Двупироксеновые базальты: распространение, условия образования, состав, текстурно-структурные особенности
Министерство образования и науки Российской Федерации
Федеральное государственное бюджетное образовательное учреждение Высшего профессионального образования
АМУРСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ
(ФГБОУ ВПО «АмГУ»)
Факультет: Инженерно-Физический
Кафедра: Геологии и природопользования
Специальность 130301.65
КУРСОВАЯ РАБОТА
На тему: Двупироксеновые базальты: распространение, условия образования, состав, текстурно-структурные особенности
По дисциплине: Петрография
Исполнитель
Студент группы 015
Силин Я. Г
Руководитель
Дементиенко А. И.
Нормоконтроль
Авраменко С. М.
Благовещенск 2012 г.
ВВЕДЕНИЕ
Базальты - самые распространённые магматические породы на поверхности Земли и на других планетах.
Целью данной работы является изучение двупероксенных базальтов.
Данная работа актуальна поскольку базальты играют одну из главных ролей в процессе изучения магматических пород и глубинных процессов земли, а также активно используются в строительстве в качестве сырья.
1. ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА БАЗАЛЬТОВ
Название базальт произошло от эфиопского слова «базал», что значит «кипяченный». Базальты - основная эффузивная горная порода нормального ряда, самая распространённая из всех кайнотипных пород (рис. 1).
Базальты образуются при застывании излившейся на поверхность Земли магмы, подразумевая под этим и дно океана, силикатного магматического расплава основного (базальтового) состава. Происхождение базальтовой магмы по одной из гипотез состоит в частичном плавлении типичных мантийных горных пород, гарцбургитов, верлитов и др.
Базальты состоят из кальциевого полевого шпата (основного плагиоклаза, обычно лабрадорита) и авгита или другого пироксена. Часто присутствует оливин (оливиновые базальты). Основная масса порфировых разностей содержит лабрадорит, авгит и переменное количество вулканического стекла, которое может и отсутствовать (например, в долеритах - полнокристаллических базальтах). Измененные долериты называются диабазами.
Обычно базальты это тёмно-серые, чёрные или зеленовато-чёрные породы, обладающие стекловатой, скрытокристаллической афировой или порфировой структурой. В порфировых разностях на фоне общей скрытокристаллической массы хорошо заметны мелкие вкрапленники зеленовато-жёлтых изометричных кристаллов оливина, светлого плагиоклаза или чёрных призм пироксенов. Размер вкрапленников может достигать несколько сантиметров в длину и составлять до 20-25 % от массы породы. Текстура базальтов может быть плотной массивной, пористой, миндалекаменной. Миндалины обычно заполняются кварцем, халцедоном, кальцитом, хлоритом и прочими вторичными минералами - такие базальты называются мандельштейнами.
Залегает базальт в виде даек, силлов (межпластовых тел) и особенно часто в виде лавовых потоков, образовавшихся при извержениях как центрального (через вулканическое жерло), так и трещинного типов. В самых больших объемах базальты залегают в виде мощных и обширных лавовых потоков на плато Декан в Западной Индии и на Колумбийском плато в Кордильерах (штаты Вашингтон, Орегон и Айдахо). Извержения вулканов в Колорадо, Нью-Мексико и Аризоне также сопровождались излиянием базальтовых лав. Гавайские острова представляют собой базальтовые вулканические конусы, возвышающиеся на несколько километров над дном Тихого океана. Базальтовыми вулканами являются Этна на острове Сицилия и Везувий в материковой части Италии (базальты Везувия содержат лейцит вместо части полевого шпата), а также некоторые действующие вулканы Камчатки и Курильских островов (где среди лав преобладают андезиты). Базальтовые потоки третичного возраста распространены в некоторых районах Европы; в Шотландии и Ирландии базальты имеют каменноугольный возраст. Чрезвычайно широко развиты молодые базальты в Исландии и Гренландии. В ряде областей развиты докембрийские базальты.
На платформах базальты, долериты и диабазы залегают либо в виде лавовых покровов (платобазальты), либо в виде серий пластовых тел (силлов), даек, куполов (траппы Сибирской платформы, плато Декан). Для обнажений базальтов характерна шестигранно-призматическая столбчатая отдельность, обычно вертикальная нормальная к поверхности лавового покрова или к контактам даек (в случае их крутого залегания - субгоризонтальная). Базальты легко опознаются по столбчатой отдельности столбы которых могут достигать огромных размеров.
