Вулканические породы нормальной и умеренной щелочности




Главная
Новости
Строительство
Ремонт
Дизайн и интерьер
Строительная теплофизика
Прочность сплавов
Основания и фундаменты
Осадочные породы
Прочность дорог
Минералогия глин
Краны башенные
Справочник токаря
Цементный бетон




13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017





Яндекс.Метрика
         » » Вулканические породы нормальной и умеренной щелочности

Вулканические породы нормальной и умеренной щелочности

22.08.2017


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.
Петрография

Самые распространенные вулканические породы среднего состава - андезиты. Эти породы обычно окрашены в серые тона. Oни светлее базальтов вследствие меньшего содержания железа. Оттенки окраски могут быть различными (буроватыми, красноватыми, зеленоватыми), 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.

Как правило, андезиты имеют порфировую структуру (рис. 6.10), в нередко содержат несколько генераций вкрапленников. Типичные минералы вкрапленников - плагиоклаз (лабрадор-андезин), клино-пироксен (диопсид или авгит), ортопироксен, базальтическая роговая обманка; из акцессорных минералов - титаномагнетит, апатит, в относительно кислых андезитах появляется циркон. Часто вкрапленники объединяются в крупные сростки, именуемые гломеропорфировыми.

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, 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, наоборот, 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 клипобронзита 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 хром-шпинелида.

В средних вулканитах весьма значительны вариации калий-натрового 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.

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 породи, 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 (K2О+Na2О 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 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 текла 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 (керсутит-гастингсит). 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.

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 субсолидусных температурах. Помимо щелочного полевого шпата, матрикс трахитов иногда включает мелкие выделения пироксена и рудных минералов (титан о магнетита, ильменита). В трахитах, относительно богатых кремнекислотой, в основной массе может присутствовать кварц. Интерстиции заполнены стеклом.