МИНИСТЕРСТВО ОБРАЗОВАНИЯ И НАУКИ
РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ
ФЕДЕРАЛЬНОЕ ГОСУДАРСТВЕННОЕ БЮДЖЕТНОЕ
ОБРАЗОВАТЕЛЬНОЕ УЧРЕЖДЕНИЕ ВЫСШЕГО ОБРАЗОВАНИЯ
«АСТРАХАНСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ»
Геолого-географический факультет
Кафедра «Промысловая геология,
САНЕ ЭЛЬХАДЖИ АБУБАКАР
ДГГ-21
Типы магматических формации »
Курсовая работа выполнена в рамках изучения дисциплины
«ПЕТРОГРАФИЯ »
Направление подготовки: 05.03.01 Геология. Бакалавриат.
Профиль: Геология и геохимия горючих ископаемых
Научный руководитель:
к.г.н., доцент кафедры
промысловой геологии,
гидрогеологии и геохимии
горючих ископаемых
И. В. Головачев
Астрахань, 2022 г.
СОДЕРЖАНИЕ
Введение ………………………………………………………………...3
I. TИПЫМАГМАТИЧЕСКИЕ ФОРМАЦИИЙ..............................................3
1. Ультрамафические магматические формации..............................................................................................................3
а) Вулканические формационные типы.............................................5
Б)Плутонические формационные типы.............................................7
2. Мафические магматические формации............................................................................................................12
а) Вулканические формационные типы...........................................13
3. Мафическо-салические магматические формации...............16
а) Вулканические формационные типы...........................................17
Б) Плутонические формационные типы..........................................18
4. Салические магматические формации.........................................19
а) Вулканические формационные типы...........................................20
Б) Плутонические формационные типы..........................................22
ЗАКЛЮЧЕНИЕ..................................................................................................26
ВВЕДЕНИЕ
Формационный анализ в магматической геологии зародился в нашей стране лет на пятьдесят позднее, чем в осадочной геологии. Наиболее широкое распространение он получил в последние десятилетия при региональных геологических и петрологических исследованиях. Результаты этих исследований нашли отражение в многочисленных научных обобщениях, нередко глобального содержания, позволяющие говорить о становлении «Учения о магматических формациях». При изучении магматических образований познаются закономерности образования и размещения в земной коре как самих формаций, так и генетически с ними связанных месторождений полезных ископаемых. Однако при современном уровне разработанности теоретических основ и накопленного опыта формационных исследований они сдерживаются существующими течениями и направлениями, несовершенством терминологической базы и рядом других нерешенных проблем, которые неоднократно обсуждались на конференциях, симпозиумах и совещаниях различного уровня. Возникновение этих проблем объясняется тем, что к становлению учения о магматических формациях причастно не одно поколение тектонистов, петрографов и петрологов различных геологических школ, существенно отличающихся подходами к изучению и выделению магматических формаций. При чрезвычайном обилии опубликованной литературы, часто противоречивой и при отсутствии учебников, самостоятельно освоить студентам основы формационного анализа магматических образований чрезвычайно сложно. В связи с этим и было подготовлено данное учебное пособие, предназначенное, в первую очередь, для студентов очного и заочного обучения по специальности 080200. В качестве основного учебного пособия оно может быть использовано в процессе преподавания курса «Основы формационного анализа», предусмотренного профессионально-образовательной программой подготовки бакалавров по названной выше специальности. Пособие может быть полезным при подготовке инженеров и магистров, если формационный анализ предусмотрен в качестве специальной дисциплины, ориентирующей на научное творчество и практическую научно-исследователь работу
I. Типы магматических формации
В данном разделе дается характеристика не всех магматических формационных типов, а только тех, которые имеют наибольшее практическое значение. В основу описания формационных типов положены материалы коллектива ВСЕГЕИ, опубликованные в работе «Магматические формации СССР» (1979), и последние разработки по магматическим формациям Ю.Б. Марина и В.Г. Лазаренкова (1992).