Появление базальтовой лавы на поверхности земли связано с плавлением базальтового слоя земной коры или, возможно, более глубоких образований планеты.
Обычно различают базальты, содержащие оливин, и базальты без оливина (толеитовые базальты). Оливиносодержащие базальты широко распространены на океанических островах, в то время как толеитовые базальты образуют характерные трапповые формации континентов. Базальты залегают в виде покровов, потоков и куполов, мощность которых на платформах составляет более километра, а площади распространения-сотни тысяч квадратных километров. Такие базальты называются платобазальтами, или тропами; некоторым из них свойственна пластовая отдельность.
Базальты распространены на Украине, в Армении, на Алтае. Траппы широко развиты на Сибирской платформе между Леной и Енисеем. Область распространения сибирских траппов более 150000 квадратных километров. С траппами в Восточной Сибири связаны Ангаро-Илимские месторождения магнетита (Коршуновское, Рудногорское и др.).
За границей базальты известны на Даканском плоскогорье в Индии, Гренландии, Исландии, Австралии и Тасмании, в Северной Америке, Бразилии, Южной Африке и Эфиопии. Некоторые современные вулканы Камчатки, Италии, Исландии изливают лаву базальтового состава. Предполагают, что значительная площадь дна Тихого океана сложена базальтами, на что указывают острова. Так, Гавайские острова целиком сложены современными базальтами.
. ДВУПИРОКСЕНОВЫЕ БАЗАЛЬТЫ И УСЛОВИЯ ИХ ОБРАЗОВАНИЯ
Характерным признаком двупироксеновых базальтов является высокая глиноземистость (Al2О3 - от 7 до 23%) при пониженном содержании титана, железа и магния.
Двупироксеновые базальты принадлежат к калиево-натриевой серии. Весьма показательны для них является отношение K20/Ti02 > 0,8, которое в толеитовых базальтах всегда ниже этого значения. Кроме того, для них свойственны ассоциации пород, в последовательных членах которых сохраняется практически постоянное отношение железа к магнию.
В отличие от толеитовых ассоциаций, эти ассоциации являются более вариативными по кремнезему, и кремнекислые члены их (андезит-дацит-риолит) распространены значительно шире. Для гиперстеновых базальтов характерна меньшая железистость темноцветных минералов (оливинов, пироксенов), чем для других видов (толеитовых) базальтов, высокая степень порфировости, присутдтвие во вкрапленниках плагиоклаза и ромбического пироксена. Последний наблюдается также и в основной массе.
Иногда встречаются безоливиновые разновидности гиперстеновых базальтов - гиперстен-диопсид-авгитовые, гиперстен-плагиоклазовые, гиперстен-роговообманковые.
Для них характерны порфировые выделения авгита и гиперстена либо авгита и плагиоклаза, а также магнетита. Основная масса безоливиновых базальтов в большинстве случаев интерсертальная. В некоторых случаях базальты изменены вследствие частичной альбитизации плагиоклаза и значительной хлоритизации темноцветных минералов и стекла. В некоторых базальтах вкрапленники пироксенов содержат многочисленные включения плагиоклаза.
Происхождение высокоглиноземистых гиперстеновых базальтов, по экспериментальным данным, определяется глубиной, на которой происходит фракционная кристаллизация первичной магмы, по составу близкой высокоглиноземистому толеитовому лейкобазальту. До глубины примерно 20 км фракционирование такой первичной магмы приводит к образованию пород известково-щелочной серии с сохраняющимся высоким содержанием глинозема. На больших глубинах образуются толеитовые базальты с пониженным содержанием глинозема. Исследования B.C. Соболева и В.В. Кепежинскас в 1971 позволили им отнести указанную континентальную вулканическую ассоциацию к малоглубинному типу дифференциации.
Главнейшими чертами эволюции магматических очагов, давших известково-щелочные серии пород, являлась дифференциация с накоплением кремнезема, но без накопления железа, с незначительным изменением отношения железа к магнию. Количество полевошпатовой извести оставалось высоким. Дифференциация сопровождалась взаимодействием магм с материалом земной коры.
