Слайд 1Классификация основных пород
Границы группы - по 45% > SiO2 >
53%
Содержание рудного материала – снижает содержание SiO2
Вторичные изменения –
как правило повышают содержание SiO2
Пикриты
Перидотиты
Пикробазальты и
пикродолериты
Монцогаббро и
эссекситы
Трахиандези
базальты
Трахиандезиты
- кварцевые латиты
Щелочные
кварцевые
сиениты
Щелочные
трахидациты
Щелочные
граниты
Пантеллериты
Трахириодациты
Трахида-
циты
Кварцевые
сиениты
Субщелочные кварцевые
диориты - кварцевые
монцониты
монцониты
- латиты
Трахибазальты
Пироксениты -
горнблендиты
Базальты
Диориты
Кварцевые
диориты
Гранодиориты
Андези-
базальты
Андезиты
Дациты
Граниты
Субщелочные
граниты
Комендиты
щелочные
граниты
Трахириолиты
субщелочные
лейкограниты
Лейкограниты
Низкощелочные
риодациты, риолиты,
граниты, лейкограниты
Риодациты
Риолиты
и долериты
Габброиды
Дуниты - оливениты
Щелочные пикриты
Мелилитолиты
Мелилититы
Щелочные
габброиды
Щелочные
базальтоиды
Щелочные
трахиты
Щелочные
сиениты
Т р а х и т ы
С и е н и т ы
Основные
фойдолиты
Основные
фоидиты
Ф о н о л и т ы
Ф е л ь д ш п а т о и д н ы е
с и е н и т ы
Ультраосновные
фоидолиты
Ультраосновные
фоидиты
Ультраосновные
Основные
Средние
Кислые
SiO2,
вес.%
Na2O+K2O,
вес.%
34
40
46
52
58
64
70
1
5
9
13
17
21
1
5
9
13
17
21
Слайд 2Основные вулканические породы
Основные плутонические породы
Нормальный ряд: 0,5(Na2O+K2O)4,5 мас.
Умеренно-щелочной ряд:
3(Na2O K2O)8 мас.%.
Щелочной ряд: 5≤ (Na2O+ K2O)≤ 20 мас.%.
Слайд 3Международная классификация и номенклатура плутонических пород
Классификация и номенклатура плутонических пород
соответственно модам минералов, использующая диаграмму QAPF (по Streckeisen, 1978).
Углы двойного
треугольника: Q - кварц, А — щелочной полевой шпат, Р — плагиоклаз и F-фельдшпатоид. Эта диаграмма не должна быть использована для пород, в которых содержание мафического минерала М превышает 90 %
Слайд 4Нормальный ряд
Класс – плутонические:
1. Семейство пироксенитов-горнблендитов
2. Семейство габброидов
Класс – вулканические:
1.
Семейство пикробазальтов
2. Семейство мелабазальтов
3. Семейство базальтов
4. Семейство лейкобазальтов
Слайд 5Минералы основных пород нормального ряда:
Главные: Pl (An50-100), Ol(#Mg 60-80)
, CPx (Di-Aug, Aug, Pig), OPx (#Mg 55-85), Cam (Hbl
бурая, в вулканических породах – базальтическая).
Второстепенные: Phl (Bt), Grt, Spl, Mag.
Акцессорные: сфен, циркон.
Минералы основных пород умеренно-щелочного ряда:
Главные: Pl (An20-70), Ol(#Mg 60-80) , CPx (Aug, TiAug), OPx (#Mg 55-85), Cam (Hbl бурая, в вулканических породах – базальтическая).
Второстепенные: Phl (Bt), Fsp, Mag, Ne, Anc.
Главные: Pl (An20-70), Fsp, Ol(#Mg 60-80) , CPx (Di-Aug, TiAug, Aeg-Aug, Aeg), Cam (Hbl бурая, Na и Na-Ca, Ti), F (Ne, Lct, Lct`, Nsn, Anc, Ks) .
Второстепенные: Phl (Bt), Mag.
Слайд 6Семейство пироксенитов-горнблендитов
Слайд 7Номенклатура ультрамафитовых пород содержащих роговую обманку
Курсивом показаны разновидности горных пород,
сплошная линия - граница видов, штриховая – граница разновидностей
Слайд 8Семейство пироксенитов-горнблендитов (Pl
пироксенитов и пироксеновых горнблендитов – гипидиоморфнозернистая, для косьвитов – сидеронитовая.
Горнблендиты во многих случаях образуются за счет пироксенитов, в результате эпимагматического замещения пироксена роговой обманкой.