1. Ультрамафические магматические формации
Различают две группы ультрамафических формаций. В первой группе преимущественно развиты ультрамафиты нормального ряда (дуниты, горнблендиты, гарцбургиты), в меньшей степени – верлиты, пироксениты, горнблендиты, подчиненную роль играют габбро, нориты и др. Во второй группе ассоциируют породы двух различных серий: ультрамафитов нормального ряда (оливиниты, дуниты, пироксениты) и ультращелочных фойдовых пород (мельтейгиты, уртиты, ийолиты, нефелиновые и щелочные сиениты). Характерными членами второй группы являются коматииты, меймечиты, кимберлиты, щелочные базальтоиды и карбонатиты.
| Семейство | Группа | Формационные вид | плутонически |
| магматических формаци | Базальтовых и габбровых формаций Шелочно-базальтовых и щелочно-габбровых формаци | вулканические Натриевых базальтов** (спилит-диабазовая) Натриевых базальтов- риолитов (спилит-кера тофировая) Базальт-андезит-риоли- товая Андезитобазальтовая Калиевых базальтов- трахитов Риолит-лейкобазальтовая Трахибазальтовая Трахибазальт-трахиан- дезит-трахириолитовая Базальт-долеритовая Габбро-диабазовая Щелочных базальтоидов и фонолитов* Щелочных базальтоидов и лейцитофиров* | Анортозитовая Сиенит-габбровая Габбро-анортозитовая Габбро- вeрлитовая Щелочных габброидов и нефелиновых сиенитов* Щелочных габброидов и псевдолейцит-нефелино-вых сиенитов* |
Таблица 6. Классификация ультрамафических магматических формаций
* Дополнения и изменения по Ю.Б. Марину, В.Г Лазаренкову (1992)
a) Вулканические формационные типы
Коматиитовая формация впервые выделена в провинции Комати ЮАР. К этой формации был отнесен онвервахтский коматиитовый осадочно-вулканогенный комплекс мощностью до 16 км зеленокаменного раннеархейского (3,5 млрд. лет) пояса Барбертон. Наибольшая распространенность и наибольшие объемы коматиитов установлены в архейских зеленокаменных поясах щитов докембрийских платформ: Трансваальский, Канадский, блоки Пилбар и Иилгарн в Канаде, Родезийский. Позднее коматиитовые формации были обнаружены в протерозое канадской провинции Нюю-Квебек, в ордовикских офиолитах Нью-Фауленда, в мезозойских вулканогенных толщах океанического острова Горгона Колумбии и др. В нашей стране коматиитовые формации стали выделяться позднее в процессе доизучения Балтийского, Алданского щитов и офиолитовых ассоциаций складчатых сооружений различного возраста. Так, в последние годы в Канском зеленокаменном поясе Восточного Саяна был выделен раннепротерозойский (2,2–2,0 млрд лет) кингашский базальт-коматиитовый комплекс, с которым связано медно-никелевое оруденение с золотом и платиной (Т.Н. Корнев, А.Г. Еханин, 1997).
Коматиитовая формация в современном понимании представляет парагенетическую ассоциацию коматиитов (эффузивные аналоги перидотитов и пироксенитов), вулканических брекчий и туфов, дунитов, перидотитов, пироксенитов, габброидов, толентовых базальтов, андезитобазальтов, андезитов и иногда эффузивов кислого состава. В составе формации могут участвовать кремнистые сланцы, железистые кварциты, граувакки. Главными формами тел формации являются потоки, расслоенные покровы и силлы. Мощность отдельных потоков и покровов изменяется от нескольких метров до более 500 м. Силлы, сложенные дунитами, имеют мощность от 20–30 до 200 м при длине от 250–300 м до нескольких километров. Второстепенное значение имеют некки, жерловины, дайки. Различают потоки коматиитовых лав массивные, подушечные и со структурами «спинифекс». Структура спинифекс называется еще структурой «птичьих следов». Она определяется развитием скелетных, дендритовидных, радиально или хаотично расположенных, резко удлиненных микролитов и кристаллов оливина и игольчатого клинопироксена, находящихся в сложных срастаниях и погруженных в стекловатую или девитрифицированную основную массу с микролитами пироксена и хромита. Различают три вида рисунка структуры спинифекс: пластинчатый, беспорядочный и порфировый. Эта структура наблюдается лишь в верхней части потоков (от 1/2 до 2/3 мощности), а нижняя – характеризуется обычными кумулятивными структурами. На долю коматиитов приходится до 30 % общей мощности формации.
Петрохимические особенности коматиитов определяемся повышенными содержаниями магния (MgO до 30 %), никоя (до 8 %), хрома и пониженными – титана, иногда железа и щелочей (особенно калия), всех гpyпп некогерентных элементов – редких щелочей (рубидия), щелочноземельных элементов (стронция, бария), редкоземельных элементов и элементов с большим радиусом и зарядом (циркония и ниобия).
