Автор: Богатиков О.А. Андреева Е.Д. Ротман В.К. Румянцева Н.А.
Теги: петрография горные породы горное дело
Год: 1983
Текст
МАГМАТИЧЕСКИЕ
ГОРНЫЕ
ПОРОДЫ
Классификация
Номенклатура
Петрография
Часть 2
АКАДЕМИЯ НАУК СССР
ОТДЕЛЕНИЕ ГЕОЛОГИИ, ГЕОФИЗИКИ И ГЕОХИМИИ
Петрографический комитет ОГГГ
Институт геологии рудных месторождений,
петрографии, минералогии и геохимии
МАГМАТИЧЕСКИЕ
ГОРНЫЕ
ПОРОДЫ
Классификация
Номенклатура
Петрография
Часть 2
ИЗДАТЕЛЬСТВО "НАУКА"
Москва 1983
УДК 552. 2
Авторы:
Е.Д. Андреева, В.А. Баскина. О.А. Богатиков, М.Б. Бородаевская, В.И. Гоньшакова, Л.С. Егоров,
СВ. Ефремова, В.И. Коваленко, Е.Е. Лаэько, Б.А. Марковский, В.Л. Масайтис, Н.П. Михайлов,
В.В. Наседкин, Е.В. Негрей, М.А. Петрова, Л.А. Полунина, В.К. Ротман, Н.А. Румянцева, Л.И.
Симонова, Т.Н. Соболев, Т.П. Филиппова, Т.И. Фролова, P.M. Яшина
Магматические горные породы. Т. 1. М.: Наука, 1983.
На основе разработанной авторами классификации и номенклатуры вулканических и
плутонических горных пород составлена монографин по магматическим горным породам. В книге
приводится описание главнейших видов магматических горных пород {ультраосновных, основных, средних,
кислых и пород щелочного ряда каждой из указанных групп), основанное на данных об их
минеральном составе, макро-, микроскопических особенностях и химическом составе. Материал по
минеральному и химическому составу пород представлен в виде таблиц. Описанию пород
предшествуют материалы по систематике и классификации всех групп магматических горных пород в
сопровождении классификационных таблиц. Классификация магматических пород дается на химико-
минералогической основе и является многоступенчатой. Выделены группы, ряды, семейства и
разновидности. Табл. 207, Ил. 162. Библ. 1736 назв.
Редакционная коллегия:
О.А. БОГАТИКОВ (главный редактор), В.И. .ГОНЬШАКОВА,
А.М. БОРСУК, В.И. КОВАЛЕНКО, В.А. КОНОНОВА, Е.Е. ЛАЗЬКО,
Е.В. ШАРКОВ
Ответственный редактор тома
В.И. ГОНЬШАКОВА
1904020000-603
042 @2)-83 © Издательство "Наука", 1983 г.
ЧАСТЬ ВТОРАЯ
Г л а в а 6
СРЕДНИЕ ПОРОДЫ
КЛАССИФИКАЦИЯ СРЕДНИХ ПОРОД
Средние магматические породы являются сложными Для систематики, поскольку
особенности их становления приводят к широкому многообразию количественно-
минеральных составов при близких значениях главных петрохимических
классификационных параметров (SiO2, сумма щелочей и пр.).
Группа средних пород объединяет*породы с содержанием SiO2 = E3—64) ± 2%*.
В пределах этой группы по содержанию Na2O + К2О и наличию типоморфных
минералов выделяются три петрохимических ряда: а) нормальный (Na2O + К2О < 5,0—
7,5%); б) субщелочной E,0-7,5 < №2О + К2О < 9,0-14%); в) щелочной
(Na2O + К2О < 7,8-11,5 до 23,0%). В интервале от 7,8-10,5 до 9,0-14,0% средние
горные породы щелочного и субщелочного рядов полностью перекрываются.
В него попадают семейства трахитов, сиенитов, щелочных трахитов и щелочных
сиенитов. Главным критерием для выделения двух последних семейств, является
наличие темноцветных минералов (эгирина, эгирин-авгита, кроссита, рибекита,
арфведсонита и др.), а не высокое содержание Na2O + К2О.
В нормальном и субщелочном рядах по содержанию SiO2 выделено две
подгруппы: 1) SiO2 = 53-57, 2) SiO2 = 57-64%.
Так как поля составов субщелочных и щелочных (бесфельдшпатоидных)
пород на диаграмме SiO2 — (Na2O + K2O) частично перекрываются, для
диагностики щелочных пород следует привлекать совокупность минералогических
и петрохимических признаков.
В щелочном ряду средних горных пород наряду с бесфельдшпатоидными
наблюдаются фельдшпатоидные горные породы. Основной особенностью
последних является присутствие в их составе фельдшпатоидов, помимо щелочных пироксе-
нов и амфиболов.
Среди вулканических пород нормального петрохимического ряда выделяется
два семейства (см.. рис. 2) : 1) андезибазальтов2 (SiO2 = 53—57%); 2) андезитов
(SiO2 = 57—64%). Плутонические породы нормального петрохимического ряда
подразделены также на два семейства: 1) диоритов (с содержанием кварца до
5%; SiO2 = 53-57%), 2) кварцевых диоритов (с содержанием кварца 5—20%;
SiO2 = 57-64%). Как в андезибазальтах, так и в андезитах кварц встречается
редко и преимущественно в раскристаллизованных разновидностях, но
стекловатая основная масса обычно обогащена кремнеземом.
Заметим, что за рубежом средние вулканические породы не разделяются
на андезиты и андезибазальты, в связи с чем и те и другие описываются как
андезиты, в то время как в советской геологической литературе андезиты и
андезибазальты среди средних вулканических пород описываются раздельно
и традиционно подразделяются на два семейства. Андезибазальты имеют
1 В 1981г. на рабочем заседании в Кембридже Подкомиссия по систематике изверженных пород
МСГН признала целесообразным считать граничным между средними и кислыми породами
содержание SiO2, равное 63%, однако это решение еще не утверждено Международным
геологическим конгрессом.
2 В соответствии с рекомендациями Подкомиссии по систематике изверженных пород МСГН
принята усеченная форма написания термина.
371
Таблица 103. Классификация и характеристика средних вулканических пород нормального ряда
Классифи? ,
кационные
признаки
ряда
; Граничные
содержания окислов
(в вес. %)
SiO2
Na2O+ K2O
Типоморфные и
существенные
минералы
Семейства горных пород
Тиломорфные и существенные
минералы семейств
Граничные содержания в
семействе (в вес. %)
SiO2
Na2O + K2O
Виды горных пород
Типоморфные минералы видов
Минеральный модальный состав
видов (в об. %)
Граничные значения
химических компонентов видов
(в вес. %)
SiO2
TiO2
AI2O3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
Важнейшие петрохимичес-
кие характеристики видов
(в вес. %)
Na2O/K2O (серия)
А12О3
Fe2O3 + FeO + MgO
f' = FeO + Fe2 O3 + MgO + TiO2
Ka=(Na20+ K2O)/AI2O3 (мол.
колич.)
Разновидности видов
По характерному
существенному или второстепенному
минералу
По фемичности или цветовому
индексу (М)
По структуре
При отсутствии вкрапленников
При наличии вкрапленников
По другим признакам
По структуре основной массы
Характерные особенности
некоторых видов горных пород
E3-64) ± 2
< 5-7,5
PI (Ап38-63 , редко более в зональных кристаллах), Орх (гиперстен.энстатит,
бронзит), Срх (пижонит, авгит) НЫ (базальтическая роговая обманка)
Андезибазальтов
PI, Орх, Срх
53-57
< 5,0-5,7
Андезибазальт
PI, Орх, Срх
Вкрапленники от 5 до 65:
PI (An40_6s) до 70-75,
Срх, Орх, редко 01, НЫ
Основная масса от 35 до 95:
PI (Аа,о и более), Срх, 01, Mt,
стекло, редко Q
52-57,0
0,3-2,2
12,2-21,9
1,3-9,0
1,5-9,5
Сл.-0,3
1,5-8,3
3,2-11,0
2,2-6,5
0*1-4,2
4-23
Натриевая
0,75-1
16-20
1-2
10-16
2-3,5
<10
1-4
Калиево-натриевая
<0,75
17-21
0,75-
1
16-
19
1-3,5
3-16
0,17-0,40
Двупироксеновый (ортоклинопироксе-
вый), ортопироксеновый (гиперстено-
вый, бронзитовый , редко энстатитовый),
клинопироксеновый (авгитовый, пижо-
нитовый), роговообманковый, авгит-
оливиновый
Лейкоандезибазальт
М<20 (аГ =2-3,5)
Андезитов
PI, Орх, Срх, НЫ
57-64
< 5,7-7,5
Андезит
PI, Орх, Срх, НЫ
Вкрапленники от 15 до 50:
PI (Ап4о-5О. обычно зонален),
Орх, Срх, НЫ, Mt, редко OI, Bt
Основная масса от 50 до 85:
PI (АпаО so). Срх, стекло, редко Q
56,8-64
0,2-2,3
11,4-20,5
0,2-7,7
0,6-8,1
Сл.-0,6
0,3-7,1
1,1-9,2
1.6-7.0
0,0-5,0
4-20
Натриевая
1 2
10—12
2-3,5
<10
1-4
Калиево-натриевая
0,75-1
16-19
1-2
8-10
2-3,5
<8
0,17-0,40 до 0,46
Авгит-роговообманковый, слюдяной
(биотитовый), биотит-гиперстеновый,
гиперстен-амфиболовый, оливиновый
(редко), оливин-авгитовый, оливин-
авгит -бронзитовый, роговообманково-
бронзитовый, роговообманково-биоти-
говый
Лейкоандезит
М < 20 (аГ *= 2-3,5)
Афировый
Гиалоандезибазальт (аГ = 2—3,5)
Гиалоандезит (аГ = 2—3,5)
Порфировый, серийнопорфировый
Массивный, пузыристый, флюидальный (редок)
Микролитовый, гиалопилитовый,
гиалиновый, пилотакситовый
Наличие наряду с микролитовой, гиало-
пилитовой и гиалиновой структурами
также пилотакситовой структуры
Зариолитовый, андезитовая пемза
1илотакситовая структура не
характерна
372
Таблица 104. Классификация и характеристика средних плутонических пород нормального ряда
Классификационные приз
наки ряда
Граничные
содержания (в
вес. %)
SiO2
Na20+K2O
Типоморфные
и существенные
минералы
E3-64) ±2
< 5-7,5
PI (Апго_;о1. НЫ (обыкновенная роговая обманка!, ± Орх (гиперстен), ± Срх
(авгит!
Семейства горных, пород
Диоритов
Кварцевых диоритов
Типоморфные и существенные
минералы семейств
PI ± Срх, НЫ, Bt
PI, Q, ±Срх, НЫ, Bt
Граничные содержания в
семействе (в вес. %)
SiO2
Na2O + K2O
53-57
5.0-5,7
56-64
< 5,7-7,5
Виды горных пород
Диорит
Кварцевый диорит
Типоморфные и существенные
минералы видов
PI, ± Срх, НЫ, Bt
PI, Q, ± Срх, НЫ, Bt
Граничные содержания
минерального модального
состава видов (в об. %}
Р! (Ап25-5О. обычно зонален) 55—95
НЫ 0-40
Bt 0-40
Aug редко до 5—20
Q редко до 5
PI (Ап20-50> 55-90
Bt СЬ35
НЫ 0—35, редко более
Орх, Срх (редко)
Q 5-20
Граничные содержания
химических компонентов видов
|в вес. %)
SiO2
ТЮ2
А12О,
Fe2O3
FeO
МпО
MgO
CaO
Na2O
K2O
52,0-58,0
0,3-2,4
14,3-21,4
1,2-7,1
0,5-8,7
0,0-0,3
0,79-7,9
4,8-8,9
1,9-6,5
0,3-4,7
56,0-65,0
0,09-1,4
11,2-21,5
0,4-6,1
0,7-9,1
0,0-0,5
0,6-6,7
1,0-8,9
2,0-6,7
0,2-4,2
Важнейшие петрохимические
характеристики видов:
Na2O/K2O (серия)
4-31
Натриевая
0,5-4
Калиево-натриевая
4-15
Натриевая
0,7-4
Калиево-натриевая
al'
А!2О3
FeO +
3 +MgO
0,75-1
1-2
2-3
0,75-1
2-3
0,75-1
1-2
2-3
0,75-1
1-2
2-3,5
f' =
+М9О+ТЮ2
17-19 11-179-1115-18 10-159-1013-18 9-136-10 13-19 9-136-10
AJ2O3
(мол. колич.)
0,14-0,33
0,20-0,41
Разновидности видов
По составу темноцветных
минералов
Двупироксеновый (гиперстен-авгито-
вый), ортопироксеновый (гиперстено-
вый, реже бронзитовый, энстатитовый),
клинопироксеновый (авгитовый), рого-
вообманково-биотитовый, роговообман-
ковый, биотит-роговообманковый,
слюдяной (биотитовый)
Авгит-биотитовый, авгит-роговообманко-
вый
По характерному полевому
шпату или другим минералам
Олигоклазовый, магнетитоаый, турмалиновый, гранатовый
По цветовому индексу (М)
Лейкодиорит
М до 25 <зГ = 1-3)
Кварцевый лейкодиорит
Мдо35 (al' =0,75-2,35)
По текстуре
Шаровой, массивный
По зернистости
Крупнозернистый, среднезернистый, мелко-, тонко-, равномернозернистый, неравно-
мерн озерн исты й
Характерные особенности
видов горных пород
Породы не содержат калиево-натриевого полевого шпата
Содержание кварца до 5% Содержание кварца 5—20%
суммы фельзических минералов суммы фельзических минералов
373
широкое распространение не только среди древних, но и новейших
вулканических образований (Заварицкий, 1956). В ряде петрографических руководств
и учебниках вулканическим аналогом диорита считался андезит, а не андезибазальт.
Это несоответствие подметил Д.С. Штейнберг A976), и оно подтверждено при
обобщении большого петрохимического материала из многих районов Советского
Союза и мира.
Для семейств средних горных пород нормального петрохимического ряда
главным породообразующим минералом является плагиоклаз, почти всегда
имеющий зональное строение (наблюдается как прямая, так и обратная
зональность) , для него характерны широкие вариации состава от битовнита и Лабрадора
в центральных частях зерен до олигоклаза в краевых зонах и в более поздних
генерациях зерен, при этом для вулканических пород среднего состава типичны
более широкие колебания составов плагиоклаза, чем для плутонических.
Темноцветные минералы в вулканических породах представлены разнообразными пироксе-
нами—пижонитом, авгитом, гиперстеном, бронзитом; для плутонических пород
характерны только авгит и гиперстен (табл. 103—104) . Кроме того, для
вулканических пород типична красновато-бурая базальтическая роговая обманка, а для
плутонических — обыкновенная роговая обманка.
Названия видов, выделяемые в группе средних горных пород нормального
ряда, соответствуют названиям их семейств (рис. 63). Учитывая, что по петрохи-
мическим характеристикам слюдяные, роговообманковые и слюдяно-рогово-
обманковые диориты и кварцевые диориты не различаются, они не
рассматриваются как самостоятельные виды, несмотря на то, что содержание каждого
из этих минералов в мезократовых и меланократовых разновидностях
составляет часто более 10%. Это обусловлено близостью петрохимических
особенностей минералов и широкими гетероморфными замещениями в них одного
элемента другим.
/Na2O \
Виды принадлежат как натриевой I > 4J, так и калиево-натриевой сериям
К2 О
/Na2O \
I . = 0,4—41; по коэффициенту глиноземистости среди них различаются уме-
|Ч2 ^
/ , А12О3 \ ,
ренно-(а1 = = 0,75—1), высоко-(al = 1—2) и весьма высоко-
V Fe2O3 + FeO + МдО '
глиноземистые (al' =2—10).
Главное различие плутонических видов нормального ряда состоит в появлении
в кварцевых диоритах 5—20% кварца. Его содержание обусловливает повышение
кремнеземистости горных пород. Для всех видов средних плутонических и
вулканических пород нормального ряда характерно отсутствие калиево-натриевого
полевого шпата.
Среди вулканических пород субщелочного ряда выделены семейства трахианде-
зибазальтов — латитов, трахиандезитов — кварцевых латитов, трахитов, а среди
плутонических пород соответственно субщелочных диоритов — монцонитов,
субщелочных кварцевых диоритов — кварцевых монцонитов и сиенитов (см.
рис. 2). Для семейств и видов средних пород субщелочного ряда характерно наличие
наряду с плагиоклазом калиево-натриевого полевого шпата. Для большинства
пород этого ряда характерна повышенная титанистость темноцветных минералов.
Основные минералогические и петрохимические отличия средних пород
субщелочного ряда от нормального проявляются, наряду с появлением калиево-
натриевого полевого шпата, в увеличении значений коэффициента агпаитности,
особенно в сиенитах и трахитах, а также в появлении титансодержащих темноцветных
минералов (табл. 105—106). Заметим, что принадлежность горной породы к
натриевой, калиево-натриевой и калиевой сериям, как и подразделения по степени
глиноземистости (al' )', является дополнительной характеристикой вида (рис. 64, 65).
Характерными особенностями видов плутонических пород субщелочногсг ряда
является обязательное присутствие калиево-натриевого полевого шпата,
соотношение которого с плагиоклазом (отношение калиево-натриевого полевого
шпата к общей сумме полевых шпатов) дает основание разделять близкие по
374
Рис. 63. Положение видов средних горных пород в
координатах SiO, — (Na,O 4- К2О). Условные обозна-
чения те же, что на рис. 2
качественному набору типоморфных
минералов вида плутонических горных пород. Среди
вулканических пород субщелочного ряда
выделены пять видов: трахиандезибазальт, латит,
трахиандезит, кварцевый латит, трахит, а среди
плутонических — восемь видов: субщелочной
диорит, монцодиорит, монцонит, субщелочной
кварцевый диорит, кварцевый монцодиорит,
кварцевый монцонит, сиенит и щелочнополево-
шпатовый сиенит.
Среди горных пород субщелочного ряда
более широким распространением
пользуются калиево-натриевые серии; в некоторых
случаях в породах наблюдается преобладание
К2О над Na2O, а в других — наоборот.
Натриевые серии встречаются среди трахиандезиба-
зальтов, трахиандезитов и суЛщелочных
диоритов, калиевые — среди трахитов, сиенитов
и щелочных сиенитов. Калиево-натриевые
серии наблюдаются во всех семействах
вулканических и плутонических средних пород
субщелочного ряда.
Средние породы щелочного ряда
представлены двумя семействами, как вулканических,
так и плутонических образований. Среди
вулканических выделяются семейства фонолитов
и щелочных трахитов, среди плутонических -
фельдшпатоидных сиенитов и щелочных
сиенитов (табл. 107, 108). Главные отличия
между семействами определяются присутствием
или отсутствием фельдшпатоидов.
Семейство фонолитов по содержанию SiO2
укладывается в интервале 51—60%, а по
сумме щелочей — 11—17%. Характерной
особенностью их является присутствие фельдшпатоидов
(одного ' или нескольких), сущестенна также
роль щелочного полевого шпата с подчиненным
развитием темноцветных минералов.
В данном семействе выделяются два вида: нефелиновый фонолит и лейцитовый
фонолит. Главное их отличие заключается в присутствии как во вкрапленниках, так
и в основной массе разных фельдшпатоидов, а именно нефелина и (или) другого
натриевого фельдшпатоида в первом, и лейцита — во втором.
Семейство фельдшпатоидных сиенитов включает следующие главные виды:
мариуполит, фойяит, миаскит, луяврит, псевдолейцитовый сиенит. Для мариуполита
характерен альбит при незначительном содержании нефелина и эгирина. В фойяите
наряду с калиевым и калиево-натриевым полевым шпатом существенная роль
принадлежит нефелину; пироксен же может быть представлен эгирином, эгирин-авгитом,
титанавгитом, иногда щелочным амфиболом. В луяврите, помимо щелочного
полевого шпата, нефелина и пироксена (эгирина), присутствует эвдиалит, иногда
щелочной амфибол, лепидомелан. В отличие от упомянутых видов, миаскит при наличии
тех же светлых минералов содержит лепидомелан и реже амфибол; может
присутствовать плагиоклаз (в качестве второстепенного минерала). В псевдолейцитовом сиените
роль фельдшпатоида выполняет псевдолейцит — микрозернистые срастания ортоклаза
(санидина) и нефелина (кальсилита). В целом же порода сложена щелочным полевым
шпатом, не входящим в состав псевдолейцита. Цветной минерал — салит.
375
Таблица 105. Классификация средних вулканических пород субщелочного ряда
Классификационные
признаки
ряда
Граничные
содержания (в вес. %)
SiO2
Na2O + K,0
Типоморфные и
существенные
минералы
Семейства горных пород
Типоморфные и существенные
минералы семейств
Граничные содержания в
семействе (в вес. %)
SiO2
Na2O + К2О
Виды горных пород
Типоморфные и существенные
минералы видов
Минеральный
став видов
модальный со-
в об. %)
Граничные содержания
химических компонентов видов
(в вес. %)
SiO,
тю
AI2O_,
Fe2O.,
FeO
МпО
MgO
CaO
Na2O
K2O
Важнейшие петрохимические
характеристики видов (в
вес. %) :
Na,O/K2O (серия)
• А1,О3
Fe2O, + FeO + M.gO
f - Fe2 0, + FeO + MgO + TiO2
Na2O + K2O
AI2O3
E3-64) - 2
От 5,0-7,5 до 9,0-14,0
PI (Ап23_,0
ti-НЫ (тита
, Fsp, Орх (гиперстен), Срх (авгит, титанавгит),
нистая роговая обманка), ± Bt
Трахиандезибазальтов — латитов
PI, ti-Aug, ti-НЫ
53-57
От 5-5,7 до 7,6-8,2
Трахиандезибазальт
PI, ti-Aug, ti-НЫ
Вкрапленники 10—40:
PI (An40_60), Cpx (ti-Aug,Aug)
Орх (Hyp) , реже ti-НЫ, OI
Основная масса 60—90; PI
(Ап10_.(| ), ti-Aug, Mt, стекло
или продукты его девитри-
фикации
52,0-57,5
0,1-2,7
15,2-20,0
1,8-10,0
1,5-6,8
0,06-0,2
1,4-5,5
2,7-7,6
1,6-7,1
0,4-4,7
4-13
Натриевая
1-2;
2-3,5
10-14;
6-10
0,4-4
Калиево-нат-
риевая
0,75-1;
1-2;
2-3,5
15-17; ¦
9-14;
6-10
0,17-0,54
Латит
PI, Fsp, Cpx, Bt
Вкрапленники:
PI (Ап40_, „), Cpx, Fsp, реже
НЫ, Bt, Ol
Основная масса: PI,Cpx, Bt,
(стекло)
53,0-58,0
0,9-1,7
15,1-18,4
2,7-5,4
0,8-5,2
0,09-0,3
1,0-5,4
3,0-7,0
3,3-5,6
1,9-5,2
0,4-4
Калиево-натриевап
0,75-1;
1-2;
2-3,5
15-17;
9-14;
< 9
0,33-0,70
376
E3-64) + 2
От 5,0-7,5 до 9,0-14,0
PI (Апгз_,0), Fsp, Opx (гиперстен), Срх (авгит, титанавгит), ti-НЫ (титанистая роговая обман
ка), ± Bt
Трахиандезитов — кварцевых латитов
PI, Fsp, ti-Aug, ti-НЫ
57-65
От 5,7-7,5 до 8,2-10,5
Трахиандезит
PI, ti-Aug, ti-НЫ
Вкрапленники 5—40:
PI (Апзс>_40 до Ап,„),
Срх (ti-Aug, Aug), Opx (Hyp), Am,
Bt, OI (Fai7_,-i редок (не более
1 %)
Основная масса: PI (An,,_, s),
Opx (Hyp), Срх (Aug), Mt, .
стекло или продукты его деви-
трификации
57,0-65,0
0,1-1,8
15,3-25,4
0,9-6,5
1,0-5,5
Сл.-0.2
0,6-4,7
1,5-6,2
1,9-8,0
0,5-4,7
4-18,
Натриевая
1-2;
2-3,5
9-14;
2,5-9
0,4-4
Калиево-натрие-
вая
0,75-1;
1-2;
2-3,5
15-17;
9-15;
6-9,5
0,18-0,70
Кварцевый латит
PI, Fsp, Срх, Q, Bt
Вкрапленники:
PI (андезин до Лабрадора),
Fsp (ортоклаз, санидин) ,
Opx (Hyp), Срх (Aug),Bt,
Q, OI (редко)
Основная масса:
PI, Fsp, Q, стекло
57,0-65,0
0,6-1,2
12,0-18,0
2,4-8,2
1,8-7,4
0,07-0,3
0,9-2,7
1,7-4,4
2,7-4,7
3,5-5,0
0,4-3
Калиево-натриевая
0,75-1;
1-2;
2-3,5
15-17;
9-15;
< 9
0,40-0,70
Трахитов
PI, Fsp, Срх, НЫ, Bt, Lep
57-66
От 7,8-1 0,5 до 9-14,0
Трахит
PI, Fsp, Срх, НЫ, Lep, Bt
Вкрапленники 5—60:
PI (An 2 5 _, s), Fsp (анортоклаз,
санидин) , Срх (Aug, ti-Aug) Opx
(HyP), НЫ, Zep, Bt, OI
(FaS5_,5)
Основная масса: 40—95: Fsp, Hb
Bt, стекло или продукты его де-
витрификации
55.1-66,2
0,2-1,9
12,0-24,0
1,1-8,1
0,1-7,0
Сл.-0,4
0,1-2,3
0,8-4,5
1,4-8,5
2,4-11,7
0,4-4
Калиево-натриевая
0,75-1;
1-2,
2-4,5
15-17;
7-11;
2,8-8
0,5-0,85
0,1-0,4
Калиевая
2-4
5-8
0,85-0,9
377
Таблица 105 (окончание)
Разновидности видов
По составу темноцветных
минералов
По характерному полевому
шпату
По цветовому индексу (М)
По структуре
По структуре основной массы
Характерные особенности видов
горных пород
Двупироксеновый (орто-клинопироксеновый), роговообман-
ково-титанавгитовый, авгит-оливиновый, оливиновый (редко)
Лей котрахиандезибазальт
М < 20
Меланотрахиандезибазальт
М > 40
Лейколатит М < 20
Меланолатит М > 40
Афировый
Гиалолатит
Порфировый
Серийнопорфировый
Интерсертальная
Пилотакситовая,
Микролитовая,
Гиалопилитовая
SiO2 = E3-57) ± 2%
Интерсертальная
структура в некоторых
разновидностях
Ка = 0,19-0,5, реже до 0,70
Таблица 106. Классификация и характеристика средних плутонических пород субщелочного ряда
Классификационные
признаки ряда
Граничные
содержания (в вес. %).
SiO2
Na2O+ K,0
Типоморфные и
существенные
минералы
Семейства горных пород
Типоморфные и существенные
минералы семейств
Граничные содержания в
семействе (в вес. %)
SiO2
Na2O+K2O
Виды горных пород
Типоморфные минералы видов
Граничные содержания
минерального модального состава видов
(в об. %)
E3-64) ± 2
от 5-7,5 до 9,0-14,0
PI (An, „ _so ), Fsp, НЫ (часто железистая, т
, ± Орх (гиперстен), ± Срх (авгит, титанавгит
итанистая) , Bt, ±
Субщелочных диоритов—монцонитов
PI, Fsp, НЫ, Bt, реже ± Срх
53-57
от 5-5,7 до 7,6-8,2
Субщелочной
диорит
PI, НЫ, Bt, Срх, Fsp
PI (An36,_45) 55-95
НЫ 0-40
Bt 0-40
Срх 0-40
Fsp 1-10
Q 0-5
Монцодиорит
PI, Fsp, НЫ, Bt, Срх
PI (An,0_io) 60-85
Bt 0-40
Срх 0-40
НЫ 0-40
Fsp 10-35
Q 0-5
Монцонит
Fsp, PI, Срх, НЫ,
Bt
PI (An, 0_50 135-65
Bt 0-40
Срх 0-40
НЫ 0-40
Fsp 40-70
Q 0-5
378
Ортопироксеновый (гиперстеновый) , клинопироксеновый
(авгитовый, титанавгитовый), спюдяной (биотитовый),
авгит-биотитовый
Лейкотрахиандезит М < 20
Меланотрахиандезит М > 40
Порфировый
Пило так ситовая,
Микролитоезя,
Гиалопилитовэя
Кварцевый лейкопатит
М < 20
Кварцевый гиалолатит
SiO2 = E7-64) ± 2%
Ка = 0,19-0.5, реже до 0,70
' Авгит-рогово-
обманковый,
биотит-авгито
вый, оливино-
вый
Лепидомелановый
Санидиновый, анортоклазовый,
олигоклазовый
Лейкотрахит М < 10
Меланотрахит М > 25
Гиалотрахит
Трахитовая, витрофировая
SiO2 = E
Ка = 0,5-0,85
5-64) ± 2%
Ка =0,85-0,9
E3-64) ± 2
от 5-7,5 до 9,0-14,0
PMAn, 6_.(J), Fsp, НЫ (часто железистая, титанистая), Bt, ± Орх (гиперстен) ± Срх (авгит
титанавгит)
Субщелочных кварцевых диоритов — кварцевых
монцонитов
PI, Fsp, Hb
, Bt, Q, реже t
57-65
Cpx
от 5,7-7,5 до 8,2-10,5
Субщелочной
кварцевый диорит
PI, НЫ, Bt, Cpx, Q,
Fsp
PI (An30_S0) 55-95
Bt 0-35
Cpx 0-35
НЫ 0-35
Fsp 0-10
Q 5-20
Кварцевый
монцодиорит
PI, Fsp, Q, НЫ,
Bt, Cpx
PMAn,0_,0)
60-85
Bt 0-35
Cpx 0-35
НЫ 0-35
Fsp 5-50
Q 5-20
Кварцевый
монцонит
Fsp, PI, Q, НЫ,
Bt
PI(Arv0_so)
35-65
Hbl 0-35
Bt 0-35
Fsp 5-20
Q 5-20
от
Fsp
Bt,
PI, Fsp,
Сиенитов
НЫ, Bt
54-66
7,8-10,5 до
Сиенит
PI, Opx, Cpx
Hbl
PI (An,_,,,)
10-
Fsp
Opx
Cpx
Bt
Q
35
65-90
0-70
0-30
0-30
0-5
Cpx, Opx
9,0-14,0
Щелочнополевошпато-
выи
Fsp,
Fsp
PI
НЫ
Bt
Cpx
Opx
Q
сиенит
НЫ, Bt, Cpx, Opx
Ort40Ab^0) >80
0-10
0-10
0-5
0-10
0-10
0-5
379
Таблица 106 (окончание)
Граничные содержания
химических компонентов видов горных
пород (в вес. %)
SiO2
TiO2
AI2O3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
Важнейшие петрохимические
характеристики видов (в вес. %)
Na2O/K2O (серия)
А12О3
FeO + Fe2O3 + MgO
f' = FeO + Fe2O3 + MgO + TiO2
Na2O+ K2O
AI2O3
Разновидности видов
По составу темноцветных
минералов
По цветовому индексу (М)
По текстуре
По зернистости
Характерные особенности
семейств и некоторых видов
горных пород
53,0-57,0
0,1-1,41
16,6-21,0
2,0-7,6
1,0-5,0
Сл.-0,2
2,3-4,8
5,2-8,4
2,7-6,7
1,1-4,7
>4
Натриевая
2-10
< 10
0,4-4
Калиево-
натриевая
0,75-1
1-2
2-3
16-21;
10-16;
< 10
0,24-0,40
Авгитовый, биотито-
вый, биотит-рогово-
обманковый, рогово-
обманковый
Авгит-роговообман-
ковый
Субщелрчной лейко-
диорит М до 25
52,0-57,0
0,5-1,3
12,6-18,2
1,1-7,8
2,6-6,7
0,07-0,3
3,2-5,6
4,6-7,4
2,4-4,5
2,6-4,0
0,4-3
Калиево-натриевая
0,75 1
1-2
2-3
16-20;
10-16;
< 10
0,23-0,45
Биотит-авг1<
авгитовый,
сидовый, 6f
роговообма
БИОТИ1
Лейкомонцодио-
рит М до 15
52,0-57,0
0,2-2,71
16,1-17,6
2,2-6,5
3,3-5,1
0,1-0,2 .
1,5-4,9
4,8-9,5
2,3-6,5
1,7-5,1
0,4-3
Калиево-натриевая
0,75-1
1-2
2-6
16-18;
10-16;
3-10
0,33 0,54
товый,
диоп-
отит-
нковый
овый
Биотит-диопси-
довый, оливи-
виновый (редко)
Лейкомонцонит М
до 15
Массивный
Равномернозернистый, неравномернозернистый, грубозернистый
крупнозернистый, среднезернистый, мелкозернистый,
тонкозернистый
Обязательное присутствие калиево-натриевого полевого шпата
SiO2 = E3-57) ± 2%
Содержание кварца до 5% суммы фельзических минералов
Содержание
калиево-натриевого
полевого шпата до 10%
суммы полевых
шпатов
Содержание
калиево-натриевого
полевого шпата 10—35%
суммы полевых
шпатов
Содержание ка- .
лиево-натриевого
полевого шпата
35-65% суммы
полевых шпатов
Ка =0,23—0,5 (редко до 0,54)
57,0-64,0
0,2-1,5
15,0-18,4
1,0-6,5
1,5-5,5
Сл.-0,3
1,3-4,5
3,1-6,7
2.2-5,7
1.1-3,9
>4
Натриег
вая
2-10
< 10
0,4-4
Калиево-
натриевая
0,75-1
1-2
2-3
16-18;
10-16;
< 10
0,25-0,41
56,0-65,0
0.4-1,0
12,5-18,1
0,4-3,3
1.4-5,5
0,07-0,3
1,1-7,3
2,9-7,2
2,0-4,4
1,6-4,1
0,4-3
Калиево-нат-
риевая
0,75-1
1-2
2-5
16-18;
10-16;
< 10
0,23-0,48
55,9-64,0
0,2-1,7
12,9-21,3
0,19-8,0
1,2-9,8
0,04-0,2
0,6-5,5
2,0-6,9
1,9-4,8
1.0-5,2
0,4-3
Калиево-натрие-
вая
1-2
2-7
10-16;
6-10
0,28-0,53
Биотит-авгитовый
Роговообманко-
во-биотитовый.
Сующелочной
кварцевый лейко-
диорит М до 20
Авгит-рого-
вообманковый
Кварцевый лей-
комонцодиорит
М до 15
Авгитовый,
диопсидовый.
биотитовый.
биотит-рогово-
обманковый.
биотит-диопсидовый
Кварцевый лей-
комонцонит
М до 10
54,0-66,0
0,07-1,9
14,8-19,4
0.8-5,0
0,2-5,8
Сл.-0,6
0,01-3,3
1.1-5,7
3,8-6,7
2,1-8,7
0,4-3
Кали ево-нат ри е-
вая
1.5-2
2-8
< 10;
0,5-10
0,46-0,78
Биотит-роговооб-
манковый, энста-
титовый (редко),
авгитовый, диалла-
говый,
диопсидовый, биотитовый,
авгитбиотитовый.
рогов ообманко -
вый, анортокла-
зовый, андради-
товый,
корундовый,
лабрадоровый, магнетито-
вый (редко),
оливинов ый
54,0-65,0
0,4-0,9
14,8-19,2
0,7-3,5
0,7-2,2
Сл.-1,2
0,2-8,3
0,3-8,3
0,8-5,1
7,0-13,8
0,4-4
Калиево-
натриевая
2-10
< 0,4
Калиевая
2-10
0,5-7,0
0,6-0,95
Гиперстеновый, авгит-
роговообман новый
Лейкосиенит М до 10
Массивный
Равномернозернистый, неравномернозернистый,
грубозернистый, крупнозернистый, среднезернистый,
мелкозернистый, тонкозернистый
Обязательное присутствие калиево-натриевого
полевого шпата
SiO2 = E7-64) ± 2%
Содержание кварца 5—20% суммы фельзических
минералов
Содержание кварца до 5% суммы фельзических
минералов
Содержание
калиево-натриевого
полевого шпата до 10%
суммы полевых
шпатов
Содержание кэ-
лиево-натриево-
го полевого
шпата 10-35%
суммы
шпатов
полевых шпатов
Содержание ка-
п иево-натриево-
го шпата 35—i
уммы полевых
Содержание
калиево-натриевого поле-
65% во го шпата 65—90%
суммы полевых
шпатов
Ка = 0,23—0,5 (редко до 0,54)
Ка = 0,46-0,78
Содержание калиево-
натриевого и
калиевого полевого шпата
90-100% суммы
полевых шпатов
Ка =0,6-0,95
j;
5 -
-
-A
A
J
Л
T
~K
T
-
-
1
A
A
T
T
H
,P
1
a
P
H
P
3
H
X
a
!
3
H
a I
P
e
и
a
a
t
p
e
и
a
3
a
X
ц
¦
a
If
H
e
i
3
а
и
X
а
3 e
и
1
a
i i
и
3
и
a
3
6
с
3
е
и
m
f
Щ е
a
е
з и
a
a
a" a
и
и
X
л a
He /релин
T
1
> е
1
Р
п ц
з a
3
баз
н д
Л 1
3
з а
и
а
л
и
ч н a
о $ ы й
a
и да a
I i i
л
a
е
m
л
е
a
й
V
1
1
и
и
Л 1
3
и
ь m
3
/77
Г
/77
m
и
и
и
т
Р '
он а пит
X
ы и
I J '
и
1
/77
/77
/77
т
т
т
-> За 4,5
х и т— За 10
—к
f a
i i
- За 10
т^Зе 4,0
к 3
1чг
KJ Умеренна-
г гпииазе- онсокоглиноземистне
2 2,4 2,6 2,1 3,0 3,2 3,4 3,6 — _
я . FBO + FeiOi+MgO
весьма Висонаглинаммистые ' ° J
мистш
Рис.64. Положение видов средних вулканических пород в координатах AI, О, /(FeO + Fe.O, + MgO)-
13 -
3 -
1 -
Г
Д
-
-
-
Л
с
ы
' а
с
- к
- Щ
-
i
l
6
У
у s
S
t
1
G
а
/j
а
Щ
а
1
и
р
и
р
щ е
н
а
е л
Р. *
S
л
а
ц е f
if
Л у я Spurn
а
и : е
л а
ц а
н
а ч н а
с S н
1 а и.
а
I f j j
f
V
и
и
e
V
j )
й
n
H
3
4
H
P
3
Cy 6 ще л
и
a v
и
a
чай
Субщелачи а й
Щ с л а
U t р
Р
'и а
о й
и
о
6 a p ц
иен
Snu
e
H
j
a
Ф a
U и
Ген
Ще л о ч
Тен
П с е 1
,ii
V
и
а
о
е
ц
й
с
ч a
с
г о
И
и
и
а
и
Р
н
S >
а
*и
/
я а
6
л
1
т
р и т
3uipum
к/арцсйнц
ой си
у я а л
т
р и т
а р и т
и т
и
и 3 и
3 и а
о н ц о
. е и
а я
с к
е р г
За ар ит\
в п и т\
и т —*.
т -•
а р и т |
р U /77 -да-
Ни «7
а т
в н и
и
и т
U /77
левошпато1чй
е р г
е й ц и т 1
¦ ¦ j j
U /77
7 6 И U
1 1 1 1
-
' За S
За S
~^?°3е
/77 —
т —»-
-~i
-»- fa
с и
—*»
сие
,
г
Зе 10
i 10
6
е и и т -•- За 10
За В
н и /77 -•- да 10
К,0 Уиере
' глино
U 1,0 1,2 1,4 1,1 1,1 1,0 2,2 2,4 2,6 2,1 3,0 3,2 3,1 Iff *
Л1г°
г°3
Уиеренна
глинозс- високагликсцшсти!
мистые
aeetua Високоглинаяеиистыв
FeO
Рис.65. Положение видов средних плутонических пород в координатах AI,O,/(FeO + Fe, О, -t-MgO)-
-Na2O/K2O
Таблица 107. Классификация средних вулканических пород щелочного ряда
Классификационные
признаки
ряда
Граничные
содержания
(в вес. %)
SiO2
Na2O + K2O
Типоморфные
и существенные
минералы
Семейства горных пород
Типоморфные и
существенные минералы семейств
Граничные содержания в
семействе (в вес. %)
SiO2
Na2O+ K2O
Виды горных пород
Типоморфные и
существенные минералы видов
Граничные содержания
минерального модального
состава видов (в об. %)
Граничные содержания
химических компонентов
видов (в вес. %)
SiO2
тю,
А126,
Fe2O,
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
Важнейшие петрохимические
характеристики видов (в вес.
%) :
Na20/K,0 (серия)
AI,O,
-ll' -
Fe2O, + FeO + MgO
Ka = (Na3O + K2O)/AI2O(
(в мол. колич.)
E3-64) ± 2
7,8-22,5
F (нефелин, содалит, нозеан, гаюин, канкринит, анальцим),, Fsp, Ab
(реже олигоклаз), Срх (эгирин, ьгирин-авгит, титанавгит, авгит,
геденбергит, диопсид-геденбергит) , Am (арфведсонит, рибекит,
баркевикит, катафорит, керсутит, гастингкит), Мс (лепидомеяан,
биотит)
Щелочных трахитов
Fsp, Ab (реже Olg), alk
Срх (Am)
53-64
7,8-11,5 до 9-14
Щелочной трахит
Fsp, Ab (реже Olg),alk
Срх, alk Am
PI (Ans_2J 10-25
Fsp (анортоклаз, санидин)
40-50
alk Срх 0-20
Am (Arf, Rbc, Kat) 0-6
0. 0—5; стекло до 75
53,0-64,0 (реже более)
0,0-1,90
13,8-24,3
0,3-6,2
0,0-5,5
0,0-0,5
0,0-2,6
0,3-5,8
3,5-12.9
3,2-7,5
0,4-4
Калиево-
натриевая
< 0,4
Калиевая
9 in
0,5—0,8 реже до 1 и
более
Фонолитов
Fsp, F, Срх (alk Am), ± Bt
53-60
11-18
Нефелиновый фонолит
Fsp, Ne, alk Срх, alk Am
Fsp 40-60
Ne 20-40
alk Cpx 10-20
alk Am 0-20
± PI (Ano_,oH-10
53-60
0,1-1,3
16-22,5
0,4-4,5
0,5-4,5
0,08-0,4
0,1-1,7
0,9-3
3-13
3,8-9,5
0,05-0,4
1-4
Кзлиево-натриевэя
О I Г)
?. l\J
0,7-1,1
Лейцитовый
фонолит
Fsp, Lc, Cpx, ± Bt
Fsp 50-70
Lc 20-30
Cpx 5-10
Bt 0-5
* PI (Ап,„_,„) до 5
± Ol да 5
54-60,5
0,6-4,9
10-23
1-5
1-2
0-0,2
0,5-0,8
2-3
1.4-6
6-15,6
0.1-0,2
< 1
Калиевая
2 10
0.5-0,95
383,
Таблица 107 (окончание)
Разновидности видов
По характерному или
второстепенному минералу
По структуре
При отсутствии
вкрапленников
При наличии вкрапленников
По структуре основной массы
Характерные особенности
семейств и некоторых видов
горных пород
Анортокла-
зовый, диоп-
сид-эгирино-
ВЫЙ ДИОЛСИД-
эгирин-авгит-
биотитовый,
кросситовый,
рибекитовый.
эгирин-авги-
товый.арф-
ведсонито-
вый, эгири-
новый
Афировый
Порфировый
Трахитовая
Арфведсо-
ниг-лепи-
домела-
новый
Присутствие щелочных
пироксенов и
зм фи болов;
Ка = 0,5—0,8 до 1 и более
Гаюиновый, анальци-
мовый, нозеановый.
санидиновый, сода-
литовый
Биотитовый, мела-
нитовый,
гаюиновый, нозеановый, маг-
нофоритовый и
флогопит-со
держащий
Микропорфировый, порфировый
Микролитовая, трахитоидная
Основная масса фо-
нолита плотная с
преобладанием либо
нефелина, либо анорто-
токлаза. Фонолит со
стекловатой основной
массой с микролитами
полевого шпата и эги-
рина имеет название
"кениит"
Известны
разновидности, в которых
лейцит резко
преобладает над
санидином
Таблица 108. Классификация и характеристика средних плутонических пород щелочного
ряда
Классификационные
признаки
ряда
Граничные
содержания (в вес. %)
SiO2
Na,O+ K2O
Типоморфные
и существенные
минералы
Семейства горных пород
Тиломорфные и
существенные минералы семейств
Граничные содержания в
семействе (в вес. %)
SiO,
Ыа2О + К2О
Виды горных пород
Типоморфные ±
существенные минералы видов
Граничные содержания
минерального состава видов
(в об. %)
E3-64) ± 2
7-22,5
F (нефелин, содалит, нозеан, гаюин, канкринит, анальцим), Fsp, Ab
(реже олигоклаз), Ср*~ (эгирин, эгйрин- авгит, титанавгит, авгит,
геденбергит, диопсид-геденбергит), Am (арфведсонит, рибекит,
баркевикит, керсутит, гастингсит), Lep, Bt
Щелочных сиенитов (бесфельдшпатоидных)
Ab, Fsp, alk Cpx, alk Am
53-66
от 7,8-11,5 до 9-14
Щелочной сиенит
АЬ, Aeg. Aeg-Aug, Gs,
Rbc, Brc, ± Bt, ± Lep,
Fsp, ±PI(AnJ0)
PI(Ans_10, редко An20)
10-90
Fsp 0-65
alk Cpx (Am) 1-35
Q до 5
Тенсбергит
Fsp, Aeg, Aeg-Aug,
Rbc, Arf, Gs, Brc,
± Bt
Fsp 60-99
PI 0-10
alk Cpx (Am) 1-25
Q до 5
Фойяит
Fsp, Ne, alk Cpx,
alk Am
Ort 30-60
Ne 25-40
alk Cpx 5-20
alk Am 0-18
384
Все виды средних фельдшпатоидных сиенитов в основном лейкократовые, иногда
с характерными текстурами: трахитоидной (луяврит), гнейсовидной (миаскит).
Фельдш^атоидные сиениты — наиболее распространенные образования среди
щелочных пород. Они принимают участие в строении сложных массивов наряду с
щелочными габброидами и фоидолитами, входят в состав всех формаций щелочных
пород. Фельдшпатоидные сиениты иногда слагают и автономные очень крупные
массивы (Хибинский, Ловозерский, Сыннырский и др.).
Среди бесфельдшпатоидных средних пород щелочного ряда выделяются два
семейства: щелочные трахиты (вид того же наименования) и щелочные сиениты
(включают два вида: собственно щелочной сиенит и тенсбергит). Бесфельдшпатоид-
ные средние породы по сравнению с фельдш поидными (см. рис. 38) имеют более
широкие колебания кремнезема [E3—64) ±2%] и более низкие содержания щелочей
G,8—10,5 < Na2O + К2О < 9,0—14,0). Заметим, что поля составов щелочных трахитов
и щелочных сиенитов на диаграмме SiCh — (Na^O + К2О) полностью перекрываются с
трахитами и сиенитами субщелочного ряда. Главное отличие этих семейств — в
появлении в породах щелочного ряда пироксенов и амфиболов, кислого плагиоклаза, вплоть
до альбита, а в стекловатых разновидностях увеличение коэффициента агпаитности
до 1 (см. табл. 107, 108). Как видно из табл. 107, щелочные трахиты по степени гли-
ноземистости соответствуют весьма высокоглиноземистым породам и принадлежат
как калиево-натриевой, так и калиевой сериям, в то время как их плутонические
аналоги — щелочные сиениты — относятся к натриевым весьма высокоглиноземистым
калиево-натриевым умеренно-, высоко- и весьма высокоглиноземистым и
калиевым весьма высокоглиноземистым представителям. Соответственно в
последних наблюдаются и более широкие колебания содержаний темноцветных минералов
A-35%). В щелочном сиените натриевой серии щелочной полевой шпат представлен
исключительно альбитом, а темноцветные минералы кросситом и эгирином. В калиево-
натриевой серии щелочных сиенитов наблюдаются широкие колебания содержаний
калиево-натриевого полевого шпата и альбита, а также щелочных пироксенов и
амфиболов.
E3-64) ± 2
7-22,5
F (нефелин, содалит, нозеан, гаюин, канкринит, анэльцим), Fsp, Ab (реже олигоклаз), Срх (эгирин,
эгирин-авгит, титанавгит, авгит, геденбергит, диопсид-геденбергит), Am (арфведсонит, рибекит,
баркевикит, керсутит, гастингсит), Lep, Bt
Фельдшпатоидных сиенитов
Fsp, F, Cpx (Fsp + F » Срх) ± Ab, ± Lep
53-58
12-17,5 (редко до 22,5)
Луяврит
Fsp, Ne, Ab, Aeg, Arf
Fsp 35-50
Ne 20-35
Ab 5-10
Aeg 10-40
Am 0-30
Мариуполит i
Ab, ± Ne, Aeg, ± Lep,
± Gs, ± Ort
Ab 50-80
Ne 0-30
Aeg 15-30
Mi 0-15
Миаскит
Fsp, Ne, Bt (Lep), ± PI.
± Am
Fsp 20-60
Ne 20-30
Bt 5-20
Am 0-20
Ba (OlgH-20
Псевдолейцитоаый
сиенит
Fsp, Lc', ± Ne, Cpx, ± Bi
Fsp 2СГ-60
Lc' 25-80
Cpx 5-20
Bt 0-10
Ne 0-10
25. Зак. 971
385
Таблица 108 (окончание)
Граничные содержания
химических компонентов
видов (в вес. %) :
SiO2
ТЮ,
AI2O3
Fe2O3
FeO
МпО
MgO
CaO
Na2O
K30
P2O5
Важнейшие петрохимические
характеристики видов
(в вес. %)
Na2O/K2O (серия)
А12О3
Fe2O3 + FeO + MgO
Na2O+ K2O
AI2O3
колич.)
Разновидности видов
По составу темноцветных
минералов или другому
характерному минералу
По текстуре и структуре
Характерные особенности
семейств и некоторых видов
горных пород
-
53,0-66,0
0,1-1,9
13,2-20,4
1,5-6,5
0,9-5,1
Сл.-О.З
0,1-5,0
0,03-7,7
2,9-10,9
0,2-9,3
4-7,5
Натриевая
2-7,5
Г) 49 0 78
Кроссито-
вый, эги-
риновый
Эгириновый
0,4-4
Калиево-
натриевая
0,75-1;
1 2'
2-6
0,46-0,8
Эгирин-арф-
ведсонитовый
рибекитовый.
эгирин-рибе-
китовый
, андрадит-эги-
рин-авгитовый, арфведсо-
нит-эгириновый, флого-
пит-эгири новый
Массивный
, порфировид-
ный, крупнозернистый.
среднезернистый,
мелкозернистый.
тонкозернис-
тый, равномернозернис-
тый, неравномернозер-
нистый
Наличие
только аль
бита и
щелочного
пироксена
Наличие
щелочных пи-
роксенов vi
амфиболов
при широких
колебаниях
калиево-нат-
риевого и
калиевого
полевого
шпата и
альбита
Ка = 0,5-0,8 до 1
54,0-66,0 (редко
более)
0,0-0,8
14,3-21,5
0,4-3,2
0,7-4,2
Сл.-0,3
0,1-1,8
0,5-8,3
2,0-7,1
3,3-9,3
0,4-4
Калиево-
натриевая
2-6
< 0,4
Калиевая
2-6
П 4fi О Я по 1
Эгириновый,
рибекитовый, арф-
вед сонитовый.
эгирин-баркеви-
китовый, эгирин-
арфвед сонитовый.
гастингсит-эгири-
новый, эгирин-
флогопитовый.
авгит-эгирин-
авгитовый
Массивный, пор-
фировидный, тра-
хитоидный,
полосчатый,
крупнозернистый.
тонкозернистый.
равномернозер-
нистый, неравно-
мернозернистый
Ведущая роль
калиево-натрие-
вого полевого
шпата. Наличие
наряду с
щелочными и натриево-
кальциевых
амфиболов и пирок-
сенов
Содержание кварца не более 5%
54-57
0,2-1,5
16-23
2-4
0,5-4
0,09-0,-4
0,5-1,5
1-3,1
8-12
5-8
0,05-0,8
1-4
Калиево-натрие-
вая
2-10
0,8-1,3
Амфиболовый,
эгириновый, меланито-
вый, псевдолейцито-
вый, содалитовый,
нозеановый, гаюино-
вый, эгирин-геден-
бергитовый, эгирин-
салитовый, анальци-
мовый, канкринито-
вый, лопаритовый.
эвдиалитовый
Гипидиоморфно-
зернистый, крупнот
зернистый до пег-
матоидного, тра-
хитоидный,
полосчатый, ПОЙКИЛИТО-
вый
Ведущая роль
нефелина. Щелочной
амфибол иногда в
срастании с эгирин-
авгитом. Агпаито-
вые фойяиты
содержат в виде
акцессорной примеси редкие
минералы: эвдиалит
ловенит, стенступин,
лопарит, ринколит
и др.
•
53-54,6
0,9-3,9
10—17
5-10
1,5-4,1
0,1-1,3
0,9-33
0,7-2,8
7-10,4
4,5-5,3
0,1-0,5
1-4
Калиево-натриевая
0,75-1,0
1,15-1,5
Эгириновый, арфведсо
нитовый, эвдиалитовый,
мурмлнит-ловозерито-
вый, ловозеритовый,
лопаритовый
Трахитоидный, порфи-
ровидный, полосчатый,
гипидиоморфнозер-
нистый, редко лойки-
литовый
Характерно
неравномерное распределение
пироксена и .тюлевого
шпата, что приводит
к образованию
полосчатых текстур, а также
к возникновению лей ко
мезо- и мелено кратовых
разновидностей
55-60
0,1-1
16-24
2-6
0,5-2
0,03-0,4
0,1-1,5
0,5-4
9-13
3-4
0,06-0,1
>4
Натриевая
2-4
0,9-1,2
Гастингситовый, сода-
литовый, канкринито-
вый, цирконовый, пи-
рохлоровый
Призматически-зернистый, мелкозернистый,
крупнозернистый до
пегматоидного
Ведущая роль альбита
и эгирина (часто
игольчатого) . Акцессорные
минералы: циркон, пи-
рохлор и др.
54-60
0,1-1,5
20-24
0,5-3
1-2,1
0,01-0,2
0,3-1,2
0,5-2,3
6-10
5-10
0,03-0,2
1-4
Калиево-натриевая
2-10
0,8-0,98
Амфиболовый, биотит-
амфиболовый, титани-
товый, содалитовый,
канкринитовый, олиго-
клазовый, альбитовый
Аллотриоморфно-
зернистый, гнейсовид-
ный, полосчатый
Ведущая роль калиево-
натриевого и калиевого
полевого шпата и
нефелина; могут
присутствовать альбит или оли-
го кл аз. Акцессорные
минералы: ортит,
корунд, магнетит, пиро-
хлор
54-59,5
0,03-0,7
20-23
0,5-3,2
0,3-2,2
0,02-1
0,3-0,8
0,4-3,2
0,8-4
15-20,3
0,03-0,2
<0,4
Калиевая
2-10
0,7-1,10
Амфиболовый,
биотитовый,
нефелиновый
Порфировидный,
массивный, гней-
совидный
' Ведущая роль
псевдолейцита.
Сиенит с
содержанием
псевдолейцита 80—90%
назван сынны-
ритом
Отметим, что средние магматические породы нормального и субщелочного рядов
наблюдаются как в континентальных, так и в океанических сегментах земной коры.
Наиболее широко распространенная вулканическая ассоциация средних горных пород
наблюдается в составе непрерывных базальт-андезитовых формаций ранних стадий
развития геосинклиналей, андезит-дацитовых и андезит-дацит-риолитовых формаций
и андезибазальт-риолитовых формаций средних и поздних стадий развития
геосинклиналей, т.е. они формируются во все этапы развития складчатых областей.
Средние магматические горные породы широко распространены в островных дугах.
Плутонические виды средних горных пород нормального и субщелочного рядов
типичны для сиенит-габбровых, диорит-гранодиоритовых, монцонит-сиенитовых,
габбро-диорит-гранодиоритовых и других формаций, характерных для инверсионной
и орогенной стадий развития складчатых областей, а также зон активизации.
Среди средних пород щелочного ряда равноценное развитие имеют фельдшпатоид-
ные и бесфельдшпатоидные породы. Бесфельдшпатоидные породы наблюдаются
в составе как сиенитовых и гранитоидных формаций, так и в составе самостоятельных
формаций щелочных пород.
Средние щелочные фельдшпатоидные породы в. природе ассоциируют с другими
породами щелочного ряда, составляя -с ними единые непрерывные петрографические
серии. Нередко встречаются вулкано-плутонические ассоциации, в составе которых
принимают участие фельдшпатоидные сиениты и фонолиты, иногда сопряженные в
единых структурах. Средние фельдшпатоидные породы известны во многих
петрографических провинциях мира, значительное распространение они имеют и на
территории СССР (Воробьева, 1969). Фельдшпатоидные сиениты и фонолиты
встречаются чаще всего в ассоциации со щелочными сиенитами (щелочными трахитами)
и щелочными габброидами (базальтоидами) и в меньшей степени со щелочноультра-
основными породами. Они, как правило, приурочены к зонам активизации древних
платформ и рифтовым системам, срединным массивам и блокам ранней-консолидации
в областях завершенной складчатости. Фельдшпатоидные сиениты и фонолиты слагают
штоки, воронкообразные тела, трещинные интрузивы, входят в состав кольцевых
структур, образуют купола, реже покровы и потоки. На территории СССР среди
средних фельдшпатоидных пород преобладают интрузивные фации.
ОПИСАНИЕ СРЕДНИХ ПОРОД
СРЕДНИЕ ПОРОДЫ НОРМАЛЬНОГО РЯДА
Средние породы нормального ряда объединяют горные породы с содержанием
SiO2 = E3—64) ± 2% и с суммой щелочей не более 5—7,5% (верхний предел). Они
представлены как вулканическими, так и плутоническими породами, причем первые
имеют более широкое распространение.
Вулканические породы
Вулканические средние породы нормального ряда представлены двумя
семействами: 1) семейством андезибазальтов; 2) андезитов. Горные породы
второго семейства более широко распространены в природе.
Семейство андезибазальтов
По сравнению с базальтами и андезитами андезибазальты являются менее
распространенными горными породами. Они появляются в условиях режима современных
островных дуг, на позднетеосинклинальных или предорогенной стадии развития
складчатых областей. Андезибазальты формируются как в морской (островной),
так и континентальной обстановке.
В СССР андезибазальты как самостоятельное семейство выделяются большинством
исследователей давно. За рубежом чаще они описываются совместно с андезитами
в одном семействе. Учитывая, что у этих пород есть плутонический аналог —
диориты, традиционно рассматривающиеся как крупное семейство горных пород, а также
388
принятые принципы классификации, нами андезибазальты выделены в
самостоятельное семейство, включающее один вид — андезибазальт и его многочисленные
разновидности.
Андезибазальт
Вулканогенная средняя порода промежуточного состава между базальтом и андезитом.
По химическому составу — эквивалент диорита.
Внешний облик, текстура. Темно-серая, почти черная до темно-зеленовато-серой
горная порода, афировая, порфировая (до серийно-порфировой), массивной,
плотной, пористой, пузыристой, флюидальной или миндалекаменной текстуры. Обычно
содержит вулканическое стекло, реже кристаллическизернистая.
Минеральный состав, структура, последовательность кристаллизации. Главными
минералами андезибазальтов являются плагиоклаз, моноклинный и ромбический
пироксены, реже оливин; в стекловатых разностях в различных соотношениях
. присутствует вулканическое стекло. Второстепенными, но существенными
минералами могут быть амфиболы, биотит и кварц. Из акцессорных минералов присутствуют
магнетит, титанит, иногда халькопирит. Вторичные минералы — хлорит, магнетит,
альбит, эпидот, редко серпентин.
В порфировых разновидностях андезибазальтов обычно наблюдаются следующие
ассоциации вкрапленников: оливин, оливин + пироксен, оливин + амфибол —
пироксен ± биотит ± плагиоклаз; плагиоклаз + оливин; плагиоклаз + пироксен ± кварц;
плагиоклаз + пироксен. Соотношения минералов во вкрапленниках очень изменчивы
и отражают условия формирования андезибазальтов, а иногда и вариации их
химического состава. Андезибазальты, в которых отсутствует во вкрапленниках
плагиоклаз, обнаружены в небольших объемах (данные А.Н. Сирина, К.М. Тимербаевой;
Волынец, Колосков, 1976). Среди андезибазальтов можно выделять как мафическую,
так и салическую серии. Так, например, в андезибазальтах салической серии Камчатки
(Волынец, Колосков, 1976) вкрапленники плагиоклаза могут составлять от 2,7 до
45,9%. Как правило, содержание салических минералов во вкрапленниках заметно
превышает содержание мафических минералов. Как видно из табл. 109, андезибазальты
и андезиты Камчатки обладают близкими соотношениями вкрапленников
салических и мафических минералов. Содержание мафических минералов в андезибазальтах
Охотско-Чукотского вулканического пояса составляет 8—16% (Быков и др., 1979).
В эффузивных фациях андезибазальтов вкрапленники, как правило, довольно
мелкие и не превышают 1,0—2 мм по наибольшему измерению. Реже наблюдаются крупно-
и гигантопорфировые вкрапленники размером до 5—30 мм. Последние представлены
обычно Лабрадором и даже анортитом. Андезибазальты с вкрапленниками до 30 мм
были названы Б.И. Пийпом A956) мегаплагиофировыми. Подобные андезибазальты,
помимо Камчатки (Пийп, 1956; Сирин, 1968; Ермаков, 1971), обнаружены в
Исландии. С породами, содержащими во вкрапленниках анортит, обычно ассоциируют оли-
вин-анортитовые и оливин-анортит-пироксеновые включения иногда
полнокристаллического, пегматоидного облика.
Плагиоклаз во вкрапленниках может составлять от 10 до 75%; по составу он
соответствует андезину — Лабрадору (Апзв-б5)/ редко принадлежит анортиту
(Anpi) и является среди вкрапленников обычно главным породообразующим
минералом. Размер зерен от долей миллиметров до 0,5 X 2, реже до 4 см. Последние
описываются исследователями как мегакристаллы. Вкрапленники плагиоклаза в
андезибазальтах имеют длиннотаблитчатую и лейстовидную. форму, причем, как
правило, вытянутые формы характерны для мелких кристаллов, а таблитчатой —
для крупных (Пийп, 1956; Иванов, 1970; Огородов и др., 1972). Наряду с хорошо
образованными кристаллами обычно присутствуют вкрапленники обломочного
облика, количество которых может достигать 13%. Кроме того, обычны кристаллы,
интенсивно корродированные основной массой, с глубокими заливами стекла и
нередко оплавленными вершинами ребер (до 10%).
В субвулканических телах и шлаках наблюдается повышенное количество
кристаллов плагиоклаза обломочного облика по сравнению с лавовыми потоками
(Пийп, 1956). Вариации состава плагиоклаза могут достигать 30—50% An даже в
одном шлифе. Значительно реже наблюдаются кристаллы анортита. Последние
обнаружены в андезибазальтах вулкана Митаки (Япония). Крупные кристаллы при на д-
389
Таблица 109. Средний количественный минеральный состав (в об. %) четвертичных лав
Камчатки (Волынец, Колосков, 1976)
Порода
Базальт, ан-
дези базальт
Андезит
П р и м е ч
Число
подсчетов
110
108
а н и е. В
Оливин
3,0
76,3
0,2
Пироксен
5,0
97,3
3,5
Амфибол
Ед. зн.
0,9
2,6
Биотит
Ед. зн.
0,9
< 0,1
15,7 94,4 47,1 2,8
числителе — содержание минерала, в
Рудный
минерал
0,6
1,1
Кварц
Ёд. зн.
1,8
< 0,1
Плагиоклаз
21,5
97,0
18,7
Основная
масса
,68,2
73,6
7,4 100,0
знаменателе — частота встречаемости.
лежат промежуточным и низкотемпературным анортитам (Ueda, Tatekawa, 1966).
Для андезибазальтов обычны зональные кристаллы наряду с незональными.
В зональных кристаллах состав зон может варьировать от AnS4 до An9i-
Зональные вкрапленники могут составлять 40—97% всех вкрапленников плагиоклаза.
Среди зональных вкрапленников преобладают кристаллы с 2—3 существенно
отличающимися по составу зонами, реже более. Полизональные кристаллы обычны
для плагиоклазов мегаплагиофировых андезибазальтов (Ермаков, 1977). Обычно
это короткотаблитчатые кристаллы округлой или неправильной формы с
коррозионными границами между отдельными зонами. Многие корродированные ядра
приурочиваются к зоне, обрастающей ядро. Включения стекла в плагиоклазах
отмечены СИ. Набоко A947), Б.И-. Пийпом A956), А.Н. Сириным A968) и другими
в андезибазальтах Камчатки.
По характеру зональности выделяются кристаллы с прямой, обратной и
повторяющейся (осциллярной) зональностью. Для андезибазальтов наряду с зональными
типичны простые двойники, обычно альбитовые, редко периклиновые. Последние
составляют до 6,7—9% (Тимербаева, 1967; Сирин, 1968). Характерной
особенностью вкрапленников плагиоклаза является наличие многочисленных расплавных
микровключений, состоящих из вулканического стекла, стекла и газа, газа и
минералов. В основной массе плагиоклаз соответствует обычно андезину, реже более
основному и имеет длиннотаблитчатую до типичных микролитов форму.
Моноклинный пироксен является следующим по распространенности минералом.
Наблюдаются как пижонит, так и авгит. Содержание моноклинного пироксена
может достигать 35%. Авгит и пижонит являются типичными минералами и
основной массы породы. Во вкрапленниках может наблюдаться до трех их
генераций, однако они резко преобладают в наиболее поздней из них. Так в
андезибазальтах их эволюция во вкрапленниках может быть от Wo46,5En47,sFs7 ДО
W03 7En4iFs22, причем в наиболее поздней из них состав моноклинного пироксена
соответствует Wo3 в Еп4 2 Fs2 о и Wo37En4iFs22 (Фролова и др., 1973).
Ромбический пироксен присутствует не повсеместно. Наблюдается обычно
только во вкрапленниках и принадлежит гиперстену, реже энстатиту или брон-
зиту (Fslo_52)- Содержание ромбического пироксена до 20%. Сосуществуя с
моноклинным пироксеном, ромбический пироксен встречается как в более
поздних генерациях вкрапленников (Фролова и др., 1973), так и ранних.
Оливин (Fao_5o) наблюдается не повсеместно. Он более типичен для
андезибазальтов с более низким содержанием S Ю2 ¦ Содержание оливина может
достигать 8%. В оливиновых разновидностях андезибазальтов оливин появляется
и в основной массе.
Амфибол появляется в андезибазальтах с более высоким содержанием SiO2.
Он образует единичные зерна или скопления из нескольких зерен. Как правило,
это базальтическая роговая обманка. Амфибол промежуточного состава между
обыкновенной роговой обманкой и гастингситом появляется при повышении
щелочности породы. Роговая обманка в большинстве случаев опацитизирована.
Кварц встречается редко, наблюдаясь в основной массе породы и еще реже
во вкрапленниках. Вулканическое стекло содержится в количестве от 35 до 95%.
Оно обычно бурое, черное, реже серовато-черное.
390
Из второстепенных минералов обычны магнетит, титаномагнетит, редко
встречаются титанит и халькопирит. Магнетит или титаномагнетит наблюдается
в виде мелких зерен неправильной формы, составляя наиболее часто около 3%.
Его содержание во вкрапленниках — от 0 до 1% (данные Е.К. Мархинина,
В.П. Пугача). Малотитанистые магнетиты более типичны для андезибазальтов.
Если присутствует первичный неокисленный титаномагнетит, то он обычно
содержит 18—20% ТЮ2 (Алыпова, 1971). В основной массе горной породы
магнетит наблюдается иногда совместно с титанитом. Халькопирит обнаружен
совместно с темноцветными минералами в виде эмульсионных включений,
реже самостоятельных зерен.
Основная масса в андезибазальтах обычно состоит из плагиоклаза, авгита,
титаномагнетита и вулканического стекла в различных количественных
соотношениях, причем главными из них обычно являются плагиоклаз и вулканическое
стекло. Для основной массы андезибазальтов типично отсутствие щелочного
полевого* шпата. Он появляется лишь иногда в наиболее раскристаллизованных
породах субвулканической фации, переходных к трахиандезибазальтам —
латитам.
Хлоритизация, эпидотизация, иногда альбитизация и опализация являются
характерными процессами при изменении андезибазальтов. Хлорит развивается
по моноклинному пироксену, вулканическому стеклу, вторичный магнетит
также по пироксенам и роговым обманкам, титанит по оливину, альбит — по
плагиоклазу, эпидот — по плагиоклазу и темноцветным минералам. Структура
основной массы андезибазальтов интерсертальная, пилотакситовая, витрофировая,
гиалопилитовая, микролитовая, гиалиновая. Наиболее широко развиты гиалопили-
товая и пилотакситовая структуры.
Взаимоотношения минералов во вкрапленниках показывают, что кристаллизация
андезибазальтов начинается либо с темноцветных минералов (оливина, ромбического
и моноклинного пироксена), либо плагиоклаза (рис. 66). В последнем случае
плагиоклаз во вкрапленниках обладает как прямой, так и обратной или осциллярной
зональностью. В андезибазальтах может наблюдаться до трех генераций плагиоклаза,
моноклинного пироксена, двух генераций ромбического пироксена и магнетита. Обилие
вкрапленников (до 60% и более), их сложная эволюция говорят о длительной многоэтапной
кристаллизации магмы в глубинных условиях (Фролова и др., 1973). Последним
формируется вулканическое стекло. Интервал кристаллизации вкрапленников плагиоклаза в
андезибазальтах — от 1350 до 900—1100° С (данные B.C. Соболева и И.Т. Бакуменко;
Волынец и др., 1977). Исследователи считают, что геологическое время не оказывает
существенного влияния на изменение их структурного состояния.
Прямая (прогрессивная) зональность плагиоклаза обычно рассматривается как
результат кристаллизации в условиях быстрого падения температуры. Появление
обратной зональности связывается или с резким перепадом давления при подъеме
магм к поверхности (Phemister, 1934; Лодочников, 1955 и др.), или с
переохлаждением, ассимиляцией (Лодочников, 1955). Осциллярная зональность объясняется
перемещением кристаллов в магматической камере (Сагг, 1954), ступенчатым
подъемом магмы (Лодочников, 1955), перемещением вкрапленников в движущейся
магме, в результате чего они соприкасались с разными по составу участками расплава
(Augustithis, 1963), диффузией и перенасыщением (Дир и др., 1966), колебанием
гидростатического давления в расплаве во время кристаллизации (Harme, Siivola,
1966). Экспериментальные данные Х.С. Йодера, Д.Б. Стьюарта и Дж. Смитта по
тройной системе альбит - анортит — вода (Заварицкий, Соболев, 1961) свидетельствуют
о том, что в изотермических условиях при повышении Рц2о кристаллизуется
более кальциевый плагиоклаз, а при понижении — более натриевый.
Химический состав. По химическому составу андезибазальты, как уже отмечалось,
являются эквивалентом диоритов, хотя они резко отличаются видовым составом
темноцветных минералов. В андезибазальтах наблюдаются широкие пределы
колебаний окислов (см. табл. 103). По величине отношений Na2O/K2O выделяются
натриевые (Na2O/K2O = 4—23) и калиево-натриевые (№2О/К2О = 0,4—4) серии.
По коэффициенту глиноземистости выделяются умеренно-глиноземистые
(al' = 0,75—1), высокоглиноземистые (al' = 1—2) и весьма высокоглиноземистые
(al' = 2—3,5) андезибазальты. Последние соответствуют лейкоандезибазальтам,
391
Рис. 66. Андезибазальты
а — андезибазальт. Часть вкрапленников оливина вытянута параллельно базису и расположению
микролитов Лабрадора, заключенных в пузыристую основную массу из черного стекла. Мексика,
Парикутин. d = 2,5 мм (Вильяме и др., 1957);
б — андезибазальт. Порода состоит из удлиненных призматических фенокристаллов основного
плагиоклаза в основной массе, состоящей из плагиоклаза, пироксена и стекла. Округлые — пустотки
или миндалины. Камчатка, Зимина сопка. d = 0,5 мм (Заварицкий, 1931);
в — андезибазальт. Порфировые выделения: плагиоклаз, пироксен, амфибол, апатит, рудный
минерал. Основная масса пилотакситовая. Средняя Азия, Северный Карамазар d = 5, 6 мм (кол.
В.А. Арапова); .
г — андезибазальт. Во вкрапленниках пироксен (ромбический и моноклинный). Основная масса:
пироксен, рудный минерал и небольшое количество стекла. Структура андеэитовая. Средняя Азия,
Восточный Кармазар. d = 2,5 мм (кол. В.В. Сергеева)
включая их стекловатые разновидности. Коэффициент агпаитности в андезибазаль-
тах колеблется от 0,19 до 0,40.
Андезибазальты отдельных районов мира характеризуются достаточно
устойчивым средним химическим составом (табл. 110); они принадлежат натриевой и
калиево-натриевой сериям и являются мезофемическими (f' = 12—16%) и
высокоглиноземистыми.
А.Н. Заварицкий A956) выразил признаки химического состава андезибазальтов
в следующих характеристиках: в : с : в : s = 9 : 6: 20: 65; Q = +6; а : с = около 3 : 2.
Он отмечал, что андезибазальты микроскопически без химического анализа не всегда
можно отличить от авгитовых андезитов. Их трудно отличать также и от базальтов,
составной частью которых является плагиоклаз.
Разновидности. По характерному минералу во вкрапленниках различаются авги-
392
товый (авганит) ', авгит-оли'виновый (навит), бронзитовый (бронзитит), гиперстен-
авгитовый (двупироксеновый), гиперстеновый (альборанит), оливин-авгитовый
(андезит), пижонитовый, роговообманковый, энстатитовый (редко) андезибазальты.
Чаще всего встречается авгитовые разновидности, затем гиперстеновые и реже
оливиновые. Обычны пироксен-плагиоклазовые и плагиоклаз-пироксеновые
разновидности. Стекловатые разновидности андезибазальтов называются гиалоандези-
базальтами. Порфировые андезибазальты, описываемые ранее как андезитобазаль-
товые порфириты, рекомендуется называть порфировыми метаандезибазальтами
в соответствии с рекомендациями Подкомиссии по систематике изверженных пород
Международного союза геологических наук (Streickeisen, 1978).
Формы залегания. Андезибазальты принимают участие в строении моногенных
шлаково-лавовых построек ареального магматизма, классических стратовулканов,
вулканов типа Сомма-Везувий, кальдерных вулканов, вулканических хребтов и
экструзивных куполов. Они обычны в лавовых, жерловых, пирокластических,
экструзивных, субвулканических, лахаровых и других фациях. В субвулканической фации
они представлены дайками, силлами и неправильной формы телами. Отдельность
андезибазальтов преимущественно глыбовая. Нередки случаи нахождения прекрасных
форм столбчатой и тонкоплитчатой отдельности. Отдельность развивается
перпендикулярно потоку или удлинению тела. Столбчатая и плитчатая отдельности особенно
типичны для субвулканической фации андезибазальтов. В телах неправильной формы
типична полигональная отдельность. В потоках часто наблюдается пористость.
Пористые разности обычно лежат в верхней, а плотные в нижней части. Нередко вся
масса потока слагается нацело или плотной или пористой разностью андезибазальта.
В последнем случае количество пор в верхней части потока всегда больше, чем в
нижней его части. Форма пор различна. В большинстве это крупные пустоты или
несколько сжатые, реже сплюснутые эллипсоидальные и еще реже вытянутые,
неправильные. Размер пор от долей миллиметра до 1 см, чаще 0,3—0,8 см.
Встречаются крупные A—3 см) и иногда гигантские поры B5—100 см). Все первичные
поры замкнуты и не сообщаются друг с другом. Лавовые потоки могут быть
маломощны и значительной мощности: от 0,8—4,5 до 300 м и более.
В эффузивных фациях широко распространены как двупироксеновые, так и
клинопироксеновые разновидности. В субвулканических фациях чаще встречаются
клинопироксеновые парагенезисы, но распространены широко также парагенезисы
с роговой обманкой и биотитом (Фролова, Бурикова, 1977).
Состав плагиоклазов в андезибазальтах разных районов неодинаков.
Исследователи отмечают, что плагиоклаз курильских андезибазальтов более кальциевый, чем
камчатских. Количество вкрапленников в пределах отдельных потоков также
неодинаково, например, в андезибазальтах Камчатки количество плагиоклаза в
конечных порциях лавы по сравнению с начальным увеличивается на 10—13% (Пийп,
1956; Кирсанов, Важеевская, 1971), причем повышение содержаний вкрапленников
происходит в период ослабления вулканической активности. Интересно, что в
районах детально изученного вулканизма часто не наблюдается направленных
изменений петрохимических особенностей андезибазальтов по площади, а также в
пределах конкретных тел. Для Курильской дуги исследователи отмечают
отсутствие по простиранию и вкрест простирания изменений петрохимических
особенностей андезибазальтов за исключением отношения №2О/К2О (Попеко
и др., 1978). Также не обнаружено корреляции между составом вулканических
пород и глубинами залегания сейсмофокальной зоны.
Регионы распространения. Андезибазальты свойственны ранним и средним
стадиям развития складчатых областей, реже проявляются на заключительных стадиях.
Они широко развиты в вулканических ассоциациях современных
островных дуг; андезибазальты появляются во все геологические времена от архея до
настоящего времени. Они развиты в окраинно-континентальных, внутриконти-
нентальных, реже в океанических областях. Андезибазальты встречаются в Кури-
ло-Камчатской системе островных дуг (Волынец, Колосков, 1976; Семенов, 1975;
Магматические формации СССР, 1979), описаны в Японии, на Алеутских островах.
1 Здесь и далее в скобках указаны синонимы, не рекомендуемые для употребления
(Петрографический словарь, 1981).
393
Таблица 110. Средний химический состав андезибазальтов (в вес. %)
Компоненты
SiO2
тю,
А!2О3
Fe2O3
FeO
МпО
MgO
CaO
Na2O
K2O
Число
анализов
1
54.54
0,97
0,90
0,29
17,79
1,88
3,84
1,62
4,32
1,50
0,14
0,05
3,91
1,17
7,91
1,05
3,16
0,77
1,51
0,65
100
2
3
54,54 54,19
0,74
1,13 1,07
0,34
16,26 16,75
1,72
2,31 3,79
1,50
5,40 4,96
1,23
0,12 0,15
0,07
6,97 4,61
1,33
7,50 8,04
0,97
3,64 3,39
0,65
1,49 1,44
0,55
Нет данных 44
4
54,82
0,85
18,20
4,28
3,71
0,15
3,77
7,54
3,28
1,14
44
5
55,84
0,93
18,29
2,99
5,32
0,14
4,56
8,11
3,26
1,47
37
6
54,31
0,57
0,88
0,20
17,68
1,95
4,35
1,41
3,64
1,46
0.16
0,085
3,60
0,92
8,28
1,69
3,10
0,53
1,05
0,46
32
7
55,0
0,86
19,1
3,02
3,12
0,1
2,7
6,7
3,5
1,8
10
8
54,34
1,65
0,51
0,19
15,34
0,04
2,83
1,40
5,32
1,26
0,10
Й,04
6,53
1,70
6,01
2,12
4,09
0,98
0,24
0,18
16
9
54,18
1,98
0,51
0,17
15,33
1,46
2,82
0,95
5,67
1,23
0,14
0,05
5,74
1,79
8,01
1,83
2,55
1,06
0,70
0,31
34
1 — среднее для четвертичного андезибазапьта СССР (Свиридов, 1969); 2 — то же для андези-
базальта известково-щелочной серии островных дуг (Jakes, White, 1972); 3—5 — Камчатка: 3 —
Центральная (Свиридов, 1969), 4 — алнейская серия Орлих, 1966), 5 — Срединный хребет
Орлих, 1966); 6 — Курило-Камчатский пояс (Свиридов, 1969); 7 — Сихотэ-Алинь (данные
В.А. Баскиной); 8—11 — формации Урала (Фролова и др., 1973, 1977) : 8 — баймакбурибаевская,
9 — ирендыкская, 10 — карамалыташская, 11 — улутауская; 12 — Закарпатье (Свиридов, 1969);
Аляске, в Андах, по западному обрамлению Северной и Южной Америки (Ферхуген
и др., 1974), Австралии, Исландии, Турции, ФРГ и других районах. В СССР они развиты
на Большом и Малом Кавказе, в Карпатах, Донбассе (Свиридов, 1969), Балтийском
щите (Светов, 1979), Урале (Фролова и др., 1973, 1977), Казахстане (Металлогения
Казахстана, 1977), Алтае-Саянской складчатой области. Среднем Тянь-Шане,
Кузнецком Алатау, Охотско-Чукотской вулканической зоне, Восточно-Сихотэ-Алинском •
вулканическом поясе и многих других районах, где они рассматриваются
исследователями в составе многочисленных вулканогенных комплексов (Возрастная и форма-
ционная корреляция . . . , 1977, 1978, 1979).
Принадлежность к формации. Андезибазальты являются типичными
представителями формаций' натриевых базальтов, натриевых базальтов-риолитов, базапьтов-
андезитов-риолитов, базальтов-андезитов, андезитов-базальтов и андезибазальтов.
Их доля в составе различных формаций — от 5 до 15%, реже более (Магматические
формации СССР, 1979). В частности, в пределах Уральской складчатой области
андезибазальты имеют обязательное развитие во всех типах формаций. Для
андезибазальтов, принимающих участие в строении андезит-базальтовой формации,
Н.А. Румянцева и др. (Магматические формации СССР, 1979) отмечают преобладание
порфировых разновидностей по сравнению с афировыми. В.Л. Масайтис и др.
A974) отмечают широкое развитие андезибазальтов наряду с базальтами в подвижных
областях на геосинклинальной стадии развития. Обычно андезибазальты
рассматриваются исследователями как дифференциаты базальтовой магмы, реже отмечается
существование самостоятельных андезибазальтовых магм. В.Л. Масайтис A973),
а позднее В.П. Белов для андезибазальтов Балтийского щита развивают
представление об ударно-метеоритном их происхождении.
Металлогения и практическое значение. В тесной связи с андезибазальтами иссле-
394
10
53,80
1,24
0,72
0,28
15,33
0,03
3,67
0,17
6,57
0,09
0,16
0,07
5,07
1,05
6,58
0,10
3,45
1,20
0,54
0,60
28
11
54,49
1,74
0,54
0,23
16,69
1,27
2,30
1,16
6,17
1,59
0,18
0,07
5,01
1,11
7,97
0,99
2,31
0,73
0,58
0,34
17
12
54.98
0,90
0,95
0,36
18,03
1,92
3,56
1,70
4,50
1,60
0,13
0,06
3,11
1,11
7,66
0,93
2.46
0,77
1,45
0,58
53
13
55,15
0,88
17,22
1,64
4,85
0,12
6,09
7,91
3,56
1,74
Нет дан-
ных
14
54,81
1,16
16,35
4,78
4,41
0,15
4,55
6,59
3,09
1,78
9
15
16
55,83 55,9
0,84 0,9
18,01 15.3
2,63 2,3
4,07 6,4
0,08 Не опр.
5,12 4,0
7,40 6,0
3,64 3,4
1,22 0,9
Нет дан- 146
ных
17
55,83
0,83
18,01
2,63
4,07
0,08
5,12
7,40
3,64 '
1,22
Нет
данных
18
55,04
0,94
18,82
1,92
5,69
0,07
5,68
7,17
3,88
0,85
Нет
данных
19
55,15
1,68
0,90
0,33
16,91
1,7
3,98
1,32
4,39
1,62
0,12
0,05
4,0
7,54
1,68
3,11
0,59
1,16
0,68
54
13 — Ахманганское плато, Армения (Струве, 1940); 14 — андезитовая субформация Казахстана
(Металлогения Казахстана, 1977); 15 — Кордильеры, США (Ферхуген и др., 1974); 16 — Канада
(данные Гудвина); 17 — Каскадные горы, США (Ферхуген и др., 1974); 18 — вулкан Парикутин,
Мексика (Ферхуген и др., 1974); 19 — среднее для андезибазальта (данные автора).
Примечание. Н2О~, СО2 и другие компоненты - 2—5% (ан. 6-12, 14, 16, 19) .
дователи описывают развитие медно-цеолитовой и колчеданной минерализации
{Колчеданные месторождения мира, 1979). С зффузивно-экструзивными
образованиями андезибазальтовой формации ряд исследователей (Металлогеническая
специализация ..., 1971) парагенетически связывают золотое оруденение с
повышенным содержанием серебра. Андезибазальты являются строительным материалом,
особенно пористые шлаковые андезибазальты (Иванова, Овсянников, 1974),
которые могут применяться в качестве стенового материала, бутового камня и
щебня для промышленных сооружений. По своей теплопроводности такие;
андезибазальты могут быть приравнены к кирпичу и использованы для получения
облегченных бетонов. Степень проницаемости и коэффициент насыщения
подтверждают его хорошую морозостойкость, что делает возможным использование
андезибазальта в гидротехническом строительстве. Андезибазальты широко
используются в дорожном и монументальном строительстве (отделка цоколя зданий,
памятников и др.). Они характеризуются изменением прочности от 180 до
3160 кг/см2, но чаще — 500 до 1500 кг/см2 (Овсянников, 1959). Андезибазальты
пригодны для получения пористого полукристаллического материала — газо-
камнестекла (Корень, 1960).
Семейство андезитов
Среди вулканических пород андезиты являются весьма широко
распространенными. Они составляют около четверти B3%) всех изверженных пород (Даминова,
1967). После базальтов они являются наиболее распространенным типом
вулканических пород (Хуан, 1965). Наиболее мощные проявления андезитового
вулканизма сопровождали формирование островных дуг и окраинно-континентальных
395
вулканических поясов (Тихоокеанское обрамление и др.). Андезиты широко
развиты также в эвгеосинклинальных зонах. Во внутриконтинентальных подвижных
областях они формировались на орогенной стадии их развития. В некоторых
подвижных областях, развивающихся на мощной континентальной коре, андезиты
появляются в предорогенную стадию, завершающую инверсию, или развиваются в
условиях эпикратонных орогенных поясов. В кратонных областях, на океаническом
дне, океанических островах и в областях континентального траппового вулканизма
андезиты практически отсутствуют.
Номенклатура пород семейства андезитов в настоящее время достаточно
неопределенна, в результате чего нередко даже при наличии химических анализов под
названием андезитов описываются породы, далеко выходящие по содержанию
SiO2 за рамки семейства, и, наоборот, породы, описываемые под другими
названиями, судя по их химическим анализам, являются типичными андезитами.
Так, в качестве андезитов Анд (Pichler, 1972) описана группа пород с 52,7% SiO2
(среднее из 20 ан.), причем основанием для этого служит их низкий цветовой
индекс (М < 35). В значительной мере это связано с тем, что в породах андезитовых
и андезибазальтовых семейств главные черты их минерального состава часто
сохраняются неизменными в ряду пород, сравнительно широко варьирующих
по содержанию SiO2. По мере раскисления расплавов меняются лишь
количественные соотношения минералов, отчасти состав минералов и наиболее сильно состав
стекла. Поэтому при рядовом петрографическом описании далеко не всегда
можно определить, имеет ли данный образец состав андезибазальта, андезита или
даже дацита и риодацита.
В результате именно химический состав пород приобретает первоочередное значе-.
ние в классификации и номенклатуре неполнокристаллических пород семейства
андезитов. Вместе с тем, как справедливо заметил Дж. Ферхуген (Ферхуген и др.,
1974, т. 1, с. 350), "как бы мы ни определяли базальт и андезит, какое бы содер-
жаие SiO2 ни приняли в качестве границы между этими двумя типами пород,
мы не можем не признать, что в природе попросту отсутствует такая реальная
граница".
На данной стадии изучения андезитов нами, как и предыдущими исследователями,
семейство андезитов рассматривается как один вид, а все многообразие этих пород
выделено в разновидности.
Андезит
Андезиты, как особая группа пород, были выделены Леопольдом Бухом еще в
домикроскопический период петрографии, в тридцатых годах прошлого столетия
(Заварицкий, 1956).
Внешний облик, текстура. Серая, темно-серая, темно-зеленовато-серая, бурая до
черной порода; порфировая (до серийно-порфировой и мегаплагиопорфировой),
очень редко афировая с массивной, пузыристой, миндалекаменной, редко флюи-
дальнойтекстурами. Порфировые выделения .в андезитах составляют от 1 (редко)
до 70%. Цвет андезитов в большей мере является следствием структуры
(особенно величины зерна), чем состава. Использование цвета в подразделении
пород не имеет практического значения. Цвет в некоторой мере может быть
лишь указателем условий образования или изменения породы. Например, бурый
цвет подчеркивает субаэральные условия образования.
Минеральный состав, структура, последовательность кристаллизации.
Главными минералами андезитов являются плагиоклаз, моноклинные и ромбические
пироксены, амфибол (биотит). В различных количественных соотношениях с
главными породообразующими минералами присутствует вулканическое стекло.
Его содержание может достигать 95%. Из второстепенных и акцессорных минералов
наблюдаются оливин, биотит, кварц, магнетит, титаномагнетит, апатит, титанит, редко
циркон, ортит, андалузит, кордиерит, гранат. Характерные вторичные минералы:
хлорит, эпидот, магнетит, кальцит, цоизит, пренит, гидроокислы железа, пирит,
альбит, кварц, халцедон, опал, цеолиты, редко уралит, бастит.
В андезитах наблюдается большое разнообразие вариаций вкрапленников и
широкие колебания их количественных соотношений. Наиболее обычны плагиоклаз,
плагиоклаз + пироксен (плагиоклаз + моноклинный пироксен), плагиоклаз + мо-
396
ноклинный и ромбический пироксен, плагиоклаз + ромбический пироксен, плагиоклаз +
+ пироксен ± амфибол ± кварц, плагиоклаз + оливин + пироксен + амфибол ± кварц,
плагиоклаз + оливин, плагиоклаз + амфибол + биотит + кварц, плагиоклаз + амфибол.
Соответственно андезиты многими исследователями называются плагиофировыми,
пироксенофировыми и т.д.; иногда отражается и величина вкрапленников (мегапла-
гиофировые). Кварц присутствует во вкрапленниках преимущественно в ассоциации
с водосодержащими темноцветными минералами.
Соотношение количества салических и мафических минералов вкрапленников в
андезитах составляет 2,5—3; встречаются породы, где это .отношение равно единице
и меньше единицы. Соответственно их относят к салической, салическо-мафической
или мафической серии. Так, например, к салической серии принадлежат андезиты
Ключевской группы вулканов (содержат в среднем 33,2% вкрапленников, из них (в %):
оливина 0,2, пироксена 4,2, амфибола 2,1, магнетита 1,5, плагиоклаза 24,3; салическое
отношение равно трем). Андезиты вулкана Шивелуч содержат в среднем 46,5%
вкрапленников (оливин 0,2, пироксен 2,6, амфибол 18,9, магнетит 2,3, плагиоклаз 23,6%;
салическо-мафическое отношение равно единице).
Известны также андезиты с крупными кристаллами анортита (до 10—15%), принад-
лежащиексалическойсерии (данные Р.И. Родионовой, Э.Н. Эрлиха, Г.Е. Богоявленской
и др.; Kuno, 1950).
Плагиоклаз в андезитах варьирует от существенно натриевого до субкальциевого.
Он широко развит как во вкрапленниках, так и в основной массе. Содержание анор-
титовой составляющей меняется от 20 до 90%. Альбит редок.
Плагиоклаз в порфировых выделениях андезитов характеризуется широкими
вариациями состава (от битовнита до олигоклаза, но типичными являются Лабрадор
и андезин). Более кислые плагиоклазы характерны для роговообманковых и
слюдяных андезитов, более основные — для авгитовых. Вкрапленники, как правило, с
развитым зональным строением имеют таблитчатый облик. Зональное строение
плагиоклаза для андезитов характерно больше, чем для каких-либо других пород.
Для них разница в составе ядра и наружных зон вкрапленников гораздо более
значительна, чем для базальтов (рис. 67). Обычны двойники по альбитовому, карлсбад-
скому и иногда периклиновому законам.
Переходя к более подробной характеристике порфировых выделений плагиоклаза,
отметим, что преобладают широкотаблитчатые кристаллы с удлинением (отношением
длины вкрапленников по 001 к ширине по 010) от 1 : 1 до 2 : 1.
В отдельных районах, например, на Камчатке, количество вкрапленников
плагиоклаза в андезитах колеблется от 1,9 до 38,2% (Волынец, Колосков, 1976). Простые
двойники составляют до 46% (альбитовые до 41%, реже карлсбадские — до 5,5%).
Исключительно редки эстерельские, манебахские, бавенские и периклиновые
двойники (Сирин, 1968; Волынец, Колосков, 1976; Тимербаева, 1967). Среди
сложных двойников преобладают альбит-карлсбадские (до 40%); наблюдаются
периклиновые двойники в сочетании с альбитовыми и карлсбадскими, реже
карлсбадскими и бавенскими. Для андезитов Камчатских вулканов установлена
также прямая зависимость частоты встречаемости плагиоклазов, сдвойникованных
по периклиновому закону, от частоты встречаемости плагиоклазов,
сдвойникованных по сложным законам. Периклиновый закон в плагиоклазах камчатских
андезитов наблюдался в 12,4% случаев (Волынец, Колосков, 1976), в андезитах вулкана
Алагез в Армении — до 7,5% (Лебедев, 1938).
В ряде районов в андезитах наблюдается зависимость частоты встречаемости
карлсбадских и аклиновых двойников от основности плагиоклазов, а именно с
увеличением основности плагиоклазов количество двойников по карслбадскому
закону уменьшается, а по аклиновому — увеличивается (Treiber, 1963).
Плагиоклазы вкрапленников иногда содержат включения вулканического стекла.
Так, в камчатских андезитах плагиоклазы с включениями вулканического стекла
составляют 10% общего количества вкрапленников плагиоклаза.
Помимо вкрапленников, в андезитах обычен плагиоклаз в основной массе в
виде микролитов. Микролиты более удлиненные, с менее развитым двойниковым
строением и обычно более кислые по составу, чем вкрапленники. Состав микролитов
плагиоклаза близок составу наружной каймы ' зональных вкрапленников (< Ап5о)-
Моноклинный пироксен является вторым характерным минералом андезитов
397
Рис. 67. Зональные кристаллы плагиоклаза андезитов с изменчивым химическим составом. Каждая
проекция перпендикулярна линии сечения (Оллинг, 1941)
1—12 — андезиты: 1—5 — пироксеновые, 6—9 — роговообманковые, 10— 12 — биотитовые; 13—
14 — андезитовые пемзы
после плагиоклаза. Моноклинный пироксен во вкрапленниках может быть
представлен авгитом, диопсид-авгитом и диопсид-салитом одной или нескольких генераций
в коротких, иногда двойниковых призмах. В измененных породах он замещен
хлоритом, эпидотом, кальцитом. В андезитах обычен также пижонит короткотаблит-
чатой формы, иногда в двойниковых призмах. В основной массе обычны авгит,
пижонит, как правило, более железистые, чем во вкрапленниках. Моноклинный пироксен
наиболее часто имеет состав Wo3_43En32-67Fsi6-3o- Как будет показано ниже,
составы его достаточно устойчивы в каждой из разновидностей андезитов, развитых
в тех или других геологических структурах. Моноклинные пироксены обладают и
характерными петрохимическими особенностями; так", например, моноклинные
пироксены ранних генераций, отвечающие по составу диопсид-салитам, отличаются
от более поздних диопсид-авгитов повышенными концентрациями CaO, MgO,
А!2Оз и пониженными FeO + Fe2O3, ТЮ^ и SiO^. Авгиты из андезитов с более
высоким содержанием щелочей содержат больше кальция и алюминия.
Ромбический пироксен андезитов — обычно гиперстен тоже в коротких призмах,
398
но несколько более вытянутых, чем у авгита, и сплюснутых по A00), что также
отличает его от моноклинного пироксена. Редко вместо гиперстена встречается энста-
тит или бронзит. Можно отметить, что в андезитах ромбические пироксены (главным
образом гиперстен) распространены значительно больше, чем в их глубинных
эквивалентах - кварцевых диоритах; гиперстеновые андезиты — обычные породы, тогда
как кварцевые диориты с ромбическим пироксеном редки. Наиболее обычные
составы ромбических пироксенов — En63-67Fs33-44. но в целом наблюдаются
более широкие колебания, а именно: Fs10_52 в андезитах, участвующих в строении
андезибазальтовых формаций, и Fsi7_56 ~ в андезитовых формациях
(Магматические формации СССР, 1979). Нередко в андезитах в порфировых выделениях
присутствуют как гиперстен, так и авгит. Иногда можно встретить зональное
обрастание ромбического пироксена моноклинным; редко наблюдаются обратные отношения.
Амфибол андезитов — обычно красно-бурая, сильно плеохроичная, с малым
углом погасания базальтическая роговая обманка, иногда — обыкновенная роговая
обманка.. Бурая окраска роговой обманки и другие ее оптические свойства, как
показывают анализы и эксперименты, связаны с окислением закиси железа.
Известны случаи, когда в роговообманковых андезитах внешние части лавовой
экструзии содержат бурую роговую обманку, тогда как в глубоких внутренних
частях она зеленая. Крайне редко в андезитах отмечается паргасит. Изменение состава
амфиболов коррелируется с изменением состава пород. Возрастание щелочности и
глиноземистости этого минерала отражает рост тех же параметров в породе, но в
значительной степени зависит также от температуры кристаллизации. Возможно
появление обыкновенных роговых обманок с повышенными содержаниями эдинит-
гастингситовых составляющих (Расе, 1974).
Слюды в качестве вкрапленников присутствуют лишь в некоторых
разновидностях андезитов. Это обычно плеохроирующий в бурых тонах биотит. Его желе-
зистость в более кислых разновидностях 40—45%, в низкокремнеземистых — 33—39%.
В андезитах, для которых не характерно раннее выделение биотита, степень
железистости его увеличивается. В амфиболе и биотите нередко обнаруживаются
непрозрачные реакционные, так называемые опацитовые каймы магнетита, причем
биотит обычно опацитизирован более интенсивно. В палеотипных породах роговые
обманки и слюды андезитов замещены эпидотом, хлоритом, карбонатом и рудным
минералом. По роговой обманке обычно развивается уралит.
Из второстепенных минералов заслуживают специального описания оливин,
кварц, титаномагнетит и магнетит.
Оливин — редок; наблюдаются широкие пределы колебаний в нем фаялитовой
составляющей (в андезитах базальт-андезитовой формации его состав отвечает —
Fso-5 0- андезитовой — Fais-ss- более часто Fai5_26) ¦
Кварц в андезитах является редким или случайным минералом. Крупные его
выделения являются ксенокристаллами, обычно обрастаемыми зернами других
минералов. В основной массе кварц также редок и встречается лишь в более кислых
разновидностях андезитов. В пустотах более кислых андезитовых потоков иногда
наблюдаются тридимит и кристобалит. В девитрифицированных андезитах кварц
часто бывает вторичным.
Титаномагнетит и магнетит являются постоянными минералами андезитов. В
порфировых андезитах преобладают низкотитанистые магнетиты F—12% TiO2 в ранних
генерациях), кристаллизующиеся до железо-магниевых силикатов. В случае позднего
выделения магнетитов концентрация ТЮг в них резко возрастает A7—20%). Титано-
магнетиты в андезитах базальт-андезитовых ассоциаций обычно содержат 18—20%
Т\Ог (Алыпова, 1971), но известны и малотитанистые титаномагнетиты (Багин и
др., 1971). В афировых андезитах обычны высокотитанистые магнетиты. Из
акцессорных минералов для андезитов типичны апатит, обычно игольчатой формы, редко
циркон, а также кордиерит и гранат.
В основной массе андезитов наблюдаются микролиты плагиоклаза, авгит, в более
мелких зернах титаномагнетит и вулканическое стекло в различных количественных
отношениях. Крайне редко и в единичных зернах появляется калиево-натриевый
полевой шпат. При его появлении порода относится уже к другому семейству — трахи-
андезитам — кварцевым латитам.
Вулканическое стекло в андезитах имеет сероватую, желтоватую или буроватую,
399
реже черную окраску. Чем большее количество стекла присутствует в породе, тем
оно более темное. Существенно стекловатые разновидности андезитов называются
гиалоандезитами. Иногда вулканическое стекло имеет пузыристый и даже пенистый
облик, превращаясь в пемзу.
Независимо от того, являются андезиты порфировыми или афировыми, они
обладают микролитовой, пилотакситовой, гиалопилитовой и гиалиновой структурой
основной массы. Полнокристаллическая микрозернистая структура в андезитах
наблюдается редко и она свойственна главным образом андезитам, застывшим на
некоторой глубине и соответствующим относительно медленно остывавшим частям
тел. Крайне редко наблюдается интерсертальная структура (рис. 68).
Андезиты легко подвергаются пропилитизации, вызываемой горячими водными
послемагматическими растворами, богатыми углекислым газом. Из вторичных
минералов в пропилитизированных андезитах наблюдаются эпидот, хлорит, цоизит,
уралит,пирит,серпентин и карбонаты. Уралитовая роговая обманка развивается по
пироксену, хлорит и карбонат — по пироксену и другим железисто-магнезиальным
минералам. Вторичный магнетит, иногда с хлоритом, развивается по темноцветным
минералам. Наряду с хлоритизацией и эпидотизацией в андезитах иногда наблюдаются
альбитизация и опализация. Процесс пропилитизации андезитов специально
рассмотрен В.И. Русиновым A972). В андезитах палеовулканических областей обычно
образование вторичных кварцитов.
Для андезитов характерно многообразие последовательности кристаллизации
вкрапленников и минералов основной массы. В одних случаях, судя по включениям
темноцветных минералов в крупных вкрапленниках плагиоклаза или более крупной
величине вкрапленников темноцветных минералов, они кристаллизовались раньше
плагиоклаза, в других случаях имел место обратный порядок кристаллизации
(см. рис.. 68). Судя по вариациям состава плагиоклаза вкрапленников, их
кристаллизация начиналась часто в промежуточных магматических камерах, продолжалась на
Рис. 68. Андезиты
а —энстатитовый андезит. В фенокристаллах — зональный плагиоклаз и энстатит. Основная масса
полустекловатая со скелетными формами плагиоклаза. Япония, Асама-Яма. d около 3 мм (Хэтчи
др., 1949);
б — гиперстеновый андезит. В фенокристаллах — Лабрадор и гиперстен. Гипокристаллическая
основная масса с большим количеством стекла. Англия, Чевиотские горы, d = 2,6 мм (Заварицкий,
1956) ;
в — авгит-гиперстеновый андезит. Фенокристаллы — гиперстен, авгит и зональный плагиоклаз,
содержащий включения стекла. Основная масса имеет гиалопилитовую (андезитовую) структуру.
Камчатка, район Ключевской сопки. tf = 3,4 мм (Заварицкий, 1931);
г — гиперстен-авгитовый андезит. Фенокристаллы представлены зональным лабрадор-андезином,
содержащим включения стекла, гиперстеном и авгитом. Основная масса пилотакситовая, состоящая
из микролитов олигоклаза, точечных зерен рудного минерала. Крейтер-Лейк, Орегон, d =3 мм
(Вильяме и др., 1957);
д — авгитовый андезит. Фенокристаллы — зональный плагиоклаз и авгит. Вверху отдельное
крупное зерно магнетита. Основная масса состоит из микролитов плагиоклаза, стекла и рудного
минерала. ВНР, Виеска. d = 3 мм (Заварицкий, 1956);
е — роговообманково-гиперстеновый андезит. В порфировых выделениях плагиоклаз, гиперстен
и бурая роговая обманка. Гиперстен образует каемки вокруг крупных вкрапленников роговой
обманки. Отдельные зерна магнетита. Гиалопилитовая основная масса. Камчатка, район Ключевской
сопки, d = 3,4 мм (Заварицкий, 1931);
ж — роговообманковый андезит. Крупный фенокристалл зонального андезина. Бурая (базальти-
ческая) роговая обманка. Гипокристаллическая основная масса ВНР, Аяьтсол. d = 2,6 мм
(Заварицкий, 1956);
з — роговообманковый андезит. В более крупных вкрапленниках базальтическая роговая
обманка и зональный плагиоклаз, в более, мелких — плагиоклаз и немного моноклинного пироксена.
Основная масса состоит главным образом из стекла. Камчатка, район Ключевской сопки. </ = 3,4 мм
(Заварицкий, 1931);
и — роговообманковый андезит. Фенокристаллы роговой обманки, плеохроирующей от золотого
до красновато-коричневого цвета, окаймлены зернистым магнетитом. Наблюдаются также
вкрапленники зонального Лабрадора. Пилотакситовая основная масса состоит из микролитов андезина и мик-
рофельзитового агрегата с точеными выделениями магнитита и гематита. Калифорния, Блэк-Бьютт,
гора Шаста. d = 3 мм (Вильяме и др., 1957) ;
к — роговообманковый андезит. Вкрепленники роговой обманки полностью замещены
зернистым рудным минералом и авгитом. Все эти минералы, а также вкрепленники диопсид-авгита и
андезина заключены в криптофельзитовой основной массе. ФРГ, Штенцельберг, Зйбенгебирге. d =
= 3 мм (Вильяме и др., 1957)
400
'Х^%^\.
Ux*
'<^.:*\SVn^
26. Зак. 971
путях движения магмы и заканчивалась в поверхностных или близкоповерхностных
условиях. В меланократовых разновидностях андезитов первыми появлялись
ромбические и (или) моноклинные пироксены, далее шла их одновременная
кристаллизация с плагиоклазом. Подобные же закономерности характерны для роговообманковых
и биотит-роговообманковых разновидностей андезитов. Кристаллизация андезитов
заканчивалась массовой кристаллизацией микролитов и появлением вулканического
стекла. Микролиты могут иметь отчетливо выраженную линейную ориентировку,
отражая направление движения магмы в момент кристаллизации.
Характер вкрапленников, их размеры, распределение в породе, их соотношения
с вулканическим стеклом и содержание последнего привлекаются для решения
вопроса об условиях кристаллизации магмы. При образовании пород с
серийно-порфировыми структурами (типичны для андезитов Камчатки, Курильских островов и
других районов) предполагается, что изменения Р-Т условий в ходе кристаллизации
не были весьма резкими. Появление разновременных генераций плагиоклаза,
по-видимому, отражает многочисленные остановки магмы при подъеме ее к
поверхности в промежуточных очагах разной глубины заложения. Это предположение связано
с наблюдаемыми явлениями дорастания готовых центров кристаллизации. Оно
имеет место при относительно стабильном режиме изменения Р-Т условий.
В случае, когда условия кристаллизации меняются резко, возникает новая серия
центров кристаллизации, в результате чего образуются порфировые породы
с двумя генерациями кристаллов (вкрапленники и микролиты). Для вкрапленников
и микролитов характерны свои максимальные значения скоростей зароды шеобра-
зования (Волынец, Колосков, 1976).
По данным Т.И. Фроловой и И.А. Буриковой A977), ранняя кристаллизация
магнетита в отдельных разновидностях андезитов свидетельствует о значительном
содержании летучих, в частности воды в родоначальном расплаве. В основной массе
порядок кристаллизации может меняться на обратный: первым из расплава
выделяется плагиоклаз, затем -клинопироксен и, наконец, рудный минерал. Наличие
стекловатых структур в основной массе и редкие миндалекаменные текстуры
свидетельствуют, по-видимому, об обедненности расплавив летучими.
Для андезитов установлена различная степень раскристаллизованности разнофа-
циальных магматических образований относительно их контактовых поверхностей.
Так, П. Аркаи (Arkai, 1968) установил максимум раскристаллизации в потоках
андезитов на 1/3 мощности выше подошвы их, а в вертикальных дайках лучше всего
раскристаллизована осевая зона.
В субвулканических андезитах от лежачего бока к висячему количество
вкрапленников может закономерно понижаться (Фролова и др., 1977), при этом подошвенный
слой обогащен плагиоклазом, а кровля клИнопироксеном.
СИ. Набоко A947) и Б.И. Пийпом A956) описаны различия в составах
вкрапленников плагиоклаза в лавах главного и побочного кратеров, что, по-видимому,
свидетельствует о дифференциации магмы в канале вулканов. В канале вулканов имеет
место возрастание степени кристалличности андезитов' за счет интенсивной
кристаллизации минералов, главным образом плагиоклаза второго поколения (Богоявленская
и др., 1971) . А. Ритман A964) и другие исследователи отмечали реликтовый характер
некоторых генераций плагиоклаза и других минералов в лавовых потоках и
субвулканических телах андезитов. Исследователи отмечают также перемежаемость
потоков с различной степенью раскристаллизации в разрезе вулкана при отсутствии
промежуточных разностей и тождественном химизме пород (Федоров, 1972).
Химический состав. По химическому составу андезит является аналогом
кварцевого диорита, • а не диорита, как считалось многими исследователями ранее.
Пределы колебаний содержаний окислов в андезитах приведены в табл. 103.
По соотношению Na2O/K2O среди андезитов отчетливо выделяются натриевая
(Na2O/K2O > 4) и калиево-натриевая серии (Na2O/K2O = 0,4—4). По степени
глиноземистое™ обычны умеренноглиноземистые (al'= 0,75—1),
высокоглиноземистые (al = 1—2) и весьма высокоглиноземистые (al' = 2—3,5), причем в
натриевой серии умеренноглиноземистые андезиты не установлены. Коэффициент
агпаитности колеблется от 0,17 до 0,40, редко более (табл. 103, 111).
Андезиты различных регионов не одинаковы по своим петрохимическим
особенностям (табл. 111,112). Обычно они относятся к известково-щелочной,
402
реже толеитовой сериям (Зоненшайн и др., 1976). Наблюдается прямая связь
между содержанием глинозема в породах и количеством плагиоклаза во вкрагтлен^
никах. Так, в наиболее бедных глиноземом сериях, по данным А.С. Остроумовой и
др. (Магматические формации СССР, 1979), плагиоклаз практически отсутствует.
С ростом содержания кремнезема увеличивается роль ромбического пироксена.
При повышении щелочности породы в двупироксеновых и пироксеновых
разновидностях появляется амфибол. Состав его обычно промежуточный (между роговой
обманкой и гастингситом). Преобладание амфиболовых разновидностей прямо связано
с возрастанием щелочности андезитов (Малый Кавказ, Восточное Забайкалье).
Установлена связь окраски основной массы пород с содержанием кремнезема, а именно:
окраска основной массы у богатых ?Ю2 разновидностей светло-серая, иногда
розоватая, или желтоватая, а у более бедных SiO2 — темная, темно-серая, зеленовато-
черная, темно- и красно-бурая. В измененных андезитах она приобретает зеленоватый
и буроватый оттенки.
Наблюдается зависимость химического состава андезитов от тектонических
условий их образования. В окраинно-континентальных вулканических поясах андезиты
обычно умеренноглиноземистые, иногда несколько обогащены калием и приближаются
по составу к андезитам внутриконтинентального типа. Как видно из табл. 111,, по
содержанию щелочей и кальция камчатские андезиты занимают промежуточное
положение между андезитами островных дуг и окраин континентов (данные А. Мак-Берни).
Редко камчатские андезиты занимают промежуточное положение между андезитами
окраин континентов и андезитами внутриконтинентальных районов.
Между андезитами внешних и внутренних вулканических дуг могут наблюдаться
все переходные по составу разности, причем содержание FeO+ Fe2O3 и К2О в породах
связано отрицательной корреляционной зависимостью (Волынец, Колосков, 1976).
Между андезитами и базальтами в ряде регионов устанавливается преемственность
в составе. Например, в андезитах и базальтах Камчатки (Волынец, Колосков, 1976)
наблюдается низкое содержание К2О (вулканы Ксудач, Кроноцкий), повышенное
содержание А12О3 (вулкан Плоский), хотя по содержаниям CaO, MgO,(FeO + Ре2Оз)
и SiO2 они практически не отличаются от андезитов и базальтов других вулканов
(Безымянный, Дзензур).
Для андезитов Перу, являющихся представителями собственно андезитовой фор^
мации, характерно повышенное содержание щелочей по сравнению со средней
величиной содержаний щелочей в кайнозойских андезитах.
Внутриконтинентальные андезиты Большого Кавказа (казбекский, кельский,
эльбрусский комплексы) являются калиево-натриевыми и умеренноглиноземистыми.
Разновидности. Разновидности андезитов выделяются главным образом по составу
вкрапленников или структуре основной массы. По составу вкрапленников
различают авгитовые (вейзельбергит, алеутит, грейстоун, трематод, аннинморит, дореит,
кузелит, порфир авгитовый, порфирит авгитовый, порфирит авгитово-плагиоклазо-
вый, порфирит пироксеново-плагиоклазовый, эрвальдит), авгит-роговообманковые,
авгит-оливиновые (кармелоит), анортитовые (алборанит, альборанит), биотитовые,
битит-гиперстеновые (санукит), бронзитовые (порфирит бронзитовый), гиперсте-
новый (гебурито-дацит, санторинит), гиперстен-амфиболовые (данубит), двупирок-
сеновые, кварцевые, кварц-авгитовые, кордиеритовые, лабрадоровые (алборанит,
альборанит, лабрадофир, порфир лабрадоровый) ,оливин-авгитовые,, оливин-авгит-
бронзитовые (бонинит), оливиновые, олигоклазовые (кохалоит), ортопироксеновые
(миякит), роговообманковые (андезинофир роговообманковый, трахит волькенбург-
ский, хуангарит), роговообманково-бронзитовые, роговообманково-биотитовые
(амбонит), энстатитовые (порфирит энстатитовый), энстатит-авгитовый (кум-
браит) андезиты.
Среди андезитов наиболее распространены двупироксеновые и пироксеновые
разновидности, менее развиты пироксен-роговообманковые, пироксен-роговообман-
ково-биотитовые и др. Пироксен-роговообманковые андезиты более часто встречаются
в составе андезитовой формации, а двупироксеновые и пироксеновые типичны как
для андезибазальтовых, так и андезитовых формаций.
Разновидности андезитов, как правило, присутствуют в составе единых серий,
причем в различной тектонической обстановке преобладающими являются одна-две
разновидности. Оливин-пироксеновые и двупироксеновые андезиты наиболее
403
Таблица 111. Средний химический состав андезитов (в вес. %)
Компоненты
SiO2
TiO2
AI2O3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
Число
анализов
1
55,59
0,77
17,31
3,33
3,13
0,18
2,75
5,80
3,53
2,04
87
2
58,17
0,80
17,26
3,07
4,17
Нет
данных
3,23
6,93
3,21
1,61
1775
3
58,68
0,81
17,29
2,97
3,96
0,12
3,14
7,13
3,24
1,27
89
4
57,4
1,25
15,6
3,48
5,01
_
3,38
6,14
4,20
0,43
Нет
данных
5
58,65
0,79
17,43
3,21
3,48
0,10
3,28
6,26
3,82
1,99
29
6
60,07
1,34
0,41
0,16
15.16
0,85
3,39
1,69
4,46
1,27
0,08
0,05
5,21
1,82
2,93
1,81
4,54
0,87
0,55
0,44
7
7
59,44
1,49
0,39
0,10
15,42
1,34
2,28
1,34
4,56
1,75
0,11
0,06
3,98
1,04
6,95
1,73
3,04
0,69
0,89
0,66
11
1, 2, 21, 22 - среднее для андезита: 1 - по Р. Дели A936), 2 - по Р. Леметру (Le Maitre, 1976, ) ,
21 — по С. Тейлору A972), 22 — по автору; 3 — среднее для кайнозойского андезита (Chayes,
1969); 4 — то же для андезита толеитовои серии островных дуг (Jakes, White, 1972); 5 — то же для
анезита окраин континентов (данные А. Мак-Берни); 6—10 — формации Урала (Фролова, Бури-
кова, 1977); 6— баймакбурибаевская, 7 — ирендыкская, 8 — карамалыташская, 9 — колтубанская,
10 — улутауская; 11 — К лчатка (Магматические формации СССР, 1979); 12—14 — Казахстан
Таблица 111 (окончание)
Компоненты
16
17
18
19
20
21
22
SiO2
т;о2
AI2O3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
Число
анализов
58,2
0,52
18,00
3,2
3,3
0,10
3,4
8,7
2,8
0,61
6
59,0
1,0
16,9
2,7
3,8
0,1
4,8
6,7
3,8
2,0
17
63,16
0,54
18,22
1,36
3,33
Сл.
2,30
¦ 5,24
4,06
1,16
Нет
данных
59,78
0,85
17,19
2,45
3,65
_
3,17
6,06
3,96
1,67
90
60,88
0,54
16,69
3,65]
I
г
2,91 J
0,12
2,80
5,77
3,87
1,59
Нет
данных '
59,5
0,70
17,20
6,10
0,15
3,42
7,03
3,68
1,6
Нет
данных
59,95
1,87
0,69
0,25
16,99
1,23
3,38
1,53
3,1
1,31
0,10
0,04
2,77
1,35
5,49
1,41
3,38
0,59
2,04
0,79
57
8
59,51
1,55
0,71
0,50
14,69
1,21
3,72
1,55
5,51
1,14
0,12
0,04
3,10
1,10
5,40
1,64
3,82
0,92
0,70
0,54
9
9
59,58
1,35
0,31
0,09
15,25
0,68
3,04
0,74
4,21
0,49
0,12
0,03
4,49
0,59
5,92
0,82
3,06
0,76
0,78
0,61
8
10
59,78
1,12
0,55
0,18
15,52
1,08
0,87
6,10
0,80
0,15
0,04
3,52
0,66
5,53
1,47
2,90
0,73
0,85
26
11
57,64
0,73
16,60
3,33
373
0,17
3,23
6,54
4,14
1,53
14
12
58,63
0,93
16,15
4,20
3,60
1,11
2,03
4,19
4,40
1,22
11
13
60,01
1.25
13,77
5,31
1,98
0,10
2,55
4,75
4,79
1,59
11
14
57,95
0,62
17,81
4,05
3,04
0,07
3,64
6,20
3,23
1,78
6
15
58,76
0,77
16,52
3,32
2,88
0 09
2,74
5,89
2,84
2,41
15
(Металлогения Казахстана, 1977): 12 — андезитовая субфоомация, казахстанский тип, 13 —жель-
тауская серия, 14 — каркаралинский комплекс; 15 — Банска Штявница, Чехословакия (материалы
В.А. Баскиной); 16 — о-в Сайпан (данные А. Смита) ; 17 —Чили (Ломизе, 1975) ; 18 —Каскадные
горы, США (Ферхуген и др., 1974); 19 — среднее для кайнозойского андезита США (Chayes, 1969);
20-Аляска (Forbes et al., 1969).
Примечание. Н2 О~, СО2 и другие компоненты — 2—4% (ан. 2, 6—13, 15, 22) .
распространены в эвгеосинклиналях, в разрезах незрелых островных дуг, интрадуго-
вых бассейнах, а также в окраинно-континентальных вулканических поясах и на
молодых платформах. Как правило, это массивные, темноокрашенные породы
со стекловатой или криптокристаллической основной массой и 20—50%
вкрапленников, среди которых главную роль играет плагиоклаз — основной Лабрадор, а
цветные минералы (авгит и гиперстен), определяющие название разновидности,
присутствуют в количестве 2—10% каждый. В этих же сериях иногда присутствуют
двупироксен-роговообманковые разновидности андезитов.
Двупироксен-роговообманковые, роговообманковые и биотитовые андезиты
преобладают в составе вулканических дифференцированных андезибазальт-
андезит-дацитовых серий внутриконтинентальных областей. Для этих
разновидностей характерна низкая железистость вкрапленников оливина A5—26 Fa),
ромбического пироксена (бронзит-гиперстена) и биотита (fO6m = 33—39) . Магнетит
в них выделяется на ранних стадиях и образует включения во всех перечисленных
выше минералах. В этих же сериях встречены "полиминеральные" андезиты,
содержащие наряду с вкрапленниками плагиоклаза, пироксена, амфибола, биотита и магнетита
также гранаты пироп-альмандинового ряда, шпинель, кордиерит, низкожелезистый
оливин и кварц.
Роговообманковые и биотитовые андезиты распространены главным образом
во внутриконтинентальных провинциях (Карпаты, Джунгаро-Балхашская
складчатая область, Казахстан). Эти породы характеризуются сочетанием вкрапленников
плагиоклаза и роговой обманки или плагиоклаза и биотита; в биотитовых андезитах
почти всегда присутствуют хотя бы редкие выделения роговой обманки, а в
роговообманковых — иногда встречаются вкрапленники биотита. Кроме того, и в тех,
и в других, особенно в роговообманковых, может встречаться и пироксен,
405
Таблица 112. Химический состав разновидностей андезитов (в вес.
Компоненты
SiO2
TiO2
AI2O3
Fe2O.,
FeO
MnO
MgO
CaO
Na,0
K2O
1*
59,1
1,3
16,8
1
\ 79
J 'M .
He onp.
3,1
6,1
3.4
2,3
2
57,1
1,7
16,8
r 6,5
-
4,3
6,4
4,1
1,7
3
58,4
1,2
16,3
1,0
7,4
0,15
3,1
6,3
4,2
1,8
4
58,2
0,5
18,0
3,2
3.3
0,1
3,4
8,7
2,8
0,6
5
57,1
0,9
17,3
0,17
3,7
7,8
3,2
1,0
6
60,6
0,85
16,9
I
O.1
0,16
2,6
6,6
3,4
1,5
*B пересчете на безводный состав.
1 — авгит-оливиновый, США (данные Б. Кроуве и др.); 2 — гиперстен-авгитовый, там же; 3—6 —
двупироксеновые: 3 — вулкан Нью-Берри, Каскадные горы (Ферхуген и др., 1974), 4 — о-в Сайпан
(данные А. Смита), 5,6 — острова Лау (Gill, 1976); 7, 8 — двупироксен-роговообманковые: 7 —
Фиджи; 8 — Сихотэ-Алинь; 9 — пироксен-роговообманковый гранатсодержащий, Банска Штяв-
ница, Чехословакия; 10 — пироксен-амфибол-биотитовый, там же; 11 — амфибол-биотитовый,
преимущественно гиперстен. Микролитовая основная масса количественно
преобладает над вкрапленниками, причем микролиты очень мелкие.
Биотит-амфиболовые андезиты экструзивной фации, как правило, более
кислые. В них амфибол и биотит во вкрапленниках преобладают над авгитом и
гиперстеном. Плагиоклаз имеет состав Ап6о-4о. нередки вкрапленники кварца.
В основной массе преобладают пироксен, плагиоклаз и магнетит, погруженные в стекло
со структурами течения.
Ассоциирующие с амфибол-биотитовыми пироксеновые разновидности андезитов
содержат во вкрапленниках плагиоклаз An4s-75 с включениями стекла, авгит,
гиперстен, оливин. Магнетит образует включения в авгите, а также рассеян в основной
массе. Основная масса гиалопилитовая, трахитовая, пилотакситовая. С увеличением
содержания SiO2 в пироксеновых андезитах появляются амфибол и биотит.
Своеобразной разновидностью являются высокожелезистые, в том числе альбит-
магнетитовые, андезиты, называемые исландитами. Впервые они были выделены
в Исландии "(Carmichael, 1964), а позднее отмечены в океаническом хребте (Thompson
et al., 1973; Рудник и др., 1979). Они известны также на Галапагосских и Южных
Сандвичевых островах (Baker, 1978; Кашинцев и др., 1979). В СССР альбит-магнети-
товые андезиты впервые выявлены Н.А. Румянцевой в силурийском комплексе
Мугоджар, где на их долю приходится 15—20% общего объема вулканических пород.
Подобные андезиты установлены также в составе нижне-среднеюрских комплексов
Малого и Большого Кавказа (Магматические формации СССР, 1979). Благодаря
обилию магнетита, придающего породам темную окраску, эта разновидность андезитов
внешне похожа на базальты. В наименее раскристаллизованных разностях игольчатые
скелетные кристаллы магнетита образуют почти сплошную решетку. В более
раскристаллизованных породах кристаллы его имеют таблитчатую или изометрич-
ную форму; размер их до 0,02 мм в поперечнике. Структура породы напоминает
"спилитовую" из-за сильно вытянутой иглообразной формы главных породообразую-
406
7
60,1
0,7
16,9
3,7
2,6
0,13
3,1
7,2
4,0
1,3
8
59,1
0,7
17,5
1,8
4,1
0,1
2,8
5,6
3,7
2,6
9
56,5
0,5
15,0
5,9
2,4
0,07
3,5
7,1
1,9
1,75
10
59,0
0,6
17,4
3,3
2,4
0,1
2,3
5,9
2,4
2,4
11
60,1
0.6
J7'2
2,1
4,2
0,1
2,5
5,2
2,8
2,1
12
57,6
1,5
15,1
6,8
1,6
0,1
3,4
6,0
3,1
2,8
13
59,17
2,35
1,75
0,54
12,72
ТГ32 '
5,29
1,87
5,59
T,65
0,15
0,05
2,71
1,07
4,40
1,49
4,79
0,24
' 14
61,68
0,98
14,35
3,95
4,31
0,19
1,04
4,28
4,38
2,11
там же; 12 — пироксен-роговообманковый, США; 13 — исландит, формация.натриевых базальтов
СССР (среднее из 28 ан.. Магматические формации СССР, 1979); 14 — то же, вулкан Тингмали,
Восточная Исландия (среднее из 4 ан., Carmichael, 19641) .
Примечание. Анализы 7—12 приведены по материалам В.А. Баскиной. Н2 О, СО, и другие
компоненты — 3—5% (ан. 9, 10, 13, 14) .
щих минералов — альбита (до 60%) и пироксена B0—30%) . В исландитах в интерсти-
циях между минералами наряду с хлоритизйрованным стеклом встречаются
равномерно рассеянные изометричные зерна кварца (до 20—30%), что в сочетании с
обильным магнетитом определяет характерный облик этих пород. В тех случаях,
когда альбит-магнетитовые андезиты образуют самостоятельные тела (потоки
и силлы), они содержат таблитчатые вкрапленники альбита размером до 5—6 мм,
количество которых не превышает 5%.
Уральские высокожелезистые андезиты в отличие от исландских характеризуются
аномально низким содержанием К2О, что Н.А. Румянцева связывает с натриевой
спецификой провинции (см. табл. 112).
Высокожелезистые андезиты Восточно-Тихоокеанского поднятия имеют
тонкозернистое строение с признаками вариолитовой и дендритовой стурктур,
свидетельствующих об очень быстром их охлаждении. Они содержат редкие мелкие
закаленные вкрапленники оливина и основного плагиоклаза (Ап69) и характеризуются
преобладанием Na над К. Эта особенность химизма подтверждает, по мнению
Г.Б. Рудника (Рудник и др., 1979), родство железистых андезитов и собственно
толеитовых базальтов. Средний состав высокожелезистого андезита очень близок
к расчетному. Он получен путем вычитания из валового состава толеитового
базальта высокотемпературной ассоциации минералов: 30% Ango/ 22%
моноклинного пироксена, 8% оливина Fo8s и 2—3% титаномагнетита. Однако реальные
содержания К20, Rb и Н20 в реальном железистом андезите оказались в 2 раза
выше расчетных. С. Харт A973) высказал предположение о привносе этих
компонентов глубинной флюидной фазой. Океанические высокожелезистые андезиты
Восточно-Индийского хребта, вскрытые буровой скважиной, характеризуются
мелкозернистым сложением и представлены лейстами плагиоклаза (Апзз)>
погруженного в стекловатый мезостазис.
Формы залегания. Андезиты слагают шлаково-лавовые постройки в зонах
407
Рис. 69. Андезитовый пояс, оконтуриваю-
щий Тихий океан (Хесс, Хуан, 1965)
Цифрами обозначены острова: 7 —
Макуори, 2 — Чатам, 3 — Кермадек,
4 — Тонга, 5 — Самоа, 6 — Фиджи, 7 —
Санта-Крус, 8 — Соломоновы, 9 —
архипелаг Бисмарка, 10 — Палау, 7 7 — Яп,
12 — Марианские, 13 — Бонин, 14 —
Курильские, 15 — Алеутские, 16 — Галапагос
ареального вулканизма, вулканы
типа Сомма-Везувий, кальдерные
вулканы, вулканические хребты и
вулканы центрального типа. Андезиты
наблюдаются в эффузивной,
экструзивной, субвулканической,пироклас-
тической фациях, фации
автомагматических брекчий и в краевых
частях порфировых интрузивов гра-
нитоидов, заканчивающих
формирование вулканических
комплексов.
