Базальты
Самый простой петрографический признак: присутствие оливина.
Это зависит от степени насыщения базальтов кремнеземом по отношению к имеющуюся в магма количеству магния и железа. По этому признаку можно выделить две категории базальтов:
1. Пересыщенные и 2. недосыщенные со значительным количеством оливина.
В пересыщенных оливин теоретически должен отсутствовать, поскольку содержание кремнезема в них достаточно для превращении всего оливина в ромбический пироксен. Однако эта реакция может быть предотвращена закалкой, в результате сохраняется некоторое количество оливина. А избыточный кремнезем входит в магматический остаток - стекло, в котором содержание кремнезема достигает 70%. Таким образом, ряд пород от оливинсодержащих до кремнеземистых с большим количеством малокальциевых пироксенами стали называть толеитами.
Имеет большое петрологическое значение -


Недосыщенные кремнеземом породы со значительным количеством оливина стали называть щелочным оливиновым базальтом. Эти породы выдлены среди других оливинсодержащих пород этой группы по присутствию таких количеств щелочей , особенно натрия, которых достаточно для появления в нормативном составе нефелина.


Базальт, имеющий состав, который располагается левее плоскости Di-Fo-Ab, в нефелиновой половине диаграммы, кристаллизуется таким образом, что состав остаточной жидкости смещается в направлении обогащения нефелиновым компонентом. Наоборот, составы, отвечающие другой половине диаграммы, при кристаллизации дают остаточные жидкости, хотя и неравномерно, но все-таки смещающиеся в направлении к кварцу. Действительно, в соответствии с этими данными щелочно-оливин-базальтовые магмы должны дифференцироваться в направлении обогащения щелочами, тогда как дифференциация толеитовой магмы будет сопровождаться обогащением кремнеземом.


Тетраэдрическая диаграмма системы Di — Fo — Ne — Qz


Предполагается, что в процессе дифференциации при давлениях, существующих в земной коре, термический раздел, располагающийся в плоскости Di — Fo — Ab, не может пересекаться составами изменяющихся жидкостей. Отсюда, в частности, следует, что материнская магма состава, отвечающего нефелиновой половине системы, не может в результате дифференциации с удалением оливина дать толеитовые базальты.

---

При кристаллизации конкретных базальтов из рассмотренных выше остаточных жидкостей или выпадают наиболее поздние фракции кристаллов, или же они затвердевают в виде стекла. Это приводит к тому, что нефелиновый компонент щелочных оливиновых базальтов, подобно кварцу в пересыщенных толеитовых базальтах, часто не представлен в реальном минеральном составе. Этот компонент входит либо в стекло, либо, если количества его невелики (порядка 1—2%), в состав сложных моноклинных пироксенов. Как уже отмечалось выше, моноклинные пироксены обычно содержат титан, а также некоторое количество натрия и алюминия. Поскольку в подавляющем -большинстве щелочных оливиновых базальтов присутствуют лишь незначительные количества нормативного нефелина, наиболее удовлетворительным критерием для идентификации этих пород (при отсутствии химических анализов) часто может служить именно характер моноклинных пироксенов. Вследствие несовместимости нефелина и энстатита бескальциевые пироксены обычно не кристаллизуются в рассматриваемых породах; как правило, в них, помимо оливина, присутствует в качестве главной фазы лишь один кальциевый пироксен. Справа от плоскости насыщения кремнеземом в тетраэдрической диаграмме располагаются составы пересыщенных базальтов, отвечающие большей части континентальных толеитов.


В средней области диаграммы между двумя плоскостями насыщения кремнеземом располагаются составы оливиновых базальтов, отвечающие расширенному определению толеитов. Такие породы особенно обильны на площадях океанических вулканов. Теперь мы уже знаем, что плоскость, насыщенная кремнеземом, которая принималась Кеннеди в качестве границы между толеитами и оливиновыми базальтами, имеет меньшее значение, чем критическая плоскость недосыщенности. Следует однако ясно отдавать себе отчет, что эту последнюю границу часто довольно трудно определить в связи с совершенно постепенными переходами, проявляющимися в составе оливиновых базальтов.


Тетраэдрическая диаграмма системы Di — Fo — Ne — Qz

Tholeiitic basalts

Alkali basalts

(a) Phenocrysts infrequent large olivine phenocrysts. commonly unzoned -may show reaction rims of orthopyroxene Orthopyroxene phenocrysts may occur Plagioclase phenocrysts often appear early in the crystallization sequence: olivine (b) Groundmass groundmass usually relatively fine-grained, with an intergranular texture no groundmass olivine groundmass pyroxene is variable; subcalcic augite or augite ± pigeonite no alkali feldspar or analcite in the groundmass interstitial glass relatively common (c) Associated rocks ultramafic xenoliths very rare associated accumulative rocks are picrites (oceanites), rich in olivine phenocrysts

medium-sized olivine phenocrysts common - often strongly zoned with more iron-rich rims Orthopyroxene absent plagioclase phenocrysts less common, appear later in the crystallization sequence: olivine titanilerous augite phenocrysts. strongly zoned with purplish brown rims groundmass relatively coarse, with textures ranging from intergranular to ophitic groundmass olivine only one species of Ca-rich clinopyroxene in the groundmass (titansalite) interstitial alkali felsdspar and analcite may occur in the groundmass interstitial glass rare or absent ultramafic xenoliths fairly common, dunite and wehrlite predominating associated accumulative rocks are ankaramites, rich in olivine and augite phenocrysts

---

АFМ diagram used to differentiate tholeiitic (TH) from calc-alkaline (CA) suites: A = Na2O + K2O; F = FeO + 0.9Fe2O3; M = MgO. The solid line separates tholeiitic from calc-alkaline suites, using the criteria of Irvine & Baragar (1971).


Plot of FeO*/ MgO versus Si02. used to differentiate tholeiitic (TH) from calc-alkaline (CA) suites; FeO is all Fe as FeO (wt.%). The dividing line has the equation: FeO'/MgO = 0.1562 x Si02 - 6.685. Data sources: South Sandwich, Luff (1982); Marianas, Meijer& Reagan (1981); Sunda, Foden(1983).


Experimentally determined partial melting characteristics of a depleted mantle Iherzolite source. Dashed lines are partial melting contours (or 10, 20 and 30% partial melting. Cpx-out and opx-out lines mark the degree of melting at which cpx and opx respectively are completely consumed into the melt. The strongly curved contours indicate the normative content of olivine in the melt (after Jaques & Green 1980).


Experimentally determined partial melting characteristics of an enriched Iherzolite source. Dashed lines are partial melting contours for 20, 30, 40 and 50% partial melting. The shaded area represents the conditions necessary for the generation of alkalic basaltic magmas. Other symbols as Figure 3.26 (after Jaques & Green 1980).


Melting experiments on both depleted and enriched Iherzolite source compositions Qaques & Green 1980; Figs. 3.26 & 27), have provided invaluable data which help to resolve this problem. The experiments shaw that toleiitic basalt magmas can be produced by moderate degrees of partial melting (20-30%) of either source at pressures Below 15-20 kbar. At higher pressures picritic liquids are generated at the same degrees of partial melting. Alkali basaltic magmas appear to be generated by smaller degrees of partial melting (<20%) of enriched sources at pressures greater than 10 kbar, while liquids akin to peridotitic komatiites can be generated by 40-50% partial melting of a fertile Iherzolite, or 30-40% partial


Basalts may thus be both the direct products of mantle partial melting and the differentiates of more 'primitive' picritic partial melts. Melting experiments on lherzolites show that primitive basalts, encompassing both tholeiitic and alkaline varieties, represent a continuum of compositions produced by moderate amounts (<20%) of partial melting. More extensive melting leads to the production of picritic and komatiitic melts.