О происхождении коматнииов нет единого мнения. Известны гипотезы, в соответствии с которыми коматииты считаются реликтами ложа архейских морей, срединно-океанических хребтов, островных дуг, континентальных рифтов, реликтами примитивной коры Образование структуры спинифекс объясняется исключително быстрой кристаллизацией подвижной ультраосновной магмы в условиях сильного переохлаждения.
Большой интерес к коматиитам проявляется из-за генетической связи с ними богатых сульфидно-никелевых руд, выявленных в Западной Австралии, Канаде, Зимбабве. В Западной Австралии находится наибольшее число таких месторождений, запасы никеля в которых составляют 14 % мировых запасов при содержании его в сульфидах до 0,8 %.
Кимберлитовая формация впервые была выделена Ю.А. Кузненовым (1964). Он подчеркивал, что для формации характерны ультраосновные породы с повышеннойщелочностью, незначительная дифференциация кимберлитов, залегание в виде трубообразных тел, приуроченность к древним платформам и алмазоносность. Среднее содержание алмазов в кимберлитах даже в промышленных южно-африканских трубках составляет всего 0,1–0,2 карата/тонну. Все проявления кимберлитов на докембрийских платформах объединяются в провинции: Трансваальская, Калахарийская, Конголезская,Танзанийская, Либерийская, Восточно-Бразильская, Гвианская, Архангельская, Центрально-Сибирская, Южно-Сибирская, Якутская. Размеры провинций достигают 1500Ч3000 км в то время как все кимберлитовые тела земного шара составляют около 15 км2. В пределах провинций кимберлитовые тела распределены неравномерно, образуя кимберлитовые поля, соответствующие конкретным кимберлитовым комплексам, которые слагают латерально-синхронные и латерально-полихронные кимберлитовые формации.
Кимберлитовые тела размещаются в узлах пересечения разрывных нарушений рифтогенного типа, а внедрение их связывают с кратонной стадией развития докембрийских платформ. Форма кимберлитовых тел разнообразная, но обычно это трубки взрыва (иногда сдвоенные) или диатремы, кимберлитовые дайки, жилы, реже – силлы и потоки. Paзмepы диатрем варьируют отнескольких десятков гектаров до нескольким квадратных метров. Диатремы обычно суживаются с глубиной и переходят в дайки. Установлено, что трубка Кимберли переходит в дайку на глубине 1073 м, а трубка Дебирс – на глубине 732 м. Форма диатрем также разнообразная и зависит от характера пересечения разрывных нарушений, к которым приурочены кимберлитовые тела. Если тектонические зоны ориентированы пол углом 45°, то образуются диатремы треугольной формы. На крестообразном пересечении тектонических зон под углом 90° образуются диатремы четырехугольной формы, при более сложном сочетании нескольких пересекающихся тектонических зон образуются овальные диатремы. Установлено, что диатремы формируются в два этапа. На первом, газовом этапе, происходит разработка диатрем под воздействием истечения старых перегретых газов. На втором, магматическом этапе, камеры заполнялись кимберлитовой магмой. Образование некоторых диатрем происходило в процессе 2–3, иногда 10 инъекций кимберлитовой магмы. Массивные кимберлиты образуются позднее кимберлитовых брекчий.
Кимберлитовые формации состоят из ограниченного числа петрографических типов пород: кимберлиты, эруптивные брекчии кимберлитов, вулканические брекчии и туфы кимберлитов, автобрекчии кимберлитов («кимберлит в кимберлите») и пикриты. По количественному соотношению пород кимберлитовые формации существенно отличаются. Например, в гвинейских кимберлитах массивных пород – 55 %, эруптивных брекчии – 45 %, а в якутских кимберлитах первых – 22 %, а вторых – 78 %. Объясняют эти различия тем, что гвинейские кимберлиты размещаются в фундаменте, а якутские – в чехле.
Интенсивные вторичные процессы (метасоматоз) превращают кимберлиты в серпентиниты по кимберлитам или апокимберлитовые серпентиниты с примесью флогопита, кальцита, хлорита. Нередко обогащенность кальцием и углекислотой в результате вторичной карбонатизации кимберлитов становится спецификой их состава.