В практическом значение двупироксеновые базальты зон перехода от океана к континенту - наиболее продуктивны в отношении рудообразования. В их пределах известна мощная, повсеместно развитая вулканогенная, в основном субмаринная базальт-андезит-дацитовая формация с широко распространенными вулканогенными месторождениями колчеданных руд, меди, цинка и свинца, а также гидротермальных руд ртути, комплексных золото-серебряных руд, окисных руд железа и марганца. Магматизм и рудообразование островных дуг контролируются особой тектонической структурой - зоной Беньофа-Заварицкого, проникающей глубоко в пластическую подкоровую оболочку Земли.
базальт вулканический двупироксеновый
3. ХИМИЧЕСКИЙ И МИНЕРАЛЬНЫЙ СОСТАВ. СТРУКТУРА
Для гиперстеновых (известково-щелочных) высокоглиноземистых базальтов характерны наиболее высокие значения Si02 (49-53%). Это сближает их с высокоглиноземистыми толеитовыми лейкобазальтами, от которых они отличаются более высокими значениями калия, что определяет их принадлежность к калиево-натриевой серии (толеитовые высокоглиноземистые лейкобазальтовые - натриевые) (таблица 1).
Таблица 1- Средний химический состав гиперстеновых (известково щелочных) базальтов (в вес. %)
Компоненты1234567SiO251,2850,4751,2551,5751,562,2549,34TiO20,971,090,960,961,151,090,78Al2O317,7617,2118,3618,6418,3917,6217,78Fe2O34,153,413,624,145,002,883,27FeO5,507,775,845,524,826,056,06МnО0,180,170,180,220,160,110,13MgO5,775,565,174,644,005,935,77CaO9,4910,1510,109,519,45Г8,98"8,85Na2О2,642,353,06 '2,952,353,322,62K2O1,170,640,951,391,260,830,85P2Os0,190,150,260,16Не опр.0,29-1 - Камчатка и Курильские острова; 2 - Япония; 3 - Алеутская островная дуга; 4 - Индонезия; 5 - Карпаты; 5 - Каскадные горы; 7 - Южный Урал, улутауская формация. 1 - 6 - по В.А. Кутолину, 1972; 7 - по Т.И. Фроловой, И.А. Буриковой, 1977. Примечание. Н2О ~ и другие компоненты составляют 4%
Таблица 1. Количественный минеральный состав (в об.%) гиперстеновых (известково-щелочных) базальтов Удикских вулканов
БазальтыВкрапленникиплагиоклазоливинавгитгиперстенмагнетитВерхгоэффузивногокомплекса23,46,01,9-1,7Лавовопирокластического комплекса17,03,73,72,41,0Даек32,62,93,82,03,1
Содержание плагиоклаза (Ап60-90) составляет 45-60% (до 70%), клинопироксена 30-40, гиперстена 2-10%. Оливин обычно содержится в количестве 2-6%; рудные минералы (титаномагнетит, реже ильменит), часто образующие вкрапленники, составляют 1-7%. Могут присутствовать роговая обманка и слюда; стекло составляет 8-10%. Фенокристаллы составляют 30% общего объема пород, основная пироксен-плагиоклазовая масса - 70%. Структура пород порфировая (рис. 3). Во вкрапленниках - плагиоклаз, либо оливин или клинопироксен и ромбический пироксен, рудные минералы; как исключение наблюдается роговая обманка или мелкие чешуйки слюды (флогопит, биотит).
Плагиоклазы высокоизвестковистые (Аn60-90), часто представлены несколькими генерациями (до четырех), имеют двойниковое строение и образуют как простые, так и полисинтетические двойники; наибольшим распространением пользуются двойники по трем главным законам - альбитовому, карлсбадскому и сложному альбит- карлсбадскому, на долю которых приходится до 90% всех двойников. Фенокристаллы плагиоклаза в большинстве случаев обладают хорошо развитой зональностью. Краевые зоны обычно на 10-20 номеров более кислые, чем центральные. Вкрапленники плагиоклаза содержат различные включения, которые описаны X. Куно для плагиоклазов из лав вулкана Хаконэ и его окрестностей. Включения представлены мелкими обособлениями стекла, зернами пироксенов, рудного минерала, которые слагают концентрические зоны или переполняют центральные части лейст плагиоклаза. Предполагается, что образование стекловатых включений связано с резким изменением физико-химической обстановки, и в первую очередь с падением давления при подъеме лавы к поверхности земли, что ведет к понижению температуры плавления плагиоклаза и делает возможным селективное переплавление.