Слайд 12Рудные оливиновые клинопироксениты
Хошимгольский массив Западное Прихубсугулье
Слайд 13Семейство габброидов
Широкие вариации в семействе габброидов содержаний породообразующих минералов и
соответственно породообразующих оксидов связаны с процессами фракционной кристаллизации
Слайд 14В безоливиновых габброидах возможно присутствие кварца до 5%
Слайд 15Текстура такситовая, часто полосчатая, в алливалитах - орбикулярная, структура габбровая
или габброофитовая, пойкилоофитовая. В оливиновых норитах, оливиновых габбро и троктолитах
наблюдается венцовая структура. В анортозитах наблюдается ксеноморфнозернистая или панидиоморф-нозернистая структуры.
Слайд 16Такситовая текстура в габброидах
Орбикулярная текстура в алливалитах
Слайд 17Такситовая текстура в габброидах
Орбикулярная текстура в алливалитах
Слайд 18Такситовая текстура в габброидах
Орбикулярная текстура в алливалитах
Слайд 19Такситовая текстура в габброидах
Полосчатая текстура в оливиновых габбро
Слайд 20Габбровая структура в габброноритах
Слайд 21Пойкилоофитовая структура в оливиновом габбро Правотарлашскинского массива
Слайд 22Механизмы, приводящие к возникновению расслоенности
Слайд 23Геологическая карта перидотит-пироксенит-габбрового массива Duke Island (по Ирвину, 1996)
Слайд 25Ритмичная расслоенность перидотитов и пироксениттов
Слайд 26Полосчатость в оливиновых пироксенитах
Слайд 27Шлир оливинового клинопироксенита в тонко расслоенном перидотите
Слайд 35Гипабиссальные основные породы
Микрогаббро – равномернозернистая структура, микрогаббровая
Долерит – порода, имеющая
офитовую (диабазовую), пойкилоофитовую или долеритовую структуру ОМ. Структура породы: афировая,
порфировая, порфировидная. (от греч. Doleros – обманчивый)
Диабаз – термин используется двояко. Британская школа подразумевает интенсивно измененную породу, а французская, немецкая и американская – породу с офитовой структурой. Теперь термин принят как синоним долерита. (от греч. Diabasis – переходящий)
Слайд 36Базальты
Один из самых древних терминов, вероятно египетского происхождения, обычно приписываемый
Плинию.
Самый простой петрографический признак: присутствие Ol.
Но сильно зависит от степени
насыщения базальтов кремнеземом по отношению к магнию и железу. 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 пироксенов стали называть толеитами.
Слайд 37Недосыщенные кремнеземом породы со значительным количеством оливина стали называть щелочным
оливиновым базальтом. Эти породы выделены 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.
Слайд 38При 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.
Тетраэдрическая диаграмма системы
Di — Fo — Ne — Qz
Слайд 40Толеит – этот термин вызвал большую путаницу. Первоначально был определен
как долеритовый трапп, состоящий из альбита и ильменита. В конце
XIX века Розенбуш определил толеит, как бедную оливином или безоливиновую плагиоклаз-авгитовую породу с интерсертальной структурой. Затем он становится разновидностью базальта, состоящей из лабродора, авгита, гиперстена и пижонита, с оливином (часто проявляющем реакционные взаимоотношения) или кварцем и часто интерстициальным стеклом. В 1962 г. Йодер и Тилли определили его химически как гиперстен-нормативный базальт, в этом смысле он используется до сих пор. Однако оказалось, что типовая порода была не толеитом, как он химически определен Йодером и Тилли. (Толей, район р. Наве, Саарланд, Германия)
Известково-щелочной базальт. Название дано не в соответствии с минералогией базальта, а по его принадлежности к базальт-андезит-дацитовой серии орогенных поясов и островных дуг.
Слайд 41АFМ диаграмма для отличия базальтов толеитовой (TH) и известково-щелочной (CA)
серий: A = Na2O + K2O; F = FeO +
0.9Fe2O3; M = MgO. (Irvine & Baragar,1971).
Диаграмма FeO*/ MgO - SiO2. для отличия базальтов толеитовой (TH) и известково-щелочной (CA) серий; FeO – все Fe в форме FeO (масс.%). Разделительная линия описывается уравнением: FeO'/MgO = 0.1562 x SiO2 - 6.685. (South Sandwich, Luff (1982); Marianas, Meijer& Reagan (1981); Sunda, Foden(1983)).
Слайд 42Международная классификация и номенклатура вулканических пород
Слайд 43Нормальный ряд
Класс – вулканические
Классификация по Петрографическому кодексу, 1995.