Типоморфными минералами кимберлитов являются алмаз, пироп муассанит, монтичеллит. Постоянно присутствуют мантийные включения: пироповые лерцолиты гранатовые дуниты, гранатовые пироксениты, эклогиты, оливин-флогопит-пикроильменитовые, оливин-пироп-пикроильменитовые и др. Эти включения считаются анатектическими реликтами мантийных пород, из которых выплавляется кимберлитовая магма. Наряду с охарактеризованными включениями, в кимберлитах присутствуют ксенокристаллы оливина, граната, ортопироксена, хромдиопсида, хромшпинелид, остроугольная форма которых и неравномерное распределение позволяют предполагать их обломочное происхождение при разрушении мантийных включений. В кимберлитах содержатся обычные ксенолиты вмещающих пород: гнейсы, кристаллические сланцы из фундамента, известняки, песчаники, аргиллиты из чехла. Присутствие в кимберлитах высокобарических минералов – алмаза и необычных мантийных включений свидетельствует об образовании кимберлитовых магм на глубинах от 150 до 700 км при температуре до 1400 °С. Это самая глубинная магма.
В химическом отношении кимберлиты занимают промежуточное положение между нормальными и щелочными ультрамафитами. Высокая магнезиальность, низкие содержания кремния и алюминия, обогащенность хромом и никелем подчеркивают их родство с ультрамафитами. Высокие содержания титана, фосфора и особенно калия при резкой обогащенности некогерентными элементами – редкими щелочами (рубидий), щелочноземельными элементами (цирконий, ниобий, тантал), радиоактивными элементами (уран, торий), легкими РЭЭ – свидетельствуют о щелочном характере пород.
Образование кимберлитовой магмы, возможно, происходило в результaтe умеренного плавления калиевой аномально метасоматизированной мантии, состоящей из флогопитизированного гранатового перидотита, в присутствии CO2. Допускается, что мантия в зоне анатексиса кимберлитовых магм была предварительно обогащена калием, водой, углекислотой и некогерентными элементами. С позиции плейт-тектники механизм подобного обогащения объясняется мобилизацией вещества литосферы при погружении его в процессе субдукции глубоко в нижнюю мантию в пределах рифтогенов древних платформ. Считается, что обладавшая низкой вязкостью кимберлитовая магма, без остановки в промежуточных очагах перемещалась к земной поверхности со скоростью от 0,1 до 20 м/сек.
b) Плутонические формационные типы
Дунит-перидотитовая формация известна и под другими названиями «альпинотипная» (дунит-гарцбургитовая), «габбро-перидотитовая», «гипербазитовая», а при сильной серпентизации ультраосновных пород формация называется «перидотит-серпентинитовой». Прототипом дунит-перидотитовой формации считаются раннедевонские и раннекаменноугольные массивы соответствующего состава Хромитоносного пояса Урала, размещающиеся в зоне Главного Уральского разлома на протяжении 2500 км. Широко распространены формации этого типа в Алтае-Саянской области, в Центральном и Восточном Казахстане, Корякском нагорье, на Кавказе и др. Наиболее молодые (палеоген-позднемеловые) дунит перидотитовые формации выявлены на Камчатке, в Омане, Иране и Новой Гвинеи. Везде массивы формации приурочены к гигантским линеаментам земной коры, называемыми «гипербазитовыми», «офиолитовыми» пли «серпентинитовыми» поясами.
В составе формации преобладают гарцбургиты («гарцбургитовая субформация»), дуниты или лерцолиты («лернолитовая» субформация). В подчиненном количестве присутствуют оливиновые и нормальные габбро, верлиты, пироксениты, нориты, анортозиты, метасоматические серпентиниты, родингиты, листвениты, стеатиты, талькиты, глаукофановые сланцы и др. Нередко массивы формации ассоциируют с меланжами – тектоническими брекчиями с включениями кремнисто-глинистых сланцев, известняков, амфиболитов и др.
Массивы формации, одинаково ориентированные, удлиненные группируются цепочками согласно простиранию линеаментов, контролирующих их размещение. По форме – это линзовидные, лополитовые, гарполитовые, факолитовые тела. Наиболее крупные массивы, например Войкаро-Сыньинский на Урале, занимают площадь в тысячи квадратных километров, а мощность их достигает 8 км. Характерна для дунит-перидотитовых массивов внутренняя неоднородность, обусловленная ритмичным чередованием гарцбургитов расслоенного и однородного строения. Неоднородность может быть выражена присутствием залежей хромитов, имеющих ленточную, карандашевидную, линзовидную и дисковидную форму.