Размер вкрапленников плагиоклаза иногда достигает 1-2 см в поперечнике. Крупные кристаллы плагиоклаза, имеющие обычно основной состав (Аn95-98), являются ранними интрателлурическими выделениями из магмы. Плагиоклазы основной массы более кислые.
Пироксены магнезиально-железистые представлены гиперстеном, ассоциирующим с богатым кальцием пироксеном авгит-диопсидового ряда.
Клинопироксены отличаются от клинопироксенов толеитовых базальтов несколько повышенным содержанием глинозема и трехвалентного железа. Ортопироксены содержат около 10-15 (до 30%) ферросилитовой составляющей. Прекрасно ограненные кристаллы моноклинного пироксена достигают во вкрапленниках 5-6 мм в поперечнике.
Оливин по сравнению с пироксенами распространен значительно меньше, хотя изредка и превышает их количество. Состав его соответствует Fa19-40 но чаще он отвечает железистому хризолиту Fa15-25. Оливин нередко резорбирован или реакционно замещен ортопироксеном, часто нацело замещен иддингситом. Так же как и пироксен, содержит включения магнетита. В основной массе не встречается.
Основная масса базальтов интерсертальная, пилотакситовая или гиалопилитовая, реже микродолеритовая. Иногда наблюдается серийно-порфировая структура, проявляющаяся в постепенном переходе от фенокристаллов плагиоклаза к мелким лейстам.
В строении основной массы принимает участие главным образом плагиоклаз (лабрадор), в подчиненном количестве развиты моноклинный пироксен и рудный минерал.
Окисные минералы (титаномагнетит, реже ильменит) кристаллизуются в породах одними из первых, вследствие чего в породах, возникающих при дифференциации известково-щелочных (высокоглиноземистых) базальтовых магм, железо не накапливается (боуэновский тип дифференциации).
В дальнейшем кристаллизация происходит по следующей схеме, разработанной на основе наблюдения структурных взаимоотношений минералов: доэффузивная стадия (интрателлурическая) - плагиоклаз I (Аn72 68), оливин I (Fa38-42); эффузивная - плагиоклаз II (Аn64-58), оливин II (Fa18-28), авгит (W35-41, Fs12-17), гиперстен (Fs26-32), плгиоклаз III (An55 51), постэффузивная - плагиоклаз IV (Аn54-48), авгит (Wo < < Fs> En).
Обилие генераций вкрапленников, их сложная эволюция свидетельствуют о длительной многоэтапной кристаллизации исходных магматических расплавов.
Гиперстеновые базальты, обычно находящиеся в ассоциации с андези базальта ми, дацитами, риолитами, образуют самые разнообразные по форме тела - покровы, состоящие из потоков, некки, жилы, дайки и пр.
Указанные вулканические ассоциации слагают две основные формы: шлаковые и лавовые конусы или многочисленные мелкие щитовые вулканы исландского типа. Они развиты на Южной Камчатке, в зоне Срединного хребта, в центральной Камчатской депрессии, отмечены на Восточной Камчатке.
Мощность базальтовых потоков, слагающих покровы, колеблется от одного до нескольких десятков метров (рис. 4). В нижних частях лавовых потоков часто развиты мелкопористые афировые сильно трещиноватые разновидности. Как в самих потоках, так и во вмещающих породах хорошо заметны следы закалки. Нередко в нижних частях потоков содержатся обломки пород предшествующих покровов, а иногда более древних образований. Средние части лавовых потоков сложены плотными массивными афировые, стекловатые, сильно пузырчатые разновидности,, часто окрашенные в буровато разновидностями долеритовой и пойкилоофитовой структуры, в верхних частях развиты красные тона. Протяженность лавовых потоков от 1-2 до 10-15 км. Более протяженны потоки базальтов (и андезитобазальтов), выполняющие крупные депрессии понижения. Весьма многообразна отдельность базальтовых покровов. Наиболее распространены плартовая, крупноглыбовая, плитчатая и столбчатая отдельности, более редки шаровая и концентрически-скорлуповатая.