Гиалобазальт = тахилит
– черное базальтовое стекло, обычно содержащие кристаллиты, никогда не образует
мощных тел, небольшие линзы, корочки.(от греч. Tachys – быстрый и litos – расплавленный, растворимый)
Есть Pl во вкрапленниках
Нет Pl во
вкрапленниках
Слайд 44Семейство пикробазальтов (пикродолеритов)
Слайд 48Столбчатая отдельность в базальтах
Слайд 50Пиллоу-лавы, подушечная отдельность
Слайд 52Структура вариолитовая
Текстура афанитовая
Базальт
Слайд 53Структура толеитовая
Базальт
Стекло
Слайд 55Структура порфировая
структура основной массы - толеитовая
Слайд 56Структура офитовая
Долерит
Плагиоклаз
Пироксен
Слайд 57Гломеропорфировый базальт с гиалопилитовой основной массой
Слайд 58Долерит
Структура пойкилоофитовая
Слайд 59(Mg,Fe)2Si2O6
Ca(Mg,Fe)Si2O6
pigeonite
clinopyroxenes
orthopyroxenes
Solvus
1200oC
1000oC
800oC
Распад пижонита
Слайд 60В каких геологических обстановках встречаются базальты нормального ряда?
1. Срединно-океанические хребты
(спрединг)
2. Островные дуги (субдукция)
3. Активные континентальные окраины (субдукция)
4. Траппы (внутриконтинентальный
магматизм)
5. Коллизионные зоны
Слайд 61Chapter 13: Mid-Ocean Rifts
The Mid-Ocean Ridge System
Figure 13-1. After Minster
et al. (1974) Geophys. J. Roy. Astr. Soc., 36, 541-576.
Слайд 62Oceanic Crust and Upper Mantle Structure
Typical Ophiolite
Figure 13-3. Lithology
and thickness of a typical ophiolite sequence, based on the
Samial Ophiolite in Oman. After Boudier and Nicolas (1985) Earth Planet. Sci. Lett., 76, 84-92.
Слайд 63The major element chemistry of MORBs
Слайд 64MgO and FeO
Al2O3 and CaO
SiO2
Na2O, K2O, TiO2, P2O5
Figure 13-5. “Fenner-type”
variation diagrams for basaltic glasses from the Afar region of
the MAR. Note different ordinate scales. From Stakes et al. (1984) J. Geophys. Res., 89, 6995-7028.
Слайд 65Trace Element and Isotope Chemistry
REE diagram for MORBs
Figure 13-10.
Data from Schilling et al. (1983) Amer. J. Sci., 283,
510-586.
Слайд 66N-MORBs: 87Sr/86Sr < 0.7035 and 143Nd/144Nd > 0.5030, ® depleted
mantle source
E-MORBs extend to more enriched values ® stronger support
distinct mantle reservoirs for N-type and E-type MORBs
Figure 13-12. Data from Ito et al. (1987) Chemical Geology, 62, 157-176; and LeRoex et al. (1983) J. Petrol., 24, 267-318.
Слайд 67MORB Petrogenesis
Separation of the plates
Upward motion of mantle material into
extended zone
Decompression partial melting associated with near-adiabatic rise
N-MORB melting
initiated ~ 60-80 km depth in upper depleted mantle where it inherits depleted trace element and isotopic char.
Generation
Figure 13-13. After Zindler et al. (1984) Earth Planet. Sci. Lett., 70, 175-195. and Wilson (1989) Igneous Petrogenesis, Kluwer.
Слайд 68Figure 13-15. After Perfit et al. (1994) Geology, 22, 375-379.
A modern concept of the axial magma chamber beneath a
fast-spreading ridge
Слайд 69Nisbit and Fowler (1978) suggested that numerous, small, ephemeral magma
bodies occur at slow ridges (“infinite leek”)
Slow ridges are generally
less differentiated than fast ridges
No continuous liquid lenses, so magmas entering the axial area are more likely to erupt directly to the surface (hence more primitive), with some mixing of mush
Figure 13-16 After Sinton and Detrick (1992) J. Geophys. Res., 97, 197-216.
Слайд 70Ocean-ocean Island Arc (IA)
Ocean-continent Continental Arc or
Active Continental
Margin (ACM)
Figure 16-1. Principal subduction zones associated with orogenic
volcanism and plutonism. Triangles are on the overriding plate. PBS = Papuan-Bismarck-Solomon-New Hebrides arc. After Wilson (1989) Igneous Petrogenesis, Allen Unwin/Kluwer.
Слайд 71Chapter 17: Continental Arc Magmatism
Figure 17-1. Map of western South
America showing the plate tectonic framework, and the distribution of
volcanics and crustal types. NVZ, CVZ, and SVZ are the northern, central, and southern volcanic zones. After Thorpe and Francis (1979) Tectonophys., 57, 53-70; Thorpe et al. (1982) In R. S. Thorpe (ed.), (1982). Andesites. Orogenic Andesites and Related Rocks. John Wiley & Sons. New York, pp. 188-205; and Harmon et al. (1984) J. Geol. Soc. London, 141, 803-822. Winter (2001) An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology. Prentice Hall.
Слайд 72Structure of an Island Arc
Figure 16-2. Schematic cross section through
a typical island arc after Gill (1981), Orogenic Andesites and
Plate Tectonics. Springer-Verlag. HFU= heat flow unit (4.2 x 10-6 joules/cm2/sec)
Слайд 73Figure 16-6. b. AFM diagram distinguishing tholeiitic and calc-alkaline series.
Arrows represent differentiation trends within a series.
Слайд 74Figure 16-6. From Winter (2001) An Introduction to Igneous and
Metamorphic Petrology. Prentice Hall.
Слайд 75Tholeiitic vs. Calc-alkaline differentiation
Figure 16-6. From Winter (2001) An Introduction
to Igneous and Metamorphic Petrology. Prentice Hall.
Слайд 76Calc-alkaline differentiation
Early crystallization of an Fe-Ti oxide phase
Probably
related to the high water content of calc-alkaline magmas in
arcs, dissolves high fO2
High water pressure also depresses the plagioclase liquidus and more An-rich
As hydrous magma rises, DP plagioclase liquidus moves to higher T crystallization of considerable An-rich-SiO2-poor plagioclase
The crystallization of anorthitic plagioclase and low-silica, high-Fe hornblende is an alternative mechanism for the observed calc-alkaline differentiation trend
Слайд 77Trace Elements
REEs
Slope within series is similar, but height varies with
FX due to removal of Ol, Plag, and Pyx
(+) slope
of low-K DM
Some even more depleted than MORB
Others have more normal slopes
Thus heterogeneous mantle sources
HREE flat, so no deep garnet
Figure 16-10. REE diagrams for some representative Low-K (tholeiitic), Medium-K (calc-alkaline), and High-K basaltic andesites and andesites. An N-MORB is included for reference (from Sun and McDonough, 1989). After Gill (1981) Orogenic Andesites and Plate Tectonics. Springer-Verlag.
Слайд 78Figure 16-11a. MORB-normalized spider diagrams for selected island arc basalts.
Using the normalization and ordering scheme of Pearce (1983) with
LIL on the left and HFS on the right and compatibility increasing outward from Ba-Th. Data from BVTP. Composite OIB from Fig 14-3 in yellow.
MORB-normalized Spider diagrams
IA: decoupled HFS - LIL (LIL are hydrophilic)
What is it about subduction zone setting that causes fluid-assisted enrichment?
Figure 14-3. Winter (2001) An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology. Prentice Hall. Data from Sun and McDonough (1989) In A. D. Saunders and M. J. Norry (eds.), Magmatism in the Ocean Basins. Geol. Soc. London Spec. Publ., 42. pp. 313-345.
Слайд 79New Britain, Marianas, Aleutians, and South Sandwich volcanics plot within
a surprisingly limited range of DM
Isotopes
Figure 16-12. Nd-Sr isotopic variation
in some island arc volcanics. MORB and mantle array from Figures 13-11 and 10-15. After Wilson (1989), Arculus and Powell (1986), Gill (1981), and McCulloch et al. (1994). Atlantic sediment data from White et al. (1985).
Слайд 8010Be created by cosmic rays + oxygen and nitrogen in
upper atmos.
Earth by precipitation & readily clay-rich oceanic
seds
Half-life of only 1.5 Ma (long enough to be subducted, but quickly lost to mantle systems). After about 10 Ma 10Be is no longer detectable
10Be/9Be averages about 5000 x 10-11 in the uppermost oceanic sediments
In mantle-derived MORB and OIB magmas, & continental crust, 10Be is below detection limits (<1 x 106 atom/g) and 10Be/9Be is <5 x 10-14
Слайд 81Phlogopite is stable in ultramafic rocks beyond the conditions at
which amphibole breaks down
P-T-t paths for the wedge reach the
phlogopite-2-pyroxene dehydration reaction at about 200 km depth
Figure 16-11b. A proposed model for subduction zone magmatism with particular reference to island arcs. Dehydration of slab crust causes hydration of the mantle (violet), which undergoes partial melting as amphibole (A) and phlogopite (B) dehydrate. From Tatsumi (1989), J. Geophys. Res., 94, 4697-4707 and Tatsumi and Eggins (1995). Subduction Zone Magmatism. Blackwell. Oxford.
Слайд 82Figure 15-2. Flood basalt provinces of Gondwanaland prior to break-up
and separation. After Cox (1978) Nature, 274, 47-49.
Слайд 83Figure 15-3. Relationship of the Etendeka and Paraná plateau provinces
to the Tristan hot spot. After Wilson (1989), Igneous Petrogenesis.
Kluwer.
Слайд 84Present setting of the Columbia River Basalt Group in the
Northwestern United States. Winter (2001). An Introduction to Igneous and
Metamorphic Petrology. Prentice Hall.