Образование дунит-перидотитовых формаций первоначально связывалось с инициальным магматизмом на ранних стадиях развития геосинклиналей. Доминирующей была анатектическая гипотеза, в соответствии с которой предполагается образование пород формации из ультраосновной (гарцбургитовой) магмы. Считается, что эта магма образуется при достаточно полном плавлении субстрата верхней мантии в условиях сильного перегрева (не менее 1800 °С) на глубинах от 400 до 1100 км. Существует и протрузивно-реститовая гипотеза, в соответствии с которой допускается возможность внедрения массивов формации из верхней мантии в твердом состоянии вдоль зон глубинных разломов. Ультраосновные массивы с этих позиций рассматриваются как перемещенные на значительные расстояния крупные аллохтонные тектонические пластины, являющиеся отторженцами верхней мантии. В соответствии с идеями плейт-тектоники массивы дунит-перидотитовой формации образуются в зонах океанического спрединга, окраинных морей. Это продукты верхнего слоя мантии в виде частей океаннических плит, надвинутые на края континентальных плит (процесс абдукции) в ходе общего процесса субдукции – поддвигания океанических плит под континентальные. С этих позиций протрузивно-реститовая гипотеза вполне удовлетворительно объясняет сопряженность ультрамафитовых пластин с другими тектотническими пластинами в общем пакете тектонических чешуи («коллаж террейнов»), их сопряженность с зонами меланжа.
С дунит-перидотитовой формацией генетически ассоциируют, например, на Урале хромитовые с платиноидами (Кемпирсайское), тальковые (Козьмодемьяновское), хризотил-асбестовые (Баженовское), вермикулитовые (Kapaтac, Мугоджары), силикатно-никелевые (Халиловское) и др. месторождения.
Дунит-клинопироксенит-габбровая формация была выделена в 1900 г. Ф.Ю. Левинсон-Лессингом под названием «габбро-пироксенит-дунитовая» формация, в которую были обьединены силурийские основные и ультраосновные породы Денежкина Камня на Урале. Позднее формацию называли «габбро-перидотитовой», пока не стали различать дунит-клинопироксенит-габбровые ассоциации существенно габбрового состава и гипербазитовые ассоциации существенно перидотитового состава. К анализируемой формации отнесены меловой аляскинский (на Аляске), юрский туламинский (Канада), кембрийский саранский и ордовикский тесик-тасский (Центральный Казахстан), березовский (Сахалин) и др. комплексы, меловые интрузии Корякского нагорья. На Урале массивы описываемой формации прослеживаются в виде прерывистой цепи протяженностью до 900 км при ширине 10–40 км в той части Платиноносного пояса, которая приурочена к восточным склонам Северного и Среднего Урала. Массивы имеют вытянутую форму. Например, Качканаро-Контаковский массив имеет длину до 150 км и до 30 км ширину, а Тагильский массив вытянул на 120 км при ширине 22 км. Некоторые массивы имеют изометричную и подковообразную в плане форму диаметром в несколько километров, которые по геофизическим данным в виде «трубообразных» тел уходят на глубину до 10–12 км. Предполагаемая форма массивов в разрезе лакколитовая, факолитовая, в целом подобная лополитообразным расслоенным массивам.
В составе формации габброидов почти в 10 раз больше ультрамафитов. Среди габброидов преобладают нормальные, амфиболовые и оливиновые разности, реже присутствуют нориты и анортозиты. Среди ультрамафитов до 20 % дунитов, до 35 % клинопироксенитов и свыше 30 % верлитов. Установлено, что дуниты анализируемой формации подобны офиолитовым дунитам и существенно отличаются от платформенных дунитов. С дунитами описываемой формации генетически связаны хромит-платиновые месторождения (гора Савельева). Содержание хрома 340–390 г/т, платины – 10–200 мг/г, никеля – 1110–1130 г/т. С габбро, пироксенитами и горнблендитами связаны титано-магнетитовые и медно-титан-ванадиевые (Волковское) месторождения.
Известны магматическая, метасоматическая, плейт-тектоническая и мантийно-диапировая гипотезы образования массивов формации. Магматическая гипотеза предполагает образование в мантии исходного расплава, дифференциация которого и последующее многофазное внедрение обеспечило все многообразие пород формации. Метасоматическая гипотеза допускает возможность образования дунитов, перидотитов по вулканитам основного состава, пироксенитов и дунитов – по гарцбургитам, дунитов – по клинопироксенитам и клинопироксенитов по дунитам. Плейт-тектоническая гипотеза допускает, что массивы формации представляют собой надвинутые или шарьяжные блоки и пластины верхней части океанической коры, сорванной на гpaнице дуитов с гарцбургитами. Мантийно-диапировый механизм предполагает внедрение дунитовых массивов в форме горячих мантийных диапиров. В соответствии с разными тектоническими концепциями образование массивов анализируемой формации связывают либо с окончанием раннегеосинклинальной стадии, либо со стадией формирования меланократового основания океанической коры, либо с развитием основания древних островных дуг, образующихся в результате абдукции и межконтинентальных рифтов.
