Штефан Л
Середні породи нормальної лужності (група діориту – андезиту)
Середні плутонічні породи нормальної лужності
Плутонічні породи цієї групи мають незначне поширення у природі. За геологічними умовами залягання та петрографічними особливостями вони тісно пов'язані як з основними (габроїдами), так і з кислими (гранітоїдами) породами. Серед них найчастіше зустрічаються діорити та кварцові діорити.
Середній хімічний склад порід групи діориту – андезиту17
Діорити (від грецьк. «діоріцо» – відокремлюю) – зернисті, іноді порфіроподібні породи сірого або зеленувато-сірого кольору, складені середнім плагіоклазом та роговою обманкою, біотитом, рідше піроксенами. Головна відмінність діоритів від габро – склад плагіоклазу та менша кількість темнокольорових мінералів. У діоритах плагіоклаз у середньому відповідає андезину, у габро – лабрадору. У діоритах темнокольоровий мінерал представлений головним чином роговою обманкою та біотитом, а в габро – піроксеном.
Плагіоклаз у діоритах зазвичай має зональність, характеризується великими варіаціями складу – від лабрадора або бітовніту в ядрі зерен до андезину та олігоклазу по краях (див. рис. 10). Кристалізується у формі широких чи тонких таблиць. Темнокольорові мінерали – зелена чи коричнева рогова обманка, піроксени – моноклінні чи ромбічні, бурий біотит. Другорядні мінерали - кварц, калієвий польовий шпат, дуже рідко залізистий олівін. Акцесорні мінерали представлені апатитом, магнетитом, сфеном, ільменітом, цирконом. Побічні мінерали – хлорит, ураліт, епідот, альбіт, серицит, карбонат, каолініт.
Діорити містять 30-35% кольорових мінералів, при меншій кількості їх породи називаютьлейкократовими (лейкодіорити), при вищому – меланократовими (меланодіорити). До останніх належать і габро-діорити. Головні різновиди діоритів виділяють за характером темнокольорового мінералу: гіперстенові, діопсидові, авгітові, біотито-роговообманкові (переважний тип).
Структура діоритів гіподіоморфнозерниста з гарним оформленням кристалів плагіоклазів, рогової обманки або піроксенів (див. рис. 10; 11,б). У великокристалічних діоритах і плагіоклаз і рогова обманка утворюють витягнуті форми кристалів, що слабо орієнтовані в одній площині. Ця структура – призматично-зерниста. Текстури в діоритах масивні однорідні або плямисті (такситові), рідше смугасті. За змістом кварцу діорити діляться в такий спосіб (табл. 10).
Поділ діоритів за вмістом кварцу
Морфологія тіл діоритового складу, поширення та геологічні особливості їх залягання
Діорити дуже рідко утворюють самостійні великі масиви. Тіла, складені ними, мають характер дачок, лакколітів або невеликих штоків, розмір яких не перевищує 2 км. Найчастіше ж ці породи, не утворюючи самостійних тіл, входять до складу інтрузивних масивів, переважно кислого складу, і нерідко бувають пов'язані поступовими переходами з гранітоїдами або габброідами, особливо якщо масив знаходиться на контакті з основними або карбонатними породами.
Діорити входять до складу двох великих магматичних формацій, притаманних рухливих зон земної кори.
1. Діорити, тісно пов'язані з використанням кислих інтрузій. Ці діорити утворилися з гранітної магми внаслідок розчинення та асиміляції цією магмою гірських порід, багатих магнієм, залізом і кальцієм. На ендоконтактах 18 гранітоїдних масивів (в Ірландії, на о. Суматра,у Богемському лісі).
2. Діорити, пов'язані генетично з основною магмою. Вони утворюють штоки та дайки, просторово приурочені до масивів габ-бро-піроксеніт-дунітової формації (у Казахстані, на Уралі – Тагільський, Собський масиви, в Україні, Тянь-Шані та інших місцях).
В Україні та країнах СНД діорити відомі в Уральській, Казахстанській, Алтаї-Саянській складчастій системах. У кристалічному фундаменті Білорусі діорити, кварцові діорити та гранодіорити входять до серії порід, що змінюються за складом від діоритів до лейкогранітів Мікашевичського комплексу.
Корисні копалини
Середні вулканічні породи нормальної лужності
Андезити вважаються ефузійними аналогами діоритів. Породи нормальної лужності по основності поділяються на такі різновиди (табл. 11), які візуально, інколи ж і під мікроскопом, без хімічного аналізу розрізнити неможливо.Таблиця 11Ділення андезитоїдів за вмістом кремнезему
Макроскопічно андезити – це щільні темно-сірі породи, зазвичай порфірової структури. Рідше трапляються афірові різниці. Вкрапленники різних розмірів (від часток міліметра до 1 см) представлені плагіоклазом і темнокольоровими мінералами. Характерною особливістю андезитів є те, що в них склад мінералів вкрапленників у порівнянні з основною масою по основності на групу вище: плагіоклаз вкрапленників має основний склад, з темнокольорових мінералів у вкрапленниках переважає моноклінний і ромбічний піроксен - мінерали, типові для основних порід. Кольорове число 25-35%. У кисліших різновидах (даціандезитах) плагіоклаз вкрапленників представлений андезином, а кольорові мінерали – роговою обманкою та біотитом.