Compositions of near-solidus partial melts in the system lherzolite-H2O-CO2.


Nomenclature of normal (i.e. non-potassic) igneous rocks


Harker variation diagrams of wt. % Na20 + K20 and wt. % MgO versus wt. % SiO2 for a suite of cogenetic volcanic rocks related by fractional crystallization of olivine. clinopyroxene and magnetite. The highly magnesian basalts (MgO >12%) may have accumulated olivine by crystal settling. This should be evident in their petrography, i.e. the samples should be highly olivine phyric.


Harker-type variation diagrams, with wt.% MgO as abscissa, for a cogenetic suite of volcanic rocks related by fractional crystallization of olivine and clinopyroxene.


In general, for suites of cogenetic igneous rocks, pairs of oxides are strongly correlated, either positively or negatively. Such correlations or trends may be generated as a consequence of partial melting, fractional crystallization, magma mixing or crustal contamination, either individually or in combination.


Классификация семейств горных пород умеренно-щелочного и щелочного рядов


Монцогаббро
Монцонитовая и венцовая структура дисперсионный эффект Лодочникова

Основные вулканические породы; петрохимический ряд щелочной 45
Семейства горных пород	Фоидиты основные			Базальты щелочные				Фонолиты основные
Виды горных пород	анальцимит	Полевошпа­товый нефелинит	Лейцитит	Тефрит	Лейцитовый тефрит	Нефелиновый трахибазальт	Лейцитовый трахибазальт	Нефелиновый мелафонолит	Лейцитовый мелафонолит
Модальный минеральный состав, об. %	Anс 40—60 Срх 20—40 Оl 0—5 Fsp 0-5 Bt 0—5	Ne 40—50 Срх 20-40 Оl 0—5 Fsp 5—15 Lc 0—10	Lc 40-60 Срх 20-40 Оl 0—5 Fsp 5—15 Bt 0—10	Pl 20—50 Ne 10-25 (до 50) Срх 10-40 О1 20 Fsp 10	Pl 10—40 Lc 20—40 Срх 20—50 О1 0—10 Fsp 0—10	Pl 30—50 Fsp 10—30 Ne 15—20 Срх 10—30 О1 0-10	Pl 20—40 Fsp 10—30 Lc 15—30 Срх 10—30 Ne 0—10 Ol 0—10	Fsp 30—60 Ne 10—20 Sod 0—20 Срх 5-10 (30?) Pl 0—5 Ol 0—5 Am (Bt) 0—10 Lc 0—10	Fsp 15—40 Lc 10—30 Ne 0—10 Срх 10—20 Pl 0—10 Ol 0—5 Am (Bt) 0—10
Тип щелочности	Натриевый и калиево-натриевый		Калиевый	Калиево-натриевый и натриевый	Калиевый	Калиево-нат-риевый	Калиевый	Калиево-натриевый и натриевый	Калиевый
Некоторые разновидности: по характерному существенному или второстепенному минералу	Оливиновый, биотитовый, нефелиновый	Оливиновый, лейцитовый	Оливиновый, биотитовый, мелилитовый, при Lc до 90 % — италит	Оливиновый (ба-занит), при Ne>25 — берешит; ортоклазовый (ви-коит). гиалотефрит (авгитит)	Оливиновый, биотитовый, амфиболовый	Амфиболовый, биотитовый, оливиновый	Биотитовый, оливиновый	Амфиболовый, оливиновый, анальцимовый	Биотитовый, амфиболовый, оливиновый, с вкрапленни­ками Рhl- орендит
по составу ха­рактерного минерала	Эгирин-авгитовые, титанавгитовые, авгитовые флогопитовые			Керсутитовый, титаиавгитовый	Авгитовый, авгит-диопсидо-вый	Титанавгито-вый, авгитовый, керсутитовый, гастингситовый	Диопсид-са-литовый, ав­гитовый	Эгириновый, арфведсонитовый, анортоклазовый	Эгирин-диопсидовый, эгирин-авгитовый, флогопитовый
Характерные особенности видов	Вкрапленники анальци.-ма до 2 см; иногда при­сутствует стекловатый базис	Может при­сутствовать стекло: вкрапленни­ки Ne, Срх, иногда Fsp	Вкрапленники Lc, Срх; в основной массе часто присутствуют апатит и перовскит	Во вкрапленниках Срх, Pl, Ne (в бе-решите), реже О1; в основной массе преобладают лей-сты Pl и Рх реже О1	Во вкрапленниках и в основной массе Срх — Aug, Fsp — санидин	Pl обычно андезин реже лабрадор, часто зоональный		В амфиболо-вых разностях обильные вкрапленники арфведсонита и таблитчатые выделения Fsp	Иногда содер­жит вкраплен­ники Phl или О1, а также Aug и санидина

---

Группы пород	Распространенность всех магм., пород и их метаморф. эквивалентов	Распространенность вулканических пород	Распространенность интрузивных пород в верхней части континентальной коры	Средний состав континентальной коры
Кислые	29,3	2,4	77	10
Средние		8,3	9	30
Основные	70,6	89,3	13	60
ультраосновные	0,1		1

Распространенность магматических горных пород в земной коре, об.%

Средние вулканические породы 53
Семейства горных пород	Андезибазальты	Бониниты— марианиты		Андезиты
Виды горных пород	Андезибазальт	Бонинит	Марианит	Андезит	Магнезиальный андезит	Исландит	Дациандезит
Модальный минеральный состав, об. %	Вкрапл-: Pl (An40-65) <75,Срх, Орх, Mt, ±O1, Нbl ОМ: Рl, Срх, Орх, Mt, стекло, ±О1, Hbl, Q	Вкрапл.: Срх (Di)<60, Орх, О1 ОМ: Срх, Орх, стекло, ±Pl	Вкрап.:Орх (клиноэнстатит, бронзит) <60, Срх, Оl ОМ: Орх, Срх, О1, стекло, ±Pl	Вкрапл-: Pl(An40-50), Срх, Орх, Hbl, Bt ОМ: Pl, Срх, Орх, Нbl, gl, ±Fsp, Q	Вкрап.: Рl, Срх ±О1 Орх ОМ: Pl, Срх, Орх, Q, стекло	Вкрапл.: Рl, Срх, ±Орх, OI ОМ: Pl(An30-50), Mt<20, Hbl, стекло, ±Q	Вкрап. Pl(An30-45), Hbl, Bt, ±Cpx, Орх, Q ОМ: Pl, Hbl, Bt, I стекло, ±Срх, Орх, Q, Fsp
Некоторые разновидности по характерному существенному или второстепенному минералу и другим признакам	Гиперстеновый, роговообманковый и др.	Санукит- и плагиоклазсодержащий, бедный вкрапленникми бронзитовый бонинит; в стекловатом базисе микролиты Орх, Pl, зерна Mt. Байяит — с аномально высоким содержанием Sr (>1 г/т)		Авгит-роговообманковый, оливин-авгитовый, биоти-товый и др.			Амфиболовый, амфибол-биотитовый, пироксенсодержащий, пироксен-роговообманковый
Характерные особенности семейств и видов		Присутствие хромшпинелида, высокое содержание Сг2О3 в пироксенах и в породе в целом, в мезостазисе стекло дацитового состава				Повышенное содержание Mt в основной массе	Структура порфировидная с андезитовой, переходящей в микропойкилитовую в основной массе

