называемые
зоны хрупких сдвиговых деформаций, где может происходить дробление и перетирание исходных пород. В результате образуются специфические породы, не связанные с перекристаллизацией, которые
называют катаклазитами. Если же в трещины и разломы, являю428
щиеся областями пониженного давления, поступает флюид, то здесь
происходит либо перекристаллизация пород, либо образуются жилы,
выполненные, например, кварцем. Иногда этот процесс называют
гидротермальным метаморфизмом. Хрупкие деформации характерны для относительно низкотемпературных метаморфических пород (< 360oC), находящихся на глубинах менее 16 км. При повышении температуры (давление играет подчиненную роль) вещество
переходит в пластичное состояние.
1
2
Grt- Bt Cl
in -in d-in
An
d-in
3
4
II
Crd
-in
II
Grt
-ou
t
Sil
-in
IV
I
III
V
VII VI
ой
ьш
Бол
а
рек
т
Пи
200 м
59 20’
o
94 15’
o
Рис. 10.7. Роговики в контактовом ареоле Аяхтинского
гранитного интрузива, Енисейский Кряж, Сибирь: 1 –
граниты; 2 – аллювий; 3 – вмещающие хлоритмусковитовые сланцы; 4 – зоны метаморфизма. На основе данных (Likhanov et al., 2001).
Пластические деформации – это вязкое течение твердого вещества, которое не приводит к нарушению сплошности породы. Пластичное поведение характерно для глубинных метаморфических пород, находящихся в основании коры и в мантии. Одним из характер429
ных проявлений пластических деформаций является складкообразование. Рассматривая дислокационный метаморфизм в зонах пластических деформаций, нельзя не сказать про широко представленные в
метаморфических комплексах высоких ступеней метаморфизма зон
пластичных сдвиговых деформаций, известных в зарубежной литературе как ширзоны (shear-zone). Мощность этих линейных зон (отношение длины к ширине более 1:5) может меняться от первых сантиметров до сотен метров. Именно в этих зонах, куда устремляются
флюидные потоки, происходит метаморфическое преобразование
пород, отвечающее реальным значениям температуры и давления,
при которых находится порода. За пределами ширзон минеральные
реакции могут не идти по кинетическим причинам (недостаточно
времени), сохраняя породы в метастабильном состоянии. Наиболее
масштабные проявления динамометаморфизма происходят в мантии
в связи конвективными течениями. Этот процесс, в ходе которого
образуются так называемые деформированные перидотиты, не поддается прямому наблюдению, но имеет, несомненно, региональный
характер.
Ударный (импактный) метаморфизм – особая генетическая категория метаморфических процессов, вызванная соударениями космических тел с Землей и иными планетами, а также ударами молний.
В результате соударения метеоритов и астероидов с Землей на ее
поверхности возникают округлые геологические структуры, называемые астроблемами или метеоритными кратерами. Размеры метеоритных кратеров различны – от первых десятков метров до нескольких сотен километров. Образование астроблем происходило
(продолжается и поныне) на протяжении всей истории Земли. Однако тектоника плит и интенсивная эрозия способствуют стиранию
кратеров с лица Земли. Крупнейшим на планете является кратер
Вредефорт, находящийся на территории ЮАР. Кратер диаметром
250–300 км образовался в палеопротерозойское время (~2 млрд. лет
назад) в результате взрыва, вызванного падением на Землю астероида размером 5–10 км. Импактные события подобного масштаба являются уникальными; их следует относить к региональному типу
метаморфизма.
Резкое торможение космического тела при столкновении с поверхностью Земли создает мгновенное (наносекунды) повышение
давления до 100–300 ГПа (величины сопоставимые с давлением во
внешнем ядре Земли) и температуры, достигающей в точке удара
10000–15000оС, что в 2–3 раза превышает температуру в центре
Земле. В результате преобразования пород земной коры в астроблеме формируются весьма специфические породы ударного метаморфизма и ударного плавления называемые импактитами.
К числу импактных относятся также события планетарного масштаба – столкновения гигантских космических тел – планетезималей
430
(протопланет) и астероидов, происходившие на ранних стадиях
формирования планет.
Мало кому известно, что удар молнии тоже порождает ударный метаморфизм. В шнуре молний достигается температура 4000–20000оС и
давление 0.2–0.3 кбар. Длительность удара составляет 0.1–1 сек, и за
это время выделяется энергия несколько миллиардов джоулей. В
результате удара молний иногда образуются ветвистые полые трубки толщиной с палец или карандаш, выполненные расплавленными
горными породами мишени. Эти стеклянные породы называются
фульгуритами (от лат. fulgur – удар молнии).
Таким образом, значительная часть продуктов ударно-волновых
процессов возникает при остывании расплавов, т.е. фактически являясь магматическими породами. Тем не менее, исторически все импактиты являются предметом изучения метаморфической петрологии.
10.3.3. Аллохимический и изохимический метаморфизм
Метаморфические преобразования обычно изменяют химический
состав исходных пород (протолита). Изменения практически всегда
связаны с привносом-выносом летучих компонентов. Однако в классификациях метаморфических пород обращается внимание только
на породообразующие компоненты: если не происходит их привноса-выноса, то метаморфизм называется изохимическим. И наоборот,
если в ходе метаморфизма изменяется химический состава породы,
то говорят об аллохимическом метаморфизме. Предельным случаем
аллохимического метаморфизма является метасоматоз – процесс
преобразования горных пород под воздействием водных флюидов,
приводящий к существенному изменению минерального и химического состава пород. Строгие границы между изохимическим и аллохимическим метаморфизмом, равно как между аллохимическим
метаморфизмом и метасоматозом пока не установлены 1 . Вместе с
тем есть вполне определенные критерии, по которым можно судить
о принадлежности пород к тому или иному процессу. Например, метасоматоз характеризуется развитием метасоматической зональности и весьма специфических типов пород (например, скарны, грейзены и др.), которые будут рассмотрены в разделе 10.10. А пока ос-
1
Различия между метаморфизмом и метасоматозом иногда связывают со степенью подвижности компонентов (при метасоматозе некоторые инертные компоненты переходят во вполне подвижное состояние), либо с неизохоричностью
метасоматического процесса. Однако и то и другое предположения не являются
общепринятыми и достаточно обоснованными.
431
тановимся на основных различиях между аллохимическим и изохимическим процессами.
Ранее подчеркивалось, что в большинстве метаморфических преобразований так или иначе участвует флюид (Н2О, СО2 и др.). Принимая во внимание экспоненциально возрастающую растворимость
многих компонентов во флюиде с ростом температуры, можно говорить о том, что метаморфизм высоких ступеней формально в большинстве случаев является аллохимическим. Однако оценить эти изменения количественно не просто, так как протолит в условиях регионального метаморфизма часто не сохраняется. Тем не менее известно, что при высокотемпературном метаморфизме из пород гранулитовых комплексов выносятся щелочи (Na, К) и кремний. В рассмотренном выше примере замещения глаукофанового сланца эклогитом (рис. 10.5) происходит существенное обогащение новообразованной породы SiO2 (~14 мас.%) и Na2О (~4 мас.%) при снижении
содержаний Al2O3 (~7 мас.%), Fe2O3 (~3 мас.%). Глаукофановые
сланцы также нередко являются продуктами аллохимического метаморфизма пород основного состава. В них привносится натрий и
алюминий, выносятся кальций и железо. Наряду с этим глаукофановые сланцы в некоторых комплексах имеют состав близкий к базальтам срединно-океанических хребтов, что указывает на изохимические условия их образования. Другим известным примером изохимического метаморфизма является превращение известняка в мрамор за
счет укрупнения (перекристаллизации) кристаллов кальцита. Изохимическую природу часто имеют контактовые роговики, развивающиеся вокруг интрузивных тел под воздействием тепла и флюидов.
10.3.4. Прогрессивный и регрессивный метаморфизм
Метаморфические преобразования чаще всего связаны с изменением температуры и (или) давления. Во многих метаморфических
комплексах наблюдается сопряженное изменение этих параметров.
Например, погружение породы сопровождается ее разогревом, а
подъем – охлаждением. Метаморфизм, связанный с возрастанием
обоих параметров, называется прогрессивным (проградным). Условия, когда достигаются максимальные значения температуры и давления, называются пиком метаморфизма. Если максимальные значения по обоим параметрам не совпадают, то говорят о пике метаморфизма по температуре и пике по давлению. Преобразования пород после достижения пика метаморфизма, связанные со снижением
хотя бы одного из параметров, называются регрессивным (ретроградным) метаморфизмом.
При регрессивном метаморфизме направленность изменения
температуры и давления могут отличаться: наряду с декомпрессионным охлаждением (снижение Р и Т) широко распространены ком432
плексы с изобарическим охлаждением (Р=const, снижение Т) или
декомпрессионным нагреванием (снижение Р, рост Т).
10.4. ТЕКСТУРЫ И СТРУКТУРЫ МЕТАМОРФИЧЕСКИХ
ПОРОД
Текстура и структура относятся к числу важнейших характеристик метаморфических пород, по которым восстанавливается их генезис, а также тектоническая история региона.
10.4.1. Текстура
Текстура – это способ заполнения пространства агрегатами минералов породы. Текстурные особенности породы, как правило, хорошо видны невооруженным глазом (например, полосы или пятна в
породе). Текстура породы может быть всецело метаморфической
при существенной степени метаморфический преобразований, либо
наследовать в той или иной степени текстурные особенности материнской породы. Текстуры разделяют по степени однородности
(неоднородности) – массивная, полосчатая и пятнистая, а также по
ориентировке агрегатов минералов – сланцеватая и гнейсовидная
(рис. 10.8). Образование ориентированных текстур связано со стрессовым (направленным) давлением, под действием которого минерал
растворяется в точке приложения давления и кристаллизуется в области пониженного давления, ориентированного перпендикулярно
стрессу (принцип Рикке).
ТЕКСТУРЫ МЕТАМОРФИЧЕСКИХ ПОРОД
массивная
полосчатая
пятнистая
сланцеватая
гнейсовидная
Рис. 10.8. Основные разновидности текстур метаморфических пород.
Массивная текстура характеризуется равномерным распределением минералов в породе, лишенной каких-либо ярко выраженных
неоднородностей (рис.10.9а). Согласно современной международной
классификации, она носит название гранофельсовой (granofelsic).
Полосчатая текстура создается чередованием слоев (полос), отличающихся по минеральному, модальному, а иногда по гранулометрическому составу (рис. 10.9б). Полосчатые текстуры подразделяются на реликтовые – унаследованные от слоистых толщ магма433
тических или осадочных пород, и метаморфические – возникающие
в результате метаморфической дифференциации (сегрегационная
полосчатость, кливаж).
Пятнистая текстура, как это следует из названия, характеризуется наличием в породе пятен, отличающихся по цвету, минеральному и (или) химическому составу, устойчивости к выветриванию.
а)
б)
5 мм
в)
г)
1 см
Рис. 10.9. Текстуры метаморфических пород: а – массивная в эклогите, Кольский полуостров; б – полосчатая в амфибол-клинопироксеновом плагиогнейсе,
Южный Урал; в – сланцеватая в тальк-хлоритовых сланцах, Южный Урал; г –
гнейсовая в гранат-клинопироксеновом гнейсе, Западная Норвегия.
Сланцеватая текстура определяется предпочтительной ориентировкой пластинчатых и чешуйчатых минералов (например, слюд,
хлоритов) и их агрегатов, создающих обилие параллельных плоскостей (рис.10.9с). Вследствие этого породы со сланцеватой текстурой
легко расслаиваются на плитки при ударе, а термин сланцеватость
означает способность горной породы раскалываться при ударе на
тонкие слои. Отметим, что ориентировка минералов не всегда совпадает с полосчатостью породы, т.к. минералы ориентируются перпендикулярно стрессу независимо от исходной неоднородности породы по химическому составу. При сокращении количества ориентированных пластинчатых и чешуйчатых минералов до ~50 об.%
434
сланцеватая текстура перестает быть отчетливо выраженной. Если
при этом в породе начинают доминировать ориентированные кристаллы полевых шпатов (содержание более 50%), то текстуру следует называть гнейсовидной (рис. 10.9г).
Гнейсовидная текстура создается ориентированным расположением полевых шпатов и некоторых фемических минералов
(например, слюд, пироксенов, амфиболов). Гнейсовидную текстуру можно рассматривать в качестве слабовыраженной сланцеватой текстуры. Небольшое количество слоистых силикатов (или их
полное отсутствие) приводит к тому, что гнейсы, в отличие от
сланцев, не раскалываются на тонкие плитки при ударе молотком.
В гнейсовидной текстуре часто просматривается неясная полосчатость.
Характеристики других, менее распространенных текстур метаморфических горных пород можно найти в специализированных
изданиях (например, Половинкина, 1966).
10.4.2. Структура
Структура – это совокупность признаков, обусловленная формой,
абсолютным и относительным размером минералов, а также реакционными взаимоотношениями между минералами (рис. 10.10).
СТРУКТУРЫ МЕТАМОРФИЧЕСКИХ ПОРОД
по
размеру зерен
реакционные
келифитовая
гранобластовая
Рис. 10.10. Основные разновидности структур метаморфических пород.
Метаморфические породы образуются в результате перекристаллизации, что отражено в названиях главнейших структур,
объединенных корнем – бластез (от греч. «бластезис» – произрастание, рост), означающем совокупность процессов твердофазовой перекристаллизации минералов. Перекристаллизация может
быть связана с минеральными реакциями и в этом случае сопровождается сменой минеральных парагенезисов. Если минераль435
ный ансамбль после перекристаллизации сохраняется (например,
при деформациях), а изменяются лишь размеры и формы зерен, то
говорят о рекристаллизации породы.
По форме и относительному размеру кристаллов различают
следующие виды структур (рис. 10.10):
Гомеобластовая (от греч. «хомеос» – равный, сходный, подобный) – равномернозернистая (рис. 10.11а);
Гетеробластовая (от греч. «хетерос» – другой, иной) – неравномернозернистая (рис.10.11б); порфиробластовая – крайний
случай гетеробластовой структуры, когда размер отдельных
кристаллов в несколько раз превышает другие кристаллы.
Пойкилобластовая – характеризуется наличием порфиробластов с многочисленными минеральными включениями
(рис.10.11б).
Гранобластовая (от лат. «гранум» – зерно) структура характерна
для породы, сложенной изометричными зернами (рис. 10.11в).
Роговиковая – мелкозернистая разновидность гранобластовой
структуры для роговиков.
Лепидобластовая (от греч. «лепис» – чешуя) – преобладание в
породе листовых силикатов (слюд, хлоритов) (рис. 10.11г)
Нематобластовая (от греч. «нема» – нить, паутина) – характеризуется развитием удлиненных призматических или игольчатых кристаллов, которые могут образовывать спутанноволокнистую массу или располагаться параллельно друг другу.
При наличии комплексной структуры в породе используется
комбинация терминов – лепидогранобластовая, нематогранобластовая и т.д.
В зависимости от размера кристаллов выделяются структуры:
скрытозернистая (размеры кристаллов менее 0.1 мм);
мелкозернистая (0.1–1 мм);
среднезернистая (1–5 мм);
крупнозернистая (более 5–20 мм);
гигантозернистая (более 20 мм)
Незавершенные минеральные реакции порождают весьма специфические реакционные структуры, возникающие как при прогрессивном, так и при регрессивном метаморфизме.
Келифитовая (от греч. «келифос» – скорлупа, чешуя) структура
отражает наличие в породе реакционных кайм вокруг какого-либо
минерала (или группы минералов) (рис.10.12а).
Симплектитовая (от греч. «симплектос» – сплетенный) структура описывает появление в породе мелких червеобразных срастаний
двух или более минералов (рис.10.12б).
При замещении магматических вкрапленников агрегатом метаморфических зерен создается бластопорфировая структура.
436
а)
1 мм
5 мм
в)
г)
1 мм
0.5 мм
Рис. 10.11. Структуры метаморфических пород: а – гомеобластовая в биотитовом плагиогнейсе с гранатом; б – гетеробластовая, пойкилобластовая в
гранат-кварц-двуслюдяном сланце со ставролитом; в – гранобластовая в
кварците; г – гетеробластовая и липидобластовая в гранат-слюдяном сланце. Николи Х. Фото М.А. Богомолова.
б)
а)
Cpx
Pl+Spl
Cpx2+Pl2
Omp
Cpx1+Pl1
Omp
200 m
Рис. 10.12. Реакционные структуры метаморфических пород: а – келифитовая структура – результат реакции клинопироксена и плагиоклаза с образованием граната. Фотография поверхности пластины; б – симплектитовая структура – клинопироксен-плагиоклазовые (Cpx+Pl) симплектиты
(сростки), образованные при реакции омфацита с кварцем. Изображение в
отраженных электронах. Подстрочные индексы – стадии роста симплектитов: 1 – ранняя, 2 – поздняя.
437
При структурных исследованиях пород широко используются
специальные термины, по которым восстанавливаются деформационные этапы (обозначаются символом Di, где i – номер этапа) в истории метаморфических комплексов. К числу наиболее важных терминов следует отнести:
линейность (L) – линейная повторяющаяся ориентировка зерен. Может осуществляться как агрегатами минералов, так и
отдельными вытянутыми зернами (рис. 10.13а). Линейность
определяет направление вязкого течения пород, например, при
растяжении.
сланцеватость (S) – планарная повторяющаяся ориентировка
зерен и их агрегатов (рис. 10.13б). В западной литературе вместо сланцеватости часто используется термин – фолиация
(англ. foliation).
а
Рис. 10.13. Линейность и сланцеватость в породах: а – линейность, создаваемая вытянутыми зернами амфибола и плагиоклаза в амфиболите, Мончетундра, Кольский полуостров. Размер по горизонтали 30 см. Одномерный
характер линейности схематически показан на врезке; б – сланцеватость
двуслюдяных сланцев формирует стенки в карьере. Планарный характер
сланцеватости отражен схематически на врезке.
10.5. ПЕТРОХИМИЧЕСКИЕ ГРУППЫ МЕТАМОРФИЧЕСКИХ ПОРОД
Химический состав исходных пород (протолита) определяет характер метаморфических преобразований под действием меняющихся параметров метаморфизма. Например, продукты метаморфизма
известняков – мраморы – отличаются по минеральному составу и
структурно-текстурным характеристикам от сланцев и гнейсов, образованных при метаморфизме алюмосиликатных пород. Метаморфические породы в зависимости от состава протолита обычно разделяются на 6 групп.
438
1. Метаультрамафиты – группа, объединяющая метаморфизованные ультрамафиты (перидотиты и пироксениты), отличающиеся от других пород повышенными содержаниями Mg и Cr.
2. Метабазиты – общее называние метаморфизованных габброидов, базальтов и близких по составу осадочных пород. Для метабазитов характерны повышенные содержания Ca, Fe, Mg и Na.
3. Метапелиты (от греч. «пелос» – глина) – общее название метаморфизованных глинистых осадков. Метапелиты отличаются повешенными содержаниями Al, K и Si. Обратим внимание,
что данный термин приобрел довольно широкое толкование;
он применяется к самым разным глиноземистым малокальциевым метаморфическим породам.
4. Мраморы и карбонатно-силикатные породы – метаморфизованные карбонатные, карбонатно-силикатные осадки, обогащенные Ca, Mg и CO2.
5. Кварциты – метаморфизованные кремнистые осадки с повышенным содержанием кремния.
6. Кварц-полевошпатовые породы – метаморфизованные кремнисто-глинистые осадки, кислые вулканиты или гранитоиды. Эти
породы отличаются повышенными концентрациями Si, Na и Al.
Отметим, что каждая из петрохимических групп обладает специфическими минеральными парагенезисами, которые нередко сохраняются даже при региональном аллохимическом метаморфизме.
Иными словами, большинство пород в ходе метаморфизма сохраняются в пределах исходной петрохимической группы, что, несомненно, облегчает реконструкцию их протолита.
10.6. СИСТЕМАТИКА МЕТАМОРФИЧЕСКИХ ПОРОД
В систематике метаморфических пород учитывается следующие
важнейшие признаки (Metamorphic rocks.. , 2007):
текстура породы;
минеральный состав;
специфические названия;
протолит (материнская порода).
Ниже рассматриваются классификационные схемы и номенклатура пород, связанные с этими признаками.
10.6.1. Классификация на основе текстуры и минерального состава
Силикатные метаморфические горные породы разделяются в зависимости от наличия или отсутствия ориентированных (директивных) текстур на три основных вида – сланцы, гнейсы и гранофельсы.
По этим видам даются корневые названия пород. В соответствии с
439
текстурными особенностями сланцы – это метаморфические породы,
обладающие сланцеватой текстурой, гнейсы – гнейсовидной, а гранофельсы – массивной.
Широко используемому за пределами нашей страны термину
гранофельс, предложенному в середине прошлого века выдающимся
норвежским геологом В.М. Гольдшмидтом, в отечественной литературе более всего соответствует термин кристаллический сланец
(кристаллосланец) – метаморфическая порода высоких ступеней
метаморфизма с массивной или слабо выраженной сланцеватой текстурой. В целом же следует отметить, что синонима этому термину
не существует, так как метаморфические породы с массивной текстурой разных ступеней метаморфизма часто называют просто породами с перечислением входящих в ее состав минералов (например,
гранат-клинопироксеновая порода). Отметим также, что гнейсом
нередко называют метаморфические породы высоких ступеней метаморфизма, состоящие из кварца, полевого шпата (одного или двух)
и темноцветных минералов независимо от наличия или отсутствия
гнейсовидности. В результате возникает противоречивая ситуация,
когда разгнейсованные породы без кварца (коих очень много в гранулитовых комплексах) называть гнейсами нельзя, в то время как
кварцсодержащие, но массивные породы можно. Новая систематика
(Metamorphic rocks…, 2007) позволяет разрешить это противоречие.
Полное название метаморфической горной породы получается
путем добавления к ее корневому названию (сланец, гнейс или гранофельс) главных породообразующих минералов (с содержанием
каждого более 5 об.%), которые отражаются в названии при помощи
прилагательных. Эти минералы располагаются в названии породы в
порядке возрастания их количественной роли. Например, сланец,
содержащий 20% кварца, 50% биотита, 26% граната и 4% силлиманита называется кварц-гранат-биотитовым. Если требуется отразить
наличие в породе силлиманита – второстепенного минерала, то он
включается в название дополнительно: сланец с силлиманитом или
силлиманитсодержащий сланец.
В случае, когда порода содержит минералы разных генераций
(парагенезисов), они должны быть разделены в названии. Например,
порода, состоящая из 40% плагиоклаза, 35% клинопироксена, 15%
граната и 10% биотита, может называться биотит-гранатклинопироксен-плагиоклазовым сланцем, если минеральная ассоциация равновесна. Если же биотит является наложенным, то породу
следует
назвать
биотитизированным
гранат-клинопироксенплагиоклазовым сланцем.
Для названий метаморфических пород, сложенных каким-либо
минералом более чем на 75%, к названию этого минерала добавляться окончание -ит. Например, порода, состоящая из граната
(10%) и цоизита (90%), будет называться гранатовый цоизитит. В
440
корневых названиях существенно мономинеральных пород следует
избегать названий карбонатов, а также уже «занятых» номенклатурных названий (например, амфиболит), в том числе магматическими горными породами (например, клинопироксенит).
Классификация силикатных метаморфических пород на основе
минерального состава не является общепринятой. Тем не менее,
она вполне правдоподобно отражает соотношения между фемическими минералами, полевыми шпатами и кварцем в гнейсах, сланцах и кварцитах (рис.10.14а). Название породы, установленное на
основе этой диаграммы (кроме кварцитов), должно соответствовать
текстуре породы; в противном случае его следует пересмотреть.
Обратим внимание, что данная диаграмма не может использоваться
для гранофельсов. Породы низких ступеней метаморфизма, попадающие в поле «гнейсов», следует называть сланцами.
Кварц
а)
б)
75
75
КВАРЦИТЫ
ГНЕЙСЫ
ГНЕЙСЫ
Полевые
шпаты
50
2
Другие
силикаты
Рис. 10.14. Классификационные диаграммы для некотрых силикатных метаморфических пород: а – сланцы, гнейсы и кварциты (при наличии в гнейсах и
сланцах соответствующих текстур); б – амфиболиты (Metamorphic rocks...,
2007).
В отечественный литературе можно встретить термины кварцито-гнейсы и кварцито-сланцы – переходные разности между
кварцитами и соответствующими породами при содержании
кварца – 25–50 об.%.
В отношении пород, содержащих до 50 об.% карбонатов, может использоваться основная номенклатура метаморфических
пород. При этом породы с 5–50% карбонатов можно также называть карбонатно-силикатными. При увеличении содержания карбонатов до 50–90% породу следует называть силикатный мрамор
(аналог англ. impure marble). Метаморфическая порода, состоящая из карбонатов более чем на 90%, называется мрамором. В
зависимости от минерального состава различают кальцитовые,
доломитовые и двукарбонатные мраморы.
441
10.6.2. Специфические названия пород
В дополнении номенклатурным названиям пород рекомендуется
использовать некоторые специфические названия, которые особенно
глубоко укоренились в геологической практике. Остановимся лишь
на нескольких таких терминах 1 .
Амфиболит – порода средней и высокой ступеней метаморфизма, сложенная преимущественно амфиболом и плагиоклазом (олигоклаз-андезин). Граничные содержание этих и других породообразующих минералов в амфиболите приводятся
на классификационной диаграмме (рис. 10.14б).
Эклогит – порода высоких ступеней метаморфизма, в которой
суммарное содержание граната и омфацита превышает 75
объемных %.
Голубой (глаукофановый) сланец – сине-фиолетовая метаморфическая порода высокого давления, имеющая сланцеватую
текстуру и содержащая глаукофан в качестве породообразующего минерала.
Зеленый сланец – порода разных оттенков зеленого цвета,
имеющая основной состав и сланцеватую текстуру. Порода
метаморфизована в условиях низкоградного метаморфизма,
содержит хлорит, эпидот, актинолит и альбит.
Филлит (греч. «филлитес» – листоватый) – мелко или скрытозернистая сланцеватая порода с шелковистым блеском, состоящая из кварца, серицита, иногда с примесью хлорита,
биотита и альбита.
Мигматит – силикатная порода высоких ступеней метаморфизма, представляющая смесь (часто тонкополосчатую) метаморфической породы темного цвета (меланосома), и магматических прослоев, жил и прожилков светлого цвета (лейкосома). Вещество лейкосомы может быть как продуктом частичного плавления меланосомы, так и инъецированным расплавом из другого источника.
Катаклазит – разнозернистая порода из угловатых и сложной
формы обломков, образованная в результате механического
дробления породы (катаклаза).
Милонит – продукт динамометаморфизма, обладающий сланцеватой (или гнейсовидной) текстурой и признаками измельчения минералов, вызванного пластическими деформациями.
1
Другие термины можно найти в специальных изданиях (например, Половинкина, 1966; Metamorphic rocks..., 2007).
442
Если милонитизацией затронуто более 90% объема пород, используется термин ультрамилонит.
Псевдотахилит – скрытозернистая метаморфическая порода
стекловатого облика, слагающая рвущие, ветвящиеся жилы,
продукты частичного плавления вдоль плоскости разлома,
возникшие при мгновенных сдвиговых деформациях, нередко
связанных с землетрясениями.
Железистый кварцит – метаморфическая порода, состоящая
из кварца и оксидов железа (гематита, магнетита).
10.6.3. Классификация на основе протолита
При геотектонических реконструкциях важно представлять тип
протолита метаморфических пород. Это можно отразить в префиксах к названию породы: пара- для метаморфизованных осадочных
пород (например, парагнейс), орто- для метаморфической породы
магматического происхождения (например, ортогнейс). При более
полной информации о материнской породе к ее названию добавляется префикс мета- (например, метагаббро, матааргиллит и т.д.). Этот
же префикс мета- применяется к метаморфическим породам, относящимся к разным петрохимическим группам (метабазиты, метаультрамафиты, метапелиты и т.д.).
Таким образом, на основе вышеназванных классификационных
признаков одна и та же порода может иметь несколько непротиворечивых названий (например, метагаббро=амфиболит=амфиболплагиоклазовый гнейс или сланец), отражающих, с одной стороны,
несовершенство систематики, но с другой – раскрывающих разные
особенности породы (например, термин «метагаббро» характеризует
протолит породы, а «амфиболит» – степень метаморфизма и минеральный состав).
10.7. ФАЦИИ МЕТАМОРФИЗМА
Совокупность совместно существующих минералов, находящихся в равновесии, называется минеральным парагенезисом (от греч.
«para» – возле, рядом и «genesis» – рождение, происхождение). Парагенезис является единственной ассоциацией равновесных минералов для горной породы данного состава при данных значениях температуры, давления и состава флюида. Замечательное свойство парагенезиса отражать термодинамические условия образования породы
было положено в начале прошлого века финским ученым П. Эскола
в основу концепции фаций метаморфизма.
Фация метаморфизма – определенный диапазон Р–Т условий
метаморфизма с характерным для данного литологического типа
пород парагенезисом (или парагенезисами). В этой книге рассматри443
5
о
С/
км
вается семь наиболее общеупотребительных фаций регионального
метаморфизма: цеолитовая, пренит-пумпеллиитовая, зеленых сланцев, амфиболитовая, гранулитовая, глаукофановых сланцев и эклогитовая. Изначально выделенные для метабазитов, эти фации все
чаще используются для всех литологических типов пород. Каждая из
фаций занимает вполне определенное положение на диаграмме температура–давление (рис. 10.15). Между фациями метаморфизма находятся переходные зоны, ширина которых показана весьма условно. Присутствие таких зон обусловлено как характером минеральных реакций на границах фаций (дивариантные реакции на Р–Т диаграмме образуют поля, а не линии, характерные для моновариантных реакций), так и различием валового состава исходных пород.
Минеральные ассоциации, характерные для разных типов пород и
фаций метаморфизма представлены в табл. 10.1.
Важно понимать, что в геологической литературе пока нет единого толкования как самого термина «фация метаморфизма», так и фаций метаморфизма разных литологических типов пород. Приведенная схема фаций метаморфизма (рис. 10.15) и отождествляемые с
ней минеральные парагенезисы (табл. 10.1) не могут отражать всего
з
ма
а л фи т
а
гр
в од
ный
соли
дус ба
зальт а
коэсит
кварц
арц
+кв
еит 20
жад льбит ит
а
ит
ан
ки ман
ли
сил
ит
к и ан и т
уз
андал
Рис. 10.15. Фации метаморфизма на Р–Т диаграмме. Термо-механическое
моделирование и природные данные показывают возможность метаморфизма левее линии градиета 5 оС/км.
444
Таблица 10.1
Силикатные и карбонатные минералы фаций регионального
метаморфизма (по данным Philpotts, Ague, 2009)
Протолит
Фации
Базиты
Пелиты
Chl, Ill, глинистые
минералы, Qtz, Ab,
Cal, Dol
Зеленых
сланцев
цеолиты,
глинистые
минералы,
Chl, Qtz,
Ab, Prh,
Pmp, Cal,
Dol
Chl, Srp,
Prh, Pmp,
Qtz, Ab,
Cal, Dol
Chl, Act, Ep,
Ab, Qtz
Амфиболитовая
Am, Pl, Qtz,
Grt
Гранулитовая
Cpx, Opx,
Pl, Grt, Qtz
Глаукофановых
сланцев
Gln, Lws
(или Ep),
Qtz, Grt; Chl
и Ab (или
Omp)
Grt, Omp,
Qtz, Ky, Rt
(Cs)
Цеолитовая
Пренитпумпеллиитовая
Эклогитовая
Карбонатносиликатные
породы
Cal, Dol, Qtz,
Chl, Ill, глинистые минералы, Ab
Ультрамафиты
Srp, Brc,
Dol, Mgs
Chl, Ms, глинистые
минералы, Qtz, Ab,
Cal, Dol
Cal, Dol, Qtz,
глинистые
минералы, Ab
Srp, Brc,
Dol, Mgs
Хлоритовая зона:
Chl, Ms, Qtz, Ab
Биотитовая зона:
Chl, Ms, Bt, Qtz, Ab
Гранатовая зона:
Ms, Bt, Grt, Qtz, NaPl (Cld в породах,
богатых Fe и Al)
Ставролитовая зона: Ms, Bt, Qtz, Grt,
St, Pl
Кианитовая зона:
Ms, Bt, Qtz, Grt, Ky,
St, Pl
Силлиманитовая
зона: Ms, Bt,Qtz,
Grt, Sil, Pl
Qtz, Kfs, Pl, Sil, Grt,
Bt, Opx, Crd (Spr+
Qtz в ультравысокотемпературных
породах)
Gln, Phn, Lws (или
Ep), Qtz, Grt; Chl и
Ab (или Omp)
Cal, Dol, Ms,
Qtz, Ab (+ Bt,
Na-Pl)
Srp, Brc,
Fo, Tr
Cal, Dol, Dol,
Bt, Amp, Di,
Kfs, Wo
Tlc, Fo,
Ath, Tr,
Opx
Cal, Dol, Qtz,
Di, Wo, Kfs,
Fo
Fo, Opx,
Cpx
Arg, Dol, Phn,
Gln, Ep, Chl,
Ab (или Omp)
Srp, Brc,
Dol, Mgs
Phn, Qtz, Omp, Grt,
Ky, Rt (Cs, Dia)
Arg, Dol,
Omp, Ep, Qtz,
Phn, Grt (Cs,
Dia)
Fo, Opx,
Cpx, Grt
445
многообразия минеральных парагенезисов, порожденных в очень
разном химическом субстрате и в широком диапазоне Р–Т условий.
Тем не менее, на базе столь простой схемы удобно проводить предварительную диагностику степени метаморфизма породы даже в
полевых условиях. Например, типичный для фации зеленых сланцев
(Т<500оС) парагенезис хлорит+эпидот+актинолит+альбит не может
быть образован при условиях гранулитовой фации (Т>650оС). Применение специальных методов (термобарометрия, петрогенетические сетки, псевдосекции) позволяет конкретизировать Р–Т условия
образования и эволюции пород.
10.8. ГРАДАЦИЯ МЕТАМОРФИЗМА ПО Р–Т УСЛОВИЯМ
Для общей характеристики Р–Т условий метаморфизма и связанной с этим интенсивности (глубины) метаморфических преобразований пород в земной коре (Т/Р–градиент > ~15 оС/км) нередко используются термин «ступень (степень) метаморфизма». Различают
низкую, среднюю и высокую ступени метаморфизма, отвечающие в
общем случае переходу от наименее метаморфизованных пород к
наиболее глубокометаморфизованным.
Породы низкой ступени метаморфизма (низкоградный метаморфизм) образуются при Р–Т условиях цеолитовой, пренитпумпеллиитовой и фации зеленых сланцев. Для пород этих фаций
характерно наличие водосодержащих слоистых силикатов в качестве
типоморфных минералов, сланцеватая текстура и относительно малая прочность.
Метаморфизму средней ступени отвечают породы амфиболитовой фации. Здесь на смену слоистым силикатам приходят ленточные
(амфибол), может появляться гнейсовидность и процессы частичного плавления (анатексиса).
Высокой ступени метаморфизма соответствуют породы гранулитовой фации. Типоморфные минералы гранулитов в основном
безводные, текстуры пород гнейсовидные или массивные, широко
проявлены явления анатексиса. Прочность этих пород столь высока,
что для отбора образцов приходится использовать кувалды, циркулярные пилы с алмазными дисками или буры.
В целом, повышение ступени метаморфизма сопряжено с увеличением прочности пород, среднего размера зерен, доли каркасных
силикатов, появлением гнейсовидности и исчезновением водосодержащих минералов.
Породы, метаморфизованные в условиях глаукофансланцевой и
эклогитовой фаций, связаны с аномально низкими геотермическими
градиентами (Т/Р–градиент > ~15оС/км), реализуемыми преимущественно в зонах субдукции и коллизии. Породы этих фаций обычно
446
относят к категории метаморфизма высокого давления (ступени метаморфизма при этом не выделяются).
10.9. Р–Т ТРЕНДЫ МЕТАМОРФИЗМА
Многие метаморфические породы претерпевают один или несколько этапов метаморфизма (перекристаллизации), вызванных
меняющимися термодинамическими условиями. История этих преобразований может сохраниться в «памяти» породы в виде реликтовых минералов и (или) химической зональности в минералах. Восстановленная метаморфическая история (эволюция) представляется
на диаграмме в Р–Т координатах в форме направленной линии, которая носит название Р–Т тренд метаморфизма. Каждый Р–Т тренд
имеет эволюционную, т.е. временную составляющую, а его траектория (форма) отвечает термо-тектонической обстановке, в которой
эта порода формировалась (рис. 10.16а).
26
а)
ол
и
т
Ky ы
12
фи
б
10
Si
ll
Давление, кбар
ам
е
гр
ан
ул
ит
ы
э
г кл
сллаукогит
ан оф ы
ц ы ан и
ов
ы
Давление, кбар
4
300
400
500
600
Tемпература, oC
700
т
ги
ло
10
73
2
d
200
Si
ll
An
0
100
Ky
d
An
эк
80 млн.
лет
й
ый
вы
ов
ан
но
а
ф
ф
ко
ко
75
ау ец
ау ец
гл лан
гл лан
с
с
74
14
6
2
10 млн.лет
62 млн.
лет
18
8
6
б)
22
800
900
200
400
600
Температура, оС
Рис. 10.16. Разнообразие Р–Т трендов метаморфизма: а – характерные тренды
для высокобарных пород (эклогиты и глаукофановые сланцы), амфиболитов
и гранулитов (по Л.Л. Перчуку); б – тренды метаморфизма, восстановленные
по высокобарным породам из трех будин комплекса Эскамбрай, Куба (Krebs
et al., 2008). Цифры возле точек – абсолютные возраста, млн. лет.
В качестве примера можно рассмотреть различные тренды метаморфизма, восстановленные для трех будин высокобарных пород –
эклогитов и глаукофановых сланцев из зоны серпентинитового меланжа в комплексе Эскамбрай, Куба (рис. 10.16б). Моделирование
показало, что будины характеризуют разные стадии развития зоны
субдукции: самый высокотемпературный тренд, направленный против часовой стрелки, отвечает стадии зарождения субдукции, самый
низкотемпературный, с петлей по часовой стрелке – более зрелой
стадии.
447
Наряду с геодинамическими аспектами Р–Т тренды применяются
для восстановления геотермических градиентов. Это особенно важно для древнейших метаморфических комплексов, характеризующих
термальные условия на наиболее ранних этапах развития Земли.
10.10. МЕТАСОМАТОЗ
Метасоматоз (от греч. «мета» – после, «сома» – тело) – эндогенный процесс твердофазового замещения породы под действием
флюида, приводящий к существенному изменению ее минерального и
химического состава. Породы, образованные в результате метасоматоза часто называются метасоматитами.
Специфика метасоматического минералообразования обусловлена повышенной ролью флюида, которая выражается в привносевыносе компонентов, часть из которых переходит из инертного во
вполне подвижное состояние (Коржинский, 1936, 1982). Метасоматические флюиды могут быть как метаморфогенными, т.е. образовываться за счет разложения водосодержащих минералов при реакциях дегидратации, так и магматогенными – связанными с остывающими интрузивами. Последний тип флюидов определенно доминирует в метасоматических процессах. Состав флюида при этом
очень сильно зависит от материнской магмы: с гранитоидами связаны кислые флюиды с высоким содержанием кремния, со щелочными
магмами (например, нефелиновыми сиенитами) – флюиды, обогащенные калием и (или) натрием. Исследования природных объектов
показывают определенную закономерность в эволюции метасоматического флюида, выраженную в повышении его кислотности на фоне снижения температуры.
Метасоматические события могут протекать на разных этапах
развития магматической системы. В зависимости от этого выделяют
метасоматоз магматической стадии и метасоматоз постмагматической стации.
Граница между метасоматозом и аллохимическим метасоматозом
не всегда очевидна. Наиболее определенно ее можно проводить там,
где имеются псевдоморфные замещения минералов или питающие
трещины, приуроченные к осевой части жил, а главное – появляются
семейства метасоматических пород, представленные на рис. 10.17.
Ниже дается краткая характеристика каждого семейства.
Следует отметить, что при рассмотрении мантийных процессов
термин «метасоматоз» имеет значительно более широкое толкование, чем излагалось выше. Здесь под метасоматозом, как правило,
понимаются любые изменения химического состава пород, связанные с потоками флюида или расплава. Термин «скрытый метасоматоз» (cryptic metasomatism) и вовсе связан с изменением химического
448
состава породы исключительно на уровне редких и рассеянных элементов.
1000
800
фениты
скарны
400
кварцполевошпатовые
метасоматиты
грейзены
эгиринамфиболовые
метасоматиты
600
пропилиты
вторичные
березиты
кварциты
гумбеиты
эйситы
200
аргиллизиты
pH≈2
pH≈4
Рис. 10.17. Главные семейства метасоматических пород (Граменицкий, 2011, с упрощениями). Штрихпунктирная линия –
приблизительная граница нейтральности растворов.
10.10.1. Диффузионный и инфильтрационный метасоматоз
При метасоматозе (как и при метаморфизме) существует два
принципиально разных механизма переноса вещества – диффузионный и инфильтрационный, с каждым из которых связывают одноименный тип метасоматоза (рис. 10.18).
Диффузионный метасоматоз контролируется миграцией растворенных компонентов во флюиде. Перенос компонентов осуществляется за счет градиента химических потенциалов компонентов
449
(ионов) в неравновесных средах. Выделяют две разновидности диффузионного метасоматоза.
1) Биметасоматоз происходит на контакте двух химически неравновесных контактирующих пород путем встречной диффузии
компонентов в поровых растворах.
2) Околотрещинный метасоматоз возникает при взаимодействии неравновесного раствора со слабопроницаемыми боковыми породами посредством диффузии по тонкой системе поровых каналов.
МЕТАСОМАТОЗ
инфильтрационный
контактовореакционный
щелочной
кислотный
скарны
фениты
альбититы
эйситы
пропилиты
гумбеиты
грейзены
вторичные
кварциты
березиты
талькиты
известковые
Рис.10.18. Типы метасоматоза и классификация метасоматитов.
Инфильтрационный метасоматоз характеризуется механическим переносом ионов движущимся флюидом через достаточно
проницаемую породу. Инфильтрационные метасоматиты нередко
связаны с околотрещинным орудинением.
Скорость развития и масштаб распространения метасоматических
пород при инфильтрационном метасоматозе много выше, чем при
диффузионном. Температура при инфильтрационном метасоматозе
во многом определяется теплом, привносимым флюидом, т.е. с адвективным теплопереносом. Такой способ переноса тепла редко реализуется в процессах регионального метаморфизма.
Для обоих типов метасоматоза выделяются процессы кислотной
и щелочной направленности. При кислотном инфильтрационном
метасоматозе происходит вынос из пород оснований, компенсируемый отложением кислотных компонентов, прежде всего кремнезема.
Щелочной метасоматоз характеризуется противоположными тенденциями – выносом кремния и привносом щелочей, вследствие чего в породах появляются щелочные минералы вплоть до фельдшпатоидов. Биметасоматоз имеет разную редокс направленность: по отношению к одной из пород процесс носит более основной характер,
а к другой – более кислотный.
450
10.10.2. Метасоматическая зональность
При взаимодействии исходно неравновесных сред, таких как раствор–порода или породы контрастного состава в присутствии раствора, возникает метасоматическая зональность (метасоматическая колонка) – закономерная последовательность минеральных
парагенезисов.
Теория метасоматической зональности Д.С. Коржинского (Коржинский, 1982), подтвержденная экспериментально Г.П. Зарайским (Зарайский, 1989), предсказывает следующие закономерности в образовании метасоматических колонок:
• метасоматические колонки являются эмбриональными, т.е. все
зоны формируются одновременно, и со временем синхронно
разрастаются;
• границы между зонами колонки являются фронтами замещения одних минералов (парагенезисов) другими;
• при диффузионном метасоматозе состав минералов и их количественные соотношения в пределах зон меняются постепенно, а на границе зон – скачкообразно;
• при инфильтрационном метасоматозе состав минералов и их
количественные соотношения постоянны в пределах зон, но
меняются скачкообразно на границах между зонами;
• число минералов в каждой следующей зоне уменьшается на
единицу вплоть до мономинеральных пород.
В зависимости от механизма переноса компонентов выделяются
разные типы метасоматических пород (рис. 10.18). Разнообразие минерального состава скарнов определяется также химическим составом исходных пород, температурой, давлением и составом флюида.
10.10.3. Продукты диффузионного метасоматоза
Наиболее распространенным типом пород, возникающим при
диффузионном метасоматозе, являются скарны (рис. 10.18). Мощность диффузионных скарнов варьирует от сантиметров до нескольких метров.
Скарн – высокотемпературная метасоматическая порода, возникающая в результате контактово-реакционного взаимодействия
карбонатных и алюмосиликатных пород в присутствии флюида.
Скарны, как правило, образуются в зоне контактовых ореолов интрузивов, внедренных в карбонатные породы.
Название дается по характеристической минеральной ассоциации.
Например, везувиан-гранатовый, шпинель-форстеритовый скарн и т.д.
Продукты метасоматического изменения исходных карбонатных
пород называют экзоскарны, исходных алюмосиликатных пород –
эндоскарны.
451
Метасоматоз магматической стадии накладывается на роговики,
т.е. развиваются только экзоскарны, тогда как постмагматические
скарны развиваются по обе стороны от контакта.
Наряду со скарнами в экзоконтактовых зонах интрузивов выделяют
скарноиды – породы, лишенные ярко выраженных признаков метасоматического преобразования (например, метасоматической зональности). Скарноиды часто развиваются по породам, содержащим не только
карбонатное, но и алюмосиликатное вещество (например, мергели).
В зависимости от состава вмещающих карбонатов различают два
главных типа скарнов – известковые и магнезиальные (рис. 10.18).
Известковый скарн – метасоматическая порода, образованная в результате высокотемпературного реакционного взаимодействия алюмосиликатных пород с известняками в присутствии флюида. Известковые
скарны образуются на глубинах до 16 км в диапазоне температур 400–
800оС. Типоморфными минералами известковых скарнов являются пироксены ряда диопсид–геденбергит и гранаты ряда гроссуляр – андрадит; широко распространены также скаполиты, везувиан, волластонит и
эпидот. С известковыми скарнами связаны месторождения железа, меди, вольфрама, молибдена, цинка, свинца и бора.
Магнезиальный скарн – метасоматическая порода, образованная
при высокотемпературном реакционном взаимодействии алюмосиликатных пород с доломитами и (или) магнезитами в присутствии
флюида. Для магнезиальных скарнов характерны такие минералы
как шпинель, форстерит, диопсид и флогопит. С магнезиальными
скарнами и их производными связано промышленное оруденение
редких и цветных металлов, а также железа, бора, флогопита.
Наиболее распространенный тип метасоматической зональности
магнезиальных скарнов, образованных на магматической стадии,
развивается на контакте гранитов с доломитами:
1) гранит
2) клинопироксен–плагиоклазовая (околоскарновая) порода
3) шпинель–клинопироксеновый скарн
4) шпинель–форстеритовый скарн
5) кальцифир (кальцит+форстерит+шпинель)
6) доломитовый мрамор
Наряду с диффузионным метасоматозом скарны могут также образовываться при инфильтрационном процессе.
10.10.4. Продукты инфильтрационного метасоматоза
Инфильтрационный метасоматоз порождает большое разнообразие пород (рис. 10.18), определяемое составами протолита, флюида,
а также термодинамическими условиями (рис. 10.17). При кислотном метасоматозе образуются семейства пород, в которые входят
грейзены, вторичные кварциты, кварц-полевошпатовые метасомати452
ты, листвениты, березиты, талькиты, гумбеиты и пропилиты. Типичными представителями семейства щелочных метасоматитов являются альбититы, фениты и эйситы. Остановимся на каждом семействе метасоматитов более подробно.
Грейзены – кварцево-слюдистые метасоматические породы. Наряду с кварцем и слюдой (мусковит, биотит, литиевые слюды) в
грейзенах встречаются также топаз, флюорит, турмалин, берилл,
рутил. Грейзены образуются в результате среднетемпературного
(300–550оС) кислотного метасоматоза гранитоидов под действием
водных флюидов, содержащих фтор и хлор. Грейзены генетически
связаны с охлаждающимися гранитными телами.
Характерная метасоматическая зональность грейзенов, развивающихся по гранитам, выглядит следующим образом:
1) неизмененный гранит (кварц+к.п.ш.+олигоклаз+биотит+магнетит);
2) двуслюдяной гранит (кварц+ к.п.ш.+альбит+мусковит+биотит);
3) мусковитовый гранит (кварц+ к.п.ш.+альбит+мусковит);
4) кварц+ к.п.ш.+мусковит;
5) кварц+мусковит;
6) кварц.
Грейзены залегают в виде неправильных по форме тел в краевых
частях гранитных массивов (приурочены к куполам, выступам и
дайкам), а иногда во вмещающих породах. С грейзенами связаны
месторождения олова, бериллия, молибдена, вольфрама, лития, тантала, ниобия и др. металлов, а также цветных камней (топаза, берилла и др.).
Кварц-полевошпатовые метасоматиты (КПМ) – продукты высокотемпературного кислотного метасоматоза, приуроченные исключительно к приконтактовым частям гранитных интрузивов.
Кроме кварца, плагиоклаза и калиевого полевого шпата, в породах
встречаются биотит, амфибол, турмалин, клинопироксен, гранат,
везувиан и многие другие минералы. Разнообразие минералов обусловлено составом исходных пород и условиями их образования.
КПМ сходны по геологическому положению с грейзенами, но на
месторождениях, где развиты оба семейства, грейзены оказываются
более поздними.
Березиты (по названию Березовского месторождения на Урале) –
карбонат (анкерит, доломит, кальцит, сидерит)–кварц–серицитовые
метасоматиты. Березиты образуются в результате средненизкотемпературных метасоматических изменений пород кремнекислого состава под влиянием углекислых гидротермальных растворов. Березит — признак золоторудных месторождений.
Листвениты – средне- и низкотемпературные метасоматиты, состоящие из карбонатов, кварца, второстепенных мусковита или хромистого мусковита – фенгита (фуксита), с примесью талька, хлорита,
а также пирита, герсдорфита (Ni,Fe,Со)AsS и полидимита Ni3S4. Ли453
ствениты обычно образуются при изменении серпентинитов под
влиянием гидротермальных растворов. Листвениты имеют яркозеленую (от фуксита) или серую (при отсутствии хромовой слюды)
окраску. Характерная форма проявления – околотрещинные залежи
мощностью до 5 м среди тектонизированных серпентинитов и
тальк–карбонатных метасоматитов. С лиственитами связаны месторождения и рудопроявления золота, ртути, кобальта, меди.
Талькиты – существенно тальковые низкотемпературные метасоматиты, образованные при участии водно-углекислых растворов.
В ассоциации с тальком встречаются хлорит, брейнерит, доломит,
кальцит, актинолит, тремолит и антигорит. Талькиты могут образовываться как по серпентинизированным ультраосновным породам,
так и по магнезиально-карбонатным осадкам (магнезитам, доломитам). Наиболее крупные месторождения талька приурочены к контакту алюмосиликатных пород и серпентинитов. Характерная метасоматическая колонка тальковых метасоматитов имеет вид:
1) серпентиниты
2) тальк (и тальк-карбонатные метасоматиты)
3) тальк+хлорит
4) кварц-мусковит-хлоритовый сланец
Пропилиты – продукты зеленокаменного метасоматического
преобразования горных пород в вулканогенных толщах в условиях
малых и средних глубин под действием водных флюидов, содержащих в значительном количестве натрий, углекислоту и серу. Главными породообразующими минералами пропилитов являются хлорит, эпидот, альбит, кальцит, серицит. Пропилитизация сопровождается образованием пирита, нередко и развитием адуляра.
Пропилитизация обычно захватывает большие площади (десятки
километров) и предшествует процессам интенсивного выщелачивания и отложению концентраций рудных минералов. Пропилитизация
сопровождает гидротермальные руды меди, свинца и цинка, молибдена, золота и серебра.
Вторичные кварциты – метасоматические породы, состоящие
преимущественно из кварца и серицита, а также алунита, пирофилита, диккита, диаспора, зуниита. Более высокотемпературные фации
вторичных кварцитов содержат андалузит, корунд, топаз. Эти метасоматиты образуются в условиях малоглубинного кислотного метасоматоза вулканических пород и их туфов, реже – гранитоидов. Вторичные кварциты могут образовывать массивы до нескольких километров в поперечнике. С вторичными кварцитами связаны месторождения самородной серы, корунда, пирофиллита, алунита, а также
золоторудные, медно-молибденовые, полиметаллические и медноколчеданные месторождения.
Фениты – экзоконтактовые щелочные метасоматиты, образованные на границе карбонатитов, нефелиновых сиенитов и иных
454
щелочных магматических пород с породами рамы (гнейсами, сланцами, амфиболитами, песчаниками и т.д.). Фениты являются пироксен
(эгирин)-полевошпатовыми
или
нефелин-пироксенполевошпатовыми породами со щелочными амфиболами, апатитом,
сфеном, цирконом, пирохлором, пирротином. В ходе фенитизации
исчезает кварц, развиваются щелочные разновидности полевых шпатов, клинопироксена и амфибола.
Эйситы – низкотемпературные щелочные (натриевые) метасоматиты. Новообразованными минералами эйситов являются альбит,
карбонаты, хлорит, а также гематит, урансодержащий фторапатит,
уранинит, коффинит, урансодержащий циркон и иордизит.
Родингиты – низкотемпературные (240–450оС) метасоматиты,
сложенные хлоритом, гранатом (гидрогроссуляр, гидроандрадит),
клинопироксеном (ряд диопсид – геденбергит) и везувианом. Родингиты образуют дайкообразные тела и блоки метасоматически измененных габброидов и базальтов, находящиеся среди серпентинизированных перидотитов. Образование родингитов связано с привносом кальция, алюминия и титана, возникающего за счет «сброса» в
раствор элементов, не входящих в состав минералов группы серпентина, замещающих перидотиты.
Масштабные метасоматические преобразования происходят в
надсубдукционных перидотитах, где отмечается рост таких минералов как амфибол, ортопироксен, брусит, флогопит и др. Метасоматические процессы здесь обусловлены потоками существенно водного флюида, содержащего углекислый газ, кремний, щелочи и др.
компоненты, выносимые из погружающейся плиты.
Более подробные сведения о метаморфических и метасоматических процессах будут изложены в специальной книге.
ЛИТЕРАТУРА К ГЛАВЕ 10
Граменицкий Е.Н. Петрология метасоматических пород. М.: Инфра-М. 2012. 220 с.
Зарайский Г.П. Зональность и условия образования метасоматических пород. М.: Наука. 1989. 340 с.
Коржинский Д.С. Подвижность и инертность компонентов при метасоматозе // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1936. № 1. С. 35–60.
Коржинский Д.С. Теория метасоматической зональности. М.: Наука. 1982. 104 с.
Петрография. Учебник для геол. спец. вузов. Ч.3 / Маракушев А.А., Граменицкий Е.Н., Фельдман В.И., Феногенов А.Н., Ракчееев А.Д.. Под ред.
А.А.Маракушева. М.: Изд-во МГУ. 1986. 284 с.
Петрография и петрология магматических, метаморфических и метасоматических горных пород. Афанасьева М.А., Бардина Н.Ю., Богатиков О.А., Вешневская
И.И., Гаврилова В.Н., Гурова М.Н., Коваленко В.И., Кононкова Н.Н., Липчанская
Л.Н., Наумов В.Б., Попов В.С.,Чернов В.И., Шарков Е.В., Юргенсон Б.П., Ярмолюк
В.В. Под ред. В.С. Попова, О.А. Богатикова. М: Логос. 2001. 768 с.
Половинкина Ю.И. Структуры и текстуры изверженных и метаморфических
горных пород: словарь терминов. М.: Недра. 1966. 235 c.
455
Спиридонов Э.М. Минералогенез при процессах низкоградного метаморфизма. Электронное учебное пособие. 2013а.
Спиридонов Э.М. Минералогенез при процессах высокоградного метаморфизма. Электронное учебное пособие. 2013б.
Bucher K., Grapes R. Petrogenesis of Metamorphic Rocks. Berlin Heidelberg:
Springer-Verlag. 2011. 428 p. DOI 10.1007/978-3-540-74169-5.
Dobrzhinetskya L.F., Wirth R. Ultradeep Rocks and Diamonds in the Light of Advanced Scientific Technologies. In: Cloetingh S., Negendank J. eds. New Frontiers in
Integrated Solid Earth Sciences. International Year of Planet 373 Earth. 11. Springer
Science Business Media B.V. 2010. DOI 10.1007/978-90-481-2737-5._
John T., Klemd R., Gao J., Garbe-Schönberg C.D.: Trace element mobilization in
slabs due to non steady-state fluid-rock interaction:constraints from an eclogite-facies
transport vein in blueschist (Tianshan,China) // Lithos. 2008. V. 103. P. 1–24.
Krebs M., Maresch W.V., Schertl H.-P., Münker C., Baumann A., Draper G.,
Idleman B., Trapp E. The dynamics of intra-oceanic subduction zones: A direct comparison between fossil petrological evidence (Rio San Juan Complex, Dominican
Republic) and numerical simulation // Lithos. 2008. V. 103. P. 106–137.
Likhanov I.I., Reverdatto V.V., Sheplev V.S., Verschinin A.E., Kozlov, P.S. (2001)
Contact metamorphism of Fe- and Al-rich graphitic metapelites in the.Transangarian
region of the Yenisei Ridge, eastern Siberia, Russia. Lithos 58: 55–80.
Metamorphic rocks – a classification and glossary of terms; recommendations of
the International Union of Geological Sciences Subcommission on the systematics of
metamorphic rocks. Fettes D., Desmons J. eds. New York: Cambridge University
Press. 2007. P. 244.
Petford N.; Cruden A.R.; McCaffrey K.J.W.; Vigneresse J.-L. Granite magma formation, transport and emplacement in the Earth's crust // Nature. 2000. V. 408. P. 669–673.
Philbrick S.S. The contact metamorphism of the Onava pluton, Piscataquis County, Maine // American Journal of Science. 5th ser. 1936. V. 31. P. 1–40.
Philpotts A.R., Ague J. J. Principles of Igneous and Metamorphic Petrology. 2nd
Ed. Cambridge University Press. 2009. 667 p.
Spear F.S. Metamorphic Phase equilibria and pressure–temperature–time paths.
Mineralogical Society of America. 1993. 799 p.
УСЛОВНЫЕ ОБОЗНАЧЕНИЯ
Символы минералов
Ac
Act
Aeg
Ab
анальцит
актинолит
эгирин
альбит
Adr
андрадит
Alm
Aln
Ams
Amp
And
Ann
Anl
Ank
An
Ak
At
Ath
Ap
альмандин
алланит
амезит
амфибол
андалузит
аннит
анальцим
анкерит
анортит
акерманит
антигорит
антофиллит
апатит
Fl
Fo
Grt
Ge
Ged,
Gd
Gln
Gr
Grs
Gru
Hd
Hem
Hc
Hbl
Hyp
Ill
Ilm
Jd
Kln
Arg
aрагонит
Kfs
Aug
Bt
Brc
Cal
Ccp
Chl
Cld
Chn
авгит
биотит
брусит
Ca клиноамфибол
Caклинопироксен
кальцит
халькопирит
хлорит
хлоритоид
хондродит
Chu
клиногумит
Czo
Crd
Crn
клиноцоизит
кордиерит
корунд
Cam
Cpx
флюорит
форстерит
гранат
геленит
Prg
Per
Phl
Phn
паргасит
периклаз
флогопит
фенгит
жедрит
Pgt
пижонит
Pl
Prh
Pmp
Py
Prp
Prl
Po
Pv
Px
Pyr
Qtz
Rbk
Rct
плагиоклаз
пренит
пумпеллиит
пирит
пироп
пирофиллит
пирротит
перовскит
пироксен
пирротин
кварц
рибекит
рихтерит
Rt
рутил
Krn
Kut
Ky
глаукофан
графит
гроссуляр
грюнерит
геденбергит
гематит
герцинит
роговая обманка
гиперстен
иллит
ильменит
жадеит
каолинит
калиевый полевой шпат
корнерупин
кутнагорит
кианит
Rds
Sa
Spr
родохрозит
санидин
сапфирин
Lc
лейцит
Scp
скаполит
Lmt
ломонтит
Srp
серпентин
Lws
Maj
Mrb
Mll
Mgs
Mag,
Mt
Mrg
Mc
Mnz
лавсонит
мэйджорит
магнезиорибекит
милилит
магнезит
Sd
Sil
Sps
Sp
Spn
сидерит
силлиманит
спессартин
сфалерит
сфен
магнетит
Spl
шпинель
маргарит
микроклин
монацит
St
Stp
Sti
ставролит
стильпномелан
стишовит
457
Cs
коэсит
Mtc
монтичеллит
Sur
Cum
Dsp
Di
Dol
Drv
Ed
En
Ep
Eud
Fa
Fs
куммингтонит
диаспор
диопсид
доломит
дравит
эденит
энстатит
эпидот
эвдиалит
фаялит
ферросилит
Mnt
Ms
Ne
Ol
Omp
Oam
Or
Ort
Opx
Osm
Pg
монтмориллонит
мусковит
нефелин
оливин
омфацит
ортоамфибол
ортоклаз
ортит
ортопироксен
осумилит
парагонит
Tlc
Tur
Tr
Ts
Usp
Ves
Wad
Wo
Zrn
Zo
сурсассит
Mg5Al5Si6O21(OH)7
тальк
турмалин
тремолит
чермакит
ульвошпинель
везувианит
вадслеит
волластонит
циркон
цоизит
Фундаментальные физические константы
ускорение свободного падения 9.8 м/с2
число Авогадро 6.022·1023 моль-1
молярная газовая постоянная (R) 8.314 Дж/(К·моль) = 1.987
кал/(К·моль)
константа Больцмана 1.3806 · 10-23 Дж / K
Основные единицы системы измерений СИ
Обозначение
Основная
величина
Основная
единица
российское
международное
длина
метр
м
m
масса
килограмм
кг
kg
время
секунда
с
s
температура
кельвин
К
K
количество
вещества
моль
моль
mol
458
Производные величины и единицы системы измерений СИ
Обозначение
Производные величины
Производные
единицы
российское
международное
площадь
квадратный
метр
м2
m2
объем
кубический
метр
м3
m3
сила
ньютон
н
N
2
давление (стресс)
паскаль
Па (кг м/с ,
н/м2)
Pa
работа, энергия,
количество теплоты
джоуль
дж
J
динамическая вязкость
паскаль-секунда
Па·сек
Pa·s
плотность потока
энергии
ватт на метр в
квадрате
вт/м2
W/m2
энтропия
джоуль на кельвин
дж/К
J/K
удельная теплоемкость
джоуль на килограммкельвин
дж/(кг·К)
J/(kg·K)
теплопроводность
ватт на метркельвин
вт/(м·К)
W/(m·K)
молярная теплоемкость
джоуль на
моль-кельвин
дж/(моль·К)
J/(mol·K)
плотность
килограмм на
кубический
метр
кг/м3
kg/m3
удельный объем
кубический
метр на килограмм
м3/кг
m3/kg
молярная концентрация
моль на кубический метр
моль/м3
mol/m3
459
Другие величины, используемые в геологической литературе
Величина
Единица
Обозначение
миллионная
доля
частей на миллион
1·10−6 от базового показателя.
Для массовых концентраций
1 ppm = 1 г/т = 1 мг/кг
ppm
длина
ангстрем (10·10-10м)
микрон (10·10-6м)
Å
m
время
минута
час
день
год
миллионы лет
масса
грамм (10-3кг)
температура
градусы Цельсия
градусы Фаренгейта
мин
ч
д
г
млн лет
г
o
C
o
F
давление
бар
килобар
стандартная атмосфера
бар
кбар
атм=101.325 Па=1.01325
бар
объем
кубический сантиметр
см3=10-6 м3=0.1 Дж/бар
плотность
грамм на кубический сантиметр
г/см3=103кг/м3
460
Приставки СИ
Обозначение
Наименование
Мнороссиймежду- житель
ское
народное
Наименование
Обозначение
российмеждуское
народное
дека
да
da
10-1
деци
д
d
гекто
г
h
10-2
санти
с
c
-3
милли
м
m
кило
к
k
10
мега
М
M
10-6
микро
мк
гига
Г
G
10-9
нано
н
n
пико
п
p
фемто
ф
f
атто
а
a
-12
тера
Т
T
10
пета
П
P
10-15
-18
экса
Э
E
10
зетта
З
Z
10-21
зепто
з
z
Y
-24
иокто
и
y
иотта
И
вес.% – весовые %
мас.% – массовые %
об.% – объемные %
10
ПРЕДМЕТНЫЙ УКАЗАТЕЛЬ
aрагонит – 177, 178, 179, 181
адамеллит – 332
альбит – 51, 80, 99, 105, 112, 113, 120, 129–131, 133–135, 138–140, 144,
146–153, 156, 157, 161, 1174, 245, 253, 290, 311, 331, 332,
335, 337, 349, 357, 374, 378, 382–385, 387, 415, 442, 446,
453–455
альбитит – 187, 383, 391, 453
аляскит – 152, 332, 334, 353
амфибол – 10, 11, 32, 79–100, 113, 152, 153, 174, 206, 212, 215, 249,
259, 260, 262, 272, 281, 289, 290, 292–295, 301, 310, 311,
313, 316–319, 321, 329, 330, 332, 343–345, 350, 355, 361,
367, 368, 375, 379, 380, 382–386, 388, 393, 398, 409, 413,
424, 435, 438, 453, 455
амфиболит – 93, 204, 422, 423, 438, 441–443, 447, 456
андалузит – 28, 35, 36, 42–44, 168, 172, 329, 454
андезибазальт – 222, 309, 316–318
андезин – 129, 130, 140, 156, 290, 308, 310, 315, 318, 319, 330, 367,
385, 442
андезит – 79, 93, 99, 113, 127, 140, 156, 213, 214, 227, 247, 249, 250,
314–318,
андерплейт – 354
анкерит – 176, 179, 266, 305, 409, 453
анортит – 34, 39, 55, 129, 130, 134, 136, 137, 139, 140, 144, 149–157, 156,
157, 218, 224, 283, 290, 298
анортозит – 156, 218, 220, 267, 270, 287, 289, 290, 296, 298–301, 307,
334, 360
анортоклаз – 130, 137, 151, 156, 172, 318, 320, 343, 381, 384, 388
антигорит – 107, 108, 113–117, 264, 454
антипертиты – 137, 144, 145, 242, 245
апатит – 10, 9, 184–186, 193, 281, 282, 293–296, 298, 304, 307, 310,
311, 313, 316, 319, 330, 333, 343, 365–368, 372–374, 379,
383–386, 388, 398, 399, 401, 409, 410, 417, 455
аплит –219
ассимиляция – 207–209, 257, 326, 349, 392, 393, 413, 416, 421
астроблема – 128, 430
базальт – 21, 79, 82, 97, 98, 113, 156, 157, 161, 174, 213, 219, 227, 233,
236, 246, 248, 251, 274, 284, 286, 301–306
базанит – 154, 161, 174, 213, 214, 224, 364, 370, 371, 375, 390
березит – 127, 190, 449, 450, 453
биметасоматоз – 450
биотит – 10, 38, 41, 47, 48, 51, 100–103, 106, 107, 120, 126, 168, 171,
207, 223, 293, 295, 296, 310, 311–313, 319–321, 328, 330,
462
331, 334, 335, 350, 365, 367, 368, 372–375, 378, 382, 384,
386, 409, 440, 442, 453
битовнит – 129, 130, 140, 156, 290, 295, 298, 360, 375
бонинит – 214, 268, 317
вебстерит – 221, 259–261, 290, 292
верлит – 221, 259–261, 271, 291
вязкость расплава – 253, 255, 316, 338, 343, 349, 412
габбро – 10, 11, 99, 153, 156, 213, 215, 217–221, 238, 239, 271, 289,
290, 293–295, 297, 301, 360, 362, 419
габброиды – 30, 79, 185, 220, 269, 274, 289–291, 293–298
габброиды щелочные – 357, 358, 366
анальцимовое габбро (тешенит) – 364, 367
нефелиновое габбро (тералит) – 364, 367
шонкинит – 364, 368
эссексит – 364, 368
габбронорит – 78, 220, 290, 293, 295,
гавайит – 214, 307, 308
гарцбургит – 180, 183, 221, 259–263, 265, 267, 269–271, 286, 287, 297
гематит – 159, 160, 191, 194, 306, 443, 455
гипербазит – 114, 120, 259, 264, 266, 271–274, 284, 285
гнейс – 33, 40, 79, 107, 120, 140, 204, 420–424, 435, 439–441
горнблендит – 220, 221, 260, 290, 292, 293
горные породы
вулканические – 208, 210, 210–214, 217, 220, 227, 230–
234, 246, 247, 278, 281, 301, 305, 307, 314, 338, 340, 364,
369–371, 374, 383–385, 387–390, 412
вулканогенно-осадочные – 223
жерловые – 211
кремнекислые – 211, 213, 227, 326–353
нормальнощелочные – 212, 213, 227, 259–287
осадочно-вулканокластические (туффиты) – 223, 228
основные – 211, 213, 227, 289–308
плутонические – 208–210, 213, 216–219, 228, 230–232,
236, 289, 306, 309, 310, 326, 327, 330, 357, 359, 360, 364,
366, 377, 379, 385
средние – 211, 213, 227, 247, 297, 309–324
ультраосновные – 211, 213, 227, 259–287
умереннощелочные (субщелочные) – 212, 213, 227, 246,
306–308
щелочные – 212, 213, 227, 238, 355–395
эксплозивные (пирокластические) – 210, 223
экструзивные – 210
эффузивнообломочные – 223
эффузивные – 210, 217, 237, 246, 268, 277, 281, 371, 372
463
эксплозивнообломочные – 223, 224, 226
гранит – 213, 218, 244, 329–330, 334–337
гранитоиды – 228, 245, 328–334, 335–337
гранитоиды щелочные – 385–387
гранодиорит – 145, 152, 213, 218, 219, 228, 240, 330, 331
гранофельс – 439–441
грейзен – 449, 450, 452, 453
давление – 423
литостатическое – 210, 322, 395, 424, 427
флюидное – 210, 424
стрессовое – 424
дацит – 213, 222, 227, 340, 343–345
диатрема (трубка взрыва) – 175, 275, 370, 398, 404–406
динамометаморфизм – 428, 430, 442
диорит – 213, 218, 309–311, 324
долерит – 219, 221, 222, 240, 242, 304
доломит – 21, 121, 176–180, 409
дунит – 221, 259–265, 267, 269–274, 286, 297, 359
зональность метаморфическая – 427
игнимбрит – 226, 228, 339, 345–348, 350, 387
ийолит – 361–375, 389, 394, 395
ильменит – 75, 190–196, 291, 294–296, 306, 313, 319, 321, 330
импактит – 204, 430
исландит – 316
кальдера – 340–342
кальсилит – 157–162, 173, 175, 215, 357, 361, 363, 377, 382
карбонатит – 408–418
катаклазит – 428, 442
катунгит – 175, 373, 374, 389
кварц – 10, 21, 28, 32, 34, 38, 41, 42, 47, 48, 51, 60, 61, 79, 96, 99, 103–
105, 112, 120–128, 147, 153, 154, 166, 167, 169, 189, 190, 207
кварцит – 36, 44, 126, 270, 403, 437, 439, 441, 443
кианит – 35–39, 42, 48, 52, 80, 103–105, 121, 149
кимберлит – 275–277, 397–408
клинопироксен – 10, 11, 33, 66–74, 77–80, 105
клинопироксенит – 221, 241, 259–261, 271, 289–293
коматиит – 214, 261, 278–281, 286, 287, 426
комендит – 227, 388
контаминация – 205, 207, 209
кордиерит – 112, 162–172
кортландит – 262
коэсит – 38, 122–128, 147
коэффициент агпаитности – 212, 329, 355
кристаллизационная дифференциация – 206
кристобалит – 122–127
464
кугдит – 366
кумулат – 266–269, 282, 300
лабрадор – 129, 130, 133, 140, 156
лампрофир – 219, 223, 225, 375
латит – 214, 222, 319, 320, 371
лейкогранит – 330–334, 337, 386
лейцит – 145, 148, 172, 175, 357, 363
лейцитит – 174, 364, 371, 373, 389
лерцолит – 221, 259–261, 263, 269, 271, 276, 283, 285, 286
лизардит – 114, 115
ликвация – 205
линейность – 438
лиственит – 453, 454
луяврит – 378, 379, 381
магматизм – 204
магматическая дифференциация – 204
магнезит – 118, 120, 176–179, 152
марианит – 317
мариуполит – 378, 381, 382
массивы
абиссальные – 209, 210, 327, 328
автохтонные – 209, 327
гипабиссальные – 209, 294, 327, 328
интрузивные (аллохтонные) – 209, 327, 328
мезоабиссальные – 209, 210, 327, 328
меймечит – 281, 282
меланефелинит – 370, 373
мелилит – 54–57, 126, 360, 366, 370, 374
мелилитит – 270, 374
мелилитолит – 360, 366
мельтейгит – 361–363, 365
метабазальт – 190, 306
метабазит – 306, 420, 439
метаморфизм – 419
аллохимический – 425, 426, 431, 432
гидротермальный – 426, 429
изохимический – 425, 426, 431
контактовый – 426, 428
морского дна – 425–427
орогенный – 425–427
погружения (захоронения) – 425–427
прогрессивный (проградный) – 425, 426, 432
регрессивный (ретроградный) – 425, 426, 432
субдукционный – 425–427
465
ударный (импактный) – 426, 430
метапелит – 28, 32, 439
метасоматит – 448–450, 453–455
метасоматоз – 425, 431, 448, 450
диффузионный – 449–451
инфильтрационный – 449–452
кислотный – 450, 452
щелочной – 450
метаультрамафит – 439
миаскит – 378–380
мигматит – 422, 423, 442
милонит – 442
минералы
акцессорные – 9–11
вторичные – 11
мафические (фемические) – 11
первичные – 11
породообразующие – 9–11
реликтовые – 11
салические – 11
мирмекиты – 153, 242, 245, 337
миссурит – 361–363, 365
монацит – 186, 187
монтичеллит – 12
монцогаббро – 222, 360, 362, 366, 367
монцодиорит – 222, 310, 312–314, 360, 362
монцонит – 213, 218, 310, 312, 360
мрамор – 419, 438, 439, 441
муджиерит – 214, 307, 308
мусковит – 41, 47, 48, 61, 100, 104–107, 207, 336
нефелин – 157–160, 174, 355, 357, 363, 364, 366, 372, 378, 380–382,
385
нефелинит – 161, 364, 370–372, 389, 390, 393
нефелинолит – 361
норит – 220, 270, 290, 293, 295, 297
нуклеация – 252–254, 258
оливин – 11–23, 29, 55, 95, 116–118, 174, 182, 197, 207, 238, 244, 248,
259, 261, 263–267, 276, 279–283, 289, 291, 292–298, 301–
304, 307, 308, 317–319, 321, 332, 365–368, 372–376, 380,
398–401, 410
олигоклаз – 129, 130, 140, 152, 156, 166, 308, 319, 331, 332, 378, 442,
453
ортит – 11, 34, 61, 62
466
ортопироксен – 18, 29, 32, 36, 38, 41, 42, 64, 66–72, 76–80, 117, 121,
169–171, 179, 206, 259–266, 276, 277, 279, 283, 291,
293, 295, 296, 298, 301, 302, 315, 317, 319, 335
ортопироксенит – 221, 260, 287, 290–292
офиолитовый комплекс – 261, 268, 269, 271, 272, 284, 285, 287, 411
палеобазальт – 305
палящая туча – 338, 339, 348
пантеллерит – 227, 388
перидотит – 20, 23, 29, 30, 33, 79, 98, 117,118, 195, 221, 233, 259–264,
266–269, 272, 274, 276, 277, 283–286, 393, 394, 398, 407,
408, 412, 416, 420, 430, 439
перовскит – 75, 197, 198
пертиты – 136–139, 149, 155, 242, 245, 311, 332, 334, 337
пикрит – 22, 23, 214, 227, 261, 280, 282
пироксен – 11, 63–80, 206, 207, 259
пироксенит – 79, 220, 221, 259, 260, 267, 270, 290–293, 393, 439
плагиогранит – 332, 351
плагиоклаз – 11, 32, 39, 47, 79, 99, 129, 130, 132–134, 138–144, 149–
152, 156, 157, 166, 170, 207, 208, 215, 216, 217, 221, 222,
237–240, 242–246, 248–251, 255–257, 260, 267, 269, 272,
284, 289, 290, 293–296, 298–302, 304, 306–308, 310–323,
329, 331, 332, 335, 337, 343–345, 347, 361, 366, 367, 370–
372, 375, 376, 378, 381, 385, 419, 437, 438, 440
полевые шпаты – 10, 11, 129–157, 173–175, 206, 208, 215–218, 222,
225, 228, 232, 238, 240, 242–245, 247, 249, 251, 310–
314, 318–322, 329–335, 337, 343, 345–347, 351, 357,
361, 363, 365–368, 370–378, 380–384, 387, 435, 439,
441
пропилит – 113, 449, 450, 454
псевдотахилит – 443
рапакиви – 126, 152, 299, 332, 334
резорбция – 257, 343
риолит –213, 222, 227, 234, 235, 251, 339, 340, 343–347
роговик – 403, 428, 429, 432, 436
родингит – 29, 455
родохрозит – 176, 177
рутил – 39, 187, 190
серпентин – 16, 71, 113–118, 120, 265, 398
серпентинит – 115, 264, 454
сидерит – 176, 305, 409
сиенит – 153, 213, 218, 243, 310–312, 324, 360, 362, 363, 378–383, 386
силлиманит – 34, 35, 39–42, 167, 169, 170
скарн – 29, 179, 196, 449–452
скарноид – 452
сланец – 39, 183, 422, 424, 425, 440, 442, 447
467
сланцеватость – 434, 438
слюды – 11, 100–107, 215, 304
смешение магм – 207–209, 257, 322, 349, 352
спилит – 113, 171, 305, 306
ставролит – 38, 41, 45–49
стишовит – 96, 122–125, 128
стратовулкан – 314, 315, 383
структура пород – 210, 230, 235–258, 262–264, 277–280, 291, 293–
296, 298, 299, 302, 304, 306, 307, 309, 310, 312,
313, 315, 316, 318–320, 330, 341, 345, 347, 363,
366–368, 372, 374–376, 383, 384, 388, 398, 400,
402, 410, 435–438
ступень метаморфизма – 446
сыннырит – 378, 379, 382
тальк – 38, 104, 116–122, 167, 171, 182
талькит – 120, 450, 454
текстура – 230–235, 258, 281, 291, 294, 306, 307, 315, 341, 433–435,
446
тефрит – 213, 214, 222, 227, 364, 370, 371, 376, 376
титанит – 10, 190, 191, 293
тоналит – 213, 218, 330
трахиандезит – 213, 214, 227, 318, 319, 371
трахибазальт – 213, 214, 227, 309
трахидацит – 213, 227, 345
трахириолит – 227, 345
трахит – 136, 154, 213, 222, 227, 246, 247, 318–321, 371, 384, 385
тридимит – 122–127
троктолит – 220, 244, 293, 296, 297
трондьемит – 332
турмалин – 62, 63, 453
турьяит – 359, 366
ультрамафит – 207, 216, 220, 259, 260, 290, 291, 296
ультрамилонит – 443
уртит – 361–363, 365, 395
факторы метаморфизма – 419, 422–424
фация метаморфизма – 443–446
фенит – 99, 107, 383, 449, 450, 454, 455
фенитизация – 162, 413
фергусит – 361–363, 365
филлит – 442
фоидит – 213, 222, 227, 370–373
фоидолит – 218, 357, 359–363, 365
фойяит – 378–381
фонолит – 213, 222, 227, 371, 384, 385, 389
фульгурит – 204, 431
468
фьямме – 347
хлорит – 32, 38, 41, 48, 51, 104, 107–113, 117, 120, 121, 167, 234, 331
хлоритоид – 27, 47–53
хризотил – 113–115
циркон – 10, 57–61, 166, 189, 313, 333
чарнокит – 136, 152, 335
ширзона – 430
шошонит –214, 319
шпинелиды – 195–197
шпинель – 29, 38, 111, 112, 195–197, 283, 450
эйсит – 449, 453, 455
экзоскарн – 452
эклогит – 26, 33, 79, 99, 105, 106, 146, 204, 393, 398, 419, 420, 425,
434, 442, 447
якупирангит – 358, 359, 361, 411
Р–Т тренд метаморфизма – 447, 448