Основна маса андезитів складається з мікролітів тавулканічного скла. Кольорове число основної маси 30-35%, але його не завжди легко визначити через наявність великої кількості вулканічного скла. За складом темнокольорових мінералів у вкрапленниках розрізняють авгітові, гіперстенові, рогово-обманкові та біотитові андезити. Від піроксенових андезитів спостерігаються поступові переходи до базальтів, унаслідок чого виділяється проміжна група андезибазальтів.
Андезібазальти характеризуються наявністю в мікролітах більш основного складу - андезину - лабрадору № 48-52, і кольоровим числом основної маси близько 50%.
Від андезитів спостерігаються також поступові переходи до групи кисліших лав, у цьому випадку проміжними породами є кварцвмісні андезити або даціандезити, які є аналогами, що злилися кварцових діоритів. Даціандезити від андезитів відрізняються насамперед присутністю кварцу, який або утворює вкрапленники, або зустрічається в основному.
Текстури та структури андезитоїдів
Текстура андезитів флюїдальна, часто пухириста, що наближається до пінистої форми (пемза). Великі порожнечі виконані прозорим кальцитом, кристалами тридиміту, кристобаліту та рідше кварцу.
Андезитові лави в порівнянні з базальтами є кислішими, а отже, і більш в'язкими. Тому їм властиві напівкристалічні структури із великою кількістю вулканічного скла. Найбільш поширеними структурами основної маси є гіалопілітова (андезитова), потім вітрофирова та пілотакситова (див. рис. 8). Остання характеризується наявністю скелета, складеного поплутаною «повстю» мікролітів, в інтерстиціях якого спостерігається вулканічне скло.
Альбітофірами називали породи, що складаються з альбіту та вторинних мінералів, головним чиномхлориту, іноді епідоту та актиноліту. Найчастіше вдається довести, що альбіт розвивається як вторинний мінерал дома більш основного плагиоклаза, а анортитовая складова як епідоту виноситься межі породи. При червонокам'яному переродженні внаслідок просочування вулканічного скла окислами заліза породи набувають червоного або бурого забарвлення. Іноді при появі додатково хлориту відбувається змішання забарвлень і метаандезити набувають своєрідних червоно-фіолетових кольорів.
Змінені андезити (метаандезити)
Геологічні умови знаходження, поширення та форми залягання порід середнього складу, що вилилися.
Андезити та метаандезити мають широке поширення: вони утворюють покриви та потоки, та їх поява на земній поверхні пов'язана з виливами центрального типу. Оскільки андезитова магма має більшу в'язкість, то андезити часто утворюють куполи та обеліски (екструзії). Загальновідомі купол та голка вулкана Мон-Пеле, купол вулкана Шивелуч. Завдяки в'язкості андезитової магми та відносного багатства її газами (летучими компонентами) виверження андезитів часто мають вибуховий характер, що призводить до утворення великої кількості пірокластичних продуктів. Формуються стратовулкани, у яких прошарки туфів чергуються з потоками лав.
Виверження андезитового матеріалу на поверхню супроводжується формуванням субвулканічних тіл. Зазвичай це дайки або штоки, що значно рідше міжпластові тіла. Вони складені породами, аналогічними по мінеральному та хімічному складу породам лавових потоків, проте відрізняються дещо вищим ступенем кристалічності основної маси порід.
Андезити розвинені у стародавніх складчастих областях та сучасних острівних дугах. Вони практично відсутні наплатформах та в океанах. Відзначається зв'язок між потужністю земної кори і обсягом андезитів, що вивергалися, який зростає зі збільшенням її потужності. При переході від континентальної земної кори до океанічної настає такий момент, коли замість андезитових лав вивергаються базальтові. Цю закономірність помітив у 1910 р. А. Маршалл, спочатку у південно-західній частині, та був і навколо Тихого океану. Явище (зміна андезитового вулканізму базальтовим у міру витончення континентальної земної кори) отримало назву «андезитова лінія», або «андезитовий пояс». Ця лінія показує межу переходу океанічної кори до континентальної. Андезитовий пояс проходить Камчатсько-Курильською дугою і майже симетрично їй на сході Тихого океану розташовується андезитова провінція Каскадних гір.
Найінтенсивніші виверження андезитів пов'язані з епохами орогенезу. Андезити складають найбільші вулканічні споруди Японії, Індії. Широко поширені на Закарпатті, на Кавказі. Добре відомі сучасні виверження андезитів та андезі-базальтів вулканів Камчатки.