---

Порода	вкрапленники	ОМ		Структура породы
		Состав	структура
Базальт	Cpx (Aug и/или Pig), Pl относи-тельно мелкие основные слабо зональные, Ol, редко гиперстен, еще реже базаль-тическая Hbl, срвсем редко Bt	Pl:Cpx=1:1, Cpx (Aug и/или Pig), Ol не характе-рен, стекло если присутствует, то в подчинен-ном количестве	Без стекла: Микроофитовая, микропойкилоофитовая, микродолеритовая. Со стеклом: Интерсертальная, Толейитовая, Гиалопилитовая, пилотакиситовая (Pl крупнее чем в андезитах), гиалиновая (тахилит)	Афонитовые, афировые чаще чем пор-фировые, се-риальнопорфировые (нес-колко гене-раций вкрап-ленников)
андезит	Pl резко зональ-ный, Cpx – Aug, Pig, Opx – гиперс-тен, базальти-ческая Hbl и Bt чаще чем в базальтах, гиперс-тен имеет укоро-ченный габитус, Aug – вытянутый, Ol не характерен	Pl, стекло, Px если есть, то его мало, а без стекла редкость	Гиалопилитовая (андезитовая), пилотакситовая, гиалиновая.	Чаще порфировые чем афировые

Андезиты


Бониниты (их происхождение, диагностика и геодинамическая позиция);
Впервые описаны среди пород слагающих основания островных дуг расположенных на офиолитовом фундаменте (Тонго-Кермадекская, Идзу-Бонинская, Марианская и др.). Главные породы таких островных дуг- базиты, средние и кислые породы занимают подчиненное место. Бониниты и марианиты – специфические высокомагнезиальные андезиты, обладающими одновременно признаками ультраосновных (MgO 20-25%, Cr <2500 г/т) и средних пород (SiO2 59%, стекло среднего и кислого состава). Особенности минералогии – клиноэнстатит, ортопироксен широкого состава, хромит. Располагаются в разрезах дуг непосредственно выше офиолитов или среди них. Типичный бонинит: вкрапленники оливина (40-45%) и ортопироксена (10%), редкими зернами клинопироксена, реже пижонита, погруженными в ОМ, состоящую из кристаллов зональных пироксенов, олиивна и буроватого прозрачного стекла. Клинопироксен вкрапленников почти чистый диопсид, это самая ранняя генерация, характеризуюшиеся высокой магензиальностью и хромистостью., второй клинопироксен – авгит. Особенность кислое стекло SiO2 60-65%, Al2O3 16-17%. Ассоциация минеральных фаз и стекла неравновесна, что четко фиксируется по реакционным взаимоотношением минералов и окружающего мезостазиса. Подобная ассоциация могла образоваться только при очень высоких температурах в перегретых магмах. Температура кристаллизации вкрапленников около 1400 С. Своеобразие петролого-геохимических и минералогических особенностей пород входящих в состав бонинит-марианитовой ассоциации не позволяет относить последние к породам толеитовой серии. Возможно, что эти породы следует рассматиривать в качестве самостоятельной серии, типоморфной исключительно для ранних этапов развития островных дуг. Предполагается, что генерация бонинитов происходит за счет частичного плавления мантийного вещества на небольших глубинах, возможно в присутствии заметных количеств воды. Оба эти фактора способствуют выплавлению магм с повышенными содержаниями кремнезема даже в равновесии с оливинсодержащими твердофазовыми ассоциациями. Вероятно такой же механизм характерен для генерации расплавов типа магнезиальных андезитов. Так из высококремнистого основного или среднего расплава легче путем кристаллизационной дифференциации получить кислые магмы, то часто бонинит-марианиты ассоциируют с дацитами и риолитами. Марианиты должны содержать клиноэнстатит во вкрапленниках. В тоже время геохимические особенности свидетельствуют о происхождении высококремнистых пород только из подходящего субстрата при высоких степенях плавления

---

Смотрите также файлы

• Сущность и определения маркетинга. Особенности маркетинга в сми.docx

• Практикум по решению задач Ситуационная задача. 1.docx

• Назвать оптимальный наполнитель для изготовления тритурации крахмал рисовый.docx

• Страховое дело.docx

• Сынып 11 в,г.docx