Базальты извергаются из так называемых стратовулканов центрального типа, но наблюдаются и трещинные излияния. Об этом свидетельствует отсутствие пирокластических образований в составе толщ и резко выраженных в рельефе вулканических построек.
Наблюдаемое закономерное расположение последних связано о их приуроченностью к глубинным разломам. Цепи этих вулканов носят название островных дуг, которые своей выпуклостью обращены в сторону океана.
Регионы распространения и принадлежность к формации. Высокоглиноземистые гиперстеновые (известково-щелочные) базальты развиты в Курило-Камчатской вулканической провинции, на Карпатах, в Армении, в Северной Америке, Японии, Новой Зеландии, в пределах Алеутской гряды, Индонезии, Каскадных гор.
Гиперстеновые (известково-щелочные) базальты входят в состав андезит-базальтовой (андезитовой) формации, впервые выделенной Ю.А. Кузнецовым. Они издавна известны под названием пород «тихоокеанского типа», представленного продуктами молодого вулканизма островных дуг и складчатых областей периферии Тихого океана. Эти формации проявляются также в разновозрастных складчатых областях (каледониды и герциниды Центрального Казахстана, мезозоиды Восточного Забайкалья, альпиды Восточных Карпат, Большого и Малого Кавказа и др.), наблюдаются в пределах Восточного Сихотэ-Апинского, Охотско-Чукотского вулканических поясов и др. Чаще всего эти формации приурочены к геоантиклинальным областям, иногда появляются уже в составе геосинклинальных отложений подвижного состава, образуясь в этом случае одновременно с формациями натриевых базальтов - риолитов (спилито-кератофировыми формациями) или несколько позднее последних, но всегда располагаясь в пределах зарождающихся поднятий. Для их петрографического состава характерно преобладание андезитов и андезитобазальтов, реже встречаются базальты, дациты и риолиты. Эти породы обычно извергаются из вулканов центрального типа, сопровождаясь огромным количеством пирокластического материала.
Андезит-базальтовая группа формаций отличается большой устойчивостью комплекса признаков во времени.
Вместе с тем устойчивость признаков состава и строения этой группы формаций во времени и пространстве сочетается с разнообразием конкретных ее проявлений. Так, например, гиперстеновые (известково щелочные) базальты Южного Урала, входящие в состав среднедевонской базальт-андезит-дацит-риолитовой улутауской формации, а также верхнедевонской базальт-андезит-базальтовой колтубанской, нижнекаменноугольной базальт-трахиандезит-трахириолитовой кизильской и других формаций, по некоторым петрохимическим параметрам отличаются от среднестатистических для этого типа пород.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
В ходе работы были расмотренны общие признаки, распространение, условия образования, состав, текстурно-структурные особенности двупероксенновых базальтов.
В первой главе были рассмотрены общие признаки базальтов и наиболее крупные и значимые для изучения регионы их нахождения.
Описан процесс образования двупероксенновых базальтов, главные черты эволюции магматических очагов и практическое значение зон перехода.
Также было установлено различие минералогического состава в зависимости от региона нахождения базальтовых интрузий.
В четвёртой главе выделяются формы залегания, основные формы вулканических ассоциаций.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.Бычков А. Ю. Геохимическая модель современного рудообразования в кальдере Узон - М.: Изд-во: ГЕОС, 2009. - 124 с.
2.Наставко А. В. Геологическое строение и минералого-петрографические особенности базальтов хребта Каракан (Кузбасс) - Н.: Изд-во: СО РАН, 2009. 3 с.
.Аблесимов Н. Е. Релаксационные эффекты в неравновесных конденсированных системах. Базальты: от извержения до волокна - М.: Изд- во: ИТиГ ДВО РАН, 2010. - 400 с.
.Флёров Г.В. Щелочной базальтовый магматизм Центральной Камчатки - М.: Изд- во: Наука, 1976. - 148 с.
.Дементиенко А. И. Петрохимическая типизация изверженных пород Покровского месторождения - Благовещенск: Изд-во: Амургеолком, 1995. С. 65-68
.Богатников О. А. Магматические горные породы. Классификация. Номенклатура. Петрография. Часть 1 - М.: Изд-во: Наука, 1983. - 365 с.