Субвулканические интрузии и
автомагматические брекчии
имеют форму штоков, силлов, даек.
Мощность силлов и даек до 25 м, штоков — от нескольких десятков до 200—300 м
и более.
Потоки андезитов обладают обычно глыбовой поверхностью. При достаточной
вязкости, что типично для более кислых андезитовых лав, образуются экструзивные
формы — купола,. обелиски. Они типичны для гиперстеновых, роговообманковых
и биотитовых андезитов. Роговообманковые и биотитовые андезиты образуют также
мощные короткие потоки, куполовидные выступы с круто наклонными стенками.
Исландиты образуют либо самостоятельные пачки подушечных лав, либо слагают
лишь центральные части дифференцированных подушек, краевые зоны которых
состоят из вариолитов и вулканического стекла основного состава. Они встречаются
также в виде даек и силлов; иногда обособлены в висячем боку силлов, сложенных
базальтами.
Регионы распространения. Еще в 1948 г. X. Хесс (Хуан, 1965) отмечал широкое
развитие андезитов и так называемую "андезитовую линию" (рис. 69), оконтуриваю-
щую Тихий океан (внутренняя тихоокеанская зона) и отделяющую вулканические
породы известково-щелочной серии островных дуг от пород толеитовой серии ложа
океанов. Как показал Г.С. Горшков A963), эта линия, а точнее, пояс (Авдейко,
Мархинин, 1979), разделяет два крупных петрохимических класса — океанический
и крнтинентальный.
Морские вулкано-кластические отложения андезитового состава вскрыты
несколькими скважинами в окраинных морях Тихого и Индийского океанов (Мурдмаа,
1979) . О широком развитии андезитового магматизма свидетельствует также
андезитовый (вулканический! и вулкано-терригенный) макрокомплекс (Петелин,
1965; Серова и др., 1979) в осадках Тихого океана, характеризующийся преобла-
ладанием авгита и гиперстена среди прозрачных минералов тяжелой фракции и
основного плагиоклаза и вулканического стекла при очень низком содержании кварца
и почти полном отсутствии калиевых полевых шпатов в легкой фракции. Такой
набор' преобладающих минералов указывает на его связь с двупироксеновыми
андезитами и андезибазальтами — доминирующими продуктами вулканизма
андезитового пояса.
Андезиты преобладают среди третичных и четвертичных потоков лав вулканов
Каскадных гор на западе США, Карибского моря, Мексики, Анд, Малых Антильских
островов, Японского архипелага, Индонезии. Огромные стратовулканы -этих областей
сложены главным образом андезитами, хотя в отдельных случаях потоки и материал
эксплозивных выбросов представлены породами, варьирующими по составу от
408
базальтов до дацитов или риолитов." Андезиты развиты в Курило-Камчатской системе
островных дуг, Охотско-Чукотском и Восточно-Сихотэ-Алинском вулканических
поясах, на Алеутских и Зондских островах, о-ве Суматра, Новой Зеландии, Новой
Гвинее, Марианской островной дуге, Австралии, Исландии. Андезиты развиты в
Альпийско-Гималайском поясе. Они известны в Испании, Италии, Греции (о-в Сан-
торин), Турции, Иране, ФРГ, Франции, Румынии, Венгрии, Болгарии. В СССР
андезиты развиты в Закарпатье, на Кавказе, Урале, Казахстане, Среднем Тянь-Шане,
Памире, Кузнецком Алатау, Приморье, Алтае, Северо-Востоке СССР, где они входят
в состав различных вулканических комплексов (Возрастная и формационная
корреляция . . . , 1977, 1978, 1979). Описаны они также в Англии (район Ноттингема),
Норвегии, Марокко (массив Тазекка), Канаде, США и других районах.
Андезиты не обнаруживают строгой приуроченности к определенным структурно-
формационным зонам. Исследователи новейшего вулканизма Кавказа отмечают
(Милановский, Короновский, 1965; Ширинян, 1969) развитие андезитов в виде
двух протяженных ветвей субширотного (Зангезур-Айоцзорский, Гегамский, Варде-
нисский и Джавантский ареалы, уходящие на юго-запад, в Малую Азию) и
субмеридионального простирания, трассируемого рядом крупнейших молодых
вулканических сооружений (Армянское вулканическое нагорье, Эльбрус) . Характерно, что
наиболее крупные и длительно развивавшиеся сложные вулканоструктуры
локализованы в узлах пересечения субширотных и субмердиональных ветвей. В Восточном
Забайкалье андезиты выполняют главным образом вулкано-тектонические
депрессии.
В целом установлено, что андезиты формируются в прибрежно-морской, лагунно-
континентальной и континентальной . обстановке. В эвгеосинклинальных зонах
андезиты формировались в сложных морских и субаэральных условиях. Они
типичны для стратифицированных наземных вулканических толщ, зон ареального
вулканизма (Важеевская, 1979), щитовых и близких к ним вулканов (Огородов и
др., 1972), а также стратовулканов. Пироксеновые андезиты, отличающиеся
повышенной основностью, обычны в весьма крупных сложных вулканах орогенических
поясов. Оливинсодержащие андезиты широко распространены среди продуктов
вулканов океанических зон и в орогенических поясах континентов.
Принадлежность к формации. Андезиты принадлежат к собственно андезитовой,
андезит-базальтовой, базальт-андезит-риолитовой и андезит-риолитовой формациям
и очень редко встречаются в формации натриевых базальтов-риолитов. В собственно
андезитовых формациях андезиты по сравнению с андезибазальтами и дацитами,
по данным А.С. Остроумовой (Магматические формации СССР, 1979), являются
наиболее распространенными породами (свыше 50%). В андезит-базальтовой
формации их доля не превышает 30%. Объем андезитов в андезит-риолитовой формации
весьма невелик; здесь они, как правило, являются наиболее ранними образованиями
(Магматические формации СССР, 1979).
Андезиты собственно андезитовых формаций обладают рядом особенностей состава
и строения, не зависящих от возраста и положения ареалов андезитового вулканизма
внутри или на окраинах континентов. Вместе с тем устойчивость главных структурно;
вещественных составов андезитовой формации сочетается с большим разнообразием
ее региональных проявлений, отражающихся в петрохимической, геохимической и
металлогенической характеристиках. Так, наибольшее разнообразие составов
вкрапленников характерно для андезитов, принадлежащих собственно андезитовой
формации. Для андезитов андезит-базальтовой формации типичны главным образом дву-
пироксеновые и пироксеновые разновидности, а амфиболовые появляются при
повышении щелочности пород.
Наибольшая этапность при кристаллизации отмечается исследователями для анде-
• зитов, принадлежащих базальт-андезит-риолитовой формации. Могут быть выделены
по крайней мере три этапа кристаллизации (Магматические формации СССР, 1979) :
ранний, в который образуются плагиоклазы и моноклинные пироксены I генерации,
средний, в течение которого происходит кристаллизация большого количества
различных по составу вкрапленников в неглубоких (Р < 5 кбар) промежуточных
очагах, и поздний, отвечающий окончательной консолидации породы в
поверхностных и близкоповерхностных условиях.
И.Д. Рябчиков, О.А. Богатиков и др. A979) предполагают, что на ранних стадиях
409
истории Земли осуществлялась генерация большого количества андезитовых
расплавов за счет глубинных процессов, которые в дальнейшем постепенно сменялись
комплексными процессами, включавшими ассимиляцию осадочного
высокоглиноземистого материала и последующую дифференциацию гибридных расплавов.
Эйхельбергер (Eichelberger, 1978), изучив андезиты Анд, Каскадных гор. Малых
Антильских островов и других районов, объясняет их появление в- результате
смешения расплавов из верхней мантии и нижних частей, континентальной коры и
считает, что смешению магм благоприятствовали условия тектонического сжатия.
X. Куно (Kuno, 1969), рассмотрев развитие андезитов мира во времени и пространстве,
считает их дифференциатами базальтовой магмы. Появление андезитов обычно
связывается исследователями с процессами растяжения.
В заключение заметим, что ни петрбхимические, ни петрографические черты
андезитов в сопоставлении их с результатами экспериментальных работ не дают
возможности расшифровать механизм генерации магм среднего состава. Для этой
цели чаще используют акцессорные элементы, изотопные данные (Sr87/Sr86), картину
распределения редких земель (наличие или отсутствие европиевого минимума) и др.
(Doe et a I., 1969; Taylor, 1969).
Металлогения и практическое значение. С андезитовым вулканизмом связан
чрезвычайно широкий спектр металлов — медь, свинец, цинк, молибден, золото,
серебро, руть, сурьма, мышьяк, олово, марганец, а также сера, алунит и др. В районах
развития долгоживущих андезитовых стратовулканов отмечается вертикальная
зональность оруденения с последовательной сменой снизу вверх меднопорфировой
минерализации полиметаллической и серноколчеданной (Власов, 1979). С
заключительной стадией развития андезитовых стратовулканов ряд исследователей
связывает формирование месторождений умеренносульфидной кварц-золоторудной
формации (Металлогеническая специализация ..., Т971), другие — отмечают
парагенетическую связь оловянного и полиметаллического оруденения с анде-
зитовыми вулкано-плутоническими комплексами. Появление меди в связи с
андезитовым вулканизмом отмечают исследователи' Северо-Востока Европейской
части СССР (Магматические формации Европейского Северо-Востока СССР,
1979) . Р.Х. Силлиту (Sillitoe, 1975) генетически связывает с андезит-дацитовыми
стратовулканами серебряную минерализацию.
Сами андезиты широко используются как дорожно-строительный материал.
Они находят применение в химической промышленности как естественный
кислотоупорный материал, используются для изготовления кислотоупорного
бетона и рафинерных камней (для бумажной промышленности), для производства
кислотоупорного цемента и битумных мастик.
Плутонические породы
Плутонические средние породы нормального ряда имеют те же пределы колебаний
содержаний SiO2 E3—64) ± 2% и суммы щелочей (Na2O + К2О < 5-7,5%), что и
вулканические средние породы этого же ряда. Они представлены также двумя семействами:
семейством, диоритов и семейством кварцевых диоритов. Оба семейства имеют
примерно одинаковое распространение.
Семейство диоритов
Диориты составляют'1,8% общей массы магматических пород (Даминова, 1967).
Собственно диориты как бескварцевые, так и кварцсодёржащие (кварца до 5%) имеют
примерно одинаковое распространение, взаимно переходя друг в друга. В соответствии с
принятыми принципами классификации рассматриваются как один вид того же
наименования — диорит.
Диорит
Название породы произошло от греческого слова "диорицейн" — различать. Термин
"диорит" был предложен в 1827 г. Гаюи. Диориты могут постепенно переходить в
субщелочные диориты, монцодиориты, кварцевые диориты и габбро, принадлежащие уже
другим семействам горных пород.
410
Содержание термина "диорит", как и многих других, менялось с развитием
петрографии. В настоящее время в связи с упорядочением петрографических классификаций
и номенклатуры было обращено внимание на то, что среди диоритов, традиционно
объединяемых в один вид, необходимо различать два вида, имеющих свои петрохими-
ческие и минеральные особенности и принадлежащих к различным рядам: нормальному
(по химическому составу этот вид диорита является эквивалентом андезибазальта)
и субщелочному (эквивалент трахиандезибазальта) . В субщелочном- диорите наряду с
плагиоклазом и темноцветными минералами появляется калиево-натриевый полевой
шпат.
Внешний облик, текбтура. Зеленовато-серая, темно-серая до почти черной порода
с кристаллическизернистым, грубо-, крупно-, средне-, мелко- и тонкозернистым
сложением, равномернозернистая, реже порфировидная. Текстура массивная, гнейсовидная,
изредка такситовая, шаровая.
Минеральный состав, структура, последовательность кристаллизации. Главными
минералами диорита являются плагиоклаз (обычно 65—70%, в лейкократовых
породах до 95%) и темноцветные минералы (до 30—35%); моноклинный и ромбический
пироксены встречаются реже, чем амфибол и биотит. Второстепенным минералом
является кварц (табл. 113). Из акцессорных минералов обычны магнетит, апатит,
реже ильменит, титанит, циркон, редко ортит. Их содержание не превышает 5% объема
породы. Иногда в диоритах наблюдаются гранат, андалузит, силлиманит, кордиерит,
шпинель, которые нередко рассматриваются как ксеногенные минералы. Из вторичных
минералов обычны уралит, хлорит, эпидот, вторичный магнетит, альбит, серицит, лейко-
ксен.
Плагиоклаз микроскопически белый, светло-серый, реже розовато-серый, обычно
таблитчатой, иногда изометричной или призматической формы. В шлифе бесцветный,
обычно сдвойникован по альбитовому, карлсбадскому и сложным законам. По
сравнению с гранодиоритами и гранитами в диоритах чаще наблюдаются зональные
плагиоклазы, в которых центральные и периферические зоны резко различаются по
составу. Состав плагиоклаза обычно колеблется от олигоклаза до андезина, реже Лабрадора,
а в зональных зернах могут быть даже битовнит и анортит.
Обычна нормальная зональность плагиоклаза, иногда отмечается периодическая и
обратная зональность. Наиболее типичен для диоритов плагиоклаз Апзо-5о-
Плагиоклазы другого состава появляются в переходных разновидностях: более кислые — в более
кремнеземистых, а более основные ¦¦- в разновидностях, переходных к габброидам. В
явно гибридизированных диоритах обычно наблюдаются более основные плагиоклазы.
В отдельных случаях появляется альбит. Он содержит иногда включения граната и,
по-видимому, является вторичным, так как развивается по более основному
плагиоклазу. Плагиоклаз в некоторых диоритах содержит включения темноцветных минералов,
апатита и магнетита.
Моноклинный пироксен — диопсид, авгит — макроскопически светло-зеленоватый
до бесцветного, короткопризматический, редко резко идиоморфный. Часто окружен
узкой каймой зеленой роговой обманки или образует по границе с нею симплектитовые
прорастания. Ромбический пироксен принадлежит гиперстену, реже бронзиту; обычен
в идиоморфных кристаллах.
Амфибол —обыкновенная роговая обманка, чаще-зеленая, реже бурая, длинноприз-
матическая, часто без концевых граней, реже игольчатая и ситовидная вследствие
частичного замещения биотитом. Биотит наблюдается неповсеместно. Обычно бурый, реже
зеленый. Обладает идиоморфной, или неправильной формой; железистость — 48% и
более.
Кварц, если он присутствует , всегда аллотриоморфен и содержит включения пирок-
сенов, роговой обманки, биотита и плагиоклаза, а также акцессорных минералов,
главным образом апатита, часто игольчатой формы. Магнетит, реже ильменит, апатит,
циркон, титанит, ортит и рутил наблюдаются в форме идиоморфных кристаллов, реже
неправильных зерен. Магненит менее титанистый по сравнению с магнетитом габбро.
Гранат в диоритах встречается крайне редко, обычно в форме неправильных зерен.
Часто он окаймлен роговой обманкой и биотитом, к которым иногда присоединяются
мелкие зерна плагиоклаза. Из вторичных минералов в породе присутствуют хлорит,
развивающийся по биотиту, роговой обманке и моноклинному пироксену нередко
вместе с кальцитом, уралит, эпидот, реже актинолит, замещающие роговую обманку,
411
Таблица! 13. Количественный минеральный состав диоритов (в об. %)
Местоположение
Узбекистан
Там же
Бурятия
Тува, Буренский
массив
Там же, таннуоль-
скии комплекс
Кузнецкий Алатау,
куудустуюльский
комплекс
Там же, мартай-
гинский
комплекс, Дудетский
массив
Там же, Ольгин-
скии массив
Там же
Кундатский
массив
Плагиоклаз
68,3
61,9
44-48
60-70
49,7-77,9
63,75
42,6-59,8
54,6
67,4
65-69,8
78,4
Пироксен
-
-
0-5,5
2,39
—
—
17,9
Роговая
обманка
25,8
19,3
34-40
30-40
4,5-44,9
28,25
5,2-26,5
36,4
26,6
24,6-28,6
Биотит
1,6
13,4
до 11
0-10
0-5,2
0,6*
14,6-29
7
2,6
2,3-3,0
Кварц
3,3
4,8
до 7
2-6
0-4,5
1,23
0-4,3
Ед. зн.
1.3
Акцессорные
и
рудные ми-
рапы
1
0,6
0-9,9
3,75
4-7,9
2
3,1
2,8-3,5
2,4
Литературный
источник
Геология
СССР,
1972
То же
Геология
СССР,
1964
Ковалев,
Бухаров,
1979
Пинус, 1961
Кортусов,
1967
То же
-
а также серицит, серпентин и вторичный магнетит, развивающийся по роговой обманке
и биотиту.
Структура диоритов гипидиоморфнозернистая. Развитие какого-либо определенного
темноцветного минерала не оказывает влияния на изменение структуры, хотя для них,
как и для плагиоклаза, часто характерен совершенный идиоморфизм. Форма зерен
плагиоклаза определяет основу структуры породы (рис. 70). Темноцветные минералы
нередко выполняют промежутки между зернами плагиоклаза или наблюдаются в виде
сростков. Нередко образуются две генерации плагиоклаза, реже две генерации
темноцветных минералов. Последние обычны в резко порфировидных разновидностях пород.
В роговой обманке часто встречаются реликты пироксена. При наличии только одного
поколения главных породообразующих минералов последовательность их
кристаллизации, судя по взаимоотношениям, была такова: плагиоклаз — пироксен — роговая
обманка — биотит. Поскольку кварц заполняет промежутки между зернами других
минералов, можно считать, что он кристаллизовался последним. В случае наличия
двух поколений минералов последовательность их кристаллизации оказывается
следующей: плагиоклаз I -* пироксен -* роговая обманка I ^биотит! совместно с
включенными в темноцветные минералы магнетитом, апатитом, реже титанитом и цирконом -*
плагиоклаз I! ^роговая обманка II + биотит II + акцессорные минералы -*кварц.
Химический состав. По химическому составу лейкократовые и мезократовые
диориты являются средними горными породами нормального ряда и эквивалентом анде-
зибазальтов (см. табл. 104) ,а меланократовые диориты принадлежат основным горным
породам.
По соотношениям Na2O и К20 диориты принадлежат натриевым (Na2O/K2O = 4—31)
и калиево-натриевым сериям (Na2O/K2O = 0,5—4). По коэффициенту глиноземистости
412
Рис. 70. Диориты
а — диорит меланократовый (меладиорит) . Зеленая роговая обманка, андезин и акцессорные —
магнетит и апатит. Призматическизернистая (диоритовая) структура. Урал.Бердяуш. d --¦ 3,3 мм
(Заварицкий,1937);
6 — диорит с субофитовой структурой. Зеленая роговая обманка, в ксеноморфных зернах
частично замещенная бледно-окрашенным актинолитом; плагиоклаз серицитизирован. Урал, гора Куйбас.
d = 5,6 мм (Заварицкий, 1956) :
в — биотит-гиперстеновый диорит. Гиперстен, биотит, андезин в таблитчатых кристаллах и
акцессорные — апатит и магнетит. Немного кварца в резко ксеноморфных зернах. ФРГ, Оденвальд. d -
= 4,3 мм (Заварицкий, 1956);
г — гиперстеновый диорит. Гиперстен большей частью замещен бледно-зеленым волокнистым
актинолитом; плагиоклаз и акцессорный магнетит. Единичные чешуйки биотита. Типичная
призматическизернистая структура. ВНР, Хеймниц. d = 4 мм (Половинкина и др., 1948) ;
д — роговообманковый субщелочной диорит. Состоит из изометричных, гипидиоморфных зерен
андезинолигоклаза, небольшого количества роговой обманки, биотита, единичных зерен
микроклина, рудного минерала, апатита, сфена. Швеция, район Стокгольма, d = 3 мм (Вильяме и др., 1957)
выделяются умеренноглиноземистые (аГ = 0,75—1), зысокоглиноземистые (аГ =1—2)
и весьма высокоглиноземистые (al' = 2—3) диориты. Коэффициент агпаитности в
диоритах колеблется от 0,14 до 0,29 (реже более).
Средний состав диоритов мира и отдельных его районов по данным различных
исследователей приведен в табл. 114. Судя по химическим данным, приведенным Д.Ф.
Семеновым для Сахалина, а Ю.А. Кузнецовым для "кислых" диоритов Тагила (Урал), в одну
совокупность объединены как бескварцевые, так и кварцеодержащие и кварцевые
диориты. Таким же образом, по-видимому, получен и средний состав диоритов мира
Р. Леметром, обобщившим данные 872 химических анализов. В целом диориты мира
соответствуют высокоглиноземистым мезофемичным породам калиево-натриевой
серии. Средний состав диорита, по СР. Ноккольдс (Nockolds, 1954), отвечает основным
породам. Это, вероятно, связано с тем, что автором использовались химические
анализы, характеризующие меланократовые разновидности диоритов.
Разновидности. Разновидности диоритов выделяются по зернистости, содержанию
темноцветных минералов, видовому составу минералов и текстуре. По зернистости
413
Таблица 114. Средний химический состав диоритов (в вес. '
Компоненты
SiO,
TiO,
AI2O,.
Fe,O,
FeO
MnO
MgO
CaO
Na,0
K,O
Число анализов
56,57
0,84
16,67
3,16
4,40
0,13
4,17
6,74
3,39
2,12
70
2
57,48
0,95
16,67
2,Ь0
4,92
0,12
3,71
6,58
3,54
1,76
872
3
56,0
0,6
17,5
1,6
7,6
3,4
7,0
3,5
1,7
Нет
данных
4
53,13
1,35
17,71
1,61
6,46
0,10
5,07
8,29
2,80
1,16
5
5
55,49
1,56
0,51
0,05
17,28
0,002
4,00
4,59
4,04
0,07
0,004
3,65
1,86
7,32
1,57
3,55
0,73
0,86
0,26
15
6*
55,14
1,13
0,84
0,13
17,03
0,56
0,42
5,00
0,56
0,14
0,02
4,91
0,62
6,00
0,88
3,78
0,30
1,36
0,28
30
* Химические анализы меланократовых диоритов, соответствующих по химизму основным
горным породам, при расчете среднего состава не учитывались.
1 - 3, 6 - средний состав: 1 - по Р. Дели (Daly, 1933), 2 - по Р. Леметру (Le Maitre, 1976,) ,
3 — по Р. Юбельту и П. Шрайтеру A977) , 6 — по автору; 4 — среднее для диоритов Тозбулакского
массива Узбекистана (Азимов и др., 1970) ; 5 — то же для диоритов позднеюрского комплекса
Малого Кавказа (Мустафаев, 1977) .
Примечание. Н, О, СО, и другие компоненты — 3—4% (ан 4—6) .
выделяются грубо-, крупно-, средне-, мелко- и тонкозернистые диориты, а также равно-
мернозернистые и порфировидные. По содержанию темноцветных минералов различают
лейкодиориты (до 20%), мезократовые B0—45%) и меланократовые (более 45%)
диориты. Последние по химическому составу соответствуют основным горным породам,
но по структурным особенностям и минеральному составу традиционно называются
диоритами (Морковкина, 1964,).
По характерному минералу выделяется наибольшее количество разновидностей
диорита: эвгитовый (диорито-диабаз), андезиновый (андезинит), анортит-роговообман-
ковый, биотитовый, биотит-роговообманковый (люциит), бронзитовый, гиперстено-
вый, гранатовый, гиперстен-авгитовый (двупироксеновый), магнетитовый олигоклазо-
вый (лаугенит, энгельбургит,эбсоит) .гиперстен-роговообманковый, роговообманковый
(валлерит, орбит), роговобманковый кварцсодержащий (луклит), роговообманково-
авгитовый, роговообманково-олигоклазовый, скаполитсодержащий (иентит), рого-
вообманково -биотитовый (гладкаит) ,роговоманково-олигоклазовый (орнеит),
турмалиновый, энстатитовый, а также шаровой диорит, выделяемый по текстуре (клот-
диорит, миаджит, наполеонит, орбикулит), анортит-роговообманковый шаровой диорит
(корсит), меланократовый диорит (аппинит). Если необходимо подчеркнуть наличие
в диорите кварца (до 5%), он называется кварцсодержащим. Диориты, содержащие
железистый оливин, называются ферродиоритами. '
По данным Розенбуша A934), наиболее распространены слюдяные, амфиболовые,
гиперстеновые и авгитовые диориты. В настоящее время установлено, что самой рас-
414
пространенной разновидностью являются роговообманковые диориты. Также часто
встречаются диориты, содержащие не один, а несколько темноцветных минералов;
более редки авгитовые, гиперстеновые и биотитовые. Из разновидностей хотя бы
краткого описания заслуживают ферродиориты и шаровые диориты.
Ферродиориты — породы, сложенные андезином и сильножелезистыми
темноцветными минералами. Название введено Вагером и Винсентом в 1962 г. при описании
железистых диоритов о-ва Скай (Петрография, 1981). Породы сложены плагиоклазом, клинопи-
роксеном, железистым оливином (гортонолитом или фдялитом), иногда содержат
кварц или его микрографические срастания с полевым шпатом. Акцессорные
минералы — титаномагнетит, ильменит, апатит и циркон. Состав плагиоклаза колеблется от
андезина № 44—40 в ядре доолигоклаза№28—15 по краям. Количество плагиоклаза в
меланократовых ферродиоритах опускается до 24%, обычно оно составляет 60—63%.
Клинопироксен принадлежит ферроавгиту или феррогеденбергиту. В пироксеновых
разновидностях он составляет 37%объема пород, а в других снижается до 19%. Железистость
оливина варьирует в пределах 50—100%, а его содержание в породе изменяется от 10
до 21%. Кварц (до 10%) присутствует преимущественно в виде вросткоь в калиевом
полевом шпате или представлен самостоятельными зернами. В ферродиоритах обычны
субофитовые структуры (темноцветные минералы располагаются в межзерновых
пространствах зерен плагиоклаза) . При появлении калиевого полевого шпата и кварца
оба минерала занимают интерстиции между плагиоклазами и темноцветными
минералами, иногда совместно с хлоритом. По химическому составу ферродиориты
соответствуют основным D3—49% SiO2), редко средним E5—56% SiO2) горным породам
нормального ряда натриевой серии. Ферродиориты связаны со стратифицированными,
массивами габбро и приурочены к верхним их горизонтам (Скергаардский и Дулутскюй
массивы). Ферродиориты бывают обогащены сульфидами меди и железа*
Шаровые диориты обнаружены в СССР в Южном Казахстане в горах Кендыктас
(Дворцова, Добрецова, 1966). Диориты содержат многочисленные сфероиды,
максимальная величина которых достигает по длинной оси около 7 см.. Ядро в таких
сфероидах состоит из крупных (до Змм) корродированных зерен моноклинного
пироксена, плагиоклаза и меньщих количеств роговой обманки, замещаемой актинолимш,
единичных зерен биотита, рутила, апатита. Далее по периферии расположена
полевошпатовая зона, состоящая из олигоклаз-андезина с отчетливо намечаемым* свкториальным
строением и резкой внешней границей зоны. Наружная меланократовая зона состоит
из двух нерезко выделяющихся подзон. Более внутренняя из них (до 2,5мм ширины),
примыкающая к плагиоклазовой, сложена мелкими зернами роговой- обманки1 и
олигоклаз-андезина, ориентированными радиально, а также чешуйками биотита,
расположенными параллельно границам зоны. Внешняя подзона (до 1,2 см в поперечнике) имеет
четко выраженное радиальное строение, обусловле. ное расположением клиновидных.,
суживающихся к внутренней части зоны крупных индивидов темной роговой обманки,
разделенных радиально вытянутыми полосами соссюритизированного
олигоклаз-андезина. Возникновение подобных шаровых диоритов обычно связывают (Дворцова,
Добрецова, 1966; Половинкина, 1966) с наличием в магме ксенолитов, реакционно
замещаемых магмой.
Формы залегания. Диориты редко образуют самостоятельные массивы, чаще они
участвуют в строении сложных полихронных массивов, где могут иметь как секущие
контакты, так и постепенные переходы к гранитоидам или габброидам. В дморит-прано-
диоритовых или диорит-монцодиорит-монцонит-гранодиорит-гранитных интрузивах
диориты являются наиболее ранними. Они характеризуются наличием большого
количества ксенолитов глубинного происхождения и пестротой состава.
Исследователи отмечают, что геологическая связь диоритов, гранитов и гранодиори-
тов часто настолько тесная, что их трудно разграничивать в поле. Наличие такой тесной
связи в Банате в Югославии (Cotta, 1864) привело к тому, что для гранит-диоритовых
пород был предложен термин 'банатит".
При постепенных переходах диоритов в гранитоиды первые слагают краевые фащлм
интрузивов. Диориты особенно часто появляются в гранитаиданыжимл-р^зиважв нешотак:-
товых зонах с известняками. В ассоциации с габбро, дщгрмты. слагает обычно центрдать-
ные, реже краевые части тел.
Если диориты наблюдаются в виде, самооедаиелынчы'х: тташ,, дани штдаашг мелжиие шта-
ки, лакколиты и дайки. Даже алидамый диориппм,, хотта uti введнш,, и© мавоиедаиатсяя и виде
4115
самостоятельных тел. Чаще они, как и другие разновидности, слагают краевые фации
интрузивов гранитоидов. В тех случаях, когда диориты образуют самостоятельные
тела, зернистость их к контакту становится меньше, и в породах появляется порфиро-
видность. Пегматитовые образования в диоритах встречаются значительно реже, чем в
гранитах, их размеры обычно не более 1 м. Они могут быть как меланократовыми, так
и лейкократовыми.
Регионы распространения. Как уже отмечалось, диориты свойственны главным
образом складчатым областям. .Они появляются в регионах на орогенной стадии их
развития. Реже диориты образуются в начальные и средние этапы развития складчатых
областей. В связи с габброидами становление диоритов происходит на заключительных этапах
формирования складчатых областей. Частично они связаны с зонами активизации. В
СССР диориты широко развиты во многих регионах, где они описываются в составе
тоналит-плагиогранит-гранодиоритовых или диорит-гранодиоритовых массивов,
входящих в состав комплексов, имеющих региональные названия: Урале (пластовский,
сорбай-соколовский, милютинско-михайловский, степнинский), Казахстане
(балхашский, музбельский, алтын-эмельский,крыккудукский), Алтае (яломанский, змеиногор-
ский и саурский и др.), Среднем Тянь-Шане (карамазарский), Кузнецком Алатау (кун-
дустуюльский, мартайгинский), Забайкалье (шахтаминский, амуджикано-сретенский,
амананский), Становом хребте (удско-зейский), Сихотэ-Алине (нижнеамурский) и
др. (Возрастная и формационная корреляция. . . , 1977, 1978, 1979).
Диориты описаны в Западной Европе (ГДР, Болгария, ЧССР, ФРГ, Португалия,
Франция, Швеция и др.), Бразилии (район Жануария), Чили, Перу, США, Канаде, Австралии
(массив Нью-Ингленд и др.) и других районах м-ира. Диориты обнаружены на дне
океанов в Восточно-Индийском (Engel, Fischer, 1975) и Срединно-Атлантическом (Aumen-
to, 1969) хребтах.
Принадлежность к формации. Диориты наблюдаются в составе тоналит-плагиогра-
нит-гранодиоритовой, диорит-гранодиоритовой и габбро-диабазовой формаций
(Магматические формации СССР, 1979)'. В тоналит-плагиогранит-гранодиоритовой формации
диориты пользуются незначительным развитием. В диорит-гранодиоритовой формации
их роль заметно возрастает. Например, в яломанском комплексе Горного Алтая на их
долю приходится до 15% общего объема пород (Кононов, 1969), а в охотском
комплексе Северо-Востока СССР и аманском Восточного Забайкалья 30 и 50%
соответственно (Руб, 1970; Казицын и др., 1967).
Многими исследователями установлено, что диориты возникают как гибридные
породы под влиянием воздействия на гранитную магму габброидов, известняков и
других основных горных пород или путем взаимодействия между габбровой и
гранитной магмой. ,
Металлогения и практическое значение. С диоритами связывают золотое и магне-
титовое оруденение скарнового типа (Алабин, 1978). Иногда им сопутствует медная,
молибденовая и вольфрамовая (шеелитовая) минерализация, тесно связанная с
процессами скарнообразования, а также полиметаллические руды.
Диориты отличаются высокой прочностью на сжатие A800—2400 кг/см2); плотность
диоритов 2,72—2,92 г/см3. В зависимости от окраски и зернистости они могут
использоваться как строительный и декоративный материал.
Семейство кварцевых диоритов
Ранее кварцевые диориты рассматривались вместе с диоритами как одно семейство,
несмотря на то, что они, к.ак и диориты, иногда образуют самостоятельные тела. Чаще
они участвуют в строении сложных полихронных массивов, где на их долю приходится
до 10% общего объема пород. Учитывая, что кварцевые диориты отличаются от
диоритов более высоким содержанием SiO2 и присутствием кварца в качестве одного из
главных породообразующих минералов, а по химизму являются эквивалентом широко
распространенного в природе семейства андезитов, признано целесообразным
выделить их в самостоятельное семейство кварцевых диоритов, состоящее из одного вида
того же наименования.
416
Кварцевый диорит
Внешний облик, текстура. Порода серого, зеленовато-серого Цвета, кристаллически-
зернистая, крупно-, средне-, мелко- и тонкозернистая, равномернозернистая, реже
порфировидная. Текстура массивная, реже гнейсовидная, изредка такситовая.
Минеральный состав, структура, последовательность кристаллизации. Главными
минералами кварцевого диорита являются плагиоклаз (обычно 55—65%, реже более),
темноцветные минералы (амфибол, биотит, редко моноклинный и ромбический пи-
роксены) от 0 до 25% (реже 35%), кварц от 5 до 20%. Некоторые исследователи (Ми-
ловский, 1979) относят к кварцевым диоритам горные породы, содержащие 5 — 15%
кварца. Количественно-минеральный состав кварцевых диоритов из трех районов
СССР приведен в табл. 115. Из акцессорных минералов обычны апатит, титанит, циркон,
магнетит, ильменит, реже ортит, рутил, анатаз, флюорит, турмалин, гранат. Из
вторичных минералов присутствуют уралит, хлорит, эпидот, вторичный магнетит, альбит,
серицит, лейкоксен.
Плагиоклаз образует удлиненно-таблитчатые зерна в меланократовых
разновидностях. В мезократовых и лейкократовых кварцевых диоритах он длиннотаблитчатый
или изометричной формы. Состав плагиоклаза колеблется от Anio_25 Д° Ап45- ^аст0
наблюдаются кристаллы, в которых ядерная часть сложена Ап3о-бо- а периферическая —
Ап5_зо- Наблюдается как нормальная, так и обратная зональность. При изменении
породы центральные части зональных кристаллов плагиоклаза часто соссюритизированы.
В тех случаях, когда появляется альбит, он обычно является вторичным минералом.
Моноклинный пироксен — авгит, реже диопсид — представлен
коротко-призматическими кристаллами или неправильной формы зернами, часто окруженными узкой
каймой роговой обманки.
Ромбический пироксен — гиперстен—наблюдается в виде идиоморфных кристаллов.
Амфибол представлен обыкновенной роговой обманкой в виде зерен таблитчатой или
крайне неправильной формы, обычно образующих скопления. Роговая обманка редко
высокоглиноземистая, иногда содержит включения магнетита. Наблюдается в виде
двух генераций, железистость ее 40—50%.
Биотит образует чешуйки неправильной формы, часто обрастает пироксен, реже
роговую обманку. Нередко наблюдается в двух генерациях. Железистость — 50% и
более.
Кварц образует зерна неправильной формы, выполняет промежутки между
зернами других минералов, отличаясь крайне неравномерным распределением в породе.
Магнетит, ильменит, апатит, циркон и другие более редкие акцессорные минералы
встречаются в виде хорошо образованных идиоморфных кристаллов, реже в форме
неправильных зерен. Магнетит выполняет промежутки между зернами темноцветных
минералов, апатит же и титанит нередко включены в последние. Циркон образует
включения как в биотите, так и в кварце.
Вторичные изменения кварцевых диоритов проявляются в развитии хлорита и
эпидота по роговой обманке и пироксену, хлорита и вторичного магнетита по биотиту,
а также серицита по плагиоклазу. В породах, подвергшихся метасоматическим измене-
нениям, широко развит карбонат, замещающий все минералы кроме кварца, причем
степень его проявления завиоит от интенсивности метасоматических процессов.
Структура кварцевых диоритов гипидиоморфнозернистая (рис. 71). Судя по
взаимоотношениям минералов, кристаллизация пород происходила следующим образом.
Первым начал кристаллизоваться плагиоклаз I (как зональный, так и незональный),
затем темноцветные минералы в последовательности: пироксен -*¦ роговая обманка I ->
биотит I. Учитывая, что роговая обманка обрастает пироксен, а биотит — оба эти
минерала, можно полагать, что в ряде случае кристаллизация биотита начиналась ранее
роговой обманки. Эти минералы часто включают апатит, магнетит, реже титанит, в
единичных случаях циркон. Далее происходила кристаллизация второго поколения
минералов, в последовательности: плагиоклаз II -* роговая обманка II -»• биотит II +
+ акцессорные минералы "* кварц.
Химический состав. По химическому составу кварцевые диориты являются
эквивалентом андезитов и обладают близкими колебаниями содержаний главных
породообразующих окислов (см. табл. 104). По соотношениям Na2O и К2О выделяются
натриевые (Na2O/K2O = 4—15) и калиево-натриевые (Na2O/K2O = 0,7—4) серии. По
коэффициенту глиноземистости выделяются умеренноглиноземистые (al' =0,75—1),
27. Зак. 971 . 417
Таблица 115. Количественный минеральный состав кварцевых диоритов (в об.'
Номер
п/п
Район, комплекс
Число
подсчетов
Плагиоклаз
Пироксен
1
2
3
Тува, таннуольский
Центральный Казахстан,
токрауский
Кузнецкий Алатау,
мартайгинский
6
4
4
46,1-66,5
65,8
37,6-69,6
0-1,9
Таблица 116. Химический состав кварцевых диоритов (в вес.'
Компоненты
1
SIO2
TiO2
AI2O3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na,O
K2O
Число анализов
61,59
0,66
16,21
2,54
3,77
0,10
2,80
5,38
3,37
2,0
55
64,0
0,4
16,0
3,40
1,4
Неопр.
3,4
4,4
4,4
2,0
Нет
57,43
0,75
17,83
1,66
5,50
0,12
3,59
6,25
2,46
2,96
4
60,56
0,65
16,80
2,32
3,74
0,09
2,93
Е>,71
3,74
2,06
65
61,64
0,66
15,33
2,93
3,09 "
0,10
3,08
5,67
4,18
1,17
10
61,29
0,69 .
15,27
2,46
4,79
0,09
2,66
4,72
3,17
2,43
24
60,55
0,81
16,09
2,42
5,46
0,17
2,41
5,32
4,01
1,46
15
59,48
1,01
16,51
1,87
5,43
0,16
2,29
6J35
3,58
1,24
11
58,18
0,78
17,53
2,48
4,23
0,11
3,16
5,51
4,16
.1,90
21
данных
1,2, 19 - среднее для кварцевого диорита: 1 - по Р. Дели (Daly, 1933), 2 - по Р. Юбельту,
П. Шрайтеру A977), 19 — по автору; 3 — Сихотэ-Алинь (Изох и др., 1967) ; 4 — крыккудукский
комплекс, Казахстан (Пономарева, Налетов, 1979) ; 5—7 — комплексы Алтая: 5 — змеиногорский
(Пономарева, Налетов, 1979), 6 — нломанский (Кононов, 1969), 7 — Ольховский (Шелковников,
1964; Федосеев, 1969; Поляков, 1971); 8 — таят-табратский комплекс. Южная Сибирь (Поляков,
1971; Князев, 1975) ; 9 — тельбесский комплекс, Саяны (Раннепалеозойская гранитоидная ....
1971; Пономарева, Налетов, 1979) ; 10 — таннуольский комплекс, там же (Пинус, 1961; Иванова,
высокоглиноземистые (аГ = 1—2) и весьма высокоглиноземистые (а|' = 2—3,5)
кварцевые диориты. Коэффициент агпаитности в кварцевых диоритах колеблется
от 0,20 до 0,37 (реже 0,41). Химический состав кварцевых диоритов приведен в
табл. 116.
Разновидности кварцевых диоритов выделяются по зернистости, содержанию
темноцветных минералов и характерному минералу. По зернистости выделяются
крупно-, средне-, мелко-, тонкозернистые, равномернозернистые и порфировидные
диориты, а по содержанию темноцветных минералов — лейкократовые (М < 20), мезо-
кратовые (М = 20—25), меланократовые (М > 25).
41&
Роговая
обманка
Биотит
Кварц
Акцессорные и
рудные
минералы
Автор или литературный
источник
19,4-32,8
18,5
24,1-42,0
0-2,8
5,6
0-8,3
9,6 15,9
9,7
5-8,8
1,3-4
0,4
0,3-2
Пинус, 1961
СВ. Ефремова
(данные 1972 г.)
Кортусов, 1967
10
11
12
13
14
15
16
17
18
19
60,65
0,66
16,23
2,51
'4,17
0,11
2,70
5,20
3,73
2,04
34
61,21
0,67
15,90
2,17
3,90
0,12
3,14
5,46
3,38
2,12
12
58,39
1,19
16,13
1,20
6,23
0,14
2,54
4,82
3,61
3,06
6
61,69
0,69
15,56
0,97
5,51
0,13
3,34
5,29
2,41
2,51
42
60,30 60,58 60,54
3,31
0,70 0,74 0,54
1963; Петров, Журавель, 1977; Пономарева, Налетов, 1979) ; 11 —13 — серии Дальнего Востока:
11 — нижнеамурская (Изох и др., 1967), 12— верхнеуд^ инскан (Пономарева, Налетов, 1979).
13 — мяо-чанская (Изох и др., 1967); 14 — габбро-гранодиоритовая формация, Камчатка
(Оптические. . . , 1967) ; 15 — бачелазская серия, Приморье (Изох и др., 1957, 1967) ; 16 — юрский
комплекс. Малый Кавказ (Мустафаев, 1977) ; 17 — тохтогеншильский комплекс, Монголия (Геология
МНР, 1973) ; 18 — Аляскинско-Алеутский батолит, США (Reed .Lanphere, 1973) .
Примечание. Н, О, СО, и другие компоненты — до 3% (эн. 5, 6 , 8, 12, 19) .
По характерному минералу выделяются авгитовый (крейгнурит), авгит-биотито1-
вый, авгит-роговообманковый;> авгит-роговообманково-биотитовый (волынит), био-
титовый, биотит-роговообманковый, роговообманковый (павдит), гиперстеновый,
гранатовый, двупироксеновый (содержащий моноклинный и ромбический пироксены),
олигоклазовый, магнетитовый, роговообманково-биотитовый, меланократовый рого-
вообманково-биотитовый (воньерит) и турмалиновый кварцевый диорит. Наибольшим
распространением пользуются биотиг-роговообманковыеи рогорообманковые
кварцевые диориты.
Формы залегания. Кварцевые диориты, как и диориты, редко образуют самостоя-
а
в
Рис. 71. Кварцевые диориты
а - кварцевый диорит биотит-роговообманковый. Зеленая роговая обманка биотит таблички
которого либо срастаются с зернами роговой обманки, либо находятся в последних в виде
включении андезин и акцессорный магнетит. Гипидиоморфнозернистая структура. Урал массив Рай-Из
d = A,A мм (Заварицкий, 1932) ;
б - кварцевый диорит биотитовый. Биотит, плагиоклаз (андезин) с неотчетливым зональным
строением, кварц в резко ксеноморфных зернах, акцессорный апатит. Типичная
гипидиоморфнозернистая структура. Камчатка, Срединный хребет. rf = 3,3 мм (Заварицкий, 1956) ;
в - кварцевый диорит роговообманковый меланократовый. Роговая обманка плагиоклаз
частично серицитизированный в центральной части зерен, кварц в резко ксеноморфных зернах'
акцессорные - апатит и магнетит. Типичная гипидиоморфнозернистая структура. Западная Сибирь'
(/--4 мм (Половинкина и др., 1948)
тельные массивы; чаще они наблюдаются в сложных массивах. Они появляются после
диоритов или наблюдаются в пределах одной и той же фазы при увеличении доли кварца
в составе породы. Как и диориты, кварцевые диориты формируются в орогенную
стадию развития складчатых областей. Реже они формируются в начальные, средние
этапы развития складчатых областей и стадии тектоно-магматической активизации
В тоналит-плагиогранит-гранодиоритовых массивах кварцевые диориты развиты
в равной степени с тоналитами, гранодиоритами и плагиогранитами. Меньший объем
на их долю приходится в габбро-диорит-гранодиоритовых и диорит-монцодиорит-
монцонит-гранодиоритовых интрузивах.
Самостоятельные тела кварцевых диоритов представлены штоками дайками и
телами неправильной формы. Наиболее часто в виде штоков проявляются слюдяные
кварцевые диориты. Примерами таких массивов могут служить штоки кварцевых
диоритов, залегающие среди филлитов в Нижнем Эльзасе. Более крупные массивы
кварцевых диоритов известны в Португалии.
Регионы распространения. Как и диориты, кварцевые диориты принимают участие
в строении многочисленных комплексов, имеющих региональные названия. В СССР
они отмечены в составе следующих комплексов: на Урале - пластовского сорбай-
соколовского, милютинско-михайловского и степнинского комплексов; в
.Казахстане - балхашского, музбельского, алтын-эмельского, крыккудукского; на Рудном
Алтае - змеиногорского; в Горном Алтае - яломанского; Срединном Тянь-Шане -
карамазарского; в Алтае-Саянах - Ольховского, мартайгинского, лебедского садрин-
ского, таннуольского, ольгинского и тельбесского; в Забайкалье - шахтаминского
амуджикано-сретенскпго, амананского; в Становой области - удско-зейского- на
юге Средней Сибири- таят-табратского; в Сихотэ-Алине - нижнеамурского; в
Монголо-Охотской зоне - дуганджинского; на Малом Хингане - бутакано-чуркинского и
хингано-олойского; в Камчатско-Корякской области - кони-тайгоносского мургаль-
ского и ворожейского, абхазского на Большом Кавказе, мегри-ордубадского и
юрского - на Малом Кавказе. Они известны и на Волыни, в Воронежском массиве
(Возрастная и формационная корреляция . . . , 1977, 1978, 1979).
Кварцевые диориты описаны в Австрии (Нижний Эльзас, Тироль) ГДР (район
Лейпцига), Италии (Адамелло, Южные Альпы), Португалии (Алемте'о) , Норвегии
(Трондьем) , Йемене, в Южной и Северной Америке, на Малых Антильских островах
120
в Австралии (Квинсленд), Монголии (в составе тохтогеншильского комплекса) ,
Японии и других районах мира. Д. Мур, А. Гранц и М. Блейк (Moore, Grantz, Blake, 1963)
отмечает широкое развитие кварцевых диоритов, как преобладающего типа пород,
на северо-западе Северо-Американского континента, которые во внутренних частях
сменяются кварцевыми монцонитами или гранитами. Кварцевые диориты отмечены на
дне океанов, в Восточно-Индийском, Аравийско-Индийском (Кашинцев и др., 1979)
и в северной части Срединно-Атлантического хребтов (Aumento, 1969).
Принадлежность к формации. Кварцевые диориты наблюдаются в составе тоналит-
плагиогранит-гранодиоритовой и диорит- гранодиоритовой формаций (Магматические
формации СССР, 1979) . Реже они наблюдаются в составе сложных массивов и
формаций, представленных широким спектром горных пород от габбро, через диориты,
кварцевые диориты, к монцодиоритам, монцонитам и гранодиоритам. В мобильных
эвгеосинклинальных прогибах кварцевые диориты наряду с тоналитами, плагиограни-
тами и гранодиоритами являются преобладающим типом пород (Магматические
формации СССР, 1979). В более стабильных структурах доля кваревых диоритов в составе
этой формации заметно убывает.
Большинство исследователей считаюткварцевые диориты гибриднымиобразованиями,
хотя и допускают существование в небольших объемах и самостоятельных кварцево-
диоритовых магм. Плавление кварцевых диоритов гор Хенри (штат Юта, США) для
оценки температурных условий становления и кристаллизации магмы провел И.А. Ки-
линц (K.linc, 1979). Температура конечной кристаллизации магмы кварцевых диоритов
оценена им в 850 и 805° С для давления 700 и 750 кбар соответственно.
Металлогения и практическое значение. В связи с кварцевыми диоритами
наблюдается золоторудная и железорудная минерализация. Они являются также благоприятной
средой для отложения медных (Hollister, 1979) и медно-молибденовых руд.
Кварцевые диориты используются как строительный материал.
СРЕДНИЕ ПОРОДЫ СУБЩЕЛОЧНОГО РЯДА
Средние породы субщелочного ряда объединяют горные породы с содержанием SiO2
E3—64%) + 2% при содержании суммы щелочей от 5—7,5 до 9,0—14,0%. Они
представлены как вулканическими,так и плутоническими ассоциациями, имеющими
практически равноценное распространение.
Вулканические породы
Вулканические средние породы субщелочного ряда представлены тремя семействами:
1) трахиандезибазальтов — латитов, 2) трахиандезитов — кварцевых латитов, 3)
трахитов.
Семейство трахиандезибазальтов — латитов
К семейству трахиандезибазальтов — латитов отнесены горные породы, содержание
SiO; в которых составляет 53—57%, а сумма щелочей имеет нижние пределы
содержаний 5—5,7%, а верхние — 7,6—8,2%. Семейство объединяет два вида горных пород,
различающихся по минеральному составу и коэффициенту агпаитности: 1) трахианде-
зибазальт, 2) латит.
Оба вида, по сравнению с горными породами нормального ряда имеют значительно
меньшее развитие, хотя часто приурочены к одним и тем же участкам. Горные породы
этого семейства известны в складчатых областях, в пределах платформ, рифтовых
зон, авлакогенов, зон растяжения на обширных сводах (Магматические формации
СССР, 1979).
Прежде чем перейти к описанию видов горных пород этого семейства, заметим, что
некоторые исследователи (Хуан, 1965) рассматривают латиты совместно с трахианде-
зитами, считая их вулканическими эквивалентами монцонитов; к монцонитам они
относят горные породы, содержащие более 10% санидина, ортоклаза или анортоклаза, в
которых отношение калиевого полевого шпата к суммарному количеству полевого
шпата меньше, чем это характерно для монцонитов.
В настоящее время к трахиандезибазальтам и трахиандезитам рекомендуется
относить горные породы, не содержащие видимого калиево-натриевого полево-
42)
го шпата в виде самостоятельных зерен. Соответственно горные породы,
являющиеся петрохимическими эквивалентами субщелочного диорита и монцодиорита,
рекомендуется называть трахиандезибазальтами, субщелочного кварцевого диорита
и кварцевого монцодиорита — трахиандезитами, монцонита — латитами, а кварцевого
монцонита — кварцевыми латитами (см. табл. 105, 106).
Трахиандезибазальт
Вулканогенная средняя горная порода субщелочного ряда по химическому составу —
эквивалент субщелочного диорита, монцодиорита.
Внешний облик, текстура. Темно-серая, почти черная до темно-зеленовато-серой
горная порода, обычно порфировая (до серийно-порфировой), редко афировая,
массивной, пористой или миндалекаменной текстуры. Обычно содержит вулканическое
стекло, реже кристаллическизернистая.
Минеральный состав, структура, последовательность кристаллизации. Главными
минералами трахиандезибазальтов являются плагиоклаз, моноклинный пироксен,
реже ромбический пироксен, амфибол и оливин. В стекловатых разновидностях в
различных соотношениях присутствует вулканическое стекло или продукты его де-
витрификации. Из второстепенных минералов постоянно присутствуют магнетит,
реже апатит, редко флюорит. Вторичные минералы — хлорит, вторичный магнетит,
альбит, эпидот, реже серпентин,цеолиты.
В порфировых разновидностях вкрапленники составляют от 10 до 40%. Во
вкрапленниках обычны следующие ассоциации: пироксен, плагиоклаз + пироксен, амфибол,
амфибол + пироксен, реже оливин, пироксен + плагиоклаз + амфибол. Соотношения
вкрапленников изменчивы. В основной массе обычны плагиоклаз, моноклинный
пироксен, магнетит, вулканическое стекло или продукты его девитрификации, а также
оливин,авгит, баркевикит.
Плагиоклаз во вкрапленниках может составлять до 10%, по составу отвечает Ап4 ()_60
и изменяется в зависимости от основности пород. В плагиоклазе часто отмечается
примесь ортоклазового компонента (до 15—18%) в виде твердого раствора или
субмикроскопических антипертитов. Последние широкое распространение имеют, например,
в трахиандезибазальтах Восточного Забайкалья. В основной массе породы плагиоклаз
может составлять до 40%. Вкрапленники плагиоклаза имеют обычно таблитчатую
и длиннотаблитчатую форму, в основной массе более обычен лейстовый плагиоклаз.
Моноклинный пироксен титанавгит, авгит. Он наблюдается как во вкрапленниках,
так и в основной массе. Содержание его во вкрапленниках обычно до 5%.
Ромбический пироксен — гиперстен; встречается крайне редко и для этого вида
горной породы не характерен.
Оливин в виде зерен идиоморфной формы присутствует неповсеместно как во
вкрапленниках, так и в основной массе; характерен для трахиандезибазальтов с более
низким содержанием SiO2. Его содержание обычно не превышает 2—3%.
Амфибол — титанистая роговая обманка, содержание которой во вкрапленниках не
превышает 5%.
Вулканическое стекло содержится в трахиандезибазальтах в количестве 60—90% и
имеет обычно бурую или зеленовато-серую окраску.
Второстепенные минералы — магнетит, реже апатит, а иногда и флюорит —
наблюдаются в типичных для них формах.
При изменении трахиандезибазальтов по вулканическому стеклу развивается хлорит
и вторичный магнетит, по плагиоклазу — альбит, по пироксену, главным образом
моноклинному, — эпидот, по оливину — серпентин.
Структура основной массы обычно интерсертальная или пилотакситовая, реже мик-
ролитовая и гиалопилитовая.
Вкрапленники в трахиандезибазальтах часто встречаются изолированно и судить о
порядке их выделения трудно, но в тех случаях, когда они образуют скопления,
отчетливо видно более раннее выделение моноклинного пироксена, так как он обрастает
оливином; далее во вкрапленниках появляется плагиоклаз, затем начинается
кристаллизация основной массы.
Химический состав. По химическому составу трахиандезибазальты, как уже
отмечалось, являются эквивалентом субщелочных диоритов и монцодиоритов, хотя от
последних они резко отличаются видовым составом минералов (см. табл. 105) .
А22
Таблица 117. Химический состав трахиандезибазальтов (в вес.
Компоненты
SiO,
TiO,
AI,Oj
Fe, 0,
•FeO
MnO
MgO
CaO
Na,0
K,0
Число анализов
1
55,25
1,01
17,43
3,64
4,50
0,14
2,27
6,70
4,41
2,38
7
2
53,79
2,62
15,18
8,82
1,93
0,12
1,68
2,70
3,56
4,66
26
3
54,69
1,13
16,70
5,40
3,22
0,10
3,51
5,56
3,81
2,88
26
4
56,57
0,96
16,85
4,36
3,62
0,15
3,39
5,56
3,55
*
2,63
6
5
54,88
2,5
1,07
0,33 ¦
16,8
1,57
4.73
1,76
3,66
1,54
0,12
0,05
3,36
1,07
5,41
1,32
4,27
1,09
2,64
1,03
95
1 Южный Сахалин (Семенов, 1975); 2 — Патомско-Вилюйский район. Восточная Сибирь
(Магматические формации СССР, 1979) ; 3, 4 - комплексы Казахстана (Металлогения Казахстана, 1977) :
3 — жантауский, 4 — каркаралинский; 5 — средний состав (по автору) .
Примечание. Н,О,СО, и другие компоненты — 2 — 5% (ан. 1—5) .
По соотношениям Na2O и К2О выделяются натриевые (Na2O/K2O = 4—13) , калиево-
натриевые (Na2O/K2O = 0,4—4) серии. По коэффициенту глиноземистости выделяются
умеренноглиноземистые (аГ = 0,75 — 1), высокоглиноземистые (а|' = 1—2) и весьма
высокоглиноземистые (аГ = 2—3,5) трахиандезибазальты. Коэффициент агпаитности
от 0,17 до 0,39, редко до 0,54.
Химический состав трахиандезибазальтов приведен в табл. 117. Ряд исследователей
относили к трахиандезибазальтам горные породы, в которых содержания SiO2
соответствуют типичным трахибазальтам, что вряд ли справедливо.
Разновидности трахиандезибазальтов выделяются исследователями по содержанию
темноцветных минералов, а также характерному темноцветному минералу во
вкрапленниках. По содержанию темноцветных минералов могут быть выделены лейкотра-
хиандезибазальты (М < 20%), трахиандезибазальты (М = 20—40%) и меланотрахианде-
зибазальты (М > 40%). Эти градации приведены А. Ритманом (Rittmann, 1962). По
характерному минералу во вкрапленниках выделяются двупироксеновые (гиперстен-
титанавгитовые), гиперстеновые (встречаются крайне редко) , авгитовые, титанавгито-
вые, роговообманково-титанавгитовые, роговообманковые, авгит-оливиновые и оли-
виновые трахиандезибазальты. Наиболее часто наблюдаются роговообманковые, пирок-
сеновые, пироксен-роговообманковые разновидности, реже оливиновые.
Формы залегания. Трахиандезибазальты обычны в лавовой, жерловой, пирркласти-
ческой, экструзивной и субвулканической фациях. Вулканическая деятельность имела
место обычно в наземных, реже подводных условиях. Излияния часто принадлежат
центральному типу; они происходили относительно локально и кратковременно,
приурочены к определенным структурно-формационным зонам, отдельным вулкано-
тектоническим структурам внутри широких ареалов андезитового вулканизма.
Трахиандезибазальты слагают потоки, жерла, некки, трещинные интрузии, силлы,
423
дайки. Мощность отдельных покровов от 3—15 до 50—60 м. В некоторых районах
наблюдается переслаивание покровов трахибазальтов, трахиандезибазальтов, базальтов
и трахиандезитов. Трахиандезибазальты принимают участие в строении сложных
полигенных вулканов.
Регионы распространения. Трахиандезибазальты приурочены к жестким структурам
с развитой континентальной корой. Они проявляются на стадии орогенного развития
складчатых областей, развиты в эпикратонных поясах, в зонах тектоно-магматической
активизации. В СССР они описываются в составе вулканогенных комплексов, имеющих
региональные названия, а именно: лорцемпейского, дворецкого, шегровитского
(Урал), быскарского (Восточный Саян), наманинского (Патомско-Вилюйский авла-
коген), антонтарамского (Днепрово-Донеш<ий авлакоген), сагызханского или ашу-
кольторского (Северный Тянь-Шань), таймырского (Центральный Таймыр), коготокс-
ко-дельканского (Анабарская антеклиза Сибирской платформы), цаганхунтейского
(Западное Забайкалье), шадоронской серии в Восточом Забайкалье, в трахибазальто-
вом комплексе Центральной Камчатки, в составе ишхансарского и тежсарского
комплексов на Малом Кавказе и в других районах (Возрастная и формационная
корреляция, 1977, 1978,1979).
Принадлежность к формации. Трахиандезибазальты являются представителями
трахйбазальт-трахиандезит-трахириолитовой и трахиандезитовой формаций
(Магматические формации СССР, 1979), редко — формации лейцитофиров, нефелиновых и
щелочных сиенитов, как, например, в Тежсарской вулкано-интрузивной структуре на
Малом Кавказе (Меликсетян, 1971; Магматические формации СССР, 1979). Заметим,
что в Тежсарской структуре трахиандезибазальты описаны как трахиандезиты.
Металлогения и практическое значение. В трахиандезибазальтах существенных
накоплений руд не обнаруживается. В некоторых случаях наблюдаются проявления
полиметаллического и медноколчеданного оруденения.
Используются они в основном в качестве строительного материала.
Латит
Вулканогенная средняя горная порода субщелочного ряда. По химическому составу
эквивалент монцонита. Название "латит", происходящее от римского названия
местности Лациум, было предложено Рансомом в 1898 г.
Внешний облик, текстура. Зеленовато-серая, серая, желтоватая, обычно
порфировая, реже кристаллически-зернистая порода массивного сложения. Вкрапленники
составляют от 5 до 50%.
Минеральный состав, структура, последовательность кристаллизации. Главными
минералами латитов являются плагиоклаз, моноклинный пироксен, калиево-натрие-
вый полевой шпат, реже амфибол, биотит, оливин. В стекловатых разновидностях
в различных соотношениях присутствует вулканическое стекло. Из второстепенных
минералов постоянно присутствуют магнетит, апатит, реже ромбический пироксен,
кварц, титанит. Вторичные минералы: хлорит, вторичный магнетит, альбит, реже
серпентин.
Во вкрапленниках наблюдаются следующие ассоциации минералов: пироксен,
пироксен + плагиоклаз, пироксен + плагиоклаз + калиево-натриевый полевой шпат,
пироксен + плагиоклаз + калиево-натриевый полевой шпат + биотит, пироксен + роговая
обманка, пироксен + оливин, оливин. Соотношения вкрапленников изменчивы. В
основной массе присутствуют плагиоклаз, калиево-натриевый полевой шпат, моноклинный
пироксен, биотит, магнетит, апатит, титанит, вулканическое стекло.
Плагиоклаз во вкрапленниках представлен Ап4о-бо. редко более основной. Имеет
обычно таблитчатую форму; в основной массе лейстовидный, присутствует в
небольших количествах и более кислый по составу (часто олигоклаз) ,чем во вкрапленниках.
Моноклинный пироксен — титанавгит, реже авгит-диопсид. Он наблюдается как во
вкрапленниках, так и в основной массе, причем почти в равных количествах или
некотором преобладании во вкрапленниках. *
Ромбический пироксен — гиперстен. Встречается значительно реже, чем
моноклинный пироксен, и обычно замещен вторичными минералами с сохранением морфологии
зерен.
Оливин встречается чаще, чем в трахиандезибазальтах, однако присутствует
неповсеместно в виде зерен идиоморфной формы.
424
а
Рис. 72. Латиты
а — биотит-авгитовый латит. Во вкрапленниках — плагиоклаз, калиево-натриевый полевой шпат
с включениями авгита, биотит. Основная, масса гиалопилитовая. НРБ, Северные Родопы. Увел. 22,
с анализатором (кол. В.И. Чернова);
б — биотит-авгитовый латит. Во вкрапленниках—калиево-натриевый полевой шпат с включенным
в него плагиоклазом, авгит, биотит. Основная масса гиалопилитовая. НРБ, Северные Родопы. Увел.
22, с анализатором (кол. В.И Чернова)
Амфибол и биотит встречаются в зернах идиоморфной формы; они наблюдаются
как во вкрапленниках, так и в основной массе примерно в равных количествах.
Калиево-натриевый полевой шпат является характерным минералом этой горной
породы. Он наблюдается как во вкрапленниках, так и в основной массе. Часто во
вкрапленниках плагиоклаз и калиево-натриевый полевой шпат присутствуют в
одинаковых количествах. В основной массе на долю полевого шпата может приходиться
до 55% ее объема.
Кварц наблюдается неповсеместно. В раскристаллизованных разновидностях он
присутствует в небольших количествах в виде зерен неправильной формы.
Вулканическое стекло обычно серого до светло-серого цвета, реже темно-серое.
Магнетит, апатит и титанит образуют зерна идиоморфной или неправильной формы.
Магнетит и апатит присутствуют как во вкрапленниках, так и в основной массе.
Структура основной массы пилотакситовая, микролитовая, гиалопилитовая, в
некоторых разновидностях интерсертальная.
Как и в трахиандезибазальтах, в латитах вкрапленники чаще встречаются
изолированно друг от друга, поэтому судить о последовательности их кристаллизации
трудно. В гломеропорфировых выделениях отчетливо фиксируется более раннее появление
оливина по сравнению с ромбическим и моноклинным пироксеном, пироксенов —
ранее роговой обманки и биотита, плагиоклаза и пироксена — ранее калиево-натриевого
полевого шпата (рис. 72). Плагиоклаз часто появляется одновременно с ромбическим
пироксеном, далее кристаллизуются вкрапленники калиево-натриевого полевого шпата,
а затем имеет место кристаллизация калиево-натриевого полевого шпата,
моноклинного пироксена и биотита в основной массе. Кристаллизация завершается образованием
вулканического стекла, а в кристаллическизернистых разновидностях — неправильных
мельчайших зерен кварца.
Химический состав. Для латитов по сравнению с трахиандезибазальтами
характерны менее широкие пределы колебаний содержаний главных породообразующихокислов
(см. табл. 105). По соотношению Na2O/K2O среди латитов наблюдаются только калие-
во-натриевые серии Na2O/K2(O = 0,4—4. По коэффициенту глиноземистости выделяются
умеренноглиноземистые (al = 0,75—1), высокоглиноземистые (аГ = 1—2) и весьма
высокоглиноземистые (al' = 2—3,5) латиты. Коэффициент агпаитности колеблется от
0,40 до 0,70, реже менее 0,38. Обычно он значительно больше, чем в
трахиандезибазальтах, что позволяет отделять эти два вида только по петрохимическим признакам.
Химический состав латитов отдельных районов мира приведен в табл. 118. За ру-
425
Таблица 118. Химический состав латитов (в вес. '
Компоненты
SiO,
ТЮ,
А12О3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
1
53,6
1,1
15,8
2,8
3,6
0,1
4,3
6,1
4,1
3,8
2
54,45
1,40
16,00
5,39
0,89
0,09
3,15
5,85
4,10
4,87
3
56,28
1,64
16.28
3,54
3,46
0,12
3,43
5,28
4,35
3,19
4
56,66
1,32
15,16
3,16
5,19
0,18
2,14
5,28
4,37
4,29
5
56,6
1.2
18,4
3,2
3,9
_
3,2
6,3
3,5
3,5
6
54,02
1,18
17,22
3.83
3,98
0,12
3,87
6,76
3,32
4,43
1 — акатуевский комплекс, Восточное Забайкалье (Таусон, Захаров, 1974) ; 2 — пустыня Гоби,
Монголия (среднее из 5 ан., рассчитано автором по данным В.А. Первова и др., 1980) ; 3 — Венето,
Италия (Ое Vecchi et al., 1976) ; 4 — район Павагар, Индия (Tiwari, 1972) ; 5 — Сьерра-Невада, США
(Ноккольдс, Аллен, 1958) ; 6 — среднее для латита (Nockolds, 1954).
Примечание. Н, О, СОг и другие компоненты — 2—5% (ан. 1—4,6) .
бежом латиты как самостоятельный вид выделяются исследователями чаще, чем в
СССР. В СССР они обычно рассматриваются совместно с трахиандезибазальтами в
рамках одного вида.
Разновидности латитов могут быть выделены по содержанию темноцветных минера-'
лов или характерному темноцветному минералу во вкрапленниках. По содержанию
темноцветных минералов вслед за А. Ритманом (Rittmann, 1952) могут быть выделены
лейколатиты (М < 20), мезократовые латиты (М = 20—40) и меланократовые латиты
(М > 40). По характерному темноцветному минералу во вкрапленниках выделяются
двупироксеновые (гиперстен-авгитовые), гиперстеновые, титанавгитовые, роговооб-
манково-титанавгитовые, авгит-оливиновые, оливиновые, биотит-титанавгитовые
латиты. Наибольшим распространением пользуются титанавгитовые и роговообманково-
титанавгитовые разновидности.
Формы залегания. Латиты наблюдаются в эффузивной, субвулканической, пироклас-
тической и экструзивной фациях. Они слагают покровы,купола, жерла, некки,
трещинные интрузии, лакколитоподобные тела, силлы, дайки. В эффузивной фации
количество вкрапленников составляет 5—30%, в субвулканической оно увеличивается и
обычно достигает 30 -50%. Вулканическая деятельность в момент образования латитов
имела место в наземных, реже подводных условиях.
Регионы распространения. В СССР латиты известны в Забайкалье, в Восточном Саяне,
Северном Тянь-Шане, Казахстане, Центральной Камчатке и других районах. Они
известны в Монголии, Болгарии, ФРГ (Зибенгебирге), Италии,, США (Юта, Невада), Турции
(Западная Анатолия), Норвегии (район Осло), Канаде, Гондурасе, Эквадоре и других
районах.
Принадлежность к формации. Латиты являются составными элементами латит-тра-
хитовой, реже латит-андезит-риолитовой формаций (Зоненшайн и др., 1979). Латиты
приурочены к структурам с развитой континентальной корой; проявляются они на
стадии сводово-глыбового развития складчатых областей.
Металлогения и практическое значение. С латитами связывается медно-полиметал-
лическая минерализация. Используются они в качестве строительного материала.
Семейство трахиандезитов — кварцевых латитов
Трахиандезиты и кварцевые латиты образуются в складчатых областях на стадии оро-
генного или сводово-глыбового их развития, а также в эпикратонных поясах,
характеризуя активизацию консолидированных структур. По сравнению с
трахиандезибазальтами и латитами это семейство имеет более широкое распространение, особенно
трахиандезиты. Обычно они проявляются в областях мощного развития андезитов, однако
426
излияния трахиандезитов происходят относительно локально и кратковременно, в
связи с чем они, как правило, приурочены к определенным структурно-формационным
зонам и даже отдельным вулкано-тектоническим структурам.
В отличие от андезитов в горных породах этого семейства заметно изменяется набор
минералов вкрапленников: господствующим становится амфибол. Ромбический
пироксен не характерен. Как и трахиандезибазальты, трахйандезиты не содержат в виде
самостоятельных выделений калиево-натриевый полевой шпат, так как примесь орто-
клазового компонента отмечается в плагиоклазе, а главная часть калия
концентрируется в вулканическом стекле. В кварцевых латитах калиево-натриевый полевой шпат
присутствует как во вкрапленниках, так и в основной массе. Породы этого семейства
отличаются от семейства трахиандезибазальтов — латитов более высоким содержанием
SiO2 E7—65%) . Нижние пределы содержания суммы щелочей колеблются от 5,7 до
7,5%, а верхние — от 8,2 до 10,5%. Рассматриваемое семейство объединяет два вида
горных пород, различающихся по минеральному составу: 1) трахиандезит, 2)
кварцевый латит.
Трахиандезит
Вулканическая горная порода, которая по химическому составу является эквивалентом
субщелочных кварцевых диоритов и кварцевых монцодиоритов. Термин
трахиандезит первоначально был предложен Г.В. Абихом (Abich, 1841) для обозначения горных
пород промежуточного состава между андезитами и трахитами. А.Мишель-Леви
(Michel-Levy, 1896) относил к трахиандезитам горные породы, содержащие в
основной массе микролиты как ортоклаза, так и плагиоклаза, а Вашингтон (Washington,
1897) — с равным количеством щелочного полевого шпата и плагиоклаза (олигоклаз,
андезин) в основ'ной массе. Бреггер (Brogger, 1895) и Хэтч (Hatch, 1926) относили
трахйандезиты к эффузивным аналогам монцонитов. Г. Розенбуш (Ros,enbush, 1908)
писал, что непременным признаком трахиандезита является присутствие эгирин-авгита,
хотя отмечал, что трахйандезиты по общему виду более близки к андезитам, чем к
трахитам. В настоящее время большинство исследователей используют термин
трахиандезит. и латит в значении, употребляемом в данном издании.
Внешний облик, текстура. Темно-серая, зеленовато-серая горная порода, обычно
порфировая, реже афировая, с массивной или пористой текстурой.
Минеральный состав, структура, последовательность кристаллизации. Главными
минералами трахиандезитов являются плагиоклаз, моноклинный пироксен, амфибол,
реже биотит. Второстепенные минералы: оливин, ромбический пироксен, магнетит,
реже апатит, флюорит. Вулканическое стекло или продукты его девитрификации могут
присутствовать в различных соотношениях с главными породообразующими
минералами. Вторичные минералы: хлорит, альбит, вторичный магнетит. ,
В порфировых разновидностях вкрапленники составляют 5—40%. Среди них
наблюдаются следующие минералы и их ассоциации: плагиоклаз; плагиоклаз + пироксен,
реже оливин; плагиоклаз + пироксен + амфибол; плагиоклаз + амфибол; плагиоклаз+
+ амфибол + биотит (рис. 73, а). Соотношения вкрапленников, отражающие условия
кристаллизации магмы, изменчивы. В основной массе обычны плагиоклаз,
моноклинный пироксен, магнетит, вулканическое стекло или продукты его девитрификации.
Плагиоклаз во вкрапленниках обладает таблитчатой формой. По составу он
соответствует Апзо-4о. иногда Апм,, реже An,,,,. В плагиоклазе, как правило, отмечается
примесь ортоклазового компонента (до 15—18%) в виде твердого раствора или
субмикроскопических антипертитов. Последние особенно типичны в трахиандезитах
Восточного Забайкалья. В основной массе плагиоклаз имеет состав Ап,2_48 и образует
микролиты (до 40—60% объема породы), в промежутках между которыми располагаются
остальные минералы и вулканическое стекло. Содержание плагиоклаза во
вкрапленниках обычно.не превышает 15%.
Моноклинный пироксен — титанавгит, авгит, диопсид. Он может наблюдаться как
во вкрапленниках, так и в основной массе, причем во вкрапленниках его зерна обычно
меньших размеров, чем зерна плагиоклаза.
Ромбический пироксен — гиперстен — встречается редко и не является типичным
для трахиандезитов.
Оливин во вкрапленниках обычно составляет не более 1%, состав его колеблется
от Fa^ , до Fafi 7, форма зерен идиоморфная.
Рис. 73. Трахиандезиты
э - авгит-роговообманковый трахиандезит. Во вкрапленниках-зональный плагиоклаз авгит
и бурая роговая обманка. Основная масса фепьзитовая. ФРГ, Штенцепьберг, Зибенгебирге. с/= 2 6 мм
(Заварицкий, 1956); ^
б ~ метатрахиандезит шаровой. В основной массе отчетливо выражена вторичная перлитовая
отдельность. Центральный Казахстан, район горы Мунглу (кол. Л.И. Блохиной) •
в - общий вид шарового метатрахиандезита. Центральный Казахстан, район'горы Мунглу Натуп
вел. (кол. Л.И. Блохиной и М.А. Петровой);
г - то же в шлифе. Видны зональное строение шаров и вторичная перлитовая отдельность.
Увел. 4, без анализатора
Амфибол (базальтическая роговая обманка, керсутит) наблюдается как во
вкрапленниках в виде идиоморфных зерен, так и в основной массе, где его зерна имеют
неправильную форму.
Биотит появляется в более высококремнеземистых разновидностях в основной
массе и в виде редких вкрапленников.
Вулканическое стекло зеленовато-серого, серого цвета может составлять 25-35%
в обычных разновидностях и 95% — в стекловатых.
Второстепенные минералы наблюдаются в типичных для них формах. Магнетит
образует микровкрапленники и тончайшие зерна в вулканическом стекле. В
разновидностях, обогащенных апатитом, где его содержание достигает 1-3%, он присутствует
как во вкрапленниках (микровкрапленниках), так и в основной массе обычно
совместно с рудными минералами. Флюорит присутствует в неправильной формы зернах. По
вулканическому стеклу развивается хлорит, реже карбонат.
Структура основной массы пилотакситовая, микролитовая, гиалопилитовая,
местами микропойкилитовая.
В зависимости от количества и состава вкрапленников в трахиандезитах первым
кристаллизуется пироксен или плагиоклаз. Роговая обманка и биотит обычно кристал-
428
лизуются позднее вкрапленников плагиоклаза. Одновременно с ними появляются и
редкие микровкрапленники магнетита и апатита. Плагиоклаз в основной массе является
второй генерацией этого минерала; он часто создает основной каркас породы, а в
промежутках между его лейстами кристаллизуются моноклинный пироксен или амфибол
и биотит совместно с магнетитом, апатитом и флюоритом в более мелких зернах.
Кристаллизация заканчивается появлением вулканического стекла.
Химический состав. По химическому составу, как уже отмечалось, трахиандезиты
являются химическими эквивалентами субщелочных кварцевых диоритов и кварцевых
монцодиоритов. В трахиандезитах наблюдаются широкие пределы колебаний
содержаний главных породообразующих окислов (см. табл. 105). По величине отношения
Na20/K2O выделяются натриевые (Na2O/K2O = 4 — 18) и калиево-натриевые
(№2О/К2О = 0,4—4) серии. По коэффициенту глиноземистости могут быть выделены
умеренноглиноземистые (аГ = 0,75—1), высокоглиноземистые (al' = 1—2) и весьма
высокоглиноземистые (аГ = 2—3,5) трахиандезиты. Коэффициент агпаитности
колеблется от 0,18 до 0,55, редко достигая 0,70.
Химический состав трахиандезитов приведен в табл. 119, из которой видно, что эти
горные породы обладают значительными колебаниями содержаний главных
породообразующих окислов.
Разновидности трахиандезитов выделяются как по видовому, так и количественному
содержанию темноцветных минералов. По количественному содержанию темноцветных
минералов различаются лейкократовые трахиандезиты (М < 20), мезократовые (М =
= 20—40) и меланократовые (М > 40). По характерному темноцветному минералу
выделяются следующие разновидности трахиандезитов: двупироксеновые (гиперстен-
авгитовые), гиперстеновые, авгитовые (данкалит, думалит), авгит-биотит-рогоеооб-
манковые (гаутеит), титанавгитовые, роговообманково-титанавгитовые, авгит-оливи-
новые (чиминит), оливиновые, биотитовые, биотит-авгит-оливиновые (банакит),
авгит-биотитовые, роговообманковые. Преобладают роговообманковые, пироксено-
вые, а также роговообманкозо-пироксеновые трахиандезиты. Более редки оливиновые.
Стекловатые разновидности называются гиалотрахиандезитами (синоним канталит) .
Из всех разновидностей редкой разновидностью, но заслуживающей специального
описания, являются шаровые метатрахиандезиты, обнаруженные Л.И. Блохиной и
М.А. Петровой в вулканической толще нижнего —среднего девона в Центральном
Казахстане (гора Мунглу). Они состоят из коричневато-бурых шаровых обособлений до
0,8 см в диаметре среди темно-серой основной массы (см. рис 73, б—г). Количество
шаровых обособлений колеблется от 30 до 60%. Это — порфировые горные породы,
в которых вкрапленники представлены полностью альбитизированным плагиоклазом
и псевдоморфозами хлорита по темноцветным минералам (амфибол?).
Вкрапленники наблюдаются как внутри шаров, так и по их периферии в основной
массе, что свидетельствует о более позднем образовании шаров. Шаровые обособления
часто образуют скопления сложной формы, напоминающие почковидные натечные
образования. Они имеют четкие контуры и отделены от основной массы тонким
(десятые доли миллиметра) зазором, выполненным вторичными минералами. Шаровые
образования сложены кварцем и полевым шпатом, образующими микропойкилитовые,
иногда радиально-лучистые срастания. В некоторых шарах заметна слабая зональность
(см. рис. 73, б—г), причем во внешней зоне величина зерен в сростках уменьшается.
Межшаровая основная масса имеет реликтовые гиалопилитовые структуры и состоит
из мелких микролитов альбита, погруженных в хлоритовый базис. Эта основная масса
распадается на ряд очень мелких (сотые доли миллиметров) обособлений неправильной
шарообразной формы (вторичная перлитовая трещиноватость), промежутки между
которыми выполнены вторичными минералами. Химический состав шаровых
обособлений и основной массы резко различен. Для шаровых обособлений характерно
повышенное содержание SiO2 F7,79-71,14%), Na2O C,28-3,57%), К2О E,79-7,48%), общей
суммы щелочей A0,7—11,15%) и незначительное количество FeO, Fe2O3, MgO,
суммарное содержание которых составляет 3,26—5,02%. Состав основной массы следующий:
SiO2 54,25-50,37, Na2O 1,71-2,92, К20 4,06-2,21%. Резкое различие в вещественном
составе и морфологии шаровых обособлений и основной массы Л.И. Блохина и
М.А. Петрова объясняют ликвацией лавы на две несмешивающиеся жидкости разного
состава, которая произошла после образования микровкрапленников, т.е. при излиянии
лавы на поверхность. Мощность потоков 0,5—4 м.
429
Таблица 119. Химический состав трахиандезитов (в вес, %)
Компоненты
Si О,
TiOj
At,О,
Fe2O,
FeO
МпО
MgO
CaO
Na,O
K,0
Число анализов
1
58,15
1,08
16,70
3,26
3,21
0,16
2,57
4,96
4,35
3,21
232
2
57,21
1,39
16,08
2,12
4,67
0,10
3.17
5,01
4,52
2,96
1
3
60,0
1,34
16,9
5,15
1,35
0,06
1,11
1,9
5,85.
4,00
4
4
59,4
0,9
17,13
4,7
3,6
0,07
1,48
2,6
5,7
2,6
4
5
61,64
1,20
16,98
3,53
3.74
0,07
1,07
3,02
3,75
4.66
2
6
58,37
0,78
15,49
3,24
2.46
0,10
2,74
4,96
4,53
3,58
7
7
61,48
1,63
1,04
0,69
16,86
0,13
2,75
0,21
4,56
0,11
' 0,16
0,01
2,16
0,37
2,46
5,99
0,31
1.54
0,11
2
8
60,45
2,94
1,07
0,11
16,81
0,67
3,76
0,81
1,97
0,73
0,12
0,01
2,25
0,98
2,62
1,01
5,58
0,67
2,50
0,03
2
9
59,98
1,77
0,85
0,35
16,50
1,42
3,71
1,42
2,62
1,04
0,11
0,04
1,96
0,93
4,05
1,14
4,39
0,92
3,1
1,01
101
1, 9 — среднее для трахиэндезита мира: 1 — по Р. Леметру (Le Maitre, 1976), 9 — по автору; 2—
джаргалантуйская свита. Западное Забайкалье (данные В.В. Зубкова) ; 3 — 6 — серии и комплексы
Казахстана (Металлогения Казахстана, 1977) ; 3 — раннедевонская, 4 — жаксыконская, 5 —архарлин-
ский, 6 - кызылкинский; 7, 8 — формации Урала (Фролова, Бурикова, 1977) : 7 — березовская, 8 —
кизильская (субвулканическая фация).
Примечание. Н,СГ, СО2 и другие компоненты — 2 — 4% (ан. 1—3, 5, 6, 8, 9).
Формы залегания. Трахиандезиты наблюдаются в эффузивной, пирокластической,
экструзивной и субвулканической фациях. Они слагают покровы, купола, жерла, некки,
трещинные интрузии, лакколитоподобные тела, силлы, дайки. Нередко трахиандезиты
принимают участие в строении сложных полигенных вулканов. Во внутриконтиненталь-
ных складчатых областях они формируются в наземных условиях-. Часто наблюдается
переслаивание трахибазальтовых, трахиандезибазальтовых и трахиандезитовых
покровов. Трахиандезиты используют как строительный камень.
Регионы распространения. Трахиандезиты обычны в областях мощного развития ан-
дезитового вулканизма, приурочиваясь к определенным структурно-формационным
зонам или даже отдельным вулкано-тектоническим структурам. Наиболее мощные
проявления трахиандезитов наблюдаются в Восточном Забайкалье. Они присутствуют в
вулканогенных комплексах Урала (лорцемпейский, дворецкий и др.), Восточного
Саяна (быскарский), Патомско-Вилюйского района (наманинский), Украины (антон-
тарамский), Северного Тянь-Шаня (сагызханский, или ащукольторский),
Центрального Таймыра (таймырский), Западного Забайкалья (цаганхунтейский), Малого Кавказа
(ишхансарский). Трахиандезиты известны в Сихотэ-Алине, Срединном Тянь-Шане,
Казахстане, Кузнецком Алатау, Большом Кавказе и других регионах. За рубежом они
описаны в Японии, США; Канаде, Перу, Заире, Франции и др.
В ассоциации с субщелочными базальтами трахиандезиты обнаружены на дне океана
за пределами зоны, переходной от океанов к континентам (Рудник и др., 1979).
Принадлежность к формации. Трахиандезиты являются представителями трахиба-
зальт-трахиандезит-трахириолитовой и трахиандезитовой формаций (Магматические
формации СССР, 1979; Хомичев, 1975). Породы, входящие в состав этих формаций,
как отмечают все исследователи, связаны между собой постепенными переходами.
430
Металлогения и практическое значение. С отдельными комплексами, в которых тра-
хиандезиты имеют преимущественное развитие, связывают молибден-сульфидно-ред-
кометальное, полиметаллическое, титановое, медноколчеданное оруденение, а также
флюоритовую минерализацию (Магматические формации СССР, 1979).
Кварцевый латит
Вулканогенная средняя порода субщелочного ряда, по химическому составу
—эквивалент кварцевого монцонита.
Внешний облик, текстура. Зеленовато-серая, серая до фиолетовато-серой порода,
обычно порфировая, массивная. Вкрапленники составляют до 40%, реже более.
Минеральный состав, структура, последовательность кристаллизации. Главными
минералами кварцевых латитов являются плагиоклаз, моноклинный пироксен, калие-
во-натриевый полевой шпат, биотит, кварц, реже керсутит, базальтическая роговая
обманка. В стекловат-ых разновидностях обычно присутствуют вулканическое стекло.
Из второстепенных и акцессорных минералов присутствует магнетит, оливин,
ромбический пироксен, апатит, титанит, рутил. Вторичные минералы — хлорит, вторичный
магнетит, альбит.
Во вкрапленниках наблюдаются следующие ассоциации минералов: плагиоклаз +
+ калиево-натриевый полевой шпат, плагиоклаз + калиево-натриевый полевой шпат +
+ биотит + кварц, плагиоклаз + пироксен, плагиоклаз + пироксен + калиево-натриевый
шпат, плагиоклаз + пироксен + калиево-натриевый полевой шпат + оливин,
плагиоклаз + пироксен + роговая обманка. Соотношения вкрапленников изменчивы. В
основной массе присутствуют плагиоклаз, калиево-натриевый полевой шпат, кварц,
вулканическое стекло.
Плагиоклаз во вкрапленниках представлен Ап3о-40 обычно таблитчатой формы;
в основной массе он лейстовидный, варьирующий по составу от олигоклаза до
андезина (Ап35) ¦
Моноклинный пироксен — титанавгит, авгит. Он наблюдается как во вкрапленниках,
так и в основной массе.
Ромбический пироксен — гиперстен — встречается редко.
Оливин присутствует повсеместно в виде зерен идиоморфной формы.
Роговая обманка — керсутит или базальтическая роговая обманка — наблюдаются
как во вкрапленниках, так и в основной массе в зернах идиоморфной формы.
Биотит встречается в виде идиоморфных, обычно изолированных друг от друга
чешуек и наблюдается чаще во вкрапленниках, чем в основной массе.
Калиево-натриевый полевой шпат является характерным минералом кварцевого ла-
тита. Он наблюдается как во вкрапленниках, так и в основной массе. Принадлежит
обычно санидину или ортоклазу. Обычно как во вкрапленниках, так и в основной
массе, они присутствуют в одинаковых количествах.
Кварц наблюдается главным образом в основной массе, редко во вкрапленниках,
где он обычно идиоморфен.
¦ Вулканическое стекло зеленовато-серого до светло-серого цвета составляет 40—95%
объема породы в стекловатых разновидностях.
Магнетит, апатит, титанит образуют зерна идиоморфной и неправильной формы и
присутствуют как во вкрапленниках, так и в основной массе.
Структура основной массы пилотакситовая, микролитовая, гиалопилитовая.
В кварцевых латитах вкрапленники встречаются изолированно друг от друга, причем
зерна темноцветных минералов обычно мельче зерен полевых шпатов.
Калиево-натриевый полевой шпат обрастает плагиоклаз, что свидетельствует о более поздней его
кристаллизации. Вторая генерация этих же минералов наблюдается в основной массе,
причем плагиоклаз и калиево-натриевый полевой шпат составляют главный рисунок
структуры. Промежутки между ними выполнены темноцветными минералами и
вулканическим стеклом. Кварц, присутствующий во вкрапленниках, кристаллизовался, по-
видимому, после калиево-натриевого полевого шпата, а в основной массе, если она
кристаллическизернистая, он кристаллизовался последним.
Химический состав. Колебания содержаний главных породообразующих окислов в
кварцевых латитах отражены в табл. 105. Кварцевые латиты принадлежат к калиево-
натриевой серии (Na2O/K?O = 0,4—4). По коэффициенту глиноземистости выделяются
умеренноглиноземистые (аГ = 0,75—1), высокоглиноземистые (аГ = 1 — 2) и весьма вы-
431
сокоглиноземистые (аГ = 2—3,5) кварцевые латиты. Коэффициент агпаитности в
кварцевых латитах колеблется от 0,40 до 0,70. Средний состав кварцевого латита, по Р. Дели
A936), следующий (в вес. %): SiO2 62,43; TiO2 0,85;. AI2O3 16,15; Fe2O3 4,04, FeO
1,20; MnO - 0,09; MgO 1,74; CaO 4,24; Na2O 3,34; K2O 3,75. Средний состав кварцевых
латитов андезитовой субформации Казахстана характеризуется следующими значениями
содержаний главных породообразующих окислов (в вес. %) : SiO2 60,14; TiO2 0,92;
AI2O3 16,34; Fe2O3 3,81; FeO 2,86; MnO 0,07; MgO 2,48; CaO 2,24; Na2O 4,28; K2O 3,55
(Металлогения Казахстана, 1977).
Разновидности кварцевых латитов выделяются по количественному содержанию
темноцветных минералов, а также видовому составу минералов. Горные породы,
содержащие менее 20% темноцветных минералов, относятся к лейкократовым кварцевым
латитам, т.е. исследователями приняты те же граничные их содержания, что и для
латитов. По характеру темноцветного минерала различаются двупироксеновые,
гиперстеновые, авгитовые, титанавгитовые, авгит-оливиновые, оливиновые, биотитовые, авгит-
биотитовые и роговообманковые разновидности. Стекловатые разности выделяются
как кварцевые гиалолатиты. Ранее кварцевые латиты назывались тосканитами, а саниди-
новая разновидность — вульзинитом.
Формы залегания. Кварцевые латиты наблюдаются в эффузивной, субвулканической,
пирокластической и экструзивной фациях. Они слагают покровы, купола, жерла, некки,
трещинные интрузии, лакколитоподобные тела, штоки, силлы, дайки. Вулканическая
деятельность обычно происходила в наземных, редко подводных условиях.
Регионы распространения. В СССР эти горные породы часто описываются как трахи-
андезиты. Они известны в Казахстане, Забайкалье, на Памире. Судя по
петрографическим описаниям пород, имеющимся в литературе, их следует выделять в Восточном
Саяне, Северном Тянь-Шане, Центральной Камчатке и других регионах. За рубежом
кварцевые латиты распространены в США (Техас, Ко/юрадо, Юта и др.), Канаде, Италии,
Японии, Гондурасе, Турции (Западная Анатолия), Австрии и др.
Принадлежность к формации. Кварцевые латиты являются составными частями
латит-трахитовой и латит-трахидацитовой формаций. По сравнению с латитами они
имеют более ограниченное распространение. Кварцевые латиты проявляются на стадии
орогенного развития складчатых областей; они отмечаются в областях завершенной
складчатости в связи с активизацией, иногда принимают участие в строении сложных
полигенных вулканов.
Металлогения и практическое значение. С кварцевыми латитами связывается медно-
порфировая минерализация, однако существенные скопления руд пока неизвестны.
Кварцевые латиты используют как строительный материал.
Семейство трахитов
К семейству трахитов отнесены горные породы с широким диапазоном содержаний
SiO2 [ E5—66) ± 2%] и более высоким содержанием суммы щелочей по сравнению с
ранее описанными породами субщелочного ряда. Нижний предел содержания суммы
щелочей в этих породах составляет 7,8—10,5, а верхний — 9—1.4%.
Более дробная классификация пород этого семейства до настоящего времени не
разработана, поэтому все их многообразие рассматривается в рамках одного вида —
трахита. Заметим, что С. Тилли и И. Муир (Tilley, Muir, 1964) предложили выделять в
самостоятельные виды тристаниты и бенмореиты, которые Т.И. Фроловой и А.В. Гущиным
(Петрография, 1981) относятся к трахиандезитам калиевого и натриевого рядов
соответственно. Рассмотрение минералогических и петрохимических особенностей этих пород
показывает, что они не обладают признаками, позволяющими относить их к
самостоятельным видам. К такому же заключению пришел и А. Штрекайзен на основании
сравнительного изучения петрохимических особенностей этих пород, индикаторных отношений
окислов и нормативных составов. В настоящее время вопрос о целесообразности
рассмотрения тристанита и бенмореита в качестве самостоятельных видов обсуждается
Подкомиссией по систематике изверженных горных пород. К этому следует добавить,
что в настоящее время в самостоятельные виды не выделены также эффузивные
аналоги щелочнополевошпатовых (с калиево-натриевым полевым шпатом) сиенитов и
собственно сиенитов (с плагиоклазом и калиево-натриевым полевым шпатом), наличие
которых можно предполагать.
432
Трахит
Вулканогенная горная порода — химический аналог сиенитов. Термин произошел от
греческого слова "трахис" - шершавый.
Внешний облик, текстура^ Светло-серая до темно-серой, розоватая,
желтоватая, розовато-серая, красноватая до красной, лиловато-бурая, редко почти черного
цвета порода с порфировой или афировой, массивной, полосчатой или трахитоидной,
реже флюидальной текстурами. Обычно трахиты пористы. В порфировых
разновидностях вкрапленники могут составлять до 60% объема породы.
Минеральный состав, структура, последовательность кристаллизации. Главными
минералами трахитов являются калиево-натриевый, редко калиевый полевой шпат,
плагиоклаз, моноклинный пироксен, амфибол, биотит, редко лепидомелан.
Второстепенные минералы: ромбический пироксен, оливин, магнетит, гематит, циркон, титанит,
редко силлиманит, кордиерит, кварц. Кроме того, присутствует вулканическое стекло
или продукты его девитрификации. Количество вулканического стекла обычно не
превышает 20%. Наблюдаются и кристаллическизернистые разновидности трахитов. В
последних калиево-натриевый полевой шпат может составлять до 80% объема породы.
Содержания калиево-натриевого полевого шпата, пироксена, амфибола, биотита, а также
оливина подвержены значительным колебаниям.
Плагиоклаз наблюдается в виде удлиненных, часто неправильных зерен,
соответствующих по составу олигоклазу или андезину (Ап2 5 - з s) • В зональных зернах ядро
сложено олигоклазом, а периферические части — альбитом. Для основной массы характерен
олигоклаз.
Калиево-натриевый полевой шпат — анортоклаз или санидин-пертит — образует иди-
оморфные зерна и присутствует как во вкрапленниках, так и в основной массе. Во
вкрапленниках анортоклаз водянопрозрачный, часто короткопризматического габитуса,
иногда сдвойникован. Двойники простые или полисинтетические. Санидин аналогичен
по морфологии анортоклазу, часто сдвойникован по карлсбадскому закону. Размер
вкрапленников обычно не превышает 4—6 мм.
Моноклинный пироксен — титанавгит, авгит, диопсид, реже ферроавгит. Типичны ко-
роткопризматические кристаллы. В трахитах, наблюдаемых в ассоциации с базальтами,
присутствует более высококальциевый авгит (СаО 20—22%), содержащий до 1% TiO2 и
обладающий высокой степенью окисленности железа (Румянцева, Порошин, 1978).
В некоторых случаях титанистые авгиты обрастают зеленоватыми натриевыми авгитами.
Ромбический пироксен (гиперстен, бронзит) наблюдается неповсеместно и только
во вкрапленниках.
Роговая обманка наблюдается в идиоморфных зернах как во вкрапленниках, так
и в основной массе. Обычно она титанистая.
Биотит (лепидомелан в трахитах калиевой серии) образует гексагональные таблички
и является наиболее распространенным темноцветным минералом. В трахитах,
ассоциирующих с трахиандезитами, он выделяется одним из первых в ряду темноцветных
минералов, а в трахитах, ассоциирующих с базальтами, встречается крайне редко.
Оливин (Fa84_9s) встречается в виде редких вкрапленников, главным образом,
в трахитах, наблюдаемых в ассоциации с базальтами. Обычно — это бесцветные или
бледно-желтые кристаллы, находящиеся в срастании с рудными минералами и апатитом.
Когда оливин соответствует по составу феррогортонолиту (Киселев и др., 1979), зерна
его слегка окислены по периферии.
Магнетит, гематит, апатит, титанит являются обычными минералами трахитов, причем
магнетит встречается чаще.чем гематит. Для всех этих минералов характерны зерна
неправильной и идиоморфной формы. Отмеченные в трахитах силлиманит и кордиерит,
по мнению большинства исследователей, имеют ксеногенное происхождение.
Вулканическое стекло в трахитах развито неповсеместно. Обычно оно имеет серый,
черновато-серый или коричневый цвет. Количество его варьирует, достигая 20%. В ряде
случаев оно может отсутствовать. В метатрахитах (ортофирах) стекло полностью девит-
рифицировано.
При изменении трахитов по оливину развивается серпентин, иногда с кальцитом, по
биотиту — хлорит, по плагиоклазу —альбит; вулканическое стекло наряду с
минералами девитрификации замещается гидромусковитом.
Структура основной массы трахитовая, витрофировая, гиалопилитовая, сферолито-
вая (рис. 74). Для трахитов характерна тонкозернистая полевошпатовая основная масса,
28. Зак. 971 433
ж
Рис. 74. Трахиты
а-эгириновыи трахит.Во вкрапленниках—санидин; основная масса пилотакситовая, состоящая
из микролитов санидина и эгирина. Италия, о-в Исхия, Кастелло. d = 4 мм (Половинкина 19661-
б - биотит-авгитовый трахит. Во вкрапленниках - плагиоклаз (олигоклаз-андезин) авгит и
биотит. Основная масса состоит из калиевого полевого шпата и подчиненного ему плагиоклаза
1956Р°ВаЯ структура вь|Ражена слабо- Франция, Пью-Де-Дом, Овернь. d = 4,7 мм (Заварицкий!
в — биотитовый трахит. Во вкрапленниках - санидин, плагиоклаз (андезин-олигоклаз) биотит
Основная масса состоит из микролитов санидина, акцессорных апатита, титанита, рудного минерала
и незначительных количеств кварца, выполняющих интерстиции. ФРГ, Драхенфельз Зибенгебиоге
?/=¦ Змм (Вильяме и др., 1957);
г — авгитовый трахит. Во вкрапленниках— санидин, плагиоклаз, авгит. Те же минералы составляют
°956?"VI° МЭССУ ° неотчетливой трахитовой структурой. Италия, о-в Понца. d = 3 мм (Заварицкий,
д - оливин-роговообманково-авгитовый трахит. Во вкрапленниках - плагиоклаз санидин
авгит, бурая роговая обманка с опацитовой каймой и оливин. Основная масса состоит из санидина
олигоклаза и небольшого количества пироксена и магнетита. Трахитовая структура. Италия
лавовый поток Арсо на о-ве Исхия. d = 3 мм (Заварицкий, 1956) •
в которой неравномерно распределены вкрапленники калиево-натриевого полевого
шпата, плагиоклаза и темноцветных минералов.Несмотря на ориентировку минералов
основной массы, флюидальные текстуры в них редки, а более обычна трахитоидность.
В порфировых разновидностях трахитов наблюдаются широкие вариации в
количественных соотношениях вкрапленников.
Вкрапленники плагиоклаза обычно окружены каймой калиево-натриевого полевого
шпата, что дает основание предполагать, что плагиоклаз начал кристаллизоваться
первым. Вкрапленники других минералов обычно располагаются изолированно, реже
образуют гломеропорфировые скопления. Если среди них наблюдается оливин, то он
обрастает ромбическим пироксеном в двупироксеновых разновидностях. Роговая обманка
и биотит наблюдаются в более мелких зернах, чем полевые шпаты, и кристаллизоваться
начали, по-видимому, позже начала кристаллизации полевых шпатов. Очень часто
темноцветные минералы (роговая обманка, биотит, оливин, гиперстен) опацитизированы.
Слабее опацитизирован моноклинный пироксен; диопсид же, как правило, не
подвержен опацитизации. В основной массе, большей частью полнокристаллической и
состоящей из узких санидиновых табличек и призм, расположенных часто флюктуац^онно,
можно предполагать существование многочисленных центров кристаллизации с
направленным ростом полевого шпата по наиболее благоприятным направлениям. В ряде
случаев зерна калиево-натриевого полевого шпата имеют в основной массе изометрич-
ную форму. Обычно вулканическое стекло кристаллизуется последним. В тех
разновидностях, где оно отсутствует, кристаллизация пород заканчивалась калиево-натриевым
полевым шпатом. В кварцсодержащих трахитах последним кристаллизовался кварц,
который выполняет мельчайшие промежутки между зернами других минералов.
Трахиты субвулканической фации содержат те же минералы,что и эффузивные
трахиты. Они отличаются большей зернистостью и наличием переходов к своим
плутоническим аналогам. В субвулканических- трахитах отмечается тот же порядок
кристаллизации, что и в эффузивных.
Химический состав. В трахитах наблюдаются широкие колебания содержаний
главных породообразующих окислов (см. табл. 105). По величине отношения Na2O/K2O
трахиты принадлежат калиево-натриевым (№2О/К2О =¦ 0,4—3,0), реже калиевым
(Na2O/K2O = 0,1—0,4) сериям. По степени глиноземистости выделяются умеренно-
глиноземистые (al'= 0,75—1) высокоглиноземистые (аГ = 1—2) и весьма
высокоглиноземистые (al' = 2 — 4,5) трахиты. Для трахитов, принадлежащих калиево-натриевой
серии, коэффициент агпаитности изменяется от 0,5 до 0,85, а в трахитах калиевой
серии он колеблется от 0,85 до 0,90.
Химический состав трахитов отдельных регионов приведен в табл. 120. Как видно
из последней, наименьшие содержания кремнезема характерны для трахитов тежсар-
ского комплекса Малого Кавказа и Байкальской рифтовой зоны, а наибольшие — для
трахитов Италии. По сравнению с горными породами семейств трахиандезибазальтов—
латитов и трахиандезитов — кварцевых латитов трахиты обладают более высоким
содержанием суммы щелочей (см. табл. 120).
Разновидности трахитов выделяются по количественному содержанию темноцветных
минералов, видовому их составу, реже по характерному калиево-натриевому
полевому шпату, плагиоклазу или другому минералу. По количественному содержанию
темноцветных минералов выделяются: лейкотрахит (М < 10), мезократовый трахит (М =
= 10—25), меланотрахит (М > 25).
В соответствии с характерным темноцветным минералом среди трахитов
различаются титанавгитовые, авгит-роговообманковые (гибелит), авгит-биотитовые, рого-
вообманково-биотитовые, биотит-роговообманковые (драконит) разновидности. Все
е — роговообманковый трахит. В фенокристаллах — бурая роговая обманка с опацитовой
каймой, магнетит и олигоклаз. Основная масса состоит из калиевого полевого шпата и олигоклаза.
Франция, Большой Саркуи, Овернь. d = 2,6 мм (Заварицкий, 1956);
ж — авгитовый трахит. Порода состоит почти целиком из крупных кристаллов санидина.
Единичные кристаллы авгита и магнетита. В промежутках — микролиты санидина, олигоклаза и стекла,
tf = 2,6 мм (Заварицкий, 1956);
з — метатрахит порфировый со сферолитовой структурой. Фено кристаллы калиевого полевого
шпата. -Основная масса состоит из хорошо образованных сферолитов калиевого полевого шпата,
между которыми расположены ксеноморфные выделения хлорита, развивающегося по стеклу.
Урал, гора Лисья. с/ = 2,5мм (Заварицкий, 1956)
435
Таблица 120. Химический состав трахитов (в вес. '
Компоненты
SiO2
ТЮ,
AI2O3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
Число
анализов
1
62,7
0,53
17,20
3,14
1,30
0,19
0,69
1,43
6,74
4,11
Нет
данных
2
58,49
0,68
18,32
1,33
3,03
0,2
1,74
2,03
4,59
5,93
61
3
60,85
0,65
19,97
2,75
1,84
0,15
1,06
1,79
5,28
5,77
11
4
57,03
1,42
18,43
3,99
2,81
0,06
2,24
2,74
6,41
2,76
6
5
55,15
0,64
20,51
2,58
2,36
0,24
1,08
3.24
3.53 •
8.38
11
6
61,43
0,38
18,34
2,50
1,48
0,10
0,94
1,65
5,48
5,22
6
7
58,73
1.87
17,42
4,05
0,31
0,08
0,54
1,07
2,25
10,51
18
8
66,14
1,03
16,39
2,10
0,17
0,04
0,49
0,51
2,18
8,90
10
1, 16, 17 — среднее для трахита: 1 — по И. Муиру и С. Тилли (Muir, Tilley, 1961), 16 — по С. Нок-
кольдс (Nockolds, 1954), 17 — по автору; 2, 3 — район Тагила, Урал (Чурилин, Малахова, 1973); 4 —
дворецкий комплекс, там же (Магматические формации СССР, 1979) ; 5 — тежсарский комплекс,
Армения (Магматические формации СССР, 1979) ; 6 — антон-тарамский комплекс, Донбасс
(Лебединский, Кириченко, 1973) ; 7, 8 — наманинский комплекс, Патомско-Вилюйский район. Восточная Си-
они пользуются наибольшим распространением в природе. Реже наблюдаются авгит-оли-
виновые (арзеит, арсоит),. биотит-авгитовые (сансиит), роговообманково-авгитовые
(базальто-трахит), биотит-гиперстеновые, гиперстеновые, авгит-гиперстеновые, энста-
титовые, оливиновые (чиминит, фортунит), флогопит-энстатитовые (трахит фортуни-
товый), флогопитовые трахиты. Ряд исследователей считает необходимым выделять
разновидности по другим минералам, характерным для некоторых трахитов, например,
анортоклазовые, санидиновые (риаколит), санидин-олигоклазовые, олигоклазовые
(долит, плагиотрахит), сколецитовые, тридимитовые, а также кварцсодержащие.
Стекловатые разновидности трахитов описываются как гиалотрахиты (витротрахит, витро-
фир, метаболит, псевдобазальт). Они пользуются крайне ограниченным
распространением. Заметим, что трахиты, принадлежащие к калиевой серии, являются лепидомела-
новыми. Кроме того, разновидности выделяются по структуре и содержанию Н2О —
трахитовые обсидианы и пемзы; они встречаются редко. Палеотипные порфировые
трахиты некоторые исследователи описывают как кератофиры, ортоальбитофиры, орто-
фиры, бескварцевые плагиопорфиры, ортоклазовые порфиры, полевошпатовые
порфиры, слюдяные порфиры.
Формы залегания. Трахиты наблюдаются в лавовых, жерловых, экструзивных,
субвулканических и пирокластических фациях. Они слагают потоки, купола, жерла, некки,
трещинные интрузии, лакколитоподобные тела, силлы, дайки, сопровождают
излияния базальтов в виде побочных экструзий. Для метатрахитов (палеотипных трахитов
или ортофиров), если они принадлежат к фации подводных подушечных лав, характерно
линейное или площадное распространение. Обычно же они проявляются в виде покро-
436
9
58,84
1,26
16,24
4,36
3,68
0,15
2,08
4,04
4,1
4,55
8
10
61,79
0,97
15,75
3,27
1,78
0,10
1,42
1,90
1,40
11,38
5
11 I 12
I
58,99 58,54
0,40 0,93
17,85 18,51
2,63 3,58
4,78 2,59
0,24 0,15
0,62 0,84
1,85 2,67
6,42 6,52
5,12 ' 5,3
12 20
13
55,35
1,20
17,88
2,64
5,20
0,18
2,17
3,58
5,62
4,15
2
14
63,97
0,80
16,69
2,80
1,41
0,08
1,08
2,72
5,26
4,81
Нет
данных
15
61,7
0,5
18,0
3,3
1,5
0,2
0,4
1,2
7,4
4,2
5
16
58,31
0,66
18,05
?,54
2,02
0,14
2,07
4,25
3,85
7,38
24
17
62,12
2,5
0,73
0,32
15,92
2,08
3,03
1,28
3,14
Т1Г
0,22
0,11
0,69
0,48
2,02
0,84
6,12
1,51
4,48
1,79
26
бирь (Магматические формации СССР, 1979) ; 9, 10 — коготокско-дельканский комплекс, Маймеча-
Котуйская провинция, Сибирь (Егоров, 1970) ; 11—13 — хр. Удокан, Байкальская рифтовая зона
(Киселев и др., 1979) ; 14 - Венето, Италия (De Vecchi et al., 1976); 15 — Гавайи (MacDonald, 1968).
Примечание. Н2О, СО2 и другие компоненты — 2—4% (ан. 2,4—8,13) .
вов и силлов. Для них характерна столбчатая отдельность, в более грубой форме
проявляющаяся и в лакколитообразных телах. В телах неправильной формы развита
полигональная отдельность. В древних областях тела трахитов имеют обычно лайковую форму.
В трахитах наблюдаются включения ультраосновных пород (Wright, 1971; Киселев
и др., 1979), отвечающие по составу верлитам и керсутит-клинопироксен-плагиоклазо-
вым породам, а также мегакристаллы моноклинного пироксена, анортоклаза, керсу-
тита.
Регионы распространения. Трахиты наблюдаются в складчатых областях и на
платформах. Они распространены шире, чем их плутонические эквиваленты. В складчатых
областях трахиты формируются в геосинклинальную, орогенную и субплатформенную
стадии (Старков, 1960; Сергиевский, 1971). С позиций новой глобальной тектоники
(Червяковский, 1972; Штейнберг, 1974) считается, что они образовались в переходную
"островодужную" (Иванов и др., 1974) или в "предостроводужную" (Власов и др.,
1976) стадии развития земной коры.
В СССР трахиты известны в Карпатах (петрошский комплекс), на Украине (волно-
вахский и збраньковский комплексы), в Крыму, Большом Кавказе (джалпакский,
хуламский, головинский комплексы), Урале (туринский, трошинский, щегровитский,
навышинский, пагинский, мокросынинский, московский комплексы), Казахстане
(ишимский, курганский комплексы). Западном Тянь-Шане, Забайкалье, Корякском
нагорье. Байкальской рифтовой зоне, Приморье, Алдане и в других районах. Они
развиты в Болгарии (Родопы), Венгрии (Токайскиегоры), Франции (Центральный
Французский массив), ФРГ (Эйфель, Зибенгебирге), Италии (вулканы Сомма-Везувий,
437
Этна), на Канарских, Азорских, Галапагосских островах, на о-ве Гваделупа, Гавайских
островах, в Заире, Кении, Нигерии, Австралии (штат Виктория), США (Колорадо,
Юта, Миннесота), Швеции, Англии, Монголии и др. Трахиты обнаружены и на дне океана
за пределами зоны, переходной от континентов к океану (Рудник и др., 1979). В составе
базальт-трахитовых ассоциаций они отмечены на Гавайских островах и в подводном
поднятии Маркус-Неккер в Тихом океане (Фролова и др., 1979).
Принадлежность к формации. Трахиты наблюдаются в составе латит-трахитовой
(данные Кононовой и др.), трахибазальт-трахиандезит-трахириолитовой или трахиба-
зальт-трахириолитовой формаций, а также в составе формации "калиевых" базальтов —
трахитов (Магматические формации СССР, 1979; Карта геологических..., 1971).
В соответствии с принадлежностью к контрастной трахибазальт-трахириолитовой
или дифференциррванной трахибазальт-трахиандезит-трахириолитовой формациям
генезис wx, считается мантийным или смешанным корово-мантийным. В тех случаях, когда
в трахитах встречаются ксенолиты ультраосновных пород, их рассматривают как
мантийные образования (Wright, 1971; Киселев и др., 1979).
Металлогения и практическое значение. Металлогеническая роль трахитов пока не
ясна, хотя в них иногда размещаются месторождения железа, марганца, меди, золота
и полиметаллов. С железистыми- трахитами тесно связаны месторождения магнетито-
вых руд (Lundberg, Smellie, 1979). Некоторые исследователи с трахитоидными диффе-
ренциатами вулкано-плутонических комплексов андезит-базальтовой формации
генетически связывают золоторудные месторождения (Металлогеническая специализация...,
1971).
При субаэральном выветривании трахитов по ним образуются бентонитовые глины.
Под влиянием послевулканических фумарольных процессов они нередко
преобразуются в алуниты.
Трахиты благодаря их пористости широко используются в строительстве. Некоторые
разности трахитов находят применение в качестве декоративного материала.
Плутонические породы
Плутонические средние породы субщелочного ряда имеют те же пределы колебаний
содержаний SiO2 E3 - 64) ± 2% и суммы щелочей от 5- 7,5 до 9,0- 14%, что и
вулканические породы этого же ряда. Они представлены тремя семействами: 1) субщелочных
диоритов — монцонитов, 2) субщелочных кварцевых диоритов -- кварцевых монцони-
тов, 3) сиенитов.
Семейство субщелочных диоритов — монцонитов
Горные породы этого семейства имеют меньшее распространение, чем диориты.
Содержание SiO2 в них составляет 53 — 57%, редко оно снижается до 52%. Главным их
отличием от диоритов нормального ряда является более высокое содержание суммы
щелочей и обязательное присутствие калиево-натриевого полевого шпата, количественное
содержание которого обусловливает отнесение горной породы к тому или другому виду,
а именно: субщелочному диориту, монцодиориту или монцониту. Последний вид горных
пород этого семейства имеет наибольшее распространение.
Субщелочной диорит
Плутоническая порода — химический аналог трахиандезибазальта. Может постепенно
переходить в диориты, субщелочные кварцевые диориты и монцодиориты.
Внешний облик, текстура. Серая, розовато-серая, кристаллическизернистая,
крупно-, средне-, мелко- и тонкозернистая, равномернозернистая, неравномерно-
зернистая, реже порфировидная порода. Текстура массивная, изредка такситовая.
Минеральный состав, структура, последовательность кристаллизации.
Главными минералами субщелочного диорита являются плагиоклаз, амфибол, биотит,
пироксены (редко) и калиево-натриевый полевой шпат (табл. 121).
Второстепенные минералы — магнетит, ильменит, апатит, титанит, циркон, реже ортит,
кварц; редко присутствуют ксенотим, монацит, анатаз, гранат, турмалин. Из вторичных
минералов обычны хлорит, эпидот, вторичный магнетит, альбит, серицит, лейкоксен.
Плагиоклаз представлен идиоморфными и неправильной формы зернами, обычно
зонален. В центральных частях зональных зерен он варьирует по составу от андезина до
438
Таблица 121. Количественный минеральный состав (в об.
(Азимов и др., 1970)
субщелочных диоритов Узбекистана
Номер
п/п
Массив
Число
подсчетов
Плагиоклаз
Калиево-
натрие-
вый
полевой
шпат
Амфибол
Биотит
Кварц
Акцессорные и
рудные
минералы
Вторичные
минералы
1
2
3
4
Ачинский
Карабатский
Восточно-Ша-
васский
Карабгусский
15
14
8
16
59.1
65,9
62,6
59,7
0,9
1,6
3,0
2,4
22.0
18,7
7,8
8,3
10.3
2.3
16.5
18,6
1.8
3.9
4.2
3,2
1,9
4,5
3,7
2,6
4,0
3,1
4,0
5,1
Лабрадора (Ап60), а в периферических — от олигоклаза (Ап25) до андезина (Ап30)-
Обычна нормальная зональность, реже отмечается обратная зональность. Для
субщелочных диоритов наиболее характерен плагиоклаз состава Ап3б-45- Содержание его
колеблется от 59 до 95%.
Моноклинный пироксен — авгит —наблюдается в идиоморфных зернах; встречается
неповсеместно. Он обычно обрастает роговой обманкой или биотитом.
Амфибол — обыкновенная роговая обманка (железистость до 62%) — наблюдается в
виде идиоморфных и неправильных зерен.
Биотит встречается неповсеместно. Обычно он идиоморфный, реже образует
чешуйки неправильной формы. По химизму принадлежит к истонит-сидерофиллитовой серии;
характеризуется высокой температурой кристаллизации порядка 750—650, редко 850—
800° С (Азимов и др., 1970).
Калиево-натриевый полевой шпат обычен в виде ксеноморфных зерен, реже зерен
таблитчатой формы. Принадлежит он нерешетчатым микроклин-пертитам или ортоклаз-
пертитам с высским углом оптических осей. Часто обрастает плагиоклаз с образованием
мирмекитов по границе зерен последнего. На полю калиево-натриевого полевого шпата
в субщёлочном диорите приходится до 10% общей суммы полевых шпатов.
Кварц наблюдается в виде зерен неправильной, овальной, реже изометричной формы.
Рудные минералы (магнетит, ильменит), а также апатит, титанит, циркон, ортит,
ксенотим, монацит, анатаз, гранат и турмалин образуют зерна идиоморфной или
неправильной формы. Содержание магнетита может достигать 1—4,5%. Вторичные
изменения пород проявляются в развитии хлорита и вторичного магнетита по биотиту и
роговой обманке, альбита, серицита и эпидота по плагиоклазу. Эпидот может развиваться
и по темноцветным минералам. В рудных полях по всем породообразующим
минералам, кроме кварца, развивается карбонат, а биотит замещается мусковитом. Степень
развития этих минералов зависит от интенсивности поздних метасоматических
процессов.
Структура субщелочных диоритов, как и диоритов нормального ряда, гипидиоморф-
нозернистая (см. рис. 70, д).
Плагиоклаз, являясь главным породообразующим минералом, создает основной
остов структуры. Темноцветные минералы выполняют обычно промежутки между его
зернами. В зависимости от того, равномернозернисты или неравномернозернисты
горные породы, исследователями выделяется одна или несколько генераций главных и
второстепенных минералов. В относительно равномернозернистых разновидностях на долю
минералов первой генерации приходится до 30% объема пород, а в резко порфировид-
ных их содержание увеличивается до 50%. В порфировидных разновидностях крупные
зерна представлены-плагиоклазом и темноцветными минералами с включениями
рудных и акцессорных минералов; в более мелкозернистой части породы наряду с ними
развиты калиево-натриевый полевой шпат и кварц. Последние два минерала обычно
ксеноморфны и крайне редко образуют графические срастания, в которых
калиево-натриевый полевой шпат существенно преобладает над кварцем.
При наличии одного поколения минералов, судя по их взаимоотношению,
кристаллизация минералов в субщелочных диоритах осуществлялась по следующей схеме:
плагиоклаз -*¦ пироксен -*¦ роговая обманка -* биотит -> калиево-натриевый полевой
439
Таблица 122. Средний химический состав субщелочных диоритов (в вес. %)
Компоненты
SiO2
ТЮ,
AI2O3
Fe2O3
FeO
1*
55,46
0,94
16,92
2,73
4,80
2*
54,82
0,44
18,47
2,95
4,32
3*
56.12
0,72
16,68
2,71
4,66
4* | Компоненты
53,17 MnO
0,76 MgO
20,72 CaO
3,33 Na, О
3,62 K2*O
Число анали
зов
1*
0,13
4,44
7,33
3,63
2,41
14
2*
0,07
3,51
6,82
4,18
2,60
22
1
3*
0,12
3,44
6,22
4,27
1,51
23
4*
0,16
2,47
7,00
4,58
2,26
15
* Ранее описывались как диориты.
1 — среднее для субщелочного диорита (Розенбуш 1934): 2 — Узбекистан (Азимов и др., 1970) ;
3 — ^Забайкалье (Изох и др., 1967); 4— район Тагила, Урал (Чурилин, Малахова, 1973) .
Примечание. Н2 О", СО2 и другие компоненты — 3,55% (ан. 3).
шпат ->¦ кварц. В случае присутствия двух поколений минералов последовательность
кристаллизации была такова: плагиоклаз I ->¦ пироксен -> роговая обманка I -»• биотит I
с включенными в него рудными и акцессорными минералами -»¦ плагиоклаз II -*¦
роговая обманка II -> биотит II (совместно с акцессорными минералами) -* калиево-натри-
евый полевой шпат -»• кварц. Последний иногда содержит включения игольчатого
апатита. В случае микрографических прорастаний калиево-натриевого полевого шпата и
кварца их кристаллизация была одновременной.
Химический состав. По Химическому составу, как уже отмечалось, субщелочные
диориты являются эквивалентом трахиандезибазальтов. Они обладают близкими
колебаниями главных породообразующих окислов (см. табл. 105, 106). По
соотношениям Na2O и К2О выделяются натриевые (Na2O/K2O > 4) и калиево-натриевые
(Na2O/K2O = 0,4—4) серии. Последние пользуются наибольшим распространением. По
коэффициенту глиноземистости они соответствуют умеренноглиноземистым (al' =
= 0,75— 1), высокоглиноземистым (аГ = 1—2) и весьма высокоглиноземистым (а)'=
= 2—3) породам. Натриевые серии субщелочных диоритов являются только весьма
высокоглиноземистыми, тогда как среди калиево-натриевых наблюдаются как
умеренно-, высоко-, так и весьма высокоглиноземистые. Коэффициент агпаитности в
субщелочных диоритах колеблется от 0,24 до 0,40, т.е. эти породы частично перекрываются
с диоритами нормапьного ряда; в целом же значения коэффициента агпаитности
субщелочных диоритов более высокие.
Средний состав субщелочных диоритов мира и отдельных его регионов приведен в
табл. 122, из которой отчетливо видно, что по сравнению с диоритами нормального ряда
эти горные породы богаче Na2O, К2О и А12Оз при сходных содержаниях других
главных породообразующих окислов.
Разновидности субщелочных диоритов выделяются по степени их зернистости,
содержанию или преимущественному развитию тех или иных темноцветных минералов.
Среди субщелочных диоритов наблюдаются крупно-, средне-, мелко-, тонкозернистые,
равномернозернистые, неравномернозернистые, порфировидные разновидности. В
зависимости от содержания темноцветных минералов они могут быть лейкократовыми
(М < 25), мезократовыми (М = 25 — 30) или меланократовыми (М>30).
По характерному темноцветному минералу выделяются роговообманковый, рого-
вообманково-биотитовый, биотитовый, пироксеновый (авгитовый), пироксен-рогово-
обманково-биотитовый субщелочной диорит. Первые три разновидности пользуются
наибольшим распространением. Субщелочные диориты нередко называют банатитами.
Формы залегания. Субщелочные диориты редко образуют самостоятельные массивы.
Чаще они наблюдаются в сложных массивах, где нередко связаны постепенными
переходами с гранитоидамитч монцонитоидами через ряд промежуточных разновидностей
пород. Нередко в них присутствуют ксенолиты глубинного происхождения
преимущественно роговообманкового, роговообманково-биотитового или биотитового
состава. Формируются субщелочные диориты на орогенной стадии развития складчатых
областей позднее диорит-тоналит-плагиогранитных интрузивов. В монцонитоидных интру-
440
зивах они слагают краевые зоны или более ранние фазы. Самостоятельные тела
субщелочных диоритов представлены мелкими штоками, лакколитами и дайками.
Пегматитовые образования в них наблюдаются редко.
Регионы распространения. Эти горные породы распространены как в складчатых
областях, так и в зонах активизации. На территории СССР они широко представлены в
диорит-гранодиоритовых и диорит-гранодиорит-монцонитовых интрузивах. Как
самостоятельный вид субщелочные диориты известны в Джунгаро-Балхашской складчатой
области, где они входят в состав топарского и мамантасского комплексов,
Узбекистане (в юго-западных отрогах Чаткальских гор, Карамазаре и др.), Забайкалье в составе
шахтаминского, амуджикано-сретенского, аманинского комплексов, на Горном Алтае
(яломанский комплекс), в Становой области, Сихотэ-Алине, Монголо-Охотской зоне,
на Северо-Востоке СССР (охотский комплекс). Малом Кавказе и др. Они
распространены также в Северной и Южной Америке и других района мира.
Принадлежность к формации. Субщелочные диориты присутствуют в составе диорит-
гранодиоритовой и диорит-гранодиорит-монцонитовой формаций (Магматические
формации СССР, 1979). Отметим, что при характеристике вышеуказанных формаций
диориты и субщелочные диориты еще не были разделены на два вида.
Металлогения и практическое значение. С субщелочными диоритами связывается
медная и свинцово-цинковая минерализация, реже оловянная. Практическое
применение они находят главным образом в строительстве.
Монцодиорит
Плутоническая порода промежуточного состава между субщелочным диоритом и мон-
цонитом. По химическому составу близка трахиандезибазальту.
Внешний облик, текстура. Серая, темно-серая, зеленовато-темно-серая, кристалли-
ческизернистая порода, крупно-, средне-, мелко- и тонкозернистая, равномернозернис-
тая, реже порфировидная с массивной текстурой.
Минеральный состав, структура, последовательность кристаллизации. Главными
минералами монцодиорита являются плагиоклаз (составляет 65—90% суммы полевых
шпатов), моноклинный пироксен, роговая обманка, биотит, калиево-натриевый
полевой шпат (табл. 123). Из второстепенных минералов наблюдаются кварц, магнетит,
апатит, титанит, циркон, редко оливин. Вторичные минералы: хлорит^ вторичный
магнетит, альбит, серицит, эпидот.
Плагиоклаз образует зерна таблитчатой, идиоморфной и неправильной формы. По
составу он изменяется обычно от андезина до Лабрадора (An3o-sO' реже более
основной) или олигоклаза. Иногда встречаются зональные кристаллы. Зональность
нормальная, реже обратная.
Моноклинный пироксен — авгит, наблюдается в виде короткопризматических или
неправильной формы зерен, которые иногда обрастают роговой обманкой или
биотитом.
Амфибол — обыкновенная роговая обманка, выделения которой имеют таблитчатую
или неправильную форму и иногда обрастают биотитом.
Биотит образует неправильной формы чешуйки и принадлежит к более железистым,
чем в габбро, слюдам (Bondi et al., 1976—1977).
Калиево-натриевый полевой шпат (ортоклаз-перт.ит или нерешетчатый микроклин-
пертит) выделяется в виде зерен неправильной, реже идиоморфной или таблитчатой
формы. Часто обрастает плагиоклаз. Содержание калиево-натриевого полевого шпата
составляет от 10 до 35% суммы полевых шпатов.
Кварц наблюдается неповсеместно в виде зерен неправильной, реже изометричной
формы.
Магнетит, апатит, титанит, циркон наблюдаются в типичных для них идиоморфной
или неправильной формы зернах. В некоторых разновидностях наблюдаются реликты
зерен оливина крайне неправильной формы. Обычно он почти полностью замещен
вторичными минералами.
Из вторичных минералов по биотиту и роговой обманке развиваются хлорит и
вторичный магнетит, по плагиоклазу — альбит, наряду с серицитом и эпидотом.
Структура монцодиоритов гипидиоморфнозернистая.Основу ее рисунка, как и в
субщелочных диоритах, создает главным образом плагиоклаз, промежутки между
зернами которого выполнены темноцветными, акцессорными минералами и калиево-натри-
441
Таблица 123. Количественный минеральный состав монцодиоритов (в об. '
Номер п/п
1
2
3
4
Местоположение
Центральный Казахстан
Малый Кавказ, Мегри-Ордубад-
ский массив
Не приведено
То же
Плагиоклаз
54,9-61,9
50-70,5
56
57
Калиево-нат-
риевый
полевой шпат
9,7-19,7
10-16
12
16
*
Пироксен
0-3
14
12
евым полевым шпатом. Распределение минералов обычно неравномерное: магнетит и
акцессорные минералы ассоциируют с темноцветными минералами, а калиево-натрие-
вый полевой шпат — с кварцем. В зависимости от зернистости наблюдается одна или две
генерации одноименных минералов. При этом отмечается следующая направленность
кристаллизации в горной породе в момент ее формирования. Первым, по-видимому,
кристаллизовался плагиоклаз, а в оливинсодержащих разновидностях, возможно, и
оливин. Далее появлялись темноцветные минералы втакой последовательности: авгит -»¦
роговая обманка -*¦ биотит.. Заканчивалась кристаллизация калиево-натриевым
полевым шпатом, а иногда и кварцем. Кристаллизация рудных и акцессорных минералов,
судя по их включению в салические и мафические минералы, продолжалась до
появления кварца. В порфировидных и неравномернозернистых разновидностях среди
минералов второй генерации присутствуют плагиоклаз, роговая обманка, биотит, калиево-нат-
риевый полевой шпат, кварц, акцессорные и рудные минералы, кристаллизующиеся
в той же последовательности, как и в равномернозернистых разновидностях.
Химический состав. По химическому составу монцодиориты, как и субщелочные
диориты, близки к трахиандезибазальтам. Пределы колебаний главных
породообразующих окислов в монцодиоритах даны в табл. 106. По величине соотношения
Na2O/K2O в отличие от субщелочных диоритов они принадлежат только к калиево-
натриевой (№2О/К2О = 0,4 — 3) серии. По коэффициенту глиноземистости они
соответствуют умеренноглиноземистым (at' = 0,75 — 1), высокоглиноземистым (аГ = 1 — 2)
и весьма высокоглиноземистым (al' = 2 — 3) разновидностям^. По коэффициенту агпа-
итности монцодиориты близки субщелочным кварцевым дио'ритам. Его величина
колеблется от 0,23 до 0,45.
В геологической литературе монцодиориты часто описываются под названием "еие-
нито-диориты", "гребаиты" или "мбнцониты". Химический состав монцодиоритов
отдельных регионов приведен в табл. 124.
Таблица 124. Химический состав монцодийритов (в вес. '
Компоненты
1*
Компоненты
2*
SiO2 54,84 55,98 53,40 55,23
ТЮ2 1,25 0,76 1,06 1,00
AI2O3 17,63 17,80 17,95 17,88
Fe2O3 1,86 2,69 1,48 2,85
FeO 6,39 3,39 6,64 4,36
MnO
MgO
CaO
Na2O
K,O
0,09
3,84
7,40
3.18
3,04
0,12
3,38
5,28
3,33
3,91
0,11
5,10
5,92
3,79
2,38
0,10
3,20
5,83
4,39
3,00
* Ранее описывались как сиенито-диориты.
1 _ Кураминский хр., Узбекистан (материалы О.П. Елисеевой, Морковкина, 1964) ; 2 — Чаткаль-
ский хр., тэ-м же (материалы И.М. Воловиковой, Морковкина, 1964) ; 3 — бассейн р. Кубани,
Северный Кавказ (материалы Г.Д. Афанасьева, Морковкина, 1964) ; 4 — мартайгинский комплекс,
Кузнецкий Алатау (среднее из 85 ан., Хомичев, 1975) .
Примечание. Н2О*, СО2 и другие компоненты — 3—4% (ан. 2—4) .
442
Роговая
обманка
Биотит
Кварц
Акцессорные
и рудные
минералы
Автор или литературный
источник, авторское название породы
- 2,7-3,4 0,3—1,6 СВ. Ефремова
0-9 0—1 0,5-4,1 То же
— — — Юбельт, Шрайтер, 1977, "гребаит"
10 3 2 То же, "авгитовый сиенито-дио-
рит"
21-25
15-18
Ед. з.
Разновидности монцодиоритов, как и других видов плутонических горных пород,
выделяются по степени зернистости породы, содержанию темноцветных минералов и
характерному минералу. Среди них наблюдаются крупно-, средне-, мелко-,
тонкозернистые, равномернозернистые, неравномернозернистые, порфировидные разновидности. По
содержанию темноцветных минералов различаются лейкократовые монцодиориты
(М < 15), мезократовые (М = 15 — 30) и меланократовые (М> 30, до 45).
В зависимости от развития того или иного характерного минерала или нескольких
из них монцодиориты получают соответственные наименования: авгитовый, биотито-
вый, биотит-авгитовый (гребаит, типа Греба), олигоклаз-авгитовый оливинсодержащий
(каунит), пироксен-роговообманково-лепидомелановый (кьелсосит), роговообманко-
вый . Наибольшим распространением пользуются первые три разновидности.
Формы залегания. Монцодиориты проявляются на орогенной стадии развития
складчатых областей, а также связаны с развитием магматизма в зонах активизации. Они
слагают мелкие штоки и дайки, редко образуют более крупные тела. Обычно
монцодиориты наблюдаются в сложных диорит-гранодиорит-монцонитовых массивах,
обнаруживая как постепенные, так и резкие контакты с субщелочными диоритами и монцони-
тами. Они часто содержат ксенолиты преимущественно пироксенового и биотитового
состава и в этих участках характеризуются наиболее изменчивыми соотношениями
минералов.
Регионы распространения. Монцодиориты имеют достаточно широкое
распространение. Как самостоятельный вид горных пород они описаны в Казахстане в составе топар-
ского, кокдомбакского и саякского комплексов (Ефремова, 1977) и на Малом
Кавказе, где участвуют в строении сложного полихронного Мегри-Ордубадского плутона
(Ефремова, 1981). Встречаются они на Большом Кавказе, в Узбекистане, на Дальнем
Востоке, в Кузнецком Алатау в составе мартайгинского и карлыганского комплексов
и других районах СССР. Монцодиориты известны в Северной и Южной Америке, ГДР,
Норвегии (район Осло) и других местах. t
Принадлежность к формации. В настоящее время монцодиориты относятся к дио-
рит-гранодиоритовой формации (Магматические формации СССР, 1979), хотя
представляется целесообразным выделять ^гмостоятельную диорит-гранодиорит-монцонитовую
формацию.
Металлогения и практическое значение. Монцодиориты являются благоприятной
средой для отложений медной, молибденовой и золоторудной минерализации
(Ефремова, 1981).
Монцодиориты используются в дорожном и монументальном строительстве.
Монцонит
Плутоническая порода — по химическому составу аналог латита. Горная порода
получила свое название по находке на горе Монцони в Северной Италии и в 1895 г. впервые
описана Р. Брёггером. Одни исследователи (Юбельт, Шрайтер, 1977) рассматривают
этот вид горной породы в семействе сиенита, другие — описывают его под названием
сиенито-диорит (узбекские геологи) или адамеллит (Куплетский, 1953). По петрохи-
мическим характеристикам эти породы принадлежат семейству субщелочных диоритов-
монцонитов и отличаются от монцодиоритов соотношением калиево-натриевого поле-
443
Таблица 125. Количественный минеральный состав монцонитов (в об. %)
Номер п/п
1
2
3
4
5
6
7*
8*
* Описань
Местоположение
Алтай
Западный склон Урала
Грузия
Мейсенская провинция,
ГДР
Тироль, Австрия
Гора Витоша, Болгария
Не приведено
То же
как сиенито-диориты.
Плагиоклаз
40
33
44
32
32
36,5-38,0
35.5
33
43
Калиево-натрие-
выи полевой
шпат
20
35
48
44
30
36,5-52
45,4
32
32
Пироксен
10-15
Ед.з.
5
—
обманка
10-25
11
15
2,9-16,3
8,4
24
Ед.з.
Ед.з.
15
вого шпата и плагиоклаза при близких содержаниях главных породообразующих
окислов и более высоком содержании К2О.
Внешний облик, текстура. Темно-серая, серая, розовато-серая, кристаллическизернис-
тая порода, грубо-, крупно-, средне-, мелко-, тонкозернистая, равномерно-, неравномер-
нозернистая и порфировидная. Текстура массивная, реже такситовая и трахитоидная.
Минеральный состав, структура и последовательность кристаллизации. Главными
минералами монцонитов являются плагиоклаз, калиево-натриевый полевой шпат,
пироксен, амфибол, биотит (табл. 125) ¦ Из второстепенных минералов наблюдаются
кварц, магнетит, ильменит, апатит, титанит, циркон, ортит, анатаз, крайне редко оливин.
Из вторичных минералов обычно присутствуют хлорит, вторичный магнетит, эпидот,
альбит, серицит, лейкоксен.
Плагиоклаз наблюдается в зернах идиоморфной и неправильной формы. По
составу он обычно соответствует Апзо_5О' реже более основной. Иногда он представлен оли-
гоклазом (Ап18_2о)- Обычно не зонален, реже встречаются зональные кристаллы,
ядра которых сложены An56-s7- средние зоны — Ап35-з7- а краевые — Ап37-28-
Обычно плагиоклаз присутствует в двух генерациях. Вторая генерация по составу
соответствует краевым зонам зональных кристаллов или олигоклазу.
Плагиоклаз I и II генераций обладает двойниковым строением по альбитовому,
карлсбадскому и альбит-карлсбадскому законам. Содержание плагиоклаза в породе
составляет 35—65% общей суммы полевых шпатов.
Калиево-натриевый полевой шпат — ортоклаз-пертит или нерешетчатый микроклин-
пертит — образует зерна крайне неправильной формы, имеет неравномерное
распространение в породе и может присутствовать в тех же количествах, что и плагиоклаз,
составляя 35—65% общей суммы полевых шпатов. Он часто включает зерна плагиоклаза и
темноцветных минералов, и форма его зерен зависит от формы зерен других минералов.
Оливин крайне редок, образует зерна неправильной формы. Моноклинный
пироксен — авгит — наблюдается неповсеместно в виде зерен идиоморфной формы. Реже
отмечаются салит (Ермолов, 1977), диопсид.
Амфибол — обыкновенная роговая обманка — образует зерна неправильной и
идиоморфной формы. Последние обычно обладают двойниковым строением. Двойники
простые. Наибольший идиоморфизм характерен для зерен, включенных в
калиево-натриевый полевой шпат совместно с акцессорными минералами. Амфибол иногда
представлен разностями переходного состава между обыкновенными роговыми обманками
и амфиболами ряда парагсит— феррогастингсит (Флеров, Колосков, 1976).
Биотит встречается реже, чем роговая обманка, в виде неправильной формы чешуек.
Железистость обычно до 50%.
Общее содержание темноцветных минералов в породе 0—40%.
444
Биотит
Кварц
Акцессорные и
рудные
минералы
Вторичные
минералы
Литературный источник
Ед.з.
18
(включая
мусковит)
1
1
15
1,5-5,4
5
-
5
5
2,5
1,2-3,8
Ед.з.
Ед. з.
3
3
6
1,3-2
4,03
2,8
1.6
Ермолов и др., 1977
Фишман и др., 1973
Заридзе, Татришвили, 1959
Юбельт, Шрайтер, 1977
Brogger, 1895
Борисов, Борисова, 1958
Юбельт, Шрайтер, 1977
То же
Кварц присутствует неповсеместно в виде крайне неправильных удлиненных или
близких к изометричным зернах, форма которых зависит от формы соседних
минералов. Его содержание не более 5%.
Магнетит, ильменит, апатит, циркон, титанит, ортит наблюдаются в типичных для них
зернах неправильной и идиоморфной формы.
Вторичные минералы развиты неравномерно. Наиболее часто хлорит и вторичный
магнетит развиваются по биотиту, реже по роговой обманке, а альбит, эпидот. серицит —
по плагиоклазу.
Структура монцонитов гипидиоморфнозернистая, реже монцонитовая (рис. 75, а—д).
Основной структурный рисунок породы создается плагиоклазом и калиево-натриевым
полевым шпатом. При неравномерном их распределении отдельные участки породы
содержат включения плагиоклаза и темноцветных минералов в калиево-натриевом
полевом шпате. В других участках наблюдаются обычные соотношения минералов,
подобные уже отмеченным для субщелочных диоритов и монцодиоритов. При этом зональные
и незональные зерна плагиоклаза обрастают калиево-натриевым полевым шпатом с
одной или с двух сторон, а между зернами плагиоклаза располагаются
пироксен,амфибол и биотит. Часто пироксен обрастает биотитом или обыкновенной роговой
обманкой, реже роговая обманка обрастает биотитом. В участках развития темноцветных
минералов концентрируются выделения магнетита, титанита, апатита и реже циркона,
причем последний обычно включен в биотит. Оливин присутствует среди пироксено-
вых зерен. Мельчайшие промежутки между зернами выполнены калиево-натриевым
полевым шпатом, а если в породе появляется кварц, то и кварцем. Наблюдаемые
соотношения дают основание полагать, что в равномернозернистых разновидностях пород
первым кристаллизовался плагиоклаз в виде зональных зерен, затем темноцветные
минералы в такой последовательности: оливин (крайне редко) -> пироксен -* амфибол
и биотит. Все эти минералы захватывались крупными зернами калиево-натриевого
полевого шпата. Если присутствует вторая генерация главных породообразующих
минералов, их кристаллизация характеризуется следующей последовательностью:
плагиоклаз II -»• роговая обманка I! -*¦ биотит II + акцессорные минералы -*¦ калиево-натрие-
вый полевой шпат II, а в тех случаях, когда присутствует кварц, им заканчивалась
кристаллизация монцонита.
В соответствии с термометром Л.Л. Перчука A968), предполагается, что монцониты
кристаллизовались при температуре 750— 760° С (Флеров, Колосков, 1976).
Химический состав. По химическому составу монцониты, как уже отмечалось,
соответствуют латитам (см. табл. 106). По величине отношения Na2O/K2,O они принадлежат
только калиево-натриевой серии (Ма2О/К2О = 0,4 — 3), а по коэффициенту глиноземи-
стости являются умеренноглиноземистыми (аГ = 0,75— 1), высокоглиноземистыми
445
Рис. 75. Монцониты и кварцевые монцониты
а — монцонит. Плагиоклаз (андезин), калиевый полевой шпат в ксеноморфных зернах, авгит,
биотит, акцессорные — магнетит, апатит. Структура монцонитовая. Италия, Тироль, Монцони d =
= 4 мм (Хэтч, 1926);
б — монцонит. Плагиоклаз (андезин), иногда заметно соссюритизирован; калиевый полевой
шпат в ксеноморфных зернах, авгит, биотит, акцессорные - магнетит и апатит. Структура
монцонитовая. Казахстан, Ишим. d ~4 мм (Заварицкий, 1956) ;
в — монцонит. Плагиоклаз, калиево-натриевый полевой шпат в ксеноморфных зернах, авгит,
акцессорные — магнетит, апатит. Центральный Сихотэ-Алинь, Улунгинский массив, верхнее течение
р. Бикин. «У = 1,8 мм (Половинкина, 1966) ;
г - монцонит. Идиоморфные лейсты андезина, ксеноморфный непрозрачно-мутный ортоклаз,
диопсид-авгит частично окаймлен зеленой роговой обманкой и бурым биотитом, небольшое
количество кварца в интерстиципх, акцессорные - рудный минерал, апатит, кварц. Италия Тироль
Монцони. «/ = 2,55 мм (Вильяме и др., 1957);
д - монцонит кварц со держащий. Идиоморфные кристаллы андезина, крупные ксеноморфные
зерна калиевого полевого шпата, роговая обманка, редкие мелкие зерна кварца, акцессорные —
рудный минерал, титанит, игольчатый апатит. США, Невада, Пайн-Нат-Рейндж. d = 2,5 мм (Вильяме
и др., 1957);
Таблица 126. Химический состав монцонитов (в вес. %) .
Компоненты
SiO2
ТЮ2
А), О,
Fe,O,
FeO
1
56,12
1,10
16,96
2,93
4,01
2
55,36
1.12
16,58
2.57
4,58
3
54,09
1,63 .
16,77
3,38
5,06
4
56.2
1,1
16,4
2,2
4,3
Компоненты
МпО
ЩО
СаО
Na,O
К,О
1
0,16
3,27
6,50
3,67
3,76
2
0,13
3,67
6,76
3,51
4,68
3
0,12
1,89
4,86
5.84
3,04
4
0,10
4,10
5,50
4,30
3,90
1,2— среднее для монцонита: 1 — по Р. Дели (Daly, 1933), 2 — по С. Ноккольдс (Nockolds, 1954);
3 — Южный Сахалин (среднее из 10 ан., Семенов, 1975) ; 4 — акатуевский комплекс. Восточное
Забайкалье (Таусон, Захаров, 1974).
Примечание. Н,ОН, СО, и другие компоненты — 3,4% (ан. 3)
(аГ = 1 — 2) и весьма высокоглиноземистыми (аГ = 2 — 6). Этот коэффициент
показывает, что по сравнению с субщелочными диоритами и монцодиоритами в отдельных
разновидностях уменьшается содержание фемических компонентов. Сумма FeiO^ +
+ FeO + MgO в весьма высокоглиноземистых монцонитах колеблется от 3 до 10%.
Соответственно возрастают содержания К2О, а также СаО по сравнению с другими видами
этого же семейства горных пород. Величина коэффициента агпаитности в монцонитах
колеблется от 0,33 до 0,54.
Химический состав монцонитов приведен в табл. 126-. Судя по широким колебаниям
содержаний SiO2 в средних составах монцонитов,приводимых в ряде публикаций
(Заридзе, Татришвили, 1959; Магматические формации СССР, 1979; Le Maitre, 1976, ),
можно предполагать, что при расчетах среднего для монцонита наряду с химическими
анализами типичных монцонитов использовались и анализы кварцевых монцонитов.
Разновидности монцонитов выделяются по степени зернистости пород,
количественному содержанию темноцветных минералов и характерному темноцветному минералу.
Различают грубозернистые, крупно-, средне-, мелко-, тонкозернистые, равномернозер-
нистые, неравномернозернистые и гюрфировидные монцониты. Грубозернистые
разновидности редки; они известны в Мегри-Ордубадском плутоне (Малый Кавказ), где
слагают одну из собственно интрузивных фаз (Ефремова, 1981).
По содержанию темноцветных минералов различаются лейкократовые (М < 15),
мезократовые (М.= 15—25) и меланократовые (кантелленит, аппинит) монцониты
(М > 25 до 40%), а по характерному темноцветному минералу — следующие
разновидности: авгитовый, биотитовый, роговообманковый, диопсид-авгитовый, авгит-ро-
говообманково-биотитовый, биотит-диопсидовый (йогоит, валлеварит), авгит-рогово-
обманковый, оливиновый (редко) монцонит. Из них наиболее распространенными
являются разновидности, содержащие два и три темноцветных минерала одновременно.
Формы залегания. Монцониты образуют как самостоятельные массивы, так и
участвуют в строении сложных интрузивов. В последнем случае они могут иметь как резкие,
так и постепенные переходы к монцодиоритам, сиенитам и кварцевым монцонитам.
Монцониты часто содержат ксенолиты глубинного происхождения, степень переработки
е — кварцевый монцодиорит. Плагиоклаз, авгит, роговая обманка, биотит, кварц, калиево-
натриевый полевой шпат, акцессорные — титанит, апатит, магнетит.Структура гипидиоморнозерни-
стап. ГДР, район Грёба. Увел. 9,6, с анализатором (кол. К Г. Стафеева) ;
ж — кварцевый монцодиорит (деталь строения) . Отчетливо видны две генерации плагиоклаза
и развитие кварца в промежутках между зернами других минералов. Увел. 22, с анализатором;
з — кварцевый монцонит. Плагиоклаз (олигоклаз-андезин) , калиевый полевой шпат, кварц,
авгит, биотит, роговая обманка, акцессорные — ...агнетит, апатит. Гипидиоморфнозернистая
структура. Средняя Азия. Фергана, р. Тава.с/г4,3 мм (Заварицкий, 1956);
и — кварцевый монцонит. Плагиоклаз, калиево-натриевый полевой шпат, биотит, кварц,
магнетит. Гипидиоморфнозернистая структура. ГДР, район Плауэна. Увел. 14, с анализатором (кол.
К. Г. Стафеева)
447
которых обусловливает вариации состава пород. Монцониты часто являются
производными магматических расплавов гранитоидного состава, претерпевших изменения в
процессе ассимиляции известковых или основных пород. Форма массивов штоко-,
лакколито-, дайкообразная. Их очертания в плане имеют овальную, изометрическую
или линейную форму. Площадь массивов - от 1 до 100 км2, а в сложных массивах
и более. Наблюдаемые в монцонитах пегматитовые образования размером до 1 х 2 м
сложены главным образом калиево-натриевым полевым шпатом в ассоциации с
темноцветными минералами.
Регионы распространения. Монцониты проявляются в орогенную стадию развития
складчатых областей, а также в периоды активизации щитов и областей завершенной
складчатости. В СССР они развиты в следующих районах: Северном Тянь-Шане (кокмай-
нокский комплекс), Среднем Тянь-Шане (бабайобский комплекс), Казахстане (кок-
домбакский, южноджунгарский, тлеумбетский и найзатасский комплексы), Рудном
Алтае (сержихинский комплекс), Приаргунье (акатуевский комплекс), Малом
Кавказе, Сихотэ-Алине (удонский комплекс), Центральной Камчатке (габбро-сиенитовый
комплекс). Они известны на Волыни и в других районах (Возрастная и.формационная
корреляция..., 1977, 1978, 1979).
За рубежом монцониты развиты в Северной Италии, Швеции (район Емтланд),
Норвегии (район Осло), Финляндии (район Раутуваара), Болгарии (гора Витоша),
Франции, Йемене, Японии, Австралии, США (Калифорния, Колорадо, Юта и др.), Канаде
(Британская Колумбия) и др. Монцониты встречены и на океаническом дне, в
подводном поднятии Маркус-Неккер, где они ассоциируют с щелочными роговообманковыми
базальтоидами (Кашинцев и др., 1979).
Принадлежность к формации. Монцониты наблюдаются в составе монцонит-сиенито-
вой (Магматические формации СССР, 1979) и диорит-гранодиорит-монцонитовой
формаций. Монцонит-сиенитовая формация, как правило, проявляется за трахиандезитовой
формацией и сменяется во времени гранит-лейкогранитовой.
Металлогения и практическое значение. С монцонитами пространственно связана
вольфрамовая, молибденовая, медная, золотая и полиметаллическая минерализации
гидротермального и скарновогв типа. Сами они находят применение в дорожном
строительстве, а также употребляются для декоративных"целей.
Семейство субщелочных кварцевых диоритов — кварцевых монцонитов
Горные породы семейства субщелочньр< кварцевых диоритов — кварцевых монцонитов
отличаются от кварцевых диоритов более высоким содержанием суммы щелочей
(нижний предел от 5,7 до 7,5%) при том же содержании SiO2 - Верхний предел содержания
суммы щелочей для горных пород этого семейства составляет 8,2—10,5%. Наряду с
калиево-натриевым полевым шпатом они содержат кварц, на долю которого приходится
от 5 до 20% суммы фельзических минералов. Наличие кварца обусловливает более
высокое содержание SiO2 в породах этого семейства по сравнению с горными породами
семейства субщелочных диоритов — 'монцонитов. По количественному содержанию
калиево-натриевого полевого шпата среди горных пород этого семейства выделяется
три вида: 1) субщелочной кварцевый диорит, 2) кварцевый монцодиорит, 3)
кварцевый монцонит. Последний вид горных пород имеет наиболее широкое развитие.
Субщелочной кварцевый диорит
Плутоническая порода, по химическому составу аналог трахиандезита. Может
постепенно переходить в кварцевые монцодиориты, тоналиты и субщелочные диориты.
Последний тип взаимопереходов встречается наиболее часто.
Внешний облик, текстура. Розовато-серая, серая, кристаллическизернистая, крупно-,
средне-, мелко- и тонкозернистая, равномернозернистая, неравномернозернистая, реже
порфировидная порода. Текстура массивная, изредка такситовая.
Минеральный состав, структура, последовательность кристаллизации. Главными
минералами субщелочного кварцевого диорита являются плагиоклаз, амфибол, биотит,
пироксен, кварц и калиево-натриевый полевой шпат (табл. 127). Второстепенные
минералы: магнетит, апатит, циркон, титанит, рутил, ортит. Из вторичных минералов
могут присутствовать хлорит, вторичный магнетит, вторичный титанит, серицит, эпи-
дот, альбит, лейкоксен.
448
Плагиоклаз наблюдается как в виде идиоморфных таблитчатых, так и зерен
неправильной формы. Иногда он зонален. Зональность чаще прямая, редко обратная. По
прямой зональности фиксируется до 5—6 зон с изменением состава от Ап57 До Ап30 в
центральной части зерна до Ап! 8 _ 2 j в краевых зонах. Плагиоклаз составляет > 90% суммы
полевых шпатов.
Моноклинный пироксен — авгит — встречается неповсеместно в виде зерен идио-
морфной формы. При проявлении в горной породе роговой обманки последняя его
обрастает.
Амфибол — обыкновенная роговая обманка титансодержащая — наблюдается в виде
длиннопризматических кристаллов. Она тесно ассоциирует с биотитом, особенно в
краевых и апикальных частях интрузивов.
Биотит образует пластинки таблитчатой формы или неправильной формы чешуйки;
его железистость 40-59%. Часто наблюдаются две генерации биотита, различающиеся по
размерам. В биотите могут присутствовать включения апатита, циркона, монацита, ксе-
нотима, титанита, ортита, причем в более ранней генерации биотита величина зерен
акцессорных минералов меньше, чем во второй. Содержание темноцветных минералов
колеблется от 0 до 35%.
Калиево-натриевый полевой шпат — нерешетчатый микроклин-пертит иногда с
пятнистым угасанием и тонкими пертитовымм вростками или ортоклаз-пертит с большим
углом оптических осей. Количество его составляет до 10% общей суммы полевых
шпатов.
Кварц — ксеноморфен, наблюдается в интерстициях других породообразующих
минералов. В приконтактовых участках интрузивов он изредка наблюдается и во
вкрапленниках в виде единичных зерен неправильной формы.
Акцессорные минералы и магнетит наблюдаются в породе в типичных для
них формах.
Из вторичных минералов отмечаются хлорит, который развивается по биотиту
совместно со вторичным магнетитом, реже по роговой обманке, а также агрегат альбита,
серицита и эпидота, замещающие плагиоклаз. В рудных полях по биотиту развивается
мусковит, а по темноцветным минералам — карбонат, эпидот, реже кварц. Развитие
вторичных минералов неравномерное и обусловлено более поздними метасоматичес-
кими процессами. ,
Структура субщелочных кварцевых диоритов гипидиоморфнозернистая. Основа
структуры определяется плагиоклазом: в промежутках между его зернами развиты
темноцветные минералы, кварц и калиево-натриевый полевой шпат. Обычно
присутствуют две генерации плагиоклаза, роговой обманки, биотита. Моноклинный пироксен
обрастает роговой обманкой или биотитом, и его кристаллизация происходила,
по-видимому, после плагиоклаза первой генерации. Затем следовали роговая обманка I,
биотит I, плагиоклаз в более мелких зернах и более кислого состава совместно с
темноцветными минералами, которые кристаллизовались в следующей последовательности:
роговая обманка II, биотит II, калиево-натриевый полевой шпат и кварц. Последний
выполняет обычно мельчайшие промежутки между зернами других минералов; им
заканчивалась кристаллизация горной породы. Кристаллизация рудного и акцессорных
минералов также была растянутой, судя по тому, что они включены в темноцветные
минералы, и реже — в салические минералы. В последних присутствуют лишь включения
апатита. В крайне редких случаях наблюдается микрографическая структура,
обусловленная направленной кристаллизацией калиево-натриевого полевого шпата
одновременно с кварцем. Также редко в субщелочных кварцевых диоритах наблюдаются
реакционные взаимоотношения плагиоклаза с калиево-натриевым полевым шпатом
с образованием мирмекитов.
Химический состав. По химическому составу субщелочные кварцевые диориты
являются эквивалентом трахиандезитов. Они обладают близкими колебаниями
содержаний главных породообразующих окислов (см. табл. 105, 106). По отношению
Na2O к К2О субщелочные кварцевые диориты принадлежат натриевой (Na2O/K2O>4)
и калиево-натриевой (Na2O/K2O = 0,4—4) сериям. Последние пользуются наибольшим
распространением. По коэффициенту глиноземистости наблюдаются умеренноглино-
земистые (аГ = 0,75 — 1), высокоглиноземистые (аГ = 1 — 2) . и весьма
высокоглиноземистые (al' = 2 — 3,5, реже до 10) разности. Натриевые серии, как и подобные серии
субщелочных диоритов, являются только весьма высокоглиноземистыми. Если в
29. Зак. 971 449
Таблица 127. Количественный минеральный состав субщелочных кварцевых диоритов (в об. %)
Номер п/п
1
2
3
4
5
Местоположение
Узбекистан, Шавас-Беляутин-
ский массив
Там же, Актауский массив
Центральный Казахстан
Кузнецкий Алатау, мартай-
гинский комплекс,
Кожуховский массив
Там же, КундусАольский
Плагиоклаз
61,9
60-65
60,9
65,3
50,6
Калиево-нат-
риевый
полевой шпат
2,4
ДО 6
4
2,6
4,3
Пироксен
до 1-2
до 1-2
0,4
_
Амфибол
18,3
10-15
14,7
14,2
7,1
Не приведено
53
22
калиево-натриевых субщелочных кварцевых диоритах al' изменяется от 0,75 до 3,5,
то в натриевых — от 2 до 10. Величина коэффициента агпаитности в субщелочных
кварцевых диоритах колеблется от 0,25 до 0,41.
Химический состав субщелочных кварцевых диоритов различных регионов приведен
в табл. 128, из которой отчетливо видно увеличение суммы щелочей в этих.горных
породах по сравнению с диоритами нормального ряда, что находит свое выражение
и в ее минеральном составе.
Разновидности субщелочных кварцевых диоритов выделяются по зернистости,
содержанию темноцветных минералов и характерному темноцветному минералу. По
зернистости выделяются крупно-, средне-, мелко-, тонкозернистые, равномернозер-
нистые, неравномернозернистые и' порфировидные разновидности, а по содержанию
темноцветных минералов — лейкократовые (М<25), мезократовые (М = 25—30)
и меланократовые (М = 30—35). По характерному темноцветному минералу различают
авгитовые, биотитовые, биотит-роговообманковые, роговообманково-биотитовые,
субщелочные кварцевые диориты. Последние две разновидности пользуются наибольшим
Таблица 128. Химический состав субщелочных кварцевых диоритов (в вес.%)
Компоненты
SiO2
-тюа
AI2O3
FeaO3
FeO
MnO
1
63,5
0,49
17,30
1,1
2,93
0,04
2
59,06
1,02
16,87
2,09
5,26
0,1-1
3
58,81
0,82
17,70
2,36
4,52
0,11
4
59,85
тж
0,72
0,21
T7.25
1,15
2,72
0,86
3,58
1,05
0,09
0,04
Компоненты
МдЮ
СаО.
NaaO
К2О
Число
анализов
1
1.5
4,54
3,71
2,0
10
2
2,69
5,38
3,04
2,60
4
3
2,24
4,75
4,59
2,15
12
4
2,64
0,69
4.42
1,07
4,75
0,88
2,42
0,67
36
1—2 — Аксуйский массив, Узбекистан: 1 — по И.М. Исамухамедову, 1955; 2 — по О.М. Римской-
Корсаковой (Азимов и др., 1970) ; 3 — Центральненский массив, Кузнецкий Алатау (Алабин, 1971) ;
4 — средний состав (данные автора)
Примечание. Н2 О, СО2 и другие компоненты — до 3% (аи. 1).
450
Биотит
6,1
18-22
7,7
2,3
23,8
(включая хлорит и
актинолит)
9
Кварц
6,3
15-20
9,6
13,5
8,2
7
Акцессорные и
рудные
минералы
2,5
•
—
2,7
0,7
6
3
Вторичные
минералы
_
—
-
1,4
Автор или литературный
источник
Азимов и др., 1970 (среднее
из 10 подсчетов)
Тот же
СВ. Ефремова с привлечением
данных В.И. Серых и др.
(среднее из 12 подсчетов)
Ананьев, 1950
Кортусов, 1967
Юбельт, Шрайтер, 1977
распространением. Крайне редкой разновидностью являются шаровые субщелочные
кварцевые диориты. Они обнаружены в горах Кандыктас в Южном Казахстане (Двор-
цова, Добрецова, 1966). Поперечник шаров в них достигает 5,5 см. Шары имеют
концентрически-зональное строение и неравномерно распределены среди средне- и
крупнозернистой остальной части породы. Ядро, составляющее большую часть сфероидов,
сложено преимущественно олигоклаз-андезином, менее развиты (до 8—10%) калиево-
натриевый полевой шпат и кварц, а также роговая обманка и биотит. Содержание
последних двух минералов составляет около 15%. Калиево-натриевый полевой шпат замещает
пятнами плагиоклаз или образует каемки нарастания. В ядре сфероидов структура
обычно гранобластовая. Наружная зона сфероидов узкая и состоит из двух, реже трех
более тонких зон. Зона, примыкающая к ядру, состоит из мелкопризматической
роговой обманки и чешуек биотита, ориентированных параллельно границам.
Межшаровые участки породы характеризуются неравномернозернистым такситовым
строением и беспорядочным пятнистым распределением темноцветных и лейкократовых
минералов.
Формы залегания. Субщелочн-ые кварцевые диориты редко образуют
самостоятельные тела, чаще наблюдаются в сложных массивах, где слагают эндоконтактовые зоны,
имея постепенные переходы к субщелочным диоритам, или образуют наиболее ранние
фазы. Обычно они содержат ксенолиты биотитовых и роговообманковых пород,реже пи-
роксенсодержащих, которые в различной степени были ассимилированы магмой до
момента ее полной кристаллизации. Внедрение субщелочных кварцевых диоритов
обычно предшествует появлению монцонитов и монцодиоритов, кварцевых монцо-
нитов и кварцевых монцодиоритов. С последними субщелочные кварцевые диориты
могут иметь постепенные переходы. Субщелочные кварцевые диориты наблюдаются
также в виде мелких штоков и даек. Пегматиты кварцевых диоритов сложены калиево-
натриевым полевым шпатом и 'кварцем. Величина их обычно не превышает 0,5—1 м,
встречаются они крайне редко.
Регионы распространения. Субщелочные кварцевые диориты связаны с орогенными
стадиями развития складчатых областей, иногда проявляются в зонах активизации.
Они достаточно широко развиты на территории СССР, участвуя в строении диорит-
гранодиоритовых и диорит-гранодиорит-монцонитовых интрузивов; наблюдаются
в Джунгаро-Балхашской складчатой области в составе топарского комплекса, в
Забайкалье в составе шахтаминского, амуджикано-сретенского, амананского
комплексов, в Кузнецком Алатау, Становой области, Сихотэ-Алине, Монголо-Охотской зоне,
на Северо-Востоке СССР, Малом Кавказе и др. Они известны в пределах Северной
и Южной Америки и других районах мира.
Принадлежность к формации. Субщелочные кварцевые диориты постоянно при-
451
сутствуют в составе диорит-гранодиоритовой (Магматические формации СССР, 1979)
и диорит-гранодиорит-монцонитовой формаций, причем в последней они проявляются
после субщелочных диоритов, но до монцонитов и гранодиоритов.
Металлогения и практическое значение. В связи с субщелочными кварцевыми
диоритами отмечается медная и свинцово-цинковая минерализация, реже оловянная. Эти
горные породы пригодны для дорожного строительства.
Кварцевый монцодиорит
Плутоническая порода промежуточного состава между субщелочным кварцевым
диоритом и кварцевым монцонитом. По химическому составу близка трахиандезитам.
Внешний облик, текстура. Серая, темновато-серая кристаллическизернистая порода,
крупно-, средне-, мелко- и тонкозернистая, равномернозернистая, реже порфировидная
порода. Текстура массивная.
Минеральный состав, структура, последовательность кристаллизации. Главными
минералами кварцевого монцодиорита являются плагиоклаз F5-90% суммы полевых
шпатов), моноклинный пироксен, роговая обманка, биотит, калиево-натриевый
полевой шпат, кварц (табл. 129). Из второстепенных минералов присутствуют магнетит,
апатит, циркон, титанит. Вторичные минералы: хлорит, вторичный магнетит, альбит,
серицит, эпидот.
Плагиоклаз наблюдается в зернах удлиненно-таблитчатой формы, обычно сдвойни-
кован по альбитовому и альбит-карлсбадскому законам. Величина зерен находится
в прямой зависимости от зернистости породы. Обычно наблюдается в виде двух
генераций. Зерна первой генерации по составу принадлежат Ап38_55., реже более основным
разностям. Плагиоклаз второй генерации отвечает Ап3о-з8-
Моноклинный пироксен — авгит — встречается редко в виде зерен неправильной
формы или близких к идиоморфным.
Амфибол — обыкновенная роговая обманка; обычны зерна неправильной формы с
отчетливым стремлением к идиоморфизму. Образует две генерации зерен,
различающихся по размерам.
Биотит образует чешуйки неправильной формы, обычно представлен железистыми
разностями. Биотит образует скопления по нескольку зерен или встречается
изолированно среди плагиоклаза и калиево-натриевого полевого шпата; иногда обрастает
роговую обманку. Изредка биотит встречается в виде включений в роговой обманке
первой генерации. ч
Калиево-натриевый полевой шпат — ортоклаз-пертит или нерешетчатый микроклин-
пертит. Его содержание составляет 10-35% суммы полевых шпатов. Форма зерен
неправильная. Калиево-натриевый полевой шпат изредка включает зерна плагиоклаза
первой генерации.
Кварц имеет крайне неправильную форму зерен, зависящую от формы зерен других
минералов, между которыми он развивается. Его содержание - от 5 до 20% суммы
фельзических минералов.
Магнетит, апатит, циркон, титанит наблюдаются в типичных для них зернах
неправильной и идиоморфной формы.
Вторичные минералы представлены хлоритом и вторичным магнетитом, которые
развиваются по биотиту и реже роговой обманке, а также альбитом, эпидотом и
серицитом, замещающим плагиоклаз.
Таблица 129. Количественный минеральный состав кварцевых монцодиоритов (в об. %)
Номер п/п
Местоположение
Плагиоклаз
Калиево-натриевый полевой
шпат
Пироксен
1 Памир, Аксуйский массив 53,3 22,2 5,7
2 Центральный Казахстан • 55,2 14,7 4,6
3 Мейсенская провинция, ГДР 46 27 —
452
Структура кварцевых монцодиоритов гипидиоморфнозернистая (см. рис. 75, е, ж).
Основной структурный рисунок породы создается главным образом плагиоклазом,
промежутки между которым выполнены темноцветными минералами совместно
с акцессорными и другими салическими минералами. Как и в монцодиоритах,
наблюдается неравномерное распределение минералов. Магнетит, апатит, циркон и титанит
наиболее часто встречаются в ассоциации с темноцветными минералами, а калиево-
натриевый полевой шпат — с кварцем. Для плагиоклаза (см. рис. 75,ж), калиево-
натриевого полевого шпата, роговой обманки и биотита характерно наличие двух
генераций. Взаимоотношения минералов дают основание предполагать следующую
последовательность кристаллизации: плагиоклаз I -^калиево-натриевый полевой шпат
I, иногда совместно с авгитом и роговой обманкой, авгит I -* роговая обманка I
~*биотит I, магнетит, апатит, титанит, циркон, далее кристаллизация минералов второй
генерации (плагиоклаз II -> роговая обмайка II -* биотит II -^калиево-натриевый полевой
шпат II -» кварц).
Химический состав. По химическому составу кварцевые монцодиориты близки
трахиандезитам. Для них характерны близкие пределы колебаний содержаний главных
породообразующих окислов (см. табл. 105, 106). По отношению Na2O/K2O @,4—4)
они принадлежат только калиево-натриевой серии. По коэффициенту глиноземистости
выделяются умеренноглиноземистые (аГ = 0,75—1), высокоглиноземистые (аГ=1 — 2)
и весьма высокоглиноземистые (al' = 2—5) разности. Величина коэффициента агпаит-
ности в кварцевых монцодиоритах изменяется от 0,23 до 0,48.
Ниже приводятся средние химические составы кварцевых монцодиоритов
Юго-Восточного Памира (Месхи, 1976)-и Центрального Казахстана (среднее из 12 анализов),
которые характеризуются следующими содержаниями главных компонентов (в вес.%
соответственно): SiO2 58,60 и 59,03; TiO2 0,70 и 0,77; AI2O3 15,89 и 16,50; Fe2O3
2,04 и 3,20; FeO 3,82 и 3,51; МпО 0,10 и 0,10; МдО 4,15 и 3,60; СаО 5,28 и 5,78; Na2O
3,3 и 3,86; К2О2,97 и 3,18.
Разновидности кварцевых монцодиоритов выделяются по зернистости, содержанию
темноцветных минералов и характерному темноцветному минералу. По зернистости
различают крупно-, средне-, мелко-, тонкозернистые, равномернозернистые, неравно-
мернозернистые и порфировидные разновидности. По содержанию темноцветных
минералов выделяются лейкократовые (М<15), мезократовые (М = 15—25) и мелано-
кратовые (М = 25—35) кварцевые монцодиориты. По характерному темноцветному
минералу выделяют биотит-авгитовый, авгит-роговообманковый, крайне редко авги-
товый, биотитовый, роговообманковый кварцевый монцодиорит.
Формы залегания. Кварцевые монцодиориты редко образуют самостоятельные
массивы. Обычно они наблюдаются в сложных массивах, где могут иметь как
постепенные переходы, так и секущие контакты с кварцевыми монцонитами, субщелочными
кварцевыми диоритами и монцодиоритами. В самостоятельных инъекциях они
появляются до внедрения монцонитов. Реже кварцевые монцодиориты наблюдаются в виде
даек. Пегматиты в них размером не более 0,5 м2 наблюдаются крайне редко.
Регионы распространения. Кварцевые монцодиориты проявляются в орогенную
стадию развития складчатых областей, а также в периоды активизации щитов и
областей завершенной складчатости. В СССР они развиты ,в Джунгаро-Балхашской
складчатой области в составе топарского, кокдомбакского и саякского комплексов, в
Узбекистане, Таджикистане, на Малом Кавказе (в сложном полихронном Мегри-Орду-
Роговая
обманка
Биотит
Кварц
Акцессорные
и рудные
минералы
Автор или литературный
источник
8,4
8,7
5,8
8,3
10,6
8,3
0,7
Месхи, 1976
СВ. Ефремова с
привлечением данных 6.С. Серых
Юбельт, Шрайтер, 1977
453
бадском плутоне) и других районах. Они описаны в диорит-гранодиорит-монцонито-
вых интрузивах Северной и Южной Америки, в ГДР, скандинавских странах и других
районах.
Принадлежность к формации. Кварцевые монцодиориты, как и монцодиориты,
являются представителями диорит-гранодиорит-монцонитовой формации В СССР
эти горные породы часто описываются как кварцевые сиенито-диориты или кварцевые
диориты в составе диорит-гранодиоритовой и монцонит-сиенитовой формаций и в
самостоятельный вид не выделяются (Магматические формации СССР, 1979).
Металлогения и практическое значение. Кварцевые монцодиориты в силу того, что
они принадлежат к горным породам повышенной щелочности, благоприятны для
отложения медной, молибденовой и золоторудной минерализации. Связь этой
минерализации непосредственно с этими горными породами в настоящее время не доказана.
Кварцевые монцодиориты используются в дорожном и монументальном
строительстве.
Кварцевый монцонит
Плутоническая порода — по химическому составу аналог кварцевого латита.
Внешний облик, текстура. Серая, розовато-серая до розовой кристаллическая порода,
крупно-, средне-, мелко- и тонкозернистая, равномерно-, неравномернозернистая и
порфировидная. Текстура массивная.
Минеральный состав, структура и последовательность кристаллизации. Главными
минералами кварцевых монцонитов являются плагиоклаз, калиево-натриевый полевой
шпат, амфибол, биотит, кварц (табл. 130). Второстепенные — моноклинный пироксен,
магнетит, апатит, титанит, ортит, циркон, редко турмалин. Из вторичных минералов
обычно присутствуют хлорит, вторичный магнетит, эпидот, альбит, серицит, лейкоксен.
Плагиоклаз, наблюдаемый в виде зерен идиоморфной, неправильной, иногда
удлиненной формы, обычно сдвойникован по альбитовому и альбит-карлсбадскому законам.
По составу он соответствует Апзо-50' реже более основным разностям, иногда имеет
прямую зональность, когда в ядре развит плагиоклаз Ап34-55- в краях — АпЗО-з4-
реже олигоклаз Ап24-28- Обычно плагиоклаз присутствует в двух генерациях. Вторая
генерация по составу соответствует краевым зонам зональных кристаллов. Содержание
плагиоклаза в породе составляет от 35 до 65% общей суммы полевых шпатов.
Калиево-натриевый полевой шпат образует крайне неправильной формы зерна,
неравномерно распространен в породе и присутствует в тех же количествах, что и
плагиоклаз. Он часто включает зерна плагиоклаза и темноцветных минералов, и форма
его зерен зависит от формы зерен других минералов. Иногда калиево-натриевый полевой
шпат содержит пертиты распада.
Моноклинный пироксен — авгит, реже диопсид — наблюдается неповсеместно в виде
зерен идиоморфной и неправильной формы.
Амфибол — обыкновенная роговая обманка — обычно присутствует в виде зерен
идиоморфной и неправильной формы, иногда обладает двойниковым строением. Двой-
Таблица 130. Количественный минеральный состав кварцевых монцонитов (в об%)
Номер п/п
Местоположение
Плагиоклаз
Калиево-натриевый полевой
шпат
Пироксен
Казахстан, Бэишаукты-Кызыль-
жальскии массив
Там же, Кандыгатайский
массив
Западный склон Урала
Гора Витоша, Болгария
33,7-46,4
40,8
30
30-38
34
26,2-44
38,8
28,6-33,
31,8
45
30-44
37
25,5-50,
37,9
Ь
5
3,5-11,7
7,9
7,1
454
ники простые. Наибольший идиоморфизм, как и в монцонитах, характерен для зерен,
включенных в калиево-натриевый полевой шпат.
Биотит — в виде чешуек неправильной формы является одним из наиболее
распространенных второстепенных минералов (железистость биотита до 50%). Общее
содержание темноцветных минералов в породе колеблется от 0 до 35%.
Кварц наблюдается в виде зерен крайне неправильной, реже изометричной формы,
зависящей от формы других минералов. Его содержание колеблется в пределах от 5
до 20% суммы фельзических минералов.
Магнетит, апатит, циркон,-титанит, ортит, турмалин наблюдаются в типичных для
них зернах идиоморфной и неправильной формы. Магнетит и апатит обычно включены
в роговую обманку, циркон — в биотит, а-титанит и ортит наблюдаются в промежутках
между зернами темноцветных и салических минералов.
Вторичные минералы распределены неравномерно. По биотиту, реже по роговой
обманке развиты хлорит и вторичный магнетит; по плагиоклазу — альбит, эпидот,
серицит. Эпидот замещает также темноцветные минералы.
В рудных полях, где широко развиты постмагматические наложенные процессы,
по всем главным породообразующим минералам развивается карбонат, по биотиту —
мурковит.
Структура кварцевых монцонитов гипидиоморфнозернистая с участками монцо-
нитовой. Основной структурный рисунок горной породы создан плагиоклазом и калие-
во-натриевым полевым шпатом,распределение которых неравномерное (см. рис.75,з, и).
Промежутки между зернами полевых шпатов выполнены темноцветными минералами,
кварцем. Калиево-натриевый полевой шпат часто включает плагиоклаз, авгит, роговую
обманку и биотит. Темноцветные минералы образуют агрегаты зерен, либо развиты
изолированно друг от друга. Пироксен обычно обрастает роговой обманкой, реже
биотитом; последний обрастает роговую обманку. К участкам скопления
темноцветных минералов обычно приурочиваются магнетит, титанит, апатит и циркон. Последний
часто имеет плеохроичные ореолы и включен в биотит. Наблюдаемые соотношения
минералов дают основание полагать, что в равномернозернистых разновидностях пород
первым начал кристаллизоваться плагиоклаз, затем темноцветные минералы в
следующей последовательности: пироксен (если он присутствует), роговая обманка,
биотит. Все эти минералы захватывал калиево-натриевый полевой шпат. В случае не-
равномернозернистых разновидностей, когда присутствуют две генерации минералов,
их кристаллизация шла в следующей последовательности: плагиоклаз -^ пироксен
->роговая обманка ->биотит -> калиево-натриевый полевой шпат в более крупных
зернах -*¦ плагиоклаз II-> роговая обманка II-> биотит II -*¦ калиево-натриевый полевой
шпат в более мелких зернах -*¦ кварц. Акцессорные минералы кристаллизовались
совместно с минералами как первой, так и второй генерации.
Химический состав. По химическому составу, как уже отмечалось, кварцевые мон-
цониты соответствуют кварцевым латитам. Для них характерны близкие пределы
колебаний содержаний главных породообразующих окислов (см. табл. 105, 106).
По величине отношения Na2O/K2O они принадлежат только калиевй-натриевой серии
Амфибол
3
_
J
Биотит
3,8-4,7
4,4
4
7-17
12
0-10,16
4
Кварц
10,9-15,7
13,3
15
12-16
14
10,3-11,8
11,2
Акцессорные и
рудные
минералы
1,1-3,1
1,8
3
0,85-1,3
1
Автор или литературный
источник
СВ. Ефремова (материалы
Ю.М. Кудрявцева)
Ермолаев и др., 1977
Фишман и др., 1973
Борисов, Борисова, 1958
455
Таблица 131. Химический состав кварцевых монцонитов (в вес. %)
Компоненты
SiO2
ТЮ2
AI5O,
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
Число анализов
1
62,60
0,78
15,65
1,92
3,08
0,10
2,02
4,17
3,73
4,06
336
2
57,62
1,18
12,98
7,92
1,25
5,42
6,40
3,12
3,23
Нет
данных
3
59,76
0,29
21,23
1,92
1,95
0,06
1,32
3,52
3,18
4,35
7
4
60,60
0,85
0,81
0,27
16,40
1,03
2,11
1,19
4,45
1,17
0,06
0,02
2,98
0,51
4,11
1,27
3,27
0,82
3,40
0,74
6
5
60,61
3,32
1,03
0,66
14,84
1,30
3,03
1,99
6,65
3,13
0,10
0,06
1,29
0,63
3,79
0,95
3,03
0,62
3,77
0,91
30
1 — среднее для кварцевого монцонита мира (Le Maitre, 1976,); 2 — Восточное Забайкалье
(сиенито-диорит, Э.П. Изох и др., 1967); 3 — Грузия (монцонит, Г.М. Заридзе и др., 1959) ; 4 —5 —
Украина (Сидоров, 1970) : 4 — Букинский массив, Подолин; 5 —Украинский щит.
Примечание.
1, СО2 и другие компоненты — до 2,5% (ан. 3) .
(№2О/К2О = 0,4—3). По коэффициенту глиноземистости монцониты являются
высокоглиноземистыми (аГ = 1—2) и весьма высокопиноземистыми (аГ = 2—7), т.е. по
сравнению с кварцевыми монцодиоритами и суопелочными кварцевыми диоритами они
обычно более лейкократовые. Величина коэффициента агпаитности в кварцевых мон-
цонитах колеблется от 0,28 до 0,53. Химический состав кварцевых монцонитов
приведен в табл. 131.
Разновидности среди кварцевых монцонитов выделяются по зернистости,
количественному содержанию темноцветных минералов и характерному темноцветному
минералу. По степени зернистости различаются крупно-, мелко-, тонкозернистые, равномер-
нозернистые, неравномернозернистые и порфировидные кварцевые монцониты. По
содержанию темноцветных минералов различаются лейкократовые кварцевые
монцониты (М < 15), мезократовые (М = 15-25), меланократовые (М = 25—35) кварцевые
монцониты. По характерному темноцветному минералу различаются биотит-авгито-
вый, авгитовый, диопсидовый, биотитовый (веннеберит), биотит-роговообманковый
(тирилит), биотит-диопсидовый (кузелит), роговообманковый кварцевый монцонит.
По составу плагиоклаза — лабрадоровый кварцевый монцонит (кальциоадамеллит).
Наиболее широким распространением пользуются биотит-авгитовые и биотит-рогово-
обманковые кварцевые монцониты.
Формы залегания. Кварцевые монцониты обычно наблюдаются в составе сложных
полихронных массивов и редко образуют самостоятельные тела. В последнем случае
они наблюдаются в виде штоков и даек. В полихронных массивах они могут иметь
как секущие, так и постепенные переходы к монцонитам и кварцевым монцодиоритам,
редко к кварцевым сиенитам.
Регионы распространения. Кварцевые монцониты появляются в орогенную стадию
развития складчатых областей, а также в стадии активизации щитов и областей
завершенной складчатости. В СССР они развиты в следующих районах: на Урале (бердяуш-
ский комплекс), Северном и Срединном Тянь-Шане (бабайокский и койманокский
комплексы), Казахстане (кокдомбакский, найзатасский, тлеумбетский, топарский,
4S6 •
саякский и южно-джунгарский комплексы), на Рудном Алтае (сержихинский
комплекс) , на Малом Кавказе, Сихотэ-Алине (удонский комплекс) и других районах
(Возрастная и формационная корреляция..., 1977, 1978, 1979).
Они известны во многих районах мира: Северной Италии, Швеции, Болгарии,
Франции, Англии, Японии, Австралии, США, Канаде и других районах. Кварцевые монцо-
ниты, отмечаемые на дне океанов (Engel, Fisher, 1975), судя по приведенному Г.Л. Ка-
шинцевым (Кашинцев и др., 1979) количественно-минеральному составу (кварц 21,5,
ортоклаз 16,5, олигоклаз 56, роговая обманка 3, биотит 1% + апатит, магнетит, титанит
и циркон) соответствуют лейкократовым биотит-роговообманковым гранодиоритам.
Горные породы, описываемые Г.Л. Кашинцевым как гранодиориты (кварц 20,
олигоклаз 60, роговая обманка 20%, рудный минерал, титанит и апатит), скорее всего
принадлежат роговообманковым плагиогранитам или олигоклазовым кварцевым
диоритам. Они встречены в Срединно-Атлантическом, Аравийско-Индийском (Engel, Fisher,
1975) и Восточно-Индийском хребтах (Кашинцев, Рудник, 1977).
Г.Л. Кашинцев (Кашинцев и др., 1979) отмечает, что эти горные породы являются
крайними дифференциатами основной магмы. Такие горные породы типичны для
габбро-плагиогранитных комплексов.
Принадлежность к формации. Кварцевые монцониты наблюдаются в составе монцо-
нит-сиенитовой и диорит-гранодиорит-монцонитовой формаций (Магматические
формации СССР, 1979).
Металлогения и практическое значение. С кварцевыми монцонитами пространственно
связана золоторудная и в меньшей степени медная минерализация. Используются они
главным образом в монументальном и дорожном строительстве.
Семейство сиенитов
К семейству сиенитов принадлежат горные породы с содержанием SiO2 и суммы щелочей
E4,0 — 64,0) ±2 и 7,8—14% соответственно. Частично они перекрываются со
щелочными сиенитами, выделенными в самостоятельное семейство, особенности которого
рассмотрены ниже.
Формировались сиениты на протяжении всей истории развития Земли; наиболее
древние сиениты Танзании имеют возраст 3,2 млрд. лет (Долгинов и др., 1979).
Семейство сиенитов объединяет плутонические породы двух видов: собственно
сиенит (двуполевошпатовый) и щелочнополевошпатовый (однополевошпатовый)
сиенит. Двуполевошпатовые сиениты, плагиоклаз в которых соответствует главным
образом альбиту, в отличие от собственно сиеМитов, принадлежат к семейству
щелочных сиенитов. Последние всегда содержат щелочные темноцветные минералы.
Термин "сиенит" происходит от греческого названия египетского г. Сун. Как
выяснилось впоследствии, порода, названная сиенитом в этом районе, по современным
классификациям (Классификация..., 1975) соответствует роговообманковому
граниту. В настоящее время стандартным сиенитом Р. Юбельт и П. Шрайтер A977)
называют горную породу из Плауенского Грунде близ Дрездена, которая первоначально
называлась "плауенитом".
Для семейства сиенитов в целом характерно отчетливое преобладание салических
минералов над мафическими, содержание которых может достигать 30%. По
современным классификациям (Streckeisen, 19732; Streckeisen et al., 1979; Классификация...,
1975) к собственно сиенитам отнесены горные породы, содержащие 10—35%
плагиоклаза и не более 5% кварца. В щелочнопопевошпатовых сиенитах содержание
плагиоклаза не превышает 10% суммы полевых шпатов. Первые из них имеют более широкое
распространение. С увеличением содержаний кварца сиениты переходят в кварцевые
сиениты, а затем и субщелочные граниты, а с увеличением содержаний плагиоклаза
и темноцветных минералов — в монцониты. Кроме того, наблюдаются переходы
сиенитов и щелочнополевошпатовых сиенитов в щелочные сиениты.
Сиенит .
Внешний облик, текстура. Сиенит — плутоническая порода розового, розовато-серого,
реже серого или буроватого цвета, массивная, гиганто-, крупно-. Средне-, мелко- и
тонкозернистая, равномернозернистая, неравномернозернистая и порфировидная,
массивной реже такситовой, трахитоидной или планпараллельной текстуры. Гиганто-
457
Таблица 132. Количественный минеральный состав сиенитов (в об. '
Номер
п/п
Порода,
местоположение
Плагиоклаз
Капиево-нат-
риевый
полевой шпат
Оливин
Пироксен
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
Сиенит, Зайсанская
складчатая область, Кандыга-
тайский массив
То же, там же
¦•
¦¦
" западный склон Урала
" Восточное Забайкалье
" вулкан Везувий, Италия
" Мейсенская провинция.
ГДР
" Южная Гренландия
Щелочнополевошпатовый
сиенит
25
30
10
50 \
12
12,3
9
20
75,8-83,1
Ед.з.
60
60
80
30
47
74
71
51
84
(ортоклаз)
—
—
—
—
-
—
—
—
Ед.3,-1,8
—
—
—
—
—
-
,8,1
16
—
Ед.з.-12,8
14
зернистые сиениты, в которых кристаллы калиево-натриевого полевого шпата
достигают 10 см и более, известны в Киргизии (Кызыл-Омпульский массив).
Минеральный состав, структура, последовательность кристаллизации. Главными
минералами собственно сиенитов являются плагиоклаз, калиево-натриевый полевой
шпат, пироксен, амфибол, биотит (табл. 132). К второстепенным минералам
относятся кварц, титаномагнетит, магнетит, ильменит, апатит, циркон, титанит, редко оливин.
Вторичные минералы представлены иддингситом, хлоритом, кальцитом.
Плагиоклаз присутствует в виде призматических или неправильной формы зерен и
разнообразен по составу — от альбита, через олигоклаз до андезина Ап3о-з3' реже
Ап38_44- Крайне редко плагиоклаз соответствует Лабрадору и битовниту. Его
содержания составляют 1CJ—35% суммы полевых шпатов (Классификация..., 1975).
Калиево-натриевый полевой шпат — анортоклаз, ортоклаз-пертит, микроклин-пертит.
Микроклин-пертит обычно нерешетчатый, реже обладает решетчатым строением. Для
калиево-натриевого полевого шпата типичны пертиты разнообразной формы и
размеров. В них обычен альбит. Характерны двойники по карлсбадскому и манебахскому
законам. Наиболее крупные зерна калиево-натриевого полевого шпата типичны для
вкрапленников. Во вкрапленниках его кристаллы часто уплощены по второму пина-
коиду и обычно обладают высокой степенью идиоморфизма. В тех случаях, когда
величина вкрапленников достаточно велика (более 1 см), в них можно наблюдать
зональность. Каждая из зон отделена плоскостями ("контуры роста"), параллельно
которым располагаются мелкие включения других минералов. Число зон может
достигать 8—10 при ширине до 3 мм и величине вкрапленников до 10см и более. Количество
включений, как и число зон, резко возрастает к периферии вкрапленника. Включения
представлены всеми минералами, наблюдаемыми в породе. В центре вкрапленника
зонального строения включений обычно не наблюдается, а если они появляются, то
распределены без признаков ориентировки и равномерно. В то же время по краям
вкрапленников включения образуют цепочки мелких зерен вдоль контура зоны.
Главную -роль среди включений играет плагиоклаз, особенно в центральной части
вкрапленников; к краям, наряду с плагиоклазом, появляются роговая обманка, магнетит
и другие минералы. В тех случаях, когда калиево-натриевый полевой шпат представлен
анортоклазом, очень характерно неравномерное развитие и различная ориентировка
пертитовых вростков в центральной и краевой частях зерна. В центральной части зерна
пертиты более мелкие и количество их меньше, чем в краевой, где количество их резко
возрастает и может составлять до 50%, реже более.
Ромбический пироксен наблюдается неповсеместно, принадлежит обычно гиперстену,
реже энстатиту. Образует зерна, близкие к идиоморфным по форме. Из вторичных
минералов по ромбическому пироксену развит иддингсит.
Моноклинный пироксен — салит, титанавгит, ферроавгит, диопсид-геденбергит и др.
458
Амфибол
Биотит
Кварц
Акцессорные
и рудные
минералы
Литературный источник
1,5
Ермолов и др., 1977
1,5
2
12
31
0.2
19
Ед.з.-4,6
1
2
1.
16
Ед.з.-5,4
1,5
5
3
2
2,5
5
0-0,1
То же
2
0,7
2,9
-
5
Ед.з.-4,2
_
"
Фишман и др., 1973
Рейф, 1976
Юбельт, Шрайтер, 1977
То же
Parsons, 1979
Юбельт, Шрайтер, 1977
Пироксен наблюдается обычно в виде зерен идиоморфной формы. В тех случаях, когда
он представлен диопсид-геденбергитом (Коваленко, Пополитов, 1970), степень
окисления железа обычно не более 25-28%, в единичных случаях до 47,9%. Стандартная же-
лезистость не превышает 50%, общая железистость 41,2—44,7, редко 71,7%. В зональных
кристаллах угол оптических осей от центра к периферии изменяется от 75 до 88°
(Коваленко, Пополитов, 1970).
Пироксен часто обладает двойниковым строением. Двойники простые.
Амфибол обычно представлен обыкновенной роговой обманкой с умеренным
содержанием глинозема и малым — щелочей. В слюдяно-роговообманковых сиенитах
роговая обманка светло-зеленоватая до почти бесцветной. Она бедна щелочами и по
сравнению бурыми роговыми обманками обладает большим содержанием воды.
В сиенитах Монголии А.Н. Матреницкий установил принадлежность роговой обманки
к эденитам (устное сообщение). Б.Н. Иванов и др. A978) отмечают принадлежность
роговой обманки в обычных сиенитах к гастингситам. В сиенитах плато Джое
наблюдается феррогастингеит (Borley, Frost, 1963). П.В. Ермолов (Ермолов и др., 1977)
подчеркивает наличие в сиенитах титанистой (керсутит) и высокожелезистой роговой
обманки.
Биотит — лепидомелан; иногда высокофтористый, образует как идиоморфные
таблички, так и неправильной формы зерна. Обычно биотит повышенной железистости
и титанистости. Химический состав биотитов из сиенитов различных регионов
достаточно близок; степень окисления биотита низкая. Общая его железистость колеблется
от 45-50 до 86%. ' -
Оливин наблюдается редко и только в сиенитах, связанных с габброидами.
Мусковит появляется неповсеместно в виде чешуек неправильной формы и
наблюдается в разновидностях, где плагиоклаз представлен олигоклазом.
Кварц — ксеноморфен, наблюдается в виде угловатых и неправильной формы зерен;
его морфология обусловлена формой зерен ранее Выделившихся минералов. Магнетит,
титаномагнетит, ильменит, апатит, циркон, титанит, ортит, корунд, гранат (известково-
железистый) наблюдаются в виде типичных для них зерен неправильной и идиоморфной
формы. Заметим, что сиенит с ортитом первоначально описан как эрценбахский тип.
Вторичные минералы присутствуют не всегда. Обычно иддингеит развивается по
ромбическому пироксену, хлорит — по биотиту, роговой обманке, реже моноклинному
пироксену, кальцит - чаще по пироксену, но может развиваться и по другим минералам,
если горные породы интенсивно затронуты постмагматическими процессами.
Сиениты обладают обычно гипидиоморфнозернистой (рис. 76 э— д), иногда трахи-
тоидной или бостонитовой структурой. Наблюдаются равномернозернистые, неравно-
мернозернистые и порфировидные разновидности. В порфировидных разновидностях
во вкрапленниках присутствуют плагиоклаз, калиево-натриевый полевой шпат, реже
459
Рис. 76. Сиениты
a — сиенит роговообманковый. Калиевый полевой шпат, олигоклаз, зеленая роговая обманка,
акцессорные — сфен, апатит и магнетит. Гипидиоморфнозернистая структура. ГДР, район Мейсена.
(/ = 3мм (Заварицкий, 1956) ;
б — сиенит роговообманковый. Калиево-натриевый полевой шпат, роговая обманка, плагиоклаз,
кварц, крупные кристаллы акцессорных минералов — титанита, апатита. ГДР, район Дрездена, d =
= 2,6 мм (Заварицкий, 1956) ;
в — сиенитавгит-биотитовый. Калиевый полевой шпат, олигоклаз, биотит, авгит, кварц,
акцессорный апатит. Гипидиоморфнозернистая структура. ФРГ, Шварцвальд, Фронау. d = 3 мм
(Заварицкий, 1956);
г — сиенит авгит-биотитовый. Ортоклаз, биотит, уралитизированный авгит, мелкие идиоморфные
зерна андезина, акцессорный апатит. Британская Колумбия, Ймир. d = 3 мм (Вильяме и др., 1957);
д — сиенит биотитовый кварцеодержащий. Крупные микропертитовые кристаллы калиево-
натриевого полевого шпат окаймляются альбитом. Присутствуют биотит и кварц, акцессорные —
рудный минерал, циркон, титанит. Норвегия, Осло. rf = 2,5 мм (Вильяме и др., 1957)
амфибол или другие темноцветные минералы. Розенбуш A934) считал, что
кристаллизация сиенитов начинается с образования апатита и рудных минералов, затем следуют
цветные силикаты, богатые Мд и Fe, затем силикаты, богатые Са, и, наконец, щелочные
полевые шпаты и кварц. Образование пироксена частью предшествует образованию
амфибола. Иногда образуются кучные скопления ранее выделившихся минералов,
как темноцветных, так и салических, а также наблюдается параллельное их
расположение, обусловливающее отчетливую полосчатость пород.
В настоящее время установлено, что наиболее типична для сиенитов
гипидиоморфнозернистая структура. Наибольшим идиоморфизмом обладают плагиоклаз и пироксены.
Плагиоклаз обычно замещается калиево-натриевым полевым шпатом, включающим
зерна темноцветных минералов, главным образом пироксенов. Калиево-натриевый
полевой шпат идиоморфен по отношению к амфиболу, биотиту и кварцу. Амфибол часто
окружает реакционной каймой пироксены. Реакционные отношения между амфиболом
и биотитом наблюдаются редко. Более типичны реакционные каймы биотита вокруг
рудного минерала. Подобные соотношения минералов особенно характерны для
сиенитов Северо-Восточной Тувы (Коваленко, Пополитов, 1970).
460
В.И. Коваленко и В.К. Пополитов намечают следующий порядок кристаллизации
в сиенитах: 1) пироксен + плагиоклаз; 2) амфибол + калиево-натриевый полевой
шпат; 3) амфибол + калиево-натриевый полевой шпат + биотит + кварц. P.M. Яшина,
детально изучавшая массивы сиенитов во многих районах СССР, намечает следующую
схему кристаллизации: плагиоклаз (Ап3о), диопсиД, гиперстен, титаномагнетит,
калиево-натриевый полевой шпат, роговая обманка, биотит, титаномагнетит второй
генерации, кварц.
В тех случаях, когда породы порфировидны, наиболее ранним минералом является
калиево-натриевый полевой шпат; иногда он появляется одновременно с плагиоклазом.
Эти зерна принадлежат ранней генерации. Далее идет совместная кристаллизация
минералов или плагиоклаз появляется несколько раньше, судя по тому, что
калиево-натриевый полевой шпат в отдельных случаях его обрастает. В промежутках между крупными
зернами калиево-натриевого полевого шпата появляются пироксен, роговая обманка
и (или) биотит, т.е. они кристаллизуются позднее. Если пироксен и роговая обманка
Присутствуют одновременно, то пироксен окружен роговой обманкой; иногда
наблюдается явное замещение пироксена роговой обманкой или появляются симплекти-
товые срастания. В тех случаях, когда в одном участке наблюдается несколько зерен
биотита, отчетливо видна коррозия более крупных зерен биотита первой генерации
более мелкими зернами биотита второй генерации. При широком развитии.реакционных
взаимоотношении между темноцветными минералами они кристаллизуются в
следующей последовательности: пироксен ^роговая обманка -^-биотит. В кварцсодержа-
щих разновидностях кристаллизация заканчивалась кварцем, судя по тому, что он
выполняет промежутки между зернами других минералов. В бескварцевых
разновидностях кристаллизация заканчивалась калиево-натриевым полевым шпатом.
Предполагают, что сиениты Центральной Камчатки кристаллизовались при температуре 740—
770 (Флеров, Колосков, 1976), а Северного Тимана — 500—750°С (Смирноваи др., 1979).
Химический состав. Сиениты являются петрохимическим аналогом трахитов.
Колебания содержаний главных породообразующих окислов в них близки (см. табл. 105,
106). По отношению Na2O/K2O сиениты принадлежат к .калиево-натриевым сериям
(Na2O/K2O = 0,4—3). По коэффициенту глиноземистости '-выделяются
высокоглиноземистые (аГ = 1,5—2) и весьма высокоглиноземистые (аГ'= 2—0) сиениты. Величина
коэффициента агпаитности в сиенитах колеблется от 0,54 до 0,78, редко менее 0,54.
Химический состав сиенитов приведен в табл. 133. Из таблицы отчетливо видно, что
содержание SiO2 в сиенитах варьирует от 55,6 до 64,4%. Данные приведенные Р.Д. Гав-
рилиным A964) для сложного сиенит-гранитного массива Кзыл-Омпул (Северный
Тянь-Шань), показывают, что в эволюционном ряду (от I к IV подфазе) в сиенитах
увеличивается содержание SiO2 при сохранении общей щелочности и отчеливо
уменьшается содержание К2О и AI2O3- Для пород всех подфаз характерно преобладание
К2О над №2О.
Разновидности сиенитов выделяются по величине зернистости, содержанию и
видовому составу темноцветных минералов, реже по характерному полевому шпату. По
степени зернистости среди сиенитов следует выделять гиганто-, грубо-, крупно-, средне-,
мелко-, тонкозернистые, равномернозернистые, неравномернозернистые и порфиро-
видные разновидности, а по содержанию темноцветных минералов — лейкократовые
(М < 10), мезократовые (М = 10—20), меланократовые (М = 20—30). По характерному
темноцветному минералу различаются: титанавгитовые, авгитовые (болгарит, лаурви-
кит, хурумит), ферроавгитовые, диопсид-геденбергитовые, авгит-биотитовые (хэзер-
лит), роговообманково-биотитовые (дурбахит), биотитовые (сиемитит), авгит-рого-
вообманковые, авгит-биотитовые, роговообманковые гранатсодержащие (фирсит),
титанавгит-биотитовые, биотитовые, роговообманковые, оливиновые, гиперстеновые,
энстатитовые и фаялитовые сиениты. Кроме того, выделяются анортоклаз-роговооб-
манковые (гатерлит), анортоклазовые (анортосиенит), лабрадоровые (габбро-сиенит),
магнетитовые (сиеномагнетит). Наибольшим распространением пользуются пироксен-
биотитовые сиениты, формирующиеся в мезоабиссальных условиях, и амфибол-биоти-
товые — гипабиссальные. Наиболее редки фаялитовые сиениты, которые встречены в
Нигерии.
Из всех разновидностей сиенитов заслуживает специального описания ферроавгито-
вый сиенит, обнаруженный в Канаде (Mitchell, Platt, 1978) в виде расслоенного тела
мощностью 1500 м. В нижней его части, характеризующейся расслоенностью, хорошо
461
Таблица 133. Химический состав сиенитов (в вес. %)
Компоненты
SiO2
TiO2
AI2O3
Fe,O,
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K,O
1
58,31
0,66
18,05
2,54
2,02
-
2,07
4,25
3,85
7,38
2
59,41
0,83
17,12
2,19
2,83
-
2,02
4,06
3,92
6,53
3
58,58
0,84
16,64
3,04
3,13
0.13
1,87
3,53
5,24
4,95
4
55,68
0,63
18,11
2,93
3,27
0,59
1,60
5,09
4,0
4,29
5
56,34
0,47
19,18
3,54
2,40
0,23
1,41
4,06
4,21
6,53
59,34
0,46
19,31
2,48 \
1,98
0,19
1,01
2,71
3,96
6,65
7
55,95
0,50
20,18
4,93
-
1,21
4,46
4,49
5,79
1—3, 16 —среднее для сиенита: 1—2 —по С. Ноккольдс (Nockolds, 1954), 3 — по Р. Леметру
(LeMaitre,1976, ), 16 — по автору: 4 — район Тагила, Урал (Кузнецов, 1964) ; 5, 6 — там же
(среднее из 8 эн., Чурилин, Малахова, 1973); 7 — тагило-кувшинский комплекс, там же (Левитан и др.,
1979) ; 8 — Южный Сахалин (среднее из 15 ан., Семенов, 1975) ; 9—11 — массивы Алтае-Саянской
области (Богатиков, 1966) : 9 — Моностойский, 10 — Пэтынский, 11 — «изырский; 12 — сиенит-
выражены мафические кумулятивные минералы: щелочной полевой шпат, оливин
(Fa83_93)' ферроавгит (Di5OGed45Ac5— Di^GecUuAc.;} и титаномагнетит. Амфибол,
кристаллизовавшийся из межкумулятивной жидкости, представлен рядом составов
от феррогастингсита и ферроэденита до ферроактинолитового эденита. В верхней части
крупнозернистые кумулаты представлены щелочным полевым шпатом, оливином
(Fay3) и акмит-геденбергитом (Di5Geds 0Ac5-AcS0GeclS()) .
Ультращелочная межкумулятивная жидкость кристаллизовалась, образуя энигма-
тит и амфиболы с составом от феррорихтеритового катафорита до феррорихтерита.
В верхней части тела расслоенность выражена слабо. На основании данных о
стабильности минералов установлено, что начальная и конечная температура кристаллизации
сиенитов составляли соответственно 800—900 и 500—550° С.
Кристаллическизернистые сиениты порфировой структуры, основная масса которых
различима только под микроскопом, всеми исследователями описываются как сиенит-
порфиры. Синонимы сиенита — габрит, синаит, хортит в настоящее время
исследователями практически не употребляются.
Формы залегания. Сиениты слагают самостоятельные массивы обычно простого
строения — штоки, дайки, приразломные плитообразные, лакколитообразные и
трещинные тела. Как более поздние фазы, сиениты проявляются в составе сложных
массивов, а также наблюдаются среди вулканических образований в виде пластовых тел
и даек. Они принимают участие в строении кольцевых комплексов (Северный Тиман,
Северо-Восточная Африка, Египет, Эфиопия, Уганда, Чад, Ливия, Саудовская
Аравия и др.).
Сиениты участвуют в строении сиенит-габбровых, монцонит-сиенитовых, гранит-
сиенитовых массивов, массивов щелочных и нефелиновых сиенитов, а также сиенит-
псевдолейцитовых массивов. Площади выходов сиенитов — 100—200 (Урал), крайне
редко 1200 км2 (Бразилия).
В межформационных лакколитообразных и гарполитообразных телах отмечаются
переходы сиенитов в кварцевые сиениты и граниты. Отмечается зависимость состава
сиенитов, образующихся преимущественно в эндоконтактных зонах, от состава послед-
462
8
59,14
0,75
18,41
2,99
2,65
0,09
0,84
2,43
6,61
3,95
9
59,61
1,56
17,67
2,64
2,85
0,12
1,25
2,53
5,58
6,22
10
63,20
0,47
15,52
2,22
4,35
0,23
0,58
1,60
6,28
4,61
11
60,49
0,79
17,43
2,12
4,91
0,17
0,61
3,31
5,76
3,77
12
¦ 61,64
0,52
17,33
2,37
3,84
0,15
0,34
2,35
5,99
4,71
13
60,30
0,80
18,0
1,50
3,0
0,06
1,70
1,25
4,70
4,80
14
62,48
0,70
17,66
1,90
1,76
0,08
1,30
2,34
5,80
5,00
15
60,59
0,76
17,49
2,46
2,62
0,13
1,18
2,87
5,36
5,39 .
16
61,28
3,4
0,67
0,31
17,27
1,52
2,12
0,84
2,19
1,3
0,13
0,07
1,09
0,77
2,40
1,57
5,40
1,27
5,88
габбровая формация, там же (Магматические формации СССР, 1979); 13, 14 — Орхон-Селенга,
Монголия (Яшина, Матреницкий, 1978); 15 — среднее для сиенита Тувы, Алтае-Саянской области и
Монголии (среднее из 17 ан., материалы P.M. Яшиной).
Примечание. Н,О, СО2 и другие компоненты — 2—4% !ан. 3, 4, 7, 8, 13).
них. Так, слюдяные сиениты характерны для массивов биотитовых гранитов, рогово-
обманковые — роговообманково-биотитовых; пироксеновые сиениты преимущественно
развиты "в телах биотитовых и биотит-роговообманковых сиенитов. Их образование
связывается исследователями с ассимиляцией карбонатных и основных пород.
Подобные массивы контролируются крупными разрывными нарушениями, как правило,
глубокого заложения.
В монцонит-сиенитовых и габбро-сиенитовых массивах концентрически-зонального
строения сиениты слагают внутреннюю часть массивов, имея постепенные переходы,
реже резкие контакты с монцонитами и габбро. В общем случае от центра к
периферии в таких массивах возрастает роль меланократовых пород и увеличивается их
основность. Разнообразие состава сиенитов может наблюдаться в пределах одного тела.
Даже в дайках нередко обнаруживается увеличение меланократовости сиенитов по
направлению к контакту с вмещающими породами.
Главной особенностью относительно крупных массивов сиенитов является их
многофазное (до трех фаз) строение и увеличение содержаний кремнезема в последующих
фазах с изменением состава от сиенитов (I фаза) через кварцевые сиениты (II фаза)
до гранитов (III фаза). В.И. Коваленко и Э.И. Пополитов A970) для массивов Северо-
Восточной Тувы подсчитали высокую вероятность увеличения содержаний SiO2 при
переходе сиенитов в кварцевые сиениты. При переходе от кварцевых сиенитов (гра-
носиенитов, по авторам) к щелочным гранитам увеличение среднего содержания Si02
можно ожидать со значительно меньшей вероятностью. Учитывая вероятность
изменения средних содержаний SiO2, эти авторы считают, что характерной чертой петро-
химической эволюции массивов является интенсивное понижение А12Оз при значительно
менее интенсивном понижении содержания Na2O. Аналогичные тенденции реально
наблюдались в сиенитах, залегающих среди эффузивных образований (Тернер, Фер-
хуген, 1961; Carmichael, 1962).
Регионы распространения. Сиениты возникали на протяжении всей истории развития
Земли, начиная с архея вплоть до кайнозойского времени, и проявлялись как в
складчатых областях, так и на платформах. В составе габбро-диорит-сиенитовых массивов,
463
формировавшихся в ранне- и позднегеосинклинальные стадии развития складчатых
областей, сиениты описаны на Кавказе (Аджаро-Триалетская складчатая зона), Урале
(тагило-кушвинский комплекс). Срединном хребте Камчатки, США (Колорадо,
Онтарио, Миннесота и др.), Чехословакии (Чешское среднегорье), ГДР (районы Дрездена
и Мейсена), Италии (Тоскана), Норвегии (район Осло), Монголии и других районов.
Они также участвуют в строении сиенит-габбровых массивов, приуроченных к
геоантиклинальным поднятиям и блокам ранней консолидации. Такие массивы известны
в Алтае-Саянской складчатой области (Богатиков, 1966), Средней Азии (шавасский
комплекс), Кузнецком Алатау, где они тяготеют к Трансалатаускому глубинному
разлому (Довгаль, 1968), Восточном Саяне и Центральной Камчатке (Флеров,
Колосков, 1976). За рубежом они наблюдаются в Гренландии в составе
габбро-сиенитового комплекса Клоккен.
Достаточно широким распространением пользуются монцонит-сиенитовые
массивы, формирующиеся в орогенные стадии развития геосинклиналей. Они развиты в
Казахстане, где входят в состав кокдомбакского, южно-джунгарского, тлеумбетского,
найзатасского комплексов. Рудном Алтае (сержихинский комплекс), Северном и
Срединном Тянь-Шане (кокмаинский и бабайобский комплексы), Кузнецком Алатау,
Украине (Волынь), также в Монголии, Йемене, Австралии и др. Сиениты участвуют
в строении сиенит-кварцево-сиенит-гранитных интрузивов, где по сравнению с
гранитами и кварцевыми сиенитами имеют ограниченное распространение. Обычно такие
массивы приурочиваются к срединным массивам и выступам фундамента,
характеризующимся значительной мощностью сиалической коры. Примерами таких массивов
могут служить массивы восточной части Алданского щита. Восточного Саяна, где они
принадлежат огнитскому и буеджульскому комплексам. Кузнецкого Алатау,
Западного Забайкалья (кудунский комплекс). Восточной Тувы, Казахстана (Кокчетавская
глыба), Северного Тянь-Шаня, Монголии, Турции и других районов.
Сиениты встречаются и в связи со щелочными, нефелиновыми и псевдолейцитовыми
сиенитами, образующимися в стадии активизации областей завершенной складчатости
и платформ. В массивах щелочных и нефелиновых сиенитов сиениты известны на
Кольском полуострове, Урале, в Восточной Туве, Минуссинской котловине, горах Бырранга,
за рубежом — в Финляндии, Норвегии, Швеции, Португалии, Монголии, Африке (Кения),
на Канарских островах и в других местах. В массивах псевдолейцитовых сиенитов
сиениты описаны на Алдане, в Таласском Алатау, а также в США.
Принадлежность к формации. Сиениты являются составными элементами сиенит-
габбровой, монцонит-сиенитовой, сиенит-кварцево-сиенит-гранитной, сиенит-нефелин-
сиенитовой, сиенит-псевдолейцит-сиенитовой формаций (Волохов и др., 1964; Халфин,
1965; Богатиков, 1966; Довгаль, 1968, 1975; Берлимбле, Городинский, 1978; Кри-
венко, 1973; Орлов, 1975; Магматические формации СССР, 1979). Реже они
описываются в составе габбро-диорит-гранодиоритовой, диорит-гранодиоритовой, гранодио-
рит-гранитной формаций и формации щелочных гранитов и сиенитов.
В настоящее время допускается принадлежность сиенитов к трем генетическим
группам пород: 1) дифференциатам основной магмы; 2) продуктам десиликации гранитной
магмы, образующимся на контакте с доломитами, известняками и
высокоглиноземистыми породами; 3) продуктам кристаллизации самостоятельной сиенитовой магмы.
К первой группе принадлежат габбро-сиенитовые комплексы Кузнецкого Алатау
(Довгаль, 1968, 1973), патынский комплекс Горной Шории (Ильенок, 1964), анзасский
комплекс Красноярского края (Поляков и др., 1960), а также габбро-монцонит-сиени-
товый комплекс Восточного Забайкалья (Козеренко, 1956). Ко второй группе
относятся сиениты, наблюдающиеся в эндоконтактовых зонах гранитных интрузивов, как,
например, в Зайсанской складчатой области (Ермолов и др., 1977). Примерами
сиенитов третьего типа могут служить сиениты Урала (Левин, 1974) и Зайсанской
складчатой области (Ермолов и др., 1977), которые, как считают, образовались в результате
ощелачивания и анатексиса высокоглиноземистых гнейсов. Такие сиениты, как правило,
содержат более высокотемпературный парагенезис минералов (Лабрадор, битовнит,
магнезиальный биотит), чем следующие за ними граниты.
Металлогения и практическое значение. С сиенитами связан широкий спектр
эндогенного оруденения: титано-магнетитовое, магнетитовое, медное, молибденовое,
полиметаллическое и редкометальное. Весьма вероятна также связь с ними золоторудной
минерализации. Д.И. Орловым сиениты рассматриваются как возможные источники
464
титанового и апатитового сырья (Магматические формации СССР, 1979). С сиенит-
псевдолейцитовыми комплексами связаны контактово-метасоматические
месторождения меди и железа, а с монцонит-сиенитовыми — скарновые и реже гидротермальные
железорудные, медные, молибденовые, полиметаллические и вольфрамовые
месторождения (Магматические формации СССР, 1979).
Практическое применение сиениты находят в дорожном и монументальном
строительстве.
Щелочнополевошпатовый сиенит
Щелочнополевошпатовые сиениты могут постепенно переходить в собственно сиениты,
щелочные сиениты, а через щелочнополевошпатовые кварцевые сиениты и в аляскиты.
В отличие от собственно сиенита щелочнополевошпатовый сиенит почти не содержит
плагиоклаза в виде самостоятельных зерен. Его содержание составляет не более 10%
суммы полевых шпатов. Содержание темноцветных минералов в породе не
превышает 15%, обычно 3—5%. В литературе эти породы описываются как "ортоклазовые
сиениты" (Юбельт, Шрайтер, 1977), "моношпатовые" сиениты, а чаще не выделяются
в самостоятельный вид.
Внешний облик, текстура. Розовая, розовато-серая", крупно-, средне-, мелко-,
тонкозернистая, равномернозернистая, неравномернозернистая порфировидная порода,
массивной, реже трахитоидной текстуры.
Минеральный состав, структура, последовательность кристаллизации. Главными
минералами щелочнополевошпатового сиенита являются калиево-натриевый полевой
шпат, моноклинный пироксен (см. табл. 132), роговая обманка, биотит;
второстепенными — плагиоклаз, кварц, магнетит, апатит, циркон, редко титанит, ромбический
пироксен, флюорит, гранат.
Вторичные минералы: хлорит, вторичный магнетит, альбит, карбонат.
Калиево-натриевый полевой шпат — ортоклаз, ортоклаз-пертит, анортоклаз, микро-
клин-пертит. Зерна обыно длинно- или короткотаблитчатой формы часто с краевыми
коррозионными гранями. В бесплагиоклазовых и беспироксеновых разновидностях
зерна калиево-натриевого полевого шпата более идиоморфны, чем амфибола, биотита
и кварца. Его зерна иногда обладают двойниковым строением по карлсбадскому и
манебахскому законам.
Моноклинный пироксен — авгит (обычно Fe-авгит, Fe-салит), редко диопсид-геден-
бергит — наблюдается в идиоморфной формы зернах и встречается в промежутках
между зернами калиево-натриевого полевого шпата.
Ромбический пироксен — гиперстен — встречается неповсеместно и не является
типичным минералом. Он наблюдается в зернах неправильной формы со стремлением
к идиоморфизму.
Амфибол — гастингсит, керсутит, баркевикит, редко обыкновенная роговая обманка;
наблюдается в виде зерен как идиоморфной, так и неправильной формы, выполняя
промежутки между зернами калиево-натриевого полевого шпата, часто совместно
с зернами других темноцветных минералов и рудным минералом.
Биотит наблюдается в чешуйках неправильной и идиоморфной формы.
Плагиоклаз — альбит. Встречается неповсеместно; зерна неправильной удлиненной
формы.
Кварц также присутствует неповсеместно, выполняет промежутки между зернами
других минералов, всегда ксеноморфный. Обычно его форма зависит от формы зерен
других минералов.
Акцессорные и рудные минералы наблюдаются в типичных для них зернах
неправильной и идиоморфной формы. Гранат принадлежит бурому меланиту.
Для щелочнополевошпатовых сиенитов типично присутствие одного или нескольких
темноцветных минералов; один наиболее типичен для лейкократовых разновидностей.
Структура щелочнополевошпатовых сиенитов подобна тенсбергитам. Наблюдаются
гипидиоморфнозернистая, панидиоморфнозернистая, аллотриоморфнозернистая, реже
трахитоидная, бостонитовая структуры (рис. 77,а—в). Калиево-натриевый полевой
шпат образует более крупные зерна по сравнению с другими минералами. Отчетливо
наблюдаются две его генерации. К первой принадлежат более крупные зерна, ко
второй — более мелкие. Последние наблюдаются совместно с темноцветными минералами
(одним или несколькими) и выполняют промежутки между зернами калиево-натрие-
30. Зак. 971 465
Рис. 77. Щелочнополевошпатовые сиениты
а — щелочнополевошпатовый сиенит. Анортоклаз в ромбовидных зернах, авгит, биотит,
акцессорные — магнетит и апатит. Норвегия, Лангезунд-фиорд. rf = 5,6 мм (Заварицкий, 1956);
б — щелочнополевошпатовый сиенит. Калиевый полевой шпат, единичные зерна магнетита,
кварца. Бостонитовая структура. СССР, западный склон Даралагеза. d = 3,6 мм (Половинкина, 1966);
в — щелочнополевошпатовый сиенит-аплит. Калиевый полевой шпат с микропертитовыми врост-
ками альбита, единичные зерна кварца. Аллотриоморфнозернистая структура. Урал, Бердяуш.
{/ = 4,7 мм (Заварицкий, 1956)
вого полевого шпата I генерации. В промежутках между зернами 1 генерации обычны
темноцветные минералы — моноклинный пироксен и (или) амфибол, и (или) биотит,
редко ромбический пироксен. К темноцветным минералам обычно приурочены рудные
и акцессорные минералы, реже они включены в темноцветные минералы или калиево-
натриевый полевой шпат. Плагиоклаз встречается редко среди зерен второй генерации.
Иногда он обрастает калиево-натриевым полевым шпатом. В трахитоидных
разновидностях все зерна имеют удлинение в одном направлении. В сиенитах, обладающих
бостонитовой структурой, зерна калиево-натриевого полевого шпата имеют удлиненную
форму, различно ориентированы и имеют крайне неправильные очертания. Зерна
калиево-натриевого полевого шпата изометричной формы типичны для
щелочнополевошпатовых сиенит-аплитов (см. рис. 77,в). Наблюдаемые соотношения минералов
дают основание предполагать следующий порядок кристаллизации в
щелочнополевошпатовых сиенитах: калиево-натриевый полевой шпат I -^-темноцветные
минералы I -> плагиоклаз -*калиево-натриевый полевой шпат II -*темноцветные минералы II.
В редких случаях кристаллизация пироксена предшествовала калиево-натриевому
полевому шпату. Кристаллизация заканчивалась кварцем, судя по тому, что он
заполняет мельчайшие промежутки между зернами других минералов. В
щелочнополевошпатовых сиенит-аплитах (см. рис. 77, в) кристаллизация всех минералов была,
вероятно, одновременной.
Химический состав. Щелочнополевошпатовые сиениты по сравнению с собственно
сиенитами принадлежат только к весьма высокоглиноземистым горным породам
калиевой (Na2O/K2O < 0,4) и реже калиево-натриевой (Na2O/K2O = 0,4-4) сериям,
что обусловлено их количественным минеральным составом (см. табл. 106). Величина
коэффициента агпаитности колеблется от 0,6 до 0,95.
Щелочнополевошпатовые сиениты по сравнению с собственно сиенитами и другими
видами средних горных пород нормального и субщелочного рядов обладают более
высокими содержаниями К2О (табл. 134).
Разновидности среди щелочнополевошпатовых сиенитов выделяются по зернистости,
количественному содержанию темноцветных минералов, реже характерному калиево-
натриевому полевому шпату. По зернистости среди щелочнополевошпатовых сиенитов
различаются крупно-, средне-, мелко-, тонкозернистые, равномернозернистые, неравно-
мернозернистые, порфировидные разновидности, а по содержанию темноцветных
минералов — лейкократовый щелочнополевошпатовый сиенит (М < 5), мезократовый
(М = 5—10) и меланократовый (М > 10). По характерному темноцветному минералу
выделяются амфибол-биотитовые, биотитовые, пироксен-биотитовые, пироксен-ам-
фиболовые, пироксеновые и амфиболовые щелочнополевошпатовые сиениты. Первые
466
Таблица 134. Химический состав щелочнополевошпатовых сиенитов (в вес.%)
Компоненты
SiO2
тю,
А12О3
Fe2O3
FeO
1
62,0
0,5
16,0
0.7
0,9
2
57,83
0,85
19,12
2,13
2,11
3
54,25
0,78
14,85
3,15
1,19
Компоненты
МпО
МдО
СаО
Na,O
К2О
1
1,6
3,6
1.1
12.4
2
0,06
1,75
3,56
3,61
8,18
3
0,10
1,76
8,26
2,05
9,27
1 — ортоклазовый (Юбельт, Шрайтер, 1977); 2 — массив Кзыл-Омпул, I фаза. Северный Тянь-
Шань (среднее из 3 ан., Гаврилин, 1964) ; 3 — Верхне-Дункепьдыкский массив, Памир (среднее из
7 ан., Дмитриев, 1976).
Примечание. Н2О, СО2 и другие компоненты — 4% (ан. 3) .
две разновидности пользуются наибольшим распространением. При описании пород
необходимо указывать не только присутствие пироксена или субщелочното натриево-
кальциевого амфибола, но и его вид, например: баркевикитовый щелочнополевошпа-
товый сиенит и т.д. Рекомендуется также отражать характер калиево-натриевого
полевого шпата (ортоклазовый, микроклиновый или анортоклазовый сиенит).
Формы залегания. Щелочнополевошпатовые сиениты наблюдаются в виде мелких
самостоятельных тел {штоки, лакколитообразные тела, дайки) ; они развиты так
же, как краевые фациальные разновидности собственно сиенитовых, кварцево-сиени-
товых, редко гранитных массивов. Кроме того, они проявляются как более ранняя
фаза в ассоциации с щелочными гранитами, образуя неправильные по форме тела.
Регионы распространения. Щелочнополевошпатовые сиениты образуются в
заключительные стадии развития складчатых областей. Они установлены также в зонах
активизации складчатых областей и платформ. В СССР они выявлены в Казахстане (Бат-
пакский массив), Киргизии (Кзыл-Омпульский массив), Забайкалье, Алтае-Саянской
складчатой области. Восточном Памире и других районах. За рубежом они известны
в ГДР (район Дрездена), Норвегии (район Осло) и др.
Принадлежность к формации. Щелочнополевошпатовые сиениты установлены в
составе сиенит-габбровой формации (Алтае-Саянская складчатая область), сиенит-
кварцево-сиенит-гранитной и формации щелочных кварцевых сиенитов — гранитов.
Эти горные породы могут быть производными как основных, так и щелочных и
гранитных магм.
Металлогения и практическое значение. Металлогеническое значение
щелочнополевошпатовых сиенитов не совсем ясно. В них иногда наблюдается флюоритовая
минерализация (Дмитриев, 1976), т.е. проявляются признаки, типичные для аляскитовой
формации. Щелочнополевошпатовые сиениты используются в качестве облицовочного
камня. Они могут быть использованы также как полевошпатовые добавки в
керамическом производстве.
СРЕДНИЕ ПОРОДЫ ЩЕЛОЧНОГО РЯДА
Вулканические породы
С е м е й с т в о щелочных трахитов
Семейство щелочных трахитов по содержанию SiO2 укладывается в интервал E3—64)
±2%, а по сумме щелочей — 7,8—14%, т.е. по сумме щелочей оно перекрывается с
семейством трахитов субщелочного ряда.
В семействе щелочных трахитов выделен один вид того же наименования.
Щелочной трахит
Вулканическая порода, химически сходная по содержаниям SiO2 и частично сумме
щелочей с трахитами субщелочного ряда, но содержащая щелочные пироксены и
амфиболы. Эта горная порода пользуется ограниченным распространением. Щелочные тра-
467
хиты проявляются в заключительные этапы развития складчатых областей и в стадии
активизации.
Внешний облик, текстура. Белая, голубовато-белая, зеленовато-серая, желтовато-
серая, реже розовато-серая и зеленовато-черная, афировая или порфировая порода
массивной текстуры. Вкрапленники могут составлять от 5 до 75%, из них
темноцветные минералы обычно составляют 5—10% объема породы.
Минеральный состав, структура, последовательность кристаллизации. Главными
минералами щелочных трахитов являются калиево-натриевый полевой шпат, альбит,
щелочные пироксены (эгирин, эгирин-авгит, редко кроссит), щелочные (арфведсонит,
рибекит) и натриево-кальциевые амфиболы (катафорит, баркевикит) . Среди
второстепенных минералов наблюдаются титанавгит, диопсид, авгит, оливин, биотит,
магнетит, апатит.
Калиево-натриевый полевой шпат — главный минерал вкрапленников — представлен
санидином, ортоклазом и (или) анортоклазом часто короткопризматического габитуса,
двойникового строения, причем простые двойники нередко осложнены
полисинтетическими. Более крупные вкрапленники часто имеют зональное строение. Анортоклаз
во вкрапленниках водянопрозрачный. Альбит (Ап3_ю) обычно присутствует в
основной массе, но иногда наблюдается и во вкрапленниках в виде зерен неправильной
удлиненной формы.
Эгирин-авгит наблюдается как во вкрапленниках, так и в основной массе, в виде
идиоморфных зерен, реже зерен неправильной формы. Эгирин образует мелкие
игольчатые кристаллы или оболочки вокруг кристаллов эгирин-авгита или диопсида.
Кроссит наблюдается в зернах игольчатой формы. Арфведсонит присутствует в идиоморф-
ной, реже неправильной формы зернах, иногда обрастает эгирин; встречается
неповсеместно. Катафорит и баркевикит образуют идиоморфные зерна. Рибекит обычен в
идиоморфных или игольчатой формы зернах, развивается неповсеместно. Авгит наблюдается
неповсеместно в виде идиоморфных зерен и обычно обрастает титанавгитом или эги-
ринавгитом. Диопсид, как и авгит, встречается редко; иногда обрастает эгирин-авгитом.
Оливин по составу соответствует феррогортонолиту (Fas 7) . Встречается неповсеместно;
наблюдается во вкрапленниках в виде изометричных бледно-желтоватых зерен нередко
в срастании с магнетитом и апатитом. Биотит редко и в малом количестве встречается
в виде крупных и мелких чешуек. Магнетит и апатит являются постоянными
акцессорными минералами и наблюдаются в типичных для них формах.
Щелочной трахит обладает трахитовой структурой с характерным флюидальным
или полосчатым расположением тонких лейст щелочного полевого шпата, щелочных
пироксенов и амфиболов. Обычно породы содержат вкрапленники щелочных полевых
шпатов (анортоклаза, санидина, альбита) и реже вкрапленники щелочных
темноцветных минералов. В субвулканических фациях вкрапленники более крупные и среди
них отчетливо наблюдается две генерации. Основная масса состоит из флюидально
расположенных лейст санидина, находящихся в пойкилитовом прорастании с
амфиболом, и ничножного количества кварца или стекла. В щелочных трахитах лейсты
кислого плагиоклаза и калиево-натриевого полевого шпата создают основной рисунок
структуры горной породы. Наряду с ними присутствуют оливин, эгирин-авгит. Циркон,
апатит, магнетит наблюдаются в любом трахите, тогда как биотит — неповсеместно.
Акцессорные минералы образуют как вкрапленники, так и наблюдаются в основной
массе. Соотношения вкрапленников дают основание полагать, что кристаллизация
щелочных трахитов начиналась с калиево-натриевого полевого шпата, судя по
включениям его в альбите, а в чисто альбитовых разновидностях (кросситовые трахиты
Италии) с альбита, а затем появлялись щелочные пироксены. Та же последовательность
кристаллизации наблюдается и в основной массе. Кристаллизация магнетита и
акцессорных минералов во времени совпадает с началом кристаллизации темноцветных
минералов, а иногда и предшествует им, судя по их включениям во вкрапленниках
темноцветных минералов; иногда акцессорные минералы располагаются по границам
зерен вкрапленников салических минералов. Они обычны и среди основной массы.
Темноцветные минералы в некоторых случаях почти нацело замещены окислами
железа. Особенно это типично для рибекита. В тех случаях, если в породе появляется кварц,
он кристаллизуется последним.
Химический состав. Петрохимическим эквивалентом щелочных трахитов являются
щелочные сиениты. По отношению №20/К,0 они принадлежат калиево-натриевой
468
Таблица 135. Средний химический состав щелочных трахитов (в вес.%|
Компоненты
SiO2
TiO2
AljO,
Fe,O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
Число
анализов
62,63
0,62
17,06
3,01
1,98
0,13
0,63
1,51
6,26
5,37
61,95
0,73
18,03
2,33
1,51
0,13
0,63
1,89
6,55
5,53
Нет данных
56,36
0,48
20,10
2,86
2,01
0,01
1,15
2,73
7,65
4,97
57,45-65,62
0,19-1,86
15,26-20,06
1,55-6,06
0,ТЗ-1,89
0,07-0,41
0,22-2,53
0,53-5,79
3,59-7,82
3,88-6,09
23
1—2 — среднее для щелочного трахита мира: 1 — по Р. Дели (Daly,1933, 1936), 2 — по С. Нок-
кольдс (Nockolds, 1954); 3 — Норвегия (ромбен-порфир, Daly, 1933); 4 — Зибенгебирге, ФРГ;
5 —о-в Тенерифе; 6 —о-в Св. Елены; 7 —о-в Принсипе; 8 — Южная Австралия.
Примечание. Анализы 4—8 приведены по материалам А.Ф. Белоусова.
Таблица 135 (окончание)
Компоненты
SiO,
¦по;
А!2О3
Fe,O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
Число
анализов
5
54,78-63,2
0,19-1,90
13,83-21,01
0,66-5,15
0-4,03
0,05-0,29
0,29-1,40
0,84-5,16
5,9-9,84
3,42-6,16
30
6
57,58-62,34
0,06-1,47
16,89-19,86
1,11-3,49
1,18-4,42
0,12-0,30
0,05-0,50
0,83-3,11
6,7-8,94
3,23-6,23
14
7
53,41-61,36
0-1,08
18,08-24,25
0,38-3,41
0,56-2,03
0,0-0,17
0,0-1,44
0,65-5,10
5,40-12,87
4,48-7,42
20
8
58,2-68,23
0,0-0,70
16,51-23,12
0,62-5,11
0,46-5,46
0,0-0,43
0,0-1,32
0,35-3,09
5,19-10,51
2,34-6,17
21
(Na2O/K2O = 0,4-4) и калиевой (Na.2O/K2O < 0,4) сериям. По степени глиноземис-
тости они соответствуют весьма высокоглиноземистым (al' = 2—10) и лейкократовым
породам (f' = Fe2O3 + FeO + MgO + TiO2 = 0,5—10%). Коэффициент агпаитности в
щелочных трахитах колеблется от 0,5 до 0,8, реже достигает единицы.
Средний химический состав щелочных трахитов приведен в табл. 135, из которой
отчетливо видно постоянное преобладание №2О над К20 при общей принадлежности
пород к калиево-натриевым сериям. Наиболее низкокалиевыми являются щелочные
трахиты Кузнецкого Алатау, данные о средних химических составах которых, к
сожалению, в литературе отсутствуют. Они являются и более низкокремнеземистыми.
Щелочные трахиты отдельных районов Атлантики и Австралии (см. табл. 135)
обладают широкими колебаниями содержаний всех окислов, причем низкокремнеземистые
разности наряду с высококремнеземистыми встречаются на островах Тенерифе и
Принсипе.
Разновидности щелочных трахитов выделяются по наличию или отсутствию
вкрапленников (порфировые или афировые), видовому составу темноцветного минерала,
а также содержанию вулканического стекла. По видовому составу темноцветных
минералов различаются: эгириновый, эгирин-авгит-биотитовый, кросситовый, рибекитовый,
рибекит-эгирин-геденбергитовый (хакутоит), эгирин-авгит-арфведсонитовый (бештау-
нит), оливинсодержащий баркевикит-эгирин-авгитовый и диопсид-эгириновый (кай-
469
векит, кейвекит), диопсид-эгирин-авгит-биотитовый (понцит, понцаит),эгирин-арфвед-
сонитовый, арфведсонит-лепидомелановый, катафоритовый, эгирин-баркевикитовый
щелочные трахиты. Из них эгириновые и эгирин-арфведсонитовые разновидности
пользуются наибольшим распространением.
При необходимости отражения в названии типа калиево-натриевого полевого шпата
выделяют анортоклазовый щелочной трахит и т.д. Стекловатая разновидность щелочных
трахитов называется щелочным гиалотрахитом.
Формы залегания. Щелочные трахиты наблюдаются в эффузивной (собственно
эффузивной, жерловой), экструзивной, субвулканической и пирокластической фациях.
Они формируются главным образом в наземных условиях. Их появление типично в
районах ареального магматизма, где они иногда наблюдаются и в кольцевых
структурах. Щелочные трахиты слагают потоки, купола, дайки, лакколитообразные и другой
формы тела. Залегание их в виде куполов особенно типично. Щелочные гиалотрахиты
наблюдаются в виде шлаковой корки на потоках, в куполах, появляются в эндокон.-
тактах даек, а также в виде бомб и лапиллей, выбрасываемых при извержениях.
Регионы распространения. Щелочные трахиты формируются в складчатых областях
в заключительные этапы их развития, а также в зонах тектонической активизации
складчатых областей и платформ. В СССР они известны на Кольском полуострове,
в Кузнецком Алатау, Туве, Забайкалье, Маймеча-Котуйской провинции и других
районах, а за рубежом — в Шотландии, Италии, ФРГ, Норвегии, Австралии (Квинсленд,
Виктория), Новой Зеландии, Африке (Кения), на Канарских островах, островах Прин-
сипе. Св. Елены и др.
Принадлежность к формации. Щелочные трахиты участвуют в строении различных
формаций: трахибазальтов — трахиандезитов — трахитов (Кузнецкий Алатау,
Восточный Саян), трахит-фонолитовой (Восточно-Африканская рифтовая зона), трахит-
лейцит-фонолитовой. М.П. Орловой щелочные трахиты рассмотрены в составе единой
формации фонолитов — щелочных трахитов — нефелиновых агпаитовых сиенитов,
что вряд ли справедливо (Магматические формации СССР, 1979).
Металлогения и практическое значение. В щелочных трахитах иногда наблюдаются
проявления тантал-ниобиевой минерализации, особенно в тех случаях, когда они
ассоциируют со щелочными плутоническими породами.
Используются щелочные трахиты в монументальном строительстве.
Семейство фонолитов
Фонолиты являются вулканическими эквивалентами фельдшпатоидных сиенитов, с
которыми они сходны по главным петрохимическим параметрам: SiO2 47,66—60,68;
AI2O3 9,74-22,71; Na2О 0,34-15,07; К2О 3,84-15,57%.
Название фонолитов в переводе обозначает звучный камень (латинское phone —
звук, lithos — камень). Оно впервые дано Клапротом A801), до которого данные
породы относились к ороговикованным сланцам благодаря тонкоплитчатой
отдельности, полосчатости или сланцеватости (микротрахитоидности).
Большинство фонолитов представляет собой отчетливо порфировые вулканические
породы, окрашенные в серые, голубовато-серые, зеленовато-серые и бурые тона. Они
обычно содержат вкрапленники санидина или анортоклаза, нефелина, лейцита или аналь-
цима. Реже встречаются афировые и витрофировые разновидности фонолитов, имеющие
в свежем сколе жирный блеск вследствие наличия в породе микрокристаллов нефелина.
Также редки мезо- и меланократовые фонолиты, обладающие темно-серой, темно-бурой
или густой красновато-коричневой окраской. Для них характерно присутствие
вкрапленников темноцветных минералов: оливина, пироксена, флогопита или амфибола
(магнофорита).
В зависимости от преобладающего в породах главного фельдшпатоидного минерала
и величины содержания в них натрия или калия в семействе фонолитов выделяются
виды: 1) фонолиты нефелиновые, калиево-натриевые (Na2O/K2O = 2—3,6) и 2)
фонолиты лейцитовые, калиевые (Na2O/K2O = 0,05—1,0). По содержанию кремнезема
каждый из этих видов может включать фонолиты основного (SiO2 47—52,5%) и среднего
(SiO2 53—60,68%) состава. Основные фонолиты обычно обогащены темноцветными
минералами (до 30—35%), поэтому в петрологической литературе иногда
употребляется термин "мелафонолит". В них могут присутствовать основной плагиоклаз, оливин,
470
флогопит, магнофорит. Однако в природе более широко распространены средние
(нормальные) фонолиты, сложенные преимущественно щелочными алюмосиликатными
минералами (до85—90%), благодаря чему они имеют лейкократовый облик. Помимо
главных типоморфных компонентов — нефелина и лейцита — в фонолитах (как
средних, так и основных) могут присутствовать другие фельдшпатоидные минералы
(содалит, анальцим, нозеан, или гаюин) при существенной роли в составе пород калиевого
или калиево-натриевого полевого шпата.
Фонолиты представляют собой гетерогенные магматические образования,
возникавшие при формировании разнотипных щелочных вулканических ассоциаций пород:
1) натриевых пикритов — мелилититов — нефелинитов — фонолитов; 2) натриевых
субщелочных оливиновых базальтов — нефелиновых тефритов — фонолитов (трахитов);
3) трахибазальтов — трахиандезитов — трахитов (фонолитов); 4) калиевых ультра-
мафитов — лейцититов — мезократовых фонолитов; 5) лейцититов — лейцитовых
фонолитов — трахитов; 6) трахитов и фонолитов, образующих самостоятельные
вулканические плато и субвулканические тела.
Фонолиты относятся к числу редких изверженных пород. По подсчетам В.Г. Лазарен-
кова, они составляют менее 0,2% среди эффузивных магматических образований.
Кроме того, благодаря легкому разрушению нефелина и лейцита фонолиты не сохраняют
своего первичного минерального состава, и поэтому долгое время считали, что они
отсутствуют среди палеотипных вулканических образований. В настоящее время
установлен весьма широкий возрастной диапазон образования фонолитов. На древних
платформах они обнаружены в вулканогенных толщах и интрузивных массивах глубокого
докембрия. К числу первых относятся сильно измененные псевдолейцитовые
фонолиты эффузивного комплекса Киркленд Лейк штата Онтарио в Канаде B375 млн. лет,
данные Currie, 1976), а к числу вторых принадлежат кольцевые и конические дайки
нефелиновых фонолит-порфиров в вулкано-плутоническом комплексе Пилансберг
Трансваальской провинции в Африке A290±180 млн. лет, Дю-Тойт, 1957). Теперь
найдены палеотипные нижнепалеозойские, среднепалеозойские и верхнепалеозойские
фонолитовые лавы. Однако максимум их развития приходится на кайнозойскую эпоху,
когда происходило формирование континентальных и океанических рифтовых систем.
Среди фонолитов менее распространены лейцитовые фонолиты; нефелиновые
фонолиты имеют такой же широкий ареал распространения, как и их главные интрузивные
эквиваленты — фойяиты. Однако геологоструктурное положение данных пород
различно. Если для фойяитов типична приуроченность к раздробленным эпиплатформенным
поднятиям (щиты), древним срединным массивам и посторогенным разломно-глыбо-
вым структурам, то лавовые покровы фонолитов и их субвулканические тела
(лакколиты, штоки, дайки, трещинные экструзии) связаны с формированием депрессионных
вулканогенных структур (впадины, грабены, рифтовые долины). Они возникали над
крупными щелочно-базальтоидными магматическими бассейнами, образование которых
сопровождалось ростом сводов (континенты) или вулканических островов (океаны).
Вследствие этого фонолиты редко встречаются вместе со своими интрузивными
аналогами — фельдшпатоидными сиенитами. Тесная временная и пространственная
сопряженность данных пород устанавливается только для вулкано-плутонических комплексов
центрального типа. Чаще всего фонолиты ассоциируют с субщелочными базальтами и
щелочными базальтоидами, трахиандезитами, латитами и трахитами. Исключение
представляет огромное платофонолитовое поле (около 60000 км2) Кенийской ветви
Восточно-Африканского рифта. Здесь фонолиты обособлены как во времени, так и в
пространстве от субщелочных оливиновых базальтов, выполняющих рифтовую зону. Фонолиты
распространены на ее бортах, где образуют континентальные вулканические плато,
в геологическом разрезе которых установлено несколько E—6) самостоятельных
покровов, формировавшихся в отрезок времени 14,3±0,1 —12,0±0,3 млн. лет (Lippard,
1973).
Нефелиновые фонолиты
Этот вид фонолитов известен давно, и его отличительная особенность состоит в
повышенном содержании нефелина О 20%), образующего как крупные или средние по
размерам порфировые вкрапленники, так и микрозернистую основную массу. Нефелин
обычно тесно ассоциирует со щелочным полевым шпатом и составляет с ним от 80 до
95% объема породы.
471
Внешний облик, текстура. Нефелиновые фонолиты чаще всего имеют порфировое
сложение, реже встречаются афировые и стекловатые разности вплоть до щелочных
обсидианов. Окраска пород изменяется от бело-серой до голубовато-серой и
зеленовато-серой, иногда бурой, зеленовато-бурой и коричневой, наблюдаемой в
приповерхностных частях лавовых потоков. Свежие фонолиты обнаруживают жирный блеск
благодаря присутствию в них нефелина. Последний на выветрелой поверхности породы
выделяется в виде углублений, "оспин", возникших на месте его порфирокристаллов.
Текстура нефелиновых фонолитов разнообразна — от сливной и массивной до трахито-
идной и полосчатой с хорошей тонкоплитчатой отдельностью. Реже наблюдается флюи-
дальная и пепловая (игнимбритоподобная) текстура.
Минеральный состав, структура, последовательность кристаллизации. Главным
породообразующим минералом данных фонолитов является, щелочной полевой шпат,
содержание которого колеблется от 40 до 65%. Он представлен санидином, высоко-
упорядоченным анортоклазом или ортоклазом, образующими крупные фенокристал-
лы и основную массу породы. Фенокристаллы нередко обнаруживают зональное
строение. Среди порфировых вкрапленников может присутствовать плагиоклаз (олигоклаз
или андезин), но его количество редко превышает 5—10%. Второй по значению
породообразующий компонент — нефелин B0—40%) — участвует преимущественно в сложении
мелкозернистой основной массы, где выделяется в форме кристаллов квадратного или
изометричного сечения. Среди них наблюдаются более крупные порфирокристаллы
нефелина, однородного или слабо зонального строения, имеющие характерный
гексагональный габитус. Они редко сохраняются свежими, так как по нефелину развивается
целая гамма вторичных минералов: содалит, канкринит, анальцим, другие цеолиты,
либнерит (смесь серицита с гидраргиллитом и окислами железа). Помимо этого, в
ассоциации с нефелином могут встречаться такие фельдшпатоидные минералы, как
гаюин и нозеан, которые крайне редко присутствуют в интрузивных фойяитах.
Среди темноцветных минералов нефелиновых фонолитов ведущая роль
принадлежит клинопироксену — титанавгиту, эгирин-авгиту или эгирину. Слабо щелочные пиро-
ксены образуют ранние порфировые призматические кристаллы и нередко
обнаруживают зональное строение. Ядра вкрапленников сложены авгитом, а периферические
каймы титанавгитом, эгирин-авгитом и эгирином. Последний минерал чаще выделяется
в основной массе в форме тонких призмочек или удлиненных к^еноморфных
выделений, выполняющих промежутки между зернами полевого шпата и нефелина.
Щелочной амфибол (катафорит и др.) менее характерен для фонолитов, чем
пироксен. Если он присутствует, то создает как крупные фенокристаллы, так и
микроскопические выделения, участвующие в строении трахитового каркаса породы. Содержание
амфибола только в случае отсутствия пироксена достигает 5—10%. Кроме указанных
темноцветных минералов, встречаются железистый оливин, окруженный опацитовой
каймой или нацело замещенный селадонитом, а также биотит. Последний возникает
чаще всего при вторичном изменении фонолитов, особенно при микроклинизации и
альбитизации. Характерными акцессорными минералами данных пород являются
апатит, титанит, циркон, титаномагнетит, энигматит, гранат-шорломит или меланит.
Значительно реже в ассоциации с эгирином встречаются эвдиалит, титаноловенит, рин-
колит и энигматит, а в парагенезисе с керсутитом — флюорит.
Структура нефелиновых фонолитов чаще всего полнокристаллическая и отчетливо
порфировая за исключением таких витрофировых разностей, как кениит (Wright,
1970). Крупные вкрапленники принадлежат щелочному полевому шпату и нефелину,
реже плагиоклазу, анальциму, нозеану и гаюину. В фонолитах повышенной основности
порфировые выделения принадлежат железистому оливину, зональному пироксену
и реже амфиболу. Размеров вкрапленников иногда достигают титанит, апатит,
титаномагнетит и энигматит. Структура основной массы более разнообразна. Она бывает
трахитовой, когда в фонолитах преобладает щелочной полевой шпат и мелкие лей-
стоподобные кристаллы ортоклаза или санидина вытянуты длинными осями в одном
направлении (рис. 78, а, в) . Они, как правило, обтекают крупные порфирокристаллы.
Для фонолитов также типична нефелинитоидная структура основной массы, при
которой господствующую роль играет нефелин в форме мелких идиоморфных и ксеноморф-
ных зерен. На их стыках располагаются микропризмочки эгирина или неправильные
выделения амфибола (см. рис. 78, б, г) . В кениитах и витрофировых фонолитах
стекловатая основная масса содержит микролиты щелочного полевого шпата и небольшую
472
Рис. 78. Фонолиты
а — фонолит с трахитовой структурой. Южная Дакота, Блек-Хиллс (Заварицкий, 1956);
б — фонолит с нефелинитоидной структурой основной массы. Чехословакия, Брюкс
(Заварицкий 1956);
в — мезократовыи трахитовый фонолит. Новая Зеландия, район Данедин (Nockolds et al., 1979);
г — амфиболовый фонолит порфировидный с нефелинитоидной основной массой. Чехословакия,
Брюкс (Nockolds et al., 1979);
д — эгириновый порфировидный фонолит с трахитовой основной массой, насыщенный
игольчатыми кристаллами эгирина. Бразилия (Хэтч и др., 1975)
примесь эгирина. Фенокристаллы редки и представлены только санидином и оливином,
который по краям замещается хлоритом и биотитом. Иногда в форме порфировых
вкрапленников наблюдаются нефелин и анальцим (рис. 79, а, б) .
Последовательность кристаллизации породообразующих минералов в значительной
степени определялась химизмом фонолитового магматического расплава. Совершенно
очевидно, что в нем крупные порфирокристаллы выделялись раньше, чем
мелкозернистая основная масса. Однако в случае пересыщения фонолитов щелочами, особенно
натрием, их кристаллизация начиналась с нефелина, образующего наиболее ранние
вкрапленники. Близко одновременно с ним выделялись крупные призматические
кристаллы ортоклаза, а затем основная масса с трахитовой структурой, сложенная
нефелином, ортоклазом и более поздним игольчатым эгирином или щелочным амфиболом
(см. рис. 79, в, г). Такой порядок кристаллизации фонолитов можно назвать агпаито-
вым, как это было принято для пересыщенных щелочами нефелиновых сиенитов,
содержащих эгирин и арфведсонит (см. рис. 78, д).
В другом случае, когда фонолиты обладали повышенной основностью или глино-
земистостью, кристаллизация пород начиналась с выделения оливина, титаномагнетита,
титанистого авгита, иногда титанита и апатита. После этого возникали
порфирокристаллы нефелина и щелочного полевого шпата, а зате.м происходила раскристаллизация
основной массы породы, отвечающей по составу нефелин-полевошпатовой эвтектике.
Химический состав. Средние химические составы нефелиновых фонолитов,
участвующих в строении различных вулканических серий, представлены в табл.136),из
которой видно, что данные породы следует относить к основным при содержании SiO2
E1,73%), соответствующем базальтовому уровню. Такие фонолиты характерны для
серии, состоящей из натриевых ультрабазитов — мелилититов— нефелинитов, где они
обладают повышенным содержанием окисных соединений кальция D,75%), железа F,13%),
магния A,29%) и титана A,11%). Количество глинозема A9,16%) и щелочей A2,60%)
близко к идеальному фонолиту, вычисленному Леметром (Le Maitre, 1976]). По
сравнению с последним в основных фонолитах господствующая роль принадлежит натрию,
поэтому отношение Na2O/K2O = 2,73, а в идеальном фонолите — 2,29.
Нефелиновые фонолиты имеют средний состав, когда содержание кремнезема
возрастает до 54—56% и соответствует андезитовому уровню. Подобные фонолиты
распространены более широко, участвуя в строении щелочнобазальтоидных, трахибазальт-
трахиандезитовых и трахит-фонолитовых серий. По сравнению с основными фонолита-
ми в них увеличивается количество щелочей A3,45%) и особенно калия (Na2O/K2O =
= 2,09—2,35). Снижается значение СаО (до 1,84%) и МдО (до 0,59%), но при этом мало
изменяется содержание глинозема A9,0—19,65%) и сумма Fe2O3 + FeO E,12%)
.Фонолиты среднего состава весьма близки по химизму к идеальному фонолиту (Le Maitre,
1976]). От них мало чем отличаются кенийские фонолиты Восточной Африки,
образующие самостоятельные вулканические поля.
Разновидности. Среди нефелиновых фонолитов по особенностям их структуры
выделяются три главнейшие разновидности: 1) трахитоидные фонолиты, в которых
щелочной полевой шпат резко преобладает над нефелином (Ne< 20%), образуя как
крупные лейстовидные фенокристаллы, так и микротрахитовую основную массу,
содержащую неравномерно распределенные изометричные зерна нефелина (см.
рис. 78, а); 2) нефелинитоидные фонолиты, отличающиеся от предыдущих
повышенным содержанием нефелина (до 40%), присутствующего в форме крупных
порфировых вкрапленников и слагающих микрозернистую основную массу породы (см.
рис. 78, б); 3) витрофировые фонолиты, бедные фенокристаллами санидина и
нефелина; в них господствующее значение имеет слабо раскристаллизованная масса,
содержащая измененное вулканическое стекло, иногда пронизанное микропризмочками
эгирина. Такие фонолиты развиты в Восточно-Африканском рифте, где их называют кени-
итами.
По характерному породообразующему минералу, присутствующему в форме фено-
кристаллов, среди нефелиновых фонолитов выделяются следующие разновидности:
плагиоклазсодержащие (орданшиты), содалитсодержащие, нозеансодержащие, аналь-
цимсодержащие (блермориты) и гаюинсодержащие. Химические анализы
перечисленных разновидностей представлены в табл. 137. Сопоставление аналитических
данных позволяет сделать вывод о том, что максимальная общая (до 18%) и натриевая
(Na2O/K2O ~ 4,0) щелочность характерны для фонолитов, обогащенных нозеаном
474
a
-.с"
Рис. 79. Анальцимсодержащие нефелиновые фснолиты
э - фонолит с порфировыми вкрапленниками нефелина анальцима и полевого шпата Мозамбик
Лупата (Wolley, Symes, 1976) ;
б - фонолит, обогащенный анальцимом (блерморит). Видны многочисленные вкрапленники
анальцима (серое) и нефелина (белое) (Wolley, Symes, 1976) ;
9 - фонолит нефелиновый с нозеаном, образующим вкрапленники многоугольной
формы.Основная масса нефелинитоидная с микрокристаллами эгирина, микролитами санидина и незначительным
количеством мутного непрозрачного анальцима. Англия, Корнуолл, Вульф-Рок (Вильяме, и др.,
1 У О 11 \
г — фонолит нозеановый. Порфировые вкрапленники санидина и зонального нозеана находятся
в основной массе, состоящей из идиоморфного нефелина, игольчатого эгирина и отдельных саниди-
новых микролитов; незначительное количество мутного непрозрачного анальцима выполняет интер-
стиции. Англия, Корнуолл, Вульф-Рок. d = 2 мм (Вильяме и др., 1957)
Таблица 136. Средний химический состав фонолитов (в вес.%)
Компоненты
SiO,
-по;
AUO,
fe'2O,
FeO
MnO
MgO
CaO
Na,0
k/o
Число анализов
Вулканическая
ассоциация
1
51,73
1,11
19,16
3,69
2,44
0,18
1,29
4,75
8,10
4,50
18
Натриевых
ультрабазитов -
нефелинитов —
фонолитов
54,16
0,79
19,65
2,44
2,68
0,23
1,08
1,84
8,16
5,29
15
Фонолитов-тра-
хитов
(Кенийский рифт)
56,15
0,67
19,00
3,04
2,08
0,31
0,59
2,56
7,67
5,60
35
Субщелочных
базальтов — тра
хиандезитов —
фонолитов (тра
хитов)
4
56,90
0,59
20,17
2,26
1,85
0,19
0,58
1,88
8,72
5,42
47
Не
известно
5
56,19
0,62
19,04
2,79
2,03
0,17
1,07
2,72
7,79
5,24
340
1 — среднее для нефелинового фонолита основного состава; 2, 3 — то же среднего состава; 4,5 —
среднее для фонолита: 4 - по С. Ноккольдс (Nockolds et al., 1978), 5 - по Р. Леметру (Le Maitre
1976).
Примечание. Химические анализы для расчета средних составов пород (ан. 1—3)
заимствованы из работ: Герасимовский, Поляков, 1974; Главнейшие провинции..., 1974; Сёренсен, 1976;
Almeida, 1961; Allen, Charsley, 1968; Borley, 1966; Bravo, 1964; Lippard, 1973.
(табл. 137, ан. 12). В случае повышенного содержания содалита увеличивается
относительное содержание натрия (до 8—9%) , но величина суммарной щелочности
изменяется в меньших пределах A4—15%). Для нозеановых и содалитовых фонолитов,
помимо этого, типична высокая насыщенность летучими, особенно хлором и серным
ангидридом. Анальцимовые разновидности отличаются повышенным содержанием воды.
По составу темноцветных минералов фонолиты подразделяются на оливинсодер-
жащие, титанавгитовые, эгирин-авгитовые, эгириновые и амфиболовые. Последние
разновидности являются более редкими.
Формы залегания. Нефелиновые фонолиты создают как эффузивные павовые
покровы, так и разнообразные по форме субвулканические тела (рис. 80, 81).
Последние могут иметь форму лакколитов, штоков, кольцевых, конических и радиальных
даек, межпластовых интрузивных тел с куполообразными прикровлевыми вздутиями.
Чаще всего они залегают среди вулканогенных толщ щелочнобазальтоидного состава
(Чешское среднегорье, Центральный Французский массив и др.) или в пределах кальде-
рообразных опусканий, сложенных щелочными эффузивами, сохранившимися в вул-
кано-плутонических комплексах центрального типа (Пилансберг в Юго-Западной
Африке, Ловозеро на Кольском полуострове) . Лавовые покровы в одних щелочных
провинциях, например, Центральный Французский массив, участвуют в строении отдельных
вулканических построек (Канталь, Мон-Дор, Лемань, Веле, Фарез, Обранш и др.) ,
отличаются небольшими мощностями и площадями распространения (Azambre, Girod,
1966; Brousse, 1961; Varet, 1967, 1969, 1971; Varin-Perignon, 1966). В других
провинциях. Кенийская в Восточной Африке, нефелиновые фонолиты образуют
разномасштабные вулканические поля площадью от 30 до 2400 км2. При этом мощность
покровов колеблется от 40 до 270 м (Lippard, 1973).
Регионы распространения. Нефелиновые фонолиты известны на всех континентах,
а также на островах Атлантического, Индийского и Тихого океанов. Самые крупные
лавовые покровы (до 9000 км2) и разнообразные по форме субвулканические
проявления фонолитов находятся в Африке, где развиты в целом ряде щелочных
провинций. На юге страны расположена наиболее древняя Трансваальская провинция с докем-
брийским вулкано-плутоническим комплексом эгириновых фойяитов, луявритов,
тингуаитов и сиенитов с дайками фонолитов (массив Пилансберг; Shand, 1928). К
северу от нее в пределах Франспуртскои тектонической зоны известны фонолиты массива
Лайвкрааль, а далее в провинции Малави — фонолиты щелочного комплекса Чилва
476
;¦!
Рис. 80. Скальное обнажение вертикального контакта субвулканического тела фонолитов (Varet
1971)
Рис
:. 81. Формы интрузивных тел фонолитов вулканической области Кантал, Франция (Varet, 1971)
(Garson, 1965). На востоке континента протягивается система Великих Африканских
рифтов, где нефелиновые фонолиты участвуют в строении вулканов Северной
Танзании, Уганды, Кении и Эфиопии. Наиболее крупные поля платофонолитов площадью
до 2400 км приурочены к бортам рифта Грегори (Lippard, 1973; Gordon, 1976) .
В Юго-Западной Африке в области Дамараленд нефелиновые фонолиты известны
в районах Рехабос и Уиндхок, а также в горах Клингхарта, где они формируют
маломощные покровы, силлы, дайки, штоки (некки) и более мелкие жилы в пределах
щелочнобазальтоидных вулканических полей (Allen, Charsley, 1968). К северу от Да-
мараленда они имеются на территории Анголы (Кьюколонго), а также в щелочном
поясе Камерунского тектонического линеамента, на продолжении которого в
Гвинейском заливе расположены острова Фернандо-По, Принсипе, Сан-Томе и Аннабон, где
наряду со щелочными ультрабазитами и базальтоидами присутствуют более молодые
нефелиновые и нефелин-гаюиновые фонолиты (Fuster, 1954; Gere, 1953). Северо-
западнее Камерунской зоны сосредоточены провинции плато Джое, Аира и Хаггарского
нагорья. Здесь вулканические породы занимают площадь более 2000 км2. Среди них
преобладают трахиты и фонолиты, ассоциирующие со щелочными базальтоидами.
Фонолиты отличаются большим разнообразием состава и представлены как миаскито-
выми разностями, пересыщенными глиноземом, так и агпаитовыми, содержащими,
помимо нефелина, содалит, анальцим, эгирин. На северном продолжении линии Каме-
477
Таблица 137. Химический состав главнейших разновидностей нефелиновых фонолитов (в вес. '
Компоненты
SiO,
тю".
AI263
Fe,O,
FeO
MnO
MgO
CaO
Na,0
K,O
P,O-
1
59,32
0,41
18,72
2,72
2,84
0,18
0,54
1,78
7,06
5,07
2
57,98
0,20
17,92
4,23
2,72
_
0,34
2,12
6,99
5,24
0,08
3
55,33
0,05
22,38
0,38
1,19
0,08
0,20
1,98
10,48
5,88
0,14
4
54,90
0,22
22,31
1,29
0,51
0,33
0,04
0,76
10,16
6,43
0,04
5
58,64
0,19
20,86
1,60
2,23
0,11
0,29
1.57
9,79
4,62
6
51,95
1,24
18,74
1,72
4,43
0,23
1,01
2,83
9,94
4,66
7
55,56
0,60
20,90
1,56
1,41
0,16
0,72
2,69
7,06
4,89
8
53,40
1,40
19,60
2,90
2,60
1,70
5,30
8,60
4,50
9
57,58
1,02
16,83
3,25
4,39
0,33
0,74
2,19
7,86
4,95
0,25
1 — трахитоидный, горы Румпи, Юго-Западная Африка (Главнейшие провинции..., 1974); 2 — то
же, о-в При ней пе (Allen, Charsley, 1968); 3 — нефелинитоидный, район Фаинти Стаирлинг, Англия
(Allen, Charsley, 1968); 4 — то же, район горы Волчий Камень, там же (Allen, Charsley, 19681,5 — витртфи-
ровыи, о-в Тенерифе, Канарская группа островов (Smulikowski, 1945); 6 — кениит, гора Маунт-Ке-
ния. Восточная Африка (Герасимовский, Поляков, 1974) ; 7 — плагиоклазеодержащий, о-в
Тенерифе, Канарская группа островов (Smulikowski, 1945); 8 — орданшит, о-в Гран-Канария, там же
(Барсуков и др., 1979) ; 9 — содалитсодержащий. Восточная Африка (Сёренсен, 1976) ; 1 0 — то же, гора
Кавало, о-в Сан-Висенти (Bacelar, 1932); 11 — нозеансодержащий, Юго-Восточная Африка (Allen,
руна известна провинция Тибести, где на плато Джафар штоки и дайки фонолитов
прорывают лавовые покровы субщелочных оливиновых базальтов. Данные породы
найдены также в Атласской провинции на территории Марокко в северо-восточной
части Анти-Атласа, район Джебель Сарро (Sitter et al., 1952) .
Близ побережья Африки на островах Мадейра, Порто-Санто, Канарских и
Зеленого Мыса фонолиты участвуют в сложении верхних частей вулканических построек,
образованных субщелочными оливиновыми базальтами, щелочными базальтоидами
и трахитами. Иногда встречаются прослои оливиновых гиаломеланефелинитов (лим-
бургитов) и анкарамитов. Фонолиты развиты на островах Лос и Мадагаскар, а также
на некоторых островах Индийского океана (Кергелен, Маврикий) и внутренней
Атлантики (Азорские, Св. Елены, Кейп-Верде и др.) , расположенных восточнее Срединного
Атлантического хребта (Borley, 1976; Rothe, Schmincke, 1968) .
На территории Северной Америки фонолиты редки и образуемые ими
магматические тела (штоки, дайки) отличаются небольшими размерами. Они тяготеют
обычно к вулканическим полям щелочных базальтоидов, трахибазальтов, трахиандезитов
и трахитов, развитых в зоне рифтового рва Скалистых гор, тянущегося от Юкона до
Северной Мексики. Фонолиты известны в Апачских горах и провинции Балконес
штата Техас (Spenser, 1969; Заварицкий, 1956), на месторождении Крипл Крик штата
Колорадо, Магнет Ков штата Арканзас и Блек Хилл штата Дакота, а также в горах
Хайвуд штата Монтана.
В пределах Южной Америки субвулканические фонолиты и фонолит-порфиры
сосредоточены главным образом в восточной части Бразильской платформы, где они
участвуют в строении сложных вулкано-плутонических комплексов центрального
типа: массивы Тапир в штате Санта-Катарина, Анитаполис в Юго-Западной Бразилии,
Посос-Де-Калдос на Атлантическом побережье, Пик Тингуа в штате Рио-де-Жанейро,
Санта-Сатариана в районе г. Фларианполис. Близ восточного (Атлантического)
побережья Бразилии фонолиты проявлены на островах Тринидад и Фернандо-По. Здесь
они входят в состав вулканической серии щелочных ультрамафитов, щелочных
базальтов и трахитов (Almeida, 1955, 1961; Шейнманн, 1968; Borley, 1976) .
В Европе нефелиновые фонолиты. и их содалитовые, анальцимовые и гаюиновые
разности распространены в Богемском массиве, Среднечешском нагорье и в
Центральном Французском массиве, где они участвуют в строении третичных вулканических
областей, приуроченных к сквозным глубинным разломам Центрально-Европейской
рифтовой системы. Фонолиты присутствуют в составе щелочных базальтоидных серий
Рейнских грабенов (районы Кайзерштуль, Хегау, Штангейм, Бренк, Эйфель. Вестер-
478
10
55,11
0,17
19,27
2,67
1,41
0,03
0,05
1.33
9,11
6,54
11
54,24
0,51
20,84
2,26
2,09
0,15
1,21
2,99
9,22
3,84
12
51,00
0,30
20,25
2,26
2,58
0,15
0,80
2,21
13,00
5,00
13
54,11
0,36
20,93
1,85
1,51
0,35
0,21
0,90
8,74
5,84
0,19
14
53,70
0,63
*9,09
2,62
2,98
0,17
0,47
2,57
8,81
5,47
0,17
15
60,68
0,79
19,03
0,57
3,16
0,16
0,39
1,68
8,44
4,69
16
53,56
0,75
21,29
2,68
1,04
0,17
0,73
2,88
2,88
9,57
0,28
17
55,04
0,50
19,57
3,63
0,93
0,22
0,44
1,78
8,86
7,72
18
58,38
0,11
17,34
3,35
0,12
0,11
0,11
2,94
8,53
5,63
0,06
Charsley, 1968); 14 — то ж», .среднее из 5 ан., Nockolds et al., 1978); 15 — гаюинсодержащий, гора
Пико-де-Тайде, о-в Т.енерифе (Borley, 1966); 16 — нозеансодержащий (среднее из 3 ан., Nockolds
et al., 1978); 17 — эгириновый, Хаггар-Нигерийская провинция, Юго-Западная Африка (среднее
из 7 ан., Nash, Charmichael, 1969); 18 — то же, гора Кэнтал, Французский Центральный массив
(среднее из 4 ан., Сёренсен, 1976) .
Примечание. Н2О- 1,92; 2,40; 1,67; 1,57; 2,30; 0,34; 1,34; 4,40; 3,31; 1,18; 1,90 (ан.
1-4, 6, 7, 9, 12-14, 16, 18); СО2 - 0,20; 0,22; 0,13; 0,18; 0,70 (ан. 2, 4, 9, 12, 13) ; CI - 0,19; 0,26;
0,16; 0,09; 0,33 (ан. 3, 4,9, 16, 18) ; SO, -0,49; 0,38; 0,87; 1,22 (ан. 4, 12, 16, 18) .
вальд, Рён, Хильбург). На Богемском массиве фонолиты развиты в зонах центральных
глубинных разломов рифта р. Лабы и рифта Охре. Здесь фонолиты тесно ассоциируют
с трахитами, создавая крупные лакколиты, штоки, дайки и экструзивные тела,
составляющие не менее 25% вмещающих щелочнобазальтоидных пород. Примерно та же
самая вулканическая ассоциация развита на Центральном Французском массиве
(Прованс, Клермон и Оверни), откуда описаны плагиоклазсодержащие миаскитовые и
агпаитовые разновидности фонолитов, обогащенные эгирином, содалитом, а иногда
анальцимом и нозеаном (Brousse, 1961; Varet, 1969; Сёренсен, 1976).
В пределах Британо-Арктической провинции нефелиновые и нозеановые фонолиты
известны на Британских островах в Корнуолле (район Вольф Рок) (Tilley, 1959),
на о-ве Малл в Северо-Западной Шотландии и среди субвулканических интрузий
района Трепрайн-Лоу в Хаддингстоншайре. В последние годы нефелиновые фонолиты
найдены среди третичных вулканических полей Восточной Гренландии (Brooks, Rucklinge,
1974). На юге Европы данные породы развиты в Испании (провинция Мерроп) и
Португалии (провинция Сьерра-Мончике). Совсем недавно нефелиновые фонолиты
обнаружены в Араратской котловине Армянской ССР (Казарян, 1973).
Азиатский континент по сравнению с Европой и Африкой беден фонолитами. Их
маломощные эффузивные или субвулканические тела известны в Сибири в пределах
Маймеча-Котуйской (Егоров, 1970), Восточно-Саянской (Парначев, Фомин, 1976) и
Кузнецко-Минусинской (Бородин, 19742) щелочных провинций, где они находятся
в тесной ассоциации со средне- или верхнепалеозойскими субщелочными оливиновы-
ми базальтами и щелочными базальтоидами. В южной части Азиатского континента
фонолиты обнаружены в щелочной провинции пустыни Гоби (Баскина и др., 1978),
в провинциях Шанси и Внутренней Манчжурии (Китай), в центральной части Кореи,
в Малайзии на горном хребте Анкаратра и п-ове Анкифай, а также в Индонезии на
о-ве Целебес в районе Морос (Allen, Charsley, 1968). Характерно, что фонолиты и
трахиты отсутствуют в составе вулканических серий мезозойского Тихоокеанского
пояса Азии и появляются только на островах восточного поднятия Тихого океана
(Гавайи, Глория, Соккоро, Маркизские) или в зонах тектонических нарушений,
параллельных рифтовой системе (Brousse, Mayry, 1978; Bryan, 1967; MacDonald, 1944,
1949i2, 1968; Bishop et al., 1973; Tilley, Muir, 1964). Обобщая все вышеизложенное,
следует отметить, что наиболее мощный фонолитовый или трахит-фонолитовый
вулканизм происходил при формировании крупных тектоно-магматических структур
типа сквозных трансконтинентальных разломных линеаментов (например.
Камерунский в Юго-Западной Африке и Сан-Франциску в Бразилии) или сложно построенных
479
Таблица 138. Содержание второстепенных и акцессорных элементов в нефелиновых фонолйтах
Восточно-Африканского рифта и нефелиновых сиенитах Советского Союза (в г/т)
Элементы
Ti
Мп
Ni
Со
V
Сг
Nb
Та
Zr
TR
Li
Rb
Sc
Be
La
Sn
Sr
Ba
Cu
Th
U
Вулканиче1
8400
1400
8,1
6,7
70
11,2
160
787
400
20
130
3,9
2,4
30
3,5
1800
1870
6,7
24,6
3,5
2
3
Нет данных 4600
То же
20
600
6
30 20
20
ю :
3
22
530 230
Нет данных '.
1610 S
400 С
24,6
i
Нет данных
35
4,2
30
6
Нет данных
¦¦
ю :
Нет данных '.
То же
•
Щелочных Субщелочных
ская ассоциа- ультраба-
цин
зитоа —
оливиновых
базальтов -
нефелини- трахиандези-
нитов —
фоноли-
тов
1—2 — нефелиновые
плэтофонолиты Кении
тов —
трахитов (фонол и-
тов)
го
}00
380
Нет дан
шх
500
450
21
22,9-
10
3.0-
22,5
4
3100-8600
2200-3400
Нет данных
То же
201-438
Нет данных
557-Л 97
381-624
Нет данных
136-219
Нет данных
То же
"
55-1071
10-819
Нет данных
То же
"
Платофонолиты
Кении
фонолиты Восточно-Африканского
Герасимовский,
5
6400
10
10
42
16
210
14-20
860
390
20
130
2,4
30
3,5
25
24,6
3,5
Средняя
проба
фонол и та
Восточной
Афри ки
6
4000-600
815
20
12
80
76
200-500
Нет данных
830
368
0-50
Нет данных
То же
20
50
5
1775
2470
26
Нет данных
То же
Щелочных
ультраосновных
пород
рифта (Герасимовский
7
до 9000
1085
0-10
12
16
0-20
25
Нет данных
130
55
Нет данных
То же
"
2
20
3-5
2150
3750
10
Нет данных
То же
Щелочных
габброид-
ных пород
Поляков,
8
6200-6500
15-1700
4,5-9
0-5
69-154
24-28
607-702
49-59
2100-2420
830-1075
50-55
200-260
Нет данных
10-14
70-80
Нет данных
200-800
65-800
3-10
Нет данных
Агпаитовых
нефелиновых
сиенитов
1974); 3-4 -
Поляков, 1974; Lippard, 1973); 5 — фонолиты Восточной Африки;
6—8 — нефелиновые сиениты щелочных формаций СССР (Герасимовский и др., 1966;
Яшина, 1981).
рифтовых систем (Восточно-Африканская, Центрально-Европейская), выходящих
за пределы континентов в океанические бассейны, где возникали вулканические
острова, сложенные дифференцированными сериями щелочных ульрамафитов, щелочных
базальтоидов, субщелочных оливиновых базальтов, трахитов и фонолитов.
Принадлежность к формациям. Нефелиновые фонолиты и их разновидности,
содержащие содалит, нозеан, анальцим и гаюин, входят в состав дифференцированных
вулканических формаций. К их числу относятся: 1) формация натриевых щелочных
ультраосновных и щелочных базальтоидных пород с фонолитами и трахитами (Восточно-
Африканский рифт, провинция Камерун и др.); 2) формация субщелочных
оливиновых базальтов, нефелиновых, содалитовых и анальцимовых тефритов, фойяитов и
трахитов (Центрально-Европейский рифт, острова Атлантического океана и др.);
3) формация натриевых субщелочных оливиновых базальтов, трахибазальтов, трахи-
андезитов и трахитов с фонолитами (Центральный Французский массив, некоторые
острова Индийского и Тихого океанов); 4) формация трахит-фонолитовая,
образующая обособленные в пространстве и во времени вулканические поля или
субвулканические интрузивы лакколитообразной и штокоподобной формы (Кенийское плато
рифта Грегори, субвулканические массивы рифта р. Лаба).
Помимо этого,фонолиты могут участвовать в строении полиформационных
комплексов центрального типа, каждый из которых образован специфическими
ассоциациями пород (Свешникова, 1973; Бородин, 19742): 1) якупирангитов, пироксенитов,
тингуаитов, фонолитов, трахитов, карбонатитов (массив Тапира в Бразилии); 2)
субвулканических (экструзивных) карбонатитов, трахитов, фонолитов и ийолитов
(массив о-ва Чилва в провинции Малави); 3) эгириновых фойяитов, луявритов,
тингуаитов^ и фонолитов (массив Пилансберг в провинции Трансвааль); 4) субвулканических
фойяитов и фонолитов (массив Лайвкраль Франспуртской зоны в Африке); субвул-
480
канических фонолитов, фельдшпатоидных сиенитов, эссекситов, тералитов, монцони-
тов и карбонатитов (массив Кайзерштуль в южной вулканической области Рейнского
грабена).
Металлогения и практическое значение. Как уже отмечалось ранее, среди фонолитов
выделяются лейкократовые разновидности, обогащенные нефелином, а иногда
содалитом или нозеаном. Они обеднены кремнеземом, обладают повышенным содержанием
А12О3 B2—23%) и щелочей A5—18%). Такие разновидности представляют собой
естественную руду для алюминиевой и цементной промышленности, а также сырье
для получения поташа, щелочей и керамических изделий (Allen, Charsley, 1968). Фоно-
литы, отличающиеся повышенным содержанием кремнезема (до 60—61%) и
пониженным глинозема (до 19%), используются некоторыми государствами (ЧССР, ФРГ,
Франция) для производства зеленой и коричневой стеклопосуды, бесцветного и
окрашенного строительного и изоляционного стекла, стекловаты.
Сравнительное металлогеническое и геохимическое исследование нефелиновых
фонолитов никем не производилось. Наиболее полные сведения о содержании рудных и
редких элементов имеются по нефелиновым фонолитам вулканических серий
Восточно-Африканского рифта (табл. 138). Металлогеническая специфика фонолитов, так
же, как и их интрузивных эквивалентов — нефелиновых сиенитов, определяется
повышенным содержанием таких элементов, как титан, ниобий, цирконий, редкие земли,
а иногда стронций. Обнаружение в агпаитовых (эгириновых) фонолитах Хаггарского
нагорья (Юго-Западная Африка) редкометальных акцессорных минералов—энигматита,
эвдиалита, ловенита, ринколита и других — позволяет высказать предположение о
том, что такие разновидности вулканических пород могут быть источником титана,
циркония, ниобия и редких земель.
Лейцитовые фонолиты
Данный вид семейства фонолитов по главным петрохимическим параметрам —
содержанию кремнезема, глинозема и общей щелочности — весьма близок к нефелиновым
фонолитам и отличается от последних главным образом повышенным содержанием
калия (Na2O/K2O = 0,05—1,0, см. табл. 139). Это определяет специфику их
минерального состава, а именно: преобладание среди лейкократовых компонентов лейцита и
санидина (лавы) или псевдолейцита и ортоклаза (субвулканические тела), которые
в совокупности составляют 75—90% объема породы. Цветные компоненты обычно
представлены магнезиальным оливином, диопсидом, салитом, эгирин-салитом,
флогопитом, реже магнофоритом.
Внешний облик, текстура. Большинство лейцитовых фонолитов имеет порфировое
строение и неоднородную пятнистую окраску благодаря наличию светлых
вкрапленников лейцита и санидина, погруженных в плотную серую или темно-серую основную
массу. Она состоит из микролитов санидина с примесью плагиоклаза, изометричных
зерен лейцита и нефелина, а также из микропризмочек пироксена и агрегатов
магнетита. В мезократовых фонолитах в виде фенокристаллов могут присутствовать
Лабрадор, оливин и диопсид, изредка апатит и флогопит. Текстура лейцитовых фонолитов
бывает массивной, трахитовидной и слабо полосчатой. В последнем случае
наблюдается чередование прослоев, в различной мере обогащенных вкрапленниками лейцита
и санидина. Среди них могут встречаться сливные афировые разности, содержащие
небольшое количество измененного стекла.
Минеральный состав, структура, последовательность кристаллизации. Главными
породообразующими минералами данного вида фонолитов являются лейцит (или
агрегат псевдолейцита) и калиевый полевой шпат, содержание которых варьирует
в широких пределах. При явном преобладании лейцита (до 50%) и подчиненном
количестве санидина (меньше 50%) породы обычно называли лейцитофирами. При
обратных соотношениях, когда в фонолите господствующую роль играет калиевой
полевой шпат (до 70%), а лейцит (до 10%) и нефелин (до 5%) развиты преимущественно
в основной массе, породу относят к лейцитсодержащим трахитам.
Лейцит образует крупные фенокристаллы (диаметром до 2 см), имеющие как идио-
морфную форму и характерное секториальное строение, так и более мелкие @,1 —
0,8 мм) изометричные зерна, участвующие в строении основной массы (рис. 82, а, б).
Лейцит редко сохраняется неизмененным, особенно в палеотипных вулканических
образованиях, где он в одних случаях частично или нацело превращен в анальцим,
31. Зак. 97] 481
Таблица 139. Химический состав главнейших разновидностей лейцитовых фонопитов (в вес.%)
Компоненты
SiO2
ТЮ2
AI2O3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K,0
1
60,43
0,36
18,35
1,64
0,91
0,16
0,17
1.41
6,15
8,68
2
57,60
0,42
17,18
1,01
2,56
0,16
1,44
5,80
2,76
9,61
3
53,34
0,94
12,53
4,66
7,07
0,24
3,57
4,82
1,58
10,01
4
47,66
0,85
11,92
4,89
5,05
0,17
4,93
6,87
2,30
10,02
5
50,00
0,90
17,40
4,10
3,80
0,54
2,80
9,60
3,00
5,90
6
57,86
0,48
19,42
0,66
2,48
0,05
0,29
2,18
3,21
12,41
1—2 — санидиновый, Южная Италия (Кузнецов, 1956); 3—4 — плагиоклазсодержащий, Якокут-
ский массив, Центральный Алдан (данные Н.В. Еремеева); 5 — то же, Аляска (Currie, 1976); 6 —
псевдолейцитовый, штат Юкон, Канада (Currie, 1976); 7 — то же. Центральный Алдан (среднее из
5 ан., Петрология щелочного..., 1967) ; 8 — то же, Сыннырский массив. Северное Прибайкалье (Ти-
хоненковсз и др., 1971); 9 — анальцимсодержащий, район" Соммы-Везувия, Италия (Rittmann,
образующий псевдоморфозы, а в других — в псевдолейцит, представляющий смесь
нефелина и ортоклаза, находящихся в тесном взаимном прорастании (рис. 82, д).
В ассоциации с лейцитом иногда присутствуют нефелин и гаюин (фонолиты Эйфеля в
Западной Германии), выделявшиеся в виде порфирокристаллов или участвующие в
сложении основной массы ( рис. 82, а—г).
Состав калиевого полевого шпата изменяется от водяно-прозрачного калиевого
санидина до натрийсодержащего санидина, а в псевдолейцитовых фонолит-порфирах
от ортоклаза до анортоклаза. Помимо этих салических минералов, может
присутствовать Лабрадор (до 5%), образующий крупные таблитчатые порфирокристаллы, а
иногда и микролейсты.
Среди темноцветных компонентов ведущая роль принадлежит пироксену (до 10%),
обнаруживающему зональное строение. Ядра порфирокристаллов сложены бесцветным
диопсидом, внутренние каймы — светло-зеленым салитом или авгит-салитом, а
внешние — ярко-зеленым эгирин-салитом или эгирин-авгитом. Микропризматический эги-
рин наблюдается по периферии таких кристаллов или в основной массе, образованной
анортоклазом, псевдолейцитом и нефелином. Вместе с пироксеном иногда присутствует
оливин (до 5%), который обычно замещен вторичными минералами: селадонитом,
сапонитом, монтмориллонитом и другими. Иногда главным цветным компонентом
может быть флогопит, образующий как пластинчатые фенокристаллы, так и
микроскопические чешуйки в трахитовой основной массе фонолита. Амфибол встречается
редко и представлен магнофоритом — калиевым аналогом рихтерита. Наиболее
распространенные акцессорные минералы — магнетит, титанит и апатит — встречаются как
в основной массе, так и в виде вкрапленников. Вторичные минералы представлены
преимущественно цеолитами (анальцимом, натролитом, морденитом). При
образовании эпилейцитовых псевдоморфоз широкое развитие получает микрочешуйчатый
мусковит. В этом случае пироксен нередко замещается биотитом, хлоритом и кальцитом,
а оливин — монтмориллонитом, селадонитом и сапонитом.
Структура лейцитовых фонолитов изменяется от крупнопорфировой (витербиты)
до мелкопорфировой. Более разнообразен структурный рисунок основной массы,
которая может быть микролитовой, слабо порфировой, кристаллозернистой, реже
витрофировой с участками неизмененного или девитрифицированного вулканического
стекла. Последовательность кристаллизации главных породообразующих минералов
(вкрапленников) следующая: оливин, диопсид, флогопит (иногда магнофорит), а
затем лейцит и санидин. Их соотношение бывает различным. В фонолитах с трахитовой
структурой санидин образует крупные фенокристаллы, а лейцит развит только в
основной массе вместе с нефелином. Для лейцитофиров характерно преобладание
вкрапленников лейцита, а санидин слагает микролитовую основу породы, в которой нефелин
играет подчиненную роль или отсутствует. При наличии в лейцитовых фонолитах
вкрапленников Лабрадора их кристалл' -;ация происходила близко одновременно с диопсидом.
482
7
56,45
0,87
16,83
5,50
2,38
0,16'
1,22
0,83
0,34
14,04
8
54,30
0,04
22,94
0.35
0,92
0,06
1,16
0,62
1,10
15,57
9
53,46
0,29
22,71
2,11
0,95
—
0,60
3,76
5,49
8,61
10
54,89
—
21,28
3,04
1,49
0,01
0,66
2,31
5,62
8,39
11
58,3
1,0
18,7
2,3
1,5
0,2
1,0
3,9
5,7
6,7
12
52,57
4,90
9,81
5,47
1,52
0,06
6,31
2,84
0,37
10,80
13
54,12
2,44
9,74
3,42
0,80
0,06
7,74
3,69
1,24
11,54
14
52,40
2,28
10,57
3,05
1,44
0,06
6,78
4,57
1,32
11,03
1933); 10 — то же (Дели, 1933); 11 — гаюинсодержащий из бомбы, район оз. Лаахер, ФРГ (Duda,
Schmincke, 1978) ; 12—14 — флогопитсодержащий с магнофоритом (Сахама, 1976) : 12 — Кимберли,
Австралия, 13 — Альбасете, Испания, 14 — Лейцит-Хиллс, штат Вайоминг, США.
Примечание. ВаО - 0,88; 0,78 (ан. 12,14) ; Н2О - 0,60; 0,70 (ан. 1,11); Р2О, - 0,19; 0,2;
0,96; 1,40; 1,94 (ан. 1,11-М) .
Если же плагиоклаз присутствует в основной массе, то он выделяется раньше микроли-
тового анортоклаза.
Химический состав. Лейцитовым фонолитам свойственны значительные вариации
химического состава, которые определяются следующими пределами колебаний
главных петрохимических параметров (в вес. %) : SiO2 47,66—60,43; AI2O3 9,74-22,71;
Na2О 0,34-6,15; К2 О 5,90-15,57.
По содержанию кремнезема среди этих вулканических пород выделяются
представители среднего (SiO2 =53—60,5%) и основного (SiO2 =47,6-52,5%) состава. В
последнем случае лейцитовые фонолиты имеют мезократовый облик, содержат наряду
с крупными выделениями лейцита фенокристаллы Лабрадора и обогащены
темноцветными минералами (до 35%), среди которых присутствуют не только оливин, пироксен,
но иногда флогопит и магнофорит. Подобные фонолиты обладают характерными петро-
химическими признаками: 1) высокой степенью пересыщения щелочами и особенно
калием (Na2O/K2О = 0,35—0,05) ; 2) обедненностью глиноземом, отношение (Na2O +
+ K2O)/AI2O, > 1 до 1,48 (см. табл.*139, ан. 4, 12, 14) ; 3) явным преобладанием каль-
/СаО + MqO \
ция и магния над окисным и закисным железом -— =-—
. \Fe2O3
\
= 1,85-4,72), что не
/
свойственно нефелиновым фонолитам основного состава; 4) по сравнению с
последними меньшая степень десиликации, в связи с чем в лейцитовых фонолитах отношение
SiO2/AI2O3 =3,39—4,79, а в нефелиновых фонолитах основного состава SiO2/AI2O3 =
= 2,30; 5) повышенное содержание титана @,85—4,90%) и фосфора (до 1,74%) .
Согласно этим признакам лейцитовые фонолиты основного состава являются калиевыми
агпаитовыми породами, в которых роль типоморфных цветных минералов играют
калийсодержащий амфибол (магнофорит) и флогопит. К калиевым агпаитовым
фонолитам не принадлежат лабрадорсодержащие лейцитовые фонолиты, называемые иногда
витербитами (Левинсон-Лессинг, Струве, 1963). Они обогащены глиноземом A7,4%)
и кальцием, но недосыщены щелочами, поэтому отношение Na2O + K2O/AI2O3 =0,64.
В таких породах темноцветные минералы представлены титанистым авгитом^ эгирин-
авгитом и иногда биотитом.
Средние по составу лейцитовые фонолиты (см. табл. 139, ан. 1, 2, 6—10)
представляют собой преимущественно лейкократовые породы. Им свойственна не только
повышенная кремнеземистость (SiO2 =53—60%), но и относительная обогащенность
глиноземом A8,3—22,9%), который преобладает над щелочами, несмотря на их высокое
суммарное содержание A4,0—16,6%). Вследствие этого отношение (Na2O + K2O) /AUO,
колеблется от 0,82 до 0,97, отражая плюмазитовую специфику химизма. Она
проявляется в парагенезисе лейцита с нефелином, калиевым полевым шпатом, авгитом и эги-
рин-авгитом. Обращает внимание значительное колебание содержания кальция @,62—
5,80%) и низкое магния @,17-1,22%).
483
Рис. 82. Лейцитовые фонолиты
а — лейцитовый фонолит с фенокристаллами лейцита (изометричные зерна), санидина и гаюина.
Основная масса микрозернистая, состоит из нефелина, лейцита, санидина и редких призмочек эгири-
на, окружающих вкрапленники лейцита. ФРГ, район Лаахерского озера (Заварицкий, 1956) ;
6 — лейцитовый фонолит с фенокристаллами нозеана. Основная масса скрытокристаллическая,
насыщенная микрокристаллами лейцита, нефелина и иголочками эгирина. ФРГ, район Лаахерского
озера (Заварицкий, 1956);
в, г — лейцитофиры, содержащие гаюин с характерной темной каймой, лейцит (светлые округлые
выделения) и эгирин-авгит. Основная масса микрозернистая, состоит из нефелина, лейцита и
санидина с иголочками пироксена. ФРГ, Эйфель (Заварицкий, 1956) ;
д — псевдолеицитовыи фонолит-порфир мезократовый. Порфировые вкрапленники
псевдолейцита состоят из санидина и нефелина, частично замещенного цеолитами. Другие фенокристаллы
представлены биотитом и диопсид-авгитом, часто окаймленным эгирином. Основная масса сложена
эгирином, биотитом и санидином. Монтана, горы Берпо (Вильяме и др., 1957)
Общими чертами химизма как основных, так и средних по составу фонолитов
являются: 1) обогащенность калием; 2) недосыщенность кремнеземом; 3) изменчивое
содержание глинозема, с уменьшением которого в породах возрастает роль титана,
трехвалентного железа и особенно магния, входящих в состав калийсодержащих
темноцветных минералов и магнезиального оливина.
Разновидности. Среди лейцитовых фонолитов по особенностям их структуры
выделяются три главнейшие разновидности: 1) трахитовые, в которых лейцит играет
подчиненную роль, а господствующее значение принадлежит калиевому полевому шпату,
образующему лейстоподобные фенокристаллы и микролитовую трахитовую массу,
содержащую изометричные зерна лейцита, редкие кристаллы пироксена, иногда
оливина и плагиоклаза; 2) ортофировые фонолиты, отличающиеся тем, что основной
каркас породы образован мелкими таблитчатыми кристаллами полевого шпата, среди
которых находятся крупные порфировые выделения лейцита, редкие фенокристаллы
нефелина, нозеана, гаюина или анальцима; 3) лейцитофировые фонолиты,
характеризующиеся преобладанием в них вкрапленников лейцита (до 40—50%), достигающих
в диаметре 1—3 см. Его мелкие изометричные зерна находятся также в основной массе
среди полевого шпата, цветных минералов и девитрифицированного щелочного стекла.
При наличии в лейцитовых фонолитах или фонолит-порфирах характерных
породообразующих минералов, особенно в форме вкрапленников, выделяются следующие
разновидности (см. табл. 139) : санидиновые, плагиоклазовые с андезитом или
Лабрадором (витербит), псевдолейцитовые, анальцимсодержащие, гаюинсодержащие (таво-
латит), флогопитсодержащие (орендит или вайомингит). В измененных
разновидностях фонолитов лейцит может быть замещен агрегатом ортоклаза и мусковита,
получившего название эпилейцита. Такие породы обычно относятся к эпилейцитовым
порфирам (Заварицкий,1936).
Формы залегания. Лейцитовые фонолиты не создают обширных лавовых полей,
подобных кенийским (Восточная Африка), образованным нефелиновыми, нефелин-
содалитовыми и витрофировыми фонолитами — кениитами. Для лейцитовых
фонолитов характерна эксплозивная форма проявления в виде вулканических конусов,
сложенных пирокластами, переслаивающимися с маломощными лавовыми покровами.
Они обычно сопровождаются трубками взрыва, экструзивными и субвулканическими
телами (некки, штоки, дайки) . В пределах таких вулканических конусов лейцитовые
фонолиты и трахиты встречаются в форме бомб (Сомма-Везувий, Италия) , а также
в виде маломощных лавовых покровов, межпластовых субвулканических тел и
секущих даек. В других регионах, где развиты лейцитовые фонолиты основного
состава, они образуют вулканические постройки вместе с бесполевошпатовыми лейцитита-
ми и калиевыми ультрамафитами (провинции Лейцит-Хиллс штата Вайоминг в США
и Кимберли в Западной Австралии) .
Лейцитовые фонолиты и псевдолейцитовые фонолит-порфиры участвуют также в
строении калиевых вулкано-плутонических комплексов центрального типа, где они
образуют покровы и дайки среди вулканогенных толщ, выполняющих кальдеры
проседания, или образуют маломощные субвулканические тела кольцевой и конической
формы, а также радиальные дайки и мелкие жилы (массивы Центрально-Алданской
провинции) . Дайки псевдолейцитовых фонолит-порфиров, представляющих,
по-видимому, корни вулканических покровов, известны в ряде интрузивных щелочных
массивов (Ишимский в Казахстане, Тежсарский в Армении, Сыннырский в Северном
Прибайкалье, Шонкин-Саг в штате Монтана США и др.) .
Регионы распространения. Лейцитовые фонолиты относятся к числу весьма
редких вулканических образований, известных только в особых калиевых щелочных
провинциях. На европейском континенте таковыми являются Средиземноморские
провинции (Римская, Неаполитанская и др.) , Родопско-Эгейская с вулканическими
полями Кампонии и Вардара, провинция районов Альбасете и Мурисии в Испании,
районы Эйфеля и Лаахерского озера в пределах системы Рейнских грабенов,
Далматская провинция в Югославии, Памбакская в Армении.
В Азии к числу калиевых щелочных провинций, где проявлены лейцитовые
фонолиты и псевдолейцитовые фонолит-порфиры, относятся Казахстанская,
Таласского Алатау, Памирская, Южно-Гобийская, Центрально-Алданская и Северо-Прибайкаль-
ская. На территории Северной Америки данные породы развиты в таких районах, как
Шонкин Саг и Рейн Крик, горы Хайвуд и Берпо в штате Монтана, лейцитовые холмы
485
в штате Вайоминг, Клаймакс и Крипл Крик в Колорадо, Галорис Крик в Британской
Колумбии, Споттед Таун Крик на Юконе, Киркленд Лайк в штате Онтарио и др.
В Австралии лейцитовые фонолиты основного состава, содержащие магнофорит
и флогопит, известны в бассейне р. Фицрой-в западной части провинции Кимберли,
где они тесно ассоциируют с калиевыми бесполевошпатовыми ультрамафитовыми
вулканитами (фицроиты, волжидиты и др.). На Африканском континенте давно
известна калиевая щелочная провинция вулканических полей Бирунга Буфумбира, То-
ро Анколе и оз. Киву, где преобладают лейцитовые тефриты и лейцититы.
Принадлежность к формации. Лейцитовые фонолиты входят в состав калиевых
вулканических формаций, среди которых выделяются: формация калиевых пикри-
тов, лейцитовых тефритов, лейцититов, фонолитов и трахитов (Римская провинция
в Италии, Южно-Рейнская в Западной Германии), формация лейцитовых ультрама-
фитов, лейцититов и основных лейцитовых фонолитов (район лейцитовых холмов
в штате Вайоминг в США). Помимо этого, лейцитовые фонолиты участвуют в
строении вулкано-плутонических комплексов центрального типа, сложенных калиевыми
гипербазитами, калиевыми щелочными базальтоидами, лейцититами, нефелиновыми
и псевдолейцитовыми сиенитами, трахитами и щелочными сиенитами (якокутский
комплекс Центрально-Алданской провинции).
Псевдолейцитовые фонолит-порфиры нередко входят в состав следующих гипа-
биссальных интрузивных комплексов, обладающих разнообразным строением и
составом. 1) калиевых пироксенитов, шонкинитов, нефелиновых и псевдолейцитовых
сиенитов, где развиты дайки псевдолейцитсодержащих порфиров (массив Ирису в
провинции Таласского Алатау) ; 2) псевдолейцитовых шонкинитов,
псевдолейцитовых сиенитов и фонолит-порфиров (массив Шонкин Саг в провинции Монтана) ; 3)
калиевых пуласкитов, нефелиновых, псевдолейцитовых сиенитов и сынныритов с
дайками псевдолейцитов фонолит-порфиров (сыннырский комплекс в Северо-Прибай-
кальской провинции).
Металлогения и практическое значение. Лейкократовые лейцитовые и
псевдолейцитовые фонолиты, обогащенные глиноземом A8—22%) и калием A4—16%), могут
использоваться для производства калийных удобрений, а также являться
высококачественным сырьем для стекольной, керамической и фарфоровой промышленности.
Из мезократовых лейцитовых фонолитов основного состава, содержащих крупные
фенокристаллы флогопита, энигматита и апатита, возможно получение концентратов
этих минералов, необходимых для производства фосфатных удобрений,
изоляционной арматуры (слюда) и устойчивых титанистых красителей.
Плутонические породы
Семейство щелочных сиенитов
К семейству щелочных сиенитов принадлежат горные породы с содержанием SiO2
53-66%' и суммы щелочей 7,8-14% ' G,8-11,5% < Na2 О + К2 О > 9-14%). Частично
по содержанию суммы щелочей и SiO2 они перекрываются с породами семейства
сиенитов, принадлежащему к субщелочному ряду.
Щелочные сиениты характерны для заключительных этапов развития складчатых
областей и платформ. По сравнению с семейством субщелочного ряда они имеют
меньшее распространение. Семейство щелочных сиенитов объединяет два вида горных
пород: собственно щелочные сиениты (плагиоклаз-калиево-натриевополевошпатовые)
и однополевошпатовые (калиево-натриевополевошпатовые) щелочные сиениты, для
которых рекомендуется использовать название "тенсбергиты", учитывая, что эти щелочные
сиениты обычно являются лейкократовыми и содержат наряду с щелочными и нат-
риево-кальциевые пироксены и амфиболы. Альбитовые сиениты, известные только в
Италии, на данной стадии упорядочения классификации и номенклатуры в
самостоятельный вид не выделены в силу того, что природа альбита в горной породе не ясна.
В тенсбергитах содержание плагиоклаза (обычно альбита) не превышеет 10% суммы
полевых шпатов.
Для семейства щелочных сиенитов типичен альбит, редко наблюдается олигоклаз
и крайне редко андезин. Главное отличие семейства щелочных сиенитов от сиенитов
субщелочного ряда состоит в появлении в них темноцветных щелочных амфиболов и
486
пироксенов, т.е. натриевых темноцветных минералов. Горные породы семейства
щелочных сиенитов обладают постепенными переходами к сиенитам субщелочного ряда,
с одной стороны, и фельдшпатоидным сиенитам щелочного ряда или монцонитам —
с другой. На диаграмме QAPF оба вида щелочных сиенитов попадают в поле щелочно-
полевошпатовых сиенитов.
Собственно щелочной сиенит
Плутоническая горная порода щелочного ряда по химическому составу — эквивалент
щелочного трахита.
Внешний облик, текстура. Розовато-серая, розовато-серозеленая и зеленовато-серая,
крупно-, средне-, мелко и тонкозернистая, реже порфировидная порода, массивной,
реже трахитоидной текстуры.
Минеральный состав, структура, последовательность кристаллизации. Главными
минералами собственно щелочного сиенита являются плагиоклаз, калиево-натриевый
полевой шпат, щелочной пироксен, щелочной амфибол (табл. 140). Из
второстепенных минералов присутствуют авгит, биотит, магнетит, ильменит, титанит, циркон,
кварц (редко), редкоземельные минералы (пирохлор, перовскит, ринколит),
турмалин, флюорит, нефелин.
Плагиоклаз — альбит, реже олигоклаз (до Ап15), крайне редко андезин. В
зональных зернах центральные части принадлежат олигоклазу, а периферия — альбиту.
Присутствует в неправильных и идиоморфной формы зернах, обычно полисинтетически
сдвойникованных.
Калиево-натриевый полевой шпат — ортоклаз-пертит и анортоклаз различной
степени упорядоченности. По сравнению с плагиоклазом наблюдается в более ксеноморф-
ных зернах.
Щелочные пироксены — эгирин, эгирин-авгит, кроссит — наблюдаются как в
идиоморфной, так и неправильной формы зернах. Редок эгирин-геденбергит и эгирин-диоп-
сид. Наряду с щелочными пироксенами могут присутствовать и кальциевые (авгит),
которые обрастаются обычно эгирин-авгитом. Щелочные амфиболы — арфведсонит,
рибекит — наблюдаются как в идиоморфной, так и неправильной формы зернах. В
щелочных сиенитах могут также присутствовать катафорит, баркевикит, гастингсит
и феррогастингсит. Биотит наблюдается неповсеместно в виде неправильной формы
чешуек и обычно принадлежит лепидомелану. Рудные и акцессорные минералы
присутствуют в виде характерных для них зерен неправильной и идиоморфной формы.
Количественные соотношения салических и мафических минералов в щелочных
сиенитах изменчивы. Мафические минералы могут составлять от 1 до 35%, редко
более. Наиболее распространенными темноцветными минералами в щелочных сиенитах
являются эгирин, эгирин-авгит, арфведсонит, реже рибекит, кроссит и др.
Структура щелочных сиенитов гипидиоморфнозернистая (рис. 83, а—в), реже тра-
хитоидная. Судя по тому, что калиево-натриевый полевой шпат наблюдается в более
крупных зернах и создает основной структурный рисунок породы, он
кристаллизовался первым. Вслед за ним появляется плагиоклаз — олигоклаз, а затем альбит, так
как он в некоторых случаях обрастает олигоклаз. В промежутках между этими
салическими минералами обычны щелочные и известково-щелочные пироксены и
амфиболы, а также акцессорные минералы и биотит. Катафорит и баркевикит иногда
развиваются последовательно по эгирин-авгиту (Sadashiviah, Reddy, 1965). В тех случаях,
когда в породе появляется кварц, он выполняет мельчайшие промежутки между
зернами других минералов и, по-видимому, кристаллизовался последним.
В порфировидных разновидностях во вкрапленниках обычны салические
минералы, реже наблюдаются темноцветные: авгит, обрастающий эгирин-авгитом, эгирин,
арфведсонит и др., причем мафические минералы обычно более идиоморфны. В этих
случаях отчетливо выделяется две генерации минералов. Те же соотношения
наблюдаются и в резкопорфировидных разновидностях, где содержание минералов первой
генерации составляет 30—70%.
Химический состав. Щелочные сиениты являются петрохимическими аналогами
щелочных трахитов. В них наблюдаются более широкие колебания содержаний
главных породообразующих окислов по сравнению с монцонитами и кварцевыми мон-
цонитами. В отличие от сиенитов субщелочного ряда они принадлежат не только к ка-
лиево-натриевой (Na2 О/К2 О = 0,4—4), но и к натриевой*серии (Na2 О/К2 О = 4—75).
487
Таблица 1 Количественный минеральный состав щелочных сиенитов и тенсбергитов* (в об. %)
Номер п/п
Порода, местоположение
Плагиоклаз
(альбит)
Калиево-нат-
риевый
полевой шпат
Щелочной
пироксен
Щелочной
амфибол
1
2
3
4
5
Щелочной сиенит,
Кузнецкий Алатау, массив
Куль-Тайга
То же, там же
Тенсбергит, район не
указан
То же, Гренландия, Или-
мауссакский массив
То же, там же
59
70-80
до 10
-
—
31
до 8
75-80
65-75
62,4-84,2
8
7-10
—
-5-10
0-14,8
—
до 9
до 15
Развивается
по
пироксену
0,5-23,7
"Описаны как щелочные сиениты.
Таблица 141.Химический состав щелочных сиенитов (в вес.'
Компоненты
SiO2
TiO2
AI2O,
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
1
62,00
0,57
17,44
2,06
2,68
0,12
0,91
2,26
5,86
5,17
2
61,86
0,58
16,91
2,32
2,63
0,11
0,96
2,54
5,46
5,91
3
57,68
0,92
12,72
4,10
2,^0
0,16
3,23
7,63
3,88
6,69
4
57,08
1,00
18,26
2,85
3,50
0,08
1,27
2,88
6,70
2,93
5
61,97
0,89
17,34
1,79
2,62
0,15
1,14
2,02
6,63
4,80
1-2 - средний состав: 1 - по Р. Дели (Daly, 1933, 1936); 2 - по С. Ноккольдс (Nockolds, 1954);
3 — Маймеча-Котуйская провинция, Сибирь (Кузнецов, 1964) ; 4 — Южный Сахалин (среднее из 3 ан.,
Семенов, 1975); 5 — Северо-Восточная Тува (Коваленко, Пополитов, 1970); 6—8 — бурпалинский
комплекс, Северное Прибайкалье (среднее из 6,3 и 8 ан. соответственно, Магматические формации
По 'степени глиноземистости щелочные сиениты соответствуют умеренноглинозе-
мистым (al'= 0,75—1), высокоглиноземистым (al'=1—2) и весьма
высокоглиноземистым (аГ = 2—7,5) представителями горных пород. Коэффициент агпаитности
колеблется от 0,5—0,8 до 1, редко более.
Химический состав щелочных сиенитов приведен в табл. 141, из которой видно,
что они имеют отчетливо выраженные региональные петрохимические особенности.
Только щелочные сиениты Италии принадлежат натриевой серии, в других районах
развиты калиево-натриевые разности. В щелочных сиенитах Южного Сахалина,
принадлежащих калиево-натриевой серии, Na2O несколько преобладает над К2О, а в ще-
488
Биотит
Оливин
Кварц
Второстепенные
и рудные
минералы
Литературный источник
4-5
2-3
5-10
0-9,1
2-3
2
до 3
5-8
0,6-5,7
Ильенок, 1963
То же
Магматические формации СССР
1979
Ferguson, 1964, 1967
Hamilton, 1964
10
11
59,11
0,64
20,36
2,23
2,44
0,14
0,84
1 96
6,01
5,31
53,78
1,88
13,27
4,64
4,84
0,21
2,84
7,19
2,97
6,86
58,78
1,17
15,21
3,86
3,40
0,14
1,32
3,54
4,72
7,11
57,72
0,41
20,08
2,75
1,17
0,27
0,62
2,71
4,83
7,08
63,85 ,
63,58-64,28
0,35
0,32-0,38
17,34
17,06-17,62
3,11
2,63-3,56
1,05
0,96-1,16
0,04
0,02-0,07
0,16
0,13-0,22
0,32
0,03-0,71
7,20
6,86-7,40
5,46
5,30-5,60
59,56
3,04
0,32
17,32
1,86
3,10
1,49
2,61
1,42
0,10
0,06
1,36
1,16
2,87
1,96
_6ДM_
1.8
4,62
1,68
СССР, 1979); 9 — тежсарский комплекс, Армения (среднее из 4 ан., Меликсетян, 1971) ; 10 — эги-
рин-арфведсонит-биотитовый, Танзания (среднее из 3 ан., Кетре, 1968); 11 — средний состав
(среднее из 33 ан., по автору) .
Примечание. Н, О1. СО2 и другие компоненты — 3—4% (ан. 4, 9) .
лочных сиенитах Маймеча-Котуйской провинции, Прибайкалья и Армении
наблюдаются обратные соотношения.
Разновидности среди щелочных сиенитов выделяются по зернистости,
количественному содержанию и видовому составу темноцветных минералов, реже
характерному полевому шпату. По зернистости среди щелочных сиенитов выделяются крупно-,
средне-, мелко-, тонкозернистые, равномернозернистые, неравномернозернистые, пор-
фировидные, по содержанию темноцветных минералов — лейкократовые щелочные
сиениты (М<5), мезократовые (М = 5—15) и меланократовые (М = 15—35). По
характерному темноцветному минералу выделяется большое количество разновиднос-
489
Рис. 83. Сиениты и тенсбергиты
а — баркевикит-эгириновый сиенит. Калиево-натриевый полевой шпат, альбит, эгирин-авгит,
эгирин, баркевикит. Небольшое количество кварца выполняет интерстиции.
Гипидиоморфнозернистая структура. О-в Реюньон, Сильэф. d = 2,5 мм (Вильяме и др., 1957) ;
б - биотит-арфведсонитовый сиенит. Микроклин-пертит, альбит, арфведсонит, биотит,
акцессорные- магнетит, титанит. Урал, Бердяушский массив, d = 3,3 мм (Заварицкий, 1937);
в -биотит-арфведсонитовый кварцеодержащий сиенит. Микроклин-пеотит, альбит, арфведсонит
биотит. Кварц в ксеноморфных зернах, акцессорные - магнетит, титанит. Урал; Бердяушский массив
о = 3,3мм (Заварицкий, 1937) ;
г - арфведсонитовый тенсбергит. Микроклин-пертит, арфведсонит и рудный минерал. Трахитоид-
ная структура. Хибинские горы, Умптек. d - 5,1 мм (Заварицкий, 1956);
д - тенсбергит. Анортоклаз, щелочной амфибол, единичные зерна кварца с включениями
игольчатого апатита. Гипидиоморфнозернистая структура. Норвегия, район Осло, d = 3,7 мм (Заварицкий,
1956); '
е - арфведсонитовый тенсбергит. Калиевый полевой шпат и арфведсонит. Трахитоидная
структура. Норвегия, район Осло, d- 1,3 мм (Йохансен, 1937);
ж — рибекитовый тенсбергит. Калиевый полевой шпат и рибекит. Трахитоидная структура
Кузнецкий Алатау. Берикуль. d 3,2 мм (Заварицкий, 1945) ;
з — тенсбергит. Калиевый полевой шпат, единичные зерна щелочного амфибола, магнетита,
титанита. Португалия, Серра-де-Мончики. Бостонитовая структура; d - 2 мм (Половинкина и др., 1948)'
тей щелочных сиенитов: кросситовый, акмит-авгитовый (бигвудит), акмит-флогопит-
эгириновый (ортозит, ортосит), эгириновый (сельвсбергит), эгирин-арфведсонитовый,
арфведсонитовый, арфведсонит-эгириновый (умптекит), рибекитовый (аплсит, пэза-
нит), рибекит-акмитовый (лузитанит), эгирин-рибекитовый, эгирин-гастингситовый,
гастингсит-эгирин-авгитовый, эгирин-арфведсонит-рибекитовый, эгирин-авгитовый,
арфведсонит-андрадит-эгириновый, авгит-эгирин-авгитовый (святоносит), эгирин-бар-
кевикитовый, флогопит-эгириновый, торендрикитовый (финандранит). Особенности
калиево-натриевого полевого шпата также'можно отразить в названии разновидности.
Наибольшим распространением пользуются эгириновые, рибекитовые, арфведсонито-
вые, эгирин-авгитовые, а также рибекит-арфведсонитовые и эгирин-арфведсонитовые
разновидности. Крайне редко встречаются торендрикитовые щелочные сиениты.
Порфировые породы сходного с щелочными сиенитами минерального состава, кристал-
лическизернистая основная масса которых различима лишь под микроскопом,
принадлежат к щелочным сиенит-порфирам.
Весьма своеобразны эгирин-баркевикитовые сиениты, обнаруженные в районе Као-
линга в Калифорнии (Вильяме и др., 1957). В этих сиенитах кристаллы альбита
составляют более 75% породы, причем в центральных частях некоторых из этих кристаллов
наблюдается андезин. Главным темноцветным минералом является баркевикит,
которому подчинены биотит и эгирин. Акцессорные минералы представлены цирконом,
апатитом, магнетитом. Из вторичных минералов присутствует кальцит.
Формы залегания. Щелочные сиениты встречаются иногда в виде самостоятельных
массивов — лакколитов, штоко-, трещинно- или пластинообразных интрузивов, чаще
же в сложных полихронных массивах, а также сложных интрузивах центрального
типа. Нередко щелочные сиениты слагают значительные площади среди массивов фельд-
шпатоидных пород; наблюдаются они также в тесной связи с щелочными гранитами,
где образуют самостоятельные тела или обладают постепенными переходами к другим
видам горных пород.
Регионы распространения. Щелочные сиениты, как уже отмечалось, встречаются в
складчатых областях, где они проявляются в заключительные этапы их развития, а
также в зонах тектонической активизации складчатых областей и платформ. В СССР
они известны на Украине (октябрьский комплекс), Урале (ильмено-вишневогорский
комплекс), в Средней Азии (алайский комплекс), Забайкалье (малокунапейский
комплекс), Туве (сангиленский комплекс). Восточном Саяне (ботогоский комплекс).
Северном Прибайкалье (бурпалинский комплекс). Они описаны в Кузнецком Алатау,
Маймеча-Котуйской провинции. Западной Чукотке, Таймыре, Южном Сахалине и
других районах (Возрастная и формационная корреляция, 1977, 1978, 1979). За рубежом
они известны в Италии, Норвегии (район Осло), Шотландии, США (Калифорния),
Танзании и других районах. *
Принадлежность к формации. Щелочные сиениты наблюдаются в составе многих
формаций: нефелиновых (миаскитовых) и щелочных сиенитов, фонолитов-щелочных
трахитов-нефелиновых (агпаитовых) сиенитов, лейцитофиров-нефелиновых-псев-
долейцитовых-щелочных сиенитов и реже в составе гранитовой, лейкогранитовой и
аляскитовой формации. Наибольшие площади щелочные сиениты слагают в пределах
формации лейцитофиров-нефелиновых-псевдолейцитовых-щелочных сиенитов
(Магматические формации СССР, 1979). Кроме того, они отмечаются в составе сиенит-
габбровой формации (Довгаль, 1975).
Металлогения и практическое значение. С щелочными сиенитами тесно связана нио-
биевая, танталовая и циркониевая минерализация.
Щелочные сиениты используются в монументальном строительстве.
Тенсбергит
Название тенсбергит предложено В. Бреггером в 1898 г. Это — плутоническая порода,
отличающаяся от собственно щелочного сиенита практически полным отсутствием
плагиоклаза. Его содержания могут составлять не более 10% суммы полевых шпатов.
При появлении в породе кварца переходит в нордмаркит.
Внешний облик, текстура. Розовая, красновато-розовая, розовато-серая, редко до
серой, крупно-, средне, мелко-тонкозернистая, равномернозернистая, неравномернозер-
нистая, реже порфировидная порода, массивной, трахитоидной, редко полосчатой
текстуры.
491
Минеральный состав, структура, последовательность кристаллизации. Главными
минералами тенсбергита являются калиево-натриевый полевой шпат, щелочные пироксе-
ны и (или) амфиболы. Из второстепенных минералов присутствуют плагиоклаз (альбит,
редко олигоклаз), кальциевые и натриево-кальциевые пироксены и (или) амфиболы,
биотит, магнетит, гематит, титанит, циркон, апатит, редко флюорит, гранат (титанистая
разность андрадит-меланита), тантало-ниобаты (эшинит, эвдиалит и др.) . Содержание
темноцветных щелочных минералов может составлять до 25% (см. табл. 140). Обычно
их количество не превышает 5%. В тех случаях, когда появляется нефелин @,1—10%),
порода традиционно называется пуласкитом.
Калиево-натриевый полевой шпат (анортоклаз, ортоклаз-пертит) образует идиоморф-
ные или крайне неправильных очертаний зерна, которые реже изометричны. Во многих
случаях наблюдается грубоантипертитовое или пертитовое строение.
Среди щелочных пироксенов встречаются эгирин, эгирин-авгит; из кальциевых
моноклинных пироксенов присутствуют авгит, титанавгит. Щелочные амфиболы представлены
рибекитом, арфведсонитом;присутствуют также натриево-кальциевые амфиболы: га-
стингсит, баркевикит. Морфология зерен и свойства пироксенов и амфиболов сходны с
подобными минералами, наблюдаемыми в собственно щелочных сиенитах (двуполево-
шпатовых). Они наблюдаются как в виде идиоморфных, так и неправильной формы
зерен. Акцессорные и рудные минералы также имеют идиоморфную или неправильную
форму. Последняя особенно типична для граната и флюорита. Среди слюд наблюдаются
как биотит, так и флогопит. Из вторичных минералов встречается кальцит.
Структура тенсбергитов гипидиоморфнозернистая, трахитоидная, реже бостонитовая,
аллотриоморфнозернистая (см. рис. 83, г—з). Калиево-натриевый полевой шпат,
наблюдаемый в более крупных зернах, принадлежащих к первой генерации, создает основной
структурный рисунок горной породы. Кристаллизовался он первым. В промежутках
между зернами калиево-натриевого полевого шпата наблюдаются остальные минералы,
причем темноцветные минералы также могут образовывать Одну или две генерации.
Они выполняют промежутки между зернами калиево-натриевого полевого шпата,
наблюдаясь в виде изолированных зерен или по нескольку одноименных зерен. Вторая
генерация темноцветных минералов наблюдается вместе с зернами калиево-натриевого
полевого шпата II генерации, альбита (олигоклаза или андезина), реже кварца. Щелочные
роговые обманки последовательно развиваются по пироксену (Герэсимовский, 1969) .
Кварц более обычен в ассоциации с калиево-натриевым полевым шпатом и альбитом;
его форма обусловлена морфологией зерен калиево-натриевого полевого шпата или
альбита, а также темноцветных минералов. В зависимости от расположения зерен
калиево-натриевого шпата первой генерации, беспорядочного или направленного его роста
наблюдается тот или иной тип микроструктуры. В порфировидных разновидностях
тенсбергитов может наблюдаться до трех генераций калиево-натриевого полевого шпата.
Таким образом, характер структур и взаимоотношений минералов дает основание
предполагать следующий порядок их кристаллизации: калиево-натриевый полевой шпат
вкрапленников (I генерация) -> калиево-натриевый полевой шпат (I! генерация)
^темноцветные минералы совместно с рудными и акцессорными минералами -*
калиево-натриевый шпат (III генерация) ->кварц.
Химический состав. По петрохимическим особенностям породы близки к среднему
щелочному сиениту по СР. Ноккольдс (Nockolds, 1954) . Это, по-видимому, обусловлено
тем, что при вычислении среднего щелочного сиенита СР. Ноккольдс использовала
данные по данному виду горных пород, хотя в природе более широким
распространением пользуются собственно щелочные сиениты (плагиоклаз-калиево-натриевополево-
шпатовые). В тенсбергитах содержание SiO2 колеблется от 54 до 66%, а содержание
суммы щелочей превышает 9% (табл. 142). По соотношению Na2O и К2О они принадлежат
калиево-натриевой (Na2O/K2O = 0,4—4) и калиевой (Na2O/K2O < 0,4) сериям. По
коэффициенту глиноземистости тенсбергиты являются весьма высокоглиноземистыми
породами (al' =<= 2—6). Коэффициент агпаитности в них колеблется от 0,46 до 0,8, причем
в меланократовых разновидностях он значительно ниже, чем в лейкократовых. Бесфельд-
шпатоидные разновидности тенсбергитов и нефелинсодержащие (пуласкиты) не
различимы по химизму.
. Разновидности тенсбергитов выделяются по зернистости, содержанию темноцветных
минералов, а также их видовому составу. По зернистости различаются крупно-, средне-,
мелко-, тонкозернистые, равномернозернистые, неравномернозернистые, порфировид-
ные тенсбергиты, а по содержанию темноцветных минералов — лейкократовые (М<5),
492
Таблица 142. Химический состав тенсбергитов (в вес.1)
Компоненты
SiO2
ТЮ,
А12О3
Fe,O,
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K20
60,01
0,64
16,65
2,41
3,85
0,18
0,97
2,62
6,53
5,47
57,45
21,11
2,89
2,39
1,06
4,10
5,89
3,87
54,25
0,78
14,85
3,15
1,19
0,10
1,76
8,28
2,05
9,27
56,28
0,55
16,97
2,83
1,23
0,09
0,99
6,22
3,07
7,60
65,27
62,2
64,48
2,7
0,41
0,20
15,61
1,27
1,54
0,35
2,49
1,71
0,11
0,02
1,06
0,70
2,47
1,30
5,45
1,55
5,58
1,76
0,43
0,30
18,60
0,87
1,37
0,45
1,36
0,50
0,09
0,01
0,71
0,44
3,50
1,89
5,63
0,86
6,11
2,37
0,40
0,24
18,07
1,24
1,33
0,88
1,44
0,62
0,09
0,04
0,49
0,48
1,67
1,03
5,80
1,29
6,21
2,27
2,70
1,86
1 — среднее для тенсбергита (Daly, 1933) ; 2 — то же для меланократового тенсбергита (ларвики-
та по Р. Дели, 1936) ; 3—4 — Верхне-Дункельдыкский массив, Памир (среднее из 7 ан., Дмитриев,
1976); 5—7 — массивы Кузнецкого Алатау (Довгаль и др., 1979) : 5 — Салангинский (среднее из
4 ан.) , 6 — Уйбатский (среднее из 5 ан.) , 7 — Сырский (среднее из 24 ан.) .
мезократовые (М = 5—10) и меланократовые (М>10). По видовому составу
темноцветных минералов выделяются эгириновые, рибекитовые, арфведсонитовые, эгирин-
баркевикитовые, эгирин-арфведсонитовые и т.д. Кроме того, выделяются нефелинсодер-
жащие разновидности — пуласкиты. Многие из этих разновидностей имеют в литературе
специальные, не рекомендуемые к употреблению названия (Петрографический словарь,
1981). Так, например, щелочные сиениты с титанистым лепидомеланом, эгирином, ар-
фведсонитом, баркевикитом описывались как пуласкиты, а щелочные сиениты того
же состава с трахитоидной основной массой, как гедрумиты. Одни и те же названия
использовались при описании фепьдшпатоидсодержащих и бесфельдшпатоидных пород.
Термин "пуласкит" рекомендуется употреблять только для фельдшпатоидсодержа-
щих пород.
Регионы распространения. Тенсбергиты известны в СССР на Кольском полуострове,
Украине (район г. Жданова), в Кузнецком Алатау, Восточном Памире
(Верхне-Дункельдыкский массив), а за рубежом в Норвегии (район Осло), Гренландии (Илимауссакский
массив), Португалии, США (Арканзас) и других районах.
Принадлежность к формации. Тенсбергиты принадлежат к гранит-кварцево-сиени-
товой (гранит-граносиенитовой, по С.А. Решетовой), габбро-сиенитовой (Богатиков,
1966) формациям и к формации нефелиновых и щелочных сиенитов (Магматические
формации СССР, 1979).
Металлогения и практическое значение. В тенсбергитах наблюдается ниобиевая и флюо-
ритовая минерализация (Дмитриев, 1976). Используются они в монументальном
строительстве.
493
Семейство фельдшпатоидных сиенитов
По уровню содержания кремнезема фельдшпатоидные сиениты относятся к группе
средних и основных пород. Однако характерной особенностью их химизма является
недосыщенность кремнеземом по отношению к щелочам и глинозему. Суммарное
содержание калия и натрия колеблется от 13,86 до 18,38%, а глинозема от 20—25 — в лейко-
кратовых до 10—15% — в мезо-или меланократовых разновидностях. С понижением
количества глинозема, входящего в состав алюмосиликатных минеральных компонентов,
обычно возрастает роль окисного железа, фиксированного в эгирине, арфведсоните,
катафорите или лепидомелане. Недостаток SiC>2 нередко компенсируется повышенным
содержанием в породах "ПСЬ, ZrCh, Nb2Os, P2O5, образующих сложные титаносиликаты,
титанониобаты, цирконосиликаты, форфаты, силикофосфаты и другие редкие минералы.
Среди магматических щелочных пород фельдшпатоидные сиениты занимают особое
место благодаря широкой распространенности в континентальных структурах Земли,
а также вследствие исключительного разнообразия их состава и связи с ними уникальных
полезных ископаемых. Крупные автономные массивы фельдшпатоидных сиенитов
площадью 300—1300 км2 сосредоточены главным образом на древних (докарельских)
участках платформ или в рано консолидированных (докембрийских) складчатых
областях. Такие щелочные массивы редки. Каждый из них обладает" своими особенностями
строения и состава. Они давно известны исследователям щелочных пород Советского
Союза, особенно Хибинский A327 км2) и Ловозерский F00 км2) в Карело-Кольской
провинции, Сыннырский E64 км2) в Северном Прибайкалье. По величине эти массивы
соизмеримы только с огромными магматическими комплексами фельдшпатоидных
сиенитов Посос-Де-Калдос A050 км2) и Итатиайя A224 км2), находящимися в
Бразилии. Меньшие размеры имеют комплексы Секукуниленд и Пилансберг E70 км2) в
Южной Африке, массивы Игалико D50 км2) и Илимауссак B50 км2) в Юго-Западной
Гренландии, а также комплекс Ред-Вайн в Канаде.
Многочисленные интрузивы фельдшпатоидных сиенитов средних (до 200 км2) и
мелких @,2—50 км2) размеров развиты в пределах разновозрастных орогенных
структур, для которых характерны как простые, так и многофазные трещинные магматичес-
Таблица 143. Главнейшие виды и разновидности основных и.средних фельдшпатоидных сиенитов
Степень
щелочности и глино-
земистости
Цветные
минеральные
компоненты (от 5—8
до 40 об. %)
Парагенезис щелочных алюмосиликатных
Нефелин-кал иево-
полево шпатовый
Нефелин-ка-
лиево-полево-
шпатовый (с
альбитом)
Нефеп ин-апьбито-
еый
Слабощелочные
Оливин
Пироксен (Аед-
Di, Aeg-Sal,
Aeg-Ged)
Амфибол (Fe-Gs,
Brc)
Фойяиты
Оливин-пироксе-
новые, пироксен-
амфиболовые,
амфиболовые
Мариуполиты
гастингситовые
Щелочные
Пироксен (Sal-
Аед, Аед, Ас)
Амфибол (Kat,
Arf)
Эвдиалит
Фойяиты
эгириновые, эги-
рин-арфведсонито-
вые, эвдиалито-
вые
Луявриты
эгириновые,
амфиболовые,
эвдиалитовые
Мариуполиты
эгириновые, арф-
ведсонитовые
(или тарамито-
вые)
Глиноземистые
Пироксен (Аид)
Амфибол (Gs)
Слюда (Bi, Lep)
Миаскиты
биотитовые
494
кие тела, приуроченные к раздробленным посторогенным поднятиям в зонах
оживленных или новообразованных глубинных разломов. Для континентальных палеориф-
тов типично образование полиформационных вулкано-интрузивных комплексов,
сложенных различными щелочными породами. В составе данных комплексов Присутствуют
не только фельдшпатоидные сиениты, но и их эффузивные аналоги — фонолиты.
Последние иногда формируют обширные платофонолитовые поля (например. Кенийское в
Восточной Африке), свидетельствующие о реальном существовании в глубоких недрах
континентов очагов щелочных нефелин-сиенитовых (фонолитовых) магматических
расплавов.
Наряду с самостоятельными интрузивными массивами фельдшпатоидных сиенитов
известны сходные с ними по составу магматические образования, участвующие в
строении многочисленных массивов щелочных—ультраосновных и щелочных—габброидных
пород. Здесь фельдшпатоидные сиениты имеют второстепенное значение, проявлены в
форме мелких магматических тел (штоки, дайки, жилы), представляющих собой
остаточные продукты дифференциации и кристаллизации различных магматических
расплавов (нефелинитовый, натриевый оливин-базальтовый, калиевый лейцит-базальтовый,
калиево-натриевый трахибазальтовый).
Гетерогенный характер природы фельдшпатоидных сиенитов обусловил большое
разнообразие их химического и минерального состава, вследствие чего в
петрологической литературе существует несколько десятков самостоятельных названий пород.
Эти названия давались исследователями то по типу фельдшпатоидного минерала, то по
наличию характерных темноцветных и акцессорных минералов, а чаще всего по месту
проявления щелочных интрузивных массивов. Все это крайне осложняло номенклатуру
фельдшпатоидных сиенитов, на что неоднократно обращали внимание советские и
зарубежные ученые (Воробьева, 1971; Сёренсен, 1976; Streckeisen, 1967).
К фельдшпатоидным сиенитам следует относить полнокристаллические
магматические породы с массивной, трахитоидной, пегматоидной, гнейсовидной, а нередко и
полосчатой текстурами. Их главными минеральными компонентами являются: щелочной
полевой шпат (калиевый, калиево-натриевый) 45—80%, фельдшпатоиды (натриевые,
калиево-натриевые и калиевые), содержание которых колеблется от 10 до 45—50%;
минералов (от 60—65 до 95 об.?
Нефелин-плагио-
клаз-калиево-по-
левошпатовый
Псевдолейцит-
кал иево-по лево»
шпатовый
Нефелит-сода-
лит-калиево-
по лево
шпатовый
Нефелин-кальси-
лит-калиево-поле-
вошпатовый
Нефелин-кан-
кри н ит- кал иево-
полево шпатовый
Фойяиты
содалитов ые
Сэрнеиты
нефелин-канкри-
нитовые, кан-
кринитовые
Науяиты
эгирин-арфвед-
сонитовые,
арфведсонито-
вые
Рисчорриты
эгирин-сал ито-
вые, катафори-
товые
Миаскиты
пироксен-амфи-
боловые, амфи-
бол-биотитовые
Псевдолейци-
товые сиениты
пироксен-био-
титовые, био-
тмтовые
Рисчорриты
лепидомела-
новые
495
Таблица 144. Средний химический состав главнейших видов семейства фельдшпатоидных
сиенитов (в вес.%)
SiO2
TiO2
AI2O,
Fe2O,
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
Число анализов
. 1
*
54,60
0,58
20,80
3,02
1,98
0,17
0,48
1,71
9,18
5,66
1,66
0,33
1,65
1,47
1,47
0,08
0,31
1,14
1,39
0,75
21
к
3
58
8
49
74
48
64
66
15
15
2
*
53,10
1,27
15,00
7,73
1,96
0,38
1,26
1,90
9,59
4,52
s
1,79
0,59
2,13
2,37
0,62
0,19
0,68
0,80
0,98
1,09
24
к
3
47
14
31
32
51
55
43
10
24
3
X
56,70
0,15
21,40
3,19
0,94
0,18
0,13
1,16
11,30
3,51
*
1,24
0,11
0,99
1,25
0,69
0,09
0,19
0,42
1,29
1,26
21
к
2
74
5
39
74
52
141
37
11
36
1—5.— фельдшпатоидные сиениты среднего состава: 1 — фойнит, 2 — луяврит, 3 — мариуполит,
4 — миаскит, 5 — псевдолейцитовый сиенит; 6—8 — фельдшпатоидные сиениты основного состава:
G нзуяит, 7 — рисчоррит, 8 — сэрнеит
Таблица 144 (окончание)
Компоненты
SiO2
ТЮ2
ALO,
Fe2O,
FeO
MnO
MgO
CaO
Na,0
K2O
Число анализов
7
X
51,30
1,14
22,30
2,83
1,68
0,17
0,67
1,63
7,48
9,86
s
1,29
0,26
1,33
0,89
0,34
0,11
0,21
0,44
1,78
2,0
14
к
3
23
6
32
20
65
31
27
24
20
X
51,60
0,62
19,40
3,41
2,05
0,10
1,23
3,98
8,82
5,04
8
s
3,39
0,29
1,89
1,57
0,78
0,05
0,94
2,34
2,05
1,48
23
к
1
48
10
46
38
- 54
77
59
23
29
в ассоциации со щелочным полевым шпатом может присутствовать кислый плагиоклаз
(Апю-22), а в парагенезисе с фельдшпатоидами — позднемагматический альбит.
Цветовой индекс исследуемых пород изменяется от 5—12- (лейкократовые разновидности)
до 35—40 (меланократовые разновидности) при большой изменчивости состава
темноцветных минералов от нещелочных (гортонолит, титанавгит, салит, геденбергит) до слабо
щелочных (эгирин-диопсид, эгирин-салит, эгирин-геденбергит, эгирин-авгит, гастингсит)
и высокощелочных (эгирин, акмит, арфведсонит и др.). Темноцветные минералы
характеризуются различной степенью кальциевости, магнезиальности, железистости и глино-
земистости. В табл. 143 приведены минеральные ассоциации щелочных алюмосили-
катных и цветных минералов, характерные для главнейших видов и разновидностей
фельдшпатоидных сиенитов.
В зависимости от состава парагенетической ассоциации типоморфных щелочных алю-
мосиликатных и темноцветных минералов выделяются следующие главнейшие виды
фельдшпатоидных сиенитов (см. табл. 143) : 1) фойяиты с парагенезисом Ne+Fsp+alkPx+
+alkAm, иногда OI; 2) миаскиты с парагенезисом Ne+Fsp+PI+Gs+Bi, иногда Аид; 3) луяв-1
риты с парагенезисом Ne+Fsp+Ab+Aeg (или Arf); 4) мариуполиты с парагенезисом
Ne+Ab+Aeg (Та или Arf); 5) псевдолейцитовые сиениты с парагенезисом Lc '+Fsp+Px+
+Bi (реже Am); 6) содалит-нефелиновые сиениты — науяиты с парагенезисом Ne+Sod+
496
4
56,40
0,47
22,00
1,72
2,03
0,09
0,45
1,21
7,91
6,32
1,87
0,26
0,95
0,66
0,62
0,04
0,17
0,54
0,82
1,24
к
3
55
4
38
31
52
40
45
10
20
55,50
0,38
21,30
1,15
1,47
0,05
0,47
0,98
2,46
15,00
s
0,85
0,20
1,09
0,59
0,31
0,06
0,24
0,53
3,38
2,68
к
2
52
5
52
21
114
51
54
56
18
X
46,90
0,60
22,10
4,09
1.53
0,16
0,47
1,31
14,90
3,48
6
2,64
0,42
1,47
1,94
0,94
0,09
0,52
0,84
2,46
1,58
к
6
70
7
. 47
62
52
109
64
17
45
34
13
20
Примечания.1. Здесь и в табл. 145 к — коэффициент вариации. 2. Химические анализы для
расчета средних составов пород заимствованы из работ: Айнберг, 1933; Власов и др., 1959; Тихонен-
кова и др., 1971; Галахов, 1975; Герасимовский и др., 1966; Яшина, 1981; Shand, 1928; Fergusson,
1964; Currie, 1976.
+Fsp+Ab+Ac (или Arf); 7) кальсилит-нефелиновые сиениты - рисчорриты с
парагенезисом Ne+Ks+Fsp+Aeg-Sal (или Aeg)+Am+Lep; 8) канкринит-нефелиновые сиениты —
сэрнеиты с парагенезисом Ne+Can+Fsp+Aeg+Di (или Aeg-Sal).
Специфической чертой вышеназванных пород является их обогащенность
разнообразными акцессорными минералами (апатит, титанит, магнетит, ильменит, энигматит, рамза-
ит, ловенит, астрофиллит, лампрофиллит, циркон, эвдиалит, бритолит, ловозерит, пиро-
хлор, эшенит, ферсмит, ортит, оранжит, попарит, чкаловит, эпидидимит, мурманит, неп-
тунит, ринколит, ринкит, и многие другие). Состав ассоциации редкометальных
минералов изменяется в фельдшпатоидных сиенитах и зависит от степени их насыщения
щелочами, особенно натрием и летучими (F, Cl, S, P20s, СО2, Н2, H2t)), на что впервые
обратил внимание А.Е. Ферсман A936), а затем В.И. Герасимовский A956, 1963), А.И.
Гинзбург и A.M. Портнов A966).
Сравнительное математическое исследование аналитических данных (более 200
анализов пород) позволило вычислить средние химические составы главнейших видов
фельдшпатоидных сиенитов, определить средние квадратичные отклонения и
коэффициенты вариации (табл. 144) . Были установлены следующие предельные значения
содержаний ведущих петрогенных компонентов для семейства в целом (в вес. %) : SiO2 46,9 —
56,7; AI2O3 15,0-22,3; Na2О 2,46-14,9; К2О 3,48-15,0.
Достаточно четко определилась принадлежность к группе средних пород таких видов
фельдшпатоидных сиенитов, как фойяиты, миаскиты, мариуполиты, луявриты и псев-
долейцитовые сиениты, а к группе основных — науяиты, рисчорриты и сэрнеиты.
По степени насыщения щелочами, отражаемой коэффициентом агпаитности
/ Na2O+K2O \
I Ка = семейство фельдшпатоидных сиенитов подразделяется большинством
V AI2O3 '
исследователей на три главных петрохимических типа: I — агпаитовый, пересыщенный
щелочами, особенно натрием (Ка>1); II — миаскитовый, недосыщенный щелочами,
обогащенный глиноземом и калием (К„< 1); III — промежуточный или фойяитовый
тип, предельно насыщенный щелочами по отношению к глинозему, благодаря чему
величина Ка ^=1. К последнему петрохимическому типу относятся наиболее
распространенные в природе лейкократовые нефелиновые сиениты (фойяиты), в которых значение
коэффициента агпаитности, равное единице, соответствует стехиометрическим
отношениям натрия, калия и алюминия в главных породообразующих минералах — K-Na
полевом шпате и нефелине, составляющих 88—95% объема породы. Присутствие в фойяитах
слабо щелочных темноцветных минералов (Aeg-Aug, Aeg-Sal, Aeg-Ged, Gs) не влияет
существенно на величину Ка = 1. Она сохраняется постоянно при изменении
относительного количества нефелина и калиево-натриевого полевого шпата.
32. Зак. 971 497
Фельдшпатоидные сиениты среднего состава
К ним относятся нефелиновые и псевдолейцитовые сиениты, обладающие следующими
характерными признаками химизма (см. табл. 144) : незначительным колебанием
содержаний кремнезема (SiC>2 53—56,7%) и суммарной щелочности (Na2O + К20 = 14—17,5%)
при существенном изменении содержания глинозема A5—22%), окиси железа A,15—
7,73%), натрия B,46-14,9%) и калия C,5-15,0%). Количество закисного железа не
превышает 2%, окиси магния 1,3, марганца 0,3, титана 1,3%. В то же время содержание
окиси кальция иногда достигает 3—4% (см. табл. 144).
Среди фельдшпатоидных сиенитов среднего состава выделяется пять главнейших
видов пород: фойяиты, луявриты, мариуполиты, миаскиты и псевдолейцитовые сиениты.
Каждому из них свойственна определенная ассоциация щелочных алюмосиликатных и
темноцветных породообразующих минералов.
Фойяиты
Фойяиты являются одним из наиболее распространенных видов семейства
фельдшпатоидных сиенитов среднего состава, получивших свое название по месту нахождения
породы на горе Монте-Фойя в Португалии (Левинсон-Лессинг, Струве, 1963). Длительное
время этот термин употреблялся только по отношению к нефелиновым сиенитам с
отчетливой трахитоидной структурой, в которых темноцветные минералы представлены
щелочным амфиболом и пироксеном. Сходные по минеральному и'химическому составу
породы, обладающие не трахитоидной, а массивной кристаллозернистой текстурой,
получили название хибинитов при изучении Хибинского щелочного массива или дитрои-
тов по местности Дитрэу в Румынии, или лаурдалитов по имени долины Лаурдаль в
Норвегии (Левинсон-Лессинг, Струве, 1963). В настоящее время предполагается
сохранить для всех перечисленных выше пород единое название фойяиты.
Внешний облик, текстура фойяитов достаточно разнообразны. Они представляют
собой полнокристаллические среднезернистые, крупнозернистые или пегматоидные
породы чаще всего лейкократового облика. Их окраска изменяется от белой и
светлосерой до зеленовато-серой, розовато-серой и розовой. Текстура пород бывает массивной,
такситовой, трахитоидной и отчетливо полосчатой (Табл. XXVI, а—е). При трахитоидной
текстуре матрица породы образована расположенными планпараллельно леистовидными
призматическими кристаллами K-Na полевого шпата, между которыми распределяются
нефелин, пироксен и амфибол (см. Табл. XXVI, а, в). В случае полосчатой текстуры
наблюдается чередование прослоев (см.Табл. XXVI, б), в различной мере обогащенных
темноцветными минералами (пироксен, амфибол, эвдиалит и др.) . В Гренландии такие
полосчатые фойяиты получили название белых (богатые нефелином и полевым шпатом),
красных (обогащенные эвдиалитом) и черных (насыщенных эгирином или арфведсони-
том) какортокитов (Левинсон-Лессинг, Струве, 1963) .
Минеральный состав, структура, последовательность кристаллизации. Главными
породообразующими компонентами данных пород являются нефелин B0—30%), K-Na
полевой шпат D0—60%), клинопироксен E—20%) и амфибол A0—18%). Иногда может
присутствовать раннемагматический железистый оливин B—3%), ассоциирующий с эги-
рин-геденбергитом и титаномагнетитом. К числу автометасоматических (вторичных)
минералов относятся содалит, канкринит и цеолиты, развивающиеся по нефелину,
альбит, замещающий периферические части кристаллов K-Na полевого шпата, и биотит
(или лепидомелан), образующийся по пироксену, амфиболу и титаномагнетиту.
Акцессорные минералы фойяитов весьма разнообразны. Помимо обычных апатита,
титанита, циркона, ортита, титаномагнетита и ильменита в этих породах могут присутствовать
щелочные цирконосиликаты, титаносиликаты, титанониобаты, силикофоссЬаты,
редкоземельные силикаты, фториты (флюорит, виллиомит) и сложные окисные соединения.
Ti, Nb, Та. Набор акцессорных минералов изменяется в отдельных разновидностях
фойяитов особенно при изменении степени их щелочности, которая фиксируется, с одной
стороны, величиной коэффициента агпаитности (Ка), а с другой стороны, составом
ведущего темноцветного минерала (Гинзбург, Портнов, 1966; Семенов, 1967).
Структура фойяитов в большинстве случаев гипидиоморфнозернистая (см.Табл. XXVI,
а, д) с хорошими кристаллографическими формами нефелина, K-Na полевого шпата
и пироксена при меньшем идиоморфизме амфибола. Реже наблюдается пойкилитовая
структура (см. Табл. XXVI, е) , типичная главным образом для агпаитовой разновид-
498
ности фойяитов, в которых ранний нефелин в виде мелких призматических зерен
заключен в более крупных кристаллах эгирина или арфведсонита, выделявшихся после
нефелина и K-Na полевого шпата. Последний образует как пластинчатые лейстовидные
кристаллы, ориентированные в одном направлении (трахитоидная текстура), так и таблитчатые-
формы, создающие срастания каркасного типа (кристаллическизернистая текстура).
Породообразующие минералы фойяитов обладают характерными признаками состава
и формы выделения.
Калиево-натриевый полевой шпат является главным минеральным компонентом фойя- '
итов. Он может иметь слабо выраженное микропертитовое или отчетливо видимое грубо
пертитовое строение. При этом его состав изменяется в значительных пределах от орто-
клаз-пертита (Ort75-78 AD22-25' до микРоклин-пертита { Mi6O_7o АЬзо-40) и микро-
клин-антипфтита (Ab6o-7O Mi3o-4o)- Первый из этих минералов (орток,лаз-пертит)
характерен для фойяитов, недосыщенных или предельно насыщенных щелочами (Ка =
** 1). Он обычно имеет светло-серую или голубовато-серую окраску. Другой минерал —
микроклин-пертит, отличающийся серо-розовой или ярко-розовой окраской, возникает
обычно при автометасоматической перекристаллизации, микроклинизации и альбитиза-
ции фойяитов, которые обусловливают упорядочение структуры ортоклаза (до
микроклина), укрупнение пертитовых вростков и образование периферических кайм альбита.
При этом нарушаются грани кристаллов благодаря возникновению пограничных
пятнистых выделений альбита.
Третья — антипертитовая разновидность полевого шпата — наиболее типична для агпаи-
товых фойяитов, пересыщенных щелочами, особенно натрием. В этом случае кристаллы
полевого шпата серой или белой окраски имеют специфическое строение. Они на 60—70%
сложены альбитом, среди которого наблюдаются пятнистые антипертитовые вростки
микроклина, обнаруживающего весьма своеобразное двойниковое строение по карлс-
бад-периклиновому или альбит-периклиновому закону. В ассоциации с антипертитом
почти всегда присутствует позднемагматический лейстовый альбит, выделяющийся в
виде кристаллическизернистых скоплений и кайм.
Нефелин хорошо виден на выветрелой поверхности фойяитов, где он образует
многочисленные белые "оспины", равномерно распределенные среди зерен K-Na
полевого шпата. Свежий нефелин обычно имеет серую или зеленовато-серую
окраску благодаря обильным пойкилитовым включениям микрокристаллов раннего эгирина.
Состав нефелина изменяется в небольших пределах от Nes2 Ksi 7Ano,s- 1 Д° Ne7o-so
^si 8-2oAnO- ю- Его типоморфной особенностью является присутствие избыточной
кремнекислоты, максимальное количество которой установлено для эгириновых (агпаи-
товых) фойяитов, а минимальное — для авгитовых и геденбергитовых разновидностей
данных пород. По нефелину часто развиваются такие вторичные автометасоматические
минералы, как содалит, канкринит и либенерит, представляющий собой смесь слюды, на-
тролита и гидраргиллита.
Пироксен играет подчиненную роль в фойяитах, так как его содержание редко
превышает 8—10% и значительно уступает щелочным алюмосиликатным минералам. Для
пироксенов характерны значительные колебания в содержании кальция, магния, железа
и алюминия (рис. 84, а), но несмотря на это в нем всегда присутствует щелочная —
эгириновая составляющая, которая в сочетании с другими компонентами создает такие
типоморфные минералы фойяитов, как эгирин-авгит, эгирин-салит и эгирин-геденбергит.
Они распространены в тех разновидностях пород, которые предельно насыщены или недо-
сыщены щелочами по отношению к глинозему (К^<1). В них пироксен
кристаллизовался раньше нефелина и K-Na полевого шпата (ортоклаз-пертита). Вследствие этого он
бывает заключен внутри щелочных алюмосиликатных минералов или располагается по
их периферии. Для него типична ассоциация с такими акцессорными минералами, как
титаномагнетит (эгирин-геденбергитовые фойяиты), ильменит и энигматит (эгирин-
салитовые фойяиты).
Эгирин развит только в агпаитовых разновидностях фойяитов, обогащенных натрием
и трехвалентным железом. Здесь пироксен образует две характерные генерации. Одна
из них, более ранняя, выделявшаяся до нефелина в форме микроскопических призмочек,
а вторая — поздняя, кристаллизовавшаяся после K-Na полевого шпата в форме крупных
пойкилокристаллов (см. Табл. XXVI, е), включающих ранние алюмосиликатные
минералы. В ассоциации с эгирином нередко присутствуют эвдиалит, лампрофиллит, нептунит,
мурманит и др.
499
Рис. 84. Поля химических составов пироксенов (а) и амфиболов (б) фойяитов
Амфиболы не менее разнообразны, чем пироксены. Их состав изменяется от Fe-ra-
стингсита до Са-катафорита и арфведсонита (см. рис. 84, б). Первый из этих минералов
обычно ассоциирует с эгирин-геденбергитом, второй — с эгирин-салитом, а третий —
с эгирином. Амфибол может играть роль главного темноцветного компонента, как это
имеет место в гастингситовых или арфведсонитовых фойяитах.
Гастингсит отличается повышенной железистостью и образует обычно таблитчатые
кристаллы или слабо идиоморфные зерна, кристаллизация которых происходила близко
одновременно с нефелином, но раньше K-Na полевого шпата, который явно его
корродирует. В ассоциации с гастингситом нередко присутствуют пироксен, апатит и титаномагне-
тит, реже титанит, ортит, циркон. В случае автометасоматической микроклинизации и
альбитизации фойяитов по гастингситу развивается железистый биотит или сидерофил-
лит. При наложении более позднего щелочно-кремнекислого метасоматоза по гастингситу
образуются рибекит и гематит.
Арфведсонит почти всегда встречается совместно с эгирином как в форме взаимных
срастаний тонких призматических кристаллов, так и в виде пойкилитовых включений
эгирина в более крупных выделениях арфведсонита. В ассоциации с арфведсонитом
часто присутствует позднемагматический содалит, а иногда — виллиомит (Ловозерский
массив) .
Состав и последовательность кристаллизации изменяются в зависимости от степени
насыщения фойяитов щелочами. В одних разновидностях данных пород (Ка ~ 1)
первыми выделялись апатит, титаномагнетит и темноцветные минералы (Рх, Рх+Ат или один
Am). Затем кристаллизовались щелочные алюмосиликатные минералы, сначала нефелин,
а за ним K-Na полевой шпат (ортоклаз-пертит) . После этого нередко происходили авто-
метасоматическая микроклинизация, альбитизация, канкринитизация и ослюденение.
В других — эгириновых и эгирин-арфведсонитовых фойяитах (Ка > 1) порядок
кристаллизации становится обратным: сначала выделяются нефелин и K-Na полевой шпат, а затем
эгирин, арфведсонит, сопровождаемые позднемагматическим альбитом и содалитом.
Вместе с ними нередко образуются щелочные цирконосиликаты (эвдиалит), титаносили-
каты (ринколит, лампрофиллит), силикофосфаты (мурманит, ломоносовит) и даже
титанониобаты (лопарит).
Химический состав. В результате статистической обработки 82 анализов фойяитов
получен их средний состав (см. табл. 144). Полученные цифровые данные
свидетельствуют о том, что этот вид фельдшпатоидных сиенитов является типичной щелочной
салической породой, химизм которой определяется такими химическими компонентами,
как SiO2 E4,6%), А^О, B0,8%), Na2O (9,18%) иК2О E,66%), слагающими главные
породообразующие минералы: нефелин и K-Na полевой шпат. Среди других химических
компонентов ведущее значение имеют окисное C,02%) и закисное A,98%) железо при
подчиненном содержании МдО @,48%) и СаО A,71%). Характерными признаками
химизма фойяитов являются: 1) содержание SiO2 на уровне средних магматических
пород; 2) предельная насыщенность щелочами по отношению к глинозему (Ка = 1,02);
3) обогащенность натрием по сравнению с калием (Na2O/K2O = 2,47) ; 4) преобладание
500
среди других оснований окисных соединений железа при низком содержании МдО и СаО.
Разновидности. Выделяются по характерному темноцветному минералу: 1) эгирино-
вые фойяиты с парагенезисом Ne+Fsp+Aeg+Eud+Lam+Ham+Mur (Ka>1); 2) арфведсо-
нитовые фойяиты (лакарпиты), в которых ведущим темноцветным минералом
является щелочной амфибол; 3) салит-эгириновые фойяиты (хибиниты) с парагенезисом
Ne+Fsp+Aeg-Sal+Aeg+Evc+Ast (K.,~1);4) катафоритовые фойяиты, в которых
ведущим цветным минералом является щелочной амфибол, обогащенный AI и Са (Ка ~1);
5) эгирин-геденбергитовые фойяиты с парагенезисом Ne+Fsp+Aeg;Ged+Sph+Ap+ti-Mt+Cc
(Ка < 1) ; 6) гастингситовые фойяиты, в которых вместо эгирин-геденбергита ведуа(им
темноцветным минералом является высокожелезистый гастингсит. Иногда присутствует
позднемагматический лепидомелан. Для них характерен парагенезис: Ne+Fsp+Gs+I_ep+
+Zr+Or+Sph+Ap+ti-Mt (Ka< 1).
Разновидности фойяитов нередко выделяются по типичному для них специфическому
минералу, например, эвдиалитовые, мурманитовые, астрофиллитовые и др. Эвдиалито-
вые фойяиты в Илимауссакском массиве Гренландии получили название красных ка-
кортокитов. В них содержание эвдиалита достигает 5—10%.
Средние химические составы некоторых разновидностей фойяитов — эгириновых,
салит-эгириновых, арфведсонит-эгириновых и геденбергит-эгириновых приведены в
табл. 145. Цифровые данные фиксируют незначительные колебания в содержании
главных породообразующих компонентов (в вес. %) : SiO2 53,9-56,8; AI2O3 19,9-21,8;
Na2O + К2О 13,01 — 15,91. Величина отношения Na2O/K2O изменяется между 2—3, что
указывает на принадлежность всех перечисленных выше разновидностей к
магматическим породам калиево-натриевой серии. Пределы колебания коэффициента агпаитности
@,91—1,14) свидетельствуют о различной степени насыщенности фойяитов щелочами.
Ими явно пересыщены эгириновые разновидности пород, обогащенные натрием и окис-
ным железом. Степень насыщения щелочами снижается в эгирин-арфведсонитовых фой-
яитах (Ка = 0,98), более богатых кремнекислотой и глиноземом. Она достигает
минимума (Ка=0,91) в эгирин-геденбергитовых фойяитах, отличающихся пониженной общей
щелочностью (Na2O + К2О = 13,1%). В этих породах возрастает роль кальция и закисно-
го железа, входящих в состав геденбергита, титаномагнетита и кальцита. Данные
минералы отсутствуют в эгириновых разновидностях фойяитов. Содержание МпО не превышает
0,2%, значение двуокиси титана колеблется от 0,21 до 0,84%, достигая максимума в
фойяитах с наиболее высоким дефицитом кремнезема.
Формы залегания. Фойяиты образуют разнообразные интрузивные тела, гипабиссаль-
ные, реже мезоабиссальные или субвулканические, тяготеющие к зонам крупных
тектонических нарушений, залегающие дискортантно по отношению к структуре вмещающих
пород и оказывающие на них активное контактово-реакционное воздействие (фенитиза-
ция) . По размерам, форме и особенностям строения магматические тела можно
подразделить на следующие несколько типов.
1. Крупные (до 1300 км2) интрузивные массивы центрального типа, сложно
построенные и многофазные, где фойяиты создают магматические тела трубообразной или
конической формы с округлыми, кольцевыми и подковообразными
(полукольцевыми) сечениями (Хибинский массив Кольской провинции).
2. Значительные по размерам (до 600 км2) первично расслоенные интрузивы,
имеющие лополитообразную форму с блюдцеподобным поперечным сечением. В таких
массивах фойяиты образуют многочисленные магматические тела пластового типа.
Они возникали в процессе кристаллизационной дифференциации при формировании
трехчленных слоистых серий состава: 1) уртит — фойяит — луяврит (Ловозерский
массив Кольской провинции); 2) лейкофойяит — меланофойяит — луяврит (Пилансберг-
ский массив в Африке); 3) лейкофойяит (белый какортокит) — эвдиалитовый фойяит
(красный какортокит) — эгириновый меланофойяит (зеленый какортокит) в
Илимауссакском массиве Гренландии. Первичная магматическая слоистость имеет пологие,
а нередко и почти горизонтальные элементы залегания. Она бывает осложнена
волнообразными изгибами слоев и постинтрузивными тектоническими нарушениями.
3. Средние по размерам (до 50 км2) простые интрузивные массивы воронковидной
или штокообразной формы, осложненной периферическим куполообразным вздутием
округлого или овального сечения. Такие массивы в прикровлевой части нередко
обнаруживают отчетливое зональное строение, возникавшее вследствие активной реакции
фойяитового интрузива с вмещающими породами. В условиях карбонатной среды для
501
Таблица 145. Средний химический состав разновидностей фойяитов (в вес. %)
Компоненты
SiO;
тю2
AI,O,
Fe", О ,
FeO
МпО
МдО
' СаО
Na,0
ка'о
Число анализов
—
54,5
0,67
19,9
3,99
1,17
0,20
0,65
0,93
9,8
6,01
1
s
1,42
0,25
1,97
1,56
0,50
0,07
0,23
0,41
0,69
0,53
21
к
3
37
10
39
42
33
38
44
7
9
X
54,0
0,84
21,2
2,76
1,53
0,20
0,47
1,47
9,89
6,02
2
s
1,05
0,03
1,42
1,07
0,43
0,10
0,15
0,42
0,73
0,42
24
к
2
36
7
39
28
50
33
28
7
7
1 — эгириновый; 2 — салит-эгириновый; 3 — арфведсонит-эгириновый; 4 — геденбергит-эгири-
новый.
Примечание. Химические анализы для расчета средних составов пород заимствованы из
работ: Власов и др., 1959; Кононова, 1962; Герасимовский и др., 1966; Андреев и др., 1969;
Яшина, 1957, 1981.
зональной структуры характерна закономерная смена следующих пород (от центра
к периферии массива): фойяит ->ювит ->-эндоконтактный ийолит-уртит или ийолит -*
-*экзоконтактный нефелин-пироксеновый кальцифир (Харлинская структура Санги-
ленской провинции). При вмещающих породах габбро-диоритового состава в прикров-
левой части интрузивов наблюдается другая зональность (от центра к периферии
массива) : фойяит -»-пуласкит ->эндоконтактный эссексит (или монцонит) -> фенитизи-
рованное лейкогаббро (Коргередабинская структура Сангиленской провинции). В
случае активной реакции фойяитов с вмещающими гранитами образуются зональные
структуры, сложенные в ядре фойяитами, а по периферии пуласкитами, бескварцевыми и
кварцсодержащими сиенитами (Дугдинская структура в Восточной Туве).
4. Мелкие по размерам @,1 — 10 км2) штокообразные интрузивы и дайки
фойяитов радиального, конического или трещинного типа, развитые в пределах
многофазных массивов щелочных — габброидных и щелочных — ультраосновных пород. Здесь
фойяиты играют второстепенную роль и представляют собой поздние интрузивные
дифференциаты различных по составу исходных магм.
Регионы распространения. В петрографических справочниках и сводках по щелочным
породам господствует представление о том, что фойяиты (нефелиновые сиениты)
относятся к числу весьма редких магматических пород. Это неверно, так как данный вид
семейства фельдшпатоидных сиенитов, несмотря на небольшие размеры магматических
тел, распространен в Европе (Швеция, Норвегия, Финляндия, Советский Союз,
Франция, Чехословакия, Румыния, ФРГ, Испания, Португалия и др.), Азии (Советский
Союз, Монголия, Китай, Индия, Малайзия и др.), Америке (Канада, США, Бразилия),
Африке, а также в Австралии. Пока отсутствуют сведения о фойяитах Антарктиды.
К числу крупнейших щелочных провинций, где развиты интрузивные массивы
фойяитов, относятся: Кольская, Прибайкальская, Украинская, Тувинская (СССР) ;
Хубсугульская (МНР); Гардарская (Гренландия); Нарсарсукская (Норвегия);
Лабрадорская, Гренвильская, Монте-Риджинская, Оттавская, Квебекская, Колдвелл и др.
(Канада); Кордильерская, Скалистых Гор, Юконская, Колорадская, Арканзасская,
Монтанская и др. (США); Санта-Сатариано, Рио-де-Жанейро и Сан-Паулу на Восточно-
Атлантическом побережье (Бразилия); Трансваальская, Кенийская, Родезийская
и многие другие (Африка). Перечисленные щелочные провинции расположены на
древних платформах или в пределах консолидированных складчатых областей,
испытавших значительное дробление и неоднократный разломно-глыбовый тектогенез.
Интрузивные массивы фойяитов, особенно такие крупные, как Хибинский, Пилансбергский,
Илимауссакский и др., возникали в период заложения континентальных рифтовых
зон или при образовании сквозных разломных линеаментов. Более мелкие интрузивные
502
3
Т
56,8
0,21
21,8
2,78
1,00
0,14
0,24
1.15
9,56
4,90
s
1,35
0,16
1.1
0,96
0,60
0,05
0,13
0,43
1,11
1,03
к
2
76
5
34
60
34
54
38
12
21
4
л
53,9
0,49
20,5
2,56
3,92
0,14
0,52
3,10
7,56
5,45
s
1,43
0,28
1,40
1,70
1,48
0,08
0,46
1,26
1,35
0,95
к
3
57
7
67
38
57
89
41
18
17
15
22
массивы, типичные для Тувинской (СССР) и Хубсугульской (МНР) провинций^
формировались в эпохи тектонической активизации древних складчатых областей и
оживления глубинных разломных швов дорифейского кристаллического фундамента.
Принадлежность к формации. Вопрос о формационной принадлежности фойяитов
как одного из главнейших видов семейства фельдшпатоидных сиенитов до сих пор
решается с позиций их генетической неоднородности и возможности возникновения
из различных исходных магм. На основании этого они включаются большинством
исследователей в состав таких формационных групп, как щелочная—ультраосновная,
щелочная—габброидная и щелочная—гранитоидная. Однако О.А. Воробьева A960) при
сравнительном анализе щелочных провинций Советского Союза предложила выделить
самостоятельную нефелин-сиенитовую формацию, к которой отнесла крупные
автономные щелочные интрузии, представленные на платформах агпаитовым типом массивов
(Ловозерский, Хибинский), а в складчатых областях — миаскитовым (Ильмено-Виш-
невогорский). При формационной систематике щелочных пород Л.С. Бородин A9742)
попытался отразить особую генетическую природу автономных нефелин-сиенитовых
массивов. Он расчленил их по источнику магм, на два типа формаций. Один из них
полигенный (мантийно-коровый), объединяющий интрузивные ассоциации фойяитов —
хибинитов и агпаитовых пород (фойяиты-уртиты, луявриты-ийолиты), источником
которых являются гибридные фонолитовые расплавы — продукты взаимодействия
ювенильных (мантийных) растворов с веществом земной коры. Другой тип —
моногенный (коровый) представлен щелочногранитоидной и нефелин-сиенитовой группами
формаций, образование которых происходило из коровых анатектических расплавов
при участии эндогенных (нижнекоровых) растворов. На примере моногенных
формаций развивались идеи о нефелиновых сиенитах как альтернативных эквивалентах грани-
тоидов (Бородин и др., 1971; Левин, 1971).
Базируясь на модели палингенно-метасоматического гранитообразования, А.С.
Павленко (Павленко, Быховер, 1971; Павленко и др., 1974) выделил всеобъемлющий
гранит-щелочногранитоидный формационный тип, к которому отнес, помимо
разнообразных орогенных гранитов, сиенитовые и нефелин-сиенитовые посторогенные
интрузивы, а также обособленные от них ийолит-ювит-фойяитовые,
габбро-фойяит-сиенитовые и даже габбро-тералит-фойяитовые массивы. Породы данных массивов
рассматривались как реститовые фации метасоматически-палингенных щелочногранитоидных
комплексов.
Произведя структурно-геологическую и петрографо-петрохимическую систематику
природных ассоциаций нефелиновых сиенитов, образующих автономные массивы,
P.M. Яшина A978, 1981) обосновала необходимость выделения самостоятельных
503
нефелин-сиенитовых и сиенит-нефелин-сиенитовых формаций. В их составе фойяиты
нередко играют ведущую роль и слагают магматические тела главной интрузивной
фазы. К числу таких формаций относятся: 1) агпаитовая нефелин-сиенитовая,
отличающаяся наиболее высокой общей и особенно натриевой щелочностью (Ка>1;
Na2O/K2O = 2,5—6,5) ; в массивах этой формации развиты эгириновые или эгирин-
арфведсонитовые фойяиты, тесно ассоциирующие с луявритами, уртитами и нефелин-
содалитовыми сиенитами — науяитами; 2) нормальная нефелин-сиенитовая, породы
которой предельно насыщены щелочами, глиноземом и обогащены калием (Ка^1;
Na2O/K2O = 2,5— 1,0); для данной формации характерно преобладание авгит-эгирино-
вых, салит-эгириновых и катафоритовых фойяитов, образующих единый комплекс
с рисчорритами; 3) недосыщенная щелочами нефелин-сиенитовая, обладающая
повышенной кальциево-железистой основностью. В составе этой формации господствующую
роль играют эгирин-геденбергитовые фойяиты, в ассоциации с которыми могут
присутствовать контактно-реакционные породы (ийолиты, уртиты, ювиты), а также поздне- и
постмагматические силикатно-карбонатные и существенно карбонатные породы с
апатитом, лепидомеланом и титаномагнетитом; 4) сиенит-нефелин-сиенитовая,
отличающаяся значительным изменением содержания кремнекислоты и щелочей (Ка=0,95—
1,14). Среди них ведущее положение занимают амфиболовые (ферригастингситовые)
фойяиты, сопровождаемые эндоконтактными пуласкитами и позднемагматическими
(остаточными) дифференциатами, отвечающими по составу эгирин-арфведсонитовым
фойпитам или эгириновым мариуполитам.
Помимо перечисленных выше формаций, образующих автономные интрузивные
массивы, источником которых был нефелин-сиенитовый (фонолитовый) расплав,
известны фойяиты (титанавгитовые и эгирин-диопсидовые), входящие в состав оложно-
построенных комплексов щелочных габроидных и щелочных ультраосновных пород.
Металлогения и практическое значение. Принадлежность фойяитов к средним лейко-
кратовым породам, недосыщенным SiO2, но обогащенным калием, натрием и
глиноземом, определяет их важнейший металлогенический профиль как источника щелочей
и алюминия. Этим определяется практическое значение фойяитов — одного из видов
сырья для глиноземной, химической, стекольной, керамической и цементной
промышленности. В настоящее время месторождения лейкофойяитов, бедных окисными
соединениями железа и магния, разрабатываются во многих странах мира: Советском
Союзе, Англии, Индии, Австралии, Финляндии, Франции, Румынии, Швеции, Норвегии
и др. (Allen, Charsley, 1968; Нефелиновое сырье, 1978).
Металлогеническую специфику фойяитов, особенно их агпаитовых разновидностей,
пересыщенных шелочами и летучими, составляют редкие и рассеянные элементы (Ti,
Zr, Hf, Nb, Та, Li, Ga, Be, U, Th и др), содержание которых значительно превышает
кларковый уровень в средних породах земной коры и иногда достигает рудных
концентраций. Примером таковых являются эвдиалитовые фойяиты (красные какортокиты),
в которых количество окиси циркония колеблется от 0,35 до 2,65%. Однако
содержание редких и рассеянных элементов изменяется в зависимости от химизма главнейших
разновидностей фойяитов. Оно минимально в эгирин-геденбергитовых разностях,
недосыщенных щелочами и кальцием, заметно возрастает в салит-эгириновых (хиби-
ниты) и катафоритовых фойяитах, насыщенных щелочами, но недостаточно богатых
летучими, и достигает максимальных значений в эгириновых и арфведсонитовых
фойяитах, пересыщенных натрием, фтором и хлором.
Разный уровень содержания редкометальных элементов в фойяитах позволяет судить
о возможной рудоносности фойяит-пегматитов. Их геденбергитовые, гастингситовые
и гастингсит-лепидомелановые разновидности бедны редкометальными минералами,
представленными акцессорным титанитом, цирконом, ортитом, иногда везувианом и
оранжитом. Вместе с этим для эгириновых и арфведсонитовых фойяит-пегматитов
характерно повышенное содержание эвдиалита, катаплеита, лампсосЬиллита пинкппи-
та, мурманита и др. Ассоциация редкометальных минералов существенно изменяется
при наложении на фойяит-пегматиты гидротермальных процессов — альбитизации,
содалитизации и цеолитизации. С измененными пегматитами связаны рудопроявления
стенструпина, полилитионита, чкаловита, ловчоррита и др. (Семенов, 1969; Семенов
и др., 1974).
504
Луявриты
Луявриты открыты значительно позднее, чем фойяиты, и получили свое название по
местности нахождения в массиве Луяврурт на Кольском полуострове, где он был
впервые исследован В. Рамзаем (Ramsay, 1894), который выделил данную породу как
особый вид нефелинового сиенита. К этому виду, по мнению В.Рамзая, следует относить
луявриты Гренландии, а также зеленые фойяиты (луявриты), описанные Шендом в
интрузивном комплексе Пилансберг (Shand, 1928) .
Внешний облик, текстура. Луявриты представляют собой мезо- или меланократовые
породы, окраска которых изменяется от темно-серой, серо-зеленой и темно-зеленой до
почти черной. Они имеют среднезернистое, крупнозернистое, а иногда и пегматоидное
сложение. Их характерной особенностью является первично-магматическая слоистость,
создающая "псевдостратифицированный" вид данных пород. Обычно чередуются
микро- и макропрослои, в различной степени обогащенные цветными минералами: эгири-
ном, арфведсонитом или эвдиалитом. Для луявритов наиболее типична трахитоидная
текстура, обусловленная план-параллельным расположением плоских таблитчатых
кристаллов K-Na полевого шпата (Табл. XXVII, а, б), между которыми распределяются
мелкие изометричные зерна нефелина и войлокоподобная масса микропризматического
(игольчатого) эгирина. С ним нередко ассоциируют черный арфведсонит, ярко-красный
эвдиалит, оранжево-бурый лампрофиллит, желтый ринколит и стально-серый лопарит.
Минеральный состав, структура, последовательность кристаллизации. Главными
минеральными компонентами луявритов являются нефелин B0—35%), микроклин-пер-
тит или антипертит C5—50%), лейстовый альбит E—10%), эгирин A0—38%) и
арфведсонит. Как акцессорные минералы в породе присутствуют апатит, эвдиалит, катаплеит,
ловозерит, ринколит, нептунит, ломоносовит, лампрофиллит, лопарит и другие редкие
минералы. К числу автометасоматических (вторичных) минералов относятся содалит,
канкринит, цеолиты и либенерит, развивавшиеся по нефелину, альбит, образующий
грубые пятнистые пертиты и периферические каймы в кристаллах полевого шпата,
поздний эгирин, ассоциирующий с альбитом и образующий причудливые скопления
микропризматических кристаллов, катаплеит, создающий псевдоморфозы по
эвдиалиту, а металопарит — по лопариту.
Структура луявритов гипидиоморфнозернистая или порфировидная благодаря
наличию крупных таблитчатых кристаллов микроклин-пертита размером от 0,8 х 1,5
до 1, 8 у 3,5 см2, погруженных в плотную массу тонкоигольчатого эгирина,
насыщенного мелкими призмочками нефелина (см.Табл. XXVII, в) . Кристаллы полевого шпата
чаще всего расположены план-параллельно и вытянуты длинными осями в одном
направлении. Иногда, эта ориентировка нарушается и наблюдается равномерная кристал-
лическизернистая структура.
Для данного вида фельдшпатоидных сиенитов характерен не только определенный
парагенезис породообразующих минералов: нефелина, микроклина, альбита, эгирина
(или арфведсонита), эвдиалита и других натрийсодержащих цветных компонентов,
но также отчетливо выраженный агпаитовый порядок их кристаллизации, когда вначале
выделяются щелочные алюмосиликаты, имеющие более идиоморфную форму, чем
пироксен и амфибол.
Нефелин кристаллизовался раньше полевого шпата, поэтому он образует
призматические кристаллы правильных четырехугольных и шестиугольных сечений, но
присутствуют и округлые изометричные зерна. Состав нефелина отвечает Ne7(,-78Ksi»_ 20
Ап2_б при повышенном количестве" свободного кварца C,5—9,4%). По нефелину
нередко развиваются вторичные минералы, такие, как канкринит, содалит, пектолит,
натролит и реже чешуйчатый агрегат либенерита.
Микроклин-пертит появляется обычно в форме узких, хорошо очерченных
таблитчатых кристаллов, но менее идиоморфных, чем нефелин. Однако наблюдаются и
обратные соотношения, а также и такие случаи, когда оба минерала обладают неполным
идиоморфизмом. Полевой шпат, как правило, отличается грубым пятнистым строением
благодаря наличию причудливых вростков альбита. Состав минерала изменяется от
М'70-7 5 АЬ25-зо Д° АЬ7о-8о^'2О-зо- Микроклин и альбит иногда образуют сложные
кружевные микропрорастания, имеющие неравномерное волнистое угасание. Они
возникали, по-видимому, в результате автометасоматической альбитизации и
перекристаллизации первичного K-Na полевого шпата.
Альбит присутствует в луявритах не только в виде пертитовых вростков и причуд-
505
ливых кайм, обрастающих кристаллы микроклина. Он выделяется также в форме
хорошо индивидуализированных лейст, занимающих обособленное положение и
нередко ассоциирующих с более поздним эгирином, слагающим основную войлокоподобную
массу луявритов.
Эгирин — ведущий цветной минерал луявритов — выделяется в виде двух генераций.
Первая из них представлена микропризматическими кристаллами бесцветного эгирина,
обогащенного жадеитовым миналом (до 12%). Ко второй генерации относятся весьма
разнообразные его формы: причудливые волокнистые агрегаты и сплошные прослои,
а также скопления тонких игольчатых кристаллов и более крупных призм, имеющих
отрицательное удлинение и почти прямое угасание. Эгирин второй генерации
отличается по составу. Для него характерно повышенное содержание кальциево-магнезиаль-
ного (диопсидового) минала (до 12%). С ним обычно ассоциируют такие неатриево-
кальциевые редкометальные акцессорные минералы, как эвколит, ринколит, пектолит
и попарит.
Амфибол представлен в луявритах магнезиальным арфведсонитом. В одних
разновидностях пород он встречается в срастании с эгирином, в других — занимает место
пироксена, образуя прерывистые и сплошные прослои призматических кристаллов,
выполняющих пространство между выделениями более раннего нефелина и микроклин-
пертита (см.Табл. XXVII, г).
Эвдиалит — характерный цветной минерал луявритов, содержащий натрий, кальций
и цирконий. Он наблюдается в форме идиоморфных сечений кристаллов или
неправильных зерен, обнаруживающих слабо выраженное зональное строение. В шлифах минерал
имеет бесцветную, кремовую, розовую, а иногда и ярко-малиновую окраску. Для
него характерно низкое двупреломление @,006), отчетливая спайность по ромбоэдру и
прямое угасание. Иногда по эвдиалиту развивается более поздний катаплеит, имеющий
повышенное двупреломление @,012) и тонкую полисинтетическую двойниковую
структуру. Кристаллизация эвдиалита происходила после нефелина, K-Na полевого
шпата, эгирина и амфибола.
Химический состав. Средние цифровые данные по содержанию главных петрогенных
компонентов в луявритах (см. Табл. 144) получены после статистической обработки
35 анализов, заимствованных из различных литературных источников. Они
свидетельствуют о том, что по содержанию кремнезема (SiO2 =53,1%) и суммарному
содержанию щелочей (Na2O + К2О = 14,11%) луявриты весьма близки к фойяитам и отличаются
от них более низким содержанием глинозема A5,0%) и исключительно высоким оки-
сного железа G,73%). Помимо этого, луявриты более богаты натрием (Na2O/K2O = 3,23),
титаном, магнием и кальцием (особенно эвдиалитовые разности), входящими в состав
эгирина, арфведсонита и других цветных минералов. Характерными признаками
химизма данных пород являются : 1) наименьшая степень десиликации по сравнению с
другими фельдшпатоидными сиенитами среднего состава; 2) максимальная пересыщен-
ность щелочами (Ка = 1,38); 3) максимальная обогащенность окисным железом
(AI2Oi/Fe2Oi = 3,06) ; 4) самое высокое содержание титана, магния и кальция; 5)
обогащенность отдельных разновидностей луявритов редкими элементами (Zr, Nb, TR).
Разновидности. Разновидности луявритов выделяются по ряду важнейших
признаков: 1) текстурным особенностям; 2) составу ведущего темноцветного компонента;
3) присутствию специфических минералов. Характерными текстурными
разновидностями луявритов являются трахитоидная обусловленная равномерным кристаллозерни-
стым сложением и отчетливой план-параллельной ориентировкой главных
породообразующих минералов —лейстовидного микроклин-пертита и тонкоигольчатого эгирина
(см. Табл. XXVII, а—г) . Другая, порфировидная, разновидность луявритов отличается
наличием крупных порфировых вкрапленников нефелина, полевого шпата, иногда
мурманита и лампрофиллита, погруженных в более мелкозернистую массу породы,
состаящую из нефелина, микроклин-пертита и эгирина (см. Табл. XXVII, д, е) . Дайко-
вые порфировидные луявриты, обогащенные эгирином с вкрапленниками
лампрофиллита, мурманита или эвдиалита, называют нередко тингуаитами. Они известны в
Хибинском, Ловозерском, Илимауссакском (Гренландия), Пилансбергском (Африка)
массивах, а также в Бразилии (Сьерра-де-Тингуа) .
По ведущему темноцветному компоненту среди луявритов выделяются две
разновидности: 1) эгириновые луявриты с парагенезисом Ne + Fsp + Ab + Aeg; 2) амфибо-
ловые луявриты, в которых роль ведущего темноцветного минерала принадлежит
506
Таблица 146. Средний химический состав главнейших разновидностей луявритов Ловозерского
массива (в вес. %)
Компоненты
SiO2
TiO2
ZrO2
AI2O3
Fe2O,
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
P2OS
1
54,57
0,91
0,29
15,82
8,11
1,75
0,28
1,15
1,68
9,10
4,61
0,11
2
52,93
1,00
0,21
15,36
4,75
4,05
0,40
3,74
1,71
9,94
4,88
0,33
3
53,21
1,26
1,26
15,51
6,90
1,73
0,47
1,13
1,89
9,58
4,81
4
53,67
1,96
16,79
6,87
2,53
0,11
1,74
2,47
9,07
4,14
0,20
5
53,82
3,86
0,56
12,88
9,80
He onp.
0,43
0,90
1,24
10,09
5,26
He onp.
6
53,40
2,14
1,89
12,97
7,08
1,50
1,30
1,58
0,70
7,83
4,98
0,19
7
54,32
1,56
1,61
11,97
6,31
2,30
0,26
1,71
2,74
8,0
4,45
0,48
8
53,64
2,55
0,38
14,60
7,88
1,55
0,46
0,83
1,91
10,39
3,63
0,07
1—4 — трахитоидные: 1 — эгириновый (Герасимовский и др., 1966) , 2 — арфеедсонитовый (Гера-
симо8ский и др., 1966), 3 — эвдиалитовый (Герасимовский и др., 1966), 4 — лампрофиллитовый
(Ramsay, 1899) ; 5—8 — порфировидные; 5— эвдиалит-мурманитовый (данные О.А. Воробьевой),
6 — ловозеритовый (Буссен, Сахаров, 1972), 7 — мурманит-ловозеритовый (Герасимовский и др.,
1966) , 8 — луяврит-тингуаит (данные О.А. Воробьевой) .
арфведсониту, явно преобладающему над эгирином. Кроме этого, по присутствию
специфических редкометальных минералов некоторыми исследователями выделяются:
1) эвдиалитовые луявриты, которые отличаются от главной эгириновой
разновидности повышенным содержанием натриево-кальциевого цирконосиликата —
эвдиалита (до 15%); 2) лампрофиллитовые луявриты, обогащенные по сравнению с
эгириновой разновидностью натриевым титаносиликатом — лампрофиллитом (до 8%); 3)
мурманитовые луявриты, встречающиеся главным образом в составе комплекса эвди-
алитовых луявритов (Ловозерский массив). В них содержание натриевого силико-
фосфата — мурманита достигает 3—4%. Химические анализы главнейших
разновидностей луявритов приведены в табл. 146.
Формы залегания. Луявриты чаще всего образуют межпластовые лополитообразные
интрузивы, обнаруживающие прекрасную первичномагматическую расслоенность,
залегающую в центральных частях массивов почти горизонтально и имеющую более
крутое падение F0—70°) близ контактов. Слоистость нередко осложнена
волнообразными изгибами и постинтрузивными тектоническими нарушениями. В пределах таких
интрузивов луявриты являются главнейшим членом слоистых серий (пачек) пород,
неоднократно повторяющихся в вертикальном сечении массива. Слоистые серии могут
быть простыми, когда ритмично чередуются лейко-, мезо- и меланократовые луявриты,
в различной степени обогащенные эгирином. Увеличение содержания последнего
происходит в основном за счет микроклин-пертита при относительно постоянном
количестве нефелина. Сложные трехчленные серии могут иметь состав: уртит — фойяит —
луяврит. В этом случае они образуются в результате длительной дифференциации агпаи-
тового фойяитового расплава. При этом слои уртитов представляют собой ранние
существенно нефелиновые кумулаты, а луявриты — наиболее поздние меланократовые
остаточные кристаллизаты. Подобные серии многократно повторяются в первичнорас-
слоенном комплексе Ловозерского массива (рис. 85).
Трехчленные серии другого состава: фойяит (белый какортокит) — эвдиалитовый
фойяит (красный какортокит) — эвдиалитовый луяврит (зеленый какортокит) — зв-
диалитовый амфиболовый луяврит (черный какортокит) возникают в процессе
кристаллизационной дифференциации крупной межпластовой интрузии меланофойяитов,
пересыщенных щелочами, особенно натрием, и обогащенных титаном, цирконием и
другими редкими элементами (Илимауссакский массив или Ловозерский комплекс эвдиа-
литовых луявритов).
Мощность пластообразных тел луявритов изменяется от 1,2 до 10 м. При этом
каждый из прослоев прослеживается на всей площади первично расслоенных интрузивов,
достигающей значительных размеров (до 600 км2).
507
Рис. 85. Первичнорасслоенный (полосчатый) комплекс луявритов, фойяитов и уртитов Ловозерско-
го массива (Зарисовка P.M. Яшиной)
Дайковая форма интрузивных тел менее типична для луявритов, чем пластообраз-
ная. В дайках развиты преимущественно порфировидные разновидности луявритов:
эвдиалитовые, ловозеритовые, мурманитовые, как обогащенные эгирином,так и амфи-
боловые.
Регионы распространения. Луявриты относятся к числу редких щелочных пород,
которые как во времени, так и в пространстве тесно взаимосвязаны с формированием
хорошо дифференцированных, обычно первичнорасслоенных интрузивных массивов,
сложенных высокощелочными агпаитовыми породами. Подобные массивы
сосредоточены в пределах наиболее жестких платформенных структур земной коры,
представляющих собой устойчивые поднятия (щиты). Образование таких массивов происходило
в эпохи возникновения сквозных глубинных разломов (Балтийский щит) или
континентальных рифтовых зон (Северо-Американская и Африканская платформы).
Крупнейшими провинциями, где развиты луявриты, следует считать Кольскую (Ловозерский
массив), Гардарскую (Илимауссакский массив), Трансваальскую (Пилансбергский
массив). Все перечисленные массивы представляют собой сложные многофазные текто-
но-магматические комплексы центрального типа, непременным членом которых
являются первичнорасслоенные межпластовые интрузивы.
Принадлежность к формации. Все разновидности луявритов относятся к одной
формации агпаитовых нефелиновых сиенитов. При этом они являются надежным
показателем высокощелочного (натриевого или калиево-натриевого) характера различных
интрузивных и кристаллизационных серий пород, возникавших в результате
длительной дифференциации глубинного (по-видимому, мантийного) фонолитового (фой-
яитового) расплава в условиях устойчивого платформенного тектонического режима.
Металлогения и практическое значение. Поскольку луявриты представляют собой
продукты дифференциации высокощелочных (агпаитовых) расплавов, то для них
характерно накопление ряда редких и рассеянных элементов: титана, ниобия, тантала,
циркония, гафния и др. Они определяют редкометальную металлогеническую
специфику луявритов, с которыми связаны различные рудопроявления: эвдиалитовые, лопари-
товые, мурманитовые, стенструпиновые. Практическую ценность представляют
связанные с луявритами месторождения эвдиалитов или стенструпина (Илимауссакский
массив, Гренландия; Семенов, 1969).
Мариуполиты
Мариуполиты впервые описаны и выделены И.А. Морозевичем в 1901 г. как особый
вид фельдшпатоидных сиенитов, развитых в окрестностях г. Мариуполя (ныне г. Жданов).
Позднее они были детально изучены Л.Ф. Айнберг A933), а затем И.Д. Царовским,
которые уточнили их состав и геологическое положение в пределах Октябрьского
щелочного массива, расположенного в юго-восточной части Украинского щита.
Внешний облик, текстура. Мариуполиты могут быть лейкократовыми, состоящими
преимущественно из нефелина и альбита с небольшой примесью темноцветных
минералов, или мезократовыми, обогащенными щелочным пироксеном, амфиболом и иногда
лепидомеланом. Окраска пород изменяется соответственно от почти белой и
светлосерой до серо-зеленой и темно-зеленой. Сложение пород может быть мелко-, средне- и
крупнозернистым, а иногда даже пегматоидным. Они в большинстве массивов имеют
гнейсовидную или полосчатую текстуру, реже массивную и такситово-пятнистую. Для
508
них характерно развитие прерывистых полос, в различной мере обогащенных
нефелином, альбитом, темноцветными минералами. На срезах, параллельных полосчатости,
хорошо видна ориентировка призматических кристаллов эгирина или амфибола, а
также вытянутых пластинок лепидомелана. Преобладание в породе микрозернистого
альбита придает ей сахаровидный внешний облик, а обогащенность тонкоигольчатым
эгирином создает сланцеватую текстуру. В порфировидных разностях мариуполитов
наблюдаются вкрапленники и кристаллическизернистые агрегаты нефелина, а иногда
крупные идиоморфные кристаллы циркона.
Минеральный состав, структура, последовательность кристаллизации. Ведущим
породообразующим минералом мариуполитов является альбит (№ 2—8), содержание
которого колеблется от 50 до 85%. Подчиненное положение в породе занимают нефелин
A0—30%) и темноцветные минералы E—15%), чаще всего представленные эгирином
или тарамитом. Парагенезис акцессорных минералов изменяется в зависимости от
№2О + К2О
степени насыщения пород щелочами и глиноземом. При отношении < 1
А12О3
(слюдяные мариуполиты) развита ассоциация апатита, циркона и ортита. Иногда
обнаруживаются ферсмит, эшенит, пирохлор. В случае пересыщения пород щелочами при
Na2O + К2О
—> 1 (эгириновые или арфведсонитовые мариуполиты) наблюдается ас-
AI2O3
социация эвдиалита, ринколита и астрофиллита. К числу вторичных минералов
относятся канкринит, содалит, цеолиты и либенерит, развивающиеся по нефелину, а также
биотит и микроклин, образующиеся иногда по периферии кристаллов пироксена.
Структура мариуполитов гипидиоморфнозернистая, порфировидная или аллотрио-
морфнозернистая с участками гранобластовой и лепидобластовой особенно при
наличии гнейсовидных и сланцеватых текстур (рис. 86, а — в). Основную матрицу породы
обычно образуют тонкие призматические (лейстоподобные) кристаллы альбита,
находящиеся в тесном срастании и ориентированные длинными осями в одном направлении.
Среди них то более, то менее равномерно распределены сравнительно крупные
таблитчатые кристаллы нефелина с квадратными, гексагональными или изометричными
сечениями. Их размеры в порфировидных разностях мариуполитов достигают нескольких
квадратных сантиметров. Состав нефелина отвечает Nee2KslgAnO-o,5 ¦ Он обеднен
анортитовой составляющей @—0,5%) и обладает повышенным содержанием
свободного кварца B,9—9,5%), обнаруживая этим самым сходство с нефелином из луявритов.
Эгирин обычно тесно ассоциирует с альбитом и образует чаще всего мелкие игольчатые
кристаллы. Иногда встречаются более крупные призмы пойкилитового строения,
содержащие нефелин и альбит. Состав пироксена изменяется от авгит-эгирина до эгирина,
с которым нередко ассоциируют эвдиалит, астрофиллит, титаноловенит и рин колит.
В том случае, когда главным темноцветным минералом является амфибол, то он в
структуре породы занимае'т место пироксена. Состав амфибола изменяется от феррогас-
тингсита до повышеннощелочных тарамита, катафорита и иногда арфведсонита. С
ними обычно тесно ассоциирует позднемагматический флюорит, иногда
пропитывающий всю массу породы.
Щелочной полевой шпат, представленный однородным микроклином с отчетливой
двойниковой решеткой, может присутствовать как второстепенный минеральный
компонент (до 10%) мариуполитов. Однако чаще всего он встречается в их лепидоме-
лановых разновидностях, для которых характерно почти одновременное образование
парагенезиса: Ne + Ab (частично Fsp) + Lep. Здесь после лепидомелана выделяются
крупные дипирамидальные кристаллы циркона сечением 1,5 X 1,5 см2. Они нередко
имеют скелетную форму роста и бывают переполнены включениями нефелина и
альбита.
Химический состав. Средние цифровые данные по содержанию главных
породообразующих компонентов получены после сравнительного математического
исследования 32 и статистического обсчета .15 анализов мариуполитов из различных
провинций Советского Союза (см. табл. 144). Средний мариуполит отличается от фойяитов
и луявритов более высоким уровнем содержаний кремнезема (SiO2 = 56,7%),
глинозема (AI2O3 =21,4%) и№20A1,3%) при пониженном количестве К2О C,51%).
По сравнению с луявритами, относящимися к мезо- и меланократовым эгирин-нефе-
509
Рис. 86. Структуры мариуполитов; шлифы. Увел. 20, с анализатором
а — порфировидная; б — грэнобластовая; в — гранопепидобпастовая
лин-полевошпатовым породам, мариуполиты обеднены окисными соединениями
железа, титана, марганца, магния и кальция, но при этом обогащены А12О3 и Na2O,
входящими в состав нефелина и альбита. Характерными признаками химизма данных пород
являются: 1) наиболее высокая натриевая щелочность среди фельдшпатоидных
сиенитов среднего состава (Na2O/K2O =4,92) ; 2) явная пересыщенность щелочами по
отношению к глинозему несмотря на высокое содержание последнего, поэтому Ки =1,04;
3) значительная обогащенность окисью алюминия по сравнению с окисным железом,
благодаря чему отношение AUO.i/Fe2O., соответствует фойяитовому, а не луяврито-
вому уровню; 4) бедность титаном, марганцем и земельными основаниями (СаО и
МдО).
Разновидности. Для мариуполитов характерен постоянный парагенезис нефелина
с альбитом. Присутствие различных темноцветных минералов или появление в них
калиевого полевого шпата (микроклин) как второстепенного составного компонента
позволяет выделять следующие разновидности мариуполитов: 1) эгириновую с
парагенезисом Ne + Ab + Aeg + Eud + Rin + Ast; 2) арфведсонитовую, в которой место
эгирина занимает щелочной амфибол в парагенезисе Ne + Ab + Arf + Fl; 3) гастингси-
510
товую или биотит-гастингситовую с парагенезисом Ne + Ab (частично Fsp) + Gs + Bi +
+ Ар + ti-Mt + Zr; 4) лепидомелановую (канадит), содержащую не только альбит, но
и индивидуализированные кристаллы микроклина с парагенезисом Ne + Ab + Fsp +
+ Lep + Zr + Ар.
Формы залегания. Мариуполиты чаще всего образуют дайкообразные или жило-
подобные тела и системы тел, тяготеющие обычно к прикровлевым частям
интрузивных массивов, сложенных фойяитами. Дайки могут залегать круто, почти
вертикально или же очень полого A0—30°), тяготея к зоне контакта интрузивов с
вмещающими сланцевыми (Тува, Монголия) или гнейсовыми (Украина) толщами. Контакты
бывают как резкие, типично интрузивные, так и расплывчатые благодаря
интенсивному развитию процессов альбитизации и эгиринизации, сопровождающих
магматические тела мариуполитов. С последними довольно часто ассоциируют пегматитовые
жилы и целые пегматитовые поля. Это в какой-то мере свидетельствует о том, что
мариуполиты принадлежат к числу поздних (остаточных) магматических
образований, возникших в результате длительной дифференциации фойяитовых интрузий.
При этом существенную роль играли контактно-реакционные процессы,
происходившие в условиях габброидной или карбонатно-сланцевой среды, когда во вмещающие
породы при их фенитизации активно выносился калий, а натрий накапливался в
остаточных высокощелочных дифференциатах — мариуполитах и мариуполит-пегмати-
тах.
Регионы распространения. Раньше мариуполиты считались весьма редкими
породами и относились к метасоматическим образованиям вследствие того, что их
первичная интрузивная природа обычно затушевывалась развитием постмариуполитовых
пегматитов, альбититов и эгиринитов. В настоящее время мариуполиты и их
слюдяные разновидности — канадиты — обнаружены во многих провинциях мира: Онтарио
(Канада), Альмунге (Швеция), Мариупольская (Украина), Сангиленская (Тува),
Забайкальская, Прихубсугульская (Северная Монголия). Во всех этих провинциях
мариуполиты или канадиты сопровождаются полями пегматитов и существенно
альбитов ых метасоматитов.
Принадлежность к формации. В результате сравнительного формационного анализа
интрузивных нефелиновых сиенитов из щелочных провинций Советского Союза и
сопредельных зарубежных стран (Финляндия, Швеция, Норвегия, Монголия) было
установлено, что мариуполиты входят в состав сиенит-нефелинсиенитовых формаций
(Яшина, 1981).
Металлогения и практическое значение. При формировании мариуполитов, мариу-
полит-пегматитов и существенно альбитовых пегматитов происходит накопление в
этих остаточных дифференциатах ряда редких элементов, в основном определяющих
металлогеническое и практическое значение мариуполитов (канадитов), с которыми
связаны рудопроявления циркона и бадделеита (слюдяные разновидности) или
эвдиалита и ринколита (эгириновые разности).
Миаскиты
Миаскиты известны давно, после их открытия в Ильменских горах на р. Миасс
(Южный Урал), где они сначала были отнесены к гранитам, а затем при детальном
петрографическом исследовании данных пород установлена их принадлежность к
нефелиновым сиенитам (Левинсон-Лессинг, Струве, 1968; Кузнецов, 1956). С тех пор название
миаскит прочно вошло в геологическую литературу применительно к своеобразному
виду фельдшпатоидных сиенитов, обладающих гнейсовидным полосчатым сложением
и нередко обогащенных черной слюдой (биотитом или лепидомеланом). За последние
годы в связи с открытием новых щелочных провинций понятие "миаскит" значительно
расширилось и охватывает целый ряд разновидностей, существенно отличающихся по
соотношению нефелина, плагиоклаза (олигоклаза или альбита) и калиево-натриевого
полевого шпата, а также по содержанию пироксена, амфибола и биолита.
Внешний облик, текстура. Миаскиты представляют собой преимущественно лей-
кократовые породы массивного или полосчатого сложения средне- и
крупнозернистые до пегматоидных. Окраска пород изменяется от светло-серой, местами почти белой,
до серой и темно-серой. Розоватый цвет миаскиты приобретают только после наложения
на них метасоматической микроклинизации и ослюденения (либенеритизация).
Текстура миаскитов весьма непостоянна. В одних провинциях (Ильмено-Вишневогорская в
511
СССР, Халибуртон-Бакрофт в Канаде) она гнейсовидная и отчетливо полосчатая,
обусловленная ориентированным расположением темной слюды, которая хорошо видна
на общем светлом фоне породы (Табл. XXVIII,а, б,г).Обычно наблюдается чередование
прерывистых, нередко линзообразных прослоев, в различной мере обогащенных
биотитом, полевым шпатом и нефелином. Слюда иногда концентрируется в форме
пятнистых или шлироподобных меланократовых обособлений, а нефелин и полевой шпат —
в виде крупных очковоподобных выделений (см.Табл. XXVIII, в).
В других провинциях (Тувинская в СССР) миаскиты имеют нормальное массивное
гранитоидное сложение с равномерной кристаллозернистой или слабо выраженной
трахитоидной текстурой. Последняя в зонах постинтрузивных тектонических
подвижек нередко нарушается и становится гнейсовидной или отчетливо полосчатой особенно
в случае проявления автометасоматической альбитизации и биотизации.
Минеральный состав, структура, последовательность кристаллизации. Типоморфны-
ми породообразующими минералами миаскитов являются нефелин B0—30%), калие-
во-натриевый полевой шпат B0—60%), плагиоклаз @—20%), состав которого
изменяется от кислого андезина до олигоклаз-альбита и альбита. Темноцветные компоненты
представлены амфиболом @—20%) или биотитом E—20%). Реже присутствует
пироксен @—10%), представленный эгирин-салитом или эгирин-геденбергитом.
Характерным первичным минералом миаскитов нередко бывает кальцит, содержание
которого колеблется от десятых долей до нескольких процентов. К числу постоянных
акцессорных минералов принадлежат апатит, титанит, циркон, ортит и титаномагнетит.
Реже встречаются корунд, гранат, пирохлор, эшенит, ферсмит и гадолинит. Среди
вторичных минералов следует отметить канкринит, либенерит, развивающиеся по
нефелину, альбит, образующийся по плагиоклазу и калиево-натриевому полевому шпату,
биотит, замещающий пироксен, амфибол и титаномагнетит, кальцит, наблюдающийся
в ассоциации с вторичными канкринитом и биотитом.
Структура миаскитов весьма разнообразна и во многом определяется степенью
их автометасоматической перекристаллизации. В том случае, когда первичная
интрузивная порода не изменена, для нее характерна гипидиоморфнозернистая (гранитоид-
ная) структура (см. Табл. XXVIII, д). Значительно реже развиты аллотриоморфно-
зернистая и порфировидные структуры с нормальной последовательностью
кристаллизации минералов. Она начинается с выделения плагиоклаза, образующего наиболее
идиоморфные таблитчатые кристаллы, с которыми тесно ассоциируют амфибол (гас-
тингсит), ранний биотит и титаномагнетит. Перечисленные минералы сохраняются
часто в виде реликтов в калиево-натриевом полевом шпате и нефелине. После
плагиоклаза и темноцветных минералов обычно кристаллизуется пертитовый полевой
шпат в форме сравнительно крупных призматических кристаллов. Промежутки между
ними заполнены ксеноморфными выделениями нефелина. Одновременно с ним
образуются каймы альбита по периферии кристаллов калиево-натриевого полевого
шпата, а также крупные пятнистые пертиты замещения.
При автометасоматическом изменении миаскитов происходит собирательная
перекристаллизация породообразующих минералов. Плагиоклаз и калиево-натриевый
полевой шпат превращаются в грубопятнистый антипертит, представляющий собой
тесное взаимное прорастание решетчатого микроклина и альбита. Одновременно
увеличиваются размеры выделений нефелина, возникают его крупнозернистые (очковые)
агрегаты, шлиры и линзообразные прослои. При этом по амфиболу и титаномагнетиту
развиваются пластинчатые агрегаты биотита. Структура породы становится порфиро-
бластовой или гранобластовой (см. Табл. XXVIII, е) в прослоях, обогащенных алю-
мосиликатными минералами (Ne + Fsp + Ab), и лепидобластовой или пойкилобласто-
вой в шлирах и линзах, насыщенных биотитом и лейстовым альбитом. Позднее
перечисленных минералов развиваются вторичный канкринит, анальцим, кальцит,
цеолиты и либенерит.
Вследствие существенной роли в образовании миаскитов позднемагматической
(автометасоматической) перекристаллизации главные породообразующие минералы —
плагиоклаз, калиево-натриевый полевой шпат, нефелин и биотит — образуют несколько
последовательных генераций, отличающихся по форме выделений и составу.
Плагиоклаз, относящийся к раннемагматической генерации (I), представлен
наиболее идиоморфными таблитчатыми кристаллами, имеющими иногда зональное строение
и обычно полисинтетически сдвойникованными. Его состав изменяется от андезина
512
(Ап2в-зо — Ап42-4в)/ обнаруженного только в эндоконтактных амфиболовых миас-
китах, до олигоклаза (Апю-12 — Ani8_22), присутствующего во всех плагиоми-
аскитах, и олигоклаз-альбита (Arij 0-12), сохраняющегося в лейкократовых миаскитах
в виде слабо идиоморфных или ксеноморфных зерен, заключенных в калиево-натрие-
вом полевом шпате. Другая — позднемагматическая генерация плагиоклаза (II) —
имеет состав альбита (Ап6_-8), образующего различные по форме пертиты, а также
периферические каймы вокруг кристаллов микроклин-пертита, возникавшие в период
кристаллизации более позднего нефелина. Третья генерация принадлежит автометасо-
матическому (низкому) альбиту (Ап2_5). развивавшемуся по ранним магматическим
минералам в виде причудливых антипертитовых срастаний с микроклином и в форме
тонкопризматических лейстовых кристаллов.
Калиево-натриевый полевой шпат раннемагматической генерации (I), выделявшийся
вслед за плагиоклазом, отличается однородным или слабо выраженным криптопер-
титовым строением. Он образует слабо идиоморфные или оваловидные зерна,
окруженные прерывистыми каймами альбита. Состав таких зерен отвечает Fsp6o-7s Ab3s -4 о-
Микропертиты струйчатого или веретеновидного типа ориентированы длинными осями
вдоль плоскости A502). Заключающий их микроклин характеризуется промежуточной
степенью триклинности (Левин, 1974). Другая, по-видимому, позднемагматическая
(II) генерация калиево-натриевого полевого шпата наблюдается в виде мелких, обычно
нерешетчатых зерен микроклина, выделявшихся близко одновременно с нефелином
и находящихся с ним в тесном взаимном срастании. Этот микроклин обнаруживает
более высокую степень триклинности (Др =0,72; Левин, 1974). К автометасоматичес-
кой генерации (III) полевого шпата относится отчетливо решетчатый микроклин, не
содержащий пертитовых вростков и образующий вместе с альбитом аллотриоморфно-
зернистую или гранобластовую основную массу гнейсовидных миаскитов. Поздний
решетчатый микроклин обладает наиболее упорядоченной триклинной структурой
(Др до 0,83; Левин, 1974).
Нефелин распространен во всех разновидностях миаскитов, как сохранивших свой
первичный магматический облик, так и подвергшихся автометасоматической
перекристаллизации. Его ранняя магматическая генерация (I) выделяется в виде мелких
слабо идиоморфных или ксеноморфных зерен, располагающихся на стыках
кристаллов микроклин-пертита. Этот нефелин имеет состав Ne66-78 Ksi8O.4An3_ 12/
отличаясь от аналогичного минерала фойяитов и луявритов повышенным содержанием
анортитовой составляющей. Другая — позднемагматическая генерация нефелина (II) —
образует анхимономинеральные зернистые агрегаты (очки) и линзовидные скопления,
окруженные обычно аллотриоморфнозернистой массой микроклина и альбита. Состав
данного нефелина заметно изменяется в сторону увеличения в нем свободного кварца,
а также уменьшения кальсилитовой составляющей (Ne78Ks14Q8) ¦ Эту обедненность
калием и обогащенность кремнеземом Б.М. Роненсон A966) объясняет вторич-
ми изменениями нефелина, а именно, его частичным замещением альбитом и аналь-
цимом.
Амфибол и биотит — это главные темноцветные минералы миаскитов. Первый из
них отвечает по составу гастингситу или ферригастингситу, так как коэффициент общей
железистости составляет 66 — 86% (рис. 87). Он обычно тесно ассоциирует с
плагиоклазом, микроклин-пертитом и нефелином, выделяясь в форме идиоморфных
кристаллов и неправильных зерен. В одних случаях они содержат реликтовые включения
пироксена^ других — находятся в тесном срастании с лепидомеланом или амфиболом,
щелочность которого колеблется от 45 до 65% (Левин, 1974), а общая глиноземистость
от 45 до 65%.
Второй минерал — железистая слюда образует в миаскитах несколько
последовательных генераций. Наиболее ранняя из них представлена магнезиально-железистым
или железистым биотитом, выделявшимся близко одновременно с плагиоклазом,
амфиболом и титаномагнетитом. Эта слюда отличается повышенной общей желези-
стостью G0—88%), густой окраской и резким плеохроизмом в желто-коричневых
(до черных) тонах. Вторая генерация мелкочешуйчатого биотита кристаллизовалась
после плагиоклаза. Она корродирует и нередко замещает амфибол и особенно титано-
магнетит, образуя причудливые скелетные кристаллы. Общая железистость данной
слюды изменяется в широких пределах от 57 (Вишневогорский массив, Урал) до 88%
(Тува). В измененных миаскитах иногда проявлена третья — метасоматическая генера-
33. Зак. 971 513
Rbc-Ar-f
Feэ* - Т1Ж- А1И Sid I
Рис. 87. Поля химических составов амфиболов (я) и биотитов (б) миаскитов
ция биотита (сидерофиллита), ассоциирующего с такими вторичными минералами,
как канкринит, кальцит и биотит (Левин, 1974).
Пироксен играет существенную роль только в тех интрузивных миаскитах, которые
формировались в условиях вмещающей сланцево-карбонатной среды. Данный минерал
присутствует во включениях в гастингсите, нефелине и калиево-натриевом полевом
шпате. Состав пироксена варьирует от авгит-салита до эгирин-салита \л эгирин-геденбер-
гита. Чаще всего он образует мелкие призматические кристаллы и неправильные зерна.
С ними обычно ассоциируют апатит, титаномагнетит и биотит. Содержание последнего
минерала возрастает при автометасоматической перекристаллизации миаскитов.
Химический состав. В результате статистической обработки 70 анализов миаскитов
из различных провинций Советского Союза и некоторых зарубежных стран установлен
их средний состав (по 34 анализам), вычислены средние квадратичные отклонения
и коэффициенты вариации (см. табл. 144). По сравнению с другими видами фельд-
шпатоидных сиенитов средний миаскит ближе всего по химизму к фойяитам, от
которых он отличается повышенным содержанием SiO2 E6,4%), глинозема B2,0%) и калия
при обедненности натрием и другими основаниями, среди которых преобладают окис-
ные соединения кальция и железа, входящие в состав темноцветных минералов (Са,
Fe) и плагиоклаза (Са). Характерными признаками химизма данных пород являются:
/Na2O + К2О \
1) пересыщенность глиноземом I =0,901; 2) увеличение роли калия по
\ А12О3 /
отношению к натрию; 3) обедненность другими основаниями и особенно окисным
железом; 4) преобладание среди оснований кальция и закисного железа.
Разновидности. Большое разнообразие состава миаскитов обусловлено, с одной
стороны, изменением парагенезиса щелочесодержащих алюмосиликатов, а с другой —
присутствием различных темноцветных минералов. По составу полевошпатовых
компонентов выделяются три важнейшие разновидности: 1) плагиоклазсодержащие миас-
киты с андезином (Ne + An28_42 + Fsp), олигоклазом (Ne + Anie_22 + Fsp) или
оклигоклаз-альбитом (Ne + An10-i2 + Fsp); 2) существенно калиево-натриевополе-
вошпатовые миаскиты, для которых типичен парагенезис нефелина с микроклин-пер-
титом; 3) альбитизированные миаскиты — личфилдиты, в алюмосиликатной составной
части которых присутствует автометасоматический лейстовый альбит в парагенезисах
Ne + An18_2 2 + Fsp + Ab5- ю или Ne + Fsp + Ab5 _ю-
По темноцветным компонентам миаскиты расчленяются на такие разновидности,
как пироксен-амфиболовая, амфиболовая, амфибол-биотитовая и биотитовая (лепи-
домелановая). Во всех перечисленных разновидностях миаскитов сохраняется
парагенезис нефелина и к-алиево-натриевого полевого шпата, что определяет их
принадлежность к семейству фельдшпатоидных сиенитов. Помимо перечисленных выше
разновидностей миаскитов, выделяются и другие по присутствию специфических
минералов: корунда, канкринита, анальцима и др.
Химические составы главнейших разновидностей миаскитов представлены в табл. 147.
Сопоставление приведенных в ней цифровых данных позволяет выявить следующее.
514
Таблица 147. Средний химический состав главнейших разновидностей миаскитов (в вес.'
Компоненты
SiO2
"ПО,
AI2O3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
Число анализов
1
55,55
0,74
21,65
1,76
2,13
0,14
0,76
2,26
6,99
6,70
40
2
57,74
0,42
22,17
1,68
1,76
0,09
0,49
1,49
6,84
6,07
60
3
57,02
0,29
21,32
1,72
2,32
0,11
0,41
1,58
7,97
5,87
10
4
56,22
0,29
22,49
1,81
2,72
0,09
0,34
1,42
7,92
5,32
10
5
55,53
0,30
23,20
1,64
1,49
0,07
0,38
0,88
7,34
7,73
10
6
58,60
0,31
21,06
2,60
2,06
0,03
0,48
0,65
9,11
4,55
10
7
50,02
0,63
20,92
2,37
1.82
0,12
0,50
0,91
8,51
5,46
10
1—3 — плагиоклазовые: 1 — гастингсит-биотитовый, 2 — биотитовый, 3 — пироксен-гастингси-
товый; 4—5 — существенно калиево-полевошпатовые: 4 — гастингсит-биотитовый, 5 —
биотитовый; 6—7 — альбитсодержащие: 6 — гастингсит-биотитовый, 7 — биотитовый.
Примечание. Химические анализы для расчета среднего состава пород заимствованы из
работ: Андреева, 1968; Андреев и др., 1969; Роненсон, 1966; Левин, 1974; Яшина, 1957, 1981.
1. Содержание SiO2 колеблется от 55—56 до 58,60%, достигая максимального
значения в альбитизированных разновидностях миаскитов.
2. Суммарное количество щелочей изменяется от 12 до 15% с минимальным
значением в биотитовых плагиомиаскитах и максимальным — в существенно калиево-полево-
шпатовых биотитовых миаскитах.
3. Все разновидности миаскитов пересыщены глиноземом, поэтому коэффициент
агпаитности варьирует между 0,80—0,95. Максимальная степень пересыщения
глиноземом установлена для биотитовых плагиомиаскитов, а минимальная — для
альбитизированных разностей.
4. Величина отношения Na2O/K2O колеблется от 1,59 до 3,03. Роль натрия возрастает
в пироксен- и амфиболсодержащих безплагиоклазовых миаскитах и особенно в их
альбитизированных разновидностях.
5. Для неизмененных миаскитов характерно преобладание среди оснований кальция
и закисного железа. Содержание этих компонентов уменьшается в альбитизированных
разновидностях, для которых типично возрастание окисного железа, входящего в
железистый биотит или в сидерофиллит.
6. Магний, марганец и титан не играют существенной роли в изменчивости состава
миаскитов. Их относительное количество обычно возрастает в разностях, обогащенных
амфиболом (гастингситом).
Формы залегания. Миаскиты образуют два вида магматических тел. Одни из них,
более крупные (сечением до 200 км I .залегают в толще вмещающих гранито-гнейсовых
или карбонатно-сланцевых пород; имеют штокообразную, воронковидную,
каплеобразную и реже седловидную форму. Их боковые контакты крутые, иногда почти
вертикальные, а прикровлевые — более пологие, осложненные послойными инъекциями
перистого типа, В эндоконтактных зонах таких массивов всегда присутствуют сиениты,
возникшие в результате взаимодействия миаскитовой интрузии с более кремнекислой
вмещающей средой (гранито-гнейсы, сланцы или гранитоиды). Подобные сиениты
сопровождаются мощным (до 0,5 км) ореолом фенитов, щелочных мигматитов и
метасоматически измененных вмещающих пород. Характерной особенностью массивов
является отчетливое зональное строение со сменой от их ядерной части к периферии
следующих пород: миаскит -> сиенит -> фенит. Внутреннее строение массивов нередко
осложняется постинтрузивными тектоническими нарушениями, в зонах которых
происходят разгнейсование, перекристаллизация и метасоматическое ч преобразование
миаскитов.
Однако в природе более широко распространены сравнительно мелкие @,1—10 км2)
515
интрузии миаскитов трещинного типа. Они имеют штокообразную или плитоподобную
форму с овальным поперечным сечением. Такие магматические тела залегают
несогласно с толщами вмещающих пород, тяготея к зонам крупных тектонических разломов
или к узлам их пересечений. В данном случае магматические тела обладают как
простым, так и сложным многофазным строением с последовательным внедрением ранних
сиенитов (I фаза), затем миаскитов, миаскит-аплитов и миаскит-пегматитов (II главная
фаза). Формирование массивов иногда завершается проявлением жильной серии ма-
риуполитов (III фаза) и связанных с ними альбит-эгириновых или существенно альби-
товых метасоматитов.
При становлении миаскитовых интрузивов важную роль играли обменные реакции
с вмещающей средой, состав которой нередко влиял на состав кристаллизующихся
магматических пород, поэтому в условиях сланцево-гнейсовых толщ миаскиты
содержат плагиоклаз и обогащены биотитом. При вмещающих карбонатных породах (с
доломитом) , способствующих повышению щелочности и основности интрузий, миаскиты
не содержат плагиоклаза. В них всегда присутствуют щелочной пироксен (эгирин-салит,
эгирин-геденбергит) и амфибол (гастингсит).
Регионы распространения. Миаскиты развиты не менее широко, чем фойяиты, и
известны почти на всех континентах. Они имеют преимущественное распространение
в пределах орогенных областей, где их образование происходило после мощного
гранитного магматизма и значительной консолидации складчатых структур. Большинство
миаскитовых и сиенит-миаскитовых массивов тяготеет к крупным тектоническим
нарушениям, ограничивающим или пересекающим посторогенные глыбовые поднятия.
Примером таких региональных провинций являются Ильмено-Вишневогорская (Урал),
Восточно-Саянская, Восточно-Тувинская, Кузнецко-Алатауская, Минусинская,
Забайкальская, Прихубсугульская (Северная Монголия). Значительно реже миаскитовые
массивы встречаются на древних платформах, где их образование происходило в доплат-
форменный период и связано с орогенной стадией развития этих структур (Карело-
Кольская провинция) или с эпохами активизации щитов и проявлением мощного
наложенного метаморфизма (Гренвильская провинция. Британская Колумбия, Онтарио
Квебек). Проявление миаскитового магматизма свидетельствует о значительной крато-
низации регионов их распространения и начале активной тектонической перестройки
(или дробления) континентальной земной коры.
Принадлежность к формации. Несмотря на высокую степень изученности миаскитов
в провинциях Канады (Currie, 1976) и Советского Союза (Роненсон, 1966; Левин,
1974), вопрос об их формационной принадлежности до сих пор является
дискуссионным. Одни исследователи включают миаскиты в группу щелочно-гранитоидных
формаций (Павленко и др., 1974; Бородин и др., 1971,19742),а другие выделяют
самостоятельную сиенит-миаскитовую формацию (Яшина, 1981). Канадские исследователи
относят данные породы к двум разнотипным комплексам, во-первых, к интрузивному
габбро-сиенитовому, а, во-вторых, к комплексу нефелин-сиенитовых гнейсов,
образующих линейные пояса, крупнейший из которых находится в Гренвильской
структурной провинции (Currie, 1976).
Металлогения и практическое значение. Наиболее характерной чертой химизма
миаскитов, как отмечалось ранее, является их обогащенность глиноземом и
щелочами. Эти петрогенные компоненты определяют металлогеническое значение миаскитов
и особенно их лейкократовых бесплагиоклазовых разностей, обогащенных нефелином,
как источника алюминия, калия и натрия. Крупные массивы миаскитов представляют
собой перспективные месторождения нефелин-полевошпатовых руд, используемых в
настоящее время в глиноземной, химической и керамической промышленности. Что
касается редких элементов, то интрузивные миаскиты ими значительно обеднены
по сравнению с агпаитовыми нефелиновыми сиенитами. Только при интенсивной позд-
не- и постмагматической переработке миаскитовых интрузивных массивов происходит
значительная концентрация циркония, гафния, ниобия и галлия в редкометальных
альбититах, а редких земель — в кальцитовых метасоматитах (Еськова и др., 1964).
Псевдолейцитовые сиениты
Псевдолейцитовые сиениты обнаружены впервые в щелочном комплексе Магнет-
Ков штата Арканзас в США, где они имеют отчетливое порфировидное сложение.
Крупные вкрапленники в породе принадлежат псевдолейциту, представляющему собой
516
полнокристаллический агрегат, который может состоять из смеси нефелина или
нефелина и кальсилита с ортоклазом (санидином). Данный агрегат нередко сохраняет
октаэдрические или шестиугольные кристаллографические очертания. Более
мелкозернистая основная масса породы образована микролитами калиевого полевого шпата
с редкими зернами нефелина. Среди них неравномерно распределены цветные
минералы: оливин, пироксен, меланит и титаномагнетит. В Советском Союзе псевдолей-
цитовые сиениты впервые обнаружены на Ишимском массиве (Заварицкий, 1936),
а затем в интрузивном комплексе Ыллымах на Алдане (Билибин, 1947), в Тежсар-
ском щелочном массиве Памбакского хребта в Армении (Котляр, 1958) и, наконец,
в Сыннырском интрузивном комплексе Северного Прибайкалья (Жидков, 1965).
Внешний облик, текстура. Пеевдолейцитовые сиениты — лейкократовые породы
светло-серой, голубовато-серой и реже розовато-серой окраски, массивные со слабо
выраженной пятнистой либо гнейсовидной полосчатой текстурой. На свежем сколе
породы неяснозернистые: то мелкозернистые, то крупнозернистые и порфировидные.
На выветрелой поверхности четко выделяются овальные, округлые и реже идиоморф-
ные выделения (овоиды). Количество порфировидных выделений может составлять
10—30, а иногда 50—60% объема породы. Размеры овоидов изменяются от 0,4—1 до
3—5 см в диаметре. Наряду с крупными выделениями обычно встречаются и более
мелкие. Часто овоиды окружены оторочкой цветных минералов.
Минеральный состав, структура, последовательность кристаллизации. К числу
главных породообразующих компонентов псевдолейцитовых сиенитов относятся: агрегат
псевдолейцита A0—60%), калиевый полевой шпат B5—80%), нефелин @—10%),
пироксен @—15%), лепидомелан @—10%). Значение второстепенных компонентов могут
иметь плагиоклаз @—5%), оливин A—2%), меланит (до 5%). Акцессорные минералы
представлены апатитом, титанитом, титаномагнетитом, флюоритом, цирконом и иногда
корундом. К вторичным минералам относятся флогопит и хлорит, развивавшиеся
по пироксену, иддингсит, замещающий оливин, микроклин, образующийся за счет
ортоклаза или санидина, а содалит, анальцим и мусковит — за счет нефелина.
Для данных пород более всего характерна порфировидная структура (Табл. XXIX, а).
Она бывает отчетливой в том случае, когда белые овоиды псевдолейцита,
лишенные включений цветных минералов, погружены в серую основную массу,
состоящую из ортоклаза, нефелина, пироксена, граната и биотита. Эта основная масса ги-
пидиоморфнозернистая, реже алллтриоморфнозернистая и трахитоидная. Менее ясно
проявлена порфировидная структура в крупнозернистых разностях пород, в которых
сохранились только тени овоидов от минерала, превращенного в псевдолейцитовый
агрегат, размер зерен которого становится таким же, как в основной массе. Иногда
обнаруживается неоднородная структура, выраженная в неравномерном распределении
и изменчивости размеров обособленных выделений псевдолейцита или в разнообразии
строения основной массы. На отдельных участках пород проявляется ложнопорфировая
структура, при которой на фоне микропегматитовых агрегатов псевдолейцита
выделяются крупные хорошо индивидуализированные кристаллы ортоклаза.
Определяя последовательность кристаллизации данных пород, нельзя забывать
о том, что первыми выделялись вкрапленники раннемагматического фельдшпатоидного
минерала (калиевого лейцита или др.), а затем гипидиоморфнозернистая основная
масса (см. Табл. XXIX, б). В ней сначала кристаллизовались оливин, пироксен и
титаномагнетит, а затем биотит первой генерации и преобладающий калиевый полевой
шпат. Нефелин встречается как внутри его крупных таблитчатых форм, так и на их
стыках в виде агрегатов ксеноморфных зерен. При автометасоматическом изменении
пород образуются микроклин, биотит второй генерации, гранат, титанит, апатит и
магнетит.
Образование псевдолейцитового агрегата происходило на позднемагматической
стадии кристаллизации пород, по-видимому, близко одновременно с калиевым
полевым шпатом, так как его отдельные кристаллы располагаются одним краем в основной
массе, а другим — в псевдолейцитовом агрегате. Что касается взаимоотношений с
остальными породообразующими минералами, то псевдолейцит корродирует пироксен,
плагиоклаз, реже ранний нефелин. Вместе с псевдолейцитом образуется магнезиальный
биотит. Он замещает пироксен, корродирует и проникает в нефелин, создает оторочки
и пластинчатые агрегаты за счет титаномагнетита. Вместе с биотитом иногда
появляются гранат, циркон, флюорит, титанит и поздний магнетит.
517
Породообразующие минералы псевдолейцитовых сиенитов обладают характерными
признаками состава и формы выделения.
Калиевый полевой шпат представлен ортоклазом. Он создает основную кристалло-
зернистую массу, выделяясь в форме тонких призматических или таблитчатых
кристаллов, сдвойникованных по карлсбадскому закону и иногда обнаруживающих микро-
пертитовое строение. Состав полевого шпата изменяется от чисто калиевого до
содержащего 5—10% альбита в твердом растворе или в виде пертитовых вростков. При ме-
тасоматической перекристаллизации пород происходит упорядочение структуры
полевого шпата до микроклина и укрупнение пертитовых вростков альбита. Состав
ортоклаза, участвующего в строении псевдолейцитового агрегата, близок к полевому
шпату основной массы, если порода не подвергалась вторичным изменениям (микро-
клинизация, альбитизация и ослюденение).
Псевдолейцит образует крупные (до 5 см) или мелкие (до 0,5 см) порфировидные
выделения, сохраняющие кристаллографические очертания первичного кубического
фельдшпатоидного минерала (лейцита или анальцима) или обладающие округлой,
овальной и сильно вытянутой (сплющенной) формой овоидов с резкими внешними
контурами, которые нередко подчеркиваются субпараллельной ориентировкой микро-
лейстовой основной массы. Границы овоидов могут быть неправильными
фестончатыми, когда таблицы полевого шпата выходят за пределы псевдолейцитового
агрегата. Его строение отличается большим разнообразием. В одних случаях он представляет
собой чрезвычайно тонкие дактилоскопические срастания нефелина и ортоклаза
размером 0,001—0,01 мм. Такие агрегаты обнаруживают псевдолейцитовую структуру и
угасают веерообразно (см. Табл. XXIX, в). В других случаях псевдолейцитовые овои-
ды обнаруживают микропегматитовое строение, при котором причудливые вростки
нефелина заключены в более крупные кристаллы ортоклаза (см. Табл., XXIX, г). В
третьем случае овоиды псевдопейцита имеют отчетливое зональное строение. Их
ядерные части имеют пегматитоподобную структуру, а периферические — тончайшую
дактилоскопическую. Состав псевдолейцита изменяется в зависимости от величины
калиевой щелочности пород. При отношении K20/Na20 = 1—3 псевдолейцитовые овоиды
содержат 60—65% ортоклаза и 25—35% нефелина. При этом в калиевом полевом шпате
количество альбита в твердом растворе колеблется от 2 до 8%, а в нефелине содержание
кальсилитового минала достигает 28—30%. В псевдолейцитовых сиенитах,
обогащенных калием (K20/Na20 =10-30) .существенно изменяется состав овоидов, которые
обеднены натриевым компонентом и образованы ортоклазом и кальсилитом.
Содержание последнего колеблется от 20 до 50%. Такой псевдолейцит хорошо пересчиты-
вается на формулу лейцита, содержащего 2—5% натриевого минала (Орлова, Сосед-
ко, 1970).
Однако для большинства природных псевдолейцитовых агрегатов, образующих
порфировидные овоиды, устанавливается более высокое значение натриевого минала
B8—36%), что не соответствует формуле первичномагматического лейцита (Соболев,
1949; Дир и др., 1966). Поэтому вопрос о происхождении псевдолейцита до сих пор
является дискуссионным и его генезис объясняется различными процессами: 1)
реакцией лейцита с остаточной магматической жидкостью, обогащенной натрием (Bowen,
Ellested, 1935); 2) постмагматическим натриевым пневматолизом (Rittmann, 1933);
3) распадом натриевого лейцита (Yagi, 1954); 4) разложением богатого калием
анальцима (Fudaly, 1963); 5) реакцией замещения раннего плагиоклаза (андезина) более
поздним микропегматитовым или мирмекитоподобным агрегатом нефелина и
ортоклаза при увеличении щелочности расплава (Молчанова, Яшина, 1966).
Пироксен, биотит и гранат (меланит) — характерные цветные минералы
псевдолейцитовых сиенитов. Первый из них имеет состав эгирин-салита или эгирин-авгита. Он
выделяется после лейцита в форме идиоморфных призматических кристаллов или
неправильных зерен, обнаруживающих иногда отчетливое зональное строение. В их
ядерной части сохраняются реликты бесцветного диопсида, который окружен
внутренней каймой эгирин-салита и внешней — эгирина. В ассоциации с пироксеном
встречаются мелкие изометричные зерна оливина (Разе)» замещенные нацело антигоритом
или иддингситом, а также титаномагнетит и апатит. Другой цветной минерал — слюда
с изменчивым соотношением флогопит-аннитовой и истонит-сидерофиллитовой
молекул. Наблюдается две генерации слюды; ранняя принадлежит магнезиальному
биотиту (тобщ -50%) с низким содержанием алюминия. Поздняя— автометасоматическая
518
слюда в одних случаях близка по составу к железистому флогопиту [пт =1,638—1,640),
а в других — к биотиту с т"общ =75—85% при глиноземистости около 17—18%.
Характерно, что железистый флогопит встречается в ассоциации с кальцитом, канкринитом,
титанитом и апатитом, в то время как биотит образует единый автометасоматическии
парагенезис с микроклином, гранатом, альбитом и амфиболом (гастингситом). Третий
цветной минерал — меланит — может иметь значение акцессорной примеси (до 2—3%)
или породообразующего компонента. Таким меланитовым псевдолейцитовым сиенитам
было присвоено название бороланита по названию оз. Боролан в Шотландии (Ноте,
Teall, 1892). В шлифах меланит оранжево-бурый или красно-бурый, образующий ксено-
морфные выделения @,2—0,5 мм) и реже крупные идиоморфные кристаллы в форме
ромбододекаэдра (до 10—15 мм). Они обнаруживают нередко зональное строение,
при котором наиболее яркая окраска наблюдается в центре (до густо-вишневой), а
бледная (желто-оранжевая) — по периферии. Содержание окиси титана в зональных
кристаллах изменяется от 3,7 до 6,0%. Для периферических частей отмечается
повышенное количество калия @,3—1,0%, данные Н.В.Еремеева). Меланит образуется на
позднемагматической или автометасоматической стадии кристаллизации псевдолей-
цитовых сиенитов, поэтому для него характерна ассоциация с такими вторичными
минералами, как железистый биотит, микроклин, альбит, гастингсит, титанит, магнетит
и пирит.
Химический состав. В результате статистической обработки 13 анализов пород из
щелочных массивов Советского Союза вычислен средний состав псевдолейцитовых
сиенитов (см. табл. 144). Полученные цифровые данные позволяют установить, что
по содержанию SiO2 E5,5%) псевдолеицитовые сиениты близки к другим видам фельд-
шпатоидных сиенитов среднего состава. По количеству глинозема они занимают
промежуточное положение между фойяитами и миаскитами, отличаясь от всех видов
фельдшпатоидных сиенитов среднего состава повышенным суммарным значением
щелочей A7,46%) и явным преобладанием среди них калия A5,0%). Что касается
других оснований, то суммарное содержание окисных соединений кальция, магния,
железа, марганца и титана составляет около 4,5%. Это свидетельствует о лейкократовом
(щелочносалическом) облике псевдолейцитовых сиенитов. Характерными
признаками химизма данных пород являются: 1) повышенная общая щелочность и резкое
преобладание калия над натрием (Na2O/K2O =0,25); 2) пересыщенность глиноземом,
в связи с чем коэффициент агпаитности меньше единицы, а отношение А120з/Ре203
имеет максимальное значение B9,8),; 3) обедненность щелочноземельными
основаниями и элементами группы железа при отношении СаО + MgO/FeO + Fe2Oj =0,88.
Разновидности. Псевдолеицитовые сиениты по преобладанию натриевого или
калиевого фельдшпатоида подразделяются на две главнейшие разновидности: нефелин-псев-
долейцитовую и капьсилит-псевдолейцитовую. Кальсилит-псевдолейцитовая
разновидность пород обнаружена в Сыннырском щелочном массиве. В ней псевдолейцитовый
агрегат состоит из трех минеральных фаз (Ne + Ks + Ort), а в основной массе развит,
высококалиевый нефелин (Nes6_6OKs4o-44) и ортоклаз-пертит, содержащий до
5% натриевого минала. Главным цветным компонентом этих пород является
железистый биотит. Иногда встречаются единичные выделения пироксена, представленного
эгирин-салитом или эгирин-диопсидом. Разновидность данных пород, образованная
на 70—90% овоидами калиевого псевдолейцита, получила самостоятельное название
"сыннырит" (см. Табл. XXIX, г). Его количественный минеральный состав отвечает
кальсилитовому сиениту: Ort 65-68, Ks 25-28, Aeg-Di 1-2, Bi 2-3, Ар 1-2%. Анализ
сыннырита хорошо пересчитывается на лейцит за вычетом присутствующих в нем
цветных минералов и апатита.
По присутствию различных цветных минералов в количестве ^ 10% среди нефелин-
псевдолейцитовых сиенитов выделяются следующие разновидности: 1) оливин-пи-
роксеновые с парагенезисом Lc' + Ne + Fsp + Aeg-Di (или Aeg-Sal) + ti-Mt; 2) пи-
роксен-биотитовые, в которых помимо эгирин-салита или эгирин-авгита, присутствует
магнезиальный биотит, выделившийся раньше основной массы нефелина и калиевого
полевого шпата; 3) биотит-меланитовые, содержащие 5—10% граната,
кристаллизовавшегося на автометасоматической стадии в парагенезисе Bi + Fsp + Gr + Sph + Mt.
Эти нефелин-псевдолейцитовые сиениты получили в литературе самостоятельное
название "бороланиты"; 4) биотитовая разновидность, сложенная главным образом
псевдолейцитом, нефелином и калиевым полевым шпатом. Содержание железистого биотита
519
Таблица 148. Химический состав главнейших разновидностей псевдолейцитовых сиенитов (в вес. %)
Компоненты
SiO2
тю.
Al,6,
Fe~ О,
FeO
МпО
МдО
СаО
Na2O
К,О
1
59,30
0,60
19,40
3,20
0,70
0,20
0,80
1,40
4,00
8,90
2
56,51
0,18
21,57
0,70
1,77
0,14
0,46
3,15
2,99
11,04
з
56,02
1,60
20,13
0,90
2,19
0,07
0,47
1,49
3,58
11,53
4
55,60
0,09
22,30
0,50
1,08
0,02
0,58
0,57
Сл.
18,36
5
54,04
0,18
22,01
0,96
1,22
0,02
0,30
0,35
0,36
20,28
6
54,39
0,15
22,53
0,83
1,00
0,09
0,33
0,56
1,06
18,25
1—3 — псевдолейцитовые с нефелином: 1 — оливин-пироксеновый, Якокутский массив, Алдан
(данные Н.В. Еремеева) , 2 — пироксен-биотитовый, Ишимский массив, Казахстан (данные О.А.
Воробьевой) , 3 — биотитовый, Сыннырский массив, Прибайкалье (Тихоненкова и др., 1971); 4—6 —
псевдолейцитовые биотитовые с кальсилитом и реликтами пироксена, там же (Архангельская,
1974; Андреев, Шаракшинов, 1965; Тихоненкова и др., 1971 соответственно) .
=70—80%) не превышает 5—8%, граната — 2—3%, а пироксен встречается только
в виде реликтовых зерен.
Химический состав главнейших разновидностей псевдолейцитовых сиенитов
представлен в табл. 148. Сопоставление сведенных в ней цифровых данных позволяет
выявить следующее.
1. Нефелин-псевдолейцитовые разновидности, обогащенные SiO2 (до 59%),
обеднены глиноземом и щелочами, суммарное содержание которых не превышает 15—16%.
В составе щелочей заметную роль играет натрий, количество которого колеблется
от 2 до 4%, при величине отношения №2О/К2О =0,5—0,25. Присутствие того или иного
темноцветного минерала отражается на содержании щелочноземельных оснований
(Са, Мд) и элементов группы железа (Fe+ 2, Fe+ 3, Mn, Ti).
2. Кальсилит-псевдолейцитовые сиениты отличаются повышенной глиноземистостью
и калиевой щелочностью при весьма незначительном количестве натрия (до 1,06%).
По сравнению с предыдущими разновидностями пород они резко обеднены титаном
@,09-0,18%), железом (> 2%), кальцием (> 0,6%) и магнием (> 0,6%). Это
свидетельствует о гололейкократовом облике кальсилит-псевдолейцитовых сиенитов, за
которыми следует сохранить название сынныритов (Тихоненкова и др., 1971).
Формы залегания. Псевдолейцитовые сиениты в отличие от фойяитов и миаскитов
не образуют крупных щелочных массивов. Чаще всего они участвуют в строении
сложных магматических комплексов, формирующих субвулканические или гипабиссальные
тела центрального типа, тяготеющие обычно к узлам пересечения сквозных глубинных
разломов. В пределах таких комплексов псевдолейцитовые сиениты создают мелкие
интрузивные тела, имеющие различную форму: 1) штокообразнуюс крутыми внешними
контактами и волнистыми контурами; 2) полукольцевую или коническую с
серповидным поперечным сечением, контакты которого могут падать как к центру массива,
так и к его периферии; 3) дайки радиальные и конические небольшой мощности (до
десятка метров), но значительной протяженности (сотни метров) ; 4) узкие эндокон-
тактные зоны по периферии крупных массивов калиевых нефелиновых и щелочных
сиенитов.
Регионы распространения. Несмотря на то, что псевдолейцитовые сиениты принзд-
лежат к редким магматическим образованиям, они известны почти на всех континентах,
где данные породы возникали в результате интрузии калиевых щелочных магм,
отвечающих по составу лейцитовому оливиновому базальту, лейцитовому фонолиту и
трахиту. Вулкано-плутонические и интрузивные комплексы таких магм формировались
главным образом в пределах континентальных рифтов или в зонах сквозных глубинных
разломов, достигающих мантии. К числу щелочных комплексов, где проявлены
псевдолейцитовые сиениты, относятся: в Европе — Лох-Боролан (Шотландия), район
вулкана Сомма-Везувий (Италия), Тежсар (Армения); в Азии — Ишим (Казахстан), Ирису
и Каинды (Таласский Алатау), Якокут и Ыллымах (Центральный Алдан), Сынныр
520
(Северное Прибайкалье), Лугингол (Южная Монголия); в Северной Америке — Магнет-
Ков (штат Арканзас), Хейвуд и Берпо (штат Монтана), Лейцит-Хиллс (штат
Вайоминг) ; в Австралии — комплекс Западного Кимберли. Все перечисленные комплексы
сосредоточены в пределах жестких континентальных глыб, испытавших интенсивное
дробление и подвергшихся глубинной тектоно-магматической активизации.
Принадлежность к формации. Псевдолейцитовые сиениты являются характерной
составной частью группы калиевых щелочных формаций, в строении которых они
играют различную роль. Данные породы имеют подчиненное значение в формации
калиевых ультраосновных и габброидных пород, где обычно образуют мелкие
интрузивные тела, формировавшиеся после преобладающих биотитовых пироксенитов, шон-
кинитов и сиенитов. В последние годы выделяется самостоятельная формация
щелочных, нефелиновых и псевдолейцитовых сиенитов, где последние создают более крупные
полукольцевые или штокообразные интрузивные тела (Тихоненкова и др., 1971).
Металлогения и практическое значение. Псевдолейцитовые сиениты весьма богаты
калием и глиноземом. Эти элементы определяют их металлогеническую специфику
и практическое значение как сырья для глиноземной, химической, керамической и
стекольной промышленности, а также для получения калийных удобрений.
Фельдшпатоидные сиениты основного состава
К основным фельдшпатоидным сиенитам относятся такие виды щелочных пород, для
которых характерно пониженное содержание SiO2 D4,76—50,34%), соответствующее
базальтовому уровню. Они отличаются, помимо этого, и более высокой общей
щелочностью (до 18,36%) при обогащенности всех разновидностей глиноземом (до 22,3%,
см. табл. 144). Вследствие этого в их составе присутствует не менее двух фельдшпа-
тоидных минералов (магматогенных), по парагенезису которых выделяется три
самостоятельных вида: 1) нефелин-содалитовые сиениты — науяиты, 2) нефелин-каль-
силитовые сиениты — рисчорриты и 3) нефелин-канкринитовые сиениты — сэрнеиты.
Перечисленные породы относятся к числу весьма редких магматических образований,
возникавших только на платформах при особых условиях, благоприятствующих
длительному многофазному развитию автономных интрузивных массивов центрального
типа (Ловозерский, Хибинский, Илимауссакский, Альнё, Луэш и др.). Поэтому за
такими фельдшпатоидными сиенитами следует сохранить их первоначальные названия,
отражающие не только районы их распространения, но и определенную специфику
внешнего облика, минерального и химического состава.
Науяиты
Науяиты впервые обнаружены в районе Юлианхаб Юго-Западной Гренландии и описаны
Н. Уссингом в 1911 г. как разновидность нефелин-содалитового сиенита, отличающаяся
особой пойкилитовой структурой и содержащая такие цветные минералы, как эгирин,
арфведсонит, эвдиалит и энигматит. Позднее было установлено, что науяиты являются
одной из наиболее характерных пород Илимауссакского щелочного массива (Wegmann,
1938; Ferguson, 1964; S0rensen, 1958). Сходные по структуре и составу пойкилитовые
нефелин-содалитовые сиениты в Советском Союзе открыты О.А. Воробьевой, которая
выделила в Ловозерском массиве самостоятельный комплекс данных пород,
формировавшийся после первично-расслоенной интрузии агпаитовых фойяитов-луявритов-
уртитов.
Внешний облик, текстура. Науяиты представляют собой лейкократовые породы
светло-серой, белой и реже пятнистой окраски, создаваемой выделениями щелочных
цветных минералов: эгирина, арфведсонита, эвдиалита, лампрофиллита, мурманита, вил-
лиомита, нептунита и др. Для науяитов характерно неоднородное средне-,
крупно- и даже гигантозернистое сложение, при котором таблитчатые кристаллы
полевого шпата, достигающие значительных размеров (до 20 см), переполнены
многочисленными мелкими зернами нефелина и содалита размером не более 6—8 мм,
имеющими в сечении квадратную, гексагональную или изометричную форму. Такие пойкило-
кристаллы образуют основной текстурный рисунок породы (рис. 88, а, б). Он нередко
подчеркивается присутствием менее крупных (до 10 см) пойкилитических
выделений эгирина и арфведсонита, содержащих, как и полевой шпат, многочисленные
включения нефелина и содалита.
Минеральный состав, структура, последовательность кристаллизации. Науяиты в
521
Рис. 88. Пойкилитовые нефелин содалитовые сиениты - науяиты
а - науяит, зарисовка штуфа (кол. О.А. Воробьевой) •
кр-™Г,Г^^^^^ « «белое,, в крупно,
и арф^о^ шГфТе^тез^али^' «^ГЙ.^'Ж^ГЦМИРУЮЩ'М С «-™
скопл.ГзГийнлч:РГеГХлне!о:бёз%вн^^
основном состоят из следующих породообразующих минералов: полевого шпата (мик-
роклин-антипертит нередко альбитизированный, 10—40%), содалита C0—55%),
нефелина E-20%), эгирина A,5-8%), арфведсонита A-15%), эвдиалита @,1-10%). Кроме
того, присутствует ряд акцессорных минералов: энигматит, лампрофиллит, мурманит,
ринколит, полилитионит, виллиомит, стенструпин, чкаловит, шизолит, нептунит, ло-
возерит и многие другие. Вторичные минералы распространены очень широко и
представлены анальцимом, натролитом, уссингитом, развивающимися по нефелину и
содалиту, катаплеитом, образующимся за счет эвдиалита, альбитом, замещающим K-Na
полевой шпат или выделяющимся в виде скоплений мелких лейстовидных кристаллов.
Характерной особенностью науяитов является сочетание гипидиоморфнозернистой
и пойкилитовой структур. Последняя, как отмечалось ранее, создается крупными пой-
килокристаллами полевого шпата и в меньшей мере пойкилическими призмами
эгирина или арфведсонита, а также причудливыми скелетными формами поздних
кристаллов эвдиалита. Последовательность выделения минералов — типичная для агпаитовых
пород, кристаллизация которых начинается с нефелина, образующего идиоморфные
кристаллы. С ним обычно тесно ассоциирует ранняя генерация содалита (I) ,
наблюдаемая в форме изометричных зерен, заключенных в полевом шпате. Он выделяется
близко одновременно с нефелином, но раньше эгирина и арфведсонита. Их
призматические выделения иногда проникают в полевой шпат, а крупные пойкилитические
кристаллы всегда содержат включения нефелина, содалита и иногда альбитизированного
микроклина. Эвдиалит в одних случаях присутствует в виде мелких зерен и их
агрегатов, тяготеющих к стыкам кристаллов полевого шпата и темноцветных минералов.
В других случаях, когда его содержание достигает 10%, эвдиалит образует крупные
кристаллы, включающие нефелин, эгирин и арфведсонит. Близко одновременно с
эвдиалитом и лейстовым альбитом образуется поздняя генерация содалита (II). Она
развивается по раннему нефелину и грубопятнистому микроклин-антипертиту. Данный
содалит нередко наблюдается в тесном срастании с виллиомитом и арфведсонитом.
Последний минерал обнаруживается только в свежих науяитах и обычно отсутствует на вы-
ветрелой поверхности вследствие его растворения.
Содалит и нефелин — два типоморфных фельдшпатоида науяитов, относительное
содержание которых весьма неустойчиво даже в одном штуфе породы. Сложными
являются и взаимоотношения данных минералов. Наблюдаются случаи, когда
довольно идиоморфный содалит пойкилитически включен в нефелине, имеющем ксеноморф-
ные очертания (см. рис. 88, в). Вместе с этим среди зернистой массы содалита нередко
встречаются включения нефелина с правильными идиоморфными сечениями (см.
рис. 88, г). Четко устанавливаются и такие случаи, когда содалит явно замещает
нефелин и даже альбитизированный микроклин. Образование содалита протекало,
по-видимому, длительное время и достигало максимума на позднемагматическом этапе
кристаллизации науяитов, когда возрастала концентрация летучих, особенно хлора, в
межзерновом флюиде. Поздний содалит в науяитах и связанных с ними пегматитах
бывает представлен особой разновидностью — гакманитом, содержащим не только
хлор, но и серу @,33—0,39%). В свежем изломе гакманит окрашивается в яркие
розовато-вишневые тона, а на свету быстро обесцвечивается и становится желтоватым или
серовато-голубоватым, ничем не отличаясь от обычного содалита. В шлифах он
бесцветен, по сравнению с нефелином имеет низкий показатель преломления {п = 1,483—
1,490). При анализаторе содалит изотропен в том случае, когда по нему не развиваются
тончайшие выделения или сплошные псевдоморфозы натролита и реже уссингита.
Полевой шпат науяитов представлен грубопятнистым микроклин-антипертитом
(Fsp3O-4o Ab6O-7o)- Пертиты замещения принадлежат альбиту, содержащему 0—3%
анортитового минала. Альбит, помимо этого,образует причудливые каймы вокруг пой-
килитических включений содалита, а также обособленные агрегаты микролейстовых
кристаллов, часто ассоциирующих с арфведсонитом и эвдиалитом. На отдельных
участках альбитовая составляющая явно преобладает в кристаллах полевого шпата.
Щелочные темноцветные минералы принадлежат к высокожелезистому акмиту и
ферриарфведсониту, крайне обедненным кальцием и магнием, но обогащенным
натрием и окисным железом. Оба минерала густо окрашены и образуют сходные по форме
призматические кристаллы пойкилитового строения, включающие нефелин и содалит.
Иногда акмит и эгирин находятся в тесном взаимном срастании. В этом случае
щелочной амфибол отличается по низкому двупреломлению, высокой дисперсии
оптических осей и характерному плеохроизму в грязно-зеленых и коричнево-фиолетовых
523
тонах. Акмит может выделяться в форме тонкоигольчатых войлокоподобных
скоплений, среди которых наблюдаются лампрофиллит, ринкит, мурманит, нептунит и
другие редкометальные минералы.
Химический состав. В результате статистической обработки 20 анализов науяитов
из Ловозерского (Советский Союз), Илимауссакского (Гренландия) и Пилансбергс-
кого (Африка) щелочных массивов вычислен их средний состав (см. табл. 144).
Полученные цифровые данные свидетельствуют о самом низком содержании S1O2 D6,9%)
и наиболее высокой щелочности A8,38%) науяитов, обогащенных глиноземом B2,1%),
натрием A4,9%) и окисным железом D,09%) при подчиненном значении закисного
железа A,53%) и низком содержании марганца, магния и кальция. Для данных пород
характерна максимальная средняя величина коэффициента агпаитности A,28),
колеблющаяся от 1,18 до 2,07. Отношение натрия к калию имеет максимальную величину
F,49), а отношение щелочноземельных оснований к окислам железа, равное 0,47,—
наименьшее значение в семействе фельдшпатоидных сиенитов. Помимо этого, для
науяитов весьма характерна обогащенность летучими компонентами и особенно хлором,
входящим в состав породообразующего содалита и в эвдиалит; фтором — в арфведсо-
нит, виллиомит и флюорит; серой — в содалит и такие сульфиды, как сфалерит и
молибденит. Таким образом, характерными чертами химизма науяитов являются: 1) пересы-
щенность щелочами, особенно натрием; 2) высокая степень десиликации и
обогащенность глиноземом; 3) высокое содержание окисного железа при низком значении
кальция и магния; 4) обогащенность летучими компонентами и особенно хлором,
обусловившим длительное образование содалита, начиная с раннемагматической стадии,
где он равновесен с нефелином, до поздне- и постмагматической, когда он явно
замещает нефелин и альбитизированный микроклин.
Разновидности. Науяиты — редкие щелочные породы и изучены недостаточно. В
зависимости от соотношения в них нефелина и содалита О.А. Воробьева выделяла три
разновидности: преимущественно нефелиновую, нефелин-содалитовую и существенно
содалитовую. Они развиты в Ловозерском массиве и, как правило, связаны
постепенными переходами в пределах единых магматических тел. Обогащенность науяитов поздним
содалитом, замещающим нефелин, натролитом, альбитом и уссингитом наблюдается
обычно вблизи пегматитовых и гидротермальных образований, имеющих форму гнезд,
шлиров, линзообразных прослоев, жил и даже штокообразных тел (Карнасуртское в
Ловозерском массиве). В табл. 149 представлены главнейшие разновидности науяитов,
из которой видно, что при обедненности их содалитом и преобладании нефелина они
более кремнеземистые (SiO2 = 50,3—50,5%). Суммарное содержание щелочей
колеблется от 14 до 16,8%, а глинозема от-21,1 до 22,2%. Натрий всегда преобладает над калием,
количество МпО и МдО редко превышает 0,5%,а СаО 1,5—2%. Для существенно
нефелиновых разновидностей науяитов отмечается низкий уровень содержания фтора и
особенно хлора.
По мере возрастания в науяитах содалита в них снижается содержание кремнекис-
лоты до 48-44%, возрастает роль щелочей A7,5-2038%), фтора @,20—0,60%) и
особенно хлора B,2-5,56%) .Сохраняется неизмененным низкийуровеньсодержания
марганца, магния и кальция, но в некоторых анализах возрастает количество титана (до
0,70%), входящего в энигматит и астрофиллит (Илимауссакский массив) или в рамзаит
и лампрофиллит (Ловозерский массив). Что касается окисных соединений железа, то на
их соотношение, по-видимому, сказываются региональные условия формирования
науяитов. В Илимауссакском массиве они богаче закисным железом, а в
Ловозерском — окисным железом и марганцем, связанным в нептуните, эвдиалите, шизолите и
других акцессорных минералах.
Формы залегания. Во всех щелочных массивах, где проявлены науяиты, они в
пространстве тесно сопряжены с агпаитовыми нефелиновыми сиенитами — фойяитами и луяв-
ритами. Науяиты образуютразличные поформе магматические тела: 1) межпластовые
залежи мощностью до 600 м характерны для Илимауссакского массива, где науяиты
подстилаются луявритами и имеют с ними четкие контакты, а перекрываются содалит-
содержащими фойяитами с явной переходной зоной. Такая же форма тел
установлена в Пилансбергском массиве, где науяиты, названные Шендом (Shand, 1928) пойкили-
товыми фойяитами, образуют мощную межпластовую залежь, сопряженную с
луявритами; 2) бескорневые тела линзообразной формы, образовавшиеся среди эгириновых
и эвдиалитовых луявритов Ловозерского массива (рис. 89). Они имеют отчетливые
границы. В приконтактной зоне луявриты подвергаются интенсивной содалитизации и аль-
524
Таблица 149. Химический состав главнейших разновидностей науяитов (в вес. %)
Компоненты
SiO2
ТЮ2
AI2O3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
P2O5
1
49,20
0,27
22,29
2,88
1,73
0,24
0,65
2,16
12,36
4,42
2
50,31
21,21
4,72
0,47
0,62
0,35
1,55
7,55
6,64
3
50,34
1,51
21,18
3,72
C,72
0,10
1,03
1,88
12,09
4,22
4
44,76
0,09
22,31
1,78
2,63
0,11
0,38
1,64
17,48
3,40
0,03
5
48,09
0,43
20,07
2,34
3,82
0,13
0,25
1,22
13,81
4,84
0,03
6
47,81
0,70
2,77
2,83
2,08
0,,14
Cn.
1,91
13,16
5,17
0,03
7
46,58
0,67
24,95
4,16
1,02
0,17
0,01
0,01
12,49
5,08
8
47,57
0,44
21,90
5,80
0,85
0,33
0,34
0,66
12,78
5,58
0,71
1—3 — нефелиновые с содалитом, Ловозерский массив, Кольский полуостров (данные О.А.
Воробьевой) ; 4—6 — нефелин-содал итовые, Илимауссакский массив, Гренландия (Герасимовский,
1969) ; 7—8 — содалитовые с нефелином, Ловозерский массив, Кольский полуостров (данные
О.А. Воробьевой) .
Примечание. F- 0,09; 0,07; 0,08; 0,26; 0,22; 0,60; 0,11; 0,25 (ан. 1-8) ; CI - 0,56;
3,52; 2,23- 2,16; 5,56; 2,69 (ан. 3-8); S -0,48; 0,67; 0,36; 0,53; 0,51 (ан 1-3, 7,8);
0,14- 0,16- 0,18 (ан. 4-6) ; Н,О-3,09; 6,33; 0,60; 1,63; 1,33; 1,48; 0,92; 1,05 (ан. 1-8).
битизиации. Иногда в них появляется ферриарфведсонит, развивающийся по эригину.
В линзообразных телах науяитов автором найдены ксенолиты луявритов и их
реликтовые блоки. Иногда прослеживается целая система таких линз, расположенных в луяв-
ритах на одном гипсометрическом уровне и создающих форму прерывистого (четко-
образного) прослоя; 3) реже встречаются перемещенные тела науяитов с отчетливыми
интрузивными контактами. Такая интрузия науяитов известна на северном склоне
горы Карнасурт (Ловозерский массив), где она залегает на границе луявритового
и фойяитового прослоев, образуя полное межпластовое тело, дающее апофизы и
заливы в перекрывающие фойяиты.
Подобная форма магматических тел науяитов и их сопряженность с агпаитовыми
луявритами не являются случайными. Они обусловлены тем, что нефелин-содалитовые
пойкилитовые сиениты образуются в результате ликвации остаточного (по-видимому,
луявритового) расплава, обогащенного щелочами и летучими компонентами, особенно
хлором. Механизм такого процесса обоснован физико-химически Л.Н. Когарко A975).
Регионы распространения. Как уже отмечалось выше, науяиты являются весьма
редким видом семейства фельдшпатоидных сиенитов. Он развит только в крупных
хорошо дифференцированных (обычно первично расслоенных) массивах агпаитовых
щелочных пород. К их числу относятся Ловозерский в Карело-Кольской провинции,
Илимауссакский в Гардарской провинции Гренландии и Пилансбергский в Трансвааль-
ской провинции Африки.
Принадлежность к формации. Науяиты — характерные породы формации агпаитовых
нефелиновых сиенитов. В составе других щелочных формаций науяиты как правило
не образуются. Они, по-видимому, могут возникать только в условиях длительной
дифференциации агпаитовых щелочных расплавов, пересыщенных щелочами, особенно
натрием, а также летучими компонентами, среди которых ведущая роль принадлежит
фтору и хлору.
Металлогения и практическое значение. Для науяитов, представляющих собой
остаточные дифференциаты (возможно, ликваты) щелочных агпаитовых магм,
характерно накопление целого ряда редких элементов: Zr, Hf, Nb, Та, TR, Li, Be, Th и др. Их
содержание значительно выше, чем во всех других видах семейства фельдшпатоидных
сиенитов. Перечисленные редкие элементы определяют металлогеническое значение
науяитов. Связанные с ними пегматиты и гидротермалиты (Илимауссакский массив)
525
Рис. 89. Линзообразное тело нефелин-содалитовых сиенитов (науяитов) в эгириновых луявритах
Ловозерского массива
содержат рудные концентрации таких элементов, как цирконий (эвдиалит и катаплеит),
бериллий (чкаловит, тугтупит, лейкофан и др.), литий (полилитионит), редкие земли
(ринкит, эрикит) и радиоактивные элементы (стенструпин, торианит). Редкометальная
минералогия и геохимия науяитов подробно рассмотрены в опубликованных работах
В.И. Герасимовского A969) и Е.И.Семенова A969).
Рисчорриты
Рисчорриты выделены впервые Б.М. Куплетским A932) как необычный вид
крупнозернистых нефелиновых сиенитов с пойкилитовым прорастанием полевого шпата
нефелином. Название дано по району распространения этих пород на горе Расвумчорр в
пределах Хибинских тундр. Обращалось внимание на изменчивость состава рисчорритов, в
которых темноцветные минералы могут быть представлены то одним лепидомеланом,
то лепидомеланом и салит-эгирином, а иногда только эгирином с примесью астрофилли-
та. Генетическая природа рисчорритов до сих пор является предметом острой
дискуссии, которая началась после детальных исследований И.П. Тихоненкова A963). Он
отнес рисчорриты к постмагматическим метасоматическим образованиям, возникшим
в результате наложения на нефелиновые сиениты и ийолиты Хибинского массива
калиевого щелочного метасоматоза, связанного с оживлением центрального дугообразного
разлома, к зоне которого тяготеет знаменитое месторождение хибинских апатитов.
К этой точке зрения в последние годы присоединяются Б.Е. Боруцкий, М.Н. Орлова и
З.В. Шлюкова A978). С ними не согласен А.В. Галахов A975), в течение многих лет
изучавший петрологию Хибинского массива. Он считает рисчорриты магматическими
породами, образовавшимися при формировании первично расслоенной интрузии
рисчорритов, ийолит-уртитов и апатит-нефелиновых пород. Ее становление происходило
после хибинитов внешнего полукольца, но раньше центрального конического тела
фойяитов.
Внешний вид, текстура. Рисчорриты — лейкократовые фельдшпатоидные сиениты
светло-серой или зеленовато-серой окраски, чаще всего крупнозернистые с массивной
текстурой (Табл.XXX, а), основную матрицу которой составляют таблитчатые
кристаллы ирригирующего полевого шпата — ортоклаза, размером от 2,5 X 5 до 7 X 17 см. Они
переполнены идиоморфными зернами нефелина, величина которых не превышает 0,5—
0,8 см. Реже рисчорриты имеют гнеисовидное сложение с отчетливой линейной ориенти-
526
ровкой мелких призм эгирина и пластинок лепидомелана, выделяющихся в форме
сгустков и прерывистых прослоев, в массе которых находятся изометричные
кристаллы нефелина. Такие прослои разделены пойкилокристаллами полевого шпата,
вытянутыми длинными осями в одном направлении. При любом сложении рисчорритов
(массивном, трахитоидном и гнейсовидном) в них всегда сохраняется пойкилитовая
структура ролевых шпатов, содержащих многочисленные включения нефелина (см.
Табл. XXX, а).
Минеральный состав, структура, последовательность кристаллизации. Главными
алюмосиликатными породообразующими минералами рисчорритов являются калиевый
полевой шпат D0—60%), нефелин и кальсилит B5—40%). Темноцветные компоненты
представлены эгирин-салитом, эгирином, лепидомеланом и реже катафоритом.-Их
суммарное содержание колеблется от 5 до 15%. Второстепенное или акцессорное значение
имеют титанит, ринколит, апатит, астрофиллит, ломоносовит.пектолит, такие
специфические калиевые минералы, как юкспорит, вадеит, щербаковит, тинаксит, расвумит и
др. К числу вторичных (гидротермальных) минералов относятся содалит, анальцим,
натролит, апофиллит, катаплеит, стронцианит, флюорит, сфалерит, галенит, молибденит
и джерфишерит.
Структура рисчорритов неоднородная. На одних участках она порфировидная, где
крупные пойкилокристаллы полевого шпата погружены в более мелкозернистую
массу с гипидиоморфнозернистой структурой, состоящую из нефелина и цветных
минералов. Местами такая основная масса имеет микропегматитовую структуру,
образованную причудливыми графическими срастаниями нефелин-полевошпатового состава.
Иногда микропегматитовые выделения сохраняют форму кристаллов нефелина. На
других участках, где рисчорриты сплошь состоят из крупных произвольно сросшихся
кристаллов полевого шпата, господствующее значение имеет пойкилитовая структура.
В этом случае даже пироксен и амфибол выделяются в виде призм пойкилитового
строения, а лепидомелан создает причудливые скелетные формы, переполненные идио-
морфными зернами нефелина и реже обрывками кристаллов полевого шпата.
Породообразующие минералы рисчорритов обладают характерными особенностями строения
и состава, присущими только этим породам (Галахов, 1975; Боруцкий и др., 1978).
Калиевый полевой шпат крупных кристаллов неоднороден. Он состоит из
обособленных реликтовых участков микропертита, в котором вростки альбита составляют
15—45%, а содержание натрия в микроклине (или промежуточном
ортоклаз-микроклине) колеблется от 10 до'14% при наличии 0,8% СаО и 0,12% SrO. Этот микропертит
тесно ассоциирует с пойкилиТовыми включениями нефелина. Однако господствующее
значение в крупных кристаллах имеет адуляровидный ортоклаз-санидин B1/ = 35—
50°), содержащий не более 5—7 мол.% натриевого минала. Этот калиевый полевой
шпат обеднен кальцием @,02-0,03%) и стронцием @,02—0,03%). Иногда в нем
встречаются мелкие лейстовидные кристаллы альбита.
Нефелин - второй по значению породообразующий минерал. Он кристаллизовался
одним из первых одновременно с обильными микроскопическими призмами и
зернами эгирин-салита. Он образует не только идиоморфные и изометричные пойкилитовые
вростки в полевом шпате, но и является главной составной частью мелкозернистой
основной массы, в которой наблюдаются мелкие правильные кристаллы и более
крупные ксеноморфные зерна, переполненные включениями зеленого пироксена..По
химическому составу нефелин из рисчорритов отличается от других нефелиновых
сиенитов повышенным содержанием калия от 8,38 (данные И.Г. Тихоненкова) до 12,97%
(данные А.В. Галахова), что в пересчете на кальсилитовую молекулу составляет
соответственно 27,5 и 36,9% Ks. Это не соответствует нормальным стехиометрическим
соотношениям щелочей в нефелине из сиенитов равным Ne75-7 8 Ks25-2 2- Исследование
данного минерала с помощью электронного микрозонда позволило установить в нем
присутствие самостоятельных выделений кальсилита (Боруцкий и др., 1973), состав
которого оказался чисто калиевым. В равновесном с ним нефелине не обнаружено
"избыточной" SiO2, а содержание калия значительно ниже, чем в валовых химических
анализах, опубликованных И.П. Тихоненковым и А.В. Галаховым. Таким образом, в
рисчорритах установлены два сосуществующих фельдшпатоида: нефелин и кальсилит
(Табл. XXX, б). Образование последнего Б.Е. Боруцкий (Боруцкий и др., 1973)
связывает с процессом перекристаллизации данных пород под воздействием обогащенных
калием постмагматических щелочных растворов.
Пироксен выделяется в виде нескольких генераций. Наиболее ранняя из них пред-
527
ставлена мелкими игольчатыми кристаллами эгирин-салита (I генерация) ярко-зеленой
окраски с углом угасания С: Np от 3—5 до 17—18°, заключенными внутри нефелина,
образующего пойкилитические вростки в полевом шпате. Более крупные призмы
и ксеноморфные выделения эгирин-салита (II генерация) встречаются в основной массе
рисчорритов. Они имеют отчетливое зональное строение: ядро кристаллов имеет состав
эгирин-салита (С: Np до 28 ), а их периферическая часть представлена эгирином
(С:Л/р=3—5°) . Кроме этого врисчорритах почти всегда присутствуют выделения эгирина
в форме крупных пойкилитовых кристаллов (III генерация), а также в виде
тонкоигольчатых войлокоподобных скоплений (IV генерация). Последний эгирин имеет
более бледную зеленую окраску. Он обычно ассоциирует с такими вторичными
минералами как содалит, анальцим и натролит.
Щелочной амфибол—катафорит—находится почти всегда в ассоциации с эгирином II
и III генераций. Он выделяется после пироксена и чаще всего образует слабо идиоморф-
ные или ксеноморфные зерна.
Лепидомелан — характерный минерал крупнозернистых рисчорритов, в которых
он нередко присутствует в виде единственного цветного минерала. Он выделяется чаще
всего на стыках кристаллов полевого шпата в форме неправильных пластинчатых
табличек и мелких чешуек.
Последовательность кристаллизации породообразующих минералов может быть
дана лишь в самом общем виде. Первым обычно выделялся апатит и
тонкопризматический эгирин-салит, затем нефелин пойкилитовых вростков, далее цветные минералы:
эгирин, катафорит, энигматит, титанит, ассоциирующие с пойкилитическим нефеленом.
После этого происходила обильная кристаллизация калиево-натриевого полевого шпата,
сохранившегося в виде реликтовых участков микроклин-микропертита. В дальнейшем
магматические породообразующие минералы подверглись метасоматической
перекристаллизации с сохранением особенностей первичной структуры и образованием нового
более калиевого минерального парагенезиса: адуляровидного ортоклаза, кальсилита,
лепидомелана и ряда калийсодержащих акцессорных минералов (вадеит, кжспорит,
щербаковит, тинаксит, расвумит и др.).
Химический состав. Статистическая обработка 19 анализов рисчорритов
позволила определить их средний состав (см. табл. 144), который свидетельствует о том,
что уровень содержания кремнезема в рисчорритах отвечает группе основных пород,
от которых они резко отличаются высоким содержанием глинозема B2,3%) и
щелочей A7,34%) при низком значении кальция, магния и элементов группы железа. По
коэффициенту агпаитности (Ка = 1,03) рисчорриты близки к среднему фойяиту (Ка =
= 1,02), а по величине отношения ,Na2O/K2O = 1,15 они занимают промежуточное
положение между калиево-натриевыми миаскитами A,90) и высококалиевыми псевдо-
лейцитовыми сиенитами @,25) . Судя по коэффициенту вариации, наиболее
выдержанными по содержанию химическими компонентами рисчорритов являются кремнезем,
глинозем, калий, натрий, кальций, титан и закисное железо. Более значительная
изменчивость содержаний свойственна окисному железу и магнию, количественная роль
которых зависит от состава темноцветных минералов — эгирин-салита (Мд, Са), эгирина
(Na, Fe3+ ) и лепидомелана (К, Fe3+ ). Для рисчорритов характерны следующие петро-
химические особенности: 1) повышенная общая и калиевая щелочность; 2)
значительная степень десиликации и обогащенность титаном; 3) предельная насыщенность
глиноземом по отношению к щелочам (Ка = 1,03); 4) обедненность кальцием, магнием
и явным преобладанием над ними железа, особенно его окисной формы, входящей
в состав эгирина или лепидомелана.
Разновидности. Среди рисчорритов по текстурному признаку выделяются гнейсо-
видные, трахитоидные и массивные разновидности, а по преобладающему цветному
минералу: эгирин-салит-эгириновые, эгириновые, астрофиллит-эгириновые, лепидоме-
лан-эгириновые, амфибол-эгириновые и амфибол-лепидомелановые. Химические
анализы перечисленных разновидностей р.;с-юрритов представлены в табл. 150.
Сопоставление приведенных в ней аналитических данных позволяет выявить некоторые
особенности химизма, а именно: 1) рисчорриты, содержащие парагенезис Ne + Fsp + Aeg-Sal
(и эгирин во внешних каймах) , представляют собой слабо измененные интрузивные
породы, которым свойственна обогащенность глиноземом и щелочами при Ка ~ 1;
помимо этого, устанавливается преобладание натрия над калием, повышенное
содержание окисного железа, магния, кальция, входящих в состав салитового минала; среди
528
Таблица 150. Химический состав (в вес. %) главнейших разновидностей рисчорритов Хибинского
массива (по А.В. Галахову, 1975).
Компоненты
SiOj
TiO,
AI,O,
Fe2O3
PeO
MnO
MgO
CaO
Na,0
K,O
51,46
1,26
23,02
2,78
2,14
0,19
0,83
152
8,35
7,80
49,63
1,08
22,14
3,10
1.73
0,09
0,64
1,98
7,17
10,92
0.44
49,98
1,00
23,77
3,22
1.71
0,14
0,84
1,88
7,38
9,85
0,01
51,50
1,00
20,71
5,05
1,28
0,26
0,60
2,03
9,03
7,91
0,01
48,62
1,04
19,53
6,47
ЗЛО
0,32
1.93
2,28
9,55
6,20
0,07
48,69
1,89
24,57
2,38
1,63
0,14
0,91
1,79
10,94
6,41
0,14
53,4t
0,65
21,12
2;04
1,45
0,09
O,78
0,95
3,92
14,12
Нет данных
50,76
1.62
20,61
2,52
1.98
0,16
0,72
2,18
5;0Г
12,89
0,10
P, Os Нет данных 0,44
1 — эгирин-салитовый; 2—4 — эгириновые; 5 — амфибол-эгириновый; 6 — астрофиллит-эгирино-
вый; 7—8 — лепидомелановые с реликтами эгирин-салита, катафорита.
Примечание. Н,О* -0,39, 0,40; 0,16; 0,48; 0,95; 1,47; 0,70 (вн. 1-8); СО, -0,45; 0,28;
0,21 (ан. 1,3,7); F -0,19; 0,23; 0,24; 0,14; 0,29 (ан. 1-3, 7,8).
акцессорных минералов данных пород преобладают апатит, титанит и энигматит; 2) в
эгириновой разновидности возрастает суммарное содержание щелочей, особенно калия,
увеличивается содержание окисного железа, снижается магний, повышается
количество кальция, входящего в апатит, эвколит, ринкит и др.; 3). для амфибол-эгирино-
вой разновидности характерен парагенезис Ne + Fsp + Aeg + Kat. Она отличается
пониженным содержанием кремнезема, глинозема и щелочей (до 15,75%) при возрастании
роли окисных соединений железа, магния и кальция; 4) астрофиллит-эгириновая
разновидность по сравнению с предыдущими обогащена титаном, глиноземом и натрием,
но обеднена окислами железа и магния; 5) лепидомелановая разновидность
рисчорритов, содержащая адуляровидный ортоклаз, обладает наиболее высоким содержанием
калия A2—14%) и отличается низким натриево-калиевым отношением- @,28—0,39),
не свойственным другим щелочным породам Хибинского массива.
Формы залегания. Рисчорриты возникают только при длительном формировании
тектоно-магматических комплексов центрального типа, каковым является Хибинский
массив. Как установлено А.В. Галаховым A975), рисчорриты здесь неодноактны и
образуют кольцевую и неполнокольцевую интрузии. Кольцевое, разомкнутое на
востоке и севере тело имеет крутопадающие к центру массива контакты. Видимая мощность
кольцевого тела около 3,5 км. Рисчорриты на внешней выпуклой стороне интрузии
контактируют с более ранними хибинитами и содержат их крупные отторженцы
(ксенолиты) . В южной части кольцевого тела общая морфология интрузии осложнена
появлением ийолит-уртитов и апатит-нефелиновых пород. Другая неполнокольцевая
интрузия рисчорритов имеет вертикальные или крутопадающие к центру массива
контакты. Ее максимальная мощность 1,7 км в западной части интрузивного тела.
В лежачем боку оно контактирует с рисчорритами полнокольцевого тела, а в висячем —
с фойяитами центрального ядра. А.В. Галахов считает, что полнокольцевое тело
является верхней частью (в современном эрозионном срезе) первично расслоенной интрузии,
сложенной рисчорритами, ийолит-уртитами и апатит-нефелиновыми породами.
Регионы распространения. Пока единственным в мире местом проявления
рисчорритов является Хибинский щелочной массив, уникальный не только по своему
строению, но и по составу. В нем сопряжены в пространстве и во времени щелочные
породы, обогащенные натрием, калием, а также кальцием и фосфором. Последние образуют
знаменитое месторождение хибинских апатитов.
Принадлежность к формации. Большинство исследователей считает, что Хибинский
массив относится к формации агпаитовых нефелиновых сиенитов. Однако вполне
34. Зак. 971 529
вероятно, что этот массив представляет собой длительно формировавшийся полифор-
мационный тектоно-магматический комплекс. В нем тесно сопряжены в одной
структуре собственно нефелин-сиенитовая формация, представленная расслоенными
интрузиями хибинитов, фойяитов и рисчорритов, а также формация щелочных-ультраосновных
пород, к которой относятся ийолит-уртиты, нефелин-апатитовые породы и
обнаруженные в последнее время карбонатиты.
Металлогения и практическое значение. Характерной чертой химизма рисчорритов
является повышенное содержание натрия, калия и глинозема. Эти петрогенные
элементы определяют металлогеническое значение данных пород как источника
алюминия и щелочей, а также кондиционного сырья для керамической и стекольной
промышленности благодаря тому, что рисчорриты — весьма лейкократовые породы. В них
количество окисных соединений железа редко превышает 4%, а магния не более 2,0%.
Помимо этого, с рисчорритами связаны крупные жилы и поля пегматитов и гидротер-
малитов, содержащих рудные концентрации минералов титана, циркония, редких
земель и стронция.
Сэрнеиты
Сэрнеиты — это двуфельдшпатоидные сиениты, в которых, помимо щелочного
полевого шпата и нефелина, значение породообразующего компонента имеет канкринит.
Они впервые описаны Рамзаем и Найхольмом, а затем Брё'ггером как порфировидная
сиенитовая порода, состоящая из ортоклаза, нефелина, магматогенного канкринита,
пироксена, титанита и апатита. Название этим породам дано по местности их
нахождения Сэрна в Швеции. Позднее нефелин-канкринитовые сиениты обнаружены В. Гакма-
ном (Hackman, 1925) в массиве Куола-Ярви, Б.М. Куплетским A932) на Лапарском
перевале в Хибинских тундрах, П.Н. Чирвинским и В.А. Афанасьевым в щелочном ма-
сиве Озерная Варака, а Н.А. Волотовской A958) в Ковдорском массиве Кольского
полуострова и в ряде других массивов щелочных и ультраосновных пород с карбонати-
тами. Подобные породы найдены в комплексах Шпицкоп и Лузш (Mayer, Bethune,
1960) в Восточной Африке, где им было дано название бузориты. Автор считает
рациональным сохранить за двуфельдшпатоидными сиенитами, содержащими нефелин и
магматогенный канкринит, их первоначальное название — сэрнеиты.
Внешний облик, текстура. Сэрнеиты представляют собой преимущественно мелко-
или среднезернистые породы светло-серой, зеленовато-серой и темно-серой окрасок,
которые изменяются в зависимости от содержания темноцветного минерала
—пироксена. Текстура пород бывает однородной массивной или трахитоиднои (Табл.ХХХ1,а,в) ,
иногда такситовой или пойкилитовой. В последнем случае крупные таблицы
калиевого полевого шпата (ортоклаза) содержат включения идиоморфных призм канкринита,
изометричных зерен нефелина и тонких игольчатых кристаллов пироксена (см.
Табл. XXXI, б).
Минеральный состав, структура, последовательность кристаллизации. Главными
минеральными компонентами сэрнеитов являются щелочной полевой шпат (микропер-
тит или однородный ортоклаз) D0—54%), нефелин E—30%), канкринит E—30%) и
зональный пироксен E—10%). Значение акцессорных минералов имеют титаномагне-
тит, апатит, титанит, иногда шорломит и еще реже оливин. К числу вторичных
относятся зональный биотит, альбит, пренит, цеолиты и реже содалит.
Структура сэрнеитов чаще всего кристаллическизернистая (см. Табл. XXXI, г).
Идиоморфные очертания сохраняют канкринит, нередко заключенный в нефелине,
сам нефелин, пироксен и даже наиболее поздний ортоклаз, кристаллизовавшийся в
форме крупных табличатых кристаллов или в виде ксеноморфных зерен, выполняющих
мезостазис. При наличии крупных идиоморфных призм ортоклаза, сдвойникован-
ных по карлсбадскому закону, структура местами становится порфировидной, так как
эти кристаллы погружены в более мелкозернистую, нередко трахитоидную массу,
состоящую из нефелина, канкринита и пироксена. При развитии крупных пойкилокрис-
таллов полевого шпата, включающего многочисленные более мелкие призмы
канкринита, нефелина и пироксена, наблюдается пойкилитовая структура.
Последовательность кристаллизации минералов достаточно четкая. Первыми
выделялись апатит, пироксен (эгирин-диопсид) и титаномагнетит. Затем возникали
тонкие призматические кристаллы раннего канкринита (I генерация), нередко
заключенного в более крупные изометричные зерна нефелина. Иногда нефелин и канкринит крис-
530
Таблица 151. Химический состав главнейших разновидностей сэрнеитов (в вес. %)
Компоненты
SiO2
TiO2
AI2O3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
КгО
P,O<
1
51,31
0,46
18,66
1,10
2,14
0,03
1,01
4,72
11,90
3.88
0,05
2
51,43
0,54
19,17
3,43
1.49
0.09
0.76
5.15
10,14
3,31
0,46
3
50,59
0,79
18,47
4,26
1,71
0,16
2,56
4,12
10,42
4,13
0,39
4
44,93
1,02
16,39
5.18
2.00
0,19
1,02
8,58
9.22
3,54
0,57
5
46,20
0,78
17,80
4,76
1,40
0,15
1,16
9,31
7,60
5,60
0,42
1—3 — нефелин-канкринитовые: 1 — массив Озерная Варака, Кольский полуостров (данные
В.А. Афанасьева) ; 2—3 — Ковдорский массив, там же (данные О.А. Воробьевой, В.А. Кононовой) ;
4—5 — канкринитовые: 4 — Ковдорский массив (данные Н.Т. Бахирева), 5 — массив Песчаный,
Юго-Восточная Сибирь (данные М.П. Орловой) .
Примечание. СО, - 2,10; 0,53; 6,12 (ан. 1-4) ; S - 0,04; 0,07 (ан. 2, 3) ; SO3 - 0,21; 0,46
(ан. 4,5) ; F -0,09; 0,13 (ан. 3,4) ; CI -0,04; 0,45 (ан. 2, 3) .
таллизовались почти одновременно, поэтому они находятся в тесном взаимном
срастании. Позднее всех перечисленных минералов выделялся калиевый полевой шпат и
с ним нередко ассоциирует поздний ксеноморфный канкринит (II генерация). Этот
канкринит иногда корродирует и замещает нефелин. Для него характерна ассоциация
с магнезиальным биотитом и альбитом, развивавшимся по калиевому полевому шпату.
Химический состав. Статистическая обработка 22 анализов сэрнеитов (нефелин-канк-
ринитовых сиенитов) из различных щелочных провинций Советского Союза и
некоторых зарубежных стран позволила вычислить средний химический состав данных пород,
а также коэффициенты вариации и средние квадратичные отклонения. Полученные
цифровые данные представлены в сводной табл. 144. Их сопоставление со средними
составами других видов семейства фельдшпатоидных сиенитов дает возможность выявить,
что сэрнеиты по содержанию SiO2 E1,0%) отвечают ранее описанным щелочным
основным породам — науяитам и рисчорритам. Однако от них сэрнеиты отличаются
пониженной глиноземистостью A9,4%), минимальной среди фельдшпатоидных сиенитов, и
самой низкой общей щелочностью A3,86%). Специфика химизма сэрнеитов определяется
повышенным содержанием натрия, кальция и магния, которые входят в состав главных
породообразующих минералов. Следует отметить, что по количественной роли магния
и железа сэрнеиты сопоставимы только с мезо- и меланократовыми луявритами, а по
среднему содержанию кальция C,98%) они не имеют аналогов среди других
фельдшпатоидных сиенитов (см. табл. 144—150). Таким образом, наиболее характерными
признаками химизма сэрнеитов можно считать следующие: 1) недосыщенность SiO2,
отвечающей уровню фельдшпатоидных сиенитов основного состава; 2) обедненность по
сравнению с ними глиноземом и щелочами; 3) преобладание среди щелочей натрия;
4) необычная обогащенность кальцием и магнием; 5) незначительное преобладание
окисного железа над закисным при обычном для фельдшпатоидных сиенитов уровне
содержания титана @,6—0,7%).
Разновидности. По текстурно-структурному признаку среди сэрнеитов выделяются
мелкозернистые или порфировидные, среднезернистые трахитоидные и неравномерно-
зернистые пойкилитовые разновидности. По соотношению фельдшпатоидных минералов
данные породы подразделяются натри характерные разновидности: 1)
преимущественно нефелиновую с канкринитом (до 5%); для нее обычен парагенезис ISIe + Сап + Fsp +
+ Aeg-Sal + Shp + Ар + ti-Mt; 2) нефелин-канкринитовую, в которой эти фельдшпатои-
ды находятся в тесном взаимном срастании; в парагенезисе с ними присутствует зональ-
531
ный пироксен, ядро которого имеет состав диопсида, а периферические части
кристаллов — эгирин-салита; однородный ортоклаз выполняет мезостазис то в виде слабо идио-
морфных зерен, то в форме таблиц или крупных пойкилокристаллов; 3) существенно
канкринитовую, содержащую не более 5% нефелина. В этой разновидности канкринит
тесно ассоциирует с калиевым полевым шпатом — ортоклазом. Пироксен бывает
представлен эгирин-салитом, в парагенезисе с которым присутствуют апатит, титанит, тита-
номагнетит и иногда шорломит.
Химические анализы главнейших разновидностей сэрнеитов приведены в табл. 151.
Сопоставление аналитических данных позволяет сделать вывод о том, что нефелин-кан-
кринитовая разновидность данных пород более богата глиноземом, кремнеземом и
натрием, но беднее кальцием. Собственно канкринитовые сэрнеиты отличаются
повышенной общей основностью (SiO2 = 48,55—44,93%), пониженной глиноземистостью и
общей щелочностью. В них значительно возрастает роль кальция и летучих
компонентов (CO2,P2OS, S) .которые впоследствии накапливались в карбонатитах.
Формы залегания. Нефелин-канкринитовые сиениты — сэрнеиты — образуются
только в процессе длительного формирования многофазных комплексов щелочных
ультраосновных пород, сопровождаемых карбонатитами. В этих комплексах сэрнеиты
относятся к числу наиболее поздних магматических образований, интрузивные тела
которых в большинстве массивов имеют незначительные размеры. Наиболее характерная
форма залегания — дайки и жилы мощностью от долей метра до десятка метров.
Они обычно залегают почти вертикально и секут предшествующие интрузивы ийоли-
тов и малиньитов. Однако в некоторых тектоно-магматических комплексах
центрального типа (Шпицкоп, Южная Африка) сэрнеиты образуют кольцевые дайки и
конические интрузивные тела, предшествующие карбонатитам.
Регионы распространения. Дайкообразные тела сэрнеитов довольно широко
распространены в массивах щелочных ультраосновных пород древних щитов и
платформ (Балтийский, Канадский, Бразильский, Африканская, Сибирская и др.) и
крупных континентальных рифтов (Восточно-Африканский, Северо-Сибирский и др.).
Принадлежность к формации. Сэрнеиты относятся к формации щелочных
ультраосновных пород с карбонатитами и неизвестны в каких-либо других магматических
формациях.
Металлогения и практическое значение. Вследствие того, что сэрнеиты представляют
собой наиболее поздние (докарбонатитовые) дифференциаты щелочных —
ультраосновных магм для них характерно повышенное содержание ряда редких элементов:
Ti, Nb, Zr, TR (церовая группа), Th и др. Они не создают в данных породах рудных
концентраций, однако свидетельствуют о возможности образования более поздних
редкометальных месторождений карбонатитов. Этим определяется важное металлогени-
ческое и практическое значение сэрнеитов, которые являются естественным поисковым
критерием на рудные карбонатиты.
Глава 7
КИСЛЫЕ ГОРНЫЕ ПОРОДЫ
КЛАССИФИКАЦИЯ КИСЛЫХ ГОРНЫХ ПОРОД
К кремнекислым магматическим горным породам, которые для краткости называют
кислыми, в соответствии с генеральной систематикой относятся породы с
содержанием кремнезема выше 64%. Кристаллические разновидности кислых пород состоят
главным образом из кварца, щелочного полевого шпата, плагиоклаза (от альбита
до андезина) с некоторым количеством разнообразных темноцветных минералов.
Название "кислые" характеризует важнейшее петрохимическое свойство
рассматриваемых пород — повышенное по сравнению с другими магматическими породами
содержание кремнезема. В целом это название не отражает "кислые" в физико-химическом
понимании условий образования пород, которые в действительности могут быть
кислыми, нейтральными и щелочными.
Кислые породы весьма широко распространены среди магматических пород, занимая
в этом отношении ведущее место вместе с основными породами. Этот широко
известный факт отражен на бимодальных вариационных кривых частоты встречаемости
магматических пород с различным содержанием SiO2,опубликованных во многих работах и
справочниках, начиная еще с Ричардсона и Левинсона-Лессинга. Однако исследования
магматизма океанических пространств последнего десятилетия показали, что бимодаль-
ность распределения магматических пород с различным содержанием SiO2 характерна
только для континентальных областей. Кислые породы сравнительно редки в океанах,
хотя установлены в них также. В целом же с учетом океанических магматических пород
распространенность кислых пород ниже, чем распространенность основных. Пока нет
никаких доказательств наличия кислых пород в подкоровых (мантийных) зонах
Земли. В последнее время выявлены очень редкие и своеобразные по составу кислые
магматические породы на Луне (Яковлев, 1977).
.Как уже отмечалось, при рассмотрении систематики магматических горных пород
(см. гл. 2) основой последней, в том числе и для кислых пород, является диаграмма
SiO2 — (№2О + К2О), на которой приводится расчленение составов кислых пород
на ряды по общей щелочности (№2О + К2О) и на семейства. В ряде случаев петро-
химических параметров для разделения кислых магматических пород на ряды
недостаточно, и в качестве решающего признака использован факт наличия или отсутствия
некоторых типоморфных минералов (особенно щелочных темноцветных).
Семейства кислых магматических пород представлены раздельно для
вулканических и плутонических классов. Семейства разделены на виды. Главным
характеристическим признаком вида является вполне определенный набор породообразующих
типоморфных и существенных минералов. К последним для кислых магматических пород
отнесены кварц, щелочной (калиевый и калиево-натриевый) полевой шпат, плагиоклаз,
иногда темноцветные минералы и альбит (Ап3_10). За минералогическую основу
выделения видов кислых магматических пород приняты рекомендованные
Терминологической комиссией Петрографического комитета диаграммы для вулканических и
плутонических пород (Классификация..., 1975; Streckeisen, 1973) с некоторыми
уточнениями. Эти диаграммы определяют принадлежность к конкретному виду по наличию
различных ассоциаций из следующих минералов: кварц, калиевый и калиево-натриевый
полевой шпат, плагиоклаз, альбит, иногда темноцветные минералы. Каждый вид в
семействе должен отличаться от других видов наличием или отсутствием хотя бы
533
одного из перечисленных минералов. Естественно, к разным видам будут относиться
породы с одинаковым набором типоморфных и существенных минералов, но
попадающие в разные семейства и ряды.
В отличие от диаграммы (рис. 90), принятой Международной подкомиссией по
систематике изверженных пород (Streckeisen, 19732; Воробьева, Ефремова, 19731/2),
для разделения кислых магматических пород на виды используются раздельно два
щелочнополевошпатовых минерала: калиево-натриевый полевой шпат и альбит. Эта
необходимость вызвана наличием специфических микроклин-альбитовых гранитов и
онгонитов среди редкометальных щелочных и литий-фтористых гранитов (Коваленко,
1977!га; В. Коваленко, Н. Коваленко, 1976). Конечно, при этом в породах должен
учитываться лейстовый (призматически-зернистый) альбит, а не альбит пертитов в
калиево-натриевом полевом шпате.
Виды кислых магматических пород разделены на разновидности.
Характеристические признаки разновидностей могут быть самые разнообразные и определяться
конкретными задачами тех или иных исследований. В нашей общей классификации мы
разделяем разновидности по второстепенным минералам, по составам второстепенных
и породообразующих минералов, по структуре и текстуре. При необходимости могут
быть использованы и другие признаки (например, геохимические и т.п.).
Общая система классификации кислых магматических пород представлена в
табл. 152-157.
Так, по содержанию №2О + К2О выделены три петрохимических ряда кислых пород:
нормальный (< 7,5—8,1), с повышенным содержанием №2О + К2О (субщелочной)
(8,1-10,5 > №2О + К2О > 7,5—8,1) и щелочной (> 8,1—10,5). Щелочной ряд кислых
магматических пород статистически отделяется от двух остальных по граничной линии,
проходящей через координаты Na2O + К2О = 10, SiO2 = 68 и Na2O + К2О = 8,1, SiO2 =
=73%, а в области более кремнекислых составов — параллельно ocnSiO2. По этой линии
четко разделяются составы всех стекловатых пантеллеритов и комендитов, имеющих
№2О + К2О , . -_ ,
коэффициент агпаитности Ка = (атом, кол.) > 1, от других кислых
AI2O3
стекловатых пород, средние составы щелочных гранитоидов по Дели (щелочной гранит,
пэзанит) от нещелйчных гранитов, а также статистическое большинство оригинальных
анализов щелочных гранитов от нещелочных. Однако имеется некоторое количество
случаев отклонения от указанной граничной линии. Особенно их много в области
составов с содержанием кремнезема выше 74%. Таким образом, граничная линия для
разделения щелочных и субщелочных рядов по сумме содержания №2О + К2О,
статистически обоснованная для вулканических пород, "расплывается" в область петрохимиче-
ской неопределенности для плутонических пород, особенно в интервале содержания
SiO2 > 73%. Поэтому главным критерием для выделения ряда щелочных
гранитоидов в этом поле является наличие щелочных темноцветных минералов, а не
высокое содержание Na2O + K2O. В связи с этим на диаграмме (см. рис. 2) приведена
нижняя по содержанию Na2O + K2O граница распространения кислых плутонических
щелочных пород, содержащих щелочные пироксены и амфиболы. Наличие в
обсуждаемой области петрохимической неопределенности на границе щелочных и нормальных
кислых, в первую очередь интрузивных пород, объясняется преимущественно
выносом К2О и №2О при переходе их от стекол или расплавов к гранитам (Tuttle, Bo-
wen, 1958).
Кислые породы нормальной и повышенной щелочности (нормальный и
субщелочной петрохимический ряды) разделены главным образом по содержанию суммы
окислов натрия и калия (см. рис. 2). Минералогически эти ряды весьма похожи,
хотя иногда породы субщелочного петрохимического ряда отличаются от
нормального преобладанием щелочных (калиево-натриевых) полевых шпатов над
плагиоклазами. Если для кислых пород щелочного ряда имеются признаки образования в
первую очередь в щелочных условиях (например, по экспериментальным данным
(Bailey, 1969), типичный минерал этих пород — эгирин — может кристаллизоваться
только в расплаве с действительным содержанием натриевого метасиликата), то в
субщелочной ряд объединены породы, образующиеся как в условиях повышенных
значений химических потенциалов калия и натрия (парагенезис Fsp + Bt + Q без
плагиоклаза, по Д.С. Коржинскому, 1957), так и в резко кислотных условиях (литий-
фтористые граниты и онгониты, по В.И. Коваленко, 19772).
534
Э5 10
SO 65
30 П
Fsp ffl
90 П
Fsp-t-АЬ W 10
Рис. 90. Номенклатура гранитоидов (А) и кислых вулканитов [Б) по количественному
минеральному составу (Streckeisen, 19732)
Гранитоиды: 2 — щелочнополевошпатовый гранит; За.б — гранит; 4 — гранодиорит; 5— плэгио-
гранит, тоналит. Кислые вулканиты: 2 — щелочнополевошпатовый риолит; За, б — риолит; 4,5 —
дацит
Как уже указывалось, по соотношению содержаний SiO2 и (Na2O + К2О) кислые
магматические породы разделены на семейства (рис. 91,92). Фактически каждое
семейство, определяемое как геометрическое место точек составов пород на
диаграмме SiO2 — (Na2O + K2O), выявляется при заданных для каждого ряда значениях
содержаний (Na2O+K2O) и SiO2. По содержанию SiO2 группа кислых магматических
пород разделена на три подгруппы F4—68; 68—73 и более 73%), границы между
которыми часто являются и границами семейств. Границы семейств по содержанию
(Na2O + K2O) проведены с учетом границ рядов и с учетом границ составов
некоторых традиционных семейств и видов пород (например, плагиогранитов).
В соответствии с систематикой, приведенной в главе 2 (часть I), для
вулканических пород границы подгрупп по SiO2 и Na2O + K2O на этой диаграмме
установлены графически между выявленными статистическими максимумами (Петрова, 1972).
По SiO2 они близки к установленным в 1933 г. Ф.Ю. Левинсоном-Лессингом, но
отличаются появлением четкого дополнительного раздела на уровне 73% SiO2.
Имеющийся большой фактический материал по химизму плутонических кислых пород не
противоречит указанным разделительным линиям по содержанию кремнезема (Изох,
Налетов, 1974).
Для вулканических пород выделены следующие семейства. Для пород
нормального ряда (см. табл.152) это семейства: 1) дацитов, 2) низкощепочных риодацитов,
3) риодацитов, 4) риолитов (липаритов) '; для пород субщелочного ряда (см.
табл.154) —семейства: 1) трахидацитов, 2) трахириодацитов, 3) трахириолитов; для
пород щелочного ряда (см. табл. 156) —семейства: 1) щелочных трахидацитов, 2) пан-
теллеритов, 3) комендитов.
Для плутонических пород нормального петрохимического ряда выделены
следующие семейства (см. табл. 153): 1) гранодиоритов, 2) низкощелочных гранитов, 3)
гранитов, 4) лейкогранитов. В субщелочной ряд плутонических пород включены
соответственно семейства (см. табл. 155) : 1) кварцевых сиенитов, 2) субщелочных
гранитов, 3) субщелочных лейкогранитов, а в щелочной ряд плутонических пород
семейства (см. табл.157): 1) щелочных кварцевых сиенитов, 2) щелочных гранитов и
3) щелочных лейкогранитов.
Как уже отмечалось, границы между подгруппами гранитных пород по
содержанию кремнезема в 64 и 73% проведены, исходя из анализа фактического материала.
Отметим, что граница 73% SiO2 для унифицированности классификации продолжена
и в область щелочных кислых пород, хотя разделение стекловатых пантеллеритов и
1 Терминологической комиссией Петрографического комитета ОГГГ АН СССР рекомендуется
применять термин "риолит" вместо устаревшего в международном масштабе синонима "липарит". От
последнего отказались уже и итальянские геологи, хотя этот термин произошел от названия о-ва Ли-
пари в Италии.
535
Таблица 152. Классификация и характеристика кислых вулканических пород нормального ряда
Классификационные
признаки ряда
Граничные
содержания (в вес. %)
SiO,
Na,O + K,O
Типоморфные
минералы
Семейства горных пород
Граничные содержания в семействе
(в вес. %>
SiO,
Na, О + К, О
Типоморфные ± существенные
минералы семейств
виды горных пород
Типоморфные минералы видов
Граничные содержания типоморф-
ных и существенных минералов
видов (в об. %) *
Минеральный модальный состав
видов пород (в об. %)
Основная ь
Граничные содержания химических
компонентов видов (в вес. %)
SiO,
TiO,
AI,O,
Fe,O3
FeO
МпО
MgO
CaO
Na,O
K,0
Важнейшие петрохимические
характеристики видов (в вес-%) :
Na,O/K,O
(серия)
А1,ОЭ
ol -
Fe, O3 + FeO + MgO
Разновидности видов
1. По характерному существенному
или второстепенному минералу
> 64 (± 2)
< 7.5-8Д
PI (An, „ _4,), Fsp (санидин, ортоклаз), Q
Дацитоа
64-68
< 7,5-8,1
Q, Pt. Fsp, M,
Дацит
Q, PI, Fsp, M
PI 35-90
Q20-40
Fsp 0-25
М> 10
Стекло
PI 20-30
Bt 8-10
Am 5-10
Cpx 2-5
дасса (те же минералы и вулк
60-80
64,0-68,0
0,2-1,9
13,5-21,7
0,24-5,1
0,22-5,1
0,03-2,4
0,3-3,9
1,7-6,9
1,9-5,2
0,9-5,3
0,6-4,0
Калиево-натриевая
1,2-2,0
2-10
> 10
ПирокЬеновый, амфиболо-
вый, биотитовый, емфи-
бол-биотитовый
Ниэкощелочных риодацитов
>68
< 7,0
PI, Q, Fsp, ± M
Плагиориодацит
Q, P1
PI >90
Q> 20
Fsp < 10
Стекло
PI 25-40
Q5-10
Cpx 4-5
Am 4-5
Fsp 5-10
вническое стекло)
55-90
68,0-77,0"
0,0-0,7
13,0-17.0
0,0-3,0
0,2-2,5
0,0-0,2
0,0-1,5
0,1-4,0
3,0-6,6
0,5-4,0
4,0-10.1
Натриевая
1,3-2
2-10
1,2-4,0
Калиево-натриевая
1.3-10
> 10
Амфиболовый, биотитовый, амфибол-
биотитовый
536
> 64 (± 2)
< 7,5-8,1
PI (An, „_,,), Fsp (санидин, ортоклаз), Q
Низкощелочных риодацитов
>68
< 7,о ;
Pl.Q, F«P, ±M
Низкощелочной риодацит
Q, PI, Fsp
Q>20
10 < PI <65
90 > Fsp > 35
Стекло
Вкрапленники
PI 28-40
Am 4-5
Cpx 3-4
Opx 2-3
Основная
60-80
68,0-78.0"
0,0-0,7
11.0-16,0
0,0-3,0
0,5-2,5
0,0-0,1
0,1-1,2
0,4-3,5
2,0-4,2
2,2-4,6
1-2
Калиево-натриевая
3-10
> 10
Амфибол-биотитовый, биотито-
вый
Риодацитов
73>«О,>68
8.1 > Na,O + K,O> 7,0
Q, PI, Fsp. ± M
Риодацит
О. Fsp, PI
Q>20
10<PI<65
90 > Fsp > 35
Стекло
PI 10-16
O.5-10
Fsp 5-8
Bt 4-8
Am 3-6
Cpx 2-3
Opx 1 -2
масса (те же минералы и вулканичес
70-98
68,0-73,0
0,0-1 &
12,0-16,5
0,2-3,0
0,5-3,70
0,0-0,2
0,4-2.0
0.4-3,5
1./-5.6
2,4-6,3
0,4-2
Калиево-натриевая
0,2-0,4
Калиевая
3,0-10,0
Амфибол-биотитовый, биотитог
вый, редко пироксеновый
Риолитов (липаритов)
>73
8,1 > Na2O + K,O>7,0
Q, PI, Fsp
Риолит
Q, Fsp, PI
Q>20
10 < PI <65
90 > Fsp > 35
Стекло
PI 10-15
Q 10-15
Fsp 5-10
Bt 2-3
Am 2-3
Cpx 1-2
Opx 1 -2
<oe стекло)
75-90
73,1-78,3
0,0-0,5
12,0-15,0
0,0-1,5
0,4-2,6
0,0-1,0
0,0-1,0
0.3-3,0
0,8-6,0
1.2-6,6
0,4-5
Калиево-натриевая
2-10
>10
< 0,4
Калиевая
2-10
Амфибол-биотитовый, биотито-
вый
537
Таблица 152 (окончание)
2. По составу существенного
минерала
Калиево-натриевый полевой шпат
Пироксен
Амфибол
Слюда
3. По структуре
Без вкрапленников
С вкрапленниками •
Со стеклом (в об. %)
80-100 (Н2О < 1%)
(HjO> 1%)
50-80
20-50
0-20
Диопсидовый, авгитовый
Санидиновый, ортоклазовый и т.п.
Роговообманковый, гастингситовый
Истонит-сидерофиллитовый, сидерофил-
литовый, биотитовый
Афировый
Порфировый
Обсидиан, пемза
Перлит
Стекловатый
Богатый стеклом
Стеклосодержащий
В соответстви.. ~ №и1[л.,.,^
(Streckeisen, 1973), содержание
от суммы PI + Fsp
)ии с диаграммой, принятой, за минералогическую основу выделения видов плутонических пород
)), содержание Q — в об. % от суммы фельзических минералов, содержание PI и Fsp — в относ. %
комендитов, по мнению ряда специалистов, следует проводить по наклонной
граничной линии, проходящей через точки с координатами1 : SiO2 = 73, Na2O + K2O = 11;
SiO2 =70,6, №2О + К2О = 8,9% (MacDonald, Bailey, 1973).
В связи с тем, что кислые магматические породы характеризуются довольно
выдержанным минеральным составом, ассоциации типоморфных минералов семейств часто
оказываются близкими. Ассоциации типоморфных и существенных минералов, как
указывалось, позволяют выделить виды кислых магматических пород (см. табл. 152—
157). Для вулканических пород нормального ряда (см. табл. 152) выделены виды:
дацит (семейство дацитов), плагиориодацит и низкощелочной риодацит (семейство
низкощелочных риодацитов), риодацит (семейство риодацитов) и риолит в
одноименном семействе. В нормальном ряду плутонических кислых пород (см. табл. 153)
семейство гранодиоритов включает виды: гранодиорит (Q + PI + Fsp + М) и тоналит (Q + PI ±
± М), семейство низкощелочных гранитов — плагиогранит (Q + PI ± Fsp) и
низкощелочной гранит (Q + PI + Fsp), а семейства гранитов и лейкогранитов — одноименные виды
гранита (Q + Fsp + PI) и лейкогранита (Q + Fsp + PI).
Среди вулканических пород субщелочного ряда (см. табл. 154) выделяются виды:
трахидацит из одноименного семейства, щелочнополевошпатовый трахириодацит,
онгонит, трахириодацит (семейство трахириодацитов), щелочнополевошпатовый трахи-
риолит, онгориолит, трахириолит (семейство трахириолитов). Для плутонических
пород (см. табл. 155) это виды: кварцевый сиенит из одноименного семейства,
щелочнополевошпатовый гранит, микроклин-альбитовый и субщелочной двуполевошпато-
вый граниты (семейство субщелочных гранитов), аляскит, микроклин-альбитовый и
субщелочной двуполевошпатовый лейкограниты (семейство субщелочных
лейкогранитов) .
Для кислых щелочных вулканитов (см. табл. 156) виды полностью совпадают с
соответствующими семействами: щелочной трахидацит, пантеллерит, комендит.
Плутонические породы (см. табл. 157) содержат виды: нордмаркит и щелочной кварцевый сиенит
из семейства щелочных кварцевых сиенитов, щелочной щелочнополевошпатовый гранит
и щелочной микроклин-альбитовый гранит (семейство щелочных гранитов), щелочной
аляскит и щелочной микроклин-альбитовый лейкогранит (семейство щелочных
лейкогранитов) . (
В табл. 152—157 представлены граничные содержания типоморфных минералов
видов и интервалы содержаний главных породообразующих окислов. Общий химизм
породы имеет большое значение для отнесения к различным видам вулканических
'Обоснование границы раздела между пантеллеритами и комендитами по содержанию SiO,
приведено ниже при описании видов пантеллерита и комендита.
538
Санидиновый, ортоклазовый и т.п.
Диопсидоаый, авгитовый
Рогоаообманковый, гастингситовый
Истонит-сидврофиллитовый, сидеро-
филлитовый, биотитовый
Афировый
Порфировый
** В указанные значения химических компонентов включены также низкощелочные риолиты и плагиориолиты
с содержанием кремнезема > 73%. В таблице названия пород не отражены, так как в природе они редки.
пород, поскольку часто химический состав плутонических и вулканических аналогов
видов кислых пород близок. Такими аналогами для пород нормального ряда являются:
плагиогранит — плагиориодацит, низкощелочной гранит — низкощелочной риодацит,
гранит — риодацит, лейкогранит — риолит (липарит) ; для субщелочного ряда:
кварцевый сиенит — трахидацит, щелочнополевошпатовый гранит — щелочнополевошпатовый
трахириодацит, микроклин-альбитовый гранит — онгонит, субщелочной гранит — трахи-
риодацит и т.п. К сожалению, далеко не всегда виды значимо различаются между собой
по химическому составу. Минеральный состав является главным признаком вида.
Опытным петрографам удается оценить его и во многих вулканических породах. Когда
3to сделать невозможно, приходится ограничивать диагностику пород определением их
семейств.
Наряду с общим химическим составом виды охарактеризованы значениями
важнейших петрохимических параметров, к которым отнесены: 1) соотношение Na2O/K2O,
характеризующее калиевую, калиево-натриевую и натриевую серии кислых
магматических пород, 2) соотношение — (аГ), названное нами коэффициентом
Fe2O, + FeO + MgO
глиноземистости; высокоглиноземистые — (а Г = 1—2), весьма
высокоглиноземистые - (аГ = 2-10), крайне высокоглиноземистые - <аГ > 10). Этот
коэффициент (индекс петрохимической лейкократовости) отражает соотношение
полевошпатовой и темноцветной составляющих в минеральном составе кислых пород.
Граничные значения величины Na2O/K2O для указанных выше серий пород приняты
в соответствии с реальным распределением составов пород. В интервал величин этого
отношения 0,4—4,0 попадает подавляющее количество известных составов кислых
магматических пород, в том числе из генетически связанных серий пород. Мы не считали
возможным расчленять эту компактную по распределению величины Na2 O/K2 О группу
кислых пород и отнесли ее целиком к калиево-натриевой серии. Соответственно
породы, характеризующиеся значениями №2О/К2О < 0,4, мы отнесли к калиевой
серии, а при Na2O/K2O > 4,0 — к натриевой. Кислые породы калиевой и натриевой
серий значительно меньше распространены в природе, чем породы калиево-натриевой
серии.
Наиболее распространенными разностями для всех видов кислых магматических
пород являются калиево-натриевые и весьма высокоглиноземистые (см. табл. 152—
157). Реже проявляются натриевые серии (плагиограниты — плагиориодациты,
щелочные кварцевые сиениты и щелочные микроклин-альбитовые граниты) и калиевые
(граниты — риодациты, лейкограниты — риолиты, субщелочные лейкограниты — трахирио-
литы и т.д.) .
539
Таблица 153. Классификация и характеристика кислых плутонических пород нормального ряда
Классификационные
признаки ряда
Граничные
содержания
(в вес. %)
SiO,
Na2O + K2O
Типоморфные
минералы
Семейства горных пород
Граничные содержания в семействе
(в вес. %)
SiO2
NaaO + К26
Типоморфные ± существенные
минералы семейств
Виды горных пород
Типоморфные ± существенные
минералы видов
Граничные содержания типоморфных ±
± существенных минералов видов
(в об. %)*
Граничные содержания химических
компонентов видов (в вес. %)
SiOj
ТЮ,
AI2O3
Fe,O3
FeO
МпО
MgO
CaO
Na,O
K,0
Важнейшие петрохимические
характеристики видов (в вес. %)
Na,O/KjO (серия)
А1,О3
FeO + Fe2 Оэ+ MgO
Разновидности видов
1. По характерному существенному
или второстепенному минералу
> 64 (±2)
< 7,5-8,1
PI (Ап1О_5о) , Fsp, Q
Гра но дио ри то в
64-68
< 7,5-8,1
Q, PI, Fsp, + М
Грано диорит
Q, PI, Fsp, M
Q 20-60
90 > PI > 65
35 > Fsp> 10
64,0-68,0
0,2-1,9
13,8-19,8
0,24-3,5
0,22-5,1
0,0-0,2
0,3-3,9
1,8-6,9
1,9-5,2
1,2-5,3
0,5-2,8
Калиево-натриеаая
1,7-11,4
Тоналит
Q, PI, ± M
Q 20-60
PI > 90 '
Fsp< 10
64,0-68,0
0,3-1,0
13,5-21,7
1,3-5,1
1,4-5,3
0,05-0,2
0,9-3,3
1,7-6,3
2,2-5,0
0,2-3,6
0,9-3,7
Калиево -натриевая
1,7 3,3
Амфиболовый, биотитовый пироксен-амфиболовый,
амфибол-биотитовый и др.
540
> 64 (± 2)
< 7,5-8,1
PMAnlo_5()),Fsp, Q
Ниэкощелочных гранитов
>68
< 7.1
Q, PI, ± Fsp
Плагиогранит
Q, PI, ± Fsp
Q 20-60
PI > 90
Fsp< 10
68,0-772*
O,t-0,6
t2,0-17,5
0,5-3,0
0,2-3,0
Сл.-0,1
Сл.-1,5
0,2-3,5
3,5-7,0
0,2-2,6
3,9-27
Натриевая
2,3-5,8
1,3-3,9
Калиево-нат-
риевая
3,2-5,5
Амфибол-биотитовый, биотито-
вый, двуслюдяной, мусковито-
вый и др.
Низкощелочной гранит
Q, PI, Fsp
Q 20-60
10 < Р1< 75
90 > Fsp > 35
6в,0-77,02*
0,1-0,9
12,0-17,5
0.3-2,0
0,4-3,4
Сл.-0,1
0,4-1,7
1,0-4,0
2,0-4,2
2,5-5,2
0,4-3,2
Калиево-нат-
риевая
3,1-16,0
Гранитов3*
73 > SiOj > 68
8,1>№,О + К2О>7,0
Q, Fsp, PI
Гранют
Q, Fsp, PI
Q 20-60
10 < PI <65
90 > Fsp > 35
69,0-73,0
0,2-0,6
12,0-16,5
0,1-1,5
0,5-3,2
Сл.-0,2
0,1-1,6
0,4-2,5
2,2-4,9
2,6-5,0
0,5-1,6
Кал иево -натриевая
3,0-7,1
Амфибол-биотитовый, биотитовый,
двуслюдяной,
мусковитовый,
протолитионитовыи
и др.
Лейкогранитов3*
>73
8,1>Na2O+ K2O> 7,0
Q, Fsp, PI
Лейкогранит
Q, Fsp. PI
Q 20-60
10 < PI <65
90 > Fsp > 35
73,0-78,0
Сл.-0,6
12,0-15,5
0,1-1,9
0,40-2,2
СЛ.-1.0
Сл.-0,9
0,4-2,1
2,1-4,4
3,4-5,7
0,4-1,2
Калиево-натриевая
4,2-10
> 10
Биотитовый,
двуслюдяной,
протолитионитовыи.
амфибол-биотитовый, гранатсодержащий,
турмалиновый, тур-
малинсо держащий
541
Таблица 153 (окончание)
2. По составу существенного
минерала
Калиево-натриевый полевой шпат
Пироксен
Амфибол
Слюда
3. По структуре
4. По текстуре
Ортоклазовый, микроклиновый
Роговообманковый
Аннитовый, сидерофиллитовый
Порфировидные, равномернозернистые, крупно-, средне-,
мелко-, тонкозернистые, аплитовидные, пегматоидные
Массивные, гнейсовидные, полосчатые, пятнистые, миа-
роловые
В соответствии с диаграммой, принятой за минералогическую основу выделения видов
(Streckeisen, 1973, ) , содержание Q — в об. % от суммы фельзических минералов, содержание PI и
Fsp — в относ. % от суммы содержаний PI + Fsp,
" В указанные значения химических компонентов включены также низкощелочные плагиолейко-
граниты и низкощелочные лейкограниты с содержанием кремнезема > 73%. В таблице названия
пород не отражены, так как в природе породы редки.
Таблица 154. Классификация и характеристика кислых вулканических пород субщелочного ряда
Классификационные
признаки ряда
Граничные содержания
(в вес. %)
SiO2
Na2O + К2О
Типоморфные
минералы
Семейства горных пород
Граничные содержания в семействе
(в вес. %)
SiOj
Na,O + K2O
Типоморфные ± существенные
минералы семейств
Виды горных пород
Типоморфные 1 существенные
минералы видов
Граничные содержания типоморф-
ных ± существенных минералов
видов (в об. %) *
>64 (±2)
> 7,5-8,1
Fsp, Q, PI
Трахидацитов
64-68
> 7,5 4-8,1
Q, Fsp, PI, ±M
Трахидацит
Q, Fsp, PI, +M
20>Q> 5
90 > Fsp > 65
35 > PI > 10
Стекло
Трахириодацитов
68 < SiO, < 73
>8,1
• Q, Fsp, PI
Щелочнополево-
шпатовый трахи-
риодацит
Q. Fsp
Q> 20,
Fsp > 90
Стекло
Онгонит
Q, Fsp, Ab
Q> 20,
Fsp> 10,
Ab> 10
Стекло
542
Ортоклазовый, микроклиновый
Чарнокит
Роговообманковый
Сидерофиллитовый, мусковитовый
Ортоклазовый,
микроклиновый
Роговообманковый
Сидерофиллитовый,
мусковитовый
Ортоклазовый,
микроклиновый
Роговообманковый
Сидерофиллитовый,
мусковитовый
Порфировидные, равномернозернистые, крупно-, средне-, мелко-, тонкозернистые, аплитовидные,
пегматоидные
Массивные, гнейсовидные, полосчатые, пятнистые, миароловые
3* На данной стадии петрохимических обобщений двуполевошпатовые граниты в семействах
гранитов и лейкогракитов даны без разделения на поля За, 36, 4, как это сделано в классификации,
принятой Подкомиссией по систематике изверженных пород Международного союза геологических
наук (Streckeisen, 19732; Воробьева, Ефремова, 1973, 2. Классификация..., 1975). В семействе
низкощелочных гранитов на диаграмме Штрекайзена пл'агиограниты принадлежат полю 5, а
низкощелочной гранит — полю 4 (Streckeisen, 1973, , и др.) .
> 64 (± 2)
> 7,5-8,1
Fsp, Q, PI
Трахириодацитов
68 < SiO2 < 73
Q, Fsp, PI
Трахириодацит
Q, Fsp, PI
Q> 20,
10 < PI < 65,
90 > Fsp > 35
Стекло
Трахириолитов
> 73
Q, Fsp, PI
Щелочнополево-
шпатовый трахи-
риолит
Q, Fsp
Q > 20,
Fsp > 90
Стекло
Онгориопит
Q, Fsp, Ab
Q> 20,
Fsp > 10,
Ab > 10
Стекло
Трахириолит
Q, Fsp, PI
Q> 20,
10 < PI < 65
90 > Fsp > 35
Стекло
543
Таблица 154 (продолжение)
Минеральный модальный состав
видов пород (в об. %)
PI 10-15
Fsp 10-15
Bt 5-8
Am 2-5
Срх 1 -2
Вкрапленники
Fsp 12-18
PI 2-5
Орх1-3
Ab-37
Q 0,2-25
Fsp 0,3-22
Me 0-1,7
Основная масса
(Те же минералы и вулканическое стекло)
60-95 70-95
45-99
Граничные содержания химических
компонентов видов (в вес. %')
SiO2
тю,
AI2O,
Fe2O,
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K,0
64,0-68,0
0,05-1,5
14,0-18,0
0,2-4,0
0,0-5,5
0,0-0,5
0,1-4,0
0,5-4,5
3,5-7,0
3,0-7,0
70-73,0
0,0-0,2
12-13
1,2-1,5
0,3-0,8
0,0-0,2
0,0-0,1
0,2-0,8
2,5-3,5
4,2-6,8
68,0-73,0
0,0-0,1
14,5-19,0
0,2-0,6
0,0-0,9
0^0-0,3
0,0-0,5
0,0-1,0
3,5-7,1
2,5-4,6
Важнейшие петрохимические
характеристики видов (в вес. %)
Na,O/K2O (серия)
0,5-2,0
Капиево-натриевая
0,5-2
Калиево-натриевап
0,4-4,0
Капиево-натриеван
AI,O,
al =
Fe,O, + FeO + MgO
1,5-2,0
2-9
2-10
10-100
F + Li (в вес, %)
> 0,4
Разновидности видов
1. По характерному существенному
или второстепенному минералу
Пироксеновый,
амфиболовый,
биотитовый
и др
Саниди новый,
пироксеновый,
слюдяной
Слюдяной
2. По соыаву существенного
минерала
Калиевый и капиево-натриевый
полевой шпат
Саниди новый,
ортоклазовый
Саниди новый,
ортоклазовый
Санидиновый,
ортоклазовый,
микроклиновый,
амазонитовый
Пироксен
Авгитовый, геден-
бергитовый
Гиперстеновый
Амфибол
Роговообманко-
вый
Роговообманко-
вый
Слюда
Аннитовый,
биотитовый
Биотитовый
Протолитионито-
| вый, циннваль-
! дитовый, литиево-
!фенгитовый,
мусковитовыи
544
Ftp 10-15
PI 8-10
Q5-6
Bt4-6
Am 2-4
Cpx Ед. эн.
Орх Ед. зн.
65-98
68,0-73,0
0,1-0,7
12,0-16,0
0,1-3,0
0,0-3,0
0,0-0,5
0,0-1,5
0,5-3,0
0,5-6,0
3,5-9,7
0,5-1,5
Калиево-натриевая
1-2
2-10
Амфиболовый,
биотитовый и др.
Сани ди новый,
ортоклазовый
В к р<
Fsp 15-20
Q5-10
Bt4-5
Cpx 2-3
Ос но
(Те же минераль
60-90
73,0-76,0
0,0-0,4
12,1-13,5
2,1-2,9
0,5-0,8
0,0-0,1
0,0-0,2
0,1-0,4
2,8-3,5
4,3-6,9
0,5-2
Калиево-натриевая
2-10
Пироксеновый,
слюдяной
Саниди новый,
ортоклазовый
апленники
АЬ-18
Fsp 0,3-15
Q0-15
Me 0-0,3
вная масса
i и вулканическое ст
50-95
73,0-76,5
0,0-0,1
12,0-16,5
0,0-1,5
0,3-2,0
0,0-0,3
0,0-0,3
0,1-1,5
3,0-6,5
3,5-5.5
0,4-4,0
Калиево-натриевая
2-10
> 10
>0,4
Слюдяной
Саниди новый,
ортоклазовый,
микрокли новый,
амазонитовый
Гиперстеновый
Гастингситавый
Биотитовый
Роговообманковый
Биотитовый
Протолитионито-
вый, циннваль-
дитовый, литиеао-
фенгитовый,
мусковитовый
Fsp 10-15
Q8-12
PI 8-10
Bt1-5
екло)
50-99
73,0-77,5
0,0-1,0
11,5-16,5
0,0-3,5
0,1-2,5
0,0-0,1
0,0-1,0
0,0-2,5
2,0-6,0
3,5-8,0
0,4-1,5
Калиево-натриевая
2-10
> 10
0,0-0,4
Калиевая
1-2
>2
Биотитовый
Санидиновый, ортоклазовый
Гиперстеновый, авгитовый
Роговообманковый
Биотитовый
35. Зак. 971
545
Таблица 154 (окончание)
3. По структуре
Без вкрапленников
С вкрапленниками
Со стеклом (в об. %)
80-100 <Н2О < 1,0%)
Афировый
Порфировый
Обсидиан, пемза
Н2О > 1,0%
50-80
20-50
0-20
Перлит
Стекловатый
Богатый стеклом
Стеклосо держащий
В соответствии с диаграммой, принятой за минералогическую основу выделения видов
плутонических пород (Streckeisen, 1973t ), содержание Q - в об. % от суммы фельзических минералов,
содержание PI и Fsp — в относ. % от суммы содержаний PI +Fsp.
Таблица 155. Классификация и характеристика кислых плутонических пород субщелочного ряда!
Классификационные
признаки ряда
Граничные содержания
(в вес. %>
SiO2
Na2O + K2O
Типоморфные
минералы
Семейства горных пород
Граничные содержания в семействе
(в вес. %)
SiO2
Na2O + K2O
Типоморфные ± существенные
минералы семейств
Виды горных пород
Типоморфные минералы видов
Граничные содержания типоморфных
и существенных минералов видов
(в об. %)*
Граничные содержания .химических
компонентов видов (в вес. %)
SiO2
ТЮ2
А12О3
Fe2O3
FeO
МпО
MgO
CaO
Na2O
K2O
> 64 (± 2)
> 7,5 + 8,1
Fsp, PI, Q, ± M
Кварцевых
сиенитов
64-68
> 7,5-8,1
PI, Fsp, PI, M
Кварцевый сиенит
Q, Fsp, PI, M
20 > Q > 5
90 > Fsp> 65
35 > PI > 10
М > 10
64,0-68,0
Сл. -1,0
14,6-19,0
0,3-3,6
Сл.-5,1
Сл.-0,2
0,10-3,3
0,5-3,8
3,8-6,9
3,1-65
Субщелочных гранитов
68 < SiO2 < 73
Q, Fsp, ± PI
Щелочнополево-
шпатовый
гранит2*
Q, Fsp
Q 20-60
Fsp > 90
70,0-73,0
0,2-0,5
12,9-14,7
1,3-1,6
1,5-1,8
Сл.-0,5
0,3-0,70
0,9-1,2
3,5-4,5
4,2-5,1
Микроклин-альбич
товый гранит
Q, Fsp, Ab
Q 20-60
Fsp> 10
Ab> 10
69,0-73,0
Сл.-0,1
14,0-18,0
Сл.-1,3
Сл.-1,0
Сл.-0,6
Сл.-р,6
Сл.-0,9
2,3-7,0
2,6-8,5
546
Афировый
Порфировый
Обсидиан, пемза
>64 (±2)
> 7,5 ^8,1
Fsp, PI, Q, ± M
Субщелочных гранитов
68 < SiOj < 73
>8,1
Q, Fsp, ± PI -
Субщелочной двуполево-
шпатовый гранит3*
Q, Fsp,PI
Q 20-60
10 < И <60
90 > Fsp > 40
68,0-73,0
Сл.-0,7
13,0-16,5
Сл.-2,5
Сл.-3,5
Сл.-0,4
Сл.-2,6
0,1-2,5
2,5-5,0
3,6-5,7
Субщелочных лейкогранитоа
>73
>8,1
Q, Fsp, ± PI
Аляскит
Q, Fsp
Q 20-60
Fsp > 90
73,0-77,0
Сл.-0,3
11,5-14,6
0,6-1,7
0,4-1,5
Сл.-0,3
0,1-0,5
0,2-0,8
(редко 1-1,5)
3,4-4,6
4,4-5,0
Микроклин-альбито-
вый лейкогранит
Q, Fsp, Ab
Q 20-60
Fsp > 10
Ab>10
73.0-77,0
Сл.-0,2
12,0-16,5
Сл.-1.2
0,3-3,0
Сл.-0,2
Сл.-0,3
0,1-0,8
3,1-7,0
2,5-5,3
Субщелочной двуполе
во шпатовый лейкогра
нит3*
Q. Fsp, PI
Q 20-60
10 < PI <60
90 > Fsp > 40
73,0-77,0
Сл.-0,7
11,8-14,5
СЛ.-1.7
0.2-2,2
Сл.-0,8
Сл.-0,8
Сл.-1,9
3,1-4,5
4,0-5,7
547
Таблица 155 (окончание)
Важнейшие петрохимические
характеристики видов (в вес. %)
Na2O/K2O (серия)
А,, О,
FeO + Fe2O3 + MgO
Разновидности видов
1. По характерному и существенному
минералу
2. По составу существенного минерала
Калиево-натриевый полевой шпат
Амфибол
Слюда
3. По геохимическим признакам
С сблизкими к кларковым
содержаниям редких элементов
С повышенными по сравнению с
кпарковыми содержаниями пито-
фильных редких элементов и
фтора
4. По структуре
5. По текстуре
0,7-1,7
Калиево-натриевая
1,7 8,3
Пироксе новый,
амфйболовый,
биотитовый,
пироксен-амфи-
боловый,
амфибол-био ти то 8 ы й
и др.
Ортоклазовый,
микроклиновый
Гастингситовый
Аннитовый,
сидерофиллитовый
0,7-0,9
Калиево-натриевая
3,6-4,4
Амфйболовый,
биотитовый,
амфибол-биотито-
вый и др.
Ортоклазовый,
микроклиновый
Гастингситовый
Аннитовый
0,4-4,0
Калиево-натриевая
10-100
Биотитовый,
литионитовый,
двуслюдяной,
мусковитовый
и др.
Микроклиновый,
амазонитовый
Отсутствует
Циннвальдитовый,
лепи доли товый,
литиево-фенгито-
вый,
мусковитовый
Литий-фтористый
Порфировидные
Сахаровидные, пегматоидные, равномернозернистые, крупно-,
средне-, мелко-, тонкозернистые, аплитовидные
Миароловые, массивные, гнейсовидные,
стые
полосчатые, пятни-
*В соответствии с диаграммой, принятой за минералогическую основу выделения видов (Streckei-
sen, 1973lj2), содержание Q — в об. % от суммы фельзических минералов, содержание PI и Fsp — в
относ. % от суммы содержаний PI + Fsp.
" Субщелочные двуполевошпатовые граниты соответствуют полям За, 36 на классификацион-
548
0,4-1,4
Калиево-натриевая
2-9,5
Амфибол-биотитовый,
биотитовый, двуслюдя-
ной, мусковитовый
и др.
Ортоклазовый, микро-
клиновый
Роговообманковый
Сидерофиллитовый,
мусковитовый
Стандартный
Рапакиви
(вкрапленники обрастают олиго-
клазом)
Сахаровидные, пегматои/
аплитовидные
0,7-0,9
Калиево-натриевая
2-10
> 10
Амфибол-биотитовый,
биотитовый, фаялито-
8ЫЙ И Др.
Ортоклазовый, микро-
клиновый
Роговообманковый
Флогопитовый, аннито-
вый,
сидерофиллитовый
Литий-фтористый
Порфировидные
1ные, равномернозернис!
0,4-4,0
Калиево-натриевая
2-10
> 10
Биотитовый, литиони-
товый, двуслюдяной,
мусковитовый,
гранатовый, турмалиновый
и др.
Микроклиновый,
амазонитовый
Отсутствует
Протолитионитовый,
циннвальдитовый,
литиево-фенгитовый,
мусковитовый
гые, крупно-, средне-, мел»
0,5-1
Калиево-натриевая
4,4-9,0
Амфибол-биотитовый, биотитовый,
двуслюдяной,
мусковитовый, турмалиновый
И ДР.
Ортоклазовый,
микроклиновый
Роговообманковый
Сидерофиллитовый,
мусковитовый
Стандартный
<о-, тонкозернистые,
Миароловые, массивные, гнейсовидные, полосчатые, пятнистые
ной диаграмме, принятой ПЬдкомиссией по систематике изверженных пород Международного союза
геологических наук (Streckeisen, 1973; Воробьева, Ефремова. 19731-2; Классификация..., 1975),
а микроклин-альбитовые граниты и лейкограниты, аляскиты и щелочнополевошпатовые граниты —
полю 2.
549
Таблица 156. Классификация и характеристика кислых вулканичо1.лих пород щелочного ряда
Классификационные
признаки ряда
Граничные содержания
окислов (в вес. %)
Na2O + К,О
Типоморфные
минералы
Семейства горных пород
Граничные содержания в семействе
(в вес. %)
SiO2
Na2O + K2O
Типоморфные ± существенные
минералы семейств
Виды горных пород
Типоморфные * существенные
минералы видов
Граничные содержания типоморфных
и существенных минералов видов
(в об. %)
Граничные содержания химических
компонентов видов (в вес. %)
SiO2
TiO2
А12О3.
Fe2O,
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
Важнейшие петрохимические
характеристики видов (в вес. %)
Na2O/K2O (серия)
А12О,
з|' -
Fe2O, + FeO + MgO
Разновидности видов
1. По характерному существенному
или второстепенному минералу
> 64
> 8,1
У- 2)
-10,5
Fsp.Q, M
Щелочных трахи-
дацитов
64-68
> 9,8-10,5
Q, Fsp,± M
Щелочной трахи-
дацит
Q, Fsp, ¦ М
20 > Q;
Fsp > 90
Стекло
64,0-68,0
0,2-О.Э
10,5-16.0
0,5-8,0
0,3-6,0
0,1-0,4
Сл.-1,0
0.4-2,5
5,0-7,5
2,5-6,0
0,4-4,0
Калиево-
натриевая
2-10
0,0-0,4
Калиевая
2-10
Пироксеновый,
амфиболовый,
слюдяной и др
Пантеллерито'в
68 < SiO, < 73
> 9,8- 8,1
Q, Fsp, + М
(энигматит, эги-
рин-авгит, арфвед-
сонит, фаялит)
Пантеллерит
Q, Fsp, ±M
Q > 20;
Fsp > 90; М > 10
Стекло
68,0-73,0
0,1-0,6
8-10
0,6-6,0
Сл.-7,0
Сл.-0,4
Сл.-0,5
0,2-1.4
5,0-7,5
3,4-5,6
0,4-4.0
Калиево-нэтриевая
1-2
2-10
Пироксеновый,
амфиболовый,
энигма титов ый,
фаялитовый и др.
Комендитов
> 73
> 8,1
О, Fsp, t M
(эгирин, арфвед-
сонит и др.)
Комендит
Q, Fsp, + М
Q > 20;
Fsp> 90
Стекло
73,0-76,0
Сл.-0,3
8,9-12,0
0,6-3,0
1,0-4,0
Сл.-0,2
Сл.-0,2
0,1-0,5
4,2-6,5
4.2-5,0
0,4-4,0
Калиево-натриевая
1-2
2 10
Пироксеновый,
амфиболовый,
энигматитовый
и др.
550
Таблица 156 (окончание)
2. По составу существенного минерала
Калиево-натриевый полевой шпат
Пироксен
Амфибол
Слюда
По структуре
Без вкрапленников
С вкрапленниками
Со стеклом (в об. %)
80-100 (Н,О < 1,0%)
(Н^О > 1,0%)
50-80
20-50
0-20
Санидиновый, анортоклазовый, ортоклазовый
Эгирин-авгитовый, эгириновый, натриево-геденбергитовый
Катафоритовый, арфведсонитовый
Аннитовый
Афировый
Порфировый
Обсидиан, пемза
Перлит
Стекловатый
Богатый стеклом
Стек лосо держащий
* В соответствии с диаграммой, принятой за минералогическую основу выделения видов плутони
ческих пород (Streckeisen, 1973 , ,), содержание Q — в об. % от суммы фельзических минералов,
содержание PI и Fsp— в относ. % от суммы содержаний PI +Fsp.
Вид гранодиоритов бывает высоко-, весьма высоко- и крайне
высокоглиноземистым, тоналитов — высоко- и весьма высокоглиноземистым. Аналогичные вариации
характеристики аГ имеют место в виде дацита. Остальные виды кислых
магматических пород нормального ряда характеризуются весьма высоко- и крайне
высокоглиноземистым составом.
Для субщелочного ряда крайне высокоглиноземистый состав типичен для видов
микроклин-альбитовых гранитов и лейкогранитов, а также для онгонитов и онгорио-
литов. Эти породы отнесены к ассоциации литий-фтористых гранитов и онгонитов
(Коваленко, 197712; В.И. Коваленко, Н.И. Коваленко, 1976). Остановимся на
характеристике этих сравнительно новых пород несколько подробнее. Они не имеют ничего
общего с щелочными породами, кроме повышенных содержаний Na2O + Кг О, и, как
показано в цитированных выше работах, образуются в весьма кислотной обстановке.
Литий-фтористые граниты и их субвулканические аналоги — онгониты, с одной
стороны, и щелочные кислые породы — с другой, являются по многим признакам
геохимическими антиподами. Характерной чертой видов онгонитов и гранитов, входящих в
состав ассоциаций литий-фтористых гранитов, является наличие альбита и калиевого
полевого шпата (см. табл. 154—155) . Петрохимически эти породы отличаются от
большинства известных составов кислых пород предельно высоким коэффициентом глино-
земистости (с величиной A^O^AIFeO + Fe2O3 + MgO), равной 20—100), что может
служить главным петрохимическим признаком при выделении этих пород.
Распространение видов онгонитов и микроклин-альбитовых литий-фтористых гранитов и
лейкогранитов не менее широкое, чем распространение многих щелочных пород, специально
выделенных в петрографической номенклатуре и во всех классификациях
магматических пород, в том числе и отечественной. Виды литий-фтористых
микроклин-альбитовых гранитов и онгонитов важны не только как примеры своеобразных кислых
пород со специфическими минералами, химическим составом, структурами и
текстурами, но и как породы, потенциально рудоносные на олово, вольфрам и многие лито-
фильные редкие элементы. Ряд исследователей относит литий-фтористые граниты к
послемагматическим мьтасоматическим породам. Не исключая в принципе такой
возможности для некоторых конкретных массивов, отметим, что все же большинство
литий-фтористых гранитов характеризуется всеми признаками магматических пород
(Коваленко, 19771#2). Показательно, что литий-фтористые граниты имеют свои
субвулканические аналоги (онгониты), к которым близки известные топазсодержащие
риолиты и их стекла запада США (Shawe, Bernolds, 1966), а также Центральной
Монголии (Коваленко и др., 1979).
В предлагаемой классификации кислых магматических пород разновидности
выделены по характерному существенному (> 10%) или второстепенному минералу
(пироксеновые, амфиболовые, биотитовые и т.д.), по составу и структуре сущест-
551
Таблица 157. Классификация и характеристика кислых плутонических пород щелочного ряда
Классификационные
признаки ряда
Граничные содержания
окислов (в вес. %)
SiO,
Na,O + К. О
Типоморфные мине
ралы
Семейства горных пород
Граничные содержания для семейств
(в вес %)
SiO,
Na,O + К,О
Типоморфные минералы семейств
Виды горных пород
Типоморфные минералы видов
Граничные содержания типоморфных '
> существенных минералов видов
(в об. %) *
Граничные содержания химических
компонентов видов (в вес. %)
SiO,
TiO,
Al,6,
Fe", О,
FeO
MnO
MgO
CaO
Na,O
K,~O
Важнейшие петрохимические
характеристики видов (в вес. %)
Na,O/K;O (серия)
А1:О,
з |' - *
Fe,O3 + FeO + MgO
1. По характерному существенному
или второстепенному минералу
2. По составу существенного
минерала
Калиевый и калиево-натриевый
полевой шпат
¦64 (< 2)
¦ 8,1-10,5
alk Am, alk Px, Ab
Щелочных кварцевых сиенитов
64-68
> 9,8-10,5
б, Fsp, Ab, M
Нордмаркит
Q, Fsp, Aeg
(Arf, Rbc)
20 > Q > 5
Fsp > 90
PI < 10
62,0-68,0
0,2-0,9
16,0-18,6
0,8-3,2
0,6-3,8
0,0-0,3
0,1-0,9
0,5-1,9
5,0-6,7
4,8-6,8
0,4-4
Кал иево-натриевая
3 7,5
Щелочной кварцевый сиенит
Q, Fsp, Ab, Aeg
(Arf, Rbc)
20 > Q > 5
Fsp> 65-90
PI 10-35
64,0-68,0
0,03-1,0
14,5-19,0
1,6-4,0
0,3-5,0
0,01-0,2
0,1-2,0
0,1-2,0
3,0-10,0
3,1-5,0
> 4
Натриевая
0,4-4
Кал
иево-натриевая
2-7,2
Пирсксеновый, амфиболовый, пироксен-амфиболовый
Ортоклазовый
>64 <± 2)
> 8,1 -10,5
alk Am, alk Px, Ab
Щелочных гранитов
68 < SiO, < 73
> 9,8-8,1
Q, Fsp, M, Ab
Щелочной щелочнополе-
вошпатовый гранит
Q, Fsp, Arf (Aeg)
Q 20-60
Fsp > 90
68,0-73,0
0,2-0,4
9-13,6
1,8-5,0
0,7-5,00
Сл.-0,4
Сл.-О.З
0.3-1,5
3,5-5,0
4,3-5,0
0,8-1,0
Калиево-натриевая
1,0-5,5
Пироксеновый, амфи-
боловый, пироксен-
амфибол-биотитовый,
энигматитовый и др.
Микроклиновый
Щелочной микроклин-альбито-
вый гранит
Q, Fsp, Ab, Arf (Aeg)
Q 20-60
Fsp > 10
Ab > 10
69,6-73,0
0,2-0,8
5,1-14,6
1,8-13,2
0,6-4,1
Сл.-0,5
Сл.-0,3
0,3-0,9
3,2-7,6
0,3-4,9
9,2
Натриевая
1,5
Калиево-
натриевая
1,2-5,8
Пироксеновый, амфиболовый,
лироксен-амфиболоеый,
амфибол-биотито-
вый, пироксен-слюдяной,
эльпидитовый и др.
Микроклиновый
Щелочных лейкогранитов
>73
> 8,1
Q, Fsp, Ab
Щелочной аля-
скит
Q, Fsp, Arf (Aeg)
60 > Q > 20
Fsp > 90
PI < 10
73,0-76,0
Сл.-0,3
9,4-13,5
1,8-3,0
1,0-1,5
Сл.-0.2
Сл.-О.З
0,3-0,6
3,8-5,1
4,3-5,0
0,8-1,0
Калиево-натриевая
2.0-4,5
Пироксеновый,
амфиболоаый,
пироксен-амфи-
боловый, фая-
литовый,
амфибол-биотитовый,
энигматитовый
и др.
Ортоклазовый,
микроклиновый,
амазонитовый
Щелочной
микроклин-ал ьбитовый
пейкогранит
Q, Fsp, Ab, Arf (Aeg)
60 > Q > 20
Fsp > 10
Ab > 10
73,0-76,0
Сл-0,8
8.8-12,8
1,6-4.4
0,6-3,3
Сл.-0,3
Сл.-0,4
0,2-0,7
2.2-5,0
4,1-^6,0
1,0-1,2
Калиево-натриевая
1,1-5,0
Пироксеновый,
амфиболовый,
пироксен-амфиболов ый,
пироксен-слюдяной
амфибоп-слгадпной
Микроклиновый
5S3
Таблица 157 (окончание)
П и ро к се н
Амфибол
Слюда
3. По структуре
4. По текстуре
Эгирин-авгитовый, эгириновый
Катафоритовый, арфведсонитовый, эккерманитовый
Аннитовый
Порфировидные, равномернозернистые, крупно-, средне-,
мелко-, тонкозернистые, аплитовидные, пегматоидные,
гранофировые, сахаровидные
Массивные, гнейсовидные, полосчатые, слоистые,
пятнистые, миароловые
* В соответствии с диаграммой, принятой за минералогическую основу выделения видов (Stre-
ckeisen, 1973, ,), содержание Q — в об. % от суммы фельзических минералов, содержание PI и Fsp —
в относ. % от суммы содержаний PI + F sp.
2* Щелочные микроклин-альбитовые граниты и лейкограниты, щелочные аляскиты и щелочные
венного и второстепенного минерала (санидиновые, ортоклазовые, микроклиновые,
амазонитовые, диопсидовые, авгитовые, гастингситовые, сидерофиллитовые, эгирино-
вые, арфведсонитовые, циннвальдитовые, лепидолитовые и др.), а также по структуре
и текстуре пород. По структуре плутонические породы подразделяются на порфиро-
видные и равномернозернистые, крупно-, средне-, мелко-, тонкозернистые,
аплитовидные, пегг/этоидные и т.п., по текстуре — массивные, гнейсовидные и т.д.
Специальной структурной разновидностью вида субщелочного гранита является гранит рапакиви.
Структурные разновидности кислых вулканических пород могут быть
порфировыми и афировыми. По содержанию стекла в основной массе эти породы разделены
(Streckeisen, 1978) на: 1) стекла: обсидианы, пемзы и перлиты (80—100% стекла),
2) стекловатые E0—80% стекла), 3) богатые стеклом B0—50% стекла), 4) стекло-
содержащие @—20% стекла) .
Проведенные в последние годы исследования (Наседкин, 1963; 1975) показали,
что физические свойства стекол (окраска, твердость) зависят от содержания воды.
По этому признаку все кислые стекла целесообразно разделить на обсидианы и перлиты.
К обсидианам следует относить стекла, содержащие менее 1% Н2О, к перлитам — более
1% воды. Перлит и обсидиан могут встречаться совместно в пределах одного штуфа.
Для субщелочных пород выделены разновидности по геохимическим признакам:
литий-фтористый, стандартный (Коваленко, 197712) и др.
Уместно напомнить, как в соответствии с предлагаемой классификацией
конструировать название магматических кислых пород. Названия важнейших видов кислых пород
приведены в табл. 152—157, из которых следует, что основу названий большинства
видов кислых горных пород, поскольку они практически не имеют собственных
названий, как, например, некоторые основные породы (муджиерит, шошонит, гавайит
и др.) , составляет название семейства, которое отражает принадлежность к классу,
группе и ряду. Таким образом, в название вида чаще всего входит название
семейства и специфика минерального состава. В более редких случаях имеются
собственные названия видов (пантеллерит, комендит, аляскит, онгонит). Для полной
характеристики видов в некоторых специальных случаях (например, при металлогенических
исследованиях) желательно приводить полное название пород. Например, "щелочной
гранит калиево-натриевый высокоглиноземистый". Если петрохимическая
характеристика породы достаточна только для выделения серий, то порода называется
"щелочной гранит калиево-натриевый".
Название разновидностей строится таким образом, чтобы их ранговая
характеристика была перед названием вида или семейства. Например, "порфировый биотитовый
трахириолит" (с дополнением, если нужно, калиево-натриевый высокоглиноземистый)
и т.п.
554
Эгириновый
Катафоритовый, арф-
ведсонитовый, рибе-
китовый
Арфведсонитовый,
рибекитовый
Катафоритовый,
арфведсонитовый, рибекитовый
Арфведсонитовый,
рибекитовый
Аннитовый
Аннитовый, полилитионито-
вый
Аннитовый
Аннитовый, поли-
литионитовый
Порфировидные, равномернозернистые, крупно-, средне-, мелко-, тонкозернистые, аплитовидные,
пегматоидные, гранофировые, сахаровидные
Массивные, гнейсовидные, полосчатые, слоистые, пятнистые, миароловые
щелочнополевошпатовые граниты соответствуют полю 2 классификационной диаграммы, принятой
Подкомиссией по систематике изверженных пород Международного союза геологических наук
(Streckeisen, 197312; Воробьева, Ефремова, 197312; Классификация..., 1975) .
При диагностике кислых стекол к традиционным названиям "обсидиан", "перлит"
и т.п. рекомендуется добавлять в качестве прилагательного название риолитовый
(липаритовый) обсидиан калиево-натриевый высокоглиноземистый. При более общей
характеристике стекол можно использовать термины с приставкой гиало (гиалотрахи-
дацит калиево-натриевый высокоглиноземистый и т.п.).
В заключение отметим, что имеются некоторые расхождения между петрохимиче-
ской номенклатурой кислых магматических пород и рекомендованной
(Классификация..., 1975) по количественно-минеральному составу, где в поле 4
классификационной диаграммы показан лишь гранодиорит и не указан гранит, имеющий те же
соотношения салических минералов. Вместе с тем такое понятие, как "гранодиорит", петро-
химически определяется содержанием БЮг 64—68%, а гранит со сходными
соотношениями салических минералов содержит более 70% SiO2. Этот факт требует внесения
некоторых уточнений в диаграмму гранитоидов по количественно-минеральному
составу, рекомендованному в международном масштабе, а именно: следует показать
существенно плагиоклазовый гранит, как это делалось М.П. Кетрис и Б.К. Львовым A968),
наряду с гранодиоритами, как это принято на классификационной диаграмме
(Классификация..., 1975). Подобное уточнение своевременно было сделано в поле 5, где
наряду с тоналитами показаны плагиограниты, имеющие одинаковые соотношения
салических минералов, но так же, как гранодиориты и существенно плагиоклазовые
граниты, различающиеся по составу плагиоклаза и содержанию темноцветных
минералов.
Противоречие проявляется и в том, что в связи с довольно широкими
вариациями содержания кварца во многих видах кислых магматических пород каждое из
семейств гранодиоритов, гранитов, лейкогранитов, выделенное по содержанию SiC>2,
теоретически может включать все минералогические виды, показанные в табл. 153.
В реальных природных составах кислых магматических пород нормального ряда это
противоречие почти не проявляется, поскольку в них, как правило, рост
содержания SiC>2 сопровождается уменьшением отношения плагиоклаза к щелочному
полевому шпату, т.е. петрохимический переход от гранита к ло кограниту коррелирует-
ся с уменьшением содержания плагиоклаза и увеличением содержания щелочного
полевого шпата. Исключением из этой корреляции являются плагиоклазовые грани-
тоиды, которые в семействе гранодиоритов названы тоналитами, а среди гранитов
выделены в вид собственно плагиогранитов. В некоторых случаях отмечаются
также соотношения фельзических минералов в кислых породах, характерные для вида
гранодиорита, хотя содержание SiC>2 в них выше 68%. Таких случаев немного, но
они есть. В связи с этим предложенную классификацию следует рассматривать как
статистически обобщенную. Дальнейшее развитие рассматриваемой классификации
555
70 I— Семейство
трахиЭацитов
Семей cmfo дацитоЬ
CcMiucmio
mpaxupuodaifumol
Семейства
трахириалито!
Семейство риодацитов Семейство риолитов
Семеает/а низкощелочних риодацитав
11
7V
П SiO
64 М 6S Ц j
Рис. 91. Положение семейств кислых вулканических пород нормального и субщелочного рядов 8
координатах SiO2 — (Na2O + К, О)
га -
Семейство нварце -
8ых саенцтаб
CeueacmSo
гранодпвритоб
Семваст/о субщелочиых
граните!
Семейство гранита!
СешепстНа субщелочных
лейкогранитаб
Свмвйстдо лейквгранцтоЬ
1_
h *-
Свиейстба ниакащелочных гранитоЗ
i i i |*
S -
64 66 68 70 72 7V 75 Ыьвес.'/.
Рис.92. Положение семейств кислых плутонических пород нормального и субщелочного рядов в
координатах SiO2 — (Na, О + К, Oi
должно быть направлено на уточнение конкретных корреляционных связей между
минеральным и химическим составом кислых магматических пород и на выявление
средних химических и минеральных составов видов и важнейших разновидностей
таких пород.
ОПИСАНИЕ КИСЛЫХ ПОРОД
КИСЛЫЕ ПОРОДЫ НОРМАЛЬНОГО РЯДА
Вулканические породы
В эту группу включены породы четырех семейств с довольно широкими
вариациями химического и минерального состава: 1) дацитов, 2) низкощелочных риодацитов,
3) риодацитов и 4) риолитов. Главное классификационное значение в их
подразделении имеет содержание кремнезема и №2О + К2О. В семействе дацитов содержание
SiO2 (в вес. %) составляет 64—68, в семействах низкощелочного риодацита и рио-
даци'та — 68—73 и в семействе риолитов — более 73. Содержание щелочей (К2О +
+ №2О) в дацитах колеблется от 5 до 8,1, в риодацитах второго .и третьего
семейств от 4 до 8,1, в риолитах от 7 до 8,1%. Для пород каждого из названных
семейств характерны также довольно широкие колебания в содержании СаО,
глинозема и окислов железа. Изменение химического состава от дацита к риолиту
сказывается на минеральном составе и внешнем облике пород. Дациты, как правило, бо-
556
лее меланократовые, в них более четко выражено порфировое строение и менее
четко по сравнению с риолитами — флюидальность. Очень редко в дацитах присутствует
обычный в" риолитах кварц, но количество цветных минералов (пироксены, роговая
обманка) в них резко возрастает.- Кроме того, стекловатые разновидности пород
для дацитов менее характерны, нежели для риолитов.
Каждое из вышеуказанных семейств состоит из одного вида того же
наименования, за исключением семейства низкощелочных риодацитов, представленного двумя
видами: 1) плагиориодацитов и 2) низкощелочных риодацитов.
Типоморфные особенности минерального состава выделенных видов указаны в
табл. 152. Главными минералами видов кислых вулканитов нормального ряда
являются: Q + PI + Fsp, к которым в дацитах прибавляется темноцветный минерал (>10%).
В плагиориодацитах отсутствует калиевый полевой шпат.
Риолиты, риодациты и дациты образуются на различных стадиях формирования
континентальной и океанической коры. Кислые вулканиты образуют ассоциации,
которые можно разделить на три большие группы: ассоциации кислых вулканических
пород океанов, кислых пород зоны их складчатого обрамления и кислых пород
континентов.
В океанах кислые породы участвуют в образовании океанических хребтов и
островных дуг. В зависимости от типа океанического бассейна они характеризуются
определенной спецификой состава. В Тихоокеанской цепи океанических гор (острова
Пасхи, Сала и Гомес, Сэндвичевы и др.) риолиты обычно ассоциируют с базальтами.
На склонах крупных базальтовых вулканов расположены купола оливиновых дацитов
и более мелкие купола и дайки риолитов. Для риолитов характерны преобладание
К2О над №2О и пониженная железистость. Риолиты вместе с базальтами образуют так
называемую контрастную серию, или, по Ю.А. Кузнецову, формацию базальта — рио-
лита. В Атлантической цепи (острова Тристан-да-Кунья, Вознесения, Исландия)
риолиты образуют дайки, купола и сравнительно короткие потоки {Тернер, Ферхуген,
1961; Барт, 1961). Наиболее крупные объемы риолитов по масштабам проявления
известны на о-ве Исландия (Герасимовский, Поляков, 1980). Так же, как и в
предыдущем случае, они ассоциируют с базальтами; андезиты здесь практически отсутствуют.
По химическому составу и ассоциации с другими породами риолиты Средиземного
моря занимают обособленное положение. Риолиты и их стекловатые аналоги — обсидиа-
ны Липарских островов (Липари, Филикуди) содержат повышенное количество калия
(Заварицкий, 1950). Характерна ассоциация риолитов с дацитами и андезитами. На
островах Эгейского моря (Санторин, Милос, Эгина) имеются кислые породы,
аналогичные кислым породам Липарских островов. Кислые вулканические породы также
установлены в подводном хребте Индийского океана (острова Св. Павла, Маврикия,
Кергелен и др.). По петрографическим признакам они близки к кислым породам
Атлантического океана (Nongier, 1965).
В островных дугах кислые породы распространены значительно шире, нежели в
пределах океанов. В пределах Тихого океана к островным дугам относятся Камчатка,
Курильские острова, Японские острова (Горшков, 1967), в Атлантическом океане —
островная дуга Карибского моря, в Индийском — Индонезийская островная дуга. Для
раннеорогенного этапа развития островных дуг характерна ассоциация
базальт—андезит—дацит—натриевый риолит. В этих вулканических комплексах преобладающей
разновидностью является андезит, составляющий обычно 50—60% общего объема
вулканических пород. Базальт играет резко подчиненную роль. На кислые породы
приходится до 25—30% объема пород. Андезиты обычно образуют крупные
вулканические постройки, прошедшие все стадии развития от стратовулкана до кальдеры.
В центре кальдеры размещаются дацитовые и риолитовые купола (острова Симушир,
Кунашир Курильской гряды, вулканические комплексы Центральной Камчатки).
Кислые вулканические породы также характерны для позднеорогенного этапа
формирования островных дуг. При этом возрастает роль андезитов и риолитов. По
соотношению щелочей риолиты — калиево-натриевые.
Кислые породы окраинно-континентальных вулканических поясов рассмотрим
на примере Охотско-Чукотского пояса (Устиев, 1959з; Белый, 1978). В пределах
этой структуры базальт-андезитовая ассоциация раннего мела сменяется
верхнемеловыми риолитами завершающей стадии вулканизма. С кислым Вулканизмом связано
формирование рирлитовой формации, по Ю.А. Кузнецову A964). В зоне вулканиче-
557
ского пояса риолиты образуют острова площадью до 50—100 км2 каждый. Первое
место в общем объеме вулканических пород занимают андезиты E0—60%), на втором
месте находятся риолиты C0—40%) и на третьем — базальты. Характерно, что рио-
литовый вулканизм оторван во времени от андезитового и базальтового и во многих
случаях играет самостоятельную роль. Кислые породы подобного типа характерны
и для других окраинно-континентальных поясов: Сихотэ-Алинского,
Восточно-Китайского, а также для горных цепей, протягивающихся вдоль тихоокеанского побережья
Северной и Южной Америки.
Кислый вулканизм внутриконтинентальных подвижных зон подразделяется на
раннеорогенный (геосинклинальный) и посторогенный. Примером кислого
вулканизма, проявившегося в геосинклинальную стадию развития
внутриконтинентальных подвижных зон, является каледонский вулканизм Ал^ае-Саянской и герцин-
ской Уральской геосинклинальных областей. В пределах Алтае-Саянской
геосинклинали последовательно сформировались следующие формационные комплексы:
натриевых базальтов1 (спилито-диабазовая), натриевых базальтов — риолитов
(липаритов) (спилито-кератофировая). В Уральской вулканической области выделяется
также формация натриевых базальтов — риолитов (липаритов) • (спилито-кварцево-
альбитофировая контрастная ассоциация).
Для кислых вулканитов характерна существенно натриевая специализация петро-
химических признаков. Аналогичные ассоциации характерны в СССР для Рудного
и западной части Горного Алтая и Джунгарского Алатау (Чернов, 1955); за рубежом —
для системы Берегового хребта, для Каскадных гор, Колумбийского плато (Северная и
Южная Америка), для Центральной Европы, Англии, Нового Южного Уэльса в Австралии
(Park, 1946; Waters, 1955).
Кислый вулканизм посторогенной стадии развития и зон активизации широко
проявлен в третичное—раннечетвертичное время в пределах Малого Кавказа, Нижне- и
Верхне-Чегемском районах Северного Кавказа (Соболев, 1959]), Карпато-Родопской
вулканической системы (Короновский, Солодкова, 1964), в Альпах, Динарских
горах, в Австралии (Bean, 1974). Кислые вулканиты зон активизации альпийского
типа характеризуются примерно равными соотношениями натрия и калия, а также
высоким содержанием глинозема и кальция.
Семейство дацитов
Дацит
Термин "дацит" происходит от названия местности Дакии (Daccia) расположенной
к югу от горной системы Южных Карпат. Семейство представлено одним видом —
дацита.
Внешний вид, текстура. Дацит — серая, иногда розовато-серая порода с массивной
и флюидальной текстурой. Флюидальность или полосчатость в большинстве случаев
выражена нечетко. В полосчатых дацитах обычно чередуются полосы темно-серой и
розовато-серой окраски. Для дацитов характерна четко выраженная порфировая
структура. Количество вкрапленников обычно составляет 15—20%, иногда до 25—50%.
Средний размер вкрапленников 0,5—2 мм, в мегапорфировых разновидностях до 10—15 мм.
Стекло в основной массе дацитов довольно распространено, однако полностью
стекловатые породы встречаются относительно редко. Стекло — макроскопически темно-
серое и черное, непрозрачное. Встречаются пузыристые и пемзовые разновидности
дацита.
Минеральный состав, структура, последовательность кристаллизации. Среди
дацитов встречаются порфировые и афировые разновидности. Как уже отмечалось,
наиболее широко распространены дациты порфировой структуры. Они состоят из
вкрапленников и основной массы. Среди вкрапленников наиболее часто встречаются
плагиоклаз, амфибол, реже моноклинный и ромбический пироксены, еще реже кварц,
оливин, гранат. Акцессорные минералы: апатит, ильменит, магнетит. Калиево-натрие-
вый полевой шпат, как правило, во вкрапленниках отсутствует.
Плагиоклаз отмечается наиболее часто. Он образует призматические кристаллы до
5—15 мм по длинной оси с зональным строением. Центральная зона состоит из лаб-
1 Здесь и далее названия формаций даны в соответствии с изданием "Магматические формации СССР"
A979). В скобках приведены названия формаций, не рекомендуемые для употребления.
558
радора, краевая — из андезина, реже олигоклаза. Амфибол — широко
распространенный минерал вкрапленников. Он может быть представлен базальтической или
обыкновенной роговой обманкой. По составу амфибол
железисто-магнезиально—кальциевый, обычно содержит (в вес. %) : SiO2 43-49; ТЮ2 1,4-1,8; AI2O3 6-9; Fe2O3
5-9; FeO 8-19; MnO 0,3-0,6; MgO 13-15; CaO 9-10; Na2O 1-1,5; K2O 0,2^1,2;
H2O+ 1,5—2 (данные автора). Встречаются разновидности с высоким содержанием
ТЮ2 (доЗ%).
Моноклинный пироксен имеет темно-зеленую окраску. Для дацитов характерны
хорошо образованные призматические кристаллы. В большинстве случаев
моноклинный пироксен представлен авгитом, содержащим примерно равные количества
окислов жалеза, кальция и магния. Наиболее часто встречаются пироксены следующего
состава (в вес. %): SiO2 47-51; TiO2 0,4-0,66; AI2O3 1,1-3,5; Fe2O3 1,93-3,0; FeO
5,8-10,00; MnO 0,0-0,7; MgO 13-15; CaO 19-20; Na2O 0,6-0,5; K2O 0,0-0,2
(данные автора). Иногда в пироксене отмечается довольно значительное количество
Мп, которое возрастает с увеличением железистого компонента. В дацитах о-ва Ар-
ран и Японских островов был встречен кальциево-железистый пижонит.
Ромбический пироксен образует призматические кристаллы до 0,08—2,5 мм по
длинной оси, цвет его коричневый. По составу ортопироксен
железисто-магнезиальный, содержание окислов железа до 17—27%, магния — 15—23%. В большинстве
случаев пироксен относится к гиперстену и феррогиперстену, весьма редко встречается
бронзит (Kuno, 1954). Количество ромбического пироксена в породе^ может
достигать 3-4%.
Биотит типичен для вкрапленников дацитов. Химический состав биотита
следующий (в вес. %): SiO2 36-37,0; ТЮ2 3,2-6,0; AI2O3 12,7-14,2; Fe2O3 4,80-8,90;
FeO 12,1-8,6; MnO 0,0-0,5; CaO 0,0-0,80; Na2O 0,0-0,80; K2O 7,8-8,3; H2O+
3,4—4,73. Для биотитов, которые кристаллизовались в приповерхностных условиях
при высокой фугитивности кислорода, характерно высокое содержание
трехвалентного железа. В шлифе они имеют красно-бурую окраску. В большинстве известных
случаев биотит относится к анниту. Вокруг биотитов часты каемки титаномагне-
тита, сравнительно редко встречаются кристаллы биотита с венцовыми оторочками
роговой обманки.
Кварц в виде вкрапленников встречается редко. В шлифе зерна его обычно имеют
округлую форму, реже встречаются кристаллы скелетного роста.
Гранат отмечен в дацитах Северной Европы, Закарпатья (район Мукачево, Чина-
даево) и прилегающих вулканических областей Венгрии и Чехословакии. Зерна его
диаметром 0,2—2,4 мм обычно хорошо огранены, причем преобладает комбинация
граней тетрагон-триоктаэдра и ромбододекаэдра. Наиболее распространены гранаты
с высоким содержанием альмандинового минала, до 60—77%. В дацитах Северной
Англии описаны гранаты следующего состава (в вес.%): SiO236—37; AI2O3 21—22;
FeO 34-35; MnO 2,5-3; MgO 3-3,5; CaO 1,2-1,5. Встречаются зональные гранаты.
Ядро в них обогащено Fe, периферия — Mg (Fitten, 1972). В Закарпатье и
Чехословакии известны гранаты и с высоким содержанием Мп (до 45% спессартиновой
составляющей) (Соболев и др., 1947).
Оливин встречается относительно редко. Оливиновые дациты наиболее характерны
для островных дуг (Мархинин, 1957; Поляков и др., 1976). Оливин в дацитах
представлен железистой разновидностью — фаялитом (Наседкин, 1963). Рудные'минералы
вкрапленников дацитов представлены главным образом магнетитом и ильменитом.
Значительно реже встречается шпинель. Иногда шпинель находится в тесном
прорастании с ильменитом. Некоторые магнетиты характеризуются значительным
содержанием марганца. В виде редких находок отмечен магнезиоферрит.
Вкрапленники дацитов часто подвергнуты вторичным изменениям, b дацитах,
залегающих среди эффузивов мезозойского и более древнего возраста, вторичные
изменения выражаются в уралитизации пироксенов, хлоритизации и эпидотизации
амфибола и биотита, серицитизации полевых шпатов. В более молодых эффузивах
вторичными изменениями обычно охвачены локальные участки вулканических тел.
Вкрапленники при этом замещаются серой, опалом (кальдера Головнина, о-в Куна-
шир), каолинитом, алунитом (Закарпатье). Биотиты и амфиболы в дацитах часто
опацитизированы. Появление опацитовых каемок связано с резким изменением
условий кристаллизации и, в частности, возрастанием летучести кислорода.
559
Состав основной массы дацитов по сравнению с составом породы заметно обогащен
кремнеземом. Типичный состав основной массы дацита (среднее из 5 ан., в вес. %):
SiO2 69.76; ТЮ7 0.19; AI2O3 15.48; Fe2O3 0.41; FeO 1,66; MnO 0,04; MgO 1,89;
CaO4,28; Na2O3,96; K2O0,94; H2O0,39; сумма 100 (данные автора).
Главные минералы основной массы: плагиоклаз, щелочной полевой шпат, кварц,
амфибол, пироксен, рудный минерал, реже встречаются другие модификации
кремнезема (кристобалит, тридимит). Первичные пустоты в пористых разновидностях дацита
обычно инкрустированы кристобалитом и реже тридимитом, изредка встречаются
агрегаты амфибола и магнезиально-железистой слюды. Весьма распространенной фазой
основной массы является стекло. В большинстве случаев основная масса дацитов
состоит из микролитов и лейст лейкократовых и меланократовых минералов и стекла.
Реже встречаются зернистая и сферолитовая структуры. В зависимости от соотношения
между микролитами и стеклом выделяются три главные разновидности основной
массы: гиалопилитовая, микролитовая и пилотакситовая.
Гиалопилитовая структура состоит из микролитов и стекла (Половинкина, 1966).
Количество стекла обычно составляет 50% и более. При таком соотношении этих двух
фаз микролиты оказываются разобщенными друг от друга. В большинстве случаев
микролиты ориентированы. Они могут быть распределены равномерно по всему объему
породы или быть сгруппированы в полосы. Микролиты представлены плагиоклазом
и моноклинным пироксеном, реже амфиболом. Внутри призматических кристаллов
часто встречаются зерна рудного минерала (Табл. XXXII, а).
Микролитовая структура состоит из кристаллических образований (более 50%
объема породы) и стекла. Основными минералами являются плагиоклаз и пироксен,
в подчиненном количестве может присутствовать щелочной полевой шпат.
Микролиты могут быть распределены равномерно или образовывать полосы (см.
Табл. XXXII, б). Содержание стекла в микролитовой структуре может варьировать
от 10 до 50%.
Пилотакситовая структура в дацитах встречается относительно редко, главным
образом в тех разновидностях, которые по составу приближаются к андезиту. Содержание
стекла в этом случае обычно не превышает 10% (см. Табл. XXXII, в). Микролиты
обычно соприкасаются друг с другом. Большая часть из них относится к плагиоклазу.
Пироксен, амфибол или биотит образуют включения в плагиоклазе. В интерстициях
между микролитами присутствует щелочной полевой шпат и кварц, иногда стекло.
Микролиты расположены параллельно и подчеркивают флюидальную текстуру породы.
Сферолитовая структура для дацитов менее характерна. Сферолиты состоят из
волокнистых агрегатов одного калиево-натриевого полевого шпата или вместе с
кислым плагиоклазом. Промежутки между "волокнами" обычно заполнены стеклом.
Если состав "волокон" соответствует плагиоклазу, то в интерстициях может быть
агрегат щелочного полевого шпата и одной из разновидностей SiO2 (кварца, кристо-
балита, тридимита). В центре сферолитов обычно имеется затравка: радиально
лучистый агрегат пироксена или амфибола, иногда кристаллик рудного минерала. Нараду
с шарообразными сферолитами довольно часто встречаются сферолиты
полигональных очертаний. Иногда сферолиты не разобщены друг с другом, и под микроскопом
порода приобретает пятнистое строение. По-видимому, целесообразно различать
собственно сферолитовую и пятнисто-сферолитовую (см. Табл. XXXII, г) структуры.
Микрозернистая структура дацитов определяется сочетанием ксеноморфных зерен
калиево-натриевого полевого шпата и минералов группы кремнезема (см.
Табл. XXXII, д). Иногда в виде идиоморфных выделений в основной массе
присутствуют таблички плагиоклаза и цветного минерала. Дацит, в котором основная масса
состоит из идиоморфных выделений плагиоклаза и ксеноморфных калиево-натриевого
полевого шпата, выполняющих пространство между зернами плагиоклаза, некоторые
исследователи выделяли Как особую разновидность — делленит (Заварицкий, 1956).
В настоящее время термин "делленит" как синоним "дацита" не рекомендуется к
употреблению (Петрографический словарь, 1981). Стекловатая или гиалиновая
структура в даците встречается значительно реже по сравнению с другими более кислыми
породами. Стекло макроскопически обычно темно-серое или черное, в шлифе
коричневое (см. Табл. XXXII, е).
Плагиоклаз основной массы дацитов представлен олигоклаз—андезином. Он образует
микролиты призматического габитуса, реже лейсты. Выделения волокнистого габитуса
560
наблюдаются в сферолитах. Щелочной полевой шпат в дацитах образует ксеноморфные
выделения. Обычно он содержит до 50—65% альбитового компонента. Минералы
кремнезема присутствуют в основной массе дацитов в виде тонких сростков с калиево-
натриевым полевым шпатом, которые иногда образуют участки гранофирового
строения. В основной массе дацитов чаще присутствует кварц, реже кристобалит и еще реже
тридимит.
Пироксен основной массы по сравнению с пироксеном вкрапленников более
кальциевый. Амфибол присутствует в виде призматических кристаллов, иногда красновато-
бурого цвета. Он содержит большее количество СаО и щелочей, нежели амфибол
вкрапленников. Биотит образует бесформенные волокна, относительно редко правильные
шестигранные таблички. Минералы пустот представлены главным образом кристо-
балитом и тридимитом. Размер выделений обычно не превышает 0,1—0,2 мм.
Е.К. Устиевым в дацитах Кельского плато (Кавказский хребет) были описаны
кристаллы тридимита до 2—4 мм в одном измерении.
Кристаллизация вкрапленников происходит в следующей последовательности
(Наседкин, 1975): оливин A380—12-70°), ромбический пироксен A360—1150°), плагиоклаз
A300-1000°), кварц A360-900°), гранат A200-900°), амфибол A040-900°),
биотит A020-850°).
На условия образования вкрапленников нет единой точки зрения. Одни авторы
(Хренов, 1979 и др.) считают, что вкрапленники образуются непосредственно вблизи
поверхности, другие (Наседкин, 1975) рассматривают вкрапленники как
образования разных глубин.
В последнем случае так же, как и для риолитовых магм, для дацитов могут быть
выделены парагенезисы водных магматических расплавов и парагенезисы расплавов
с-низким содержанием воды (менее 3%). Для магм с низким содержанием воды
характерен парагенезис ромбического и моноклинного пироксенов и плагиоклаза, а Е.К. Мар-
хининым был описан весьма редкий парагенезис оливина и кварца. Гранат обычно
ассоциирует с моноклинным пироксеном.'В магмах, содержащих свыше 3% воды, начинают
кристаллизоваться биотит и амфибол. Они ассоциируют с плагиоклазом, значительно
реже с кварцем и щелочным полевым шпатом (Геншафт и др., 1967).
В основной массе первым кристаллизуется моноклинный пироксен, затем
плагиоклаз, далее — щелочной полевой шпат и кварц. Минералы пустот (главным образом
тридимит и кристобалит) образуются из флюида, отделяющегося от лавы на
последнем этапе кристаллизационного процесса.
Химический состав. Химический состав дацитов существенно зависит от того, в
какой геодинамической обстановке происходила вулканическая деятельность.
Условия образования сказываются главным образом на содержании щелочей и глинозема.
Количество Na2O варьирует от 2 до 5%; К2О — от 1 до 5% (см. табл. 152). По
соотношению щелочей дациты обычно калиево-натриевые (№2О/К2О =0,5—4,0).
Большинство разновидностей дацитов относятся к весьма высокоглиноземистым (аГ = 2,8—5,4).
Дациты с наиболее высоким значением Na2O/K2O характерны для островных дуг и
океанических хребтов (табл. 158).
Содержание СаО в даците прямо пропорционально содержанию натрия. Дациты
океанических областей и островных дуг обычно более кальциевые, нежели дациты
континентов (см. табл. 158).
По содержанию SiO2 выделяются дациты, примыкающие, с одной стороны, к
андезитам F4—66%), а с другой — к риодацитам F6—68%). Они несколько отличаются между
собой по составу вкрапленников и структуре основной массы.
Разновидности. По минеральному составу дациты довольно однородны. В
соответствии с классификацией, положенной в основу данного справочника, для выделения
разновидностей использованы два признака: состав вкрапленников и структура
основной массы дацита. Наиболее широким распространением пользуются гиперстен-авгито-
вые, амфибол-плагиоклазовые, пироксен-плагиоклазовые и биотит-плагиоклазовые
разновидности дацита. Для первых двух характерна пилотакситовая структура
основной массы, для третьей — гиалопилитовая и сферолитовая. Соответственно выделяются
разновидности: амфибол-плагиоклазовый дацит с пилотакситовой структурой
основной массы, биотит-плагиоклазовый дацит с гиалопилитовой структурой основной
массы и т.д.
Гиперстен-авгитовый дацит (синоним—андезитоидный дацит, Заварицкий, 1956)
36. Зак. 971 561
Таблица 158. Химический состав дацитов (в вес. '
Компоненты
SiO2
TiO2
AI2O3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
P2O5
1
67,80
0,35
16,60
2,81
2,07
0,03
0,81
4,28
3,70
0,91
_
2
66,34
0,40
16,60
2,44
1,98
0,12
1,53
4,13
4,02
2,44
—
3
67,66
0,41
16,69
1,75
1,98
0,10
1,25
3,48
3,87
2,78
0,03
4
67,36
0,53
16,05
1,99
1.80
0,10
0,87
2,55
4.53
3,02
0,15
5
64,58
0.45
19,07
1,88
0,96
0,05
0,67
3,90
3,15
2,79
—
6
67,24
0,59
15,46
4,42
0,26
0,05
0,84
3,49
2,52
2,54
_
1 — о-в Симушир, Большая Курильская дуга; 2 — Камчатка, северная часть о-ва Хонсю, Новая
Зеландия (среднее из 76 ан.. Горшков, 1967) ; 3 — Центральная Камчатка, Каскадные горы (среднее
из 25 ан., то же) ; 4 — район Сан-Франциско, США (среднее из 21 ан., Бевзенко, 1979) ; 5—6 —
Закарпатье (среднее из 3 ан., Малеев, 1964) : 5 — Центральное; 6 — Южное.
состоит из вкрапленников авгита, гиперстена, основного плагиоклаза (Лабрадора) и
микролитовой основной массы. Биотит-плагиоклазовый дацит (син. риолитоидный
дацит, Заварицкий, 1956) состоит из вкрапленников плагиоклаза и биотита (редко
присутствует кварц) и сферолитово-микролитовой основной массы.
Довольно часто встречаются дациты, в которых основная масса полностью состоит
из стекла. Эта разновидность получила название гиалодацита. Гиалодациты
подразделяются на массивные и пористые. Наиболее широко распространены породы, в
которых пористость оценивается в 70—90%. Эти гиалодациты называются пемзой.
Стекловатые породы, содержащие соответственно 50—80, 50—30 и менее 30% стекла, имеют
гиалопилитовую, микролитовую и пилотакситовую структуры.
Для дацитов, впрочем как и для всех эффузивов, вторичные изменения
подразделяются на два типа. К первому типу относятся локальные вторичные изменения,
проявляющиеся в опализации, осернении, алунитизации, цеолитизации и т.д.
Подобные изменения обычно наблюдаются в областях молодого вулканизма. К изменениям
второго типа относятся хлоритизация, эпидотизация вкрапленников и основной
массы дацитов. Этот тип изменения характерен для районов древнего (мезозойского
и палеозойского) вулканизма. Для измененных дацитов ранее применялся термин
"кварцевый порфирит". В данное время этот термин считается устаревшим и не
рекомендуется для употребления.
Формы залегания. Дациты образуют потоки, купола и дайки. Потоки могут быть
связаны с двумя типами вулканов. К первому относятся самостоятельные крупные
вулканы, состоящие из продуктов дацитового состава. Отдельные потоки могут
достигать нескольких километров в длину и до 50 м мощности, например, вулкан Ара-
гац (Армянская ССР). В вулканах второго типа дациты обычно занимают относительно
небольшое место. Главная вулканическая структура состоит из андезитов и риолитов.
Дациты в этом случае образуют отдельные потоки, связанные с побочными прорывами
(вулканы Гегамского нагорья Армянской ССР и Срединного хребта Камчатки).
Некоторые потоки имеют зональное строение: в верхней части залегает стекловатый
или пористый дацит, в нижней — плотный, окристаллизованный дацит. Иногда с
потоками связаны залежи пемз, которые локализуются во фронтальных частях тел.
Экструзивные купола дацитов пользуются весьма широким распространением.
Обычно они образуют побочные аппараты на склонах крупных вулканов, состоящих из
андезитов или андезибазальтов. Дацитовые купола также участвуют в строении кольцевых
структур типа кальдер и вулкано-тектонических депрессий (кальдера Курильского
562
озера, Узон на Камчатке). Размеры куполов различны: от 100—200 м до 1—5 км в
диаметре.
Дацитовые дайки могут являться подводящими каналами крупных вулканических
аппаратов или образовывать самостоятельные тела в зонах разломов. В длину они
варьируют от 50 до 1000 м при мощности 20—100 м.
Регионы распространения и принадлежность к формации. Дациты пространственно
и генетически связаны с океаническими и континентальными структурами. Обломки
дацитов и дацитовых стекол были отмечены на склонах океанических хребтов. В
относительно небольшом количестве, до 10—15% общего объема вулканитов, дациты
отмечены в пределах островных дуг, глубоко вдающихся в сторону океана (острова Бонин,
Тонга, Кермадек, Марианские и др.) . В этом случае они образуют экструзивные купола
на склонах базальтовых вулканов. На основных дугах, расположенных вблизи
континентов (Курильские, Антильские, Зондские острова), дациты обычно формируются
в завершающую стадию развития андезитового вулканизма. Дациты образуют купола
и небольшие потоки, связанные с кальдерами, сформировавшимися на месте крупных
вулканических аппаратов Орлих, Мелекесцев, 1973! 2) •
В вулкано-тектонических зонах типа Камчатки, Филиппин, Суматры, Новой
Зеландии дациты участвуют в образовании крупных кольцевых структур, с которыми
связаны крупные объемы пирокластических пород и экструзивные купола. В
вулканических поясах окраин континентов (Восточная Азия, западное побережье Северной и
Южной Америки) дациты образуют крупные стратовулканы.
Для внутриконтинентальных вулканических поясов также характерно широкое
проявление дацитов. Дацитовый вулканизм имел место в раннегеосинклинальной и
позднеорогенной стадии развития геосинклинальных зон. Например, в Уральской
геосинклинали дацитовый вулканизм связан с кембро-силуром (раннегеосинклинальный
этап) и девон—карбоном (раннеорогенный этап). Дациты широко распространены на
Кавказе и Закавказье, в пределах Карпат и Закарпатья, на Алтае, Северном Тянь-Шане
и т.д. На раннегеосинклинальном этапе развития структур дациты образуют
небольшие купола и дайки. С орогенным этапом связаны крупные многофазные вулканы,
сложенные дацитом.
Дациты океанических хребтов и островных дуг относятся к формации натриевых
риолитов (кварц-кератофировая формация). Дациты окраин континентов и внутри-
материковых поясов входят в андезитовую формацию.
Металлогения и практическое значение. С формацией натриевых дацитов связано
полиметаллическое и, медноколчеданное оруденение, с андезитовой — меднопорфиро-
вое, полиметаллическое, золоторудное. Дацитовые пемзы широко используются в
абразивной и строительной промышленности (Заварицкий, 1956; Кузнецов, 1964;
Наседкин, 1974). Кроме того, дацит может использоваться в виде строительного камня,
главным образом щебня.
Семейство низкощелочных риодацитов
В низкощелочных риодацитах сумма Na2O + К2О менее 7%, а отношение №2О/К2О
колеблется от 1 до 10, но не бывает меньше 1. Это семейство образуют два вида:
1) плагиориодацит и 2) низкощелочной риодацит.
Плагиориодацит
Плагиориодацит — макроскопически светло-серая, иногда кремовая порода по окраске,
иногда с нечеткой флюидальностью. Более широким распространением пользуются
массивные разновидности плагиориодацита. Для большинства из них характерна
порфировая структура. Стекловатые массивные разновидности плагиориодацита имеют темно-
серую окраску, а пористые стекла плагиориодацитов — желтовато-серую.
Вкрапленники плагиориодацитов представлены главным образом плагиоклазом,
реже присутствуют кварц, пироксен и амфибол. Плагиоклаз вкрапленников образует
призматические зональные кристаллы размером до 3—10 мм по длинной оси.
Центральная зона таких кристаллов представлена Лабрадором, реже битовнитом, а
периферическая зона — андезином или олигоклазом. Пироксен, обычно моноклинный, по составу
относится к высококальциевому авгиту. Амфибол по химическому составу близок к
амфиболу дацита, но обычно имеет более высокое содержание СаО.
Основная масса плагиориодацита имеет гиалопилитовую, микролитовую, сферолито-
563
Таблица 159. Химический состав риодацитов островных дуг (в вес. %)
Компоненты
SiO2
TiOa
AI2O3
Fe2O,
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
P2O5
1
72,10
0,64
14,66
1,32
1,12
-
0,36
1.60
4,64
2,32
—
2
69,18
0,24
13,16
1,47
1,72
0,08
0,63
3,83
3,70
1,40
0,32
3
71,82
0,30
15,57
1,67
1,61
0,04
0,77
2,74
4,11
1,26
0,11
4
72,48
0,48
13,94
0,41
0,43
0,10
0,36
1,85
4,12
3,73
0,17
5
72,95
0,36
14,56
1,08
0,71
0,09
0,47
1,33
4,04
3,83
—
6
70,84
0,52
14,14
0,48
1,61
0,16
0,75
2,37
5,49
2,49
1 — калиево-натриевыи, о-в Карагинский (Малеев, 1973) ; 2 — плагиориодацит, о-в Кунашир
(то же) ; 3 — низкощелочной. Курильские острова. Новая Гвинея, Новые Гебриды (среднее из 10 ан.,
Бевзенко, 1979); 4—6— калиево-натриевые, Камчатка (Волынец, 1973) : 4 — вулкан Купол; 5 —
вулкан Хангар; 6 — междуречье Узона и Гейзерной.
вую или стекловатую структуру. Для гиалопилитовой и микролитовой структур
характерны микролиты кальциевого авгита и плагиоклаза (обычно андезина). Сферолитовая
структура состоит из сферолитов и стекла. Сферолиты представлены волокнами
кислого плагиоклаза, в интерстициях между которыми присутствуют щелочной
полевой шпат и минералы кремнезема (кварц, кристобалит, тридимит).
Плагиориодацит характеризуется повышенным содержанием СаО (габл. 159, ан. 2).
Концентрация окиси натрия преобладает над концентрацией окиси калия. Содержание
SiO2 обычно не превышает 68—70%. Плагиориодациты встречаются в пределах
островных дуг и внутриконтинентальных вулканических зон. Обычно они ассоциируют с
андезитами и дацитами (Малеев, 1973; Бевзенко, 1979).
Плагиориодациты образуют небольшие по масштабам вулканические тела,
например экструзивные купола и дайки.
Низкощелочной риодацит
Низкощелочной риодацит макроскопически не отличим от плагиориодацита.
Вкрапленники представлены главным образом плагиоклазом и цветными минералами
(амфиболом и редко биотитом). Иногда присутствует кварц и в редких случаях щелочной
полевой шпат. По структуре и составу основная масса низкощелочного риодацита
близка к основной массе плагиориодацита. Наиболее характерны гиалопилитовая,
микролитовая и сферолитовая структуры основной массы. Главным минералом
последней является кислый плагиоклаз, в подчиненном количестве присутствуют кварц,
калиево-натриевый полевой шпат и кальциевый авгит.
По сравнению с плагиориодацитами для низкощелочного риодацита характерны
более широкие вариации химического состава: SiO2 от 68 до 73%, отношение
содержаний Na2O и К2О колеблется от 2 до 1. Содержание СаО в низкощелочном
риодаците несколько ниже, чем в плагиориодаците (см.табл.159, ан.3).
Низкощелочные риодациты весьма широко распространены среди вулканических
комплексов островных дуг и вулканических поясов окраин континентов (Горшков,
1967; Бевзенко, 1979). Они образуют потоки, экструзивные купола и дайки на
склонах крупных андезитовых и дацитовых вулканов. Известны случаи, когда
низкощелочные риодациты ассоциируют с плагиориодацитами в пределах одной вулкано-
тектонической структуры (Камчатка, Курильские острова).
564
Семейство риодацитов
Риодацит
Риодацит — вулканическая порода, занимающая промежуточное положение между
риолитом и дацитом. По сравнению с низкощелочными риодацитами в этом
семействе суммарное содержание К2О и Na2O превышает 7%. Семейство риодацитов
представлено одним видом того же названия.
Внешний вид, текстура. Макроскопически риодациты весьма разнообразны. Те
разновидности риодацита, которые по составу близки к дациту, обычно более
массивны, с неясно выраженной флюидальной текстурой. Окраска — серая, иногда
голубовато-серая, характерен фиолетовый оттенок. Разновидности риодацита, по составу
приближающиеся к риолиту, макроскопически трудно отличихь от риолита. Цвет
серый, иногда желтовато-серый или кремовый. Флюидальное строение выражено очень
четко. Весьма широко распространены стекловатые разновидности риодацита. Среди
них выделяются пузыристые и массивные разновидности. Для риодацитов
характерны пористые и пемзовидные текстуры. Для стекловатых риодацитов весьма
характерна брекчиевая текстура. Брекчиевые риодациты имеют пеструю окраску:
обломки обычно представлены черным стеклом, а цементирующий базис — красновато-
бурым.
Минеральный состав, структура. Структура риодацитов обычно порфировая, реже
афировая. По содержанию вкрапленников риодацит обычно уступает дациту.
Минеральный состав вкрапленников весьма разнообразен. Наиболее часто встречаются
плагиоклаз, кварц, калиево-натриевый полевой шпат, биотит, амфибол, реже пиро-
ксены (моноклинный и ромбический), еще реже оливин и гранат. Среди акцессорных
минералов вкрапленников известны магнетит, ильменит, циркон, ортит, апатит.
Плагиоклаз вкрапленников обычно зональный. Ядро его по составу соответствует
андезину Ап40-45- периферическая зона — олигоклазу. содержащему 15—20% анор-
титовой составляющей. Щелочной полевой шпат содержит значительное количество
альбитового компонента: от 50 до 66—70%. Биотит обычно имеет красновато-бурую
окраску и по составу является промежуточным между аннитом и сидерофиллитом.
В риодацитах известны титансодержащие биотиты.
Амфибол вкрапленников представлен обыкновенной роговой обманкой, обычно с
повышенным по сравнению с амфиболами гранодиоритов содержанием МдО (до 13—
14%) и трехвалентного железа E—9%) . Моноклинный пироксен в большинстве
случаев представлен авгитом, весьма редко встречается железистый пижонит. Содержания
главных компонентов в пироксене варьируют в следующих пределах (в вес. %) :
SiO2 47-51; ТЮ2 0„18-0,66; AI2O3 0,6-3,49; Fe2O_, 1,9-3,0; FeO 20-31; MnO
1,5—2; MgO 8—14; CaO 4—20; Na2O 0,2—0,4. Ромбический пироксен относится к
обычным вкрапленникам риодацитов. Как правило, он представлен гиперстеном. В
риодацитах гранат встречается значительно реже, нежели в дацитах. По сравнению с
дацитами он существенно обогащен альмандиновым и спессартиновым миналами.
Наиболее распространен гранат, в котором содержания основных компонентов
варьируют в следующих пределах (в вес. %) : SiO2 35-37; AI2O, 21-22; FeO 34-35; MnO
2,6-2,9; MgO 3-3,5; CaO 1,2-1,5 (Соболев, 1964). Оливин, присутствующий в
породах в единичных зернах, по составу относится к фаялиту.
Наиболее широко в риодацитах распространены следующие структуры основной
массы: фельзитовая, сферолитовая, микролитовая, кристаллитовая, микропойкили-
товая и стекловатая. Эти структуры близки к структурам основной массы риолитов.
Коротко перечислим характерные особенности перечисленных структур. Все
структуры, кроме микропойкилитовой и гранофировой, содержат то или иное количество
стекла. В стекловатой и кристаллитовой оно составляет 80—100% общего объема
основной массы породы, в фельзитовой и микролитовой — 20—50%. Сферолитовая
структура представлена двумя разновидностями. В одной стекло может отсутствовать
и весь объем основной массы состоит из волокнистого сферолитового вещества, в
другой разновидности сферолитовой структуры риодацита межсферолитовое вещество
выполнено гомогенным или содержащим кристаллиты стеклом. Большое количество
стекла в основной массе риодацитов и весьма несовершенная форма отдельных
кристаллических индивидов свидетельствуют о высокой вязкости лавы, при охлаждении
которой образуется данная порода.
565
Химический состав. Риодациты по отношению Na20/l<2 0 делятся на калиево-натрие-
вые (Na2O/K2O = 0,4-4) и калиевые (Na2O/K2O < 0,4).
Для вулканических островов и островных дуг характерны калиево-натриевые
риодациты с преобладанием натрия над калием (см. табл. 159). Риодациты зон
активизации континентов также преимущественно калиево-натриевые, но иногда содержание
натрия и калия ь них примерно одинаковое (табл. 160). Калиево-натриевые риодациты
присущи ранним этапам развития зон активизации, калиевые — поздним этапам
развития таких зон или посторогенным этапам развития геосинклинальных систем.
Количество СаО в риодацитах варьирует от 1,3 до 2,5%. При этом наиболее высокие
содержания СаО присущи риодацитам океанических островов и островных дуг.
Значительные различия в содержании элементов-примесей наблюдаются в стекловатых и
окристаллизованных разновидностях риодиацита одного региона и даже одного
вулканического тела. В окристаллизованных риодацитах редкие, рассеянные и малые
элементы присутствуют обычно в кларковых количествах. В риодацитах со стекловатой
структурой бериллий, олово, галлий, цирконий, лантаноиды и другие элементы могут
присутствовать в количествах, в 5—10 раз превышающих кларковые (Виноградов,
1962). Эта закономерность характерна для районов с определенной металлогениче-
ской специализацией, например, на бериллий, олово, галлий, цирконий и т.д.
Аналогичные соотношения характерны для цезия ¦ (Шатков, Гущин, 1969).
Например, содержание Cs2O в стекловатом риодаците может достигать 1%, что в тысячу раз
превышает кларк (по А.П. Виноградову).
Разновидности. По структуре риодациты подразделяются на две большие группы:
афировых и порфировых риодацитов. Порфировые риодациты содержат
вкрапленники, а в афировых вкрапленники практически отсутствуют. В порфировых
риодацитах содержание вкрапленников обычно варьирует от 2—5 до 15—30%. Наиболее часто
встречаются породы, содержащие 15—20% вкрапленников. Среди вкрапленников
риодацитов обычными являются кварц, щелочной полевой шпат, плагиоклаз, биотит,
амфибол, моноклинный и ромбический пироксены. Обычно эти минералы не встречаются
вместе, а образуют те или иные сочетания. Например, кварц, щелочной полевой шпат
и плагиоклаз или кварц, плагиоклаз и биотит или плагиоклаз, биотит и амфибол.
В зависимости от того, какие минералы среди вкрапленников являются
преобладающими, могут быть выделены следующие разновидности: плагиоклазовый риодацит,
плагиоклаз-биотитовый риодацит, плагиоклаз-биотит-амфиболовый риодацит, плагио-
клаз-гиперстеновый риодацит и т.д.
Плагиоклазовый риодацит содержит главным образом вкрапленники плагиоклаза
и кварца. В небольшом количестве могут присутствовать темноцветные минералы:
биотит, амфибол, пироксен. Основная масса этой разновидности риодацита может
быть сферолитовой, фельзит"овой, микролитовой.
Плагиоклаз-биотитовый риодацит состоит из вкрапленников плагиоклаза,
биотита и в подчиненном количестве амфибола и пироксена. Основная масса породы
сферолитовая, фельзитовая, реже микролитовая, стекловатая.
Плагиоклаз-биотит-амфиболовый риодацит состоит из вкрапленников
плагиоклаза, биотита и амфибола. Биотит и амфибол присутствуют примерно в равных
количествах. Основная масса фельзитовая, микропойкилитовая, реже микролитовая и
стекловатая.
Для плагиоклаз-гиперстенового риодацита характерны вкрапленники плагиоклаза
и гиперстена. Основная масса кристаллитовая, стекловатая.
Афировые риодациты подразделяются на разновидности по структуре основной
массы. Выделяются сферолитовые, фельзитовые, стекловатые риодациты. Стекловатые
риодациты по содержанию воды в стекле делятся на обсидианы и перлиты.
Обсидиановый риодацит или обсидиан содержит менее 1% воды, перлитовый риодацит или перлит
содержит более 1% воды, в большинстве случаев 4—6%. Встречаются разновидности
стекол с концентрической перлитовой отдельностью.
Стекло основной массы риодацитов может замещаться вторичными минералами:
цеолитами, монтмориллонитом, иногда адуляром и кристобалитом. Для риодацитов
относительно древних вулканических областей (палеозой, мезозой) характерен более
глубинный метаморфизм. Полевые шпаты замещаются серицитом, вторичным
альбитом, темноцветные минералы — хлоритом, эпидотом (Чернов, 1955; Поляков, 1971).
Формы залегания и регионы распространения. В геолого-структурном отношении
566
Таблица 160. Химический состав риодацитов окраин континентов и внутриконтинентальных
вулканических зон (в вес- %)
Компоненты
SiO2
TiO,
А!гО.,
Fe,O,
FeO
MnO
1
71,84
1,76
15,27
1,14
1,32
0,05
2
68,20
0,33
14,90
2,03
3,65
0,05
3 .
71,54
Cn.
16,25
0,20
0,67
Сл.
Компоненты
JMgO
CaO
Na, О
K2O
P2O,
1
0,44
1,42
3,23
3,93
0,04
2
0,47
1,43
4,28
2,87
0,06
3
0,37
1,45
3,23
3,53
—
1—2 — калиево-натриевые: 1 — Охотско-Чукотский вулканогенный пояс (среднее из 169 ан.,
Бевзенко, 1979) ; 2 — Акташский массив. Северный Тянь-Шань (среднее из 3 аи., Кузнецов, 1964);
3— низкощелочной, Закарпатье (Малеев, 1964).
и территориально риодациты связаны с риолитами и дацитами. В небольших
количествах риодациты встречаются в пределах океанических островов и островных дуг.
Весьма широко они распространены в вулканических поясах окраин континентов и
внутриконтинентальных зон тектоно-магматической активизации. Риодациты так же,
как и дациты, образуют экструзивные купола, стратовулканы с веерообразно
расходящимися потоками и дайки. Риодациты относятся преимущественно к андезитовой и
риолитовой (липаритовой) формациям.
Практическое значение. В промышленности используются главным образом
стекловатые разновидности риодацита: обсидиан, перлит и пемза. Обсидиан применяется в
стекольной промышленности, а также как компонент кислотоупорных материалов,
перлит — во многих отраслях промышленности. Наиболее широко он используется
для получения легкого заполнителя — вспученного перлита, применяемого в качестве
теплоизолятора и строительного материала. Фильтровальные материалы,
приготовленные на основе перлита, используются в химической и пищевой промышленности.
Крупные месторождения перлита находятся в Армении, Грузии, Забайкалье,
Приморском крае и Камчатке. Пемза и пемзовидные стекла используются в строительстве в
качестве заполнителя в бетоны и в абразивной промышленности. Значительные по
масштабам месторождения пемзы находятся на Камчатке и в Закавказье. Окристалли-
зованные риодациты применяются в качестве строительного материала — щебня и
тяжелого заполнителя в бетоны.
Семейство риолитов
Риолит
Термин "риолит" введен в петрографию в 1861 г. Рихтгофеном. Риолит (греч. рею —
река, течение) — порода, для которой постоянно характерна полосчатость течения
или флюидальность. Синоним — липарит. Липаритами в 1861 г. Рот назвал кайнотип-
ные кислые эффузивы о-ва Липари. При этом подразумевалось, что это породы, состав
которых был ограничен относительно узкими рамками. Однако впоследствии этот
термин стал применяться так же широко, как и "риолит".
Внешний вид, текстура. Макроскопически риолиты весьма разнообразны. Они могут
быть массивными и полосчатыми. Массивные имеют зеленовато-серую и белую окраску.
Для полосчатых риолитов характерно чередование полос белой, розовой, иногда светло-
фиолетовой или сиреневой окраски. В полустекловатых риолитах наблюдается
чередование полос черного стекла и полос белого или сиреневого цвета. По цвету стекловатые
риолиты отличаются от окристаллизованных аналогов. Массивное стекло обычно имеет
черную или дымчатую окраску, встречаются пестрые разновидности, в которых
наблюдается чередование черного и красновато-бурого стекла; некоторые разновидности
567
стекла имеют характерный серебристый блеск. Для пористых разновидностей стекла
характерна белая или кремовая окраска.
Минеральный состав, структура, последовательность кристаллизации.
Большинство риолитов состоят из вкрапленников и основной массы.
Вкрапленники могут быть представлены кварцем, калиево-натриевым полевым
шпатом, плагиоклазом, биотитом, амфиболом, пироксеном (ромбическим и
моноклинным) и акцессорными минералами — гранатом, оливином, ортитом, монацитом,
цирконом, апатитом, шпинелью, титаномагнетитом. Основная масса риолитов обычно
состоит из стекла, щелочного полевого шпата, кислого плагиоклаза, кристобалита,
тридимита, реже кварца; присутствуют биотит, редко амфибол. Даже относительно
плотные разновидности риолитов содержат пустоты, заполненные такими минералами,
как кристобалит, тридимит, щелочной полевой шпат, биотит, амфибол и др.
Кварц относится к одной из наиболее распространенных фаз вкрапленников риолита.
В шлифе для него характерны округлые или гексагональные разрезы. Размер
вкрапленников кварца варьирует от 0,1 до 10 мм. В породе мы обычно наблюдаем либо
«-модификацию кварца, либо псевдоморфозы а-кварца по 0-кварцу. Сравнительно
редко во вкрапленниках риолитов встречается морионоподобныи кварц.
Плагиоклаз является одним из наиболее распространенных
минералов—вкрапленников. Размер их 0,1 — 14 мм. Количество вкрапленников плагиоклаза может
достигать 1 — 15%. Кристаллы плагиоклаза обычно зональные, правильной призматической
формы. По составу плагиоклаз варьирует от среднего (Ап35_4о) до кислого (Ап15_22).
Для плагиоклаза характерно относительно высокое (до 1,8%) содержание К2О.
В стекловатых риолитах одного из вулканических комплексов Исландии описаны
редкие вкрапленники высококалиевого плагиоклаза. Плагиоклаз состоит из трех
зон. Ядро состоит из олигоклаз—андезина (Ort4Ab66An3o), промежуточная зона
представлена калиевым олигоклазом (Ort9Ab74An3o), а периферия — анортоклазом
(Ortj 8Ab75An7). По оптическим свойствам полевой шпат относится к
высокотемпературной модификации (Wenk et al., 1972). В зональных плагиоклазах ядро обычно
имеет более основной состав по сравнению с периферией. Однако возможна и
обратная зональность: ядро вкрапленника представлено олигоклазом, а краевая часть —
андезином. В этом случае ядро вкрапленника чаще всего является ксенокристаллом.
Плагиоклазы могут быть высокотемпературными неупорядоченными
(упорядоченность 0,00—0,25, по А.С. Марфунину) и относительно упорядоченными (степень
упорядоченности 0,25—0,50). В ядре плагиоклаз менее упорядочен по сравнению с
периферией.
Щелочной полевой шпат вкрапленников риолитов в большинстве случаев
представлен высокотемпературной разновидностью — санидином, значительно реже встречаются
пертитовые разновидности .полевого шпата и весьма редко встречается микроклин.
В щелочном полевом шпате обычно преобладает калиевая составляющая и
содержание нормативного альбита может варьировать от 1—2 до 48%. Обычно санидин
относится к неупорядоченной или слабо упорядоченной высокотемпературной модификации.
Кристаллы призматические размером 0,1—5 мм по длинной оси. В гигантопорфировых
разновидностях риолитов размер вкрапленников достигает 10—15 мм.
Биотит — весьма распространенный минерал вкрапленников риолитов. В
большинстве случаев он образует хорошо ограненные гексагональные таблитчатые кристаллы
размером 0,1—6 мм. Для большинства биотитов кислых эффузивов характерно
высокое содержание Fe+3 и относительно низкое — АГ*3. По составу биотит занимает
промежуточное положение между аннитом и сидерофиллитом. В некоторых
разновидностях наблюдается повышенное содержание Ti. Встречаются зональные кристаллы,
центральные части которых несколько обогащены титаном по сравнению с периферией.
Моноклинный амфибол довольно часто встречается во вкрапленниках в виде
призматических хорошо образованных кристаллов. Обычно относится к обыкновенной
роговой обманке. Для эффузивов нормальной щелочности характерны существенно
кальциевые амфиболы, имеющие следующий состав (в вес. %) : SiOj 41—43; ТЮ2 1,5—1,8;
А12О3 8-9; Fe2O3 8-9; FeO 5-6; MnO 0,6-1,2; MgO 10-12; CaO 9-12; Na2O 1,1-
1,5; K2O 1,1-1,2; H2O+ 1,95-2,0 (данные автора).
Ромбический пироксен — обычный минерал—вкрапленник. Он образует
призматические кристаллы до 0,1—2 мм по длинной оси. Содержание его в породе может вырьиро-
вать от десятых долей до 3%. Большинство ромбических пироксенов имеет высокую
568
железистость и относится к гиперстену. Однако встречаются и более железистые
разновидности, соответствующие эвлиту (Carmichael, 1960).
Моноклинный пироксен во вкрапленниках в риолитах встречается относительно
редко. Он образует призматические кристаллы до 0,5—1 мм по длинной оси и по
составу относится к ферроавгиту, который содержит (в вес. %) : SiO2 51,47; ТЮ2 0,66;
AI2O3 1,6; Fe2O3 2,74; FeO 5,69; MnO 0,70; MgO 15,33; CaO 19,87; Na2O0,61; K2O
0,17; H2O~0,00; H2O+ 0,34; сумма 99,38 (Дир и др., 1965) .
Оливин встречается во вкрапленниках риолитов редко. Обычно он представлен
кристаллами округлой формы размером до 0,1—0,6 мм в поперечнике и относится
главным образом к гортонолиту, реже — к фаялиту.
Гранат также редкий вкрапленник в риолитах. Он образует изометричные зерна
размером от 0,1 до 1 — 1,5 мм в поперечнике. Преобладающим компонентом в гранате
является альмандин (до 70%), в то время как на гроссуляровую составляющую
приходится до 14%, на пироповую до 7—8%, андрадитовую до 5,3% и спессартиновую до
3,1%. Относительно редки вкрапленники граната, в которых содержание спессартино-
вого минала достигает 30% (Карапетян, 1972). В отдельных случаях гранаты имеют
зональное строение, когда ядро обогащено магнием и по составу близко к гранату
из дацита, а периферия обогащена железом (Fitten, 1972). Вкрапленники граната
описаны в вулканических породах Борроудалла (Англия), Саарской области (ФРГ),
Швейцарии, Японии, Австралии (Соболев, 1964).
В группу рудных минералов, характерных для вкрапленников риолитов, входят
магнетит, ильменит, ульвошпинель, твердые растворы шпинели, магнезиоферрит и
некоторые другие минералы. Наибольшим распространением среди вкрапленников
риолитов пользуются магнетит и ильменит. Иногда они образуют сростки кристаллов
или единые зерна со структурой распада твердых растворов (Carmichael, 19672).
Среди акцессорных минералов вкрапленников довольно распространены ортит,
циркон, монацит, апатит и ильменорутил. Ортит образует призматические кристаллы
размером до 0,8 мм по длинной оси. Циркон и монацит встречаются в виде хорошо
ограненных короткопризматических кристаллов длиной до 0,05 мм. Апатит образует
хорошо ограненные призмы. Ильменорутил присутствует в виде игольчатых кристаллов.
Во многих случаях вкрапленники риолитов подвергнуты вторичным изменениям.
Обычно наиболее интенсивно изменены темноцветные минералы, в- меньшей степени —
плагиоклаз и калиево-натриевый полевой шпат. По генетическому принципу вторичные
изменения можно разделить на три типа. К первому относятся новообразования,
появляющиеся при резком изменении режима кристаллизации, например, опацитизация
цветных минералов; со вторым связаны минералы, образующиеся в стадию
поствулканической гидротермальной деятельности: замещение полевых шпатов самородной
серой, каолинитом, алунитом, опалом. К третьему типу новообразований относятся
минералы гидротермального метаморфизма: эпидот, кальцит, цеолиты, серицит,
хлорит, монтмориллонит, каолинит и др. Образование эпидота, хлорита, кальцита
происходит в зонах пропилитизации; каолинит, алунит, опал связаны с фацией
вторичных кварцитов; цеолиты и глинистые минералы из группы монтмориллонита
образуются в приповерхностных условиях в зоне циркуляции щелочных гидротермальных
растворов.
В порфировых разновидностях основная масса составляет 80—95, реже 70—75%
объема породы. В этом случае химический состав основной массы, как правило,
несколько отличается от общего валового состава эффузивной породы. Рассмотрим
это явление на нескольких примерах.
Стекловатый риолит горы Алией (табл. 161, ан. 1) содержит вкрапленники титано-
магнетита, биотита, амфибола и плагиоклаза. Отделение вкрапленников A0% общего
объема породы) вызывает обогащение основной массы SiO2, K2O и обеднение Fe2O3,
MgO, Na2O. Основная масса стекловатого риолита из района сел. Палхаза (табл. 161,
ан. 2) после отделения рудного минерала, биотита и плагиоклаза обогащется
кремнеземом, калием и натрием. Если среди вкрапленников присутствует кварц, то основная
масса обедняется SiO2.
В риолитах выделяются следующие разновидности структур основной массы: фель-
зитовая, сферолитовая, фибролитовая, микролитовая, кристаллитовая, микропойкили-
товая, микроаплитовая, витрофировая или гиалиновая (Половинкина, 1966; Наседкин,
1975). Для эффузивных и экструзивных фаций риолитов наиболее характерны фельзи-
569
Таблица 161. Химический состав стекловатых риопитов и их основной массы (в вес.%)
Компоненты
SiO2
ТЮ2
А12О3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K,O
1
Валовый
75,40
0,22
13,38
0,66
0,62
0,16
0,62
1,10
4,21
4,30
Основная масса
76,80
0,14
12,20
0,34
0,67
0,34
1,15
3,40
4,80
2
Валовый
73,67
0,12
12,83
0,63
0,90
0,06
0,12
1,41
3,14
4,00
Основная масса
75,00
0,04
12,25
0,97
0,42
0,04
0,25
1,12
3,62
4,39
1 — гора Алией, Камчатка; 2 — район сел. Палхаза, Венгрия.
Примечание. ZiO2 0,006 и 0,006; Rb2O0,011 и 0,015; Cs2O 0,002 и 0,002 (ан. 11 .
товая, фибролитовая, сферолитовая, микролитовая и витрофировая структуры. Они
часто встречаются в пределах одного тела и последовательная смена этих структур от
периферии к центру тела свидетельствует о различных условиях охлаждения. Крипто-
зернистая, микроаплитовая и гранофировая структуры наиболее часто встречаются в
дайковых породах. Микропойкилитовая структура наиболее характерна для
относительно древних, докайнозойских, эффузивов. Очень часто в пределах одного штуфа
или даже шлифа наблюдается смена нескольких структур. Коротко рассмотрим
основные признаки перечисленных структур.
Фельзитовая структура состоит из мельчайших (видно под электронным
микроскопом) кристалликов щелочного полевого шпата и одной или нескольких
модификаций БЮг (кристобалит, тридимит, кварц), погруженных в стекло (Табл. XXXIII, а).
Фибролитовая структура выделена сравнительно недавно (Наседкин, 1975). Она
состоит из беспорядочных или ориентированных волокон щелочного полевого шпата
и одной из модификаций SiO^ — кристобалита, тридимита, кварца (см.Табл. XXXIII, б).
Сферолитовая структура состоит из множества сферических тел радиально-лучистого
строения. Сферолиты могут ,быть простые и сложные. Простые сферолиты состоят
из волокон, радиально расходящихся из одного центра. Сложные сферолиты делятся
на зональные и блоковые. Зональные сферолиты в свою очередь подразделяются на
концентрически зональные сферолиты с неправильной зональностью (см.
Табл. XXXIII, в, г). Концентрически зональные сферолиты состоят из множества
концентрически расположенных зон темной и светлой окраски. Светлая зона состоит из
щелочного полевого шпата и кристобалита, темная из щелочного полевого шпата,
кристобалита и гематита. Сферолиты с неправильной зональностью асимметричны.
В Табл. XXXIII, г показан сложный сферолит, состоящий из пяти зон. Первая
образована радиально-лучистым сферолитом, вторая — агрегатом волокон, окружающих
этот сферолит, третья зона состоит из хаотически расположенных волокон, четвертая
зона представлена узкой светлой каемкой, а пятая — неиндивидуализированным слабо
двупреломляющим веществом. Минеральный состав сферолитов также непостоянен.
Простые радиально-лучистые сферолиты состоят из волокон калиево-натриевого
полевого шпата и одной или нескольких модификаций SiO2 — кристобалита, тридимита,
кварца (Tanida, 1961). Сферолиты с неправильной зональностью имеют весьма
сложный состав. Центральная часть такого сферолита может состоять из щелочного
полевого шпата и кристобалита, промежуточная — из щелочного полевого шпата,
кристобалита и стекла, а внешняя — из кристобалита и стекла.
Микролитовая структура определяется присутствием призматических
кристалликов—микролитов моноклинного пироксена и плагиоклаза, реже биотита и
щелочного полевого шпата, погруженных в стекло (см. Табл. XXX111, д).
570
Кристаллитовая структура состоит из кристаллитов и стекла (см.Табл. XXXIII, е).
По морфологии кристаллиты подразделяются на трихиты, лонгулиты, белониты.
К трихитам относятся волосовидные и изогнутые саблевидные образования, к лонгу-
литам гантелевидные индивиды и к белонитам — папоротникообразные индивиды.
Большинство исследователей приписывает кристаллитам пироксеновую природу.
Детальные исследования с применением электронно-микроскопического и
рентгеновского методов показали, что среди кристаллитов присутствуют рентгеноаморфные
образования, а также формы со структурой пироксена, магнетита и, возможно, кристо-
балита (Ross, 1962; Наседкин, 1975).
Микропойкилитовая структура наиболее характерна для палеозойских или более
древних кислых эффузивов. Она состоит из неправильных пятнистых участков,
сложенных кварцем, содержащим микролиты полевых шпатов. Образование подобной
структуры в большинстве случаев связано с параморфным превращением первичного кристо-
балита в кварц (Табл.XXXIV, а).
Микроаплитовая структура состоит из мелких (до 0,1 мм) зерен полевого шпата
и кварца с примесью рудного минерала. Все минералы в такой структуре обладают
одинаковой степенью идиоморфизма (см. Табл. XXXIV, б).
Гранофировая структура характеризуется закономерным срастанием кварца и
полевого шпата. Некоторые считают гранофировую структуру синонимом
микропегматитовой. Обычно кварц образует вростки каплевидной или ихтиотлиптовой формы
в относительно крупных зернах полевого шпата. В скрещенных николях они
одновременно погасают на значительной площади. В риолитах гранофировая структура
встречается относительно редко. Наибольшим распространением она пользуется
в порфировых риолитах, которые образуют близповерхностные субвулканические
тела. Участки с гранофировой структурой могут также встречаться между сферолито-
выми агрегатами или вокруг минерализованных пустот (см.Табл.XXXIV, в).
Стекловатая (синонимы гиалиновая, витрофировая) структура (см. Табл. XXXV, г)
среди кислых эффузивов пользуется весьма широким распространением. Стекло в том
или ином количестве может присутствовать в микролитовой, кристаллитовой и сферо-
литовой структурах (см. Табл. XXXIV, е). Однако к собственно стекловатым
относятся, как мы считаем, структуры в которых за исключением вкрапленников
кристаллические образования отсутствуют (см.Табл. XXXIV, д).
Из предыдущего описания явствует, что главными минералами основной массы
являются кристобалит, тридимит, кварц, щелочной полевой шпат, реже встречаются
кислый плагиоклаз и моноклинный пироксен.
Кристобалит — один из наиболее распространенных минералов основной массы рио-
литов. Его содержание в породе может достигать 30—35%. В шлифе в скрещенных
николях кристобалит слабо двупреломляет. Некоторые агрегаты имеют черепитчатое
строение. Показатель преломления 1,483—1,487.
Тридимит встречается значительно реже главным образом в сферолитовых
разновидностях. Тонкозернистый агрегат, состоящий из полевого шпата и кристобалита
или полевого шпата и тридимита, имеет показатель преломления ниже, чем у
щелочного полевого шпата A,518), но выше, чем у кристобалита и стекла.
Кварц присутствует в основном в дайковых и относительно древних, например,
палеозойских риолитах.
Щелочной полевой шпат обычно отмечается в тонком прорастании с минералами
кремнезема. Он представлен калиево-натриевой разновидностью C0—40% KAISi3O8
и 40—60% NaAISisOg). Наиболее ранние полевые шпаты существенно натриевые,
поздние — калиевые.
Плагиоклаз микролитов обычно относится к альбит—олигоклазу или олигоклазу.
Моноклинный пироксен микролитов по составу соответствует кальциевому авгиту.
Биотит и амфибол в основной массе риолитов встречаются относительно редко.
Особое место в структуре основной массы занимают минералы пустот, иногда они
составляют до 15—25% объема породы. Формирование этих минералов происходит
на последней стадии остывания вулканического тела. Поэтому мы их рассматриваем
как неотъемлемую часть состава основной массы породы. Пустоты обычно выполнены
кристаллами или их сростками. К наиболее характерным минералам пустот относятся
кристобалит, тридимит, кварц, щелочной полевой шпат, слюда, амфибол, рудный
минерал. Такие минералы, как кальцит, флюорит, халцедон, цеолиты, относятся к более
571
поздним гидротермальным образованиям и в данном разделе не рассматриваются.
Кристобалит, размер кристаллов которого 0,1—0,3 мм, представлен
неупорядоченной разновидностью. Чем ниже температура минералообразования, тем более
неупорядоченный кристобалит образуется (Зиборова, Наседкин, 1970; Наседкин, 1975).
Тридимит так же, как кристобалит, образует хорошо ограненные кристаллы, иногда
до 5 мм в поперечнике. Встречаются структурно упорядоченные тридимиты и целый
ряд разновидностей, переходных между тридимитом и кристобалитом. В виде
структурной примеси в нем может присутствовать металлический алюминий (до 1,5%). Кварц
в большинстве случаев образует псевдоморфозы по тридимиту и кристобалиту.
Полевые шпаты представлены щелочными разновидностями. Обычно они калиево-
натриевые, реже калиевые. Как правило, они образуют хорошо ограненные
призматические кристаллы до 0,01—0,1 мм по длинной оси, реже зерна неправильной формы.
Встречаются кристаллы игловидного габитуса.
Биотит, амфибол и рудные минералы обычно выполняют центральную часть пустот.
Биотит относится к магнезиально-железистой разновидности. Содержание титана в нем
несколько более низкое, нежели во вкрапленниках. Амфибол образует игольчатые
кристаллы. Рудная фаза представлена магнетитом, реже магнетитом.
Температура кристаллизации минералов вкрапленников и основной массы
устанавливается прямыми (термометрия включений) и косвенными методами.
Температурный интервал образования вкрапленников 1370—800°, основной массы — 1000—670 С.
Интервал кристаллизации оливина 1370—1250°, кварца 1350—800°, ромбического
пироксена 1280-1100°, плагиоклаза 1280-920°, граната 1200-900°, санидина 1150-
850°, амфибола 1030—800°, биотита 1000—800° (Базарова и др., 1975). На основании
этих данных для вкрапленников может быть установлен следующий порядок
кристаллизации. Первым кристаллизуется оливин, затем кварц. При высоких температурах
кварц может кристаллизоваться совместно с ромбическим пироксеном, плагиоклазом,
гранатом и санидином. При более низких температурах он кристаллизуется с
амфиболом и биотитом.
Среди исследователей нет единого мнения об условиях образования вкрапленников
в риолитах. В данное время существует две точки зрения на генезис вкрапленников.
Представители одного направления считают, что вкрапленники кристаллизуются в
верхней зоне вулканического очага, непосредственно перед выходом лавы на поверхность
(Хренов, 1980). Другие исследователи рассматривают вкрапленники как интрателлу-
рические образования, кристаллизация которых отражает глубинную историю породы
(Заварицкий, 1956 и др.). Сторонники второго направления (Наседкин, 1975;
Наседкин, Панеш, 1967) считают, что, на основании сопоставления данных о температурах
минералообразования с полученными экспериментально температурами ликвидуса
риолита при разных содержаниях воды (Luth, 1969; Наседкин, 1975), могут быть
выделены два основных парагенезиса вкрапленников: а) парагенезисы минералов,
кристаллизующиеся из расплавов, весьма ненасыщенных водой (Н2О <1%); б) пара-
генезисы вкрапленников, кристаллизующиеся из расплавов, умеренно
ненасыщенных водой (Н2О = 3—6%). В первой группе вкрапленников выделяются парагенезисы
высоких, средних и низких давлений, во второй — средних и низких (Наседкин, 1975).
Парагенезисы высоких давлений: гранат + кварц, гранат + кварц + ромбический
пироксен. Парагенезисы средних и низких давлений: пироксен + плагиоклаз, кварц +
+ щелочной полевой шпат, кварц + щелочной полевой шпат + плагиоклаз и др.
Парагенезисы систем, умеренно ненасыщенных Н2О: амфибол + плагиоклаз, биотит +
+ кварц + калиево-натриевый полевой шпат + плагиоклаз.
Как было отмечено, минералы основной массы кристаллизуются в температурном
интервале от 1000 до 670°С. Первыми кристаллизуются моноклинный пироксен и
плагиоклаз, затем происходит совместная кристаллизация одного из минералов
группы кремнезема (кристобалита, тридимита, кварца) и щелочного полевого шпата.
Последними кристаллизуются минералы пустот в следующей последовательности:
калиево-натриевый полевой шпат, кристобалит (тридимит, кварц), биотит,
амфибол, рудная фаза (Наседкин, 1975).
Химический состав. По соотношению №2О/К2О риолиты могут быть разделены
на две петрохимические серии: калиево-натриевую (Na2O/K2O = 0,4—1,5) и
калиевую (Na2O/K2O< 0,4) (табл. 162).
Некоторые разновидности калиево-натриевых риолитов характеризуются наимень-
572
Таблица 162. Химический состав риолитов, образовавшихсп в различных геодинамических условиях
(в вес. %)
Компоненты
SiO2
TiO2
AI2O3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K,0
1
74,22
0,19
12,35
0,40
2,52
0,06
Сл.
0,98
4,21
3,82
2
73,12
0,46
14,06
1,15
1,66
0,10
0,65
2,97
3,94
3,89
3
74,56
0,12
12,85
0,72
0,24
0,08
0,16
0,97
4,06
3,85
4
76,3
0,06
13,92
0,30
0,43
Сл.
0,24
1,12
3,05
4,16
5
75,4
0,12
12,64
0,99
0,58
Сл.
0,09
0,18
3,07
4,74
6
74,1
СЛ.
13,4
0,7
1,2
Сл.
0,3
0,9
2,5
5,0
7
75,4
0,17
13,11
1,14
0,66
0,09
0,4
0,83
5,88
1,26
8
75,4
Сл.
12,4
0,4
1,4
Сл.
0,2
0,5
0,8
6,6
1—7 — калиево-натриевые: 1 — кратер Рано Као, о-в Пасхи (Кренделев, 1976) ; 2 — Курильские
острова (среднее из 17 ан.. Горшков, 1967) ; 3 — гора Бархатная, Камчатка; 4 — верховье р.
Правой Хеты, Охотско-Чукотский вулканогенный пояс, Северо-Восток СССР; 5 — хр. Рарыткин, Ана-
дырско-Корякская вулканическая область, там же; 6 — Кавалеровский район, Приморье (Баскина,
1975! ; 7 — Урал (Заварицкий, 1956) ; 8 — калиевый, Кавалеровский район, Приморье (Баскина,
1975).
шей величиной глиноземистости (аГ = 4—4,2, ан. 1,2), присущей породам этого
семейства. Суммарное содержание окислов железа в породах этой категории может превышать
3%. В некоторых регионах натриевые риолиты отличаются повышенным содержанием
кальция. Эти породы образуют контрастную ассоциацию базальт—натриевый риолит,
присущую вулканизму океанических хребтов, раннеорогенному этапу развития
островных дуг, геосинклинальному вулканизму внутриконтинентальных подвижных зон
(Кренделев, 1976; Бевзенко, 1979).
В калиево-натриевых риолитах различных структурных зон количества Na2O и
К2О близки. Для вулканических образований поздней стадии развития островных
дуг (Камчатский полуостров) наблюдается только незначительное преобладание
Na2O над К2О. В противоположность этому для вулканитов складчатого обрамления
континентов характерно некоторое преобладание К2О над №2О (ан. 4, 5). Близкий
состав имеют вулканиты поздне- и посторогенной стадии формирования подвижных
зон континентов.
Калиевые и калиево-натриевые риолиты встречаются в виде единичных потоков
среди вулканических пород дифференцированных комплексов или образуют
самостоятельные серии и комплексы. В первом случае они, как правило, связаны с
наиболее поздними фазами вулканической деятельности. Во втором случае они
приурочены к глубинным разломам, занимающим поперечное положение по отношению
к простиранию главных тектонических структур — поясов и зон. Примером
структур этого типа может служить поперечная зона Центрального и Южного Сихотэ-Алиня
(Фаворская, 1956; Баскина, 1975). Для эффузивов этого типа характерны
несколько пониженные содержания окиси Са (ан. 6, 7).
Разновидности. По количественному соотношению вкрапленников и основной
массы риолиты могут быть разделены на две большие группы: афировых и
порфировых разновидностей.
В порфировых риолитах содержание вкрапленников может варьировать от 1—2 до
20—25%, в среднем оно составляет 12—15%. Если содержание вкрапленников
значительное и достигает 40—50%, то такие породы иногда выделяют в особые
разновидности — невадиты и кристаллпорфиры. Особой необходимости в выделении этих
разновидностей нет, так как при характеристике порфировых риолитов обычно
приводятся сведения о количественном содержании вкрапленников.
При выделении разновидностей в гранитоидах принято использовать темноцвет-
573
ные, так как главные салические минералы (кварц, щелочной полевой шпат и
кислый плагиоклаз) присутствуют в подавляющей массе пород.
В риолитах порфировой структуры минеральный состав вкрапленников более
разнообразен. Количество индивидов в породах близкого химического состава
колеблется от 1—2 до 8—10. В Восточных Родопах были встречены три разновидности
риолитов, одна из которых содержала во вкрапленниках ферроильменит, ромбический
пироксен, биотит, кварц, плагиоклаз и калиево-натриевый полевой шпат, другая —
магнетит и санидин, а третья — кварц, щелочной полевой шпат, кислый плагиоклаз
и биотит, причем кварц в ней играет резко преобладающую роль. При выделении
разновидностей могут быть использованы преобладающие
минералы-вкрапленники. По этому принципу выделяются кварц-плагиоклазовый, амфибол-биотито-
вый, гранат-гиперстеновый риолиты. Если в породе присутствуют вкрапленники
одного минерала или он является резко преобладающим, то разновидности могут
быть выделены по этому минералу: санидиновый риолит, плагиоклазовый риолит и т.д.
В отличие от гипабиссальных кислых пород риолиты характеризуются большим
разнообразием структурных разновидностей. В природе существует более десятка
разновидностей риолита с различной структурой основной массы — фельзитовой,
сферолитовой, микролитовой, кристаллитовой, стекловатой и.т.д. Так как
основная масса составляет до 80—85% объема породы, то ее характерные макро- и
микроособенности также могут быть использованы для выделения разновидностей
риолитовых пород.
Выше были охарактеризованы десять главных структур основной массы: фельзи-
товая, фибролитовая, сферолитовая, микролитовая, кристаллитовая, микропойки-
литовая, микроаплитовая, гранофировая, стекловатая, криптозернистая.
Таким образом, основные разновидности риолитов могут быть выделены по
сочетанию признаков, учитывающих состав вкрапленников и структуру основной массы,
например, санидиновый риолит с фельзитовой структурой основной массы, амфибол-
биотитовый риолит со стекловатой структурой основной массы и т.д.
Многими исследователями в особую разновидность выделяются кварцевые
кератофиры (син. кварцевые альбитофиры), состоящие из вкрапленников альбита и кварца,
иногда с небольшим количеством щелочного полевого шпата с преимущественно
сферолитовой структурой основной массы. В последние годы было установлено
(Штейнберг, 1964, 1968), что во многих случаях кварцевые кератофиры являются
метасоматически измененными альбитизированными риолитами. Поэтому термин
"кварцевый кератофир" в соответствии с новой классификацией не рекомендуется для
употребления.
Афировые риолиты, в которых отсутствуют вкрапленники, встречаются
значительно реже порфировых риолитов. Для выделения афировых разновидностей
главным признаком является структура того или иного риолита. Например, могут быть
выделены фельзитовые, кристаллитовые, микролитовые, гранофировые риолиты и т.д.
Среди афировых разновидностей особое место занимают риолиты со стекловатой
или гиалиновой структурой. Могут быть выделены две главные разновидности
стекловатых риолитов: обсидиан и перлит. Среди кислых эффузивов стекловатые породы
пользуются весьма широким распространением. Ими сложены крупные
вулканические аппараты и целые комплексы. Поэтому на их характеристике остановимся
более подробно.
Обсидиан — неизмененное вулканическое стекло, содержащее менее 1% воды и
гидроксила (ОН„-группировок). В большинстве разновидностей обсидиана
присутствует 0,1—0,3% ОН„-группировок. Представлены они одной или несколькими
разновидностями гидроксила, по-разному расположенными в структуре стекла.
Дальнейшее увеличение в стекле содержания ОН-групп происходит главным образом за счет
молекулярной воды. При этом образуется стекло по внешнему виду промежуточное
между обсидианом и перлитом. Для обсидиана характерно большое разнообразие
текстурных разновидностей (Наседкин, 1963, 1975) : полосчатые, брекчиевые и т.д.
(Табл. XXXV, а-г).
Перлит — неизмененное или слабо измененное стекло, содержащее более 1% ОН„-
группировок, главным образом молекулярной воды. В результате вхождения воды
в стекло последнее становится трещиноватым и в ряде случаев приобретает
характерную концентрическую отдельность. Эти разновидности перлита при ударе раскалы-
574
ваются на шарики или перлы, отсюда и название породы. По текстурным признакам
среди перлитов могут быть выделены пористые, пемзовидные и плотные разновидности.
Так как гидратация стекла с образованием перлита во многих случаях связана с
воздействием гидротерм, то в перлитах часто присутствуют вторичные водные
силикаты: цеолиты, монтмориллонит, каолинит, хлорит и т.д. (см. Табл. XXXV, д, е).
В порфировых разновидностях риолитов основная масса может быть представлена
стеклом перлитового или обсидианового качества.
Формы залегания. Риолиты образуют вулканические потоки, экструзивные купола
и дайки. Наиболее широким распространением пользуются экструзивные купола.
Встречаются и сложные тела, представляющие комбинацию потоков, куполов и даек.
Экструзивные образования можно подразделить на ряд морфологических видов: некки,
крутые купола и пологие купола (Наседкин, 1974). Некк имеет вид столбообразного
тела до 100—400 м в диаметре. В большинстве случаев некки образованы
нестекловатыми разновидностями риолита. Крутые и пологие купола в поперечнике могут
достигать 300—1000 м. Высота варьирует от 100 до 700 м. Значительные по размеру купола
часто имеют зональное строение. Краевые зоны этих построек сложены стекловатыми
риолитами, центральные — окристаллизованными разновидностями. Встречаются
также экструзии трещинного типа линейной или дугообразной формы.
Потоки встречаются значительно реже. Однако известны вулканические комплексы,
в которых риолиты имеют главным образом эффузивные формы залегания.
Например, комплекс Артени в Армянской ССР. Здесь от центра ответвляется система потоков
протяженностью до 3—7 км. Потоки так же, как и купола, во многих случаях имеют
зональное строение: периферия сложена стеклом (перлит или обсидиан), центральная
часть — окристаллизованным риолитом.
Риолиты могут образовывать дайки. Последние подразделяются на два типа; одни
образуют корневые части вулканических аппаратов, другие — трещинные интрузии.
Дайки первого типа встречаются группами. В большинстве случаев они образуют
систему тел, расположенных радиально по отношению к какому-либо центру. Дайки
второго типа обычно фиксируют крупные тектонические зоны или отдельные разломы и
достигают в длину 1—5 км (Охотско-Чукотский вулканогенный пояс, Прибайкалье,
Юго-Восточная Индия). Дайки могут быть простыми и зональными. Зональные состоят
из центральной зоны окристаллизованного риолита и краевых зон стекла.
Регионы распространения. Риолиты не образуют самостоятельных вулканических
поясов. Обычно они локализуются в поясах и зонах андезитового и базальтового
вулканизма.
В пределах Атлантического и Тихоокеанского океанических хребтов проявления
риолитов крайне незначительны: отдельные купола и дайки. В островных дугах
(Бонин, Тонга, Кермадек, Марианская, Курильские острова. Алеутские острова,
Зондская дуга, Новые Гебриды, Соломоновы острова) масштабы риолитового вулканизма
также крайне незначительны. В пределах тектоно-вулканических систем типа
Камчатки, Японии, Филиппин, Суматры, Новой Зеландии и др. наблюдается резкое увеличение
объема продуктов риолитового вулканизма.
Вулканические пояса окраин континентов (Охотско-Чукотский, Восточно-Сихотэ-
Алинский, Восточно-Азиатский, Северные и Южные Кордильеры) характеризуются
широким проявлением риолитового вулканизма. Риолиты образуют отдельные поля
или острова площадью до 10—50 км2. В пределах Охотско-Чукотского
вулканического пояса (с юга на север) выделяются следующие поля: Янское, Арманское, Оль-
ское, Хетино-Тальское, Омсукчанское и т.д.
Риолиты пользуются также широким распространением внутри континентов в Алтае-
Саянской складчатой области, в пределах Уральского поднятия, в Центральном
Казахстане, Тянь-Шане, в Закавказье, Карпато-Родопской вулканической зоне, Динарской
горной системе и т.д.
Принадлежность к формации. Вопросы формационного деления эффузивных пород
наиболее полно разработаны Ю.А. Кузнецовым и его учениками (Кузнецов, 1964).
Согласно этим авторам, риолиты участвуют в образовании формации натриевых
риолитов, андезитовой и риолитовой формаций. Риолиты формации натриевых риолитов
можно параллелизовать с риолитами раннегеосинклинального вулканизма внутри-
континентальных подвижных зон, а также с существенно натриевыми риолитами
океанических хребтов и островных дуг. Формация андезитов—риолитов наиболее широ-
575
ко проявлена в пределах вулканических поясов окраины континентов, в меньшей
степени — в пределах островных дуг. Риолитовая формация выделена условно.
По-видимому, ее можно применить к тем вулканическим ассоциациям, в которых не удается
достаточно достоверно проследить связь риолитов с другими вулканическими
породами. Широкое проявление риолитового вулканизма на континентах связано с зонами,
прошедшими стадию орогенеза и консолидации (Закарпатье, Закавказье).
Металлогения и практическое значение. С риолитовым вулканизмом связаны многие
металлические и неметаллические полезные ископаемые. С натриевыми риолитами
раннеорогенной стадии развития геосинклинали связано медноколчеданное орудене-
ние (Южный и Средний Урал). Риолиты окраин континентов обычно синхронны во
времени порфировидным гранитоидам, с которыми генетически связаны концентрации
олова и вольфрама. В Восточно-Сихотэ-Алинском вулканическом поясе с риолитами
ассоциирует оловянное оруденение (Радкевич, 1976).
Риолиты широко используются в промышленности. Стекловатая разновидность
риолита или перлит применяется для получения искусственного заполнителя —
вспученного перлита. Обсидиан и перлит также используются для производства стекла и
керамики. В небольшом количестве обсидиан применяют как поделочный камень.
Массивные, разновидности окристаллизованных риолитов применяются в качестве
кислотоупорного материала.
Плутонические породы
Согласно предложенной классификации, кислые плутонические породы нормального
ряда характеризуются содержанием кремнезема больше, чем 64 ( + 2%), и суммы
щелочей (Na2O + К20) меньше, чем 7,5—8,1%. В ряду этих горных пород выделено четыре
семейства: 1) гранодиоритов (SiO2 64—68%; Na2O + K2O< 7,5—8,1%),2)
низкощелочных гранитов (SiO2 > 68%; №2О + К2О < 7%), 3) гранитов (> 73% > SiO2 > 68%;
8,1 > (K20 + Na20) >7%); 4) лейкогранитов (SiO2 > 73%; 8,1 > (K20 + Na20) > 7%)
(см. табл. 153).
Среди данных пород наиболее распространены граниты, поэтому здесь уместно
рассмотреть историю возникновения этого названия и некоторые общие сведения о
гранитах.
Термин "гранит", с точки зрения количественного минерального состава, в
мировой литературе, к сожалению, является термином свободного пользования, и разные
авторы понимают под этим названием весьма различные виды горных пород.
Достаточно полное рассмотрение этого вопроса приведено в статьях Н.Д. Соболева A955),
А. Штрекайзена (Streckeisen, 1967) и др. Большинство авторов согласны с тем, что
гранитом является порода, содержание кварца в которой колеблется от 20—30 до
50 об. %, количество цветных минералов обычно не превышает 10%, а полевые шпаты
представлены кислым плагиоклазом (как правило, An,s_2s) и щелочным полевым
шпатом.
Точное происхождение термина "гранит" неясно. Оно очень напоминает итальянское
granito (латинское — granum). В литературе термин впервые появляется в 1596 г.
в книге Цезальпино (Caesalpino) для обозначения зернистых горных пород и
заимствовано, видимо, из лексикона горняков и каменщиков. В 1668 г. Плиний (Plinii)
использовал слово geranites для диагностики пород, непохожих друг на друга. Однако гранит
из Сиены1 был им описан под названием "сиенит".
Со времен Плиния термины "гранит" и "сиенит" употреблялись как синонимы, и
лишь Вернер в 1787 г. предложил использовать термин "сиенит" для обозначения
пород, состоящих из полевого шпата и цветных минералов, но без кварца, а кварц-
полевошпат-роговообманковые породы называть гранитом. Однако только И. Розе
в 1835 г. (Johannsen, 1932) определил гранит как породу, состоящую из калиевого
полевого шпата, олигоклаза и кварца. В классификации гранитоидов,
рекомендованной Петрографическим комитетом ОГГГ АН СССР A969 г.), соотношение щелочной
полевой шпат — плагиоклаз может варьировать от 2 : 1 до 1 : 2.
По крупности зерна граниты можно разделить на грубозернистые (диаметр больше
"Древний г. Сун (Syen?) располагается недалеко от современного г. Асуана на берегу р. Нила.
Разработка гранита в его окрестностях производилась более чем за 5000 лет до н.э. Из этого гранита
сделана усыпальница в пирамиде Хеопса, им облицована пирамида Хефрена и другие монументы;
этот гранит использован и при возведении Асуанской плотины.
576
5 мм) ] крупнозернистые C—5 мм), среднезернистые A—3 мм) и мелкозернистые
(меньше 1 мм). При этом порфировидные разновидности делятся на эти группы по
величине зерен основной массы.
Типичной текстурой гранитов является однородная массивная. Кроме того,
встречаются шлировые (в отдельных участках породы скапливаются цветные или лейко-
кратовые минералы), миароловые (этот тип гранитов характеризуется наличием
пустот неправильной формы, стенки которых усеяны кристалликами кварца или
полевых шпатов, а промежутки между ними заполнены вторичными минералами),
шаровые (породообразующие минералы образуют чередующиеся концентрические
слои), гнейсовидные (для породообразующих минералов характерна ориентировка
в определенном направлении). Среди гнейсовидных текстур можно выделить текстуры,
сформировавшиеся в результате течения магмы, и текстуры, образовавшиеся в
результате дробления гранитов (катакластические) с образованием в них трещин,
выполненных вторичными минералами. Таким образом, среди текстур так же, как и среди
структур, следует выделять магматические и метаморфические.
Формы залегания гранитных тел и их взаимоотношения с вмещающими породами
зависят от глубины кристаллизации (фации глубинности) магмы (Усов, 1932;
Кузнецов, 1960; Соболев,1960; Баддингтон, 1963).
Для гранитов мезоабиссальной и менее глубинных (гипабиссальной,
приповерхностной) фаций глубинности характерны резкие рвущие контакты с четкими зонами
закалки гранитов и явными проявлениями контактового термального метаморфизма во
вмещающих породах. Краевые фации гранитов гипабиссальной и мезоабиссальной
фаций нередко представлены гранодиоритами гибридного происхождения.
Для гранитов абиссальной фации характерны постепенные переходы во вмещающие
породы с существенным участием процессов гранитизации последних и наличие
большого количества в различной степени измененных останцов вмещающих толщ в эндо-
контактовой фации. Иногда в этих останцах сохраняются элементы залегания
вмещающих толщ, отражающие их первичную структуру. Для гранитных интрузивов
приповерхностной, гипабиссальной и мезоабиссальной фаций характерно многофазное строение,
для гранитов абиссальной фации — однофазное.
Наиболее характерной формой залегания интрузивных гранитов является пластино-
образная с толщиной (мощностью) 3—4 км и одним или несколькими подводящими
каналами; иногда мощность гранитных тел достигает 10 км. Площадь их — сотни и
тысячи квадратных километров. Широко распространенный ранее термин "батолит" —
бездонное расширяющееся вниз тело — сейчас утратило свое первоначальное значение
и употребляется в основном для обозначения больших по площади выходов гранитои-
дов. Секущие тела относительно небольших размеров (до 200 км2) принято называть
штоками. "Лакколит" также широко распространенный термин, однако интрузивы
района Кавказских Минеральных Вод, считавшиеся ранее классическими лакколитами,
при тщательном изучении оказались серией пространственно совмещенных этмолитов.
Для интрузивов малых глубин весьма характерной является концентрически-кольцевая
форма. Современными геофизическими методами для многих гранитных тел,
считавшихся автохтонными, установлено наличие подводящих каналов и секущее положение
по отношению к структурам вмещающих толщ.
Граниты гипабиссальной и приповерхностной фаций в ряде случаев являются
составной частью вулкано-плутонических ассоциаций. Типичными примерами являются
интрузивы Кордильер и Анд, Востока СССР, Юго-Востока Азии, Центрального Казахстана.
Эти гранитоиды являются представителями непрерывных магматических серий.
Непрерывные серии гранитоидов, включающие как составную часть граниты нормального
ряда, весьма характерны для континентов и островных дуг и связаны с активизацией
консолидированных областей; граниты входят и в контрастные ассоциации вместе
с габбро (габбро-гранитные формации), характерные для субплатформенных и
некоторых других условий.
Плагиогранитные серии (габбро—кварцевые диориты—плагиограниты)
гипабиссальной и приповерхностной фаций глубинности, не содержащие щелочного полевого шпата
или содержащие его в небольшом количестве, ассоциируют с такими же бедными
калием кислыми эффузивами и формируются в раннюю стадию развития
геосинклиналей.
37. Зак. 971 577
Семейство гранодиоритов
Семейство гранодиоритов объединяет горные породы с содержанием БЮг 64—68%' и
щелочей (Na2O + К2О) < 7,5—8,1%. Горные породы этого семейства пользуются
широким распространением в складчатых областях и имеют переходы, с одной стороны,
к гранитам, а с другой — к диоритам и монцонитам. В геологической литературе до
сих пор нет единого мнения о границах этого семейства по
количественно-минеральному составу, особенно при выделении видов. В данном издании приняты видовые
подразделения в соответствии с химическим и минеральным составом горных пород
и классификацией, утвержденной XXIV Международным геологическим конгрессом в
Монреале. В рассматриваемом семействе выделяется два вида — гранодиорит и тоналит.
Анализ многочисленной мировой литературы показывает, что за рубежом гранодио-
ритами называются горные породы, близкие к рассматриваемому ниже виду. В СССР
отчетливо проявляется четыре тенденции в использовании термина гранодиорит. Одни
исследователи (большинство исследователей Казахстана, Средней Азии,
Северо-Востока СССР) называют гранодиоритами горные породы, содержащие 20% и более кварца,
т.е. в соответствии с первоначально выделенной как гранодиорит горной породой из
Сьерра-Невады. Другие исследователи (Кетрис, Львов, 1968; Львов, Кетрис, 1973)
относят к гранодиоритам породы с содержанием кварца от 10 до 20%. Третья группа
исследователей называет гранодиоритами горные породы с содержанием кварца от 15
до 25% (Маракушев и др., 1979; Магматические формации СССР, 1979; Пономарева,
Налетов, 1979), а четвертая (Бескин и др., 1979) — горные породы с очень
незначительными колебаниями содержаний кварца (от 20 до 25%). А.Н. Заварицкий A956)
подчеркивал, что гранодиориты являются существенно кварцевыми породами с
полевым шпатом, преобладающе известково-натриевым и лишь в меньшем количестве
щелочным калиевым или калиево-натриевым. В этом же значении рекомендовано
употребление термина "гранодиорит" и Международной комиссией по систематике
изверженных горных пород, но с указанием конкретных границ содержаний кварца
и полевых шпатов (см. рис. 1).
Гранодиорит
Гранодиорит — плутоническая горная порода нормального ряда, по химическому
составу являющаяся эквивалентом дацита. Получила свое название за ясно различимую
зернистость (от лат. "гранум" — зерно и греч. "диорицейн" — различать). Термин вошел
в литературу в конце прошлого века (L-indgren, 1897, 1900) .
Внешний облик, текстура. Зеленовато-серая, светло-серая, грубо-, крупно-, средне-,
мелко- и тонкозернистая, равномернозернистая, неравномернозернистая или порфиро-
видная порода, массивной, реже гнейсовидной текстуры.
Минеральный состав, структура, последовательность кристаллизации. Главными
минералами гранодиорита являются плагиоклаз, калиево-натриевый полевой шпат,
кварц, амфибол, биотит; второстепенные — пироксен, магнетит, титаномагнетит,
ильменит. Из акцессорных минералов постоянно встречаются апатит, титанит, циркон, реже
ортит, флюорит, гранат, турмалин, ксенотим, анатаз, рутил. Содержание темноцветных
минералов в гранодиоритах достигает 30% (реже более). Акцессорные минералы в
некоторых гибридных разновидностях могут составлять до 3—4%. Из вторичных
минералов обычны минералы группы эпидота, хлорит, серицит и карбонат.
Количественно-минеральный состав гранодиоритов приведен в табл. 163.
Плагиоклаз образует таблитчатые зерна с четкой, иногда ритмичной зональностью.
Ядерная часть в зональных кристаллах может соответствовать Ап,0_54, реже Ап60,
периферическая — Ап5_3о- В зональных кристаллах плагиоклаза количество зон может
достигать пяти, реже более. При повторяющейся (ритмичной) зональности центральное
зерно может соответствовать An<;0, первая зона — An5h, вторая — Ап4о, третья — An4i,
следующая — Ап,7. а краевая —"Апд0. Наряду с зональным плагиоклазом, особенно
в гибридных породах, развит незональный плагиоклаз, обычно олигоклаз или андезин.
В краевых частях зерен плагиоклаза часто развивается альбит; на границе плагиоклаза
с калиево-натриевым полевым шпатом появляются типичные мирмекиты.
Калиево-натриевый полевой шпат — решетчатый или нерешетчатый микроклин-
пертит, реже ортоклаз-пертит. Развиты не только пертиты распада, но и пертиты замеще-
В некоторых случаях содержание SiO2 снижается до 63%.
578
ния. Состав калиево-натриевого полевого шпата — Ab10_3sOrt4_9oAno-2- Почти всегда
наблюдается две генерации калиево-натриевого полевого шпата. Последняя иногда
образует микрографические прорастания с кварцем.
Кварц образует зерна с крайне неровными, извилистыми контурами и может
присутствовать в двух генерациях.
Амфибол принадлежит обыкновенной роговой обманке, реже высокоглиноземистой.
Железистость роговой обманки колеблется от 35 до 68,5% (Азимов и др., 1970).
Роговая обманка обладает ярко выраженным идиоморфизмом, присутствует как в
коротких, так и очень удлиненных формах без концевых граней. В центральной части зерен
нередко отмечаются реликтовые зерна авгита (Азимов и др., 1970). Отмечен также
паргасит.
Биотит в виде крупных табличек и мелких листочков развит между зернами других
минералов, его железистость до 50%, реже более. Детальное изучение биотитов и
роговых обманок гранодиоритов Японии (Takanobu et al., 1977) показало относительно
малую величину отношения Mg/Fe2+ , изменяющегося для биотита в пределах 0,46—
0,77, а для роговых обманок — от 0,83 до 0,97. Биотиты обычно принадлежат истонит-
сидерофиллитовому ряду (Ефремова, 1977).
Рудные и акцессорные минералы присутствуют чаще в зернах идиоморфной формы.
При этом наблюдаются следующие типоморфные парагенезисы титансодержащих
минералов: титанит-магнетитовые, титанитовые, титанит-ильменитовые, магнётитовые
(Ветрин, 1980). В гранодиоритах, как уже отмечали исследователи (Ляхович, 1967;
Пономарева, Налетов, 1979 и др.), обнаружено более 40 видов акцессорных
минералов. Детальное их описание и данные о количественном содержании в
гранодиоритах различных массивов приведены в работах В.В. Ляховича A967, 1968).
Из вторичных минералов хлорит развивается по биотиту, роговой обманке, альбит —
по плагиоклазу, эпидот — по всем вышеперечисленным минералам.
Структура гранодиоритов гипидиоморфнозернистая (рис. 93). Для гранодиоритов
типичны различная зернистость и неравномерное распределение минералов. Около
70% объема породы приходится на крупны* зерна, представленные плагиоклазом,
роговой обманкой, биотитом, кварцем, реже калиево-натриевым полевым шпатом
(особенно если в породе наблюдаются участки монцонитовой структуры). На
значительно более мелкие зерна этих же минералов приходится до 30% объема.
Акцессорные минералы встречаются в виде включений в крупные зерна, а также располагаются
в промежутках между мелкими зернами. В породе отчетливо выделяются отдельные
большие зерна зонального и полисинтетически сдвоиникованного плагиоклаза (I
генерация). Для крупных зерен плагиоклаза характерен .ясно выраженный идиоморфизм.
Иногда плагиоклаз I интенсивно корродирован микро)<лином I. Роговая обманка и
биотит по отношению к калиево-натриевому полевому шпату и кварцу всегда идио-
морфны. Роговая обманка изредка содержит включения авгита (см. рис. 93, ж).
Скопления мелких зерен плагиоклаза ассоциируют с мелкими- зернами роговой
обманки и листочками биотита. К роговой обманке и биотиту приурочены циркон,
апатит, титанит, рудные минералы. В участках монцонитовых структур наблюдаются
включения плагиоклаза и роговая обманка в калиево-натриевом полевом шпате. На
основании взаимоотношений минералов можно предполагать, что кристаллизация
минералов происходила следующим образом. Первым начал кристаллизоваться
плагиоклаз Ап46_60; причем центры его кристаллизации образовывались одновременно или
почти одновременно во многих пунктах. Далее кристаллизовался авгит, затем роговая
обманка с включенными в нее акцессорными минералами. Последняя иногда обрастала
авгит. Позднее кристаллизовался калиево-натриевый полевой шпат I генерации. Почти
одновременно с калиево-натриевым полевым шпатом начал выделяться кварц I. Все
эти минералы во время кристаллизации включали акцессорные минералы, или
последние выделялись с ними почти одновременно (Симонова и др., 1980). В процессе
кристаллизации расплава промежутки между крупными зернами заполнялись более
мелкими. В мелких зернах кристаллизовались несколько более кислый плагиоклаз ->¦
-* калиево-натриевый полевой шпат -»• роговая обманка, биотит и кварц II.
Образование каймы альбита вокруг плагиоклаза и пертитов замещения в калиево-натриевых
полевых шпатах завершило процесс затвердевания породы. К этому же времени
развития реакционных процессов приурочено образование мирмекитов, появление
микропегматита среди минералов II генерации или в промежутках между зернами
579
Таблица 163. Количественный минеральный состав гранодиоритов (в об. %)
Номер
п/п
Местоположение
Число
подсчетов
Плагиоклаз
Калиево-нат-
риевый
полевой шпат
Пироксен
1 Орское Зауралье
2 Казахстан, огузтауский
комплекс
3 Узбекистан
4 Тува, таннуольский
комплекс
5 Кузнецкий Алатау,
мартайгинский
комплекс, Кундатский
массив
6 Там же, то же, Ольги н-
ский массив
11
13
10
9
2
4
28-51
43.5
45-55
44,8-58,9
52.8
38-52
40,2-60,5
13-21
6,5
15-25
8,9-16,9
13,2
14,3-18,0
11,8-20,3
I генерации и скоплений рудных зерен и апатита. Это свидетельствует о том, что в
конце кристаллизации гранодиоритов происходило образование кислого
остаточного расплава, обогащенного летучими компонентами (Коптев-Дворников и др.,
1960). Далее имело место постмагматическое изменение горных пород, а именно:
хлоритизация, эпидотизация, альбитизация, серицитизация и реже окварцевание,
карбонатизация, причем последние два процесса являются поздними и более
низкотемпературными. Реже гранодиориты затронуты процессами грейзенизации, причем
мусковит развивается главным образом по биотиту как I, так и II генераций, реже по
калиево-натриевому полевому шпату и плагиоклазу. По сравнению со многими
другими видами горных пород гранодиориты чаще затронуты процессами
постмагматического изменения. Кристаллизация гранодиоритов, судя по химическому составу
биотитов, происходила в температурном интервале 585—800°С (Летников, 1975;
Ефремова, 1977).
Химический состав. Гранодиориты являются петрохимическим аналогом дацитов
(см. табл., 153).
Гранодиориты принадлежат только к калиево-натриевым сериям (Na2O/K2O =
= 0,4—4), а по коэффициенту глиноземистости являются главным образом весьма
высокоглиноземистыми, реже высоко- и крайне высокоглиноземистыми (аГ =
= 1,7—11,4). Коэффициент агпаитности их колеблется от 0,32 до 0,49.
Средний химический состав гранодиоритов приведен в табл. 164. Как видно из
таблицы, более высокими содержаниями S1O2 обладают гранодиориты Средней Азии,
Казахстана (крыккудукский комплекс), Алтае-Саянской складчатой области
(мартайгинский комплекс) и МНР (хангайский комплекс). Данные о химизме
гранодиоритов ряда районов СССР (Морковкина, 1964; Магматические формации СССР, 1979;
Сидоров, 1970) показывают, что при расчетах средних составов пород в одну
совокупность, по-видимому, были включены анализы, характеризующие не только
гранодиориты, но и кварцевые диориты, на что указывают величины средних содержаний
SiO2 или стандартных отклонений (см. табл. 164, ан. 21—24, 31—34).
Разновидности гранодиоритов выделяются по зернистости, количественному
содержанию и видовому составу темноцветных минералов. Реже в названии горной
породы отражается характерный калиево-натриевый полевой шпат или второстепенный
минерал.
По зернистости следует выделять грубо-, крупно-, средне-, мелко-, тонкозернистые,
равномернозернистые, неравномернозернистые, порфировидные, резкопорфировид-
ные гранодиориты, а по содержанию темноцветных минералов — лейкократовые
(М<5), мезократовые (М-5—25) и меланократовые (М>25). По характерному
темноцветному минералу выделяются авгитовый, авгит-роговообманковый, авгит-
580
Роговая
обманка
Биотит
Кварц
Акцессорные
и рудные
минералы
Вторичные
минералы
Литературный
источник
5-13
5,8
4-5
0-7,5
3,3
5,2-10,3
1-17
13,6
5-7
1,2-5,7
3,2
0-1,2
6,7-13,4
19-38
28,1
20-25
17,4-35,0
26,1
20,4-21,3
19,8-35,4
0,1-2,7
0,7
0,8
0,7-1.8
1,4
0,6-1.2
Ед.з.
5,6-11,5
Сиротин, 1974
Коптев-Дворни-
ков и др., 1960
Азимов и др.,
1970
Пинус, 1961
Кортусов, 1967
То же
биотит-роговообманковый, биотитовый (аннитовый, сидерофиллитовый), гиперстен-
биотитовый (опдалит), роговообманковый гранодиориты, а по характерному калиево-
натриевому полевому шпату — микроклиновый (наиболее часто встречается) и ор-
токлазовый. Различаются также турмалиновый и магнетитовый (содержание
магнетита может достигать 20%) гранодиориты. Наиболее часто встречающимися
разновидностями гранодиоритов являются роговообманковые и биотит-роговообманковые.
Формы залегания. Гранодиориты наблюдаются как в виде самостоятельных
массивов, так и входящими в состав крупных массивов сложной формы и строения,
где они слагают одну из фаз или постепенно переходят к тоналитам, гранитам или
монцодиоритам, субщелочным кварцевым диоритам и диоритам. Они могут быть
главным видом пород в интрузивах пластинообразной, реже неправильной,
округлой, гарполито- и лакколитообразной или штоковидной формы. Часто гранодиориты
наблюдаются в дайках. Площадь их выходов колеблется от сотен до первых тысяч
квадратных километров (максимально до 15—30 тыс. км2, как, например, в
Восточной Туве). Преобладают удлиненные тела, более редки изометричные; широко
распространены интрузивы сложной формы с извилистыми контактами. В
апикальных частях часто наблюдаются многочисленные провесы кровли. Контакты
гранодиоритов с вмещающими породами извилистые, часто сопровождаются
многочисленными апофизами, круто падающими G0—90°) в сторону вмещающих пород. Могут
наблюдаться не только апофизы во вмещающие породы, но и сателлиты. Последние
сложены породами, подобными собственно интрузивной фазе плутона. Размеры тел
по вертикали также различны. Так, для Крыккудукского интрузива (Северный
Казахстан), по геофизическим данным, предполагается наличие нескольких
подводящих каналов, а мощность интрузива по вертикали оценивается в 1—6 км.
Гранодиориты в апикальных и эндоконтактовых частях обычно содержат
многочисленные останцы вмещающих пород и глубинные ксенолиты. Глубинные
ксенолиты могут присутствовать и в центральных частях интрузива. К краевым частям тел
происходит отчетливое уменьшение зернистости горных пород. Иногда наблюдается
линейная ориентировка темноцветных минералов. В зонах контактов часто
увеличивается содержание темноцветных минералов, реже наблюдается увеличение лейко-
кратовости пород. Общими чертами строения массивов являются неоднородность
их составов и изменчивость структурно-текстурных особенностей в зависимости
от степени переработки ксенолитов. Неравномерное усвоение ксенолитов магмой
приводит в ряде случаев к постепенным переходам от гранодиоритов к кварцевым
монцодиоритам. В других случаях гранодиориты могут наблюдаться как одна из
фаз в полихронных сложных массивах.
Гранодиориты формируются на больших, средних и малых глубинах. Для грано-
581
Рис. 93. Гранодиориты
a — роговообманково-биотитовый гранодиорит. Плагиоклаз, ортоклаз, роговая обманка, кварц;
акцессорные — магнетит, апатит, титанит. Гипидиоморфнозернистая структура. Калифорния, хребет
Бентон, округ Моно. d~3 мм (Вильяме и др., 1957) ;
б — роговообманковый гранодиорит. Калиевый полевой шпат, кварц, роговая обманка;
акцессорные — магнетит, титанит, апатит. Типичная гипидиоморфнозернистая структура. Казахстан,
Ишим. d = 3,1 мм (Заварицкий, 1956) ;
в — биотитовый гранодиорит. Калиевый полевой шпат, кварц, биотит, акцессорный циркон.
Гипидиоморфнозернистая структура. Забайкалье, Витимское нагорье, d = 2 мм (Половинкина и
цр., 1948);
г — роговообманково-биотитовый гранодиорит. Плагиоклаз (AnSo—20' • роговая обманка,
биотит, капиево-натриевый полевой шпат, кварц, акцессорные — рудный минерал, апатит.
Гипидиоморфнозернистая структура. Калифорния, Йоселит. d = 3 мм (Вильяме и др., 1957) ;
д — роговообманково-биотитовый тоналит. Зональные кристаллы андезин-олигоклаза, местами
диоритовых интрузивов, формирующихся в гипабиссальных условиях, отмечаются
следующие особенности их внутреннего строения, типичные в целом для гранитоидных
интрузивов малых глубин (Магматические формации СССР, 1979): 1) наличие эн-
доконтактовых зон более мелкой зернистости; 2) широкое развитие порфировид-
ности и неравномерное распределение темноцветных минералов, постоянное
присутствие глубинных ксенолитов; 3) изменчивость структурно-текстурных особенностей
пород и невыдержанность их состава; 4) наличие микрографических срастаний
калиево-натриевого полевого шпата и кварца; 5) четко выраженная зональность
плагиоклаза; 6)'неупорядоченность калиево-натриевого полевого шпата.
Для гранодиоритов больших и средних глубин характерна относительная
выдержанность минерального состава.
Регионы распространения. Гранодиориты играют значительную роль среди маг-
582
окаймленные ортоклазом, роговая обманка, биотит, акцессорные — магнетит, апатит, титанит.
Италия, Адамелло. d = 2,5 мм (Вильяме и др., 1957) ;
е — авгит-роговообманково-биотитовый гранодиорит. Плагиоклаз, ортоклаз, авгит, биотит,
роговая обманка, кварц, акцессорные — магнетит, апатит, титанит. Гипидиоморфнозернистая
структура. Центральный Казахстан, Топарский массив. Увел. 6, с анализатором (колл. СВ. Ефремовой) ;
ж — авгит-роговообманково-биотитовый гранодиорит. Плагиоклаз, калиево-натриевый полевой
шпат, кварц, авгит, роговая обманка, биотит, акцессорные — магнетит, апатит, титанит, циркон.
Гипидиоморфнозернистая структура. Центральный Казахстан. Увел. 6, без анализатора (кол.
С.В.Ефремовой) ;
э — то же, с анализатором;
и — роговообманково-биотитовый гранодиорит. Плагиоклаз, калиево-натриевый полевой шпат,
кварц, роговая обманка, биотит, акцессорные — магнетит, апатит. Гипидиоморфнозернистая
структура. Центральный Казахстан, Топарский массив. Увел. 6, с анализатором (кол. С.Ф. Ефремовой)
матических пород складчатых областей. Интрузивные тела гранодиоритов,
приуроченные к структурно-формационным зонам эвгеосинклинального типа, находятся в
пространственной и временной связи с производными базальтовой магмы. В составе
гранитоидных массивов гранодиориты образуются в переходный и завершающий
этапы развития геосинклинальных областей. Наиболее велика роль гранодиоритов
в каледонских складчатых сооружениях; масштабы их проявления снижаются в
герцинских структурах и сравнительно невелики в альпийских (Магматические
формации СССР, 1979). Гранодиориты размещаются в пределах геосинклинальных
прогибов и интрагеосинклинальных поднятий, часто на границе между ними. Они
обычно приурочены к антиклинальным складкам второго порядка, хотя встречаются
и в синклинальных структурах. Размещение тел гранодиоритов контролируется
крупнейшими, нередко глубинными разломами, часто ориентированными согласно
583
Таблица 164. Средний химический состав гранодиоритов
Компоненты
SiO2
ТЮ2
AI2O3
Fe2O,
FeO
MnO
MgO
CaO
№2O
K2O
Число
анализов
1
65,1
0,57
15 94
1,74
2,65
0,07
1,91
4,42
3,70
2,75
Нет дан-
нных
2
66,88
0,57
15,66
1,33
2,59
0,07
1,57
3,56
3,84
3,07
.137 -
3
66,09
0,7
16,00
1,00
3,8
-
1,56
3,00
3,8
3,4
Нет
данных
4
65,56
0,54
15,73
1,38
2,73
0,08
1,74
3,83
3,75
2,73
885
5
65,56
0,33
15,62
3,37
2,56
0,07
1,53
3,45
3,21
3,38
6
6
67,80
0,49
14,85
1,57
1,85
0,19
1,41
3,82
2,79
4,03
4
7
65,29
0,72
16,91
1,50
3,09
0,09
1,40
3,35
3,86
2,94
9
1—4 среднее для гранодиорита мира: 1 — по Р. Дели ( Daly,1933) , 2 — по Р. С.Ноккольдс( Noc-
kolds, 1954), 3— по Р. Юбельту, П. Шрайтеру A977) , 4 - по Р. Леметру (Le , Maitre, 1976,) ;
5 - Калба (Кузнецов, 1964) ; 6 - Средняя Азия (Кузнецов, 1964) ; 7-8 - Дальний Восток СССР
(данные Г.Д. Афанасьева и др.) ; 9 — Калба (Кузнецов, 1964) ; 10—14 — комплексы Алтая и Саян
(Ермолов и др., 1977; Магматические формации СССР, 1979; Пономарева, Налетов, 1979) ; 10, 11 —
Ольховский, 12 — мартайгинский, 13, 14 — саурский; 15 — конитайганосский комплекс, Северо-
Восток СССР (Магматические формации СССР, 1979) ; 16—18 — комплексы Казахстана
(Магматические формации СССР, 1979) ; 16 — балхашский, 17 — первый девонский, 18 — топарский; 19 —
охотский комплекс, Северо-Восток СССР (Магматические формации СССР, 1979) ; 20 — Верх-
неисетский массив, Урал (Бушляков, Соболев, 1976) ; 21 — змеиногорский комплекс, Рудный
Таблица 164
Компонен*
ты
SiO2
TiO2
AI2O3
FeiO3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
Число
анализов
(продолжение)
15
• 65,13
0,48
17,10
1,49
2,93
0,08
1,54
4,25
5,34
1,66
5
16
65,15
0,36
15,59
2,44
2,77
0.09
2,45
4,65
3,37
3,17
3
17
65,9
0,87
15,68
1,78
2,51
0,06
2,06
2,92
3,28
4,17
11
18
66,01
0,57
14,86
3,33
2,23
0,08
2,04
2,77
3,17
3,66
17
19
65,71
0,50
16,02
2,05
2,99
0,09
1,78
3,71
3,51
2,70
37
20
65,57
0,49
16,63
1,46
2,63
0,08
1,71
3,88
4,14
2,10
30
584
8
65,92
0,55
14,84
0,63
4,48
0,10
2,43
4,22
2,63
3,07
26
9
67,89
0,61
15,59
0,94
3,29
0,09
1,18
2,59
3,31
3,52
7
10
65,46
0,52
16,08
1,51
4,51
0,14
1,87
4,71
3,68
1,52
17
11
65,12
0,46
15,94
1,39
3,80
0,13
1,69
4,11
3,79
1,85
25
12
67,30
0,40
16,87
1,76
2,74
0,08
0,93
3,59
4,31
2,13
13
13
66,37
0,45
16,63
1,60
2,70
0,07
1,57
3,46
4,39
2,76
15
14
64 95
0,45
16,66
1,69
2,86
0,07
1,77
3,94
4,16
2,8
60
Алтай (Пономарева, Налетов, 1979) ; 22 — крыккудукский комплекс, Казахстан (Пономарева,
Налетов, 1979); 23 - яломэнский комплекс, Алтай (Пономарева, Налетов, 1979); 24, 25 —
Узбекистан (Симонова, 1979) ; 26 — тельбесский комплекс, Забайкалье (Пономарева, Налетов, 1979) ;
27 — нижнеамурская серия, Приморье (Пономарева, Налетов, 1979) ; 28 — тохтогеншильский
комплекс, МНР (Пономарева, Налетов, 1979); 29, 30 формации Урала (Ферштатер, 1972) : 29 —
габбро-гранитная, 30 -¦ тоналит-гранодиоритовая; 31 — Малый Кавказ (Мустафаев, 1977); 32 — По-
долия (Сидоров, 1970) ; 33 среднее для Украинского щита (Сидоров, 1970) ; 34 — хангайский
комплекс, МНР (Геология МНР, 1973); 35 Аляскинско-Алеутскии батолит (Пономарева,
Налетов, 1979) ; 36 мезозойские гранодиориты Северо-Западной Невады (Smith et al., 1971).
21
22
23
24
25
26
27
66,55
2,22
0,58
0,20
15,29
1,50
"оЖ
2X2
0,50
1,64
1,00
0,39
0,64
4,24
1,00
3,95
67,54
2,42
0,37
0/Г2 '
15,20
1,20
1,69
0,87
2,43
0,95
O07
0?8
1,52
0,62
3,65
0,92
V38_
0,66
2,32
1,03
61
6JL97
3,15
О/ИЭ
0,13
14,77
1,30
LZ1
0,71
3,07
0,69
0,08
0,04
0,67
3,67
1,13
3,12
0,99"
3,04
"ergs'
32
66,60
1,86
0,41
ojo
16,33
0,94
U52_
0,52
2,86
0,75
0Д7
O03
1J0_
0,35
_3J>9
0,73
4,45
0,61
26
650
0,45
15,9
2,72
2,04
0,10
1,63
3,87
3,51
3,47
20
65,06
0,42
16,14
2,37
2,44
0.П6
2,12
3,16
2,40
3,89
19
1,89
0,43
16,69
07Э1
L9JL
0,69
^88_
0,72
0,08
"оШ~
1,95
0,57
3,76
0,56
l&L
~0,75
2,13
"(X5T
13
585
Таблица 164
Компонен
ты
окончание)
28
29
30
31
32
33
34
35
36
SiO2
ТЮ2
AI2O3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
Число
анализов
64,69
2,16
0,57
0,16
17,05
1,35
1,74
0,85
2,67
0,67
0,10
0,12
1.74
0,34
3,79
0 75
3,74
0,65
2,55
0,71
12
66,01
0 51
15 81
2 73
2 60
0 14
2 44
4 98
2 73
50
66,17
0,50
15,75
1,44
2,55
0,09
3,52
3,61
3,01
242
65,75
3,15
0,39
0,07
15,85
2,83
2,29
1,26
2,21
1,59
0,07
0,01
1,89
0,95
4,41
1,68
3,76
0,42
2,01
0,93
44
66.35
3,78
0,29
0,27
16,09
1,40
2,45
1,82
2,51
1,98
0,03
0,03
1,63
1,19
3,92
1,47
3,69
0.99
2,30
1,24
36
65,31
4,42
0,40
0,24
16,16
1,63
2,09
1,48
2,86
1,73
0,05
0,05
1,90
1,35
4,19
1,42
3,91
0,83
2,22
1.19
81
67.46
1,43
0,53
0,14
15,32
0,76
1,38
0,70
2,86
0,64
0,10
0,06
1,62
0,40
2,82
0,42
3,43
0,24
3,64
0,44
19
65,51
2,96
0,62
0,17
16,06
1,51
1,99
0,54
2,67
0.60
0,11
0,03
1,61
0,27
5,09
1,11
3.46
0,73
1,67
0,79
7
64,46
1,75
0,58
0,07
16,80
0,65
1,82
0,38
2,23
0,43
0,08
0,02
1,86
0,40
4,36
0,75
4,09
0,44
2,41
0,34
9
с преобладающим простиранием вмещающих пород. Такие тела, как правило, кон-
кордантны структурам последних.
В раннекаледонских сооружениях гранодиориты наблюдаются в Алтае-Саянской
области в составе Ольховского, мартайгинского, лебедского, сардинского, ольгин-
ского, тельбесского комплексов. Горном Алтае (яломанский комплекс),
Кузнецком Алатау (мартайгинский комплекс), в позднекаледонских — в Казахстане (крык-
кудукский комплекс и его аналоги), в герцинских — на Урале (пластовский, сар-
бай-соколовский, милютинско-михайловский, степенский комплексы), в Казахстане,
(балхашский, музбельский, алтынэмельский комплексы), Узбекистане (карамазар-
ский комплекс), Зайсанской складчатой области (змеиногорский, саурский
комплексы) , в альпийских сооружениях — в Камчатско-Корякской складчатой области
(кони-тайгоносский, мургальский, ворожейский комплексы), на Кавказе (абхазский
комплекс).
Гранодиориты часто наблюдаются в районах широкого развития андезитовой
формации и находятся с андезитами в тесной пространственной ассоциации
(Магматические формации СССР, 1979). Они известны в герцинских сооружениях
Казахстана в составе среднекарбонового топарского комплекса, в мезозоидах Забайкалья
(шахтаминский, амуджикано-сретенский, амананский комплексы), Становой области
(удско-зейский комплекс), Сихотэ-Алиня (нижнеамурский комплекс), Монголо-
Охотской зоны (дуганджинский комплекс). Малого Хингана (бутакано-чуркинский
и хингано-олойский комплексы) и Северо-Востока СССР (охотский и янский
комплексы). Гранодиориты являются преобладающими породами в составе тельбесского,
олъгинского и джидинского комплексов Забайкалья. В связи с процессами
активизации они проявляются в Яно-Колымской складчатой области. К сининверсионным
образованиям отнесены гранодиориты, наблюдаемые в составе терскейского (Кал-
ба), кунгейского (Северный Тянь-Шань), гиссарского (Средняя Азия) и
биробиджанского комплексов (Магматические формации СССР, 1979). Гранодиориты извест-
586
ны во многих районах СССР: Карелии, Урале, Юго-Восточном Памире, Украине (ос-
ницкий комплекс и др.), Белоруссии, Большом и Малом Кавказе (Возрастная и
формационная корреляция..., 1977, 1979). В Туве гранодиориты наблюдаются в
составе таннуольского комплекса (Шенкман, 1978).
Гранодиориты широко известны во многих районах мира: Болгарии (район Аса-
рел. Западная Стара Планина и др.), ГДР (район Демлиц-Тумлиц и др.), ЧССР (район
Стеновский, Чьерни-Балога, Богемский плутон), Венгрии, Греции, Италии, Франции,
Швейцарии, Испании (Иберийский массив, провинция Касерес), Норвегии,
Финляндии (Раутио), Ирландии, Иране (массив Закар), Монголии (нукутдабанский, ценхир-
гольский и другие комплексы), Японии (массив Дандо, Окуеама и др.), Африке,
Австралии, США (штаты Вашингтон, Виргиния, Монтана, Массачусетс, Невада),
Канаде, Бразилии, Мексике, Перу, Чили, Аргентине, Тасмании (о-в Кинг), Малайзии
и других районах. Они обнаружены и описаны как пироксеновые граниты в Японском
море (возвышенность Ямото; Леликов, Васильев, 1974).
Принадлежность к формации. Гранодиориты являются главными составными
частями тоналит-плагиогранит-гранодиоритовой, диорит-гранодиоритовой, реже
гранитовой формаций (Магматические формации СССР, 1979). Изредка они
наблюдаются в составе монцонит-сиенитовой формации. Узбекские геологи выделяют
гранодиориты в самостоятельную формацию (Азимов и др., 1970). Гранадиориты
являются производными не только гранитоидных, но и габброидных магм (Пинус, 1961,
1968).
В последние годы генезис части гранодиоритов трактуется в свете плитной
тектоники. В.Р. Дикинсон (Dickinson, 1970) считает, что гранодиориты являются
плутоническими аналогами некоторых пород островных дуг и образуются в условиях суб-
дукции океанических плит (островодужные обстановки) или океанической и
континентальной (активные окраины континентов) коры. К этой точке зрения
примыкают многие другие исследователи (Зоненшайн и др., 1976; Коваленко и др., 19772) .
В результате сжатия происходило скручивание сиалических масс и возникновение
системы глубоких сколов, с которыми и связано проявление гранодиоритового
магматизма. Надвиганием континентальной плиты на океаническую объясняется
проявление гранитоидного магматизма во внутренних частях зон невадийского и
андийского типов. Магматическая зональность невадийского типа проявляется в смене
по направлению в глубь континента пород тоналит-гранодиоритового типа гранодио-
ритами и далее кварцевыми монцонитами и гранитами. Появление выплавок
гранитоидных магм в условиях сжатия объясняется как результат разогрева вещества за
счет трения погружающейся литосферной плиты и за счет конвективных струй,
направленных от континента навстречу поддвигающейся плите (Зоненшайн и др.,
1976).
Металлогения и практическое значение. Различными исследователями по-разному
оценивается металлогеническое значение гранодиоритов. Одни считают их
безрудными, другие — связывают с ними генетически вольфрамово-молибденовое,
полиметаллическое, медно-молибденовое (Dummett, 1978), золото-молибденовое, медное
(Зоненшайн и др., 1976; Игнатовски, 1979; Hollister, 1979), реже золотое (Грабе-
жев и др., 1979) и оловянное (Павловский и др., 1979) оруденение. Некоторые
исследователи (Металлогеническая..., 1971) обсуждают генетическую связь с андезит-
гранодиоритовыми вулкано-плутоническими ассоциациями золото-серебряных
месторождений. С габбро-диорит-гранодиоритовыми интрузиями базальтоидного ряда
обычно связывается золотое оруденение (Пинус, 1961; Бородаевский и др., 1979).
В контактах гранодиоритовых интрузивов с карбонатными толщами нередко
формируются скарново-магнетитовые месторождения (Алабин, 1978).
Гранодиориты применяются в монументальном строительстве как облицовочный
материал (Гаджиев, 1956).
Тоналит
Тоналит — это плутоническая горная порода нормального ряда, по химическому
составу являющаяся эквивалентом дацита и гранодиорита. Названа по месту
нахождения в Тонале, Адамелло (Северо-Итальянские Альпы). Термин в литературе не
имеет однозначного толкования. По Р. Юбельту и П. Шрайтеру A977), тоналит
является кварцевым диоритом, богатым роговой обманкой и кварцем. По М.П. Кет-
587
Таблица 165. Количественный минеральный состав тоналитов (в об.%)
Номер п/п
Местоположение
Плагиоклаз
Калиево-
натриевый полевой
шпат
Пироксен
Кузнецкий Алатау, мартайгинский 58,0
комплекс, Кожуховский массив
Центральный Казахстан, балхаш- 58,5
ский комплекс
1.3
3,1
* Среднее из 28 подсчетов.
Примечание. При расчете среднего состава (ан. 2) использованы данные В.И. Серых.
рис и Б.К.Львову (Кетрис, Львов, 1968; Львов, Кетрис, 1973), содержание кварца
в тоналите колеблется от 10 до 20%. Согласно рекомендациям Международного
геологического конгресса в Монреале A972 г.), тоналитами следует называть
породы, в которых на долю кварца приходится не менее 20% суммы фельзических
минералов. Плагиоклаз тоналита содержат более 30% An.
Внешний облик, текстура. Зеленовато-серая, светло-серая до темно-серой, крупно-,
средне-, мелко- и тонкозернистая, равномернозернистая, неравномернозернистая
или порфировидная порода, массивной или гнейсовидной, реже полосчатой и
пятнистой текстуры.
Минеральный состав, структура, последовательность кристаллизации. Главными
минералами тоналитов являются плагиоклаз, кварц, моноклинный пироксен,
амфибол, биотит, редко калиево-натриевый полевой шпат, а второстепенными —
магнетит, титаномагнетит, ильменит. Из акцессорных минералов в тоналитах встречаются
апатит, титанит, циркон, рутил, а из вторичных минералов — серицит, хлорит, эпидот
и альбит.
Количественно-минеральный состав тоналитов приведен в табл. 165. Содержание
темноцветных минералов в тоналитах колеблется в широких пределах и, по данным
некоторых исследователей, может достигать 41% (Юбельт, Шрайтер, 1977).
Плагиоклаз является преобладающим минералом. Он образует изометричные,
слабо вытянутые или близкие к идиоморфным зерна, обычно полисинтетически
сдвойникованные по альбитовому, периклиновому и альбит-карлсбадскому законам.
Часто он зонален. Зональность прямая или обратная. При прямой зональности ядро
соответствует Ап4о, а к периферии происходит изменение состава от Ап37 ДО An2s-
Наиболее типичны для тоналитов андезины № 35—40 (Ананьев, 1950).
Максимальные вариации состава плагиоклаза в тоналитах — от АП25 ДО Anso
(Кортусов, Т967). На границе с калиево-натриевым полевым шпатом в плагиоклазе
появляются мирмекиты.
Калиево-натриевый полевой шпат в тоналитах количественно и структурно
подчинен плагиоклазу, а иногда отсутствует. Его содержание не превышает 10% суммы
полевых шпатов. Нередко — это микроклин, часто решетчатый. Наряду с
самостоятельными зернами он может присутствовать в плагиоклазе, образуя антипертитовые
вростки. В одном и том же образце тоналита калиево-натриевый полевой шпат может
быть свежим и измененным, образуя зерна двух генераций, причем первая генерация
зерен обычно более изменена.
Кварц наблюдается в ксеноморфных зернах, которые выполняют промежутки
между зернами других минералов.
Моноклинный пироксен в тоналитах представлен диопсидом, авгитом;
присутствует не во всех разновидностях тоналитов. Обычно он обрастает роговой обманкой.
Иногда наряду с моноклинным пироксеном в тоналитах встречается гиперстен (же-
лезистость до 45%).
Амфибол представлен обыкновенной роговой обманкой, которая обладает
отчетливым идиоморфизмом по отношению к другим минералам и принадлежит к
малотитанистым низкофтористым разновидностям. Железистость ее составляет 39,0—47,5,
реже 52,5%.
Биотит, образующий в тоналитах крупные таблички или чешуйки, является обыч-
588
Роговая
обманка
Биотит
Кварц
Акцессорные и
рудные
минералы
Автор или
литературный источник
4,6 1,2 34,8 0,1 Ананьев, 1950
6,9 5,4 25,5 0,6 с.В. Ефремова
ным минералом. По химическому составу он принадлежит биотитам с железистостью
43—50, реже 53—59%. Биотит в тоналитах почти всегда менее магнезиален, чем
роговая обманка.
Рудные и акцессорные минералы встречаются в виде зерен идйоморфной и
неправильной формы. Из вторичных минералов хлорит развивается по биотиту и роговой
обманке, альбит — по плагиоклазу; плагиоклаз в центральной части зональных зерен
часто интенсивно соссюритизирован. Эпидот замещает все темноцветные минералы
и нередко плагиоклаз.
Структура тоналитов гипидиоморфнозернистая. Основной структурный рисунок
горной породы создан зернами плагиоклаза, в промежутках между которыми
располагаются зерна роговой обманки. Зерна роговой обманки часто содержат пойкили-
товые включения биотита и акцессорных минералов. Биотит, слагающий
неправильной формы чешуйки, выполняет промежутки между зернами плагиоклаза. Иногда
совместно с биотитом здесь отмечаются кристаллы роговой обманки (см. рис. 93, д) .
К промежуткам между кристаллами плагиоклаза и темноцветных минералов
тяготеют обособления кварца, редко калиево-натриевого полевого шпата. Эти
взаимоотношения минералов дают основание предполагать, что при образовании тоналитов
первым начал кристаллизоваться плагиоклаз. Судя по зональности, условия
кристаллизации плагиоклаза были достаточно нестабильными. Далее происходила
кристаллизация роговой обманки, затем биотита и калиево-натриевого полевого шпата.
Кристаллизация тоналитов заканчивалась кварцем, судя по тому, что зерна этого минерала
выполняют мельчайшие промежутки между зернами других минералов. Далее имело
место позднемагматическое изменение породы: развитие альбита по андезину и оли-
гоклазу, а затем автометасоматическое ее преобразование — развитие серицита и
эпидота по плагиоклазу, а хлорита и эпидота — по темноцветным минералам.
В резкопорфировидных разновидностях тоналитов в виде
минералов-вкрапленников наблюдаются плагиоклаз и темноцветные минералы, а в основной массе все
минералы, наблюдаемые в породе, последовательность образования которых
подобна описанной выше.
Химический состав. Тоналиты являются петрохимическим эквивалентом дацитов
(см. табл. 153) . По химическому составу они принадлежат калиево-натриевой
(Na2O/K2O =0ь9— 3,7) , реже натриевой (Na2O/K2O до 8,7) сериям, а по
коэффициенту глиноземистости являются высокоглиноземистыми (аГ =1,7—2) и весьма вы-
сокогл'иноземистыми (al' =2—3,7). Коэффициент агпаитности в тоналитах
колеблется от 0,17 до 0,39.
Химический состав тоналитов приведен в табл. 166, из которой отчетливо видно
резкое преобладание в них Na2O над К2О и принадлежность типичных тоналитов к
лейкофемичным разновидностям.
Разновидности тоналитов выделяются по зернистости, а также количественному
содержанию темноцветных минералов и их видовому составу. По зернистости среди
тоналитов различаются крупно-, средне-, мелко- и тонкозернистые, равномернозер-
нистые, неравномернозернистые, порфировидные, резкопорфировидные. По
содержанию темноцветных минералов выделяются лейкотоналиты (М<10), мезократо-
вые тоналиты (М = 10—25) и меланократовые тоналиты (М>25). По характерному
темноцветному минералу выделяются следующие разновидности тоналитов: авгито-
589
Таблица 166. Химический состав тонапитов (в вес.%)
Компоненты
SiO2
TiO2
AI2O3
Fe2O3
FeO
МпО
MgO
CeO
Na2O
66,2
2,14
0,55
0,11
15.43
0,70
2,12
0,74
4,03
1,24
0,11
орл
2,02
0,45
5,28
0,93
3,23
66,08
0,39
17,08
1,39
1.67
0,06
1,54
3,31
4,78
154
66,49
0,47
15,47
1,74
2,77
0,07
1,73
4,14
2 ,93
2,78
67 P2
0,29
16,72
2,05
1,74
0,05
2,14
5,32
4,69
67,04
0,46
14,62
1,75
5,25
0,16
155
6,30
2,27
026
66,15
0,62
1556
1,36
3,42
ода
1,94
4,65
3,9
1,42
0,76
0,94
0,76
1 — таннуольский комплекс. Восточная Тува (среднее из 8 ан., данные А.Н. Дистановой); 2 —
зона Передового хребта, Кавказ (Афанасьев и др., 1968); 3 — гранодиорит-тоналитовый
комплекс, Горный Алтай (среднее из 2 ан., Кузнецов, 1964); 4 — то же, Северо-Западный Алтай
(Кузнецов, 1964); 5 — Маинский массив. Западный Саян (данные В.Н. Смышляева); 6 — среднее для
тоналита мира (Nockolds, 1954).
вый, диопсидовый, роговообманковый, биотитовый, биотит-роговообманковый.
Последние три разновидности пользуются в природе наибольшим распространением.
Формы залегания. Тоналиты иногда слагают самостоятельные массивы штокооб-
разной или неправильной формы. Однако более часто они встречаются в сложных
полихронных массивах, где связаны постепенными переходами с гранодиоритами,
кварцевыми диоритами; нередко между ними устанавливаются и секущие контакты.
Формы тел тоналитов в сложных интрузивах — неправильная, гарполито- или лакко-
литообразная, дайкообразная. Площади их выходов могут достигать более 100 км2.
В апикальных и боковых частях их тел присутствуют ксенолиты меланократовых
пород, в различной степени переработанные.
Регионы распространения. Как и гранодиориты, тоналиты — типичные породы
складчатых областей. Их роль особенно велика в каледонских складчатых
сооружениях, редко тоналиты наблюдаются в альпийских структурах. В СССР тоналиты
известны в Алтае-Саянской области в составе Ольховского, мартайгинского
комплексов, Туве (таннуольский комплекс), Казахстане (балхашский, музбельский, кур-
дайско-чатыркульский, кунгейский, алма-атинский комплексы), Урале (пластов-
ский, сарбай-соколовский, милютинско-михайловский комплексы), Зайсанской
(саурский комплекс) и Камчатско-Корякской (конитайгоносский, ульенттуимский
комплексы) складчатых областях, на Малом(Сомхито-Карабахская зона) и Большом
(загединский, чилакский комплексы) Кавказе и других районах (Возрастная и фор-
мационная корреляция..., 1977,1979).
За рубежом они известны в Пакистане, Венгрии, Чехословакии, Африке, США,
Австралии, Японии и др.
Принадлежность к формации. Наряду с кварцевыми диоритами, плагиогранитами
и гранодиоритами тоналиты являются главными. составными частями тоналит-плагио-
590
гранит-гранодиоритовой формации (Магматические формации СССР, 1979). Они
являются производными гранитоидных (Кортусов, 1967) или габброидных магм.
Металлогения и практическое значение. С тоналитами связаны редко метальная
(Moravek, 1979), а также медная минерализации. Тоналиты применяются в
монументальном строительстве.
Семейство низкощелочных гранитов
Данное семейство включает гранитоиды, в которых содержание SiO2 >68%, Na2O +
+ К2О<7,1%. Оно представлено двумя видами горных пород: плагиогранитом и
собственно низкощелочным гранитом. В плагиограните отношение Na2O/K2O
составляет ~ 1,3—2,7, в низкощелочном граните — 0,3—5,2. Плагиогранит и низкощелочной
гранит различаются по особенностям минерального и химического состава (см. табл.
153). Породы каждого из видов имеют свои эффузивные аналоги. Формирование
пород происходило преимущественно на ранних и средних этапах геосинклинапьно-
го развития подвижных областей.
Плагиогранит v
Плагиогранит принадлежит к числу широко распространенных в природе видов гра-
нитоидов.
Внешний вид, текстура. Плагиограниты представляют собой преимущественно сред-
незернистые породы массивной текстуры, окрашенные в серый цвет различных
оттенков. Цвет породы определяется окраской плагиоклаза, степенью его измененности;
более обычен зеленовато-серый цвет. Встречаются крупно- и мелкозернистые, а также
порфировидные разности. Текстура массивная, такситовая, иногда ориентированная,
гнейсовидная.
Минеральный состав, структура, последовательность кристаллизации.
Количественно-минеральный состав плагиогранитов приведен в табл. 167. Содержание плагиоклаза
в основном составляет 45—75%, кварца — 22—45, редко достигает 60%, калиево-нат-
риевого полевого шпата — 0—10, биотита (редко мусковита) и роговой обманки —
2—15%. Средний количественно-минеральный состав плагиогранита следующий (в
об.%) : плагиоказ 50—60, кварц 30—35, калиево-натриевый полевой шпат 0—10,
биотит с подчиненным количеством роговой обманки 5—8. Пироксен в плагио гранитах
редок и встречается в единичных зернах. Часто присутствуют вторичные минералы:
эпидот, хлорит, серицит, альбит и др.
Структура плагиогранитов — гранитная, гипидиоморфнозернистая, аллотриоморфно-
зернистая, аплитовидная, иногда с элементами микрографической (Табл. XXXVI, а,
б); отмечаются гранобластовые структуры, обусловленные, как и гнейсовидная
текстура в совокупности с комплексом вторичных минералов, воздействием
наложенных процессов, особенно динамометаморфизма.
Как правило, в плагиогранитах один и тот же минерал присутствует в нескольких
генерациях.
Плагиоклаз первой генерации представлен идиоморфными таблитчатыми зернами
зонального строения. Ядро обычно сложено олигоклазом (Ап20-зо), реже андезином
(An3s-4o), периферические части — альбит-олигоклазом (Ап7-2о)- Средний состав
плагиоклаза — Ап24. Степень упорядоченности плагиоклаза обнаруживает
значительные колебания @,25—1).
Калиево-натриевый полевой шпат ксеноморфен, заполняет промежутки между
зернами плагиоклаза, иногда корродирует и обрастает плагиоклаз. Представлен
промежуточным, реже максимальным микроклином или неупорядоченным
ортоклазом. Пертиты распада в нем имеют преимущественно нитевидную форму.
Содержание альбитового компонента в основном варьирует в пределах 10—35%.
Биотит образует пластинки, плеохроирующие в шлифах в зеленовато-бурых,
буро-коричневых, реже в красновато-бурых тонах. Общая железистость биотита в
основном составляет 40—65%. Соотношения общей железистости темноцветных
минералов и общей железистости плагиогранитов обычно соответствуют таковым в
гранитоидах умеренных фаций глубинности (Бушляков, Соболев, 1976; Федорова,
1977; Щербак, 1975 и др.). Свойства породообразующих минералов плагиогранитов
591
Таблица 167. Количественный минеральный состав плагиогранитов (в об.%)
Номер п/п
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
* Содержание
Местоположение,
порода
Среднее для пла-
гио грани та
Среднее для пла-
гиогранита тона-
лит-плагиогра-
нит-гранодиорито-
вой формации
Западный Саян,
маинский
комплекс
То же
Средний Урал,
Верхнеисетский
массив
Орское Зауралье
Западные Мугод-
жары, олигокла-
зовый ппагио-
гранит
Центральная
Монголия, тарбогатай-
ский комплекс
Центральный
Казахстан, кульбас-
ский, касымский.
карасуйский
комплексы
Армения, сред-
неюрский
комплекс
Норвегия, трондъ-
емит
Плагиоклаз
56
60-75
53-58
47-48
56-70
60
50-55
55
45,9
59,2
68
калиевого полевого шпата
в классификации магматических горных
*'Количество
Кварц
27
25-35
>25
>45
25-40
35
40-45
34
37,2
35
23
Калиевый
полевой
шпат
_
0-20*
—
_
5-8
8
8,4
—
—
Биотит
12
2-7
1
7-8
0-12
_
2
2,8
—
8
Амфибол
5
5-15
4
3-25**
—
1
V
3,5
1
значительно превышает принятое для
пород (Классификация..., 1981).
амфибола выше обычно наблюдаемого в плагиогранитах.
Литературный
источник
Хрущов, 1931
Трофимов,
1979
Кузнецов,
1964
Смышляев,
1963
Бушляков,
Соболев, 1976
Сиротин, 1974
Малахова,
Штейнберг,
1974
Федорова,
1977
Михайлов и
ДР., 1971
Баласанян,
Баркитян,
1970
Завари цк ий,
1956
плагиогранитов
•
изучены, однако, недостаточно. Существенные их колебания отражают различия в
генезисе и в условиях кристаллизации расплавов.
Акцессорные минералы плагиогранитов представлены апатит-цирконовой
ассоциацией. Ведущие акцессорные минералы в ней: апатит, циркон, магнетит. К часто
встречающимся относятся ильменит, титанит, иногда присутствуют андалузит, кор-
диерит, ортит, монацит.
Важнейшей особенностью плагиогранитов, отличающей их от других видов
гранитов, является высокое содержание в них плагиоклаза (Ап24) — 50—60% и низкое
калиевого полевого шпата @—10%), повышенное содержание темноцветных
минералов E—8%). От похожих на них внешне кварцевых диоритов плагио грани ты
отличаются более высоким содержанием кварца и меньшей концентрацией темноцветных
минералов с преобладанием среди последних биотита.
Общая схема последовательности кристаллизации плагиогранитов такова: Рft +
+ Bt(Hbl) ±Fsp-»Pln ±Bt(Hbl) ->Fsp+Q (см.Табл.XXXVI,a, 6).
Химический состав. Средний химический состав плагиогранитов (по регионам)
представлен в табл. 168. Для них характерны колебания содержаний SiO2 от 68 до
77%, преобладание Na2O над К2О, сумма К2О + Na2O <7,1%. Плагиограниты
принадлежат к калиево-натриевой (Na2O/K2O = 0,4 -ь4) и натриевой сериям (Na2O/K2O>
592
Следует отметить, что в плагиогранитах сумма №20 + К2О иногда превышает 7,1%.
Величина коэффициента глиноземистости (al ) составляет 3—6, что отражает
принадлежность плагиогранитов к весьма высокоглиноземистым образованиям.
Общая железистость плагиогранитов в среднем составляет 50—65%. В более лей-
кократовых разностях она возрастает до 85%; коэффициент окисленности железа,
как правило, низкий A0—22), редко возрастает до 50%. Для плагиогранитов
специфичны пониженные содержания Rb, Li, Be, Та, Nb, U, Th, Pb, Zn, Bi, Sn, F и
повышенные концентрации Ba, Sr, Cu, Ni, Co, Cr, V, особенно Sc по сравнению с
соответствующими кларками для кислых пород (Виноградов, 1962). Некоторые элементы группы
железа, а также Ba, Sr в единичных примерах обнаруживают обратные тенденции
(Львов, 1965 и др.). Сводные данные об особенностях поведения радиоактивных
элементов в плагиогранитах приводятся И.И.Абрамовичем A972). Плагиограниты
характеризуются пониженными содержаниями редкоземельных элементов; среди
них преобладают легкие лантаноиды (Батиева и др., 1978 и др.).
Разновидности выделяются по составу плагиоклаза, содержанию калиевого
полевого шпата, а также суммарному количеству фемических компонентов, по наличию
или отсутствию высокоглиноземистых акцессориев, по структурным признакам и
т.д. Лейкократовый плагиогранит, состоящий из кислого плагиоклаза (альбит-оли-
гокпаза) — 70% и кварца B5%), с небольшим количеством темноцветных
минералов принято называть трондьемитом (Заварицкий, 1956). Иногда лейкократовый
плагиогранит неправильно описывается под названием "натровый аляскит", "пла-
гиоаплит". В зарубежной литературе некоторые исследователи распространяют
название "трондьемит" на плагиограниты в целом (Holz, 1971; Larsen, Poldervaart,
1961 и др.) . Встречаются двуслюдяные (биотит-мусковитовые) плагиограниты;
известны чисто андезиновые и лабрадоровые плагиограниты (Малахова, Штейнберг,
1974 и др.), высокоглиноземистые плагиограниты (Изох, 1965), плагиограниты с
монцонитовой структурой (Федорова, 1977) и т.д. Разновидностью плагиогранитов
являются эндербиты (плагиочарнокиты) .
Формы залегания. Плагиограниты образуют массивы пластообразной, лакколито-
подобной, штоковидной формы, трещинные интрузивы и дайки. Иногда они слагают
приконтактовые части массивов, сложенных крупнозернистыми гранитами
нормального ряда, как, например, в Зауралье (Сиротин, 1974). Массивы плагиогранитов
часто ориентированы по простиранию крупных региональных разломов, иногда они
группируются в протяженные линейные пояса, приуроченные к зонам эвгеосинкли-
нальных прогибов.
Массивы плагиогранитов имеют автохтонное и аллохтонное залегание. Вопрос о
магматическом или метасоматическом генезисе плагиогранитов в автохтонных
массивах подчас не имеет однозначного решения. При формировании их широкое
развитие получали процессы плагиогранитизации, предшествовавшие плавлению. В таких
массивах обычно наблюдается сочетание магматических и метасоматических:
плагиогранитов (Украинский щит и др.). Аллохтонные интрузивы, как правило, имеют
многофазное строение. Контакты таких плагиогранитов с породами рамы
интрузивные, в эндоконтакте присутствует зона закалки и распространены ксенолиты
вмещающих пород.
Регионы распространения. Классической областью развития плагиогранитов
является Урал, где они и были впервые описаны Е.С.Федоровым A901,).
Плагиограниты широко распространены в обрамлениях Балтийского, Скандинавского,
Украинского щитов, Хангайского нагорья в Центральной Монголии, вдоль северного
подножья Западных Саян известны они в Казахстане, Средней Азии, на Кавказе и
Закавказье, на Дальнем Востоке, Камчатке и т.д. К настоящему времени установлено, что
плагиограниты присутствуют во всех регионах мира, прошедших геосинклинальную
стадию развития. Они принадлежат к числу характерных образований древних докем-
брийских областей, где слагают комплексы "серых гнейсов". Плагиограниты
распространены среди офиолитовых ассоциаций разновозрастных рифтовых зон. Наличие
их выявлено и в современных океанических рифтовых зонах при драгировании
скального грунта со дна океанов (Зоненшайн и др., 1976 и др.).
Трондьемиты описаны для Западного Узбекистана (Изох, 1975), Закавказья
(Керимов, Абдуллаев, 1964), Центрального Казахстана (Михайлов и др., 1971); они
широко развиты в Калифорнии (Holz, 1971), Северной Исландии (Payne, Strong,
38. Зак. 971 ' 593
Таблица 168. Средний химический состав плагиогранитов (в вес.%)
Компоненты
SiO2
TiO2
AI2O3
Fe2O3
FeO
МпО
MgO
CaO
Na2O
K2O
Число
анализов
1
69,29
027
15^0
0,94
151
0,04
056
2,74
4,36
2,45
14
2
70,50
0,19
1539
030
1,19
OJ03
0^4
2,11
4,44
2,44
29
3
72,80
0,26
13,90
1,66
120
0,06
037
156
4,38
137
18
4
73,65
0,36
13,59
1,03
1,71
0,05
0^3
137
4,66
0,72
21
5
70,38
0,46
14,33
1,45
2,14
0,06
1,35
238
5,10
1,05
Нет
данных
6
7338
0,20
14,12
0,79
139
0,04
0,41
1^8
4,73
1,62
18
7
69,34
0,34
15,77
1,08
1,96
0,04
1,15
3,11
4,17
224
195
1—5 — Урал: 1 — Верхи ей сете кий плутон (Бушляков, Соболев, 1976), 2 — пластовский
комплекс (Львов, 1965), 3 — средний состав (Морковкина, 1964), 4 — биотитовый. Тагильский
прогиб (Малахова, Чурилина, 1972), 5 — амфибол-биотитовый (Малахова, Чурилина, 1972); 6 — плагиогра-
нитный комплекс, Мугоджары (Старков, Знаменский, 1977) ; !¦— среднее для архейских
плагиогранитов Карелии (Бельков, Батиева, 1979); 8 — змеиногорский комплекс, Алтай (Пономарева, Налетов,
1979); 9 — Центральненский плутон, Кузнецкий Алатау (Алабин, 1971); 10 — Кожуховский плутов
Алтае-Саянская область (Дистанова, 1965); 11 — маинский комплекс, Западный Саян (Смышляев,
1963); 12 — таннуольский комплекс, Тува (Пинус, 1961) ; 13 — крыккудукский комплекс,
Северный Казахстан (Пономарева, Налетов, 1979) ; 14 — Главный Кавказский хребет (Гурбанов, 1977) ;
15 — Атыбек-Славянский массив, Азербайджан (Керимов, Абдуллаев, 1964); 16 — Мурманский
Таблица 168 (окончание)
Компоненты
16
17
18
19
20
21
SiO2
TiO2
AI2O3
Fe2O3
FeO
МпО
MgO
CaO
Na2O
K2O
Число
анализов
71,00
025
15,07
озз
1,32
0,03
0,65
2,93
5,35
1,75
5
73,09
0,19
12,94
1,29
1,75
0,01
1,06
1,98
335
1,74
5
76,65
0,17
12,60
1,35
0,92
0,01
0,37
1,33
4,42
0,85
4
7131
0,08
К ,98
057
1,78
0,03
0,73
3.13
552
1,45
3
71,12
0,29
14,96
1,13
1,35
0,04
0,77
2,75
4,96
1,82
3
71,62
0,26
14,92
038
1,49
орз
0,63
3,17
5,11
1,31
9
1979), на о-ве Кипр (Coleman, Peterman, 1975) и во многих других регионах.
Остальные разновидности плагиогранитов имеют более ограниченное распространение.
Принадлежность к формации. Плагиограниты типичны для формационных рядов
раннего и среднего этапов собственно геосинклинального развития подвижных
областей. Выделяются габбро-плагиогранитовая, габбро-диорит-плагиогранитовая,
тоналит-плагиогранит-грано диоритовая, диорит-гранодиорит-плагиогранитовая, миг-
матит-плагиогранитовая и другие формации (Батиева, Бельков, 1968; Билибин,
1955; Кузнецов, 1964; Трофимов, 1979 и др.). Плагиограниты габбро-плагиограни-
товой, плагиогранитовой формации обнаруживают тесную пространственную и
временную связь, с одной стороны, с породами габбро-пироксенит-дунитовой формации,
с другой — с натриевыми риолитами, эффузивно-осадочными породами спилит-кера-
тофировой и кварц-кератофировой формаций (Кузнецов, 1964; Михайлов и др.,
1971 и др.) . Становление интрузивов габбро-плагиогранитовой и плагиогранитовой
формаций происходило в малоглубинных — гипабиссальных условиях на поздних
594
8
73,64
0,25
13,10
1,45
1.27
0,15
0,75
2,05
3,95
2,44
96
9
68,97
0,32
16,06
1,12
133
0,06
0,63
3,55
4,24
1,39
7
10
71,24
0,26
14,84
0,77
2,65
0,06
0,59
2,61
4,37
1,48
' 12
11
73,77
0,30
13,11
1,38
2,04
0,08
0,44
2,68
4,01
0,94
26
12
70,45
0,26
13,63
1,44
1,68
0,07
0,60
2,14
3,83
2.57
20
13
72,41
0,25
14,07
1,20
151
0,05
0,74
2,28
4,09
2,22
38
14
74,5
0,33
13,76
05
1,36
0,04
0,50
0,54
6,92
0,28
3
15
75,07
0.15
12^0
2,09
0,92
0,03
1,00
2,20
3,57
1,32
12
и Канентьяврский массивы, Кольский полуостров (Ветрин, 1979; Виноградов, Виноградова,
1979); 17 — Армения (Баласанян, Баркитян, 1970); 18 — пейкократовый, Армения (Баласанян,
Баркитян, 1970); 19 — Уманский плутон, центральная часть Украинского щита (Сидоров, 1970);
20 — формация диорит-плагиогранитов. Балтийский щит (Батиева и др., 1978); 21 — формация
гранодиорит-тоналит-плагиогранитов (Батиева и др., 1978); 22 — тарбагатайский комплекс,
Монголия (Федорова, 1977); 23—24 — Западный Узбекистан (Изох, 1975): 23— Бокалинский массив,
24 — там же, плагиогранит-порфиры; 25 — Фиджи (Gill, 1970); 26 — Северная Исландия (Payne,
Strong, 1979); 27 — там же (Герасимовский и др., 19782); 28— Калифорния (Larsen, Polder-
vaart, 1961); 29 — Калифорния и Аризона (Holz, 1971).
Примечание. Н2О, Р2О5, п.п.п. — до 3,3% (ан. 12, 17) .
22
71,52
0,27
14,15
1,03
2,08
0,07
0,90
2,78
4,07
2,14
4
23
69,27
056
15,33
1,39
1,98
0,04
1.25
3,36
3^1
2,56
6
24
68,76
0,27
1556
0,82
155
0,04
1,33
3,46
4,68
1,90
5
25
75,32
0,23
1258
1,40
0,30
0,04
0,43
2,01
559 '
0,24
1
26
74,45
0,22
13,02
2,62
—
0,07
0,28
1,85
5,03
0,47
1
27
71,82
0,30
15,57
1,67
1.61
0,04
. 0,77
2,74
4,11
1,26
14
28
70^
0,18
153
0,9
1.3
_
оз
3.1
43
1,8
Нет
данных
29
70,2
0,22
17,2
0,71
1.0
0,06
0,66
3,5
4,7
0,91
Нет
данных
стадиях раннего этапа развития геосинклиналей. Плагиограниты формаций батоли-
тового ряда в основном кристаллизовались в условиях умеренных — мезоабиссальных
глубин. Формирование их относится к ранним стадиям среднего этапа развития
геосинклиналей. В последние годы выделяются два геохимических типа плагиогранитов:
толеитового и андезитового ряда, по терминологии Л.В. Таусона A977), или габбро-
плагиогранитового и тоналит-гранодиоритового типа, по терминологии Л.П. Зонен-
шайна и др. A976). Для первого типа эталоном служат плагиограниты маинского
комплекса Саян и комплекса Троодос на Кипре, для второго — плагиограниты
"Великих американских батолитов", таннуольского комплекса (Тува), а также таджи-
линского комплекса (Кольский полуостров). К первому типу относятся
плагиограниты офиолитовых комплексов эвгеосинклиналей, ко второму — связанные с извест-
ково-щелочными сериями вулканогенных зон типа островных дуг или окраин
континентов (Таусон, 1977). И.Д. Батиева, И.В. Бельков A968) выделяют формацию
раннеархейских "первичнокоровых" диорит-плагиогранитов, играющих существен-
595
ную роль в формировании континентальной протокоры (на примере
северо-восточной части Балтийского щита). Ставится также вопрос о выделении самостоятельного
геохимического типа "первичнокоровых" натриевых гранитоидов (Виноградов,
Виноградова, 1979). При формировании исходных расплавов аллохтонных
интрузивов многими исследователями большая роль отводится процессам глубинного гиб-
ридизма, ассимиляции (Дембо, 1956; Дистанова, 1965; Сиротин, 1974; Смышляев,
1963 и др.) . Допускается непосредственная связь исходных расплавов с мантийными
магмами (Михайлов и др., 1971; Пинус, 1961; Таусон, 1977; Ферштатер, Бородина,
1975 и др.). Существуют представления об образовании плагиогрантов при анатекти-
ческом плавлении корового субстрата (Пономарева, Налетов, 1979 и др.) .
Распространены представления, что при образовании плагиогранитов большую роль играли
глубинные трансмагматические флюиды специфического существенно натриевого
состава (Кузнецов, 1964; Федорова, 1977 и др.). Возраст пород колеблется от
древнего, допалеозойского и раннепалеозойского, до мезозойского и даже альпийского.
В целом же плагиограниты, как и породы натриевых серий вообще, являются
образованиями древнейших эпох (архейской, протерозойской) . Согласно
изотопно-геохронологическим данным, возраст древнейших плагиогранитов — 3,5; 2,7—2,8 млрд.
лет (Ветрин, 1979; Лобач-Жученко и др., 1974; Пушка рев и др., 1979 и др.) .
Вопрос о генезисе плагиогранитов толеитового ряда решается более определенно
с позиции современной глобальной тектоники (Зоненшайн1 и др., 1976 и др.).
Плагиограниты современных океанических рифтовых структур рассматриваются как
непосредственные дифференциаты мантийной магмы.
Накопленные к настоящему времени данные о плагиогранитах свидетельствуют,
что, несмотря на различия в их генезисе и возрасте, плагиограниты представляют
собой самостоятельный, отличный от других и широко распространенный
петрографический вид горных пород.
Металлогения и практическое значение. Плагиогранитам сопутствуют контактово-
метасоматические месторождения меди, железа (Северный и Средний Урал и др.),
жильные гидротермальные месторождения золота (Южный Урал, Кавказ, Средняя
Азия и др.), колчеданные руды. С габбро-плагиогранитовыми комплексами
Центрального Казахстана предполагается связь молибдено-медного, а также
золото-полиметаллического оруденения (Михайлов и др., 1971).
Низкощелочной гранит
К виду низкощелочного гранита относятся разности с содержанием SiO2 выше 68%
и суммой щелочей (№2О+К2О), меньшей 7,1%. Отношение Na2O/K2O @,44—1,62)
в них соответствует калиево-натриевой серии. Вид низкощелочного гранита по
распространенности уступает виду плагиогранита. Несмотря на однотипность петрохи-
мических характеристик, внутри вида низкощелочного гранита отчетливо
обособляется по специфике минерального состава, генезису, формационной принадлежности
и распространенности весьма своеобразная горная порода — гранит-чарнокит. Эта
особенность гранит-чарнокита предопределяет целесообразность его детального
описания (см. ниже) . В литературе низкощелочной гранит, исключая гранит-чарнокит,
охарактеризован значительно меньше плагиогранита, очевидно, в связи с его нерудо-
носностью.
Внешний вид, текстура. Низкощелочные граниты представляют собой средне- и
крупнозернистые светлые, иногда почти белые породы с различными оттенками:
преобладают серые, розоватые тона. Текстура массивная с элементами такситовой.
Типичны порфировидные разности.
Минеральный состав, структура, последовательность кристаллизации.
Количественно-минеральный состав низкощелочного гранита отражен в табл. 169. Содержание
плагиоклаза колеблется в основном в пределах 30—50, кварца 21—33, калиево-нат-
риевого полевого шпата 19—30, биотита 1—6, роговой обманки 0—3%.
Для минерального состава низкощелочного гранита характерно повышенное
содержание плагиоклаза. Темноцветные минералы представлены биотитом и роговой
обманкой; среди них иногда присутствует пироксен. Структура пород гипидиоморф-
нозернистая с элементами аллотриоморфнозернистой (см. Табл. XXXVI, в).
Породообразующие минералы присутствуют в нескольких генерациях, часто обособляются
в две структурные группы, отражающие два этапа кристаллизации гранитов. К пер-
596
Таблица 169. Количественный минеральный состав низкощелочных гранитов (в об."/
Номер
п/п
1
2
3
4
5
6
7
8
Местоположение,
порода
Северный Урал,
Мойвинский
массив
Камчатка
Средняя Азия,
Моголтау, кудук-
сайский
комплекс
Северный Памир,
каракульский
комплекс ,
Северный Сихо-
тэ-Алинь, хунга-
ринекая серия
Зоны
региональных разломов,
аплитовидный
гранит
Курильские
острова, хр.
Вернадского, гиперсте-
новый гранит
То же, о-в Пара-
мушир
Плагиоклаз
36,5
39,4
47
37,0-
42,9
29,5
38г-54
45
32-40
Кварц
26,09
32,8
24
22,9-
27,3
33,6
28-32
20,9
28-30
Калиево-
натриевый
полевой
шпат
23,34
22,2
23
19,7-
29,1
25,3
19-30
20
28-35
Биотит
5,6
2
3
8,2-
10,5
8,2
1-4
6,4
4-9
Ро гова я
обманка
0,2
2,7
2
—
_
1,7
5-7
Автор или
литературный
источник
Старков и др..
1967
Прохоров, 1964
Л.И. Симонова
Баратов и др..
1978
Изох, 1965
Макагон, 1977
Тарарин, 1971
То же
вой структурной группе принадлежат резко зональный идиоморфный плагиоклаз,
биотит, роговая обманка и имеющая подчиненное значение ранняя генерация кварца.
Типоморфные минералы второй структурной группы — кварц и калиево-натриевый
полевой шпат. Средний состав плагиоклаза соответствует олигоклаз-андезину. Ядро
в зональных плагиоклазах имеет состав от An3s-48 ДО An4s-ss. периферические
части — An! s-2S- Таким образом, для низкощелочного гранита характерны
плагиоклазы повышенной основности. Степень упорядоченности плагиоклазов высокая
@,6—1,0). Калиевый полевой шпат ксеноморфный с незначительной степенью пели-
тизации, содержит узкие ленточные (до нитевидных) пертиты распада. Содержание
альбитового компонента варьирует в основном от 10 до 30%. Калиево-натриевый
полевой шпат представлен моноклинной и триклинной модификациями. Степень
упорядоченности его промежуточная и высокая.
Темноцветные минералы представлены обыкновенной роговой обманкой,
биотитом, относящимся как к флогопит-аннитовой, так и истонит-сидерофиллитовой
сериям. Встречаются пироксенсодержащие разности.
Темноцветные минералы первой генерации имеют низкие C5—40%) и средние
(до 62—64%) значения общей железистости. Низкая общая железистость наблюдается,
например, в темноцветных минералах миоценовых гранитоидов Камчатки и
Курильских островов (Прохоров, 1964; Тарарин, 1971), пород кудуксайского комплекса
Моголтау (Симонова и др., 1980), в гранитах хр. Вернадского (Тарарин, 1971).
Значения общей железистости 62—64% установлены в биотитах гранитов Мойвинско-
го массива Западного Урала (Старков и др., 1967) и пород каракульского комплекса
Северного Памира (Баратов и др., 1978). Железистость биотитов выше, чем у
роговой обманки. Железистость темноцветных минералов, как правило, ниже железистости
пород E0—70%). Эти соотношения характерны для интрузивов гипабиссальных
фаций глубинности (Мануйлова, Зарубин, 1974 и др.). Титанистость темноцветных
минералов высокая и средняя C% и более). Коэффициент окисленности железа в
них не превышает 20%.
Низкощелочные граниты отличаются бедностью видового состава акцессорных
минералов, которые представлены апатит-циркон-титанитовой и апатит-цирконовой
597
Таблица 170. Средний химический состав низкощелочных гранитов (в вес.'
Компоненты
SiO2
TiO2
AI2O3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
Число
анализов
1 — Мойвинский массив. Северный Урал (Старков и др., 1967); 2 — миоценовые гранитоиды,
Камчатка (Прохоров, 1964) ; 3 — кудуксайский комплекс, Моголтау, Средняя Азия (материалы
Л.И.Симоновой); 4 —6 — Северный Памир (Баратов и др., 1978): 4 — каракульский комплекс,
массивы Восточно-Каракульский, Караджилгинский, Уйбулакский, Южно-Каракульский; 5 — оби-
хумбоусский комплекс, Сугранский массив; 6 — мазарский комплекс, Обихумбоусский массив;
7 — крыккудукский комплекс, Северный Казахстан (Пономарева, Налетов, 1979); 8 — тарбога-
тайский комплекс, Монголия (Геология МНР, 1973); 9 — хунгарийская серия, Северный Сихотэ-
Алинь (Изох и др., 1967); 10 — нижнеамурская серия, Приамурье (Изох, 1967); 11 — биотит-
роговообманковые фации гранитов II фазы, мяо-чанский комплекс. Хабаровский край (Руб, 1970);
70,27
0,28
14,04
1,76
1,59
0j07
1,01
2,20
2,97
4,00
4
72 J05
0,22
1455
0,97
1.57
0,05
0,71
2,67
3,74
3,03
5
68.40
0,31
17,42
1,35
0,85
0,07
0,70
3,79
3,81
3,29
5
68,70
0,33
15,2
0,60
3,02
0,07
1/37
3,02
3,21
3,65
38
7Ц0О
0,40
14,20
0.70
3,20
0,04
0J30
1,50
3,0
330
6
73,6
0,30
13,30
0,50
2,1
0,04
0,70
1,70
3.4
3,2
13
75,86
0,15
13,27
0.70
0,58
0,03
0,31
1,45
4,03
3,06
8
Таблица 170 (окончание)
Компоненты
_—^___—____
SiO2
TiO2
AI2O3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
Число
анализов
16
70 ,00
0,38
16,65
0,66
2,48
0,12
1 Д0
2,40
3.04
3,87
25
17
68,61
0,35
16,43
0,67
2,18
0 04
0^7
231
- 3^8
3,14
11
18
71,52
0,14
15,89
1,05
1 ,30
0,12
0,81
1,58
2^0
4 Д0
11
19
,
69,24
0,45
13,91
139
2,79
0,04
1.21
2,51
3,00
3,43
18
20
68,91
0.76
13,93
1,48
3,20
0,04
1,02
3,06
3,00
4,10
Нет
данных
21
68,97
0,45
15,47
1,12
2,05
0.06
1,15
2,99
3,69
3,16
Нет
данных
ассоциациями с магнетитом и ильменитом. Магнетиты имеют повышенные
содержания титана. Иногда магнетит отсутствует, например, в гранитах каракульского
комплекса Северного Памира (Баратов и др., 1978). Среди акцессорных минералов
встречаются также ортит, гранат, кордиерит, андалузит.
Ниже приводится общая схема последовательности кристаллизации
низкощелочного гранита:
Pli ±Рх+ Hbl + Bt ±Q^PIn + Bt-> Fsp + Q^ .
этап
II этап
Кристаллизация миоценовых гранитоидов Камчатки (Прохоров, 1964) начиналась
с выделения в первый этап кристаллизации плагиоклаза I и роговой обманки. Во второй
этап кристаллизовались плагиоклаз II, биотит, частично (роговая! обманка, кварц и
калиевый полевой шпат. Два последних минерала кристаллизовались одновременно
и несколько позже других. Схема последовательнрсти кристаллизации миоценовых
598
8
71,10
0,28
14,61
1,05
1,89
008
0,75
2,10
3,77
3,29
6
9
69,98
0,49
15,07
0,45
3,24
0,05
1,43
1,61
2,62
3,38
11
10
72,09
0,26
14,45
036
1,65
OJ06
0,68
157
3,79
3,35
14
11
71,45
0,31
13,93
0,32
0^2
0,06
152
2.08
235
4,17
5
12
7057
0,25
15,06
1,01
1,66
0,04
0,73
2,30
4,12
257
5
13
6839
0,49
15,17
0,71
253
0,06
1,04
137
3,13
3,66
4
14
69,40
0,62
14,58
1,05
2,70
0,08
1,02
3,05
3,46
3,06
10
15
69,21
0,37
1433
137
2,38
0,08
031
3,04
3,60
234
7
12 — гранит-порфиры, комплекс послегранитных даек, Алтай (Ермолов и др., 1977); 13—14 —
Южное Приморье (Коренбаум и др., 1976); 13 — мыс Поворотный и массив Артемовский, 14 —
Владимирский массив; 15 — яломанский комплекс ("гибридная фация"), Центральный Алтай
(Кононов, 1969); 16—19 — Дальний Восток (Недашковский, 1980): 16- биджанский комплекс;
17 — биотит-амфиболовые граниты, дитурский комплекс; 18 — биотитовые граниты, то же; 19 —
логдоковский комплекс; 20 — среднее для гиперстенсодержащего низкощелочного гранита (Сте-
фанова, 1980); 21 — среднее для биотитового низкощелочного гранита (Стефанова, 1980),
Примечание. Н, О, Р2О5 и другие компоненты — до 2,5% (ан. 11, 13) .
гранитоидов Камчатки соответственно имеет вид:
I этап
11 этап
По данным Л.И. Симоновой, кристаллизация низкощелочного гранита кудуксай-
ского комплекса в Моголтау (Средняя Азия) начиналась с выделения
немногочисленных фенокристаллов ортоклаза. В первый этап кристаллизовались плагиоклаз I,
роговая обманка, частично биотит, кварц I; во второй — плагиоклаз II, биотит,
кварц II, калиевый полевой шпат.
В обоих рассматриваемых примерах минералы первого этапа кристаллизации
являются преобладающими в породе и отличаются более крупными размерами (см.
Табл.ХХХ1Х,в).
Химический состав низкощелочных гранитов представлен в табл. 170. Для
описываемых пород характерны повышенные еодеражния CaO, MgO, AI2O3 и низкое
содержание щелочей. Содержание Na2O часто несколько преобладает над
содержанием К2О. Основное отличие химизма низкощелочных гранитов от плагиогранитов —
большее содержание К2О и пониженная концентрация фемических компонентов.
Коэффициент агпаитности составляет ~0,6. Общая железистость пород — 50—70%.
Коэффициент окисленности железа в гранитах колеблется. Преобладают значения
в 12—35%, реже степень окисленности железа превышает 40—64%. Неодинаковые
его значения, возможно, связаны с различиями в щелочности расплавов. Например,
коэффициент окисленности железа в гранитах кудуксайского комплекса коррели-
руется с повышенной щелочностью исходных расплавов (Симонова и др., 1980).
По величине коэффициента глиноземистости (al' =4—6) низкощелочные граниты
принадлежат к весьма высокоглиноземистым образованиям.
В низкощелочных гранитах содержания редких щелочей, фтора, бора,
радиоактивных элементов — ведущих элементов восходящей магматической миграции (Амшин-
ский, 1973) — ниже соответствующих кларков для кислых пород, реже близки к клар-
ковым. Поведение элементов группы железа (Со, Ni, Cr, V, Ti) — неоднозначно.
Количества последних ниже соответствующих кларков, по А.П.Виноградову A962),
в гранитоидах Камчатки (Прохоров, 1964) и Моголтау. В других разностях (грани-
тоиды каракульского комплекса, Северный Памир) они превышают кларковые. По-
разному ведут себя также барий и стронций. 599
Суммируя данные по особенностям вещественного состава низкощелочных
гранитов, подчеркнем главные их особенности: повышенную основность зонального
плагиоклаза первой генерации, преимущественно низкую общую железистость
темноцветных минералов, кристаллизацию расплава в два этапа, повышенную известко-
вистость и глиноземистость пород. Пегматитообразование и процессы
автометасоматоза, если они проявлены, то выражены весьма слабо. В цепом низкощелочные
граниты несут признаки изначальной "сухости" расплава и некоторого повышения
степени его водонасыщенности к концу кристаллизации.
Разновидности низкощелочного гранита выделяются по составу полевых шпатов
и темноцветных минералов, суммарному количеству фемических -компонентов, по
наличию или отсутствию высокогпиноземистых минералов, по структурным
признакам и т.д. Примерами леикократовых разновидностей низкощелочного гранита можно
считать лейкократовые граниты крыккудукского комплекса в Северном Казахстане.
Своеобразную разновидность низкощелочного гранита представляет собой
мелкозернистый аплитовидный и пегматоидный гранит зон региональных разломов (Ма-
кагон, 1977; Щербак, 1975 й др.). Подобные разности распространены в районах
Украинского, Алданского щитов и в других регионах. Они слагают дайкообразные
и небольшие штоковидные интрузивы площадью не более нескольких десятков
квадратных километров. Эти интрузивы относятся к слабо перемещенным или ал-
лохтонным образованиям, сопровождаются ореолами гранитизации вмещающих
пород и метасоматическими гранитами. В отличие от собственно низкощелочного
гранита, в аплитовидных гранитах зон региональных разломов широко развиты
шлирозые и жильные пегматиты.
По петрохимическому составу к числу разновидостей низкощелочного гранита
принадлежит и описываемый ниже гранит-чарнокит. Однако сразу же следует
подчеркнуть специфичность гранита-чарнокита и, возможно, целесообразность выделения
его в самостоятельный петрографический вид кислых пород.
Термин "чарнокит" был впервые предложен для гиперстеновых гранитов Индии
(Holland, 1900). Чарнокиты часто имеют сугубо местные названия: "биркремиты",
"мангериты" (Kolderup, 1903), "эпибугиты" (Безбородько, 1931), "богуниты",
"кузеевиты" (Кузнецов, 1941) и т.д. Терминологической комиссией
Петрографического комитета АН СССР предложено различать существенно калиевополевошпа-
товые, двуполевошпатовые и существенно плагиоклазовые (эндербиты) чарнокиты.
Особую разновидность представляют гранит-чарнокиты повышенной глиноземистости.
Известны аплитоидные, фаялитовые чарнокиты. Чарнокитам посвящены
многочисленные монографии, сборники, статьи. Ниже авторы делают ссылки
преимущественно на более поздние публикации, в которых обобщены результаты предыдущих
исследований.
В настоящее время к чарнокитам относят весьма разнообразные по составу и
происхождению докембрийские породы (метаморфические, метасоматические,
магматические), сформированные в условиях гранулитовой фации метаморфизма.
Приводимое ниже описание гранит-чарнокита дается только для разностей
предполагаемого магматического генезиса, претерпевших последующий метаморфизм.
Магматические гранит-чарнокиты представляют собой средне-, грубозернистые
неравномернозернистые, иногда порфировидные породы темной, реже светло-серой
окраски различных оттенков. Чаще всего наблюдается синевато-голубоватый
оттенок, обусловленный аналогичной окраской кварца, насыщенного включениями.
Текстура пород массивная, такситовая. Средний количественно-минеральный
состав гранит-чарнокита следующий (в об.%) : кварц ~ 30, плагиоклаз 50, калиевый
полевой шпат 15—20, гиперстен 2—7. Состав и содержания полевых шпатов в
различных массивах заметно варьируют.
Структура гранитная, аллотриоморфнозернистая, участками гранулитовая,
микрографическая, мирмекитовая (Табл. XXXVII, а, б).
Для гранит-чарнокита характера ассоциация пироксена (гиперстена) с кварцем
и щелочными полевыми шпатами. Типоморфный минеральный парагенезис чарноки-
тов: кварц + плагиоклаз + калиево-натриевый полевой шпат + гиперстен. При
возникновении чарнокитов за счет расплавления бедных кальцием и богатых глиноземом
пород к главному парагенезису присоединяется дополнительный: + биотит ±
альмандин ± кордиерит ± силлиманит, а за счет пород, богатых кальцием, парагенезис:
600
± биотит + пироп ± роговая обманка. Выделяются три температурные фации метамор-
физованных магматических чарнокитов: гиперстен-альмаНдиновая, гиперстен-био-
титовая и роговообманково-биотитовая. В более низкотемпературном парагенезисе
отмечается ассоциация биотита, роговой обманки и диопсида. Для гранит-чарнокитов
типично присутствие гранатов пироп-альмандинового состава..
Плагиоклаз гранит-чарнокита представлен незональным или слабозональным
полисинтетически сдвойникованным олигоклазом-андезином (Апзо~~Ап5 о) ¦ Степень
его упорядоченности промежуточная и высокая. Индекс упорядоченности обычно
выше 0,75. Характерно антипертитовое строение плагиоклаза в связи с развитием
по нему гомоосевых псевдоморфоз калиево-натриевого полевого шпата, возникающих
при кристаллизации "сухих" расплавов (Виар, 1964). Калиево-натриевый полевой
шпат представлен промежуточным ортоклазом, решетчатым и крипторешетчатым
микроклин-пертитом, криптопертитом. Степень упорядоченности неравномерная и
может варьировать в пределах одного зерна. Содержание альбитового компонента
около 15—30%. Ромбический пироксен (гиперстен) представлен неупорядоченными
в отношении Fe и Мд структурными типами; темноцветные минералы
гранит-чарнокитов обладают повышенными глиноземистостью и титанистостью, низким
коэффициентом окисленности железа. Общая железистость в них варьирует
преимущественно в пределах 50—75%.
По данным В.М.Шемякина A976), средние значения железистости гиперстенов
в интрузивных чарнокитах Балтийского щита последовательно возрастают от 41,7
до 51,0 и 73,0% в ряду: раннескладчатые гранит-чарнокиты, позднескладчатые
аллохтонные и гранит-чарнокиты зон глубинных разломов. В этом же ряду постепенно
снижается глиноземистость гиперстенов и повышается роль окисного железа.
Изменения параметров гиперстенов предположительно объясняются повышением
щелочности магмы и возрастанием парциального давления кислорода в вышеуказанной
последовательности.
Ведущие акцессорные минералы: апатит, циркон, гранат, ти та но магнетит.
Присутствуют магнетит, высокоглиноземистые минералы.
Специфика породообразующих и акцессорных минералов гранит-чарнокитов
свидетельствует об их кристаллизации из "сухой", высокотемпературной магмы,
изначально обладавшей низкими Ро и Рн q и высокой щелочностью (Виноградов,
Виноградова, 1975; Wilson, 1959; Лутц, 1974; Равич, 1972, 1974; Свириденко,
Шемякин, 1971; Шемякин, 1976 и др.).
Химический состав гранит-чарнокита (табл. 171) отличает несколько
повышенное содержание CaO, AI2O3, FeO, MgO, TiO2 и пониженное — SiO2 и
Na2O+K2O по сравнению со средним составом известково-щелочного гранита; он
относительно близок к составу докембрийского гранита (Закруткин, 1970, 1971;
Равич, 1972 и др.).
Гранит-чарнокиты обладают повышенной общей железистостью. Коэффициент
окисленности железа составляет 30—40%. В заведомо аллохтонных гранит-чарноки-
тах иногда наблюдается увеличение суммы щелочей (Климов и др., 1964), что
определяет их положение в субщелочном ряду. Сидерофильные элементы: Fe, Ti, Cr, Ni,
Co, Sc обычно присутствуют в гранит-чарнокитах в количествах, превышающих
соответствующие кларки для кислых пород по А.П.Виноградову A962). Содержания
U, Th, Rb, Li, Cs, Sn ниже кларковых. В некоторых массивах гранит-чарнокитов
наблюдается повышенное содержание F, Nb, Zr (Лутков, 1979; Ломтева, Лутков, 1979
и др.).
Магматические гранит-чарнокиты слагают массивы площадью от нескольких
десятков до тысяч квадратных километров. К числу наиболее крупных относятся массивы
Восточной Антарктиды (район пос. Мирный), Топозерский массив в Северной
Карелии (Пушкарев, 1971). Площадь последнего около 7000 км2. Наиболее
распространены автохтонные пластового характера куполовидные массивы, залегающие согласно
с вмещающими породами. Известны и типичные аллохтонные интрузивы.
Магматические гранит-чарнокиты иногда не образуют обособленных однородных
массивов, а слагают многочисленные мелкие тела неправильной формы внутри толщ
гранулитовой фации регионального метаморфизма (Юго-Западная Украина,
Енисейский кряж и др.). Такие тела возникают за счет селективного анатектического
плавления и последующей кристаллизации расплава in situ. Около массивов гранит-чар-
601
Таблица 171. Средний химический состав гранит-чарнокита (в вес.%)
Компоненты
SiO2 6932 69,81 68,16 69,89 72,42
TiO2 0,72 037 0,61 0,74 0,28
AI2O3 14,56 14,01 14,98 14,62 13,95
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
Число анализов
1,29
135
_
0,90
232
3,02
4,00
140
1,42
2,67 '
—
1,19
3,22
3,35
3,41
68
1,50
3,02
_
1,69
3,99
3,07
3,21
29
1,30
1,38
_
1,21
4jOO
238
3,23
39
0,94
2,02
0,03
0 35
2,29
3,55
ЗД7
3
1 — среднее для магматического гранит-чарнокита мир? (Закруткин, 1970); 2—4 — среднее
для гранит-чарнокита континентов (то же) : 2 — Индия, 3 — Австралия, 4 — Северная Америка;
5 — чарнокит, Печенгский район, Кольский полуостров (Дубровский, 1978); 6 — то же (Wasching-
ton, 1916); 7 — эндербит, Кольский полуостров (Бельков, Батиева, 1979); 8 — то же, Канентъ-
нокитов, как правило, отсутствуют экзоконтактовые преобразования вследствие
"изофациальности" вмещающих пород с магматическими чарнокитами в условиях
гранулитовой фации метаморфизма. Вмещающими породами нередко являются те
же чарнокиты метаморфического и метасоматического генезиса. Контакты между
ними могут быть постепенными. Интрузивные чарнокиты содержат ксенолиты
вмещающих пород,. сопровождаются секущими дайкообразными телами гранит-чарно-
китов. Аллохтонные гранит-чарнокиты известны среди пород амфиболитовой фации
метаморфизма (Виноградов, Виноградова, 1975). Магматические гранит-чарнокиты
присутствуют во всех без исключения древнейших регионах мира: Балтийский,
Алданский, Анабарский, Украинский, Скандинавский, Канадский, Африканский и другие
щиты, Индостанская, Австралийская платформы, Антарктида.
Эндербит-плагиочарнокитвпервыебыл выделен при описании пород Земли Эндерби
в Антарктиде (ТШеу, 1936). Для Южного Камеруна эндербиты описаны А. Шуллером
(Schiiller, 1949), для района Анабарского щита — А.А. Каденским A961), для Северо-
Востока Балтийского щита — И.Я. Батиевой (Батиева и др., 1978), А.Н.
Виноградовым и Г.В. Виноградовой A979).
Формационная обособленность гранит-чарнокитов определяется их формированием
в условиях гранулитовой фации глубинного регионального метаморфизма, который
широко проявился в раннедокембрийское время. Чарнокиты — преимущественно
образования абиссальных глубин. Относятся они к специфическому типу
магматических формаций древних платформ: формации мигматитов фации гиперстеновых
гнейсов и связанных с ними чарнокитов, по Ю.А. Кузнецову A964), и палингенно-
анатектической формации чарнокитов, по В.А. Руднику A968, 1969). Выделяют
формации калиевых чарнокитов и эндербитов (Беляев, Рудник, 1978). Установлены
раннескладчатые, соскладчатые и позднескладчатые гранит-чарнокиты. К последним
относится формация гранит-чарнокитов зон глубинных разломов (Шемякин, 1976).
Образование гранит-чарнокитов связывается с периодами инверсии про- и протогео-
синклинальных систем. Древнейший возраст гранит-чарнокитов 1,9—2,7 млрд. лет
и более доказывается радиологическими исследованиями (Бибикова и др., 1973;
Тугаринов и др., 1968 и др.). Наличие их только среди образований раннего докембрия
объясняется особыми геотектоническими и термодинамическими условиями,
существовавшими на ранних этапах эволюции древнейших докембрийских областей. Речь
идет прежде всего о необычайно высокой интенсивности теплового потока,
обусловившего ареальное развитие гранулитовой фации метаморфизма, сопровождавшееся
расплавлением толщ. С массивами гранит-чарнокитов месторождений полезных
компонентов не установлено.
Формы залегания. Массивы собственно низкощелочных гранитов имеют
неправильную штоковидную, лакколитоподобную форму, представляя собой' типичные
602
6
77,47
0,26
11.0
1,04
1,17
_
0,43
1,02
2,86
4,14
1
7
70,82
0,28
15,47
озз
1,58
0,03
033
3,37
5,16
0,93
6
8
71,03
0,32
14^6
1,10
1,95
0,04
0,86
3,11
5,25
1,0
3
9
71,43
0,18
16,06
0,70
0,44
0,02
1,16
3,49
1,74
3,50
Нет
данных
10
74,53
0,15
13,44
0,74
0,66
0,02
0,64
1,72
136
5,24
Нет
данных
11
69,50
0,46
14,75
130
136
0,03
1,01
2,72
2,86
4,27
9
яврский массив, Балтийский щит (Виноградов, Виноградова, 1979); 9, 10 — гранит-чарнокит, Та-
гул-Туманшетский выступ. Восточный Саян (Брынцев, 1980); 11 — среднее для магматического
чарнокита СССР (Соловьев, 1970).
трещинные интрузивы. Низкощелочные граниты нередко также встречаются в составе
гибридных эндоконтактовых фаций массивов, сложенных гранитами нормальной
и повышенной щелочности. Массивы собственно низкощелочных гранитов часто
представляют собой овальные в плане тела, концентрирующиеся в цепочки вдоль
зон глубинных разломов. Площадь их обычно составляет несколько сотен
квадратных километров. К наиболее крупным относятся Хунгаринский массив F00 км2)
Северного Сихотэ-Алиня (Изох и др., 1967). Это типичные аллохтонные интрузивы.
Все исследователи однозначно подчеркивают их становление в условиях малых
гипабиссальных глубин (Баратов и др., 1978; Изох и др., 1967, Карагодин, 1972;
Прохоров, 1964; Симонова и др., 1980; Старков и др., 1967; Тарарин, 1971 и др.).
Лишь для единичных массивов предполагается формирование в обстановке мезо-
абиссальной фации глубинности (Баратов и др., 1978). В эндоконтактовых частях
массивов отмечаются зоны закалки, присутствуют ксенолиты вмещающих пород.
Регионы распространения. Низкощелочные граниты к настоящему времени
выявлены во многих регионах СССР (Дальний Восток, Урал, Сибирь, Алтай, Казахстан,
Средняя Азия и др.) и за рубежом. Возраст пород варьирует от древнего допалеозой-
ского до мезозойского и альпийского.
Принадлежность к формации. Низкощелочные граниты часто ассоцируют с плагио-
гранитами и породами формаций мафического типа, входят в состав
габбро-гранитовых существенно натриевых серий. Соответственно низкощелочные граниты
относятся к образованиям поздних стадий раннего и среднего этапов развития
геосинклиналей, характерны для орогеннчх режимов подвижных зон. Они выделяются и в
составе габбро-плагиогранитовой, габбро-гранитовой, диорит-гранодиоритовой, то-
налит-плагиогранит-гранодиоритовой и других формаций. Низкощелочные граниты
Северного Сихотэ-Алиня, например, отнесены Э.П. Изохом и др. A967) к
образованиям гипербазит-габбро-гранитовой серии. Миоценовые гранитоиды Камчатки
отнесены К.В. Прохоровым A964) к андезито-диоритовой формации. Низкощелочные
граниты, широко развитые в восточной части Кайрактинского массива, С.С.
Карагодин A972) рассматривает в числе составляющих андезит-липарит-гранитной
формации АЛугоджар. Низкощелочные разности, распространенные среди гиперстеновых
гранитоидов хребта Вернадского на Курильских островах, относят к габбро-грано-
диоритовой формации (Тарарин, 1971 и др.) и т.д. В указанных регионах
низкощелочные граниты, как правило, представляют собой породы главных фаз вулкано-плуто-
нических, реже плутонических комплексов, но они присутствуют и в качестве
гибридных эндоконтактовых фаций в массивах, сложенных гранитоидами других семейств
(Карагодин, 1972; Кононов, 1969; Руб, 1970 и др.).
Многие исследователи при трактовке генезиса низкощелочных гранитов большое
значение придают процессам гибридизма и ассимиляции (Старков и др., 1967; Серге-
603
ев, Сергеева, 1963 и др.). Однако в массивах часто наблюдается выдержанность
состава и текстурно-структурных признаков пород, что не свойственно породам
гибридного происхождения. Исследования интрузивных пород и их эффузивных
аналогов в Исландии {низкощелочные граниты, плагиограниты, риолиты, риодациты)
показали, что они сохраняют геохимическую специфику основных пород, дифферен-
циатами которых являются (Герасимовский и др., 1978!).
Металлогения и практическое значение. Массивы, сложенные собственно
низкощелочными гранитами, в подавляющем большинстве относятся к
малопродуктивным. Однако их металлоносность и практическую значимость следует оценивать с
учетом таковых для соответствующих формаций в целом (см. плагиограниты).
Семейство гранитов
Семейство гранитов состоит из одного вида того же наименования.
Гранит
Граниты нормального ряда пользуются широким распространением почти во всех
складчатых областях — Урале, Сихотэ-Алине, Памире, Монголии, Алтае и др. Они
развиты значительно шире, чем субщелочные граниты, и тем более, чем алнскиты.
Время их формирования охватывает период от протерозоя до неогена включительно.
Они участвуют в строении крупных (до 2000—3000 км2) гранитоидных массивов,
сложенных гранодиоритами, диоритами и лейкогранитами нормального ряда.
Довольно часто массивы гранитов рассматриваются как самостоятельные гранитные
комплексы, не сопровождающиеся гранодиоритами и диоритами. Характерно, что часть
интрузивов гранитов залегает среди метаморфизованных толщ, с которыми они
связаны серией постепенных переходов, что дает основание предполагать незначительное
их перемещение от уровня генерации гранитных магм. Но следует отметить также,
что они образуют и перемещенные небольшие тела, тесно сопряженные с
вулканитами. Минеральный состав гранитов довольно разнообразен. Среди них развиты
преимущественно биотитовые и двуслюдяные разности пород, реже встречаются амфи-
бол-биотитовые граниты и граниты с кордиеритом и гранатом. Граниты представлены
двуполевошпатовыми разностями с близкими содержаниями плагиоклаза и калиево-
натриевого полевого шпата. Биотиты в них отвечают преимущественно железистым
и глиноземистым разновидностям; характерно пониженное содержание в гранитах
магнетита с низким содержанием окиси титана. Особенности минерального состава
позволяют предполагать, что их кристаллизация протекала в условиях невысокой
активности щелочей при невысоком парциальном давлении кислорода, что отличает
их от субщелочных гранитов и аляскитов, кристаллизующихся при повышенной
щелочности и более высоком парциальном давлении кислорода.
Следует отметить, что в некоторых массивах граниты связаны взаимопереходами
с гранодиоритами, с одной стороны, и лейкогранитами и субщелочными гранитами —
с другой.
Внешний вид, текстура. Граниты — это крупно-, средне- и мелкозернистые, реже
пегматоидные породы, равномернозернистые или порфировидные, розового, серого
и желтого цветов. Текстура — массивная, реже миароловая, часто гнейсовидная и
сланцеватая, обусловленная ориентированным расположением кристаллов слюд,
кварца, реже полевых шпатов. Для некоторых двуслюдяных разновидностей
типична такситовая текстура, обусловленная чередованием участков различной зернистости
(пегматоидных, аплитовидных и крупнозернистых), а также незакономерной сменой
участков с различным минеральным составом: обогащенных слюдами, лишенных
их, существенно кварцевых бесслюдистых, иногда обогащенных гранатом и
кордиеритом. Происхождение гнейсовидности в гранитах различно. Иногда она образуется
как унаследованная в результате замещения слоистых толщ, иногда развивается за
счет кристаллизации в условиях одностороннего давления, иногда связана с
процессами наложенного динамо метаморфизма. С гнейсовидностью часто сочетается
интенсивный катаклаз пород, обусловливающий развитие катакластических и порфиробласти-
ческих текстур и структур.
Минеральный состав, структура, последовательность кристаллизации.
Количественный минеральный состав гранитов приведен в табл. 172. Содержание кварца в них
604
Таблица 172. Количественный минеральный состав гранитов (в об.%)
Местоположение
Кварц
Плагиоклаз
Калиево-
натриевый
полевой
шпат
Биотит
Муско-
Акцессор-
ные ми-
нерапы
Литературный
источник
Урал, неплюевский
комплекс, Степнин-
окий массив
Там же, джабыкско-
санарский комплекс,
Джабыкский массив
Кавказ, Эльджуртин-
ский массив
Алтай, Тигирекский
массив
Там же, Белоубинский
массив
Памир, гиссарский
комплекс
Там же, каракольский
комплекс, поздняя
фаза
Там же, памиро-шуг-
нанский комплекс,
крупнозернистые
граниты
30,7
31,7
34,5
30,3
28,5
30
28,8
29
34
31,6
32,6
30,7
27,7
34
34,6
29,6
34,5
33
36,7
35
30,5
35,3
35,2
21,3
4,5
3,4
7,8
2,6
2,5
8
3,9
2,5
1
-
-
-
-
2,3
5,7
1,1
Кетрис, Львов,
1968
0,3 То же
Ляхович, 1976
Амшинский,
1973
То же
Петрология и
геохимия..., 1978
Тоже
колеблется от 23 до 36%, плагиоклаза — от 24 до 35, реже до 39—41%, калиево-натри-
евого полевого шпата — от 21 до 39—40%. В части гранитов отмечено незначительное
преобладание плагиоклаза над калиево-натриевым полевым шпатом (позднепалео-
зойские граниты восточного склона Урала), значительно реже калиево-натриевый
полевой шпат преобладает над плагиоклазом (Чалбинский массив Сихотз-Алиня) ;
в некоторых массивах содержание плагиоклаза и щелочного полевого шпата близко.
Содержание биотита в гранитах колеблется от 1,6 до 8%, составляя большей частью
около 4%; содержание амфибола не превышает 1—0,3%. В двуслюдяных гранитах
количество мусковита достигает 6% (граниты Хиджисского и Памиро-Шугнанского
массивов на Памире), обычно же оно не превышает 1 — 1,5% (граниты неплюевского
и джабыкского комплексов Урала; Кетрис, Львов, 1968). Специфическую
разновидность представляют граниты, содержащие высокоглиноземистые минералы — гранат,
кордиерит, силлиманит, андалузит (обычно они содержат также и мусковит) ;
содержание этих минералов не превышает 1—1,5%.
Плагиоклазы присутствуют в виде удлиненных призматических кристаллов,
отличающихся идиоморфным обликом. Составы их колеблются от андезина (Апзо-зь)
до альбита (Ang — io); наиболее распространены олигоклазы (An2o—2s)- В некоторых
интрузивах плагиоклазы имеют отчетливо выраженную зональность с составом ядра
Апзо-4о и краевой зоной состава An2o^is- По степени упорядоченности они отвечают
высокому и переходному олигоклаз-андезину (Эльджуринский массив на Кавказе;
Марфунин, 1962). В массивах двуслюдяных гранитов, залегающих в пределах
метаморфических толщ, состав плагиоклаза более кислый (An 12 — 17)» степень его
упорядоченности равна 1, а величина 2 V = 83—87° (Ферштатер, Бородина, 1975; Кетрис,
Львов, 1968).
Калиево-натриевые полевые шпаты представлены таблитчатыми зернами размером
от 2—4 см до 1—5 мм. Содержание альбитового компонента в них не превышает 30%
и обычно колеблется от 25 до 30%, как, например, в массивах Эльджурта на
Кавказе и Раумид на Памире, до 10—15% (массивы восточного склона Урала). Степень
упорядоченности их различна в разных массивах. По данным А.С. Марфунина A962),
в гранитах Эльджуртинского массива калиево-натриевые полевые шпаты отвечают
высокому ортоклазу и низкому санидину с 2 \/ = 37—53°. Для массивов
двуслюдяных гранитов характерны максимальные и промежуточные микроклины.
60S
Таблица 173. Химический состав гранитов (в вес.%)
Компоненты
SiO2
TiO2
А!2Оз
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
Число
анализов
Биотитовые граниты. 1 — Эльджуртинский массив. Северный Кавказ (Ляхович, 1976); 2—4 —
массивы Алтая (Амшинский, 1973) : 2 — среднее по массивам Талицкому, Тигирекскому, Бело-
убинскому, 3 — Яломанский, 4 — Рахмановско-Акалахинский, 5 — Гиссарский массив, II фаза,
Памир (Петрология и геохимия..., 1978); 6 — среднее для гранитов Суундукского, Джабык-Ка-
рагэйлинского, Санарского, Челябинского и других массивов Урала (Ферш атер, Бородина, 1975);
7 — тэсский комплекс, Северная Монголия (Геология МНР, 1973); 8 — Хархинский массив.
Западная Монголия (Гаврилова, 1975). Мусковит-биотитовые граниты. 9—11 — комплексы Памира
(Петрология и геохимия..., 1978) : 9 — каракольский, 10 — хувский, 11 — хиджисский. Амфибол-
72,49
0,33
14,68
0,69
1,20
0,04
0,65
1,40
3,43
4,20
9
72,15
0,28
14,06
1,14
1,49
0,07
0,60
1,64
3,32
4,41
49
70,91
0,39
14,00
1,16
136
0,03
0,70
2,47
337
3,55
13
70,11
0,42
1431
1,16
2,64
0,09
1,03
1,69
3,09
4,34
22
71,2
0,4
14,6
0,6
2,2
0,04
0,6
13
3,0
4,8
23
72,66
0,23
14,43
0,70
1,41
0,05
0^3
1,41
3,70
4,16
190
71,44
0,36
13,55
1,66
1,59
0,08
0,75
1,91
3,42
3,88
5
Таблица 173
Компоненты
SiO,
ТЮ,
AI,O,
Fe,O,
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K,0
Число
анализов
окончание)
17
68,92
0,33
15,44
0,95
1,77
0,06
0,74
2,17
4,50
3,34
65
18
69,32
0,29
16,21
1,03
2,11
0,06
0,58
2,44
4,72
2,63
19
19 ;
72,16
0,22
13,68
0,75
1 ,79"
0,05
0,67
1,88
4,01
3,81
17
20
71 ,7
0,3
14,2
0,5
2,0
0,04
0,7
1,2
3,3
4,6
88
21 1
71,9
0,30
15,2
0,3
1,8
0,03
0,7
1,1
3,4
4,5
81
22
72,7
0,2
15,2
0,2
1,3
0,02
0,5
03
3,3
4,6
36
23
71 ДЭЗ
0,31
14,93
0,40
2,20
0,08
0,65
1,54
2,23
4,76
Кварц присутствует в виде зерен двух генераций. Первая — образует зерна
неправильной формы размером до 1 см. Кварц второй- генерации, кроме мелких зерен в
1—5 мм, участвует в графических срастаниях с калиево-натриевым полевым шпатом
(Табл. XXXVIII, а). Биотит образует таблитчатые зерна двух генераций,
различающиеся размером B—5 и 2—0,5 мм) . Он содержит обильные включения апатита и циркона,
размещенных по зонам его роста (см. Табл. XXXV III, б).
Микроструктура гранитов гипидиоморфнозернистая, порфировидная (см.
Табл. XXXV III, в), обусловленная наличием двух структурных групп минералов с
отчетливым идиоморфизмом зонального плагиоклаза по отношению к другим
минералам, или пойкилитовая за счет включений минералов второй структурной группы
в крупные вкрапленники калиевого полевого шпата.
Характерна коррозия и замещение поздним кварцем плагиоклазов и калиевого
полевого шпата, а также присутствие зональных • калиевых полевых шпатов (см.
Табл.XXXVIII, г) и плагиоклазов (см. Табл. XXXVIII, д) .
Присутствие в гранитах двух генераций минералов и зональных кристаллов
плагиоклазов, калиево-натриевых полевых шпатов, биотитов свидетельствует о
кристаллизации гранитного расплава в некотором диапазоне температур. Эксперименталь-
606
8
70,00
0,55
15,28
0,97
1,93
0,05
1,20
2,28
3,70
3,61
3
9
72,7
0,2
14,30
0,3
1.8
0,05
0,04
1.70
3,30
4,40
34
10
70,7
0,4
14,2
0,4
2,9
0.1
1.0
2,2
3,50
4,00
19.
11
70^
0,4
14,6
0,4
2,3
0,1
0.9
13
3,10
4,80
47
12
72,3
0,25
13,91
0.26
2,72
0,06
0,70
153
2^0
4,56
13
13
70,5
0,54
14,04
0,84
3,17
0,06
0,66 •
1,33
3,27
4,55
8
14
72,64
0,32
13,51
0,83
2,43
0,04
0,67
1,49
3,99-
3,03
10
15
70,55
0,33
14,70
1,08
1,99
0,07
0,64
1,90
4,05
3,54
71
16
70,19
0,29
15,37
1,81
1,05
0,05
0,62
2,24
3,70
3,42
14
биотитовые граниты. 12 — 13 — массивы Сихотэ-Алиня (Изох и др., 1967) : 12 — Чалбинский, 13 —
Верхнеудоминский; 14 — таят-табратский комплекс, Кузнецкий Алатау (Поляков, 1971); 15 —
тельбесский комплекс. Восточная Сибирь (Раннемезозойская..., 1971); 16 — Мегри-Ордубадский
массив, Армения (Мкртчян, 1958); 17—19 — массивы Кузнецкого Алатау: 17 — Тигертышский
(Хомичев, 1975), 18 — Кундатский, Дудекский (Врублевский, 1966; Кортусов, 1967), 19 — Оль-
гинский, Ургодатско-Федотовский (Алабин, 1959; Корель, Кузнецов, 1961). Двуслюдяные
граниты. 20—22 — комплексы Памира (Петрология и геохимия..., 1978): 20 — башгумбезский, II фаза;
21 —22 — памиро-шугнанский; 23 — серия Банг-Санг-Пиа-Биок, Вьетнам (Изох, 1965).
ное плавление эльджурт и некого гранита в условиях насыщения навески водой,
проведенное Н.И. Хитаровым (Хитаров и др., 1969), показало, что кристаллизация
плагиоклаза и биотита происходит в интервале температур 900—700°С, а графических
сростков кварца с калиево-натриевым полевым шпатом — в интервале 700—650°С.
Химический состав. Содержание SiO2 в нормальных гранитах колеблется от 68
(редко) до 73%, обычно составляя 70—72%. Сумма Na2O + К2О = 7—8% при величине
отношения Na2O/K2O от 0,6 до 1,4, что позволяет рассматривать их в составе калиево-
натриевой серии. Количество AI2Ot колеблется от 13 до 16%, в большей части
анализов составляя 13—15%. По величине коэффициента глиноземистости (аГ),
колеблющемся от 3 до 7, 6, породы относятся к весьма высокоглиноземистым.
Коэффициент агпаитности составляет 0,59—0,80. Количество окиси кальция составляет
2,5—1,1%, окиси магния 1,9—0,4%. Общая железистость пород умеренная E6—75%),
редко высокая — 87—100%. Характерны широкие вариации степени окисленности
железа в разновидностях нормальных гранитов. Минимальная степень окисленности
железа отмечается в двуслюдяных гранитах и гранитах с высокоглиноземистыми
минералами, где она составляет 8—9,6%. Более высокая степень окисленности железа
B0—44%) типична для биотит-амфиболовых гранитов fOK =44—20%. В анализах,
принадлежащих биотитовым гранитам, степень окисленности железа варьирует в
пределах 11-33% (табл. 173).
Разновидности. В составе гранитов можно выделить следующие разновидности:
биотитовые (ведущая разновидность) , амфибол-биотитовые, двуслюдяные, с
гранатом, кордиеритом, силлиманитом.
Амфибол-биотитовые граниты в составе этого вида пользуются ограниченным
развитием, большая часть их принадлежит к виду субщелочных или низкощелочных
гранитов. Содержание амфибола в них составляет не более 1%; биотит всегда
количественно преобладает над амфиболом; содержание плагиоклаза обычно выше, чем
калиево-натриевого полевого шпата..
Амфибол-биотитовые граниты, кристаллизующиеся в гипабиссальных условиях,
имеют отчетливые порфировидные структуры, где вкрапленники представлены
крупными (до 2—4 см) выделениями калиево-натриевого полевого шпата, а
основная масса имеет гранофировое сложение, а также микрогранофировые и венцовые
структуры. Для плагиоклазов типично зональное строение, где состав ядра отвечает
андезину и андезин-лабрадору (An , „ _., s), а краевая часть представлена олигоклазом
(An; (| ...I s) . Калиево-натриевые полевые шпаты имеют зональное строение и вклю-
607
чают мелкие идиоморфные кристаллы биотита, плагиоклаза и кварца,
расположенные по зонам роста. Иногда развиты двойники. Пертиты распада присутствуют не
всегда; часто капиево-натриевый полевой шпат представлен криптопертитами. В
некоторых зернах отмечается микроклиновая решетка. Биотит кристаллизуется в
течение продолжительного времени и присутствует в виде идиоморфных кристаллов,
включенных в полевой шпат, и неправильных чешуек, размещенных в основной
массе. Роговая обманка присутствует в виде призматических зерен с плохой
огранкой. Окраска по Ng — буро-зеленая с голубовато-синим оттенком, по Nm — буро-
синевато-зеленая, по Np — светло-оливковая; С: Ng = 16—24°, —2 I/- 65—66".
Описываемая разновидность гранитов слагает Чалбинский и Верхне-Удоминский
интрузивы Сихотэ-Алиня, описанные'Э.П. Изохом и др. A967). Эти массивы
формируются в условиях позднеорогенного режима на небольшой глубине и тесно сопряжены
во времени с формированием эффузивов, входя в состав вулкано-плутонических
серий. Интрузивы дискордантны по отношению к структурам вмещающих пород.
Обычно они рассматриваются как одна из поздних фаз, составляющих
габбро-гранитные серии, формирование которых начинается габброидами, а заканчивается
лейкократовыми гранитами.
В других регионах (Средняя Азия, Казахстан) массивы амфибол-биотитовых
гранитов образуют крупные интрузивы, сопряженные с гранодиоритами и связанные
с ними серией постепенных переходов. В них плагиоклаз также количественно
преобладает над калиево-натриевым полевым шпатом; состав плагиоклаза более
основной (на 5—10% An), чем в биотитовых гранитах. Часто также амфибол-биотитовые
граниты представляют краевые фации массивов, сложенных биотитовыми
гранитами (массивы калдырминского комплекса в Казахстане), ширина которых не
превышает нескольких метров. Образование таких краевых фаций связано с процессами
ассимиляции в камерном пространстве, доказательством чему является присутствие
повышенного количества в них ксенолитов диоритизированных пород.
Двуслюдяные граниты имеют ряд особенностей состава и микроструктур, которые
не позволяют однозначно решить вопрос об их генезисе. S связи с этим одни
исследователи допускают возможность их автометаморфического или метасоматического
генезиса, а другие — рассматривают их как магматические образования,
сформированные на позднемагматическом этапе. В их составе присутствуют микроклины,
содержащие до 10—20% альбитового компонента, часто решетчатые; состав
плагиоклаза отвечает олигоклазу (An 12—22) и альбиту; биотиты обычно
высокоглиноземистые и высокожелезистые. Фигуративные точки их составов расположены в поле
I —II диаграммы А.А. Маракушева (Маракушев, Тарарин, 1965). Мусковит не только
замещает биотит, но и образует пластинки, которые находятся с ним в срастании, что,
возможно, свидетельствует о кристаллизации его из расплава. Гранат образует
хорошо ограненные кристаллы (Табл. XXXIX, а) . Характерно отсутствие
первично-магматического магнетита. Те неправильные по форме и червевидные зерна его,
которые расположены по трещинам спайности в мусковитизированном биотите, имеют,
скорее всего, автометаморфическое происхождение. Для гранитов характерны пой-
килитовые (см. Табл. XXXIX, б), порфиробластические структуры, типичны мирме-
киты, развитые на границах кислого плагиоклаза и калиево-натриевого полевого
шпата; характерны также гнейсовидность и линейность в распределении слюд и
кварца (см. Табл. XXXIX, в). Отношение кварца к калиево-натриевому полевому шпату
в графических сростках близко к величине 30/70, что соответствует гранитному
минимуму для довольно высоких давлений воды в 2—3 кбар. Эти признаки состава
и структур характерны для гранитов, формирующихся в пределах метаморфических
толщ и перемещенных на незначительное расстояние от места их генерации. В
литературе они описываются как "плутонические" граниты в отличие от "вулканических",
перемещенных на значительные расстояния от места генерации расплава. Термины
эти часто используются в литературе (B.C. Соболев, Ю.А. Кузнецов, Д.С. Штейнберг,
Г.Б. Ферштатер и др.).
Формы залегания. Массивы нормальных гранитов залегают в условиях разной
фации глубинности — от эпизоны до абиссальной зоны. Размеры массивов варьируют
от 2000—3000 кв. км до первых десятков кв. км. По морфологии выделяются штоки
с куполообразной или уплощенной поверхностью свода, мощные пластинообразные
залежи, крупные тела неправильной формы. Часть интрузивов имеет согласное зале-
608
гание г. вмещающими породами, часть представляет дискордантные тела, имеющие
резкие секущие контакты. Тела, перемещенные на значительные расстояния от
области генерации расплава, большей частью имеют небольшие размеры E0—150 км2),
штокообразную форму залегания, интрузивные контакты с вмещающими породами,
пересеченные серией мощных апофиз, отходящих от апикальных выступов массивов
или их боковых контактов. Обычно фиксируется уменьшение зернистости на
контактах с вмещающими породами (зоны "закалки" шириной до нескольких метров).
Иногда, например в Раумидском массиве на Памире (Волков, Негрей, 1974),
зоны "закалки" (охлаждения) , развитые по периферии плутона, достигают мощности
300—400 м в апикальной части. В эндоконтактах интрузивов обычно присутствуют
ксенолиты-отторженцы кровли и мелкие глубинные слабо ороговикованные
ксенолиты. Массивы имеют сложное многофазное строение иногда с участием нескольких
глубинных фаз и серией внутикчамерных инъекций, размещенных в сводовых
апикальных частях интрузивов и на пересечении разломов. В них обычно развиты
жильные граниты и пегматиты, иногда содержащие редкометальную минерализацию.
Размещение массивов контролируется серией1 региональных разломов и узлами их
пересечений.
Формирование их большей частью относится к позднеорогенному этапу развития
регионов. Примерами таких массивов являются позднепалеозойские массивы не-
плюевского комплекса восточного склона Урала, меловые и палеогеновые
гранитные массивы Памира (хувский, раумидский, башгумбезский, балгынский комплексы),
неогеновые массивы Кавказа (Эльджуртинский). Тела согласного залегания,
незначительно перемещенные от области генерации расплава и залегающие в пределах
метаморфических толщ основания, имеют значительно большие размеры (первые
тысячи квадратных километров). Они приурочены к крупным выступам
фундамента. Характерной их особенностью являются согласные контакты с метаморфическими
и осадочными толщами, иногда наличие постепенных переходов от гранитов к
вмещающим породам, мощные зоны инъецирования, мигматизации и согласных и
секущих апофиз пегматоидного и аплитовидного сложения, а также присутствие
ксенолитов в эндоконтактах. В некоторых случаях зона экзо- и эндоконтакта четко не
картируется и выделяется условно по преобладающему типу гранитов или
вмещающих пород. Зоны "закалки" для этих интрузивов не характерны, а внутрикамерные
дифференциаты типа дополнительных интрузивов пользуются ограниченным
развитием или отсутствием вообще. Часты в них аплиты и пегматиты с редкометальной
минерализацией (например, на Памире). Массивы обычно имеют трехфазное
строение, где первая фаза представлена диоритами., объем которых невелик (не более
10%), вторая фаза сложена среднезернистыми гранитами, а третья — пегматоидны-
ми или среднезернистыми двуслюдяными гранитами. Примерами таких интрузивов
являются Памиро-Шуг.нанский на Юго-Западном Памире, Верхнеисетский и Суундук-
ский массивы на Урале, Верхне-Ундинский массив в Забайкалье, Верхне-Удоминский
массив в Приморье.
Принадлежность к формации. Интрузивы гранитов формируются на орогенном
и позднеорогенном этапах развития регионов, а также в стадию их тектоно-магмати-
ческой активизации. Они входят в состав гранитных формаций восточного склона
Урала (верхнепалезойские граниты джабыкско-санарского комплекса; Кетрио,
Львов, 1968), Западной Монголии (верхнедевонские граниты, среднепалеозойские
граниты тэсского и хархинского комплексов; Геология МНР, 1973, Гаврилова,
1975), памиро-шугнанского неогенового комплекса на Памире, меловых
комплексов Памира — джизевского, хувского, хиджисского, башгумбезского. Кроме того,
они выделены в составе гранодиорит-гранитных формаций Западной Монголии
(Гаврилова, 1975), гиссарского комплекса в Таджикистане (Петрология и геохимия...,
1978), гранодиорит-тоналит-гранитной формации на Урале (Ферштатер, Бородина,
1975), габбро-гранодиорит-гранитной серии в Сихотэ-Алине (Изох и др., 1967).
Следует отметить, что гранитные интрузивы, залегающие среди метаморфических
толщ, как правило, не сопровождаются вулканогенными породами, тогда как для
интрузивов, сформированных в значительном удалении от зоны генерации расплава
("вулканическая" группа гранитов), характерна тесная и временная.связь с
вулканитами.
39. Зак. 971 609
Семейство лейкогранитов
Семейство лейкогранитов состоит из одного вида того же наименования.
Лейкогранит
Этот вид объединяет породы с содержанием SiO2 > 73% и суммой Na2O + К20 ниже
8,1%- Геологическая позиция интрузивов с таким химическим составом определяется
принадлежностью их к поздним фазам крупных гранитоидных плутонов и реже к
самостоятельным гранитным комплексам. Формирование на заключительных этапах
становления крупных плутонов определяет особенности минерального и химического
состава лейкогранитов и отличает их от вида собственно гранитов. По сравнению с
последними лейкограниты содержат больше кремнезема, состав плагиоклаза в них
более кислый, что обусловлено уменьшением содержания СаО в породах, количество
биотита уменьшено, амфибол встречается крайне редко в количестве менее 1%.
Биотит характеризуется повышенной железистостью и глиноземистостью, что
свидетельствует о кристаллизации лейкогранитов в условиях невысокой активности щелочей.
Содержание магнетита в них крайне низкое.
В составе этого вида широко распространены мусковит-биотитовые, мусковит-
турмалиновые лейкограниты, а также лейкограниты с кордиеритом и гранатом,
генезис которых, является дискуссионным. Некоторые авторы рассматривают турмалин-
мусковит-андалузитсодержащие граниты как результат послемагматического
преобразования гранитов. Лейкограниты часто содержат повышенные содержания
некоторых рудных компонентов и тогда рассматриваются как рудоносные фазы интрузивов.
В состав этого вида входят также лейкограниты-рапакиви, которые в основном
относятся к субщелочному семейству. К описываемому виду лейкогранитов принадлежат
также некоторые разновидности с фаялитом. Последние,^ судя по опубликованным
данным для Нигерии, Монголии, Средней Азии, скорее всего, следует относить к
семейству субщелочных лейкогранитов. Однако данные, полученные для Северо-Востока
СССР И.А. Загрузиной A977) пофаялитсодержащим гранитам, позволяют
рассматривать последние в составе семейства лейкогранитов.
Внешний вид, текстура. Макроскопически это серые, розовые породы различной
зернистости от пегматоидных крупнозернистых до мелкозернистых с массивной
текстурой. Довольно редко наблюдается миароловая и попосчатая текстура, развитая
в апикальных частях массивов и обусловленная правильным чередованием полос лейко-
кратового состава и меланократовых участков, сложенных преимущественно
биотитом. Для них типичны иногда гнейсовидные текстуры в сочетании с катаклазом
или без него.
Минеральный состав, структура, последовательность кристаллизации. Минеральный
состав лейкогранитов отвечает гранитам поля За и 36 на классификационной
диаграмме Штрекайзена (Классификация . . ., 1975). Содержание кварца в них колеблется
от 23 до 40%, кислого плагиоклаза — от 11 до 38%, калиево-натриевого полевого
шпата—от 24 до 51%, биотита — от 0,5 до 3% (редко 10%), мусковита — от 0,1 до 1,5%
(не во всех разновидностях), амфибол редок. Таким образом, по минеральному
составу лейкограниты отвечают типичным двуполевошпатовым гранитам. Преобладающая
часть лейкогранитов содержит плагиоклаз в количестве 20—30% (табл. 174),
значительно реже встречаются граниты с более низким содержанием плагиоклаза A1—22%).
В лейкогранитах обычно присутствуют плагиоклазы двух генераций. Первая имеет
размеры 4—5 мм и более и по составу соответствует основному олигоклазу (Ап22-зз) •
Вторая генерация имеет размеры в первые доли миллиметров и более кислый состав
(Ап|5_|8). Плагиоклазы зональны со сменой более основных зон более кислыми
по мере перехода от центральных к краевым частям зерен. Законы двойникования —
альбитовый и альбит-карлсбадский. Иногда наблюдается ритмично-зональное строение
зерен, где число зон достигает 8—10, а разница в содержаниях анортитового компонента
не превышает 2%.
Калиево-натриевые полевые шпаты представлены крупными A—2 см)
таблитчатыми зернами и более мелкими B—3 мм) кристаллами; содержание альбитового
компонента в них не превышает 20—25% (данные для гранитов хангайского комплекса
Монголии М.Е. Федоровой и гранитов Раумидского массива В.Н. Волкова) . Величина угла
21/ калиево-натриевых полевых шпатов колеблется в разных массивах и участках
610
Таблица 174. Количественный минеральный состав леикогранитов (в об. '
Местоположение
Кварц
Плагиоклаз
Калиево-
натриевый
полевой
шпат
Биотит
Амфибол
Мусковит
Литературный источ
ник
Сихотэ-Алинь, Чалбин- 35,1 18,8 46,1 1
ский массив
(крупнозернистые)
Там же, нижне-амур- 40,7 17,7 39 2,6
екая серия
Там же, то же 36,3 38,2 24,2 1,3
Там же, Ыйский мае- 40,5 14,4 42,3 1,8
сив, прибрежная
серия
Там же, Агусинский 26,4 32,4 29,3 10,3
массив (кордиерит- и
гранатсодержащие)
— Изох и др.,
— То же
Урал,' Неплюевский
массив (II фаза)
Там же, Ключевский
массив (то же)
Там же, Суундукский
массив (")
Памир, Раумидский
массив (V фаза)
Там же, Девлехский
массив
Там же, Бугучджилгин-
ский массив
Приморье, мяо-чанский
комплекс (III фаза)
Там же, то же (турмалин-
содержащие)
Казахстан, Массив Балей
Монголия, хангайский
комплекс (III фаза)
32,7
31,5
34,5
38,9
27,7
36
36
30,2
37,3
32,0
33,6
33,4
35,3
27,3
25,3
16,5
11
19,2
24,6
29
31,1
30,9
29
31,3
42,6
45,8
50
45
39
37
1,1
3,5
0,1
2,5
3,7
1,7
1,2
_
0,5
2
—
—
—
—
0,1
—
-
_
—
—
1-3
0,5
1,1
—
0,1
—
—
—
0,6
—
Кетрис,
Львов, 1968
То же
¦¦
Волков,
Негрей, 1974
Петрология
и геохимия .
1978
То же
Гранитоиды
Мяо-Чанско-
го . . ., 1962
То же
Серых и др..
1976
Федорова,
1977
одного интрузива от 60 до 80 , а по величине оптической триклинности они отвечают
ортоклазам, промежуточным ортоклазам и микроклинам. Характерно присутствие
пертитов распада, количество которых колеблется от 15 до 20%. Нередко отмечается
зональное строение зерен калиево-натриевого полевого шпата с уменьшением
количества пертитов в краевой части и изменением их морфологии. Зоны роста отмечены
включениями плагиоклаза, кварца и биотита, расположенных по граням роста.
Решетчатое строение проявлено не всегда.
Биотит в лейкогранитах является ведущим темноцветным минералом. Он
присутствует в виде табличек двух генераций, различающихся размерами. Биотит первой
генерации имеет размеры 2—5 мм, второй — десятые доли миллиметров. Две
генерации биотита отчетливо устанавливаются в лейкогранитах, имеющих резкопорфиро-
видную структуру. Общая железистость биотитов колеблется в пределах 65—75%,
редко понижаясь до 55%. Характерно повышенное (до 13—20%) содержание в
биотитах глинозема. На диаграммах щелочность—глиноземистость (Маракушев, Тарарин,
1965) фигуративные точки составов биотитов расположены в пределах полей I—II
и на границе полей II и III, что отвечает нормальной и пониженной щелочности.
Биотиты некоторых гранитов, с которыми связаны рудопроявления редких металлов,
содержат повышенные концентрации лития и фтора. Изучение изменчивости состава
биотита в вертикальном сечении массива Раумид показало, что вверх по разрезу в нем
увеличиваются содержание редких щелочей, фтора, общая железистость, глиноземи-
611
стость и марганцовистость с одновременным уменьшением степени окисленности железа
(Волков, Горбачева, 1980).
Роговая обманка встречается в лейкогранитах далеко не во всех интрузивах.
Количество ее не превышает 1 — 1,5%. Она представлена обыкновенной роговой обманкой
с —2V =60°, С:Ng = 16—18°; размер зерен 1-3 мм.
Кварц образует зерна неправильной формы и агрегаты из 2—10 зерен нередко с
гексагональными окончаниями; размеры зерен колеблются от 1 см до 5—2 мм.
Из акцессорных минералов обычны апатит, циркон, ортит, ильменит, титанит.
Характерно резко пониженное содержание магнетита или его полное отсутствие.
Структура лейкогранитов гипидиоморфнозернистая с резким идиоморфизмом
плагиоклаза по отношению к другим минералам, порфировидная, обусловленная
присутствием двух структурных групп минералов, пойкилитовая, связанная с
одновременной кристаллизацией калиево-натриевого полевого шпата и минералов второй
структурной группы, захваченных им во время роста. Характерно присутствие
зональных плагиоклазов и калиево-натриевых полевых шпатов. Сравнительно редко в
лейкогранитах наблюдаются структуры рапакиви, которые, в частности, описаны Н.Н.Амшин-
ским A973) в Тоштузекском массиве Горного Алтая. Граниты со структурами
рапакиви содержат овоидальные вкрапленники калиево-натриевого полевого шпата
размеров 1—5 см, которые обрастают каймой зеленоватого плагиоклаза шириной 1,5—
2,5 мм; во вкрапленниках находятся включения плагиоклаза, биотита и кварца. В
мелкозернистых жильных гранитах развиты аплитовидные, гранулитовые,
графические структуры.
Последовательность кристаллизации лейкогранитов двухэтапная, она
устанавливается по присутствию двух структурных групп минералов. Содержание минералов ранней
структурной группы в массивах колеблется от 25—30 до 60—70%. В ее составе
присутствуют плагиоклаз I, кварц!, калиево-натриевой полевой шпат1, биотит!. Во второй
структурной группе присутствуют те же минералы, но меньшего размера. Состав
плагиоклаза в ней более кислый, а в составе калиево-натриевого полевого шпата
уменьшается содержание альбитового компонента. Последовательность кристаллизации
минералов обеих структурных групп близкая: наиболее ранними являются плагиоклаз
и биотит, тогда как кварц и калиево-натриевый полевой шпат выделяются позднее.
Довольно часто наблюдаются включения раннего резорбированного плагиоклаза в
табличках калиево-натриевого полевого шпата, коррозия раннего плагиоклаза более
поздним плагиоклазом, развитие шахматного альбита по периферии зерен калиево-
натриевого полевого шпата. Мирмекиты развиты почти повсеместно и приурочены
к границам зерен кислого плагиоклаза и калиевого полевого шпата. Подсчеты
минерального состава первой и второй групп, выполненные для Раумидского массива
(Волков, Негрей, 1974), показали, что в составе второй структурной группы на 10%
увеличивается содержание кислого плагиоклаза (олигоклаз-альбит) за счет уменьшения
содержания кварца и калиевого полевого шпата. Кристаллизация гранитов с
минералами двух структурных групп осуществляется по котектической схеме, о чем
свидетельствует присутствие зональных плагиоклазов и калиево-натриевых полевых
шпатов, различие состава одноименных минералов и самих структурных групп.
Химический состав лейкогранитов довольно устойчив (табл. 175). Содержание
SiO2 в породах колеблется от 73 до 76,4%, сумма Na2O и К2О составляет в среднем
7,5% при величине отношения №2О/К2О от 0,54 до 1,23, что позволяет относить их
к калиево-натриевой серии. Исключительно редко встречаются породы с высоким
содержанием окиси калия, принадлежащие к калиевой серии. В частности, к ним
относятся турмалинсодержащие граниты Мяо-Чанского массива. Коэффициент агпаитности
пород колеблется от 0,66 до 0,89 (редко). По величине коэффициента глиноземисто-
сти лейкограниты относятся к весьма высокоглиноземистым (al' = 4—9) и редко к '
крайне высокоглиноземистым (а|'= 10—11). К последним принадлежат лейкограниты
с высокоглиноземистыми минералами серии Банг-Санг-Пиа-Биок во Вьетнаме.
Количество окиси кальция в лейкогранитах не превышает 2,4%, но и не опускается ниже
0,65%. Для пород типична высокая общая железистость, колеблющаяся от 86 до 100%.
Степень окисленности железа варьирует в больших пределах. Наиболее низкая
степень окисленности железа характерна для кордиеритсодержащих гранитов (fOK =
= 4—5%), а также некоторых массивов Монголии, Памира и Сихотэ-Алиня (fOK =
= 3—10%). Более высокая степень окисленности железа характерна для гранитов по-
612
вышенной щелочности. Так, например, в гранитах рапакиви она равна 66%, а в гранитах
Ыйского массива прибрежной серии Сихотэ-Алиня — 41%.
Разновидности. Среди лейкогранитов выделяются биотитовые (пользующиеся
широким распространением), биотит-амфиболовые, двуслюдяные, турмалинсодержащие
и двуслюдяные лейкограниты с высокоглиноземистыми минералами (гранатом, кор-
диеритом, силлиманитом, андалузитом). Биотит-амфиболовые лейкограниты описаны,
в частности, в Монголии в составе хангайского комплекса М.Е. Федоровой A977) ,
где они связаны постепенными переходами с гранодиоритами или составляют в них
поздние фазы. Двуслюдяные лейкограниты описаны в апикальных частях интрузивов
нормальных гранитов Горного Алтая (Амшинский, 1973), в составе мяо-чанской
гранитной серии (Руб, 1970), в гранитах Урала, относящихся к степнинско-неплюев-
скому комплексу (Кетрис, Львов, 1968), в гранитах хунгарской серии Сихотэ-Алиня
(Изох и др., 1967) .
Турмалинсодержащие лейкограниты описаны М.Г. Руб A970) в составе Чалбин-
ского массива (мяо-чанский интрузивный комплекс), где они слагают изолированные
тела небольшого размера, расположенные в, эндоконтакте интрузива. Это серые средне-
зернистые и мелкозернистые граниты, содержащие до 5—8% турмалина. Они сложены
плагиоклазом альбит-олигоклазового состава, микроклином, кварцем (см. табл. 174).
Из акцессорных минералов присутствуют циркон, апатит, рутил, касситерит, магнетит.
Турмалин образует идиоморфные кристаллы размером 2—0,2 мм и присутствует в
двух генерациях.
Турмалин-мусковитовые лейкограниты описаны Н.Н. Амшинским A973) в составе
Чиктинского штока на Алтае; она развиты в его апикальной части и апофизах,
прорывающих песчано-сланцевые толщи. Это неравномернозернистые породы с
размерностью зерен от 3 до 0,1 см. Они сложены микроклином E4—50%), кварцем B5—30%),
олигоклаз-альбитом A2—13%). Плагиоклаз образует сильно корродированные
таблички с тонким полисинтетическим двойникованием. Микроклин имеет решетчатое
строение и содержит пегматоидные вростки кварца. Кроме графического кварца в гранитах
есть и самостоятельные зерна ксеноморфной формы с волнистым угасанием.
Мусковит образует удлиненные таблички, замещает биотит. Турмалин голубого и зеленого
цветов, образует удлиненные по призме и скелетные зерна и замещает другие
минералы.
Двуслюдяные лейкограниты с высокоглиноземистыми минералами — кордиеритом,
гранатом —детально изучены Э.П. Изохом A965). Минеральный состав их на примере
Агусинского массива Сихотэ-Алиня приведен в табл. 174. Состав плагиоклазов в них
отвечает андезину (An3s) в ядре и олигоклазу (Ап21) на периферии. Калиево-натрие-
вый полевой шпат присутствует в виде зональных кристаллов ксеноморфного облика.
Он включает зерна кварца и плагиоклаза, т.е. дорастает совместно с другими
минералами. Обычно он нерешетчатый и содержит мало пертитов распада. Биотит образует
обособленные пластинки и плеохроирует в красновато-коричневых тонах; величина
его показателя преломления колеблется от 1,645 до 1,555. Мусковит присутствует
в виде трех разновидностей. Первая разновидность представлена обособленными
крупными пластинками, равными по размеру биотиту, с которым мусковит срастается
вдоль или поперек спайности. Вторая присутствует в виде агрегатов лапчатой или
петельчатой формы, замещающих полевые шпаты, а третья — представляет
псевдоморфозы по высокоглиноземистым минералам. Согласно представлениям Э.П. Изоха, две
первые разновидности мусковита кристаллизуются из расплава на позднемагматиче-
ском этапе. В качестве доказательства этого Э.П. Изохом приведены данные Х.С. Йодера
и Х.П. Югстера (Yoder, Eugster, 1955), свидетельствующие о возможности
кристаллизации мусковита при температурах менее 800° и давлении паров воды в 3 кбар.
Кордиерит в двуслюдяных лейкогранитах Агусинского массива встречается в виде
включений в плагиоклазе и биотите, а также в сростках с биотитом. Гранат образует
крупные (до 5 мм) зерна, хорошо'ограненные уяи скелетные.По данным А.П.
Пономаревой и Б.Ф. Налетова A979), состав граната отвечает железистым разностям
альмандин-спессартинового ряда. Андалузит сравнительно редок и образует хорошо
ограненные кристаллы с характерным розоватым плеохроизмом, замещен агрегатом
мусковита и серицита.
По данным Э.П. Изоха, высокоглиноземистые минералы в гранитах имеют
магматическое, а не контаминационное происхождение. Как один из фактов, подтверждающих
613
Таблица 175. Химический состав лейкогранитов (в вес. %)
Компоненты
SiO2
ТЮ2
AI2O,
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
К О
1
74,78
0,24
13,03
0,35
1,71
0,04
0,43
1,20
2,69
4,58
2
75,60
0,13
12,65
0,34
1,59
0,05
0,25
0,97
2,68
5,05
3
73,40
0,20
13,87
0,79
1,35
0,08
0,46
1,14
3,70
4,13
75.00
0,20
12,90
0,30
1,60
0,10
0,30
1,1
3,6
4,4
5
73,78
Сл.
13,09
1,38
1,15
0,04
0,40
1,44
3,98
3,78
1—11 — биотитовые: 1 — крупнозернистый, Чалбинский массив, Сихотэ-Алинь (Изох и др., 1967) ;
2 — мелкозернистый жильный, там же (Изох и др., 1967); 3 — нижне-амурская серия, там же
(среднее из 12 ан., Изох и др., 1967) ; 4 — балгынский комплекс, Памир (среднее из 69 ан.. Петрология и
геохимия..., 1978); 5—7 — массивы Западной Монголии (Гаврилова, 1975): 5 — Дутугольский, 6 —
Прикодобский, 7 — Тулинский, 8—10 — хангайский комплекс, Монголия (Федорова, 1977), 11 — тель-
бесский комплекс, Сибирь (среднее из 11 ан., Раннепалеозойская..., 1971); 12 — среднее для биотит-
амфиболового лейкогранита Степнинского массива, Урал (Ферштатер и др., 1975^; 13—16 —
биотитовые с мусковитом: 13 — неплюевский комплекс, II фаза, Урал (Кетрис, Львов, 1968) , 14 — Орли-
Таблица 175 (окончание)
Компоненты
13
14
15
16
17
SiO2
TiO2
AI2O3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
73,72
0.20
13,77
0,58
1,66
0,04
0,49
1.013
3,44
4,30
74,54
0,08
13,57
0,85
1,43
0,03
0,42
0,74
3,46
4,33
76,76
0,06
13,44
0,36
0,75
0,04
0,11
0,57
3,10
4,13
73,53
o;28
13,61
0,22
1,62
0,04
0,57
1,34
3,15
4,62
73,25
0,09
15,47
0,36
0,80
0,08
0,36
0,79
2,79
5,17
это предположение, Э.П. Изох приводит данные об отсутствии этих минералов в
составе ксенолитов метаморфических, зеленокаменных и ороговикованных пород, которые
в большом количестве присутствуют в гранитах этого массива. Магматическое
происхождение граната и кордиерита в гранитах также доказывается данными А.А. Мара-
кушева (Маракушев и др., 1966) и Д.С. Коржинского A946), согласно исследованиям
которых они образуются вместо биотита в условиях пониженной щелочности гранитов
и низкой активности щелочей. По данным И.А. Зотова, исследовавшего жежелевские
граниты Украины, содержащие гранат и кордиерит, образование последних происходит
в условиях высокой кремнекислотности расплавов, пониженной щелочности и низкого
окислительного потенциала (ниже буферного равновесия магнетит—фаялит). И.А.
Зотовым также приведены геологические данные об уменьшении количества кордиерита
в гранитах с приближением к контактам с вмещающими породами. Однако несомненно
также присутствие в гранитах этих минералов и контаминационного происхождения.
Формы залегания. Интрузивы, в составе которых установлены лейкограниты, раз-
614
6
г
74,64
0,22
12,75
0,40
1,8
0,03
0,4
1,16
3,6
4,05
7
77,27
0,22
12,19
0,62
0,9
0,02
0,12
1,03
2,56
4,65
8
76,34
0,16
12,70
0,70
0,67
0,22
Сл.
1,35
3,48
4,12
9
74,68
0,65
14,53
0,20
1,66
0,07
0,15
1,40
3,62
3,88
10
75,12
0,16
13,87
0,08
2,23
0,08
0,44
1,15
3,76
3,49
11
74,12
0,16
14,05
0,54
0,95
0,07
0,27
1,16
3,93
3,80
12
75,0
0,12
13,29
0,70
1,06
0,04
0,33
0,70
3,80
4,10
ногорский массив, Казахстан (среднее из 11 ан.. Серых и др., 1976) , 15 — массив Балей, там жа
(среднее из 6 ан.. Серых и др.,х 1976), 16 — массив Нью-Инглед, Новый Южный Уэльс, Австралия (среднее
из 32 ан., Flood, Shaw, 1975); 17 — двуслюдяной кордиерит- и гранатсодержащий, серия Банг-Санг-
Пиа-Биок, Вьетнам (среднее из 12 ан., Изох, 1965); 18 — то же, массив Васильевский, Сихотэ-Апинь
(Изох и др., 1967) ; 19, 20 — турмалинсодержащие. Хабаровский край . (Гранитоиды Мяо-Чанского
района..., 1962); 21 — фаялитсодержащий, Северо-Восток СССР (среднее из 10 ан., Загрузина, 1977);
23 — массив Белл-Маунтин, США (Taunbeneck, 1957); 24 — Айдахо, там же (среднее из 3 ан., Larsen,
Schmidt, 1958).
18
75,61
—
13,44
0,23
1,38
-
0,16
0,84
3,10
4.26
19
75,28
0,01
12,02
0,63
1,14
0,02
0,14
0,72
2,22
5,65
20
74,2
0,03
13,55
1,09
1,34
0,03
, 0,32
0,96
2,06
5,41
21
75,45
0,13
12,63
0,77
1,79
0,04
0,26
0,73
3,34
4,33
22
76,43
0,30
11,86
1,90
0,45
0,11
0,47
0,44
4,24
3,45
23
73,96
0,16
13,91
1,03
0,79
0,04
0,25
2,10
3,32
3,73
24
74,0
0,14
14,20
0,55
1,33
0,06
0,22
1,38
3,74
4,10
мещены в условиях абиссальной фации глубинности (Чиктинский шток на Горном
Алтае), мезоабиссальной фации глубинности, где они входят в состав крупных
плутонов (Белоубинский и Тигирекский массивы на Горном Алтае, Ундинский батолит
в Забайкалье) и в эпизоне (массивы Монголии, Памира, Сихотэ-Алиня).
Массивы, перемещенные на значительные расстояния от места генерации расплавов,
образуют сравнительно небольшие интрузивы площадью от 50 до 90—150 км2. Форма
их близка к штокообразной или неправильной. Для них характерны резкие секущие
контакты с вмещающими породами, наличие апофиз в боковых контактах или
апикальной части тел, сложенных аплитовидными и пегматоидными лейкогранитами. К таким
массивам относятся, например, интрузивы мелового балгынского комплекса и Раумид-
ский плутон на Памире, Чиктинский шток на Горном Алтае. Для этих интрузивов
характерно двухфазное или многофазное строение, где лейкограниты слагают первую
фазу массива, а субщелочные граниты - вторую (массив Базардаринский на Памире).
В других массивах, как, например, в Раумидском интрузиве, лейкограниты образуют
615
вторую и пятую фазы. Довольно часто леикограниты нормального ряда представляют
поздние внутрикамерные фазы массивов, сложенные субщелочными лейкогранитами
(жильные граниты в массивах акчатауского комплекса в Казахстане или шарасуголь-
ского комплекса в Монголии) . В некоторых массивах Горного Алтая леикограниты
связаны постепенными переходами с нормальными и субщелочными гранитами в
пределах одного интрузивного тела (Амшинский, 1973) . В сложных массивах грано-
диорит-гранитного состава лейкогранитам принадлежит иногда большой удельный
вес. Например, в Монголии леикограниты участвуют в строении массивов поздних фаз
хангайского комплекса, где площади массивов колеблются от 100 до 700 км2
(Федорова, 1977). Массивы, перемещенные на незначительные расстояния от места
генерации расплавов, имеют согласное залегание с вмещающими их метаморфическими
толщами. Форма тел — пластовые залежи и инъекции, перемежающиеся с интенсивно
гранитизированными и ороговикованными породами. Для гранитов в этом случае
характерны гнейсовидные текстуры, протоклаз (протомагматическая гнейсовидность,
свидетельствующая о кристаллизации под давлением) (Изох и др., 1967). Примером
таких гранитов являются граниты хунгарийской серии Сихотэ-Алиня, а также
леикограниты второй фазы Верхне-Ундинского батолита в Забайкалье, описанные В.Д.
Козловым A972).
Принадлежность к формации. Формирование лейкогранитов происходит на ороген-
ном, позднеорогенном этапах, этапах, переходных от геосинклинального режима к оро-
генному, а также в стадию тектоно-магматической активизации. В зависимости от
представлений исследователей о строении формационных рядов интрузивных пород
леикограниты включены в состав габбро-гранитных и адамеллит-гранитных серий Урала (Фер-
штатер, Бородина, 1975), габбро-диорит-гранодиорит-гранитной серии Сихотэ-Алиня
(Изох и др., 1967), гранодиорит-гранитных формаций Западной Монголии (Гаврилова,
1975), гранодиорит-гранитных комплексов Монголии (Федорова, 1977), а также
меловых и палеогеновых гранитных комплексов Памира (Петрология и геохимия..., 1978).
Некоторые интрузивы лейкогранитов, как предполагается, образованы из
самостоятельных расплавов, сформированных при плавлении метаморфических толщ в
пределах корового субстрата. Включение их в состав габбро-гранитных серий не означает,
что они образованы за счет процессов кристаллизационной дифференциации габброид-
ных расплавов. Объединение их в состав единых габбро-гранитных серий проведено
на основании тесной временной и пространственной сопряженности габбро и гранитов
в единых сложных по строению массивов и приуроченности к единым структурно-
формационным зонам и системам разломов. Последовательное изменение составов
пород от габбро к диоритам, гранодиоритам и гранитам, по представлениям Э.П. Изоха,
впервые выделившего непрерывные и прерывистые габбро-гранитные серии, связано
с миграцией очага плавления из базальтового слоя в пределы гранито-гнейсового слоя
(Изох, 1965; Изох и др., 1967). Помимо этого, расплавы лейкогранитов образуются,
по мнению ряда исследователей, за счет процессов внутрикамерной или очаговой
дифференциации из расплавов, по составу отвечающих гранодиоритам, нормальным илм
субщелочным гранитам. Доказательством этого является присутствие тел
лейкогранитов в массивах гранодиоритов, нормальных или субщелочных гранитов, а также
существование между ними постепенных переходов.
Металлогения и практическое значение. С некоторыми массивами лейкогранитов
связана высокотемпературная кварц-касситеритовая, кварц-вольфрамитовая и редко-
метальная минерализация, а также низкотемпературные кальцитовые, анкеритовые
жилы с висмутовой минерализацией (массив Базардаринский на Памире) . С
нижнеамурской серией в Сихотэ-Алине связаны грейзены с молибденитом и вольфрамитом.
С мяо-чанским комплексом связаны оловянные рудопроявления кварц-касситерито-
вой и кварц-сульфидной формаций.
КИСЛЫЕ ПОРОДЫ СУБЩЕЛОЧНОГО РЯДА
Классификация и характеристика кислых вулканических и плутонических
магматических пород субщелочного ряда представлена в табл. 154 и 155. Во многих случаях
породы субщелочного ряда отличаются от пород нормального ряда в основном общим
более высоким содержанием №2О+ К2О (см. рис. 91, 92). Эти отличия
минералогически выражены далеко не всегда, хотя статистически для субщелочных пород более
616
характерны повышенные по сравнению с нормальными породами содержания щелочных
полевых шпатов (калиево-натриевого полевого шпата и альбита). Во многих видах
рассматриваемых пород (микроклин-альбитовый гранит, онгонит и др.) плагиоклазы
основнее альбита практически отсутствуют.
Кислые породы субщелочного ряда широко распространены в складчатых поясах
и зонах тектоно-магматической активизации. Они формируются в завершающие этапы
развития геосинклинальных систем (посторогенная стадия) и этапы
тектоно-магматической активизации платформ и зон завершенной складчатости. С позиции тектоники
плит субщелочные кислые магматические породы особенно характерны для
геодинамических обстановок континентальных рифтов, активных окраин континентов
монголо-охотского типа, океанических островов. Как правило, субщелочные кислые породы
тесно пространственно и генетически связаны с породами нормального ряда либо с
породами щелочного ряда.
Вулканические породы
К кислым вулканитам субщелочного ряда отнесены следующие семейства (см.
табл. 154): 1) трахидацитов, 2) трахириодацитов,3) трахириолитов.
Семейство трахидацитов
Трахидацит
Трахидацит в качестве вида входит в семейство трахидацитов. Трахидацит занимает
промежуточное положение между трахитом и дацитом.
Внейший вид, текстура. Макроскопически это серая, буровато-серая, иногда
красноватая порода. Встречаются как массивные, так и флюидальные разновидности трахи-
дацита. Трахидациты, по составу и структуре приближающиеся к трахиту, благодаря
наличию тончайших пор в изломе становятся шероховатыми.
Минеральный состав, структура, последовательность кристаллизации. Структура
порфировая, афировые разновидности встречаются относительно редко.
Вкрапленники: калиево-натриевый полевой шпат, плагиоклаз, биотит, амфибол,
моноклинный и ромбический пироксены, оливин. Акцессорные минералы: апатит,
циркон, магнетит, ильменит, ортит и др.
Калиево-натриевый полевой шпат образует вкрапленники призматической формы
до 0,5—15 мм по длинной оси. По составу щелочной полевой шпат занимает
промежуточное положение между санидином и анортоклазом (от Ort15 до Ort4o) (Emeleus,
Smith, 1959). Чем ниже содержание СаО в породе, тем выше содержание калиевого
компонента во вкрапленниках (E.S. Larsen, E.K. Larsen, 1938). В измененных
разновидностях трахидацита каяиево-натриевый полевой шпат может быть представлен
микропертитом.
Плагиоклаз вкрапленников имеет таблитчатую форму. Кристаллы размером 0,2—
10 мм, зональные: в центре Ап28-зо. по периферии — АП20- i 8-
Ромбический пироксен является обычным минералом-вкрапленником
трахидацита. Для него характерны вытянутые призматические кристаллы до 0,1 и 2—3 мм по
длинной оси. По составу он относится к гиперстену.
Моноклинный пироксен вкрапленников образует темно-зеленые короткопризмати-
ческие кристаллы. Обычно он представлен авгитом, который содержит (в вес. %) :
SiO2 47,49; TiO2 0,58; А12О3 3,49; Fe2O3 3,04; FeO 10,00; MgO 13,28; СаО 20,80;
Na2O 0,59 (Восточное Забайкалье, данные авторы). Значительно реже' встречается
феррогеденбергит (в вес. %): SiO2 46,56; ТЮ2 0,60; AI2O3 1,42; Fe2O3 2,01; FeO 28,05;
MnO 1,24; MgO 1,82; СаО 17,96; Na2O 0,45; K2O 0,14 (о-в Скай, Anwar, 1955).
Характеризуется повышенным содержанием натрия и титана, концентрация которого
увеличивается с возрастанием ферросиллитовой составляющей.
Амфибол вкрапленников — в основном в виде длиннопризматических кристаллов
до 0,1—3 мм в наибольшем измерении. Обычно он представлен обыкновенной роговой
обманкой с относительно высоким содержанием СаО (до 10—12 вес. %).
Биотит — обычный минерал-вкрапленник трахидацита. Он образует таблитчатые
гексагональные кристаллы до 0,1—2 мм в поперечнике. По химическому составу
биотиты занимают промежуточное положение между аннитом и сидерофиллитом, ближе
617
к анниту. Они содержат (в вес. %) : SiCK 56,46; ТЮ2 3,18; А12О, 14,53; Fe2Oi 8,90;
Fe8,62; MgO 15,47; CaO 2,05; K2O8,39; H2O+ 1,45; F 0,58; сумма 99,63.
Оливин отмечен в трахидацитах рифтовых зон океанических островов и
континентов (Поляков и др., 1976). Размер 0,2—0,5 мм. Обычно незонален или зональность
выражена слабо. Состав соответствует Fa7o-8S- С увеличением Fa количество Мп
возрастает от 0,5—0,8 до 4,5%. Присутствует СаО, до 0,5—0,8%.
Кристаллизация вкрапленников происходит при температурах от 1270 до 960°С
в следующей последовательности: оливин, ромбический пироксен, моноклинный
пироксен, щелочной полевой шпат, плагиоклаз, биотит, амфибол (Наумов, Финько, 1976;
Базарова и др., 1975). Характерна ассоциация оливина или ромбического пироксена
со щелочным полевым шпатом. Плагиоклаз обычно ассоциирует с моноклином
пироксеном и амфиболом. Реже встречается ассоциация: плагиоклаз, щелочной полевой
шпат, биотит.
Основная масса пилотакситовая, трахитовая, реже микролитовая, ортофировая.
Трахитовая структура состоит из ориентированных микролитов плагиоклаза и
щелочного полевого шпата. В подчиненном количестве присутствуют темноцветные —
пироксен, биотит, рудные минералы.
Ортофировая структура в шлифе несколько напоминает фельзитовую. Кварц и
другие минералы SiOj присутствуют в небольших количествах.
Щелочной полевой шпат основной массы обычно представлен двумя ф'азами:
калиевой и натриевой. Содержание ортоклазовой составляющей в калиевой фазе
варьирует от 96 до 78%, в натриевой фазе — от 11 до 6% (трахидациты Забайкалья, Армении,
Центральной Европы).
Микролитовая и пилотакситовая структуры аналогичны кислым породам
нормального ряда.
Химический состав. Трахидациты рифтовых зон и хребтов океанов
характеризуются преобладанием натрия над калием (№2О/К2О = 1,2—1,5) (табл. 176), на
стабилизированных участках континентов отношение натрия к калию приближается к 1,
и в рифтовых зонах эпиплатформенного типы обычно калий преобладает над натрием
(Na2O/K2O = 0,8—0,9) . По отношению глинозема и фемических окислов трахидациты
высокоглиноземистые или весьма высокоглиноземистые. Содержание СаО варьирует
в широких пределах от 1,30 до 3,51%. Наиболее низкие содержания СаО характерны
для более калиевых трахидацитов (см. табл. 176, ан 2) . Трахидациты имеют
повышенные содержания железа и титана.
Формы залегания. Трахидациты образуют купола, потоки и реже дайки.
Экструзивные купола — наиболее распространенная форма залегания этих пород. Купола в виде
побочных экструзий обычно расположены на склонах более крупных вулканов, иногда
они образуют самостоятельные купола лакколитоподобной формы (район Оверни,
Северный Кавказ, Приморье). Встречаются также потоки, связанные с самостоятельной
фазой извержения дацитового, трахибазальтового или трахиандезитового вулкана
(Восточное Забайкалье). Трахидациты могут образовывать дайки иногда
протяженностью до 100—300 м (район Мухор-Талы, Западное Забайкалье).
Регионы распространения, принадлежность к формзции. Субщелочные кислые
породы формируются в океанах, на островах и на континентах. В океанах они связаны со
срединными океаническими хребтами и океаническими рифтовыми зонами. В пределах
Срединно-Атлантического хребта, который протягивается более чем на 14 тыс. км
от о-ва Исландия до о-ва Окленд, известны десятки проявлений трахидацитов. Наиболее
детально они изучены на островах: Исландия, Зеленого Мыса, Сэндвичевы и др. (Гера-
симовский и др., 1974; Gass et al., 1963). Трахидациты отмечены также в пределах
Восточно-Тихоокеанского поднятия (о-ва Галапагос, Гваделупа) (А. Энгел, Ц. Энгел,
1968). Трахидациты океанического типа входят в ассоциацию трахибазальтов и, по
Ю.А. Кузнецову A964), относятся к трахибазальтовой формации океанов.
На континентах субщелочные кислые породы связаны со структурами двух типов:
с эпиплатформенными рифтовыми зонами и зонами блоковой посторогенной
активизации. Примером структур первого типа являются рифтовые впадины Забайкалья.
Блоки посторогенной активизации обычно примыкают к крупным вулкано-тектони-
ческим поясам. К ним можно отнести трахидацит-трахириолитовые комплексы
Хабаровского края (Руб, 1973), Центрального и Западного Забайкалья (Козубова, 1973),
Монголии (Коваленко и др., 19712), Сихотэ-Алиня (Баскина, 1975).
618
Таблица 176. Химический состав трахидацитов (в вес. %)
Компоненты
SiO,
¦по,
А12О3
Fe2O,
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
P2O5
1
66,36
0,87
14,90
3,24
3,34
0,08
0,62
2,35
4,27
3,03
0,44
2
67,80
0,50
14,40
1.70
2,30
0,04
0,45
1,30
3,50
4,20
0,01
3
64,01
0,64
16,03
3,26
1,83
0,07
1,64
3,51
3,74
3,90
0,23
4
64,31
0,47
17,91
2,57
0,58
0,03
0,11
2,84
5,25
4,12
0,14
5
66,55
0,43
15,02
1,71
2,67
0.17
0,54
1.71
5,57
4,21
0,10
1 — о-в Исландия (среднее из 3 ан„ Бевзенко, 1979); 2 — район Музор-Талы, Западное
Забайкалье (среднее из 2 ан., данные автора); 3 — Сихотэ-Алинь (среднее из 18 ан., Бевзенко, 1979); 4 —
вулканический массив Арагац, Армения (среднее из 2 ан., данные автора); 5 — о-в Исландия
(Поляков и др., 1976).
Трахидациты встречаются среди пород трахиандезитовой и трахириолитовой
формаций. В первом случае трахиандезиты распространены на широком фоне андезитового
вулканизма (Восточное Забайкалье, Малый Кавказ). Значительно чаще трахидациты
встречаются среди пород трахириолитовой формации (по Ю.А. Кузнецову, липари-
товая формация). Трахидациты занимают промежуточное положение между породами
собственно риолитовой формации и породами щелочных формаций.
Металлогения и практическое значение. С породами трахиандезитовой и
трахириолитовой формаций могут быть связаны свинцово-серебряные месторождения (Лендвилл,
Монтесума, Джорджтаун), молибденовые (Клаймакс), вольфрамовые (Недерленд)
(Уотерс, 1957).
Благодаря небольшому количеству или отсутствию свободного кремнезема и
тонкозернистой структуре трахидациты могут использоваться в качестве кислотоупорного
материала, а также в виде заполнителя в конструктивные бетоны и для дорожного
строительства. Плотные разновидности серой и кремовой окраски используются в,
качестве облицовочного материала.
Семейство трахириодацитов
Как уже указывалось в разделе, характеризующем классификацию кислых
магматических пород, семейство трахириодацитов включает вулканиты, варьирующие по
содержанию SiO2 от 68 до 73 вес. %, а по содержанию №20+ К2О от 8,1% и выше. Для
пород этого семейства типоморфными минералами являются кварц, калиево-натрие-
вый полевой шпат и плагиоклаз, варьирующий по составу от андезина до альбита.
Существенными минералами обычно оказываются слюды (биотиты, реже литиевые
слюды) и амфиболы (гастингситы, роговые обманки).
Семейство трахириодацитов по минеральному составу не всегда легко отличить
от семейств трахидацитов и трахириолитов. Породы семейства трахидацитов, как
правило, содержат больше темноцветных минералов и меньше кварца, а породы
семейства трахиориолитов, наоборот, меньше темноцветных минералов и больше кварца,
чем семейство трахириодацитов. По химическому составу разделение этих семейств
не представляет труда (см. табл. 154).
Семейство трахириодацитов включает в себя три вида: 1) трахириодацит; 2) щелоч-
нополевошпатовый трахириодацит; 3) онгонит.
619
Данных по петрографии щелочнополевошпатового трахириодацита1 почти нет. О
его существовании можно судить только по наличию в литературе единичных анализов
вулканитов трахириодацитового состава, являющихся петрохимическими и
минералогическими аналогами относительно редко встречающегося щелочнополевошпатового
гранита среди плутонических ассоциаций. Поэтому описание вида
щелочнополевошпатового трахириодацита приводится непосредственно за трахириодацитом в
сравнительном аспекте с собственно трахириодацитом (до онгонита) . По тем же причинам такая
последовательность сохранена при характеристике трахириолита и
щелочнополевошпатового трахириолита (см. ниже).
Трахириодацит
Внешний вид. текстура. Трахириодацит — светло-серая порода с характерным
голубоватым оттенком. Структура, как правило, порфировая; афировые разновидности
встречаются относительно редко. Очень часто трахириодацит имеет флюидальное строение,
которое определяется чередованием полос, сложенных агрегатом зерен различных
размеров: от 0,006 до 0,02 мм.
Минеральный состав, структура, последовательность кристаллизации. Среди тра-
хириодацитов преобладают породы порфировой структуры. Вкрапленники: щелочной
полевой шпат, плагиоклаз, кварц, оливин, моноклинный и ромбический пироксен,
биотит, амфибол.
Щелочной полевой шпат вкрапленников образует призматические кристаллы до
0,1—10 мм по длинной оси. Обычно он представлен анортоклазом (Огт.юАЬ7о —
Ort4oAb(,o), реже встречаются вкрапленники ортоклаза и высокого санидина
(Ort6SAb35).
Плагиоклаз вкрапленников присутствует в виде таблитчатых кристаллов размером
от 0,5 до 5—8 мм. По составу он более кислый по сравнению с нормальными риодаци-
том и относится к олигоклазу (An18_2s)- Кристаллы имеют зональное строение:
ядро соответствует андезин-олигоклазу, периферия — олигоклазу, иногда альбиту.
Биотит весьма распространенный вкрапленник трахириодацита. Он присутствует
в породе в виде гексагональных табличек до 3—5 мм в поперечнике. По составу слюда
близка анниту.
Амфибол также относится к весьма распространенным вкрапленникам
трахириодацита. Кристаллы имеют длиннопризматический габитус. В длину они достигают 0,1 —
0,8 мм. Наиболее широко распространены обыкновенная роговая обманка следующего
состава (в вес. %) : SiO2 43,80; ТЮ2 1,30; AI2O, 9,00; Fe,O, 9,06; FeO 8,00; MnO
0,63; MgO 13,63; CaO 9,80; Na2O1,14; K2O1,14; H2O+ 1,95; сумма 99,47 (данные
автора) . Значительно реже встречаются вкрапленники базальтической роговой
обманки, которые содержат (в вбс. %) : SiO^ 45,17; TiO2 2,11; AUO, 7,08; Fe2O, 14,30;
FeO 2,81; MnO 0,41; MgO 13,44; CaO 11,18; Na2O 1,35; K2o"i,09; H2O+ 0,19; H2O~
0,06; F 0,35; сумма 100,14 (Larsen et al., 1938). Изредка также встречается керсутит
в виде оторочки вокруг вкрапленников пироксена.
Ромбический пироксен — обычный вкрапленник трахириодацита. Он образует
призматические зерна до 0,5 мм по длинной оси. В большинстве известных случаев
пироксен представлен гиперстеном, изредка встречается феррогиперстен и еще реже эвлит
(Kuno,1954).
Моноклинный пироксен распространен значительно реже, нежели ромбический
пироксен. Он образует короткопризматические кристаллы до 0,2—0,3 мм в одном
измерении. Наиболее часто пироксен представлен авгитом. Значительно менее
распространен пижонит.
Оливин — относительно редкий минерал-вкрапленник. По составу он обычно
соответствует фаялиту.
Кварц — характерный для трахириодацита вкрапленник. В шлифе имеет вид
неправильных, изометрических зерен размером до 1 мм в поперечнике.
Вкрапленники трахириодацита образуют следующие характерные ассоциации:
щелочной полевой шпат, кварц, кислый плагиоклаз, биотит; плагиоклаз, ромбический пиро-
1 Этот вид выделен на основе формальных минералогических признаков классификации
Необходимы дополнительные данные для оценки его распространенности в природе.-
620
ксен, моноклинный пироксен; щелочной полевой шпат, железистый оливин; щелочной
полевой шпат, моноклинный пироксен, амфибол и др.
По данным термометрии, кристаллизация вкрапленников происходила в следующей
последовательности: оливин, ромбический пироксен, моноклинный пироксен, кварц,
щелочной полевой шпат, плагиоклаз, амфибол, биотит. Температурные интервалы
кристаллизации этих минералов перекрываются (Наумов, Поляков, 1974) .
Структура основной массы фельзитовая, сферолитовая, реже встречается микроли-
товая и трахитоидная (Табл-.Х1_, а—в). Фельзитовая структура состоит из зерен
щелочного полевого шпата, минералов группы SiO2 (кварца, кристобалита, иногда три-
димита). В массе фельзитового материала могут присутствовать иголочки амфибола
и чешуйки слюды. Для микролитовой структуры характерны лейсты кислого
плагиоклаза в массе щелочного полевого шпата, минералов SiO2 и стекла. Трахитоидная
структура состоит из лейст щелочного полевого шпата и кислого плагиоклаза и
относительно небольшого количества кварца. Фельзитовая и сферолитовая структуры
присущи в основном трахириодацитам, которые по содержанию кремнекислоты
приближаются к трахириолитам; микролитовая и трахитоидная — трахириодацитам, по составу
приближающимся к трахидацитам.
Химический состав. По химическому составу выделяются (табл. 177) калиево-
натриевый трахириодациты (Na2O/K2O = 0,4—1,5) и калиевые (Na2O/K2O < 0,4)
редки. Среди калиево-натриевых, в свою очередь, могут быть разновидности трахи-
риодацита, в которых натрий преобладает над калием, и разновидности, в которых
натрий и калий встречаются в равных количествах. Наиболее широко распространены
калиево-натриевые трахириодациты с равными количествами калия и натрия. Как
правило, они относятся к весьма высокоглиноземистым породам и реже — к
высокоглиноземистым.
Трахириодациты, в которых натрий преобладает над калием, характерны для
океанического вулканизма, в частности, для рифтовых зон океанических хребтов. Здесь
они ассоциируют с трахидацитами. Калиево-натриевые трахириодациты с
преобладанием калия связаны с поздними фазами посторогенного вулканизма подвижных зон
континентов, а также с эпиплатформенным вулканизмом рифтовых зон.
Трахириодациты также могут являться естественным продолжением щелочной серии
платформенного вулканизма, связанного с формированием ультраосновных щелочных
комплексов.
Разновидности. В зависимости от состава вкрапленников и структуры основной
массы выделяются следующие разновидности трахириодацита: санидиновый, ортокла-
зовый, биотитовый, амфиболовый, кварц-гиперстеновый. Для санидинового
трахириодацита характерна трахитоидная структура основной массы; для биотитового,
амфиболового и кварц-гиперстенового — фельзитовая и микрозернистая структуры
основной массы. Стекловатая структура основной массы может присутствовать во
всех разновидностях трахириодацита, за исключением ортоклазового трахириодацита.
Формы залегания. Трахириодациты образуют экструзивные купола и потоки.
Потоки, как правило, связаны с отдельными фазами формирования крупных трахириода-
цитовых, трахибазальтовых и трахитовых вулканов. Трахириодацитовые лавы
обладают высокой подвижностью. Поэтому потоки занимают значительные площади
Мощность тел не превышает 20—30 м. Купола представляют "растекшиеся" образования.
Для них характерны пологие склоны C0—40 ) и изометричная в плане форма.
Регионы распространения и принадлежность к формации. В виде небольших тел
(купола, дайки) трахириодациты отмечены в пределах рифтовой зоны Срединно-Ат-
лантического хребта. В небольших количествах они встречены в блоках земной коры,
непосредственно примыкающих к вулканическим поясам окраин континентов,
например, в Приморье (Баскина, 1975) и Хабаровском крае (Руб, 1973) . Широко
распространены трахириодациты в пределах рифтовых зон Восточного и Западного Забайкалья,
а также среди ультраосновных щелочных комплексов Западной Сибири и других
районов. В большинстве случаев трахириодациты могут быть отнесены к трахириолитовой
и трахиандезитовой формациям.
Металлогения, практическое значение. С проявлением трахириолитового и трахи-
андезитового вулканизма связаны свинцово-цинковые месторождения, висмутовое,
оловянное и вольфрамовое оруденение.
Стекловатые трахириодациты (перлиты) широко используются в промышленности
Таблица 177. Химический состав трахириодацитов (в вес. %)
Компоненты
Компоненты
SiO2
ТЮ,
AI2O3
Fe2O3
FeO
71,92
0,28
13,59
0,54
2,71
68,76
0,13 "
13,83
0,90
0,40
69,84
0,36
12,66
2,92
1,42
72,9
0,07
12,01
1,46
0,52
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
0,11
0,08
1,08
5,93
3,37
0,02
0,22
1,05
3,54
4*58
0,07
0,66
0,76
0,53
9,65
0,10
Сл.
0,62
3,16
5,40
1 — о-в Пасхи (Кренделев, 1976); 2 — район Мухор-Талы, Западное Забайкалье (среднее из 3 ан.,
Наседкин, Панеш, 1967); 3 — Маймеча-Котуйская провинция, Сибирь (Жук-Почекутов и др., 1965);
4 — щелочнополевошпатовый трахириодацит, Ташкескен, Средняя Азия (данные автора).
Примечание. 4,0* — 6,40; 4,24 (ан. 2,4).
для производства вспученного перлита (месторождения Мухор-Тала, Холинское и др.
в Забайкалье). Окристаллизованные трахириодациты могут использоваться для
получения пористого агломерата (кампорита) и минеральной шлаковаты.
Щелочнополевошпатовый трахириодацит
Внешний вид, текстура. Зеленовато-серые полосчатые или массивные породы с
отчетливой структурой. Стекловатые разновидности имеют темно-серую или черную
окраску. Полосчатость обусловлена чередованием линейных участков различной
зернистости, а также тонкозернистых и стекловатых или массивных и пористых.
Минеральный состав, структура, последовательность кристаллизации. Для щелоч-
нополевошпатового трахириодацита характерна порфировая структура. Вкрапленники
представлены главным образом щелочным полевым шпатом, в подчиненном
количестве могут присутствовать оливин, ромбический пироксен и кварц.
Щелочной полевой шпат — обычно ортоклаз или санидин (Ort60_7o AD40-30) —
образует белые, реже розоватые призматические кристаллы размером 0,5—8 мм.
Ромбический пироксен представлен гиперстеном или феррогиперстеном. Он
образует призматические кристаллы светло-коричневой окраски.
Оливин в виде вкрапленников в щелочнополевошпатовом трахириодаците
встречается чаще, нежели в других видах субщелочных пород. Он образует короткопризма-
тические кристаллы до 0,1 мм в поперечнике. По составу оливин обычно
соответствует фаялиту.
Кварц в виде вкрапленников в щелочнополевошпатовом трахириодаците
встречается относительно редко, обычно он входит в состав основной массы.
Основная масса является микрозернистой, микросферолитовой, фельзитовой или
стекловатой. Фельзитовая и микрозернистая структуры состоят из щелочного полевого
шпата и одной или нескольких модификаций кремнезема в виде кристобалита, кварца
и тридимита. Среди зерен полевого шпата и кварца или кристобалита может
присутствовать стекло.
В зависимости от количества стекла могут быть выделены стеклосодержащие
трахириодациты (< 20% стекла), богатые стеклом B0—50%), стекловатые E0—80%) и
вулканические стекла трахириодацитового состава (более 80% стекла). В зависимости
от содержания воды стекло может быть перлитовым (>1% Н20) и обсидиановым
Химический состав. Щелочнополевошпатовый трахириодацит характеризуется
повышенным содержанием калия (см. табл. 177, ан. 4). По соотношению глинозема и феми-
ческих компонентов они относятся к весьма высокоглиноземистым. Содержание СаО
обычно ниже, нежели в собственно трахириодацитах (см. выше).
Разновидности. По преобладанию того или иного вкрапленника могут быть
выделены санидиновые, биотитовые, санидин-гиперстеновые щелочнополевошпатовые
трахириодациты. Наиболее часто в них встречаются фельзитовая и стекловатая
структуры основной массы. Санйдиновый трахириодацит состоит из вкрапленников саниди-
622
на и фельзитовой или стекловатой основной массы. В биотитовых и гиперстеновых
разновидностях кроме санидина во вкрапленниках присутствуют биотит и гиперстен.
Иногда гиперстен ассоциирует с оливином.
Формы залегания. Щелочнополевошпатовый трахириодацит встречается
относительно редко. Он образует небольшие экструзивные купола и дайки (район села Ташкес-
кен. Таджикская ССР). Дайки могут достигать 100—200 м в длину и 20—40 м по
мощности. Экструзивные купола обычно не превышают 0,5—0,8 км в поперечнике
(Восточное Забайкалье).
Регионы распространения и принадлежность к формации. Щелочнополевошпатовый
трахириодацит встречается в тех же районах, что и собственно трахириодацит (см.
ниже). Тела этих пород были отмечены среди вулканических массивов, обрамляющих
рифтовые впадины Центральной и Северо-Восточной Африки (Боуден, 1976), в
Восточном Забайкалье и Средней Азии (Грушкин, Алабаев, 1963). По-видимому, их можно
встретить во всех районах, где достаточно широко проявлен субщелочной вулканизм.
Щелочнополевошпатовый трахириодацит входит в состав вулканических комплексов,
принадлежащих к трахириолитовой и трахиандезитовой формациям (Магматические
формации СССР, 1979).
Металлогения, практическое значение. С трахириодацитовым и трахиандезитовым
вулканизмом может быть связано свинцово-цинковое, висмутовое, оловянное и
вольфрамовое оруденения (Щеглов, 1980). Стекловатые трахириодациты относятся к
перлитовому сырью и могут использоваться для получения вспученного перлита
(месторождение Ташкескен, Средняя Азия). Относительно высокая щелочность делает
их благоприятными для получения шлаковаты. Гидротермально измененные
трахириодациты могут использоваться в керамической промышленности для
производства фарфора.
Онгонит
Специальный термин "онгонит" введен для обозначения вулканической или
субвулканической кремнекислой породы, являющейся аналогом редкометальных
литий-фтористых гранитов (В.И.Коваленко, Н.И.Коваленко, 1976; Коваленко и др., 1971).
Название дано по вольфрамовому месторождению Онгон-Хайерхан в Монгольской
Народной Республике, где эта порода была впервые обнаружена. По химическому и
минеральному составу порода близка к богатым фтором и редкими элементами
разновидностям литий-фтористых гранитов, либо к натриево-литиевому пегматиту, но имеет
и свои специфические особенности, обусловленные вулканическим или
субвулканическим происхождением. Специальное название дано породе по предложению Д.С. Кор-
жинского! Подчеркнем, что термин "онгонит" не является названием уже известной
ранее породы, встреченной в районе Онгон-Хайерхана. Это — новый вид вулканических
магматических пород. Открытие онгонитов имеет принципиальное значение для
доказательства существования в природе гранитоидных магм, богатых фтором и многими
литофильными редкими элементами.
В целом онгонит — это вид кислой вулканической, иногда жильной породы
субщелочного ряда, относящейся к семейству трахириодацитов и содержащей в качестве
типоморфных минералов калиево-натриевой полевой шпат, альбит и кварц (см.
табл.154).
К онгон|<1там и описанным далее онгориолитам близки некоторые риолиты
кайнозоя западных штатов США и Мексики. Американские геологи их называют
по-разному: "богатые фтором вулканические породы", "топазовые риолиты", "редкометальные
риолиты", "бимодальные риолиты" (Burt, Sheridan, 1981). Чаще всего их называют
"топазовые риолиты". В принципе, это — синонимы термина "онгонит", но мы не можем
сохранить название "топазовый риолит" для всех онгонитов, так как далеко не во всех
онгонитах есть топаз и в количестве, достаточном для определения "топазовый", а в
онгонитовых стеклах его вообще нет. Нам представляется, что термин "онгонит" в
этом смысле полнее охватывает все разнообразие магматических пород данного
вида, чем термин "топазовый риолит".
Внешний вид, текстура. Макроскопически онгониты1 представляют собой главным
1 Онгониты описаны наиболее подробно в связи с тем, что такие магматические породы не
охарактеризованы в имеющихся справочных изданиях по петрографии.
623
образом белые, реже светло-кремовые, светло-серые или светло-голубые плотные
породы с раковистым изломом. Обычно это порфировые породы с переменным
содержанием вкрапленников вплоть до их полного исчезновения в афировых разностях.
Текстура основной массы онгонитов массивная. Элементы флюидальности ее
намечаются только в некоторых участках, как, например, в узких промежутках между
вкрапленниками. Особенно характерна флюидально-полосчатая текстура для эндоконтак-
товых афировых онгонитов. Флюидальность афировых онгонитов повторяет линии
контактов даек и других тел, обычно "обтекает" ксенолиты вмещающих пород в них,
иногда образуя при этом завихрения и даже разрывы. Нередко дайки онгонитов
имеют симметричное внутреннее строение: внешняя зона ее вдоль обоих контактов имеет
сливной, микрозернистый, часто флюидальный облик, а к центру в онгонитах
постепенно возрастает количество вкрапленников, и они становятся все более раскристалли-
зованными.
Минеральный состав, структура, последовательность кристаллизации. Главными
минералами онгонитов являются альбит, калиевый полевой шпат и кварц,
второстепенными — топаз и слюды. В качестве акцессорных минералов установлены
флюорит, гранат, циркон, монацит, ильменит, колумбит-танталит, касситерит, пирит. В ряде
протолочек онгонитов "Амазонитовой" дайки (МНР) отмечены единичные зерна эги-
рина. Минералы вкрапленников онгонитов представлены альбитом, калиевым шпатом,
кварцем, слюдой и топазом.
Альбит (плагиоклаз An3_6; Nm 1 0,01=30—32°; 2V-1Q—80°; показатель
преломления стекла альбита 1,4905±0,0015). Вкрапленники альбита образуют удлиненные
мелкотаблитчатые и призматические зерна. Габитус их определяется соотношением
длины кристаллов вдоль @10) к их ширине, равным в среднем 5. Форма порфировых
выделений альбита таблитчатая (рис. 94, 95). Средние размеры их (ширина или
перпендикуляр между ближайшими гранями @10)) колеблются от 0,06 до 0,15 мм.
Содержание вкрапленников альбита находится в зависимости от степени закристаллизован-
ности пород. В наименее закристаллизованных породах оно составляет 2—5%, а в
порфировых онгонитах достигает 25-36% (рис. 96—99) . Альбиты вкрапленников, как
правило, гомогенны по составу. Исключение составляют крайне редкие касситериты,
которые иногда отмечались в лейстах альбита, более мелкие кристаллы альбита, а
также включения стекла (Наумов и др., 1971).
Вкрапленники альбита почти всегда образуют четко ограненные порфировые
обособления. Нередко отмечаются скопления трех-четырех вкрапленников в виде гломеро-
порфировых сростков. Иногда они линейно вытянуты (как правило, параллельные
флюидальности).
Некоторые вкрапленники альбита корродированы веществом основной массы,
другие сломаны. Последние факты особенно интересны, поскольку они указывают
на механическое воздействие расплава онгонита, направление которого определяется
по ориентировке иголок топаза в основной массе и флюидальности онгонитов. Обычно
вокруг вкрапленника альбита имеется кайма калиевого полевого шпата, а в редких
случаях за ней — кайма альбита, а потом опять кайма калиевого полевого шпата.
Калиевый полевой шпат. Порфировые выделения его имеют таблитчатую, чаще
изометричную (реже несколько удлиненную) форму. Обычно они резко огранены
и характеризуются четкими углами между гранями кристаллов. Средние размеры
вкрапленников калиевого полевого шпата колеблются в зависимости от степени за-
кристаллизованности пород от 0,2 до 0,7 мм, а содержание — от 0,3 до 22 об. %.
Калиевые полевые шпаты вкрапленников онгонитов несколько различаются по составу
для разных даек и массивов (Антипин, 1975; В.Коваленко, Н.Коваленко, 1976).
Обычно это слабо пертитовые разности микроклина (голубого амазонита) или
ортоклаза B\/ = 76-84°; ng = 1,524-1,526; пр = 1,518-1,521) состава Ort70-9iАЬ9-зо-
Калиевая фаза пертита относится к низкому ортоклазу или промежуточному и
максимальному микроклину {Ар= 0,5—0,86, редко Ар= 0,1). Иногда калиевый полевой
шпат вкрапленников онгонитов представлен гомогенной беспертитовои водяно-прозрач-
ной разновидностью, близкой к санидину B1/ = 26—34°; Др=0,0), который обычен
и для других вулканических и субвулканических кислых пород.
Все разности калиевых полевых шпатов вкрапленников онгонитов весьма богаты
рубидием (до 0,64%), таллием (до 0,007%), свинцом (до 0,025%) и часто обеднены
барием и стронцием.
624
Рис. 94. Соотношения минералов-вкрапленников в онгонитах и общий вид этих пород
Таблитчатые удлиненные кристаллы, заштрихованные продольными полосами — альбит (АЬ) ;
таблитчатые изометричные кристаллы с точечным крапом — калиевый полевой шпат (Fsp ) ; Q —
кварц; Тор — топаз, Мс — слюда; С — стекло: Kas — касситерит; мелкими штрихами показаны
игольчатые микролиты топаза основной массы
Рис. 95. Морфология вкрапленников альбита, калиевого полевого шпата, кварца, топаза, двойная
кайма вокруг вкрапленников альбита, положение обособлений стекла в онгонитах, а также форма
выделений последнего и характер его трещиноватости. Условные обозначения те же, что на рис. 94
40. Зак. 971
¦ и/ чо w
Итепень закристпллиэованнисггт f od.
Рис. 96. Зависимость содержания вкрапленников альбита,
калиевого плевого шпата, кварца, их размеров и числа
зерен в 1 см2 породы от степени закристаллизованности
онгомитов дайки Амазонитовой (МНР)
Как правило, калиевые полевые шпаты
вкрапленников онгонитов несколько обеднены ортокл'а-
зовым миналом по сравнению с мелкими
выделениями этого минерала в основной массе. В то же
время состав калиевого полевого шпата
вкрапленников остается приблизительно постоянным
(Ort80_K7) в онгонитах со степенью
закристаллизованности от 20 до 55%.
Кроме вкрапленников калиевый полевой шпат
образует отчетливые каймы вокруг порфировых
выделений альбита. При этом, как правило, не
отмечается реакционного замещения альбита
калиевым полевым шпатом, что позволяет относить такие
образования к каймам нарастания, а не замещения.
Характерно, что калиевым полевым шпатом
окаймляются не только одиночные кристаллы альбита,
но и их агрегаты, а также обломки одного
кристалла. Существуют все переходы от кайм
калиевого полевого шпата к вкрапленникам. В
связи с этим нет оснований разделять эти две
морфологические разновидности калиевого полевого
шпата на две разновременные генерации.
Каймы калиевого полевого шпата вокруг зерен альбита скорее всего представляют
собой начальную форму роста вкрапленников, которая при благоприятных условиях
кристаллизации вырастает во вкрапленник с собственными кристаллографическими
очертаниями. Укажем также, что в порфировых онгонитах каймы иногда становятся
прерывистыми, а местами по периферии содержат иголки топаза из основной массы.
Отмечались, хотя и редко, другие обособления калиевого полевого шпата неправильной
формы, содержащие включения минералов основной массы. Возможно, что в этом
случае они дорастали в твердом состоянии после быстрой кристаллизации (закалки)
расплава.
Вкрапленники калиевого шпата обычно содержат включения альбита, в единичных
случаях в них отмечались включения касситерита, слюды. Некоторые вкрапленники
калиевого полевого шпата резорбируются веществом основной массы, а иногда им-
прегнируются поздним стеклом.
Кварц широко распространен среди вкрапленников порфировых онгонитов.
Вкрапленники кварца имеют резко ограненную дипирамидальную форму с гексагональными
поперечными сечениями. Часты гломеропорфировые сростки кристаллов кварца.
Средние размеры зерен кварца колеблются от 0,6 до 1,35 мм, а содержание его достигает
25% в порфировых онгонитах, сходя на нет в некоторых афировых разностях (см.
рис. 96).
Вкрапленники кварца содержат включения зерен альбита, нередко калиевого
полевого шпата и реже слюды. Иногда включения лейст альбита ориентированы примерно
параллельно граням призмы кварца. Иногда по периферии вкрапленников кварца
содержатся зерна калиевого полевого шпата или окаймленные калиевым полевым
шпатом зерна альбита. При соприкосновении кварца и топаза последний более идио-
морфен. Некоторые вкрапленники кварца по периферии содержат включения зерен
кварца и иголок топаза основной массы, что свидетельствует об их частичном дораста-
нии после отвердевания породы. Наблюдались импрегнированные в кварц поздние
выделения стекла.
Слюды. Они относятся к второстепенным для вкрапленников онгонитов минералам,
образуют уплощенные по гексагональной призме кристаллов с расстоянием между
гранями призмы от 0,2 до 0,77 мм, реже больше. Содержание их колеблется от нуля
626
Рис. 97. Линии равной степени закристаллизованности (в об. %) онгонитов дайки Амазонитовой
(МНР)
1 — вмещающие породы; 2 — онгониты; 3 —линии равных содержаний вкрапленников
'so чо га о
Степень закристаллизованности, об. '/.
60
Степень
40 20
занросталлизобанности, об. 'Л
Рис. 98. Зависимость содержаний вкрапленников альбита, калиевого плевого шпата и кварца от
степени закристаллизованности онгориолитов дайки Штокверковой (МНР)
Рис. 99. Зависимость содержаний вкрапленников альбита, калиевого полевого шпата и кварца
от степени закристаллизованности онгонитов Бага-Газрынского массива (МНР)
до 2,2% (В.И. Коваленко, Н.И. Коваленко, 1976). По данным
количественно-минерального подсчета, среднее содержание вкрапленников слюды в онгонитах с закристалли-
зованностью менее 30% составляет 0,15%, а в более закристаллизованных онгонитах —
0,66%. Слюды онгонитов по составу относятся к литиевым и фтористым
разновидностям серии литиевый фенгит— мусковит—цинвальдит—протолитионит (В.И. Коваленко,
Н.И. Коваленко, 1976; Владыкин и др., 1977). Наиболее обычен политип литиевого
фенгит-мусковитаиз онгонита2М,, но встречаются слюды со смесью политипов 2М! +
+ 1М. Высказано предположение, что смесь политипов этих слюд образовалась при
субсолидусном распаде первично гомогенной слюды онгонитов.
Слюды содержат включения кристаллов альбита, иногда калиевого полевого шпата,
а некоторые зерна в периферических частях содержат иголки топаза. Видимо, эти их
части дорастали позже образования упомянутых иголок топаза. В онгонитах
отмечались и редкие обособления слюды неправильной "лапчатой" формы, которые содержат
в себе минералы основной массы. Такие обособления не относятся к вкрапленникам,
их образование, видимо, произошло после затвердения онгонитов.
Топаз A0—17% гидроксилтопаза, 83—90% фтортопаза) является еще более редким
минералом во вкрапленниках онгонитов, чем слюды. Вкрапленники топаза имеют
таблитчатую хорошо ограненную форму. Размеры их колеблются от 0,09 до 1,00 мм,
627
реже отмечались более крупные вкрапленники. Среднее содержание вкрапленников
топаза в онгонитах с закристаллизованностью менее 30% составляет 0,008%, а с большей
степенью закристаллизованности — 0,08%.
Вкрапленники топаза часто содержат включения лейст альбита, реже калиевого
полевого шпата, слюды, стекла и флюорита. Кроме хорошо ограненных
вкрапленников, топаз образует обособления неправильной "разлапистой" формы, содержащей
включения минералов основной массы (В.И. Коваленко, Н.И. Коваленко, 1976).
Иногда периферические части этих обособлений резко обогащены игольчатым топазом
основной массы, которые к центру переходят в монокристаллы топаза. По-видимому,
эти обособления образовались после затвердевания онгонитов в результате локальной
перекристаллизации их основной массы.
Основная масса (ОМ) онгонитов, как правило, афанитовая и может различаться
соотношением кристаллических и стекловатых элементов. В дайках МНР развита или
микрокристаллическая или анхикристаллическая (почти кристаллическая, по А.Н. За-
варицкому, 1956) с 10—20% стекловатых элементов основная масса. Эти онгониты
в соответствии с нашей классификацией можно назвать стеклосодержащими. В
онгонитах Ары-Булакского массива (В.И. Коваленко, Н.И. Коваленко, 1976) ОМ можно
охарактеризовать как стекловато-кристаллическую, или богатую стеклом, и даже
стекловатую, поскольку содержание стекла в ней достигает 50% и более.
Содержание ОМ в онгонитах колеблется от 44% в порфировых разностях до 98%
в афировых. Кристаллический агрегат ОМ состоит из кварца, топаза, калиевого
полевого шпата, слюды и альбита.
В отдельных участках основной массы наблюдаются две разновидности
стекловатого вещества. К первой относятся замкнутые включения стекла округлой или
неправильной формы, имеющие размеры в тысячные, реже сотые доли миллиметра и
расположенные концентрическими рядами по зонам роста в некоторых вкрапленниках
онгонитов. Данные включения не соединены трещинками с веществом основной
массы. Видимо, это сравнительно ранние выделения стекла, образовавшиеся при захвате
расплава растущими кристаллами вкрапленников. Стекло имеет буроватый цвет,
изотропно, реже слабо раскристаллизовано. Показатель преломления его ниже, чем у
альбита; плавление этих первичных включений стекла начинается при 550—600" С
(Наумов и др., 1971, 1977) . Состав его близок к составу собственно онгонита.
Включения стекла другого рода в ОМ онгонитов характеризуются значительно более
поздним характером выделения. Обособления этого позднего стекла не только образуют
прожилки и просечки во вкрапленниках, но и цементируют все минералы основной
массы онгонитов. По-видимому, это стекло — результат затвердевания самых
остаточных расплавов, возникших уже в процессе закалки онгонитов. В отдельных участках
онгонитов содержание этого позднего стекла достигает 10—15%. Форма его выделений
обычно приспосабливается к морфологии окружающих минералов. Главными
химическими составляющими этой разновидности стекла являются кальций, кремнезем,
глинозем, фтор, калий. При его раскристаллизации образуются топаз, флюорит, иногда
слюда. Это стекло близко по составу кремнефторидной жидкости, образующейся
при ликвации онгонитового расплава в системе онгонит—Н2О—HF (Н.И.Коваленко,
1979).
В некоторых разновидностях афировых онгонитов раскристаллизованность
основной массы определяется только по наличию светопреломляющих участков, в которых
не удается наблюдать отдельные минеральные виды, кроме мелких изометричных
зерен кварца и иголок топаза (иногда сферолиты), которые наиболее четко
обособляются в раскристаллизованных участках. Нередко основная масса здесь представлена
пятнистым агрегатом, в котором имеются бурые или светло-бурые слабо анизотропные
стекловатые участки и более светлые анизотропные участки, в которых широким
распространением пользуются щелочнополевошпатовые сферолиты. Иногда светлые
раскристаллизованные участки развиваются в породе в виде петельчатых обособлений.
Возможно, раскристаллизация стекла в этом случае осуществлялась по его перлитовой
отдельности. Показатель преломления стекловатых участков ниже, чем у калиевого
полевого шпата и канадского бальзама.
Как правило, текстура основной массы онгонитов — массивная. Элементы флюи-
дальности ее намечаются, как уже отмечалось, в узких промежутках между
вкрапленниками. Ориентированность микролитов топаза также проявлена при обтекании основ-
628
Зтап
^^^^ Стадии
МассиВ , ^^^
Онган -Хай-ерханский
АЬ
ц
МС
Юр
Позйнеа стекло
Б ига- Газрынский
АЬ
Fsp
а
Тор
Ара - Нулинский
П
\ц
а
FI
Тор
„ мс
И/менее стекле
h' запцнит
Магматический
Магматическая
Задержание Нраплен-
HUKL'S, lllL %
/ff дО 50
? —LUlFe —
— Li-Fe —
ОМ
¦
SB
— Li-Fe ^
¦
Паспема гматический
Ранняя
аётамбта-
евматическая
*
—LlALPS —
— Li-Fe —
Msmа соматическая
и жильная
Ранняя
-Mus-
-LiFe-
1
-лни—
—Мил —
1
Рис. 100. Схема последовательности кристаллизации главных и второстепенных минералов онгони-
тов. Символами химических элементов показаны составы слюд: LiFe — литиево железистые, LiAIFe—
фенгитовые
ной массы вкрапленников. Особенно характерна флюидально-полосчатая текстура
для эндоконтактовых афировых онгонитов. В этом случае флюидальность онгонитов
обусловлена наличием полос, сравнительно богатых иголками топаза и бедных ими;
иногда во флюидальности принимают участие более стекловатые и богатые иголками
топаза полосы и полосы раскристаллизованных (со сферолитами щелочного полевого
шпата) онгонитов с более низким содержанием топаза.
Анализ взаимоотношений вкрапленников в породе выявляет недостаточность
принципа идиоморфизма минералов для суждения о порядке их кристаллизации (В.И.
Коваленко, Н.И. Коваленко, 1976) . В данном случае имеется одновременная
(синхронная) кристаллизация трех минералов вкрапленников альбита, калиевого полевого
шпата и кварца, доказываемая последовательным возрастанием их содержаний по
мере увеличения степени закристаллизованности пород, хотя соотношения между
ними на основе принципа идиоморфизма минералов и их взаимных включений
соответствуют их разновременному порядку кристаллизации: 1) альбит, 2) калиевый
полевой шпат, 3) кварц. Недостаточность принципа идиоморфизма здесь проявляется
за счет влияния разных скоростей кристаллизации одновременно образующихся из
расплава минералов на их взаимоотношения.
Последовательность кристаллизации минералов онгонитов изображена на рис. 100.
Первыми из онгонитовой магмы кристаллизовались вкрапленники альбита, калиевого
полевого шпата и нередко кварца. Иногда кварц, топаз и слюда вкрапленников, по-
видимому, начинали кристаллизоваться несколько позже, после затвердевания около
30% онгонитового расплава. В некоторых разностях с самого начала кристаллизации
расплава вместе с вкрапленниками альбита и калиевого полевого шпата формировались
вкрапленники топаза и слюды. Большая часть слюды, кварца и топаза онгонитов
сформировалась в виде основной массы при закалке онгонитового расплава. Более
поздним, чем даже минералы основной массы, является богатое кальцием и алюминием
кремнефторидное стекло (позднее).
Послемагматические процессы в онгонитах начинаются с ранней автоматесомати-
ческой стадии, к которой мы отнесли процессы "дорастания" вкрапленников кварца,
топаза, слюды, значительно реже — калиевого полевого шпата. К этому же процессу
может быть отнесено образование обособлений топаза и слюды неправильной формы,
"нафаршированных" минералами основной массы. Эта стадия в небольшой степени
629
Таблица 178. Средний химический состав онгонитов (в вес. %)
Компоненты
SiO2
AI,O,
Fe,O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
Li,0
Rb2O
F
P2O5
Число
анализов
1
70,79
16,89
0,27
0,24
,20
0,20
0,36
5,10
3,15
0,47
0,22
2,13
0,07
30
2
70,36
16,67
0,33
0,37
0,15
0,31
0,30
5,50
3,44
0,50
0,26
1,89
0,06
3
3
70,84
16,79
0,21
0,27
0,16
0,20
0,24
5.42
3,50
0.36
0,22
1,82
0,07
8
4
70,84
16,51
0,33
0,28
0,16
0,24
0,37
5,42
3,54
0.35
0,21
1,78
0,05
12
5
71,42
17,17
0,52
0,52
0,02
0,05
0.67
4,13
4.42
0,06
0,19
0.82
0.17
4
6
71.42
16.55
0.20
0,47
0,03
He обн.
0,35
5,00
3,68
0,25
0,14
1,22
0,26
Нет
данных
1—4 — средние составы онгонитов дайки Амазонитовой, МНР (В.И.Коваленко, Н.И. Коваленко,
1976) : 1 — афировый с < 10% вкрапленников, 2 — порфировый с 10—30% вкрапленников. 3 —
порфировый с 30—40% вкрапленников, 4 — порфировый с 40% и более вкрапленников; 5 —
порфировый Ары-Булакский массив, Забайкалье (В.И. Коваленко, Н.И. Коваленко, 1976) ; 6 — район Чечек,
Центральная Калба (Пушко и др., 1978) ¦
проявлена во всех дайках онгонитов. Она имеет отчетливо выраженную грейзеновую
специфику. Затем проявлено образование прожилков цвиттеров и кварц-мусковито-
вых грейзенов.
Химический состав. Средние составы онгонитов разной степени закристаллизованно-
сти сведены в табл. 178. Химические анализы онгонитов из различных районов
наиболее полно представлены в работе В.И. Коваленко, Н.И. Коваленко A976).
По своему химическому составу онгониты заметно отличаются от всех известных
составов магматических пород (Заварицкий, 1956). Если по содержанию кремнезема
они близки к средним составам гранитов и риолитов, то по концентрации глинозема
они приближаются к сиенитам (вследствие значительного количества топаза) .
Онгониты весьма лейкократовы и почти не содержат титана, приближаясь по этим
показателям к аляскитам, и очень часто несут весьма высокие концентрации натрия при его
преобладании над калием. По всем петрохимическим показателям онгониты ближе
всего оказываются к различным разновидностям описанных ниже литий-фтористых
гранитов. В частности, порфировые, богатые фтором онгониты по составу ближе всего
к альбит-лепидолитовым гранитам. Характерной особенностью состава онгонитов
является крайне высокое содержание глинозема (al' > 10) при низких концентрациях
фемических компонентов, а также наиболее высокое из всех известных кислых
магматических пород содержание фтора.
Средние составы онгонитов несколько отличаются для различных районов (см.
табл. 178) . Судя по средним составам онгонитов дайки Амазонитовой (МНР), процесс
кристаллизации не сильно влияет на их состав, проявляясь в уменьшении содержания
фтора, лития и в меньшей степени в возрастании концентраций калия и натрия. В
общем же средний состав онгонитов разной степени закристаллизованности варьирует
в узком интервале. Шире эти вариации для индивидуальных анализов.
В афировых онгонитах проявлена зависимость содержаний различных
породообразующих компонентов от концентрации фтора. С ростом содержания фтора в
афировых онгонитах падает концентрация кремнезема, натрия, двухвалентного железа и
кальция. В этом же направлении несколько возрастает содержание окисного железа
630
Онгонитн
Та
Микролин - впьбитвВые гранить!
РИс. 101. Степень концентрирования редких элементов в онгонитах и лепидолитсодержащих микро-
клин-альбитовых гранитах. Определяется как десятичный логарифм отношения концентрации
элемента в породе к среднему содержанию его в бедных кальцием гранитах (Виноградов, 1962;
Войткевич и др., 1970). При степени концентрирования, равной нулю, содержание элемента равно
среднему содержанию (кларку) его в гранитах
и, возможно, слабо увеличивается концентрация глинозема в интервале содержаний
фтора от 0,5 до 1,5%, фтора.
По своей геохимической специфике онгониты близки к редкометальным
пегматитам (Кузьменко, 1973; Солодов, 1962) и литий-фтористым гранитам. Типоморфными
элементами онгонитов являются фтор, литий, рубидий, таллий, бериллий, олово,
гафний, ниобий и тантал. Характерны резко пониженные по сравнению со средними
содержаниями в гранитах (Виноградов, 1962; Войткевич и др., 1970) концентрации бария,
стронция, суммы редкоземельных элементов и иттрия, циркония, а также низкие
значения калий-рубидиевого, яиобий-танталового и цирконий-гафниевого отношений.
Геохимическая характеристика онгонитов четко проявляется по степени
концентрирования редких элементов по отношению к их средним содержаниям в кислых
породах (рис. 101). Интервал содержаний фтора в онгонитах составляет 0,8—3,2%.
Распределение его в породах достаточно неравномерное! Колебания содержаний фтора
отмечаются как в породах разной степени закристаллизованности, так и в афировых эндо-
контактовых закаленных онгонитах. Наиболее высокие концентрации фтора в
афировых разностях тяготеют к пережимам в дайке.
Распределение концентраций лития, рубидия, олова, бериллия, цинка, свинца, бария,
стронция, редкоземельных элементов и вольфрама в онгонитах подробно
рассмотрено в специальной работе (В.И. Коваленко, Н.И. Коваленко, 1976).
Онгониты характеризуются цериевым спектром редкоземельных элементов с ярко
выраженным европиевым минимумом.
Важной геохимической характеристикой онгонитов являются коэффициенты
распределения элементов, позволяющие оценивать роль фракционной кристаллизации
в распределении элементов, а также потенциальную рудоносность пород. Судя по этим
данным, основным носителем лития онгонитов является, основная масса, хотя
концентратором его являются слюды. Доля лития, приходящаяся на вкрапленники
калиевого полевого шпата, не превышает 2%, а для альбита обычно не больше 14%. Рубидий
более равномерно распределяется между вкрапленниками калиевого полевого шпата
и основной массой, хотя доля последней преобладает в 1,5—3 раза. Доля
вкрапленников слюды в балансе рубидия, лития и цезия несравненно ниже доли основной массы.
С увеличением степени закристаллизованности онгонитов роль вкрапленников
калиевого полевого шпата в балансе рубидия несколько возрастает.
Основная масса онгонитов несет также главную долю олова, вольфрама, бериллия,
нередко бария, свинца, цинка, а вместе с альбитом — также и стронция, в меньшей
степени олова. Коэффициенты распределения различных элементов в онгонитах широко
631
Рис. 102. Схема строения тел онгонитов Бага-Газ-
рынского массива (МНР)
/ — песчаники; 2 — дациты; 3 — профировые
онгониты; 4 — афировые флюидальные онгониты;
5 — цвиттеры; 6 — элементы залегания
варьируют в зависимости от содержания
фтора, общего состава онгонита и степени
его раскристаллизации (Коваленко, Антипин
и др., 19771 _4) ¦
Разновидности. Кроме главных
структурных разностей онгонитов (порфировых и
афировых), среди них могут быть
выделены разновидности по составу слюд (биоти-
товые, мусковитые, литиево-фенгитовые),
по характеру калиевого полевого шпата
(амазонитовые, микроклиновые, санидино-
вые), по содержанию фтора (богатые
фтором и бедные). Но все эти разновидности
часто присутствуют в одном и том же теле.
В связи с этим выше приведено их общее
петрографическое описание.
Формы залегания. Онгониты чаще всего
слагают дайки или штокообразные тела
различных размеров (рис. 102—104),
несущие все геологические признаки
магматических пород. Слагаемые ими дайки или штокообразные тела имеют резкие секущие
контакты с четкими апофизами и содержат многочисленные ксенолиты обычно
неизмененных вмещающих пород, часто повернутые в процессе движения онгонитовых
расплавов. Яркими геологическими свидетельствами кристаллизации онгонитов из
расплава являются увеличение их степени закристаллизованности от периферии к центру
в ряде тел, наличие эндоконтактовых зон закаленных афировых стекловатых
онгонитов, а также проявлению флюидальности в них как результата следов течения
вязкого расплава в полости трещины. Ряд факторов говорит и о том, что онгониты
сформировались в приповерхностных субвулканических условиях. На это указывают
порфировый или микрозернистый до стекловатого облик онгонитов, формы залегания
слагаемых ими тел, отсутствие заметного взаимодействия с вмещающими породами,
наличие флюидальности в афировых онгонитах и т.п. Все это — признаки быстрого
охлаждения и кристаллизации вязкого силикатного расплава в субвулканических условиях.
Ряд наблюдений контактовых пород в телах онгонитов хорошо увязывается с
предположением о механическом воздействии расплава на вмещающие породы: последние
раздвигаются, иногда взламываются и перемещаются в онгонитах. Иногда даже
вкрапленники собственных минералов "раздавливаются" вязким расплавом, а местами
расплав "срывает" участки быстро застывших закаленных онгонитов.
Очевидно, часть онгонитов образовалась при последовательной кристаллизации
сравнительно гомогенного расплава, поскольку в них намечается увеличение степени
закристаллизованности от периферии к центрам тел (онгониты Онгон-Хайерхана, МНР).
В других случаях кристаллизация расплава была в глубинном очаге, а затем
происходило внедрение онгонитовых магм, в разной степени уже закристаллизованных
(онгониты Бага-Газр\.ша, МНР).
Наконец, геологические наблюдения позволяют утверждать, что из наложенных
послемагматических явлений в онгонитах проявлены цвиттеры и мусковитные
грейзены.
Регионы распространения, принадлежность к формации. Онгониты выявлены в
районе Онгон-Хайерханского вольфрамого месторождения в МНР, вблизи Бага-Газрын-
ского массива гранитоидов в МНР, в Ары-Булакском массиве Восточного Забайкалья
в СССР. Аналогичная по составу и строению порода описана из Рудных гор (Stark,
1932). В последние годы онгониты обнаружены в Прибайкалье (Глебов и др., 1976),
Казахстане (Пушко и др., 1978), Финляндии (Haapala, 1977). Пока большинство извест-
632
Рис. 103. Схема геологического строения Ары-Булакского массива
онгонитов (по Б.А. Гайворонскому)
/ —осадочные породы Dj_2; 2 — базальтоиды J3; 3—4 — онгониты:
3 — афировые флюидальные, 4 — порфировые
Рис. 104. Морфология и внутреннее строение дайки онгориолитов
(МНР)
1—2 — онгориолиты: / — порфировые центральной части дайки,
2 — афировые зоны закалки; 3 — вмещающие породы; 4 — разломы
ных проявлений онгонитов относится к фанерозойскому возрасту (в МНР и
Забайкалье — мезозой, в Рудных горах — пермь), и только онгониты Финляндии являются
протерозойскими. Фанерозойские онгониты входят в состав известково-щелочных
гипабисальных лейкогранитовых или вулканических контрастных формаций, а
протерозойские — в формацию гранитов рапакиви.
Онгониты несомненно являются магматическими породами. Они кристаллизовались
из специфического богатого фтором и редкими элементами кислого магматического
расплава, образующегося при глубокой кристаллизационной дифференциации обычной
гранитоидной магмы и при участии метамагматического взаимодействия (Коржинский,
1973) магм и флюидов. Имеющиеся экспериментальные (Коваленко, 1979) и
общепетрологические данные свидетельствуют о том, что кристаллизация фтористых
гранитных расплавов не заканчивается образованием обычной гранитной "эвтектики" (точнее
минимума), а продолжается при 1000 атм общего давления до 575 ±25°С в условиях
расширенного поля кристаллизации кварца (при повышенной кислотности), суженных
полей кристаллизации щелочных полевых шпатов и при появлении собственных фаз
фтора (топаза, слюд). При охлаждении онгонитовой магмы осуществляется
одновременная кристаллизация из расплава альбита и калиевого полевого шпата. Онгонитовые
расплавы близки по составу к наиболее богатому фтором и редкими элементами
эвтектическому составу в системе "гранит—Н2О—HF".
Металлогения и практическое значение. Онгониты, как и редкометальные литий-
фтористые граниты, являются прямым поисковым признаком на редкометальное
оруденение. Непосредственно с онгонитами могут быть связаны кварцевые жильные
грейзеновые и другие послемагматические месторождения олова, вольфрама и других
редких металлов. Важное практическое значение онгонитов состоит в том, что на их
примере показана высокая перспективность на редкие элементы богатых фтором
вулканических пород.
Семейство трахириолитов
Семейство трахириолитов состоит из трех видов: 1) трахириолит, 2) щелочнополево-
шпатовый трахириолит, 3) онгориолит. Для всех трех видов характерен парагенезис Q +
+ Fsp, к которому в онгориолитах прибавляется альбит (АЬ), а в трахириолитах —
олигоклаз, альбит-олигоклаз (см. табл. 154).
633
Трахириолит
Внешний вид, текстура. Макроскопически трахириолиты —серыес голубоватым
оттенком или зеленовато-серые афировые или полосчатые породы. В полосчатых
разновидностях толщина полос варьирует от 0,1 до 10 мм. Полосчатость обусловлена
чередованием линейных участков различной зернистости, а также тонкозернстых и стекловатых.
Для стекловатых пород характерен слабый зеленоватый оттенок.
Минеральный состав, структура, последовательность кристаллизации. Для трахирио-
литов характерны афировые и порфировые разновидности. Порфировые трахириолиты
состоят из вкрапленников и основной массы. Вкрапленники: кварц, щелочной полевой
шпат, плагиоклаз, пироксен, оливин, рудные минералы, амфибол, биотит. Акцессорные
минералы: ортит, циркон, титанит, апатит, ильменорутил и др.
Кварц — наиболее обычный минерал-вкрапленник, форма его зерен изометричная,
реже скелетная.
Щелочной полевой шпат может быть представлен санидином, натриевым санидином
и анортоклазом. Характерны призматические зерна до 1—8 мм по длинной оси.
Плагиоклаз вкрапленников трахириолита образует таблитчатые кристаллы около
0,1—5 мм в наибольшем измерении. По составу плагиоклаз отвечает альбит-олигоклазу
и олигоклазу.
Биотит — весьма распространенный минерал-вкрапленник трахириолита. Он
образует гексагональные чешуйки до 1—5 мм в поперечнике. Ниже приводится состав биотита
из трахириолита (район Мухор-Талы, Западное Забайкалье), который содержит (в
вес. %): SiO2 36,52; ТЮ2 3,10; AI2O3 14,41; Fe2O3 16,12; FeO 8r72; MnO ел.; MgO
10,07; CaO 1,42; Na2O ел.; K2O 8,41; H2O~ не обн.; Н2О+ 1,45; FeO 0,58; сумма
100,80 (данные автора). Биотиты субщелочных кислых пород обычно занимают
промежуточное положение между аннитом и сидерофиллитом.
Амфибол как вкрапленник — весьма распространенный минерал. Его состав весьма
чувствителен к изменению щелочности породы. Среди минералов-вкрапленников
трахириолита наиболее широким распространением пользуется обыкновенная роговая
обманка, состав которой аналогичен составу роговой обманки из трахириодацита.
Иногда во вкрапленниках присутствуют арфведсонит-рибекит и феррогастингеит.
Амфибол обычно образует кристаллы в виде призм до 3—5 мм по длинной оси.
Пироксен образует вкрапленники короткопризматического габитуса. Размер
кристаллов различен — от 0,05 до 2—3 мм в наибольшем измерении. Наиболее широким
распространением пользуется феррогеденбергит.
Оливин вкрапленников имеет вид короткопризматических или округлых
кристаллов, измеряемых десятыми долями миллиметра. По составу он соответствует фаялиту
(Fa98-ioo)¦
Содержание таких акцессорных минералов, как циркон, ортит в трахириолите
несколько выше, нежели в риодитах нормального ряда.
Минералы-вкрапленники обычно кристаллизуются в следующей последовательности
(по данным термометрии включений) : оливин, щелочной полевой шпат, кварц,
плагиоклаз, пироксен, амфибол, биотит. Они образуют следующие парагенезисы: оливин,
щелочной полевой шпат; плагиоклаз, пироксен, биотит и др. (Наседкин,1975).
Основная масса может иметь микрозернистую, микросферолитовую, гранофировую
или стекловатую структуры. Микрозернистая структура состоит из ксеноморфных
выделений щелочного полевого шпата, кристобалита и тридимита, иногда присутствует
кварц. В щелочнополевошпатовом агрегате в виде примеси присутствуют лейсты
биотита и амфибола. Микросферолитовая структура состоит из мельчайших сферолитов до
0,05—0,08 мм в диаметре. В центре каждого сферолита обычно-присутствует кристаллик
ильменита или пироксена. Сферолиты состоят из волокон щелочного полевого шпата с
включениями зерен кристобалита или тридимита. В трахириолите г^анофировая
структура встречается чаще, чем в риолитах нормального ряда. Для нее характерны ихтио-
глипты кварца, погруженные в щелочной полевой шпат.
Трахириолиты со стеклом образуют целую серию весьма своеобразных
разновидностей; содержание стекла может варьировать в них от 30—20 до 80—100%. Обычно такая
порода состоит из полос с различной структурой. Например, полосы, состоящие из
стекла, чередуются с полосами, имеющими микролитовую или сферолитовую структуры.
В зависимости от содержания воды стекло в основной массе трахириолита может быть
перлитовым (содержание воды более одного процента) или обсидиановым (содержание
634
воды менее одного процента). Породы, содержащие более 80% стекла, соответственно
относятся к перлиту или обсидиану.
Среди трахириолитов довольно часто встречаются пузыристые породы. В порах
присутствуют также минералы как кристобалит.тридимит, амфибол (Табл. XLI). Сложные
по строению поры, состоящие из серии концентрически расположенных перегородок,
обычно называют литофизами (Заварицкий, 1956). Литофизы по краям обычно
окаймлены щелочным полевым шпатом и кристобапитом, иногда в сочетании с кубическими
кристалликами магнетита или фаялита (Наседкин, Зиборова, 1968; Заварицкий, 1956).
Химический состав. Подавляющее большинство трахириолитов относится к калиево-
натриевым, редко калиевым сериям (№2О/К2О < 0,4). Вариации химического состава
определяются геотектоническими условиями формирования. В рифтовых зонах
океанических хребтов встречаются трахириолиты, в которых натрий преобладает над калием
(Боуден, 1976). Для этих пород характерно высокое содержание B% и более) железа
(табл. 179). В трахириолитах блоков, примыкающих к вулканическим поясам окраин
континентов, количества калия и натрия бывают близки, но в большинстве случаев
калий преобладает над натрием. Содержание окислов железа в этих разновидностях также
довольно высокое, до 2 вес. %.
Аналогичная картина характерна для трахириолитов, связанных с посторогенным
вулканизмом внутриконтинентальных зон вулканической активизации. Трахириолиты
относятся к весьма высокоглиноземистым образованиям. Глиноземистость возрастает
от океанических к континентальным трахириолитам.
Гидротермальное изменение трахириолитов выражается в цеолитизации, монтморил-
лонитизации, каолинизации. Наиболее широко распространены цеолитизация и монт-
мориллонитизация. Начало этих процессов знаменуется возрастанием содержания Са и
уменьшением количества калия и натрия. Обычно, наиболее интенсивно изменяется
вулканическое стекло.
Для трахириолитов характернь! повышенные содержания таких элементов, как В, Ga,
La, Nb, Y, Yb и Zr. Если принять ту точку зрения, что субщелочные породы образуются
из магм, являющихся остаточным продуктом кристаллизационной дифференциации, то
накопление перечисленных элементов можно связывать с отделением ранее
кристаллизующихся фаз и формированием остаточного расплава.
Разновидности. Наиболее широко распространены следующие разновидности трахи-
риолита: биотитовый, санидиновый, ортоклазовый. В биотитовом обычно присутствуют
вкрапленники плагиоклаза, кварца и биотита. Основная масса микрозернистая или сфе-
ролитовая. Санидиновый трахириолит содержит вкрапленники санидина, плагиоклаза,
оливина или санидина и пироксена. Основная масса может быть микросферолитовой,
зернистой или стекловатой. Для ортоклазового трахириолита характерны вкрапленники
ортоклаза и гранофировая структура основной массы. Стекловатые разновидности
делятся на перлит и обсидиан.
Формы залегания. Для субщелочных кислых пород, в том числе и трахириолитов,
характерны все формы проявления вулканизма: сложные вулканические аппараты с
Ответвляющимися потоками, экструзивные купола и дайки. Крупные вулканические
аппараты, состоящие из риолитов и трахириолитов, известны в пределах
внутриконтинентальных зон вулканической активизации (Гегамское нагорье. Армянская ССР;
Африканское сводовое поднятие Тибести и др.). Сложные многофазные вулканические
аппараты, сложенные главным образом трахириолитами, локализуются вдоль рифтовых
зон континентов (рифтовые зоны Африки, Восточной Сибири). Экструзивные купола
и дайки характерны для океанических островов, островных дуг и окраин континентов.
Регионы распространения, принадлежность к формации. Трахириолиты описаны на
островах Тихого океана (Пасхи, Соккоро и др.), Срединно-Атлантического хребта
(Исландия, Азорские острова, о-в Вознесения), Центрально-Индийского хребта (о-в Сен-
Поль) . Трахириолиты широко распространены в пределах островных дуг: Новая
Зеландия, Новая Гвинея, Хоккайдо, Камчатка. В вулканических поясах окраин континентов
трахириолиты приурочены к разломам, секущим главные тектонические структуры,
например, трахириолиты Сихотэ-Алиня, Большого Бассейна (штат Невада, США).
Широким распространением трахириолиты пользуются также в зонах позднеорогенного
вулканизма континентов (Закавказье, Карпато-Родопская вулканическая дуга, Динарские
горы и т.д.). Как уже отмечалось, в областях эпиплатформенного вулканизма
трахириолиты обычно ассоциируют с трахириодацитами, трахиандезитами и более основными
635
Таблица 179. Химический состав трахириолитов (в вес. '
Компоненты
SiO2
TIO2
ZrO2
AI2O3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO'
NaaO
K2O
P О
1
74,24
0,18
He опр.
13,44
0,08
2,16
-
0,16
0,54
5,81
2,79
2
75,31
0,09
He опр.
12,91
0,99
1,10
0,03
0,23
0,20
3,69
4,70
3
74,50
0,06
He опр.
13,76
1,23
0,66
0,09
0,12
0,88
4,08
4,46
0,02
4
75,31
0,21
0,18
16,43
3,22
0,80
He опр.
0,10
0,23
3,99
4,65
0,03
5*
75,00
0,32
He опр.
12,15
2,85
0,71
0,06
0,18
0,81
3,06
5,32
0,04
6
74,84
0,16
He опр.
12,67
0,70
0,06
0,06
Сл.
1,33
3,96
4,28
He опр.
* Анализ выполнен в ЦХЛ ИГЕМ АН СССР, аналитик Н.И.Некрасова.
1 — о-в Пасхи, вулкан Мауна Орито (Кренделев, 1976) ; 2 — Сихотэ-Алинь (Бевзенко, 1979) ;
3 — Гегамское нагорье, вулкан Спитаксар, Закавказье (среднее из 4 ан., Карапетян, 1972) ; 4 — о-в
Сан-Пьетро, Сардиния (Chayes, Zies, 1961); 5 — щелочнополевошпатовый трахириолит, Ташкескен,
Средняя Азия (данные автора) ; 6 — вулканический массив Артени, Закавказье (данные автора).
породами субщелочного ряда (Восточное Забайкалье, система Африканских рифтов и
ДР-) ¦
Трахириолиты вместе с другими субщелочными породами образуют трахириолито-
вую формацию. Наряду с трахириолитами в строении вулканических комплексов
принимают участие нормальные риолиты, трахиты и трахириодациты. Трахириолиты
встречаются также среди пород трахиандезитовои формации (Восточное Забайкалье).
Металлогения и практическое значение. С комплексами, образующими трахириолито-
вую и трахиандезитовую формации, связаны оловянные месторождения на
Северо-Востоке СССР, свинцово-цинковые и флюоритовые месторождения в Забайкалье и Рудном
Алтае и т.д. Как полезные ископаемые используются и сами горные породы, например,
вулканические стекла (перлиты и обсидианы). Перлит применяется для производства
вспученного перлита, который широко используется в строительстве, и в качестве
теплоизоляционного материала, а также в химической и пищевой промышленности. Обсидиан
применяется как стекольное сырье, в качестве абразива, в керамической
промышленности, как поделочный камень. Пемзовидные перлиты и пемзы используются в качестве
легкого заполнителя в естественном состоянии, а также для строительства дорог и в
качестве бутового камня.
Щелочнополевошпатовый трахириолит
Внешний вид, текстура. Серые с розовым оттенком полосчатые или массивные породы
порфировой структуры. Стекловатые разновидности (перлит, обсидиан) имеют темно-
серую, бледно-зеленую или черную окраску. Для полосчатых разновидностей
характерно чередование полос различной зернистости или пористости. Довольно часто
встречаются пузыристые разновидности щелочнополевошпатового трахириолита.
Минеральный состав, структура, последовательность кристаллизации.
Щелочнополевошпатовый трахириолит состоит из вкрапленников и основной массы. Обязательным
минералом-вкрапленником является щелочной полевой шпат, в подчиненном
количестве может присутствовать оливин, пироксен, биотит и кварц.
Щелочной полевой шпат образует призматические кристаллы до 1—5 мм в длину. В
весьма редких случаях вкрапленники щелочного полевого шпата могут достигать 10—
15 мм. Как правило, они не зональны и характеризуются сравнительно ограниченными
вариациями химического состава от Ог60АЬ4о до Or35Ab6s.
636
Кварц часто ассоциирует со щелочным полевым шпатом. Для кварца характерны
зерна изометричной формы размером до 1—3 мм.
Оливин вкрапленников образует короткопризматические кристаллы. По составу он
так же, как и в большинстве кислых пород, является высокожелезистым (Fa98-ioo) ¦
Пироксен может быть как ромбическим, так и моноклинным. Ромбический пироксен
обычно представлен эгирин-авгитом или геденбергит-эгирином.
Биотит по составу аналогичен биотиту трахириолита (см. ниже) . Он образует
гексагональные в сечении таблички размером до 0,5—4 мм. Характерна ассоциация биотита
с рудным минералом (ильменит + магнетит) и цирконом.
Основная масса имеет микрозернистую, сферолитовую, гранофировую или
стекловатую структуру. Для микрозернистой и сферолитовой структур характерна ассоциация
щелочного полевого шпата и кристобалита или тридимита. Плагиоклаз в основной массе
обычно отсутствует. Гранофировая структура состоит из щелочного полевого шпата и
закономерно ориентированных вростков кварца. Щелочнополевошпатовый трахирио-
лит, в котором основная масса полностью состоит из стекла, встречается довольно
редко.
Химический состав. Для щелочнополевошпатового трахириолита характерен
существенно калиевый состав и высокое содержание окислов железа (см. табл. 179, ан. 5).
Количество СаО обычно ниже, нежели в обычных трахириолитах. Щелочнополевошпатовый
трахириолит относится к высокоглиноземистым и весьма высокоглиноземистым
образованиям. В стекловатых разновидностях щелочнополевошпатового трахириолита
обнаружено повышенное количество (выше кларка, по А.П.Виноградову) бора, олова,
циркония, редкоземельных и некоторых других элементов.
Разновидности. В зависимости от состава вкрапленников щелочнополевошпатовый
трахириолит подразделяется на санидиновый, ортоклазовый, биотитовый, санидин-пи-
роксеновый. Наиболее широким распространением пользуются породы с
микрозернистой и сферолитовой основной массой.
Формы залегания. Щелочнополевошпатовый трахириолит может образовывать
отдельные крупные потоки, экструзивные купола, реже дайки и субвулканические тела
(штоки). Во многих случаях вулканические тела имеют зональное строение. В краевых
частях вулканических тел присутствуют зоны стекловатых или полустекловатых щелоч-
нополевошпатовых трахириолитов.
Регионы распространения и принадлежность к формации. Щелочнополевошпатовый
трахириолит встречается среди вулканических комплексов, сложенных трахириолитом.
Тела этих пород отмечены в зонах обрамления рифтовых впадин Африки и Забайкалья
(Бодуэн, 1976; Волянюк, 1972). Щелочнополевошпатовый трахириолит входит в состав
вулканических комплексов, принадлежащих к трахириолитовой и трахиандезитовой
формациям.
Металлогения и практическое значение. С существенно калиевыми трахириолитами
связано золоторудное, серебряно-оловянное, молибденовое, сурьмяно-висмутовое оруде-
нение (Щеглов, 1980). Стекловатые трахириолиты могут также использоваться в
промышленности в качестве перлитового сырья, пригодного для получения вспученного
перлита. Они также могут применяться для получения минеральной ваты и в качестве
заменителя полевого шпата в керамической промышленности.
Онгориолит
Онгориолит является вулканическим аналогом микроклин-альбитового лейкогранита,
описанного ниже, и относится к семейству трахириолитов (субщелочных риолитов).
Как и для онгонита, типоморфными минералами онгориолита являются кварц,
калиевый полевой шпат и альбит. Отличительной особенностью онгориолита является наличие
стекловатых разновидностей и даже стекол. В этом случае минеральный состав пород
трудно или невозможно определить.
Диагностическим признаком принадлежности такой породы к онгориолиту служит
общий химический состав породы, а также повышенное значение коэффициента al,
высокие содержания фтора, лития (F + Li >0,15^-0,4%) и других литофильных
редких элементов.
Онгориолит является видом, промежуточным по составу между видом
трахириолитов и видом онгонитов. Онгониты и онгориолиты могут слагать одни и те же
тела. Естественно, что между трахириолитами и онгориолитами имеются все пере-
637
Таблица 180. Химический состав онгориолитов (в вес. %)
Компоненты
SiO2
TiO2
AI2O3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
P2O5
1
73,72
—
15,87
0,29
0,60
0,05
0,25
0,90
4,12
3,58
0,10
2
73,63
—
14,43
0,12
1,03
0,05
0,13
1,12
4,77
3,70
0,09
3
73,59
0,02
15,04
0,52
0,14
0,02
0,00
0,38
4,80
4,13
0,11
4
73,20
0,12
13,47
0,54
0,95
0,06
0,12
0,88
4,46
4,34
0,04
5
74,60
—
13,00
0,71
0,62
0,03
0,09
0,93
4,42
4,06
0,06
6
74,16
—
11,60
1,10 ¦
0,54
0,06
0,09
0,45
4,08
4,12
0,03
1—2 — Бага-Газрынский массив, МНР (среднее из 3 ан., В.И.Коваленко, Н.И.Коваленко, 1976);
1 — афировый, 2 — порфировый; 3 — шток Эюрайоки, Финляндия (Haapala, 1977); 4, 5— афировые,
вулканический покров Тэг-Ула, МНР (Коваленко и др., 1979); 6 — стекло, вулканический покров
Дурбенит-Дориту-Ула, там же.
Примечание. Li2O- 0,03; 0,05; 0,01; 0,09; 0,08; 0,006 (ан. 1-6) ; Rb2O - 0,03; 0,11;
0,078; 0,103; 0,100; 0,048 (ан. 1-6); Н,О -0,89; 1,01; 0,66; 1,02; 0,25; 2,86 (ан. 1-6); F -
0,97; 0,67; 0,30; 0,68; 1,04; 0,39 (ан.1-6); СО2 -0,14; 0,30 (ан. 5, 6).
Таблица 181. Содержание фтора (в вес. %) и некоторых.редких элементов (в г/т) в стекловатых
кайнозойских онгориолитах западных штатов США (Shawe,, 1966)
Район отбора
образцов
Шелл Крик Рэнж,
Невада
Хонекомб Хилс,
Юта
Спор Маунтин,
Юта
Томас Рэнж,
Юта
Томас Рэнж
Л то
и та ¦
Чирикэхуа
Нейшнл
Монумент, Аризона
F
0,12
0,79
0,90
0,47
0,27
0,14
Ва
10
30
100
2
15
Be
Li
3 150
7 200
13 500
20
15
10 Необн.
Nb
30
30
100
50
50
Pb
20
70
40
60
50
Sn
7
20
30
50
15
Необн.
Sr
50
20
5
3
15
Zr
50
50
90
100
500
ходные разности. Состав и структура онгориолита очень близки к таковым для онгони-
та. В связи с этим здесь указываются только отличительные Особенности онгориолита.
Внешний облик, текстура онгориолита обычно не отличаются от облика онгонита, за
исключением стекловатых разновидностей, которые более разнообразны по окраске и
могут иметь черный, красный, светло-зеленый цвет. Нередки стекловатые туфы и
агломераты онгориолитов с обломочной текстурой (Коваленко и др., 1979).
Минеральный состав, структура, последовательность кристаллизации зернистых
онгориолитов мало отличаются от онгонитов. Характерно, что чем меньше в онгориолитах
фтора и лития, тем меньше в них топаза и слюд. В породах, близких к граничному для
онгориолита содержанию фтора и лития @,15—0,40%), топаз может отсутствовать даже
в основной массе. Иногда в таких онгориолитах в заметных количествах отмечается
акцессорный флюорит.
В качестве вкрапленников в онгориолитах встречается не только альбит, но и альбит-
638
г.Хщу-Тзг —I
Рис. 105. Схема геологического строения {А) участка развития вулканических онгориолитов в
районе гор Хэцу-Тэг и Тэг-Ула и разрез {Б) вулканитов по северному склону горы Тэг-Ула (МНР)
/ — силурийские терригенные (а) и карбонатные F") толщи; 2 — верхнепалеозойские граниты;
3—9 — позднемезозойские породы: 3 — трахиты, 4 — конгломераты и валунники, 5 — базальты и
андезибазальты, 7 — лавобрекчии риолитов, 8 — флюидальные онгориолиты, 9 — рыхлые красноцвет-
ные отложения
олигоклаз (до Ап15). Обычно содержание всех минералов-вкрапленников возрастает с
увеличением степени окристаллизованности онгориолитов (см. рис. 54). В соответствии
с более низкими по сравнению с онгонитами содержаниями фтора и лития слюда
онгориолитов также беднее этими компонентами; она представлена фенгит-мусковитом и
циннвальдит-протолитионитом. В стекловатых разностях онгориолитов отмечены очень
редкие вкрапленники (и их обломки) кварца, санидина, кислого плагиоклаза.
Основная масса их — изотропное или в той или иной степени окристаллизованное стекло.
Химический состав. Они отличаются от онгонитов в соответствии с различиями в
химизме их семейств (табл. 180). Онгориолиты, относящиеся к семейству трахириолитов,
более богаты кремнекислотой, чем онгониты семейства трахириодацитов (см. табл. 178,
180). По сравнению с онгонитами онгориолиты, как правило, беднее фтором, литием,
рубидием, танталом и богаче барием, стронцием, редкоземельными элементами,
цирконием (табл. 181, 182). В них выше отношения K/Rb, Nb/Ta, Zr/Hf. По всем петро- и
геохимическим показателям онгориолиты занимают промежуточное положение между
онгонитами и субщелочными (или нормальными) риолитами. При описании онгонитов
отмечалось, что существует зависимость между содержаниями в них породообразующих
компонентов и фтора. Эта особенность характерна и для онгориолитов.
Разновидности. Для онгориолитов наряду с разновидностями, характерными для
онгонитов, типичны стекла (обсидианы, пемзы, перлиты)
Формы залегания. В отличие от онгонитов, онгориолиты слагают не только дайки и
штокообразные тела, но и покровы лав и агломератов, участвующие в вулканических
постройках (рис. 105), а также пластовые субвулканические тела площадью до
десятков квадратных километров. Пример строения покрова онгориолита в районе горки
Хэцу-Тэг в пустыне Гоби (МНР) представлен на рис. 105. Зернистые субвулканические
онгориолиты участвуют в строении тех же даек и тел, что и онгониты и соответственно
в тех же регионах.
Регионы распространения и принадлежность к формации. Собственно вулканические
онгориолиты пока известны в двух крупных провинциях: кайнозойской на западе
Северной Америки (Shawe, 1966) и позднемезозойской Южно-Монгольской в пустыне
Гоби (Коваленко и др., 1979). В обеих провинциях онгориолиты являются членами
контрастной базальт-риолитовой ассоциации, характерной для рифтогенных областей.
Онгориолитовые расплавы, видимо, формировались при дифференциации фтористой
кислой магмы в области котектических, а не эвтектических составов системы. Богатые
натрием онгориолиты могли образоваться при дегазации (потере фтора) онгонитовой
магмы (В.И.Коваленко, Н.И.Коваленко, 1976).
Металлогения, практическое значение. В генетической связи с онгориолитами в США
имеются крупнейшие в мире месторождения бериллия в виде бертрандитовых туфов
(Staatz, 1963). 63о
Таблица 182. Содержание калия, натрия, фтора (в вес. %) и некоторых редких, рудных и летучих
элементов (в г/т) в онгонитах и онгориолитах (В.И.Коваленко, Н.И.Коваленко, 1976; Коваленко
и др., 1979)
Степень закристаллизованное™,
об. %
Na
Li
Rb
Tl
< 10 (F >2,0%)
< 10(F < 2,0%)
10-20
20-30
30-40
>40
Среднее по дайке*
Онгониты
Онгон-Хайерхан (дайка Амазонитовая), МНР
2,79 3,80 2780
2,54 4,06 1490
3,00
2,85
3,00
2,98
2,84
4,37
4,18
4,14
4,10
4,04
1270
1710
1645
1710
1670
< 10
10-30
30-40
Среднее по дайке
> 12
< 12
2380
1660
1730
1890
1890
1995
1876
810
970
887
870
1879
2880
16,8
12,7
12,8
15,8
13,4
15,8
14,2
9
Не опр
17
14
Не опр
1160
< 10
10-40
>40
Среднее по дайке
< 10
10-30
30-40
40-50
> 50
Среднее по дайке
Не опр.
Онгон-Хайерхан (дайка Промежуточная), МНР
2,40 4,80 39
2,45 4,65 Не опр.
2,96 4,28
2,67 4,54
Ары-Бупакский массив, Забайкалье
3,67 3,05 318
3,66 0,66 179
Онгориолиты
Шток Эюрайоки, Финляндия* *
Не опр. Не опр. 380
Бага -Газры некий массив, МНР
2,70 2,96 180
2.63 3,85 100
3,18 3,38 274
2,85 3,42 186
Онгон-Хайерхан (дайка Штокверковая), МНР
1,40 5,15 124
1,03 5,34 50
1,44 5,46 76
2,37 4,48 148
2,18 4,50 182
1.64 5,11 122
гор. Хэцу-Тэг и Тэг-Ула, МНР2*
Не опр. Не опр. 376
3,48 3,38 336
3,93 3,15 25
*С учетом площадей выходов онгонитов разной степени закристаплизованности.
2*Определения по частным пробам. В остальных случаях приведены средние содержания.
706
748
1050
842
300
64
308
694
724
438
944
921
438
14
8
13
12
7,5
1
4
11
10
6
Не
Плутонические породы
К кислым плутоническим магматическим породам субщелочного ряда отнесены
следующие три семейства (см. табл. 155): 1) кварцевых сиенитов; 2) субщелочных
гранитов; 3) субщелочных леикогранитов.
Семейство кварцевых сиенитов
Семейство кварцевых сиенитов принадлежит к субщелочному ряду и объединяет
горные породы с содержаниями SiO2 64—68,реже 62—64%, и суммой Na2 О + К2О более
7,8% (до 11—14%). Эти горные породы по минеральному и химическому составу зани-
640
Be
Zn
Pb
Ba
Sr
(Th, YJ0,
Sn
21,5
13,8
9,2
22,1
26,5
37,6
19,2
2,0
3,0
2,9
2,6
7,7
20,7
51
48
44
53
71
106
63
33
70
68
57
He.
"
Онгониты
Онгон-Хайерхан (дайка Амазонитовая), МНР
32 22 25
31 43 32
26 40 24
41 16 15
49 15 14
63 17 17
41 25 20
Онгон-Хайерхан (дайка Промежуточная), МНР
53 90 78
15 Неопр. Неопр.
44 53 70
44 70 74
Ары-Булэкский массив, Забайкалье
Неопр. Неопр. Неопр.
Онгориолиты
Шток Эюрайоки, Финляндия2*
63
65
75
90
107
111
89
Не опр.
33
38
25
29
31
54
37
20
10
13
16
66
6
3,3
1,6
1,3
2,0
2,5
2,8
2,9
2,9
2,2
?,6
23
13
Не опр.
Не опр.
55
35
42
41
22
25
32
41
35 .
29
Не опр.
Не опр.
300
Бага-Газрынский массив.
29
19
42
35
315
150
76
197
50
МНР
383
110
30
120
Онгон-Хайерахн (дайка Штокверковая), МНР
36
38
63
51
53
44
гор. Хэиу-
Не опр.
107
73
110
100
89
96
¦Тэг и Тэг-Ула,
31
57
23
114
87
130
108
98
107
МНР2*
35
44
25
Не опр.
Не опр.
66
Не опр.
"
107
125
90
234
Не опр.
35
33
58
108
101
22
16
15
35
38
25
Не опр
мают промежуточное положение между гранитами, сиенитами и кварцевыми монцонита-
ми. В семействе кварцевых сиенитов выделяются два вида: собственно кварцевые
сиениты (двуполевошпатовые) и щелочнополевошпатовые кварцевые сиениты (однополе-
вошпатовые) . В последних на долю плагиоклаза приходится не более 10% суммы
полевых шпатов. Встречаются они редко и поэтому подробно не описываются.
Многие породы семейства кварцевых сиенитов, содержащие более 10% кварца,
обычно называются граносиенитами (Гаврилин, 1964; Даминова, 1967; Маракушев и др.,
1979; Магматические формации СССР, 1979 и др.). При обсуждении и упорядочении
петрографической номенклатуры как в союзном, так и международном масштабах
(Классификация..., 1975) было принято решение не рекомендовать к употреблению
термин "граносиенит" в связи с неоднозначностью его трактовки.
41. Зак. 971
641
Таблица 182 (окончание)
Степень закристаллизованное™,
об. %
Zr
Hf
Nb
Та
WO,
< 10(F >2,0%)
< 10(F < 2,0%)
10-20
20-30
30-40
>40
Среднее по дайке*
< 10
10-30
30-40
Среднее по дайке
> 12
< 12
< 10
10-40
>40
Среднее по дайке
< 10
10-30
30-40
40-50
>50
Среднее по дайке
Онгониты
Онгон-Хайерхан (дайка Амазонитовая) , МНР
60 12,4 69
47 9,1 59
66 11,3 68
53 10,0 67
93 10.4 80
76 11,2 64
66 10,7 69
Онгон-Хайерхан (дайка Промежуточная), МНР
Неопр. Не опр. Не опр.
138 16 39
Ары-Булакский массив, Забайкалье
32 2,2 50
66 6,8 62
Онгориолиты
Шток Эюрайоки, Финляндия^*
230 Не опр. 60
Бага-Газрынский массив, МНР
Неопр. Неопр. Неопр.
78 11 56
Онгон-Хайерхан (дайка Штокверковая), МНР
Не опр. Не опр. Не опр.
94 7,6 48
гор. Хэцу-Тэг и Тэг-Ула, МНР2*
170 9 170
Неопр. Неопр. Неопр.
88
85
76
62
53
54
67
7,3
7,6
10,4
6,1
5,6
5,8
7,0
Не опр.
47
20
56
Не опр.
Не опр.
22
Не опр.
50
26
Не опр.
Не опр.
Не опр.
Не опр.
Не опр.
Не опр.
Кварцевый сиенит
Кварцевый сиенит по распространенности подобен сиениту и имеет сходный с ним
видовой минеральный состав. В отличие от сиенита в кварцевом сиените на долю кварца
приходится 5—20% суммы фельзических минералов.
Внешний облик, текстура. Розовая, розовато-серая до белой плутоническая порода
крупно-, средне-, мелко-, тонкозернистая, равномернозернистая, неравномернозернис-
тая, порфировидная, массивной, реже планпараллельной текстуры.
Минеральный состав, структура, последовательность кристаллизации. Главными
минералами кварцевых сиенитов являются кварц, плагиоклаз, калиево-натриевый полевой
шпат, пироксен, амфибол, биотит. Из второстепенных минералов присутствуют магнетит,
титаномагнетит, ильменит, апатит, титанит, циркон, редко ортит, гранат. Вторичные
минералы: хлорит, магнетит, кальцит.
Количественно-минеральный состав кварцевых сиенитов приведен в табл. 183.
642
Cl
K/Rb
Nb/Ta
Zr/Hf
Cs
2,60
1,47
1,55
1,851
1.65 j
1,62
1,85
0,72
0,75
0,6
0,67
0,82
He onp.
350
410
370
440
380
395
Нес
¦¦
"
Нес
1,1
0,45
0,58
0,69
0,75
0,9
0,38
0,40
0,37
0,58
He onp.
1400
He onp.
He onp.
Онгониты
Онгон-Хайерхан (дайка Амазонитовая), МНР
1850 11,7 0,78
1160 15,3 0,69
17,3 0,89
15,1 1,08
1130 15,9 1,51
1200 14,9 1,18
1300 15,1 1,01
Онгон-Хайерхан (дайка Промежуточная), МНР
Не опр. 29,6 Не опр.
25,2
33,3
Не опр. 0,83
Ары-Булакский Массив, Забайкалье
Не опр. 19,6 2,50
12.7 1,1
Онгориолиты
Шток Эюрайоки, Финляндия2*
Не опр. Не опр.
Бага-Газрынский массив, МНР
Не опр. 38,3 Не опр.
35,2
30,3
33.8 2,54
Онгон-Хайерхан (дайка Штокверковая), МНР
Не опр.
Не опр.
Не опр.
46,5
161
46,9
34,1
30,1
Не опр. 0,96
гор. Хэцу-Тэг и Тэг-Ула, МНР2*
Не опр. Не опр. Не опр.
4,8
5,2
5,8
5,3
8,9
6,8
6,1
121
Не опр
¦¦
"
"
"
Не опр. Не опр.
8,6
14,5
9,7
Не опр.
Не опр.
7,1
Не опр.
12,3
Не опр.
250,0
196
Не опр
8,0
3,3
7,0
6,0
11,6
Не опр
11,3
17,7
9,2
12,8
26
25
28
Плагиоклаз в породе наблюдается как в виде удлиненных, так и неправильных зерен,
разнообразен по составу, особенно в зональных зернах, где в ядре он может
соответствовать Ап54-5б- в средней кайме — Ап5о-з4. а во внешней — Ап2з-27- В незональных
зернах состав плагиоклаз колеблется от Ап16_18 до Ап2з-37- Иногда он обрастает
калиево-натриевым полевым шпатом. Содержания плагиоклаза составляют 10—35%
общей суммы полевых шпатов (Классификация..., 1975).
Калиево-натриевый полевой шпат — ортоклаз-пертит, микроклин-пертит, реже анор-
токлаз. Он присутствует в зернах квадратной, прямоугольной или неправильной формы
и всегда содержит тончайшие пертиты. В зональных зернах плагиоклаза калиево-натрие-
вь:й полевой шпат развивается вдоль границ зон.
Ромбический пироксен—гиперстен — наблюдается неповсеместно образует близкие
к идиоморфным зерна. Его содержания — не более 3%.
Моноклинный пироксен — авгит, титанавгит — встречается в зернах идиоморфной.
643
Таблица 183. Количественный минеральный состав пород семейства кварцевых сиенитов (в об. %)
№п/п
Порода, местоположение
Плагиоклаз
Калиево-натрие-
вый полевой
шпат
Пироксен
1 Кварцевый сиенит, Алтай, Канды- 19 60 1
гайтайский массив
2 То же, Северный Трнь-Шань, 42—53 17—33 до 1
Кзыл-Омпульский массив
3 Щелочнополевошпатовый квар- — 69,2—84,5 0—3,1
цевый сиенит, Алдан
реже неправильной формы. Часто он является реликтовым в амфиболе. Его содержания
в породе — 4%, редко более.
Амфибол — титанистая и высокожелезистая обыкновенная роговая обманка и гас-
тингсит; наблюдается в зернах идиоморфной или неправильной формы.
Биотит — высокофтористый лепидомелан или биотит. Железистость его часто близка
железистости сосуществующего амфибола и может колебаться от 32 до 64% (Ермолов
и др., 1977).
Кварц всегда ксеноморфен и морфология его зерен зависит от формы зерен других
минералов.
Акцессорные и рудные минералы встречаются в зернах идиоморфной и неправильной
формы. Из них апатит в редких случаях зонален.
Структура кварцевых сиенитов преимущественно гипидиоморфнозернистая
(рис. 106), реже трахитоидная. В кварцевых сиенитах наблюдаются следующие
взаимоотношения минералов. Зерна плагиоклаза почти всегда резко идиоморфны по
отношению к зернам калиево-натриевого полевого шпата, кварца и темноцветных минералов.
Амфибол и биотит приурочены к стыкам и промежуткам между зернами
калиево-натриевого полевого шпата. Нередко к этим промежуткам приурочен ксеноморфный
кварц. Акцессорные и рудные минералы пространственно тяготеют к скоплениям
темноцветных минералов. Калиево-натриевый полевой шпат корродирует зерна
плагиоклаза и реже образует кайму вокруг них. Роговая обманка замещает пироксен. Биотит
обрастает как роговую обманку, так и магнетит. В некоторых разновидностях
кварцевых сиенитов наблюдаются обратные реакционные взаимоотношения, когда
плагиоклаз замещает калиево-натриевый полевой шпат, а амфибол — биотит. Это наблюдается
в случае наличия в породе крупных вкрапленников калиево-натриевого полевого
шпата. При замещении плагиоклаза калиево-натриевым полевым шпатом в плагиоклазе
образуются мирмекиты. Кварц-выполняет промежутки между зернами других минералов,
вплоть до самых мельчайших. При постмагматических процессах по плагиоклазу
развивается альбит, а по биотиту и роговой обманке — хлорит и вторичный магнетит.
Описанные выше взаимоотношения минералов позволяют наметить три ряда
последовательности кристаллизации минералов в кварцевых сиенитах: 1) плагиоклаз,
плагиоклаз + калиево-натриевый полевой шпат, калиево-натриевый полевой шпат + амфибол +
+ биотит + кварц; 2) калиево-натриевый полевой шпат, калиево-натриевый полевой
шпат + плагиоклаз, калиево-натриевый полевой шпат + плагиоклаз + пироксен +
амфибол, калиево-натриевый полевой шпат + плагиоклаз + амфибол + биотит + кварц;
3) калиево-натриевый полевой шпат + плагиоклаз + кварц.
В тонкозернистых, а иногда и мелкозернистых разновидностях структура кварцевых
сиенитов становится паналлотриоморфнозернистой. В этом случае трудно установить
последовательность кристаллизации минералов; предполагается, что все минералы
кристаллизовались одновременно. Эти горные породы соответствуют кварцевым сие-
нит-аплитам.
Химический состав. Кварцевые сиениты являются петрохимическими аналогами тра-
хидацитов (см. табл. 155). Кварцевые сиениты принадлежат калиево-натриевой серии
(Na2O/K2O = 0,71—1,69), а по коэффициенту глиноземистости являются
высокоглиноземистыми (al'= 1,73—2) и весьма высокоглиноземистыми (al' = 2—8,29).
Коэффициент агпаитности колеблется от 0,5 до 0,7.
Средний химический состав кварцевых сиенитов приведен в табл. 184. Из таблицы
644
Роговая
обманка
Биотит
Кварц
Акцессорные
и рудные
минералы
Литературный источник
8
3-6
3,2-13,0
4
3-
-8
6
12-18
7,6-16,
0,4-1,1
Ермолов и др., 1977
Гаврилин,1964
Богатиков, 1966
Таблица 184. Средний химический состав кварцевых сиенитов и щелочнополевошпатовых
кварцевых сиенитов (в вес. %)
Компоненты
SiO,
TiO,
AI,O,
Fe,O,
FeO
MnO
MgO
CaO
Na,O
K,O
Число анализов
67,56
0,36
15,62
1,41
1,43
0,50
1,52
2,05
3,04
6,21
63,48 63,25
0,58
2,10
2,25
0,80
1,70
3,13
3,18
6,31
14
0,60
16,47 16,28
1,76
2,46
0,09
2,01
3,33
2,96
5,91
63,30
0,90
15,61
Нет
данных
65,41
1,88
0,57
0,26
16,04
66,03
1,48
0,48
0,48
15,82
0,9
1,61
1,12
45
1,75
1,19
1,65
0,10
1,69
2,49
4,91
0,94
2,66
1,09
0,08
0,04
1,0
0,61
2,19
1,01
4,43
0,88
4,9
1,17
3,48
2,19
0,08
0,08
0,44
0,21
1,39
0,72
3,94
0,73
6,01
1,34
* Описаны как граносиениты.
1—5 — кварцевые сиениты: 1,2 — монцонит-сиенитовая формация (Магматические формации
СССР, 1979), 3 — массив Кзыл-Омпул, Северный Тянь-Шань (Гаврилин, 1964), 4 — район Орхон-Се-
ленга, Монголия (Яшина, Матреницкий, 1978) , 5 — средний состав (по автору) ; 6 — щелочнополево-
шпатовый кварцевый сиенит, Коросгеньский массив, Украина (Сидоров, 1970) .
645
Рис. 106. Нордмаркиты и кварцевые сиениты
а ~ кварцевый сиенит авгитовый. Калиевый полевой шпат, плагиоклаз, авгит. Норвегия район
Осло, d-3,5 мм (Заварицкий, 1956) ;
. б - нордмаркит. Микроклин-пертит с большим количеством пертитовых вростков альбита
пятнистого типа, кварц, щелочной амфибол. Гипидиоморфнозернистая структура Кузнецкий
Алатау, Берикуль. rf=5,6 мм (Заварицкий, 1956) ;
в - нордмаркит. Калиевый полевой шпат, кварц, щелочной амфибол, акцессорные - магнетит и
титанит. Гипидиоморфнозернистая структура. Норвегия, район Осло, d = 2,6 мм (Харкер 1935)-
г - арфведсонитовый нордмаркит. Калиевый полевой шпат, кварц и арфведсонит.
Гипидиоморфнозернистая структура. Норвегия, район Осло. d = 1,2 мм (Йохансен, 1932);
а - рибекитовый нордмаркит. Калиевый полевой шпат, рибекит, кварц'. Типичная
гипидиоморфнозернистая структура. Кузнецкий Алатау, Берикуль. d = 3,2 мм (В.А. Заварицкий, 1945) ;
е ~ рибекитовый нордмаркит. Калиевый полевой шпат, кварц и неправильные лапчатые зерна
рибекита. Шотландия, Аилза-Грэг. d = 3 мм (Рейниш, 1920);
ж - рибекитовый нордмаркит. Лапчатые зерна рибекита в кварц-полевошпатовой массе
Западная Англия, Карнавоншир. d ~2,& мм (Харкер, 1935)
видны достаточно широкие колебания содержаний SiO2 в кварцевых сиенитах
отдельных регионов. Так, С.А.Лесков (Магматические формации СССР, 1979) для кварцевых
сиенитов, принадлежащих монцонит-сиенитовой формации СССР, считает средним
содержание SiO2, равное 67,56%. Р.Д.Гаврилин и Н.С.Классова для кварцевых сиенитов
Кзыл-Омпульского массива в Киргизии считают средним содержание SiO2 63,25% при
его широких колебаниях F0,4—69,00%) .В последнем случае, по-видимому, большая
часть пород, проанализированных авторами, принадлежит кварцсодержащим сиенитам,
а не кварцевым сиенитам.
Разновидности среди кварцевых сиенитов выделяются по зернистости, содержанию
темноцветных минералов, видовому составу темноцветных минералов, реже
характерному полевому шпату. По зернистости следует выделять крупно-, средне-, мелко-,
тонкозернистые, равномернозернистые, неравномернозернистые и порфировидные
кварцевые сиениты, а по содержанию темноцветных минералов — лейкократовые (М<5),
мезократовые (М = 5—20), меланократовые (М>20). По характерному
темноцветному минералу выделяются гиперстеновые, авгитовые (акерит), титанавгитовые, гастинг-
ситовые, роговообманковые, биотитовые (виндзорит, тейенит), биотит-роговообман-
ковые разновидности. Наиболее широко распространены биотит-роговообманковые
разновидности. По характерному калиево-натриевому полевому шпату выделяются ор-
токлазовые, микроклиновые или анортоклазовые кварцевые сиениты. Последние
встречаются редко. По особенностям сложения минералов рядом исследователей выделяются
аплитовидные и пегматоидные кварцевые сиениты.
Форма залегания. Форма массивов кварцевых сиенитов лакколито-, граптолито-,
штоко- и дайкообразная. Площадь большинства массивов — от долей квадратного
километра до 12 км2, реже более. В пологопадающих телах наблюдается уменьшение
зернистости пород от центра к контактам и возрастание щелочности в направлении от
нижнего контакта к верхнему. Кварцевые сиениты участвуют также в строении сложных
массивов, где они связаны переходами с Щелочными кварцевыми сиенитами,
щелочными гранитами, гранитами и сиенитами.
Регионы распространения. Кварцевые сиениты развиты в складчатых областях, реже
на платформах. В СССР они встречаются на Кавказе (Караджалинский массив) , Урале
(Бердяушский массив), в Казахстане, Байкальской горной области (ирельский
комплекс) , восточной части Алданского щита (уланский комплекс), Восточном Саяне (ог-
нитский и буеджульский комплексы), Кузнецком Алатау (сорский комплекс), Туве
(бреньский и сангиленский комплексы), Западном Забайкалье (кудунский комплекс),
Северном Тянь-Шане (Кзыл-Омпульский массив), Северном Тимане, Западной Чукотке
(Анюйско-Олойское междуречье), Центральной Камчатке. За рубежом они известны
в ЧССР, Монголии, Северном Вьетнаме и других районах.
Принадлежность к формации. Кварцевые сиениты входят в состав гранит-кварцево-
сиенитовой (гранит-граносиенитовой, по С.А.Решетовой) и монцонит-сиенитовой
формаций (Магматические формации СССР, 1979).
Металлогения и практическое значение. С кварцевыми сиенитами связывается танта-
ловая минерализация и железорудные месторождения (буеджульский монцонит-гранит-
граносиенитовый комплекс Восточного Саяна, Хомичев и др., 1978). Используются они
в строительстве.
Семейство субщелочных гранитов
Семейство субщелочных гранитов включает интрузивные породы, варьирующие по
содержанию SiO2 от 68 до 73%, а по содержанию Na2O + К2О от 8,1% и выше. Типоморф-
ными минералами этого семейства являются кварц, калиево-натриевый полевой шпат и
плагиоклаз, состав которого колеблется от андезина до альбита. Существенными
минералами обычно оказываются слюды (темные и светлые) и амфиболы. Отличия
семейства субщелочных гранитов от семейства субщелочных лейкогранитов заключаются в
меньшем содержании в первых кварца и большем содержании полевых шпатов и
темноцветных минералов, что и находит свое отражение в пониженной концентрации
кремнезема в породах семейства.
Семейство субщелочных гранитов состоит из трех видов: 1) щелочнополевошпато-
вый гранит; 2) микроклин-альбитовый гранит; 3) субщелочной двуполевошпатовый
гранит.
647
Щелочнополевошпатовый гранит
Граниты этого вида пользуются относительно ограниченным развитием. Они описаны
Э.П.Изохом и др. A967) в составе позднемеловой прибрежной серии Сихотэ-Алиня,
представленной кварцевыми сиенитами, гранодиоритами и щелочными аляскитами, а
также А.Н.Дистановой A979) в составе дабанского среднепалеозойского комплекса
Западного Забайкалья, где они ассоциируют с кварцевыми сиенитами, сиенитами и
гранитами. Известны они также в Монголии и некоторых других районах.
Внешний вид, текстура. Внешне это средне-, мелкозернистые и крупнозернистые
розовые и лилово-серые граниты иногда с пегматоидной миароловой текстурой.
Минеральный состав,структура, последовательность кристаллизации. В составе
гранитов содержание кварца составляет около 32%, плагиоклаза 8,8—1,2%, калиево-натриево-
го полевого шпата 55—66% (табл. 185) . А.Н.Дистановой подчеркнуто, что плагиоклаз
появляется только в контаминированных разностях пород. Биотит в щелочнополево-
шпатовых гранитах высокожелезистый с высоким процентом аннитовой составляющей,
с густым до черного плеохроизмом; количество его составляет 1,8—8,8%. Иногда в
породах появляется щелочной амфибол, и щелочнополевошпатовые граниты переходят в
щелочные граниты. Наблюдается также магнезиальный биотит с пониженной железис-
тостью (^общ = 25%). Калиево-натриевые полевые шпаты, по данным А.Н.Дистановой,
отвечают ортоклазам и микроклинам; они крайне неустойчивые по степени
упорядоченности, образуют зерна двух генераций. В эндоконтактовых фациях некоторых
интрузивов Забайкалья граниты переходят в кварцевые сиениты и амфиболовые сиениты.
Структуры гранитов гипидиоморфнозернистые, аллотриоморфнозернистые, гранофиро-
вые, тонкозернистые. Из акцессорных минералов присутствуют ортит, титанит, апатит,
циркон,ильменит.
Химический состав. В сравнении с аляскитами породы отличаются повышенным
содержанием СаО до 1%, МдО до 0,7%, глинозема до 14,63% и пониженным содержанием
SiO2 — 70,9% (табл. 186). Степень окисленности железа умеренная — 27—28%. По
величине отношения №2О/К2О породы относятся к калиево-натриевой серии. По
коэффициенту глиноземистости (al ) они являются весьма высокоглиноземистыми. Для ще-
лочнополевошпатовых гранитов, ассоциирующих с кварцевыми сиенитами (дабанский
комплекс), характерно повышенное содержание суммы щелочей (№2О+ К2О), равное
9,4%.
Формы залегания. Массивы формируются в гипабиссальных условиях на глубинах
1—1,5 км от поверхности. Форма массивов овальная, изометричная, неправильная;
размеры интрузивов от 50 км2 и более. Для некоторых массивов (Сихотэ-Алинь)
характерно наличие зон закалок в эндоконтактах, широкое развитие порфировидных
фаций, постепенные переходы от мелкозернистых гранитов до гранофировых и фельзито-
вых разностей. Иногда массивы имеют (Западное Забайкалье) многофазное строение
и сопровождаются образованием дополнительных интрузивов, сложенных лейкократо-
выми гранитами размером до первых десятков квадратных километров.
Принадлежность к формации. Формирование интрузивов связано с процессами тек-
тоно-магматической активизации (Западное Забайкалье, Сихотэ-Алинь и др.).
Размещение их в Сихотэ-Алине контролируется глубинным разломом, к которому приурочен
вулканический пояс. В Западном Забайкалье формирование щелочнополевошпатовых
Таблица 185. Количественный минеральный состав (в об.%) щелочнополевошпатовых гранитов
приморской серии (Изох и др., 1967)
Номер л/п
1
2
3
4
5
6
Массив
Мутинский
Верхний Тулучи
Кварц
31,8
31,3
35,9
34,0
30,8
31,2
Плагиоклаз
1,0
3,2
8,8
6,5
1,8
9,1
Калиево-натрие-
вый полевой
шпат
66,0
60,8
54,8
55,2
66,7
58,9
Биотит
1,0
4,6
0,5
4,3
0,7
0,8
648
Таблица 186. Химический состав щелочнополевошпатовых гранитов (в вес. %)
компоненты
SiO2
TiO2
AI2O3
Fe,O3
FeO
1
71,02
0,45
14,51
1,30
1,59
2
70,88
0,20
14,63
1,36
1,49
3
72,15
0,25
12,91
1,52
1,72
Компоненты
MnO
MgO
CaO
Na2O
K,0
1
0,06
0,43
1,11
4,33
5,14
2
0,08
0,70
1,05
4,46
4,21
3
0,44
0,33
0,98
3,52
5,12
1 — дабанский комплекс. Западное Забайкалье (Дистанова, 1979) ; 2 — прибрежная серия, Мутин-
ский массив, Приморье; 3 — то же, граниты горы Джари, там же (Изох и др., 1967).
гранитов и кварцевых сиенитов во времени предшествует образованию интрузивов
типичных лейкогранитов (утухтойский комплекс и др.).
Металлогения и практическое значение. Крупных месторождений в связи с щелочно-
полевошпатовыми гранитами пока неизвестно. В Сихотэ-Алине с ними связаны
незначительные кварц-мусковитые грейзены, содержащие гематит, молибденит, халькопирит,
сфалерит, галенит. Иногда проявлены кварцевые жилы с альбитом, флюоритом,
карбонатом.
Микроклин-альбитовый гранит
Это — вид кислой плутонической породы субщелочного ряда, относящийся к семейству
субщелочных гранитов и содержащий в качестве типоморфных минералов калиево-нат-
риевый полевой шпат, альбит и кварц (см. табл. 155) .
Микроклин-альбитовые граниты находятся в тесной пространственной и генетической
связи с микроклин-альбитовыми леикогранитами из семейства субщелочных
лейкогранитов, образуя единые, часто зональные массивы литий-фтористого геохимического
ряда (Коваленко,19772). Тренд дифференциации таких массивов направлен от
нормальных (или субщелочных) лейкогранитов через микроклин-альбитовые лейкограниты
к микроклин-альбитовым гранитам. Часто смена этих гранитов отмечается при переходе
от глубинных к апикальным частям куполовидных массивов. Имеются все
промежуточные составы между перечисленными выше видами гранитоидов,.
Микроклин-альбитовые граниты являются плутоническими аналогами онгонитов. Известны пегматиты,
близкие по составу к микроклин-альбитовым гранитам.
Внешний облик, текстура. Микроклин-альбитовые граниты — светло-розовые,
светлосерые, желтоватые, белые, зеленовато-голубые (амазонитовые) мелко-, средне- и
крупнозернистые породы. Текстура этих пород весьма разнообразная. Наиболее типичны
массивная, полосчатая, пятнистая, струйчатая и другие разновидности неоднородной
текстуры. Обычно неоднородность текстуры обусловлена неравномерным
распределением в породе тонкозернистого "сахаровидного" агрегата тонкотаблитчатых зерен альбита
на фоне более крупных агрегатов зерен калиево-натриевого полевого шпата и кварца.
Агрегат обычно придает породе "сахаровидный" облик. Своеобразный облик текстуре
микроклин-альбитовых гранитов придает также неравномерное (кучное) распределение
округлых зерен кварца. Это особенно наглядно отображено на физиографических типах
характерных образцов микроклин-альбитовых гранитов одного из массивов Сибири
(рис. 107), приведенных в книге С.М.Бескина и др. A979) . Нередко такие граниты
называют в соответствии с формой зерен кварца "гороховидными", "глазастыми" и т.п.
Наконец, неоднородности строения микроклин-альбитовых гранитов способствует
появление в них пегматоидных участков.
Минеральный состав, структура, последовательность кристаллизации. Микроклин-
альбитовые граниты сложены главным образом кварцем, альбитом и калиевым
полевым шпатом (см. табл. 155). В качестве существенных минералов могут присутствовать
слюда, топаз, литиевые фосфаты (амблигонит, монтебразит), апатит, турмалин, гранат.
Акцессорными минералами являются флюорит, циркон, монацит, колумбит-танталит,
пирохлор, касситерит, иногда торит, пирит и более редкие минералы (Луговской и др.,
1972) . Вариации содержаний типоморфных минералов (особенно кварца и альбита)
649
Рис. 107. Физиографические типы характерных образцов микроклин-альбитовых гранитов
субщелочного ряда (Бескин и др., 1979). Черное — кварц, белое — полевые шпаты; темноцветные
минералы не изображены.
В-1 — крупнозернистый; В-2 — среднезернистый; В-3 — мелко- и среднезернистый; В-4 —
мелкозернистый. Форма зерен полевых шпатов — условная, кварца — близкая к истинной
могут быть значительными. Например, количество кварца может колебаться в
микроклин-альбитовых гранитах от 35—40 до 18—20%, а содержание альбита — от 35—45 до
60—65%. Содержание калиевого полевого шпата изменяется обычно в пределах 45-
25%. Из существенных минералов в микроклин-альбитовых гранитах постоянно
присутствуют только слюды, содержание которых составляет 1—10%. Количество топаза,
турмалина и граната обычно не превышает 2—3%.
Калиевый полевой шпат микроклин-альбитовых гранитов, размеры кристаллов
которых зависят от зернистости пород, часто представлен зернами решетчатого или
нерешетчатого микроклина (реже ортоклаза) с некоторым количеством тонких ленточных или
фестончатых пертитов. Калиевая фаза таких пертитовых щелочных полевых шпатов
имеет угол оптических осей 2V = 70—84° и степень рентгеновской триклинности р =
— 0'4—1,0 и близка к низким ортоклазам или к промежуточным и максимальным мик-
роклинам (Марфунин, 1962). Нередко — это гомогенные водяно-прозрачные амазони-
ты. Валовый состав калиевых полевых шпатов литий-фтористых гранитоидов
колеблется от Ort62Ab38 до Ort88Abls (Антипин, 1975; Коваленко, 19772). Все они содержат
весьма высокие концентрации рубидия и очень низкие содержания бария и стронция.
При переходе от лейкогранитов, являющихся материнскими для массивов
литий-фтористого типа, к микроклин-альбитовым гранитам (наиболее богатым альбитом лепи-
долитовым их разностям) в калиевом полевом шпате обычно отмечается увеличение
содержания ортоклазового минала и соответствующее уменьшение концентрации аль-
битового минала. Калиевые полевые шпаты микроклин-альбитовых гранитов весьма
богаты рубидием, таллием, свинцом и бедны стронцием и барием. В богатых фтором
и редкими элементами микроклин-альбитовых гранитах отмечается наиболее высокое
содержание рубидия и самое низкое — бария и стронция.
650
Рис. 108. Химические составы слюд
из редкометальных литий-фтористых
гранитов
Поля составов (цифры на
диаграмме) : 7 — биотитов, 2 — протолити-
онитов, 3 — циннвальдитов, 4 —
железистых лепидолитов (криофиппитов) ,
5 — лепидолитов, 6 — мусковитов,
7 — фенгит-мусковитов, 8 —
литиевых фенгит-мусковитое. Коннодами
соединены сосуществующие ди- и
триоктаэдрические слюды в
редкометальных двуслюднных гранитах
Tit
2*-
Судя по названию, плагиоклаз микроклин-альбитовых гранитов представлен
альбитом. Обычно выделяют несколько генераций альбита. Однако суждение о
разновременности их образования часто основано на субъективных интерпретациях очень сложных
структур описываемых гранитов. Чаще всего альбит представлен таблитчатыми (лейсто-
видными) тонко полисинтетически сдвойникованными зернами, размеры которых
меньше размеров сосуществующих калиевого полевого шпата и кварца. Состав альбита
колеблется чаще всего в интервале Ang_0. В некоторых (мусковитовых) разностях
микроклин-альбитовых гранитов с помощью микрозондовых исследований установлено
наличие двух альбитов (Коваль, 1975) : более крупных таблитчатых выделений
плагиоклаза Ап9_5 и мелких лейстовидных кристаллов Апз~о- Эта ассоциация двух альбитов
интерпретируется как результат разрыва смесимости в субсолидусной области плагио-
клазовой серии. Обычно альбит содержит не более 2—3% ортоклазового минала.
Кварц образует округлые зерна размерами, часто в несколько раз превышающими
размерь: лейст альбита.
Слюды микроклин-альбитовых гранитов широко варьируют по составу (Лапидес и
др., 1977). В целом они относятся к системе мусковит—биотит—лепидолит, в которой
выделены две главные области составов: литиево-железистая (триоктаэдрическая) и
литиево-алюминиевая (диоктаэдрическая). Составы слюд литиево-алюминиевой области
из микроклин-альбитовых гранитов и леикогранитов оказываются значительно богаче
двухвалентными катионами по сравнению с составами слюд из пегматитов, которые
были положены в основу прежней классификации (Foster, 1960; Гинзбург, Берхин,
1953). В связи с этим на диаграмме рис. 108, как и у М.Фостер, выделены в области ли-
тиево-железистых слюд поля биотита A), протолитионита B), циннвальдита C)
.железистого лепидолита или криофиллита D), лепидолита E), в литиево-алюминиевой
области— поле мусковита F), к которым добавлены новые поля фенгит-мусковита G)
и литиевого фенгит-мусковита (8) (Коваль и др., 1972; Лапидес и др., 1977).
Для редкометальных микрокпин-альбитовых гранитов и леикогранитов характерны
слюды серий биотит—лепидолит и фенгит-мусковит—протолитионит-циннвальдит. Реже
отмечались слюды изоморфной серии мусковит—лепидолит (амблигонитсодержащие
граниты). Обычно триоктаэдрические слюды кристаллизуются в полиморфных
модификациях 1М и ЗТ, а диоктаэдрические — 2Mi. В области составов литиевых
фенгит-мусковитов, близких к разрыву смесимости в системе биотит—мусковит—лепидолит,
отмечается большее разнообразие политипов слюд и встречаются смеси различных политипов.
Оптические свойства слюд из микроклин-альбитовых гранитов и леикогранитов
находятся в соответствии с их составом. Диагностическими свойствами характеризуется
диаграмма Ng—2V, на которой с достаточной для практических целей точностью могут
быть определены составы различных слюд микроклин-альбитовых гранитов и лейко-
гранитов.
651
Таблица 187. Средний химический состав микроклин-альбитовых гранитов (в вес.
Компоненты
SiO,
TiO2
AI,O,
Fe,O,
FeO
Мп О
MgO
CaO
Na,O
K,0
71,65
-
15,44
0,14
0,50
0,03
0,08
0,24
6,51
3,83
2
70,83
Сл.
15,00
0,06
0,45
0,02
Сл.
0,93
5,67
2,73
3
71,89
0,03
15,72
0,57
0,38
0,05
0,13
0,49
6,49
3,29
70,06
0,00
16,31
0,34
0,81
0,17
0,12
0,64
6,75
3,01
5
70,92
Сл.
15,63
0,94
0,57
0,08
Сл.
0,50
3,51
7,40
6
72,33
0,02
14,94
0,21
1,26
0,09
0,26
0,84
4,14
5,00
7
70,63
Сл.
17,17
0,22
0,48
0,04
0,17
0,68
6,39
3,84
1—2 — лепидолитовые, литий-фтористый тип гранитов и пегматитов, Монголия (Коваленко и др.,
1971 , ) : 1 — Жанчивланский массив, 2 — Хух-дель-ула; 3—12 — Забайкалье (Коