Петрография магматических и метаморфических горных пород

Монцониты (габбро - сиениты). В монцонитах количество плагиоклаза равно количеству КПШ (по 30 - 35%). Цветных минералов гораздо больше, чем в сиенитах, представлены они авгитом и роговой обманкой, биотитом и оливином.

Из акцессорных минералов следует отметить такие минералы, как титанит, апатит, магнетит.

Структура монцонитовая.

Сиенит-диориты. Среди полевых шпатов преобладает плагиоклаз, который обычно зональный, представленный андезином или олигоклазом. Кроме того присутствует роговая обманка.

Граносиениты. В граносиенитах количество кварца колеблется от 10 до 20%. Щелочные сиениты связаны постепенными переходами со щелочными гранитами, в которых наблюдается повышенное содержание кварца, и с нефелиновыми сиенитами, которые характеризуются повышенным содержанием нефелина.

Условия залегания и происхождение.

Нормальные сиениты слагают краевые части гранитных массивов, гораздо реже они образуют самостоятельные тела. Самые крупные сиенитовые массивы занимают площадь в 100 - 200 км.

Щелочные сиениты встречаются с щелочными гранитами и нефелиновыми сиенитами, но существуют и самостоятельные тела в форме лакколитов. Щелочные сиениты распространены на Украине, Кольском п-ове, в Казахстане, Средней Азии и Норвегии (район Осло).

Монцониты ассоциируют с габбро и щелочными габброидами (породы богатые калием). Переходы нормальных сиенитов в сиенит - диориты встречается почти в каждом массиве сиенитов.

Образование сиенитов могло происходить под воздействием процессов дифференциации и ассимиляции, как кислой, так и основной магмы. В одних случаях эти процессы могли происходить на месте становления интрузии, в других - на глубине (кверху поднималась жидкая сиенитовая магма, при кристаллизации которой формировались самостоятельные массивы).

Полезные ископаемые.

С зоной контакта сиенитового массива и известняков связаны месторождения медных и железных руд Урала. На месторождении Кирун, в Швеции внутри интрузива встречены магнетит - апатитовые руды.

С вулканогенными спилит-кератофировыми толщами связаны медно-колчеданные месторождения Урала и Кавказа.

С сиенит-порфирами северного Онтарио и Квебека связаны золото - рудные месторождения. В сиенит-пегматитах нередко находятся месторождения редкоземельных металлов.

Группа нефелинового сиенита-фонолита.

(семейство фельдшпатойдных или фойдовых пород)

Эта группа горных пород, характеризуется максимальным содержанием щелочей, а присутствие, относительно, умеренного количества Si приводит к тому, что вместо полевых шпатов появляются фельдшпатойды, главным из которых является нефелин и лейцит, кроме того, присутствует гаюин, нозеан, содалит, анальцим, которые также относятся к фельдшпатойдам.

Главным минералом этой группы пород является КПШ, который количественно преобладает над всеми другими минералами. Присутствие нефелина дает сиениту название, то есть любые его концентрации (редко более 40%) дают название нефелиновый сиенит. В составе породы появляются щелочные амфиболы и пироксены, правда, они могут быть и не щелочные.

Все щелочные породы, по химическому составу, разделяются на два ряда:

1 Миаскитовые щелочные породы.

2 Агпаитовые породы. Коэффициент агпаитности (Кагп >1).

Минералогическим отличием агпаитовых горных пород является характер цветных минералов.Для миаскитовых пород характерны - биотит, роговая обманка, клинопироксен. Для агпаитовых - эгирин, рибекит, арфедсонит.

Щелочные горные породы содержат больше всего элементов примесей:

Они обогащены элементами магматических эманаций: F, P, Cl, а также элементы S, As, I не характерны, они являются типоморфными.

Редкие щелочи Li, Ru, Cs - эти элементы хорошо корелируются с натриево-калиевыми породами.

Редкоземельные элементы. Для щелочных пород характерны легкие редкие земли лантан-цезиевой группы.

Щелочные земли: Ва и SR, они типоморфны.

Радиоактивные элементы: U, Тi, хорошо корелируются с калием.

Литофильные элементы: Мо, Си, РЬ образуют высокие концентрации даже месторождения молибдена.

Минеральный состав:

Главные - алюмосиликаты: фельдшпатойды: нефелин, содалит, канкринит, уссингит (Nа2AlSi3O8), анальцим, цеолиты и др. Цветные минералы - метасиликаты: пекталит, шезолит, серанлит, меланит.

Акцессорные: апатит, сфен, магнетит, ильменит. Апатит и сфен из ряда акцессориев переходят в разряд второстепенных минералов.

Цирконосиликаты: эвдиалит, ловозерит, катаплеит.

Титаносиликаты: сфен (титанит), рамзаит, ломоносовит, мурмаиит, лампрофилит, астрофилит, велерит, ловелит.

Окислы титана и ниобия: перовскит (СаТiO3), в этом минерале часть титана замещается ниобием, он имеет важное промышленное значение, источник ниобия; лопарит (Na,Cr,Ca)(Ti,Nb)O3, тоже наиболее важный минерал в промышленном отношении, часто его замещает металапорит (Сr,Ca)1-x(Ti, Nb)0,3-x(ОН)x; пирохлор; колумбит-танталит.

Вся группа фосфатных минералов: апатит, штаффелит (карбонат-апатит образуется в коре выветривания).

Карбонатосульфиды тоже участвуют в образовании этих пород.

Галогениды: Флюорит, виллиомит.

Для всей группы этих пород характерны вторичные минералы: цеолиты, содалит, анальцим, канкринит и альбит, очень часто по нефелину развивается белая слюда, эта псевдоморфоза называется либенерит, по нефелину также могут развиваться и цеолиты, такая псевдоморфоза называется - шпреуштейн.

Форма залегания нефелиновых сиенитов.

Нефелиновые сиениты образуют небольшие лакколиты, для них так же характерны кольцевые массивы. Крупных массивов мало, но среди них можно выделить: Хибинский массив, площадь 1250 км (массив гигант); Ловозерскии массив, сложен агпаитами, площадь 600 км, этот массив примыкает к Хибинскому; Илемауссак (Гренландия) - самый щелочной массив в мире; Пиланзберский массив (Африка), имеет площадь 600 км и прорывает Бушвелдский массив; Поссес-Декальдес (Бразилия), этот массив замечателен тем, что одна его половина сложена нефелиновыми сиенитами, а другая фонолитами (его площадь 600 км); массив Лос (Гвинея), площадь 100 км, его слагают миаскитовые и агпаитовые нефелиновые сиениты, на этом массиве много нозиановых разновидностей.

Все выше перечисленные массивы это натриевые массивы, а калиевыми массивами являются: Сыинырский массив (Забайкалье), площадь 1250 км, замечателен большим количеством ультраосновных пород; Ишимский массив (Казахстан).

Глубина залегания.

В принципе массивы нефелиновых сиенитов встречаются в широком диапазоне глубин, начиная от приповерхностных и иногда доходит до 18 - 20 км, но, тем не менее 6ольшинство из них приурочено к малым и средним глубинам.

Формации нефелиновых сиенитов.

Ассоциация чисто миаскитовых нефелиновых сиенитов, например Ильмено-Вишневогорскии массив.

Ассоциация агпаитовых нефелиновых сиенитов (Xибино-Ловозерскии комплекс).

Ассоциация миаскитовых нефелиновых сиенитов (провинция Осло).

Ассоциация псевдолеицитовых нефелиновых сиенитов (Шонкин-Саг в США, Итальянская провинция, Сынныр, Ишим).

Тектонический контроль.

Щелочные горные породы встречаются на других планетах: на Венере (были обнаружены калиевые щелочные базальтоиды), а также на Марсе. В метеоритах отмечены нефелин, анальцим и содалит.

Распространенность щелочных пород на континентах главным образом и является признаком платформ, они встречаются и в океанах, но в угнетенном виде.

Щелочные породы - это чисто платформенное явление. Как правило, щелочные

массивы являются многократными и многофазными образованиями.

В массиве Лос (Гвинея) выделены три фазы внедрения:

1.- 2. миаскитовые, нозеановые, гаюиновые нефелиновые сиениты.

3. агпаитовые нефелиновые сиениты - фойалиты.

Сначала внедряются миаскитовые, а затем все более и более агпаитовые нефелиновые сиениты, т. е. чем моложе, тем щелочнее. Если рассмотреть последовательность других массивов, то она будет такой же. Каждая из фаз состоит из нескольких инъекций.

Эффузивные разновидности.

Фонолиты. Эти породы являются эффузивными кайнотипными разновидностями нефелиновых сиенитов. Фонолиты - породы светло-серого цвета, как и все эффузивные породы, они имеют порфировые вкрапленники, представленные, с одной стороны: нефелином, лейцитом или КПШ (санидином, ортоклазом и анортоклазом), с другой стороны, во вкрапленниках присутствует титан-авгит, эгирин, арфведсонит, фаялит (изредка железистые разновидности оливина).

Основная масса состоит из табличек щелочного полевого шпата, обычно ортоклаза, и короткостолбчатых кристаллов нефелина, которые в поперечном сечении дают разрезы квадратной или прямоугольной формы. Наличие этих прямоугольных кристаллов и определяет фонолитовую структуру основной массы.

Породы редкие, но надо сказать, что они имеют промышленное значение. Например, в Англии из них изготавливают наилучшее в мире бутылочное стекло.

Жильные разновидности

Пегматиты нефелиновых сиенитов. В группе нефелиновых сиенитов встречаются, кроме пегматитов, и нефелиновые сиенит-порфиры и аплиты. У нефелиновых сиенитов аплитовая структура, но вместо кварца в них присутствует нефелин и КПШ.

Тингуаит. Наиболее широко эти породы представлены в массиве Коссас Лекальдес. Тингуаиты представляют промышленный интерес как апатит-нефелиновые месторождения. Макроскопически это породы зеленовато-серого или светло-серого цвета, очень плотные, тонкозернистые, афировые, немного напоминающие зеленые яшмы, но тингуаиты не полосчатые. Текстура массивная или флюидальная.

Под микроскопом порфировые выделения представлены КПШ и нефелина, а также эгирином. Основная масса состоит из беспорядочно ориентированных микролитов ортоклаза и интерстиционного игольчатого эгирина, который и придает породе зеленый цвет.

В заключении хотелось бы показать схематичный разрез массива Иллимдуссак (Рис. 36).

авгитовые сиениты
пуласкиты
содалитовые фойялиты
науяиты
луявриты
какортокиты

Рис. 36

Интрузивные разновидности миаскитового ряда.

Натриевые разновидности.

Первая наиболее типичная разновидность - фойяиты.

Фойяиты. Эти породы на 65-70% состоят из щелочного шпата, который представлен ортоклазом с пертитовым строением, либо микроклином. Количество нефелина невелико, около 20%. Содержание цветных минералов колеблется в пределах 10-15% и, как правило, это могут быть: авгит, эгирин-авгит, полущелочная роговая обманка (гастингсит, баркисвикит) а также биотит в виде лепидомелана. Признаки щелочности цветных минералах плохо выражены.Акцессорные минералы: апатит, титанит, циркон, магнетит. Структура: гипидиоморфная. Текстура: трахитоидная.

Миаскиты обладают целым рядом особенностей. Для них характерна полосчатая и гнейсовая текстура. В качестве цветного минерала присутствует лепидомелан, который ориентирован, как в гнеисах, субпараллельно.

Структура: аллотриоморфная - типичный пример перекристаллизации.

Порода на 30 - 40% состоит из микроклина или ортоклаза, на 20% из нефелина и на 5 - 10% из лепидомелана.

Довольно характерны вторичные минералы: канкринит в виде вишневита, который развивается по нефелину; довольно часто встречается кальцит в виде крупных зерен, содалит; альбит.

Акцессории: апатит, титанит, циркон (иногда очень крупные зерна), пирохлор (промышленный минерал).

Вместо или наряду с лепидомиланом появляется гастингсит - полущелочная роговая обманка.

Мариуполиты. Щелочной ПШ: представлен альбитом в количестве 50-70%, а нефелина содержится в количестве 15- 30 %. Присутствует игольчатый эгирин, несмотря на то, что породы миаскитового типа присутствует лепидомелан.

Акцессории: хорошие зерна циркона (промышленный), апатит, ильменит, пирохлор.

Вторичные минералы: содалит, канкринит.

Лаурдалиты (из провинции Осло). Эта порода замечательна тем, что щелочной полевой шпат представлен анортоклазом с ромбическим сечением. Нефелина в лаурдалитах всего 15%. Цветные минералы: диопсид с каймами эгирин-авгита, лепидомелан.

К миаскитовым нефелиновым сиенитам также относятся литроиты, канадиты, личфильдиты.

Нефелин-нозеановые сиениты. Состоят из ортоклаза на 7%, из нозеана на 11%, из нефелина на 7%, из гастингсита на 6% и на 4% из апатита, биотита, магнетита.

Кроме выше перечисленных пород встречаются и содалитовые, канкринитовые и анальцимовые нефелиновые сиениты, которые замечательны тем, что все эти минералы (содалит, канкринит, анальцим) являются первичными.

Калиевые разновидности.

Псевдолейцитовые сиениты (из Сыннырского массива). Состоят из ортоклаза и микроклина на 50%. Фельшпатоидный минерал представлен псевдолейцитом (30%), который представляет со6ои псевдоморфозу ортоклаза и кальсилита по лейциту и образует дактилоскопическую структуру; нефелина 12%.

Цветные минералы: эгирин-диопсид 3%, биотит (лепидомелан) З%.

Вторичных минералов довольно много: серицит, цеолит, содалит и др.

Акцессорные минералы: сфен, магнетит, апатит, циркон, флюорит.

Структура глазковая, а также аллотриоморфная и пойкилитовая.

Агпаитовыи ряд.

Xибиниты. Это крупно, грубозернистые и даже пегматоидные горные породы. Различают массивные и трахитоидные хибиниты. Эти породы обладают довольно часто линейной структурой (эгирин ориентирован).

Порода в целом зеленовато-серого цвета, который определяется окраской КПШ и Nе, эгирин и иногда небольшое количество эвдиалита также придают ей необычный облик.

Хибиниты в основном состоят из КПШ (45%) и Nе (48%), а также из эгирина, арфедсонита, лепидомилана и в сумме с вторичными минералами (альбит и содалит) составляют всего 7 % от общего количества, т. е. порода лейкократовая (мало цветных минералов). Акцессории: сфен, апатит, эвдиалит, флюорит, ринколит. Нефелин под микроскопом переполнен иголочками эгирина, а КПШ представлен очень своеобразным не решетчатым микроклин-пертитом и иногда анортоклазом.

Луявриты - породы серо-зеленого, либо темно-зеленого цвета, относительно меланократовые нефелиновые сиениты, так как содержание цветных минералов достигает иногда 40%, что для них вообще не характерно. Текстура у них трахитоидная, но одновременно может быть и параллельная.

Из характерных примеров можно привести Ловозерский плутон, который о6ладает стратифицированным или псевдостратифицированным строением.

Эта стратификация проявляется в том, что идет чередование различных луявритов (эгириновых, амфиболовых и т. д.).

О6ычно луявриты состоят на 20-35% и эгирина, то есть эгирина в этих породах очень много. Количество КПШ, представленного микроклин-пертитом, колеблется от 35 до 55%, альбита содержится порядка 5 -10%. Эгирина в луявритах содержится от 10 до 38%. Кроме эгирина, в качестве цветного минерала, присутствует эвдиалит и арфведсонит.

Главнейшие разновидности луявритов связаны с количественным отношением эгирина, эвдиалита, арфведсонита.

Из акцессорных минералов можно отметить лопарит, ринколит, лампрофилит, эвдиалит, катаплеит, металопарит. Причем катаплеит и металопарит образуют псевдоморфозы по лопариту.

Наиболее характерны следующие вторичные минералы: содалит, канкринит, цеолиты. Содалит довольно часто представлен гакманитом.

Науяиты. Науяиты представляют со6ои лейкократовые разновидности нефелиновых сиенитов. Это породы серого или 6елого цвета, иногда бывают грубозернистые, причем настолько, что кристаллы КПШ могут достигать колоссальных размеров (до 20см), также весьма крупные кристаллы эгирина и эвдиалита. Все эти минералы имеют пойкилитовые включения содалита и нефелина, причем содержание содалита может достигать 30-55%.

КПШ, представленный микроклин-пертитом слагает от 10 до 40% породы. Нефелина, относительно, мало всего 5-10%, также особым распространением, в этих породах, не пользуется такие минералы как эгирин (1-8%), арфедсонит (1-15%), эвдиалит (0.1-10%). Более редки такие минералы как энигматит, лампрофилит, мурманит, ринколит, вельгомит и др.

Вторичные минералы представлены: анальцимом, натролитом, катоплеитом, развивающимся по эвдиалиту, альбитом, содалитом (поздним гакманитом).

Какортокиты. Какортокиты являются породами наиболее богатыми редкими землями. Они представляют собой грубозернистые полосчатые породы, в которых чередуют собой белые, черные и красные слои. Черные слои слагаются, существенно, эгирином и арфедсонитом, красные - эвдиалитом и нефелином. В качестве иллюстрации можно привести в пример один из наиболее мощных ритмов Илимо-Уссакской провинции.

Белый слой- 8-12 м

Красных слой - 1.5 м

Черный слой 1.5 м

Калиевые разновидности

Рисчориты. Рисчориты это породы Хибинского массива. Макроскопически бывают массивными и гнейсовидно-линейными. Породы зеленовато-серого цвета, которые главным образом состоят из табличек калий-натриевого полевого шпата (около 70%). Фельдшпатоидные минералы, представленные нефелином и кальсилитом, содержатся в количестве около 26%.

Цветных минералов относительно мало, обычно и количество не превышает 7%. Наиболее характерными минералами из них являются эгирин, лепидомелан, астрофилит, лампрофилит, сфен (титанит), апатит, эвдиалит и немного лопарит.

Рисчориты обладают пойкилитовой структурой (таблички КПШ содержат включения нефелина).

Рисчориты - ультракалиевые породы, так как и нефелин, и кальсилит существенно калиевые минералы. Нефелин и кальсилит образуют псевдоморфозы по лейциту, а также пегматитовые прорастания.

Происхождение щелочных и субщелочных пород.

При рассмотрении происхождения этих пород необходимо учитывать два обстоятельства:

Преобладание щелочных и субщелочных пород над всеми, как древними, так и не очень древними породами.

В фонолитах и других щелочных породах встречаются мантийные включения, такие как и в кимберлитах.

В наиболее активной гипотезе об образовании этих пород, предпологается, что фонолиты возникают, как последний продукт дифференциации базальтовой магмы. Но фонолитам Карелии не предшествуют базальты, то есть совершенно ясно, что это чисто мантийные выплавки. В последнее время предпологают, что фонолиты образуются в результате плавления каких-то мантийных пород, например эклогитов, то есть эти породы образуются в результате анатексиса эклогитов в мантийных условиях.

Следует отметить, что дифференциация играет огромную роль при образовании щелочных, субщелочных и даже ультращелочных пород. Главным направлением дифференциации является увеличение щелочности, накопление элементов примесей и летучих компонентов в последних продуктах дифференциации.

Полезные ископаемые.

Традиционными месторождениями апатита являются Хибинские массивы, лопаритовые титанониобиевые руды Ловозерского массива.

98% добываемого стронция связано с нефелиновыми сиенитами .

Из щелочных пород добываятся 98% Zr и Nb, 96% - Y, 56% Тi , 50% - RЬ и

редких земель. Штаффелитовые руды добываемые в массиве Сокли - одно из наиболее крупных месторождений в мире. Следует обратить внимание на то, что щелочные породы являются сырьем на берилий, который является стратегическим материалом он извлекается из:

Барилита BaBeSi2O7 (Солт-Лейк-Сити)

Чкаловита Na2BeSi2O6 (Илимо-Уссакская провинция).

Исключительно важны эти породы, как месторождения редких земель, таких как:

Стенструпин Ce4CaNaSi3O12

Вастнезит Ce(CO3)F

Из щелочных пород добывают флюорит, вермикулит, пирохлор, баделеит.

12. Основные понятия и определения формационного анализа магматических пород

Учение о формационном анализе магматических горных пород зародилось в работах Д.Джадда, Ф.Тернера и Дж.Ферхугена в виде представлений о петрографических провинциях, петрографических периодах и магматических ассоциациях. Современный формационный анализ является одним из замечательных достижений отечественной геологии.

Он сформулирован в трудах Ф.Ю.Левинсон-Лессинга, А.Н.Заварицкого, М.А. Усова, Ю.А. Билибина, Ю.А. Кузнецова, Г.Д. Афанасьева, В.Е. Хайна, Д.В. Рундквиста и других ученых. Он возник из нужд геологической практики и нужд металлогенических построений, как “потребность оперировать при геологическом картировании и всяких геологических обобщениях” крупными геологическими единицами, морфологическое и генетическое сходство которых является предпосылкой их геохимического и металлогенического сходства. В настоящее время формационный анализ является частью общей методики регионального и локального прогноза и служит базой для выработки системы критериев поиска месторождений полезных ископаемых. Его практическая ценность широко признана и не потребует особых доказательств. Общая теория формационного анализа развивается в трех направлениях: геологическом, вещественном и генетическом. Фундаментальными понятиями в учении о магматических формациях являются “магматический комплекс” (МК), “магматическая формация” (МФ), “ряд магматических комплексов”(РМК),”ряд магматических формаций” (РМФ). Все эти понятия пришли на смену понятий “ магматическая ассоциация”, ”петрографическая провинция”, “ петрографический период”, представляя собой дальнейшее развитие этих терминов. К сожалению, до сих пор термины МК, МФ, РМК, РМФ не имеют общедоговоренного значения и требуют специальных пояснений.

Под естественной ассоциацией обычно понимается сообщество набор магматических горных пород, образовавшихся в закономерной последовательности. Считается, что родственные породы естественной ассоциации образуются из одного глубинного магматического источника и поэтому их еще называют парагенезисами магматических горных пород.

Петрографическая провинция - область развития магматических тел данной магматической ассоциации, т.е. это географическое понятие относится к латеральным провинциям.

Петрографический период - интервал времени образования или продолжительность формирования всех магматических тел данной магматической ассоциации.

Понятие о магматических комплексах и магматических формациях

Под магматическим комплексом нами понимается дискетная совокупность или латерально-временной ряд магматических тел, близких по возрасту и месту образования, т.е. характеризующихся одной петрографической провинцией и петрографическим периодом. Его дискретность проявляется в независимости или относительной изолированности пространственно-временного положения от других магматических комплексов, другими словами, в наличии отчетливо выраженных объективных латеральных и временных границ. Установление таких границ для интрузивных комплексов представляет менее сложную задачу, чем для вулканических. Если латеральные границы интрузивных комплексов определяются дискретностью интрузивных массивов, а их временные границы - рвущими и стратиграфическими контактами, то дискретность вулканических комплексов фиксируется с помощью стратиграфических несогласии, что сближает эти комплексы с осадочными. Иногда дискретность магматических комплексов проявляется в ярких индивидуальных особенностях минерального или химического состава.

Под временным рядом магматических, например, интрузивных тел нами понимается возрастная последовательность их формирования (по Д.В.Рундивисту-“структура комплекса”), а под латеральным рядом характер пространственного размещения. Латеральный ряд магматических тел может быть телескопированным, если комплексы перекрывают друг друга, диспергированным (ареально размещенным), если они отделены друг от друга по латерали, или латерально-зональным, если в характере диспергированности устанавливается закономерность пространственного положения.

Большинство магматических комплексов являются полипородными многопородными, разнопородными, достаточно гетерогенными и даже контрастными. Частный случай представляют монопородные или однопородные компелксы. В рамках полипородных комплексов в различных целях удобно выделять монопородные комплексы (монокомплексы), хорошо известные под именем породных членов комплекса.

Магматические комплексы характеризуются геологическими, вещественными и генетическими признаками. К геологическим признакам относятся: а) характеристика петрографической провинции; б) характеристика петрографического периода; в) размеры комплекса; г) фациальная характеристика и вертикальная протяженность интрузивного комплекса; д) последовательность формирования магматических тел; е) структурные взаимоотношения комплекса с соседними магматическими, осадочными и метаморфическими комплексами; ж) тектоническое положение комплекса. К вещественным признакам принадлежат: а) количественно-породный или петрографический состав комплекса; б) особенности минерального состава; в) химический-петрохимический и геохимический состав; г) металлогеническая специализация; д) состав включений, особенно мантийных. К генетическим признакам относятся: а) признаки анатексиса; б) признаки дифференциации; в) признаки ассимиляции.

Под магматической формацией в данной работе понимается совокупность близких по петрографическому составу магматических комплексов, сформировавшихся в разные петрографических провинциях в один или в разные петрографические периоды. Таким образом, в понятии “комплекс” объединяются магматические тела, близкие по времени и месту образования, а в понятие “формация”- магматические комплексы, сходные по составу и разные по месту и времени образования. Понятие “комплекс” является геологически конкретным, понятие “формация” относительно абстрактным. Совершено справедливо, что магматическая формация может рассматриваться как вид, а магматический комплекс - как индивид. Термин “формация”, несмотря на некоторую неопределенность своих гносеологических корней прочно вошел в теорию и практику формационного анализа и все попытки заменить его каким-либо другим термином нецелесообразны. Под синхронной магматической формацией нами понимается совокупность близких по составу магматических комплексов, сформировавшихся в разных петрографических провинциях в один петрографический период. Под полихронной магматической формацией понимается совокупность близких по составу магматических комплексов, сформировавшихся в одной петрографической провинции в разные петрографические периоды. Пространственное размещение комплексов в полихронной провинции может быть телескопированным, диспергированным, эшелонированным, зональным или линейным.

Магматическая формация характеризуется теми же признаками, что и комплексы, но в ином аспекте.

А) Числом и размерами комплексов. Число магматических комплексов, слагающих формацию, является важным показателем, свидетельствующем о правомерности выделения данной формации. Размеры магматических комплексов имеют определенное прогнозное значение.

Б) Распространенностью комплексов в пространстве и во времени.

Количественной характеристикой магматической, в том числе щелочной, формации является сумма площадей выходов или объемов горных пород слагающих ее магматические комплексы. Знание размеров магматических формаций позволяет сравнивать их между собой с выделение крупных и мелких и позволяет судить о их рудоносности.

Изучение распространенности магматических комплексов во времени можно производить, с одной стороны, по числу магматических комплексов, с другой, по площадям и объемам магматических пород, приходящихся на тот или иной отрезок геологического времени. Рассмотрение распределения магматических комплексов во времени имеет своей целью определение начала формирования данной формации в истории Земли, выявления магматически активных периодов ее развития и выявления общей исторической тенденции развития данной формации.

В) Вертикальная протяженность формации определяется вертикальной протяженностью слагающих комплексов. В настоящее время в данном вопросе отчетливо выделяются два аспекта - геологический и геофизический.

Г) Последовательность формирования формаций. Сравнение последовательности образования породных членов щелочных комплексов, входящих в формацию, показывает, что они представляют собой не хаотические, а весьма закономерные образования, повторяющихся в комплексах разного возраста и разного географического положения. Если формационный ритм обнаруживает эволюционную тенденцию развития от меланократовых породных членов к лейкократовым, он является гомодромным, противоположная тенденция называется антидромной.

Д) Тектоническое положение формаций определяется тектоническим положением входящих в ее состав щелочных комплексов. Анализ связи щелочных комплексов со структурами крупного порядка типа “континент-океан”, “геосинклиналь-платформа”, “ рифтовая система Земли” показывает, что на этом уровне тектонический контроль щелочного магматизма весьма определен и тектонический признак может быть использован для классификации щелочной формации. Связь между комплексами и структурами меньшего порядка неоднозначна, далека от прямой корреляции и представляет собой перспективу дальнейших исследований.

Е) Количественно-породный состав формаций

Ж) Минеральный состав щелочных формаций

З) Состав включений в щелочных формациях.

Из всей совокупности включений наибольший интерес представляют глубинные, характеризующие субстрат анатектических зон “формационных” магм. Первая попытка систематизации состава глубинных включений на формационной основе, предпринятая Б.М. Владимировым и др. дала положительные результаты. По данным этого автора глубинные включения подразделяются на специфические, присущие только данной формации, и сквозные, повторяющиеся в разных формациях, Так, в кимберлитовой формации специфическими являются включения гранат-ильменитовых и гранатовых перидотитов, а в щелочнобазальтовой формации шпинелевых пироксенитов и перидотитов. К сквозным в обоих формациях принадлежат включения шпинель-гранатовых перидотитов и пироксенитов. Парагенетический анализ специфических включений позволяет наметить уровни глубинного магмаобразования и подразделить зоны анатексиса по глубине залегания, а также позволяет установить связь этих зон с зонами многоярусной астеносферы.

И) Химический состав и геохимическая специализация щелочной формации

К) Металогеническая специализация. Важной практической целью изучения металлогенической специализации щелочной формации является определение потенциальной рудоностноти конкретных магматиченских комплексов с помощью системы прогнозных и поисковых признаков. В настоящее время система этих признаков начинает разрабатываться. Укажем следующее:

Крупные размеры щелочных комплексов. Для многих щелочных формаций крупнейшие месторождения полезных ископаемых связаны с крупными комплексами. С хибино-ловозерским комплексом связаны крупнейшие месторождения фосфора, циркония, тантала, ниобия, стронция, с маймеча-котуйским- месторождения фосфора, флогопита.

Высокие значения различных “кларков концентрации” и “коэффициентов накопления” в щелочных комплексах являются положительными признаками в плане поисков соответствующей минерализации.

Высокая степень дифференцированности или большая контрастность формационного ритма щелочного комплекса является благоприятным признаком на орудениение.

Понятие о ряде магматических комплексов

Основоположник учения о магматических формациях Ю.А. Кузнецов писал, что ”потребность оперировать при геологическом картировании и всяких геологических обобщениях не горными породами, а их ассоциациями давно назрела”. Продолжая эту мысль можно отметить, что при формационном анализе щелочного платформенного магматизма настала необходимость оперировать не только “ ассоциациями”, но и “ ассоциациями ассоциаций”.

Современное понимание терминов “ряд магматических комплексов (формаций)” было сформулировано Ю.А. Кузнецовым [1973г.] развито В.Л. Масайтисом, В.Н. Москолевой, Н.А. Румянцевой [1979г.] и нами [1981г.]. Эти понятия, относящиеся к высокому уровню организации комплексов и формаций, являются фундаментальными понятиями формационного анализа. Вслед за Ю.А. Кузнецовым под “рядом магматических комплексов (РМК)” нами понимается сообщество комплексов, относительно близких по времени и месту образования, т.е. характеризующихся единой петрографической провинцией и единым петрографическим периодом и обычно разных по вещественному составу. Под их “временным рядом” представляется возрастная последовательность формирования в рамках петрографического периода, а под “латеральным рядом” - характер пространственного размещения в пределах петрографической провинции. Последний может быть телескопированным, диспергированным или закономерным латерально-зональным. Ряд магматических комплексов характеризуются геологическими (петрографическая провинция и период, размер, фациальная характеристика и вертикальная протяженность, последовательность формирования, взаимоотношения с соседними рядами комплексов, тектоническое положение), вещественными (количественно-породный состав и другие) и генетическими признаками.

Понятие о ряде магматических формаций

Под “рядом магматических формаций” (РМФ) нами понимается совокупность рядов (“ряд рядов”), близких по набору магматических комплексов, но разных по времени и месту образования. Под синхронным РМФ понимается совокупность близких по составу РМК, сформировавшихся в разных петрографических провинциях в один петрографический период. Многие щелочные петрографические провинции атлантического типа, в частности, Западно-Африканская, Западно-Европейская и другие представляют собой синхронный РМФ. Пространственное размещение в них РМК обычно линейное, иногда диспиргированное. Под полихронным РМФ понимается сообщество близких по составу РМК, сформировавшихся в одной петрографической провинции в разные петрографические периоды. Полихронный РМФ - понятие геологически конкретное. Пример - Красноморско-Аденская щелочная провинция, в которой ряд щелочногабброидно-щелочногранитных комплексов в ходе венд-фанерозойской истории становления провинции повторялся четыре раза. Пространственное размещение РМК в полихронных провинциях может быть телескопированным, диспергированным, зональным (Красноморско-Аденская провинция) или линейным (Нигерийская щелочногранитная провинция).

Под временным РМФ понимается возрастная последовательность образования формаций в пределах ряда, которая в общем виде повторяет структуру слагающих его временных РМК и представляет собой закономерную и ритмичную последовательность высокого ранга - ритм формационного ряда. Этот ритм может быть полным, неполным или сокращенным. В последнем случае может идти речь о выделении субряда магматических формаций. РМФ характеризуется геологическими (число и размер РМК, распространенность РМК во времени и в пространстве, последовательность формирования, вертикальные РМК, тектоническое положение РМК), вещественными (количественно-породный состав и др.) и генетическими признаками.

Число рядов магматических комплексов (РМК), слагающих ряд магматических формаций (РМФ), является объективным показателем, свидетельствующим о необходимости выделения данного РМФ.

Ряды магматических формаций, как и ряды магматических комплексов, характеризуют крупные тектонические структуры - рифтовые зоны, срединные массивы, синхронные ряды магматических формаций широко развиты по простиранию этих протяженных структур. Сравнение количественно-породных и химических составов синхронных и, особенно, полихронных рядов магматических формаций позволяет судить об их латеральной и возрастной эволюции в течение одной или нескольких тектоно-магматических эпох.

Эволюция магматических горных пород и магматизма
в истории Земли

Как известно, Земля, как и другие планеты Солнечной системы, обладает оболочечным строением. По данным абсолютного возраста, мантия древнее, чем “базальтовый” слой коры, а последний древнее, чем “гранитный”, т.е. каждый более внешне расположенный слой моложе соседнего внутреннего. На этом основании можно предполагать, что за стадиями ранней Земли и ее дифференциации следовали стадии формирования мантии, “базальтового”, а затем “гранитного” слоев. На современном уровне наших геологических знаний мы, более или менее уверенно, можем судить об образовании “гранитного”, и немного, “базальтового” слоев. Что касается ранней Земли, ее дифференциации, истории формирования мантии и даже образования “базальтового” слоя, то здесь наши построения опираются на последние достижения планетарной геологии и петрографии, на данные полетов межпланетных станций. Последние значительно продвинули космогонические взгляды на геологическую историю Земли и магматических горных пород, с которыми эта история, по-видимому, связана самым непосредственным образом. Сразу же отметим, что в период 4,4-3,8 млрд. лет назад все планеты земной группы Солнечной системы и, по всей видимости Земли, подверглись мощной метеоритной бомбардировке. Этот период можно рассматривать как четкий временной рубеж в истории развития планет Солнечной системы. В истории образования Земли, в первом приближении можно выделить два периода:

а) Догеологический (4,6-3,8 млрд. лет)

б) Геологический (3,8-0,0 млрд. лет).

В догеологическом периоде мы рассмотрим четыре стадии развития Земли:

I. Стадию ранней или примитивной Земли.

II . Стадию дифференциации ранней Земли (модель Юпитера).

III. Стадию формирования мантии Земли (модель Венеры и обратной стороны Луны).

IV. Стадию формирования “базальтовой” коры (модель видимой стороны Луны).

В геологическом периоде мы рассмотрим:

V. Стадию образования “гранитной” коры с тремя подстадиями: нуклеарной, кратонной и континентально-океанической.

Стадия ранней или примитивной Земли

Все многообразие космогонических взглядов на раннюю стадию формирования Земли, в принципе, можно свести к двум позициям:

1 Земля возникла в процессе аккреции в результате концентрации космической пыли, набрасывание обломков в виде метеоритов и астероидов, т.е. скопления твердого и холодного вещества. Эта гипотеза вполне геохимична, так как в первом приближении состав Земли соответствует составу метеоритов, имеющих ультраосновной состав (гипотеза О.Ю.Шмидта).

2 Земля возникла в результате конденсации горячей солнечной материи (небулярная гипотеза Канта-Лапласа). Спутниковые геофизические данные, в первую очередь, по Венере, а также по крупным газовым планетам - гигантам Солнечной системы позволяют предполагать участие в их строении гигантских магматических масс (“магматических океанов”), что на данном витке наших знаний позволяет вернуться к старой гипотезе Канта-Лапласа. Не исключено, что на определенном этапе процесса конденсации солнечной материи этот процесс имел вид капельной эмульсии в виде хондр, присущих строению всей группы хондритовых метеоритов, доминирующей, среди метеоритов. Отметим, что по А.А. Маракушеву (1988) “хондриты в подавляющей массе - очень древние образования (5 - 4 млрд. лет)”.

Стадия дифференциации ранней Земли (модель Юпитера)

Если предположить, что на одной из ранних стадий Земля проходила стадию развития водородных газовых планет-гигантов (Юпитера, Урана, Сатурна, Плутона), то строение этих планет, особенно, наиболее изученного Юпитера, в первом приближении можно рассматривать как модель дифференциации ранней Земли. Юпитер, как считается, обладает расплавным железо-каменным ядром (протоядром) и водородной оболочкой (протоатмосферой). Ядро с температурой 3000К генерирует мощное магнитное поле. Водородная оболочка, в свою очередь, имеет зональное строение. Она состоит из внутренней оболочки, состоящей из жидкого металлического водорода, промежуточной - из жидкого молекулярного водорода и внешнего - водородная атмосферы. На границе первых двух температура составляет 11000К, давление - 3 млн. атм. Таким образом, водородные газовые планеты-гиганты, возможно, демонстрируют первую стадию дифференциации горячей солнечной материи на расплавное железо-каменное ядро и водородную оболочку. Земля в настоящее время представляет собой, как-бы, такую планету - гигант, которая почти лишилась газовой оболочки и одновременно изменила строение и состав протоядра.

Стадия формирования мантии Земли (модель Венеры и обратной стороны Луны)

Об этой стадии формирования Земли можно составить некоторое представление на основании анализа моделей строения Венеры и, может быть, обратной стороны Луны. Венера принадлежит к планетам земной группы и имеет примерно такое же оболочечное строение, как и Земля, т.е. кроме ядра и атмосферы, обладает еще и мантией мощностью 3000 км. Температура поверхности Венеры достаточно высока - 500о С, что позволяет предполагать, что в недрах этой планеты на глубине 250-500 км располагается зона расплавленных пород - реальный магматический океан. Таким образом, венерианская мантия является частью твердой, а частью расплавленной и не исключено, что ее расплавленная часть унаследована от некогда расплавленного протоядра типа ядра Юпитера.

Обратная сторона Луны (“лунные горы”), сложена основными породами ряда анортозит-норит-троктолит (комплексом АНТ), образующими мантию Луны. Комплекс испытал мощную метеоритную бомбардировку в период 4,0-3,9 млрд. лет одновременно с другими планетами Солнечной системы (Марсом, Меркурием и др.). Предполагается, что 4,6 млрд. лет назад мантия Луны представляла собой магматический океан основного-ультраосновного состава, который к началу метеоритной бомбардировке 4,0 млрд. лет дифференцировался на лунную мантию и дунитовое ядро.

На земле мантия, по-видимому, также росла вместе с ядром из протоядра с удалением железа, никеля, сидерофильных элементов и платиноидов в ядро, а летучих компонентов - в атмосферу. По О.Г. Сорохтину и С.А. Ушакову (1985) в первые 2,0 млрд. лет образовались не более 20% ядра. ПО С.С. Суну полное завершение формирования земного ядра, а следовательно, и окончательное образование земной мантии, произошло 3,8 млрд. лет назад. Можно предполагать, что, как и на Венере, первичная земная мантия представляла собой магматический океан и как на Луне, земная мантия после своего затвердевания подверглась метеоритной бомбардировке. Отметим, что в отличие от мантии Луны, по данным глубинных ксенолитов, мантия Земли имеет состав ультраосновных пород.

Стадия формирования “базальтовой коры” (модель видимой стороны Луны)

Базальтовая кора наблюдается на ряде планет земной группы Солнечной системы - на Венере, Марсе, но, особенно хорошо она выражена на видимой стороне луны в виде “лунных морей”, залитых лунными базальтами. “Морской этап” в развитии этой части Луны - выразившийся в обширных излияниях лунных базальтов - имел место в период 3,9-3,0 млрд. лет после мощной метеоритной бомбардировки (4,0-3,9 млрд. лет) и продолжался в период 2,5-2,0 млрд. лет, когда, по существу, и завершилась история геологического развития Луны. На рубеже 3,5 млрд. лет на Земле проявился глобально проявленный интенсивный метаморфизм. Поэтому расшифровка пород “лунной” стадии на Земле происходит с трудом. Тем не менее, на кристаллических щитах платформ среди выходов глубокометаморфизованных пород “базальтового” или “гранулит-эклогитового” слоя Земли, по-видимому, наблюдаются горные породы “лунной стадии”, выплавленные из ультраосновной мантии под влиянием потока тепла, генерированного в области ядра. На континентах процесс формирования “базальтовой” коры продолжался и продолжается в зеленокаменных поясах в виде мощных тепловых излияний платформ и инициального и финального магматизма геосинклиналей. Еще более ярко этот процесс проявляется на Земле в областях океанов. Подобно “морям” на Луне, на Земле “базальтовая” кора, подстилает громадные просторы дна Тихого, Индийского и Атлантического океанов и ее образование происходит и в настоящее время параллельно с образованием “гранитной” коры на континентах.

Стадия образования «гранитной» коры

Возможно, что «гранитная» или «гранито-гнейсовая» кора Земли представляет собой уникальное явление для планет Земной группы Солнечной системы и встречается только на Земле. А.А. Маракушев (1988) отмечает, что «этот тип коры представляет высшую степень эволюции внешних оболочек планет и не имеет аналогов …». Тем не менее, и на Земле «гранитная» кора составляет главную специфику лишь континентов («континентальная» кора), занимая вместе с ним всего 1/3 поверхности Земли, тогда как ее остальные 2/3 покрыты базальтовой оболочкой океанов («океаническая» кора). Древнейшие датировки абсолютного возраста (3,8-3,6 млрд. лет), знаменующие собой доступное нам начало геологической истории Земли, на сегодняшний день принадлежат породам гранито-гнейсовой коры («серые гнейсы»), а не породам базальтового слоя. Таким образом, рождение «гранитной» коры произошло довольно давно, но ее рост достиг своего апогея, по-видимому, к концу Архея (2,7 млрд. лет), когда на Земле образовалось около 80 % объема современной «гранитной» или сиалической коры в виде «гранито-гнейсовых куполов». Ее становление продолжалось и далее во все эпохи протерозойских и фанерозойских складчатостей, во время которых гранитный магматизм проявил себя, в первую очередь, в виде громадных «гранитных батолитов». Образование «гранитной» коры происходит в настоящее время в ходе ее приращения на краях континентов за счет сокращения коры океанов.

В геологической истории образования гранитной коры разными авторами (Магматические горные породы, 1987) выделяются три подстадии:

Нуклеарная (3,8 - 2,5 млрд. лет).

Кратонная (2,5 - 1,5 млрд. лет).

Континентально-океаническая (1,5 - 0,0 млрд. лет).

Нуклеарная подстадия (3,8 - 2,5 млрд. лет) сменяет стадию формирования «базальтовой» коры и является ранней подстадией образования «гранитной» коры. Она завершается мощной эпохой гранитообразования и формирования ядер протоконтинентов. Магматические ассоциации нуклеарной подстадии представлены: 1. ассоциацией гранито-гнейсовых куполов; 2. андезит-базальтовой с коматиитами зеленокаменных поясов; 3. формацией расслоенных массивов; 4. формацией анортозитов. Формация гранит-гнейсовых куполов занимает около 80 % площади выходов щитов древних платформ. В формации наиболее распространены гнейсы тоналитового и трондьемитового состава, так называемые «серые гнейсы». Породы зеленокаменных поясов рассекают породы гранито-гнейстовых куполов и сами, в свою очередь, пересекаются небольшими гранитными массивами. Типоморфной породой андезит-базальтовой ассоциации зеленокаменных поясов являются коматииты, которые образовывались в два возрастных интервала: около 3,5 и 2,9-2,6 млрд. лет. Обращают на себя внимание также ранние архейские андезиты зеленокаменных поясов. Массивы анортозитов и расслоенные массивы (Мунни-Мунни в Австралии - 2,85 млрд. лет, Стиллуотер в США - 2,75 млрд. лет), возможно, генетически связаны с базальтами.

По мнению сторонников мобилистских представлений нуклеарная подстадия знаменуется началом процессов спрединга и субдукции. Над зонами субдукции возникали вулканические дуги, столкновение которых приводило к образованию небольших протоконтинентов тоналитового состава. К концу Архея (2,7 млрд. лет) все протоконтиненты объединились в один суперконтинент Пангея, а на остальной территории располагался суперокеан Панталасса (Хаин, Балухновский, 1993).

Кратонная подстадия (2,5-1,5 млрдю лет), последовавшая за нуклеарной, по-существу, сформировала гранитный слой платформ - средний возраст континентов составляет 2,46-2,14 млрд. лет. Происходит резкий прирост континентальной коры -почти в 2 раза и ее мощности до 40 км, за счет широкого гранитообразования, имевшего место в интервале 2,0-1,8 млрд. лет. Базальтовый магматизм проявился на платформах в виде трапповой формации, с которой генетически ассоциируют известные промышленные расслоенные массивы (Великая Дайка -2,416 млрд. лет, Мончегорский-2,1, Бугивельский -2,05 млрд. лет, Сэдбери-1,85 млрн. лет).

Типоморфными или индикаторными формациями кратонной подстадии являются массивы анортозитов, рапакиви и мигматитов.

На рубеже 1,8 млрд. лет появились первые массивы офиолитовой формации.

С кратонной подстадией связано начало рождения и образования щелочных формаций континентов, ибо щелочной магматизм - это типично платформенный магматизм. Самыми древними щелочными гранитами, наверное, являются щелочные граниты батолитов Бадон-Какадиан и Сарайя в Сенегале (2,190-2,017 млрд. лет). Кейвский комплекс щелочных гранитов Кольского полуострова имеет возраст 1,93-1,83 млрд. лет). Эпоха 2,2-1,8 млрд. лет была наиболее продуктивной эпохой щелочного гранитообразования на всех кратонах и, как видим, она была синхронной эпохе широкого гранитообразования на континентах. Самыми древними нефелиновыми сиенитами, известными на сегодняшний день, являются массивы Гаси Эль Фогра из Мавритании (2,0 млрд. лет) и Гремяха-Вырмес в Карелии (1,9 млрд. лет), а самым древним массивом формации щелочных и ультраосновных пород с карбонатитами, возможно, является карбонатитовый массив Синлиъярви в Финляндии (2,5 млрд. лет). В тектоническом отношении цепочки щелочных массивов обнаруживают теснейшую связь с рифтогенными структурами, по-существу, они являются отчетливыми маркерами этих структур в теле платформ. В целом, кратонная подстадия, по сравнению с нуклеарной, характеризуется значительно большим разнообразием магматических формаций, в первую очередь, за счет появления формаций щелочных пород. Другими словами на кратонной стадии, по существу, наблюдается рождение щелочного магматизма.

Континентально-океанская подстадия(1,5-0,0 млрд. лет). Эта подстадия охватывает промежуток времени от начала рифея до наших дней и характеризуется наибольшей степенью геологической изученности. Континентально-океанская подстадия, сменившая кратонную, отличается от нее иным стилем тектонического и, по-видимому, энергетического развития. Появились очевидные признаки тектоники плит в виде офиолитовых поясов. В течение этой подстадии имели место четыре глобальных цикла развития Земли, из которых каждый начинался с распада очередной Пангеи, расчленения ее рифтогенными океаническими впадинами на континенты и завершался их образным стяжением в суперконтинент, последний -Гондвана (Хаин, Балухновский, 1993).

Распад Гондваны с образованием современных континентов и океанов произошел в период 0,25-0,00 млрд. лет и отличался достаточно различным характером магматизма: базальтового в океанах и весьма дифференцированного на континентах. Океанический магматизм характеризуется повсеместным развитием базальтовой формации, в редких случаях щелочнобазальтовой и в очень редких базальтовыми формациями с трахитами и фонолитами, а также фонолит-базанит-нефелинитовой (Лазаренков, 1988).

Континентальный магматизм контролировался относительно стабильным режимом платформ, нарушаемым активизацией рифтогенных зон, и подвижным режимом геосинклинальных областей. Платформенный магматизм был базальтовым в виде трапповой, а также платиноносной дунит-клинопироксенитовой формации, ультроосновным в виде кимберлитовой формации. Щелочной магматизм широко представлен щелочными гранитами и нефелиносиенитовыми формациями. Пожалуй, за исключением кимберлитовой и дунит-клинопироксеновой формаций, на континентально-океанской подстадии развиваются все те же самые виды магматических формаций, что и в предыдущую кратонную подстадию, причем щелочной магматизм платформ достигает своего объемного апогея именно в континентально-океанскую подстадию: интрузивный - в перми, эффузивный - в мелу - кайнозое). Даже такие эффузивные эквиваленты ультраосновных пород, как кимберлиты, демонстрируют чуть повышенную калиевую щелочность. Щелочной магматизм - это типичный магматизм платформ, причем типы рифтогенных структур удобно классифицировать в соответствии с типами проявленного в них щелочного магматизма.

...