Перидотит-пироксенит-норитовая формация в нашей стране описана Д.М. Орловым (1979) на примере расслоенных массивов, к которым принадлежат Бураковско-Аганозерский и Мончегорский плутоны. Особенностью данной формации является то, что она представлена самыми крупными лополитоподобными расслоенными массивами, проявившимися в единственном числе, а не в сочетании с другими массивами. Прототипом формации считается Бушвельдский массив (2,65 млрд. лет) ЮАР, занимающий плошать 67100 км2. К этой же формации относятся докембрийские массивы, в США – Стиллуотерский (2,75 млрд. лет), в Зимбабве – Великая дайка (1,7 млрд лет), в Анголе – Кунена, в Aнтарктиде – Дюфек, в Финляндии – Торнио-Наранкаварский (2,44 млрд. лет), в Канаде – Садбери (1,7 млрд. лет), а также мезозойские массивы: в Гвинее – Калум (150 млн. лет), в Сьерре-Леоне – Фритаун (192–176 млн. лет).
В тектоническом отношении все крупные массивы формации формировались в условиях платформенного режима на этапе активизации в форме автономного рифтогенеза. Так, по мнению Е.Е. Милановского, Великая дайка контролируется проторифтовой структурой. Массив Калум маркирует рифтовую зону Конакри-Бомака на расстоянии более 1000 км, ориентированную в северо-восточном направлении. По гравиметрическим данным как крупные, так и мелкие массивы прослеживаются на глубину 10–15 км. Многие исследователи рассматриваемую формацию считают глубинным эквивалентом трапповой формации. Это предположение по отношению к Бушвельдскому массиву давно высказал В. Кеннеди. В пространственном и генетическом отношении связаны расслоенные массивы Калум и Фритаун с юрскими базальтами и долоритами Западно-Гвинейской синеклизы.
О соотношении формациообразующих пород можно судить на примере Бушвельдского массива, в котором ультраосновные породы составляют 25 % (дуниты – 0,5 %, гарцбургиты – 4,5 %, ортопироксениты-бронзиты – 20 %), основные породы – 75 % (нориты-анортозиты – 20 %, габбро-нориты – 34 %, габбро – 6 %, диориты – 11 %). Сравнение состава габброидов с составами континентальных и океанических толеитов показывает, что по концентрации некогерентных элементов эти породы близки к континентальным толеитам. Эта геохимическая особенность, возможно, подтверждает генетическую связь пород формации с трапповым магматизмом.
Механизм образования и порядок внедрения пород расслоенных массивов понимается неоднозначно. Например, образование Бушвельдского массива одни исследователи (Г. Хесс) объясняют одноактным внедрением и последующей внутрикамерной дифференциацией базальтовой магмы, а другие (А. Ломбард) – многоактными инъекциями из глубинного магматического резервуара в процессе дифференции на глубине. В настоящее время образование расслоенных массивов связывают с ультрамафитовой мaгмой, возникшей при плавлении мантийных перидотитов и толеито-базальтовой магмы, формирующейся в ходе плавления тех же перидотитов, но на более высоком пространственном уровне
С расслоенными перидотит-пироксенит-норитовыми массивами связаны месторождения хромитовые, платиноидно-сульфидновкрапленные, титаномагнетитовые с ванадием (Бушвельдский массив), сульфидные медно-никелевые с платиноидами (Садбери, Монча), хризотил-асбеста (Карачаевский массив) и др.
Щелочно-ультрамафитовая с карбонатитами формация выделена Ю.М. Шейнманном. Ю.А. Кузнецов называл эту формацию «формацией центральных интрузий щелочных и yльтраосновныx пород с карбонатитами». Известны и другие названия этой формации «формация меланонефелинитов», «щелочных ультрамафитов», «фельтшпатоидных габброидов и карбонатитов». В составе формации одни исследователи предлагают выделять субформации пироксенитов, щелочных пород и карбонатитов, другие выделяют «ийолит-карбонатитовую» и «карбонатитовую» субформации.
Эталоном рассматриваемой формации считается маймеча-котуйский комплекс (массивы: Гулинский, Маган, Бор-Урях, Кугда и др.) Анабарской антеклизы. К этому типу формации относятся массивы: Ковдорский, Ковдозерский, Африканда и др. (Балтийский щит), Инаглинский, Кондерский и др. (Алданский щит), а также интрузии палаборского (ЮАР), якупирангского (Бразилия) и других комплексов. Установлено, что крупные формации размещаются в рифтовых структурах по периферии платформ, а небольшие – на срединных массивах геосинклиналей. Образование формаций приходится на пермское-триасовое (Маймеча-Котунский район) и меловое (якупирангский комплекс) время. По геофизическим данным массивы формации имеют «сквозное» или «субъяцентное» распространение от поверхности земной коры и до верхней мантии Нижняя кромка, например, Ковдорского массива фиксируется на глубинах от 20 до 200 км, а глубинное продолжение Гулинского массива намечается в интервале 25–125 км. Интрузивные массивы малых и средних глубин имеют кольцевую в плане и цилиндрическую или коническую – в разрезе форму. На больших глубинах кольцевые массивы сменяются многофазными штоковыми телами.
Установлена гомодромная последовательность образования пород формации: оливиниты (дуниты)? клинопироксениты (рудные пироксениты)? мелипититы? турьяриты и мельтейгиты? ийолиты? нефелиновые и щелочные сиениты? камафориты и карбонатиты. В некоторых массивах существенна роль эндоконтактовых метасоматитов (диопсид-монтичеллит-гранатовые, диопсид-апатит-флогопитовые и др.) и экзоконтактовых метасоматитов (эгирин-нефелин-микроклиновые, апатит-эгириновые и др.).
Породы описываемой формации, по сравнению с другими формациями ультраосновных пород, характеризуются резкой обогащенностью щелочами (Na > К), щелочно-земельными (стронций, барий), радиоактивными (уран, торий) и особенно редкоземельными элементами с большим радиусом и зарядом.
Образование щелочно-ультраосновной магмы объясняется плавлением метасоматизированной аномальной мантии натриевого типа, испытавшей преданатектическую переработку флюидной фазой, обогащенной натрием, летучими и фойдафильными элементами.
С анализируемой формацией связана обширная группа рудных месторождений. С дунитами ассоциирует иридиево-платиновая (Кондерский массив), с пироксенитами – перовскит-титаномагнетитовая (Ковдорский массив), с ийолитами – флогопитовая, апатит-магнетитовая, апатит-фенитовая (Ковдорский, Маганский массивы) минерализация. С камафоритами и карбонатитами связаны магнетит-апатитовые, флогопитовые, апатит-пирохлоровые, апатит-гатчетолитовые, борнит-халькопиритовые с палладием (Палабора), монацитовые и бастнезитовые (Вигу, Нкомбва), флюоритовые (Большетагнинский массив), брукитовые (масстив Maгнет-Ков) и др. месторождения.
2. Мафические магматические формации
В составе мафических формаций преобладают базальты и габбро Подчиненное распространение имеют, с одной стороны, ультрамафические породы: оливиниты, перидотиты, пироксениты, меймечиты, а с другой – мафически-салические породы: диориты, плагиограниты, андезитобазальты, андезиты, дациты.
| Семейство Мафических формаций | Группа Базальтовых и габбровых формаци Щелочно- базальтовых и щелочно-габбровых формации | Формационные вид вулканически Натриевых базальтов** (спилит-диабазовая) Натриевых базальтов- риолитов (спилит-кера тофировая) Базальт-андезит-риолитовая Андезитобазальтовая Калиевых базальтов- трахитов Риолит-лейкобазальтовая Трахибазальтовая Трахибазальт-трахиан- дезит-трахириолитовая Базальт-долеритовая Габбро-диабазовая Щелочных базальтоидов и фонолитов* Щелочных базальтоидов и лейцитофиров* | Плутонически Анортозитовая Сиенит-габбровая Габбро-анортозитовая Габбро- вeрлитова Щелочных габброидов и нефелиновых сиенитов* нефелино-вых и сиенитов |
Классификация мафических магматических формаций
* Дополнения и изменения, по Ю.Б. Марину и В.Т. Лазаренкову (1492)
** Дополнения и изменения, по Л.В. Пешехонову (1969)
a) Вулканические формационные типы
Базальт-долеритовая формация стала выделяться с 1979 г. в книге «Магматические формации СССР». В 1926 г. эта формация была описана А. Дю-Тойтом на примере долеритов Южной Африки. В 1931 г. Ф.Ю. Левинсон-Лессинг называет ее «трапповой» формацией. В 1936 г.B.C. Соболев детально описывает траппы Сибирской платформы (сибирские траппы). Для базальтов формации встречаются такие названия, как: «платобазальты», «покровные базальты» («флуд-базальты»), «трещинные базальты». Давно установлена приуроченность траппов к зонам рассеянного рифтогенеза докембрийских платформ.
Известны протерозойские (Карелия), кембрийские (Сибирская платформа), девонские (Восточно-Европейская платформа) базальт-долеритовые формации, но наиболее интенсивное образование их приходится на мезозой и кайнозой. В позднепермско-раннетриасовое время шло образование формации в Тунгусской синеклизе, на Южном Таймыре, в синеклизе Тауденни Южно-Китайской платформы, в пределах Кашмира и Аппалачей. В позднетриасово-раннеюрское время формировались долериты Карру, в позднеюрско-раннемеловое время – базальты Антарктиды, Австралии, бассейна р. Параны. Образование базальт-долеритовой формации Шпицбергена, Декана, Гренландии приходится на поздний мел и палеоген. В течение позднего палеогена и неогена формировались базальты и долериты Западной Антарктиды, Исландии. Базальт-долеритовая формация образуется в эффузивной (базальтовой) и гипабиссальной (долеритовой) фациях, а потому выражена вертикальным рядом двух петрохимически сходных субформаций: базальтовой и долеритовой. По причине резкой глубины эрозионных процессов в одних формациях преобладают только базальты (плато Декан, бассейн р. Параны), в других преобладают долериты (область Карру. Западно-Африканская провинция), а в третьих – базальты и долериты присутствуют совместно (Южный Таймыр, Тунгусская синеклиза). Покровы базальтовых лав формации распространены на очень обширных территориях. В Тунгусской синеклизе они занимают площадь до 1,5 млн. км2 при максимальной мощности на плато Путорака до 3,5 км.
Все породы формации образовались из весьма однообразной по составу магмы, названной В. Кеннеди – «толеитовой», а производные из нее базальты Ф. Тернер и Дж. Ферхуген назвали «толеитовыми базальтами» или «толеитами». В небольшом количестве присутствуют оливиновые и пикритовые базальты, пикриты, щелочные базальты, редко – андезиты, трахиты и риолиты. Из гипабиссальных пород, кроме типичных долеритов, распространены габбро-долериты, трактолитовые долериты, кварцевые долериты, диабазы, конга-диабазы, долеритовые пегматиты, гранофиры, габбро-тешениты, монцонит-порфиры, феррогаббро и др. С учетом преобладания тех или иных пород Ю.А. Кузнецов предлагал выделять щелочно-базальт-толеитовую, риолит-толеитовую, риолит-щелочнобазальт-толеитовую, трактолит-долеритовую, феррогаббро-долеритовую, тешенит-долеритовую и др. субформации. Установлено, что образование базальт-долеритовых формаций происходит в несколько фаз. Так, долериты Карру формировались в семь интрузивных фаз, а вспышки базальтового магматизма на Шпицбергене имеют возраст 140, 90–80, 62–45 и 30 млн. лет.
Обшей петрохимической особенностью пород базальт-долеритовых формаций различного возраста и разных регионов отмечается однородность их химического состава. Однако фиксируются геохимические различия провинциального характера, например, в долеритах Карру содержание титана (1,16 %) выше, чем в долеритах Тасмании (0,60 %). В долеритах Антарктиды содержания стронция 130 г/т, тогда как в долеритax других континентов стронция содержится значительно больше – до 410 г/т. При изучении дифференцированных хонолитов Норильска установлено, что в ходе фракционирования оливина, пироксена и основного плагиоклаза при кристаллизации пород последовательно увеличивается значение железо-магниевого отношения (феннеровский тренд), суммарная щелочность, уменьшаются концентрации ряда элементов группы железа (хрома, никеля, кобальта) и увеличивается содержание литофильных элементов (лития, рубидия, бария, циркония, ниобия и др.).
По современным представлениям, породы описываемой формации являются продуктами типичной для платформ толеитовой магмы, образовавшейся в результате селективного плавления мантийного субстрата. По экспериментальным данным (Д.Х. Грин, 1971) образование расплавов оливиновых толеитов возможно в широком диапазоне давлений при частичном плавлении (10–35 %) гранатовых перидотитов с содержанием волы до 0,1 %. Установлено также, что толеиты платформ отличаются от толеитов океанов обогащенностью кремнием, калием, некогерентными элементами и обедненностью магнием, некоторыми элементами группы железа (хром, никель).
С базальт-долеритовыми формациями связаны магматические сульфидные медно-никелевые с платиноидами месторождения норильского типа, железорудные месторождения (Ангаро-Илимское) и др.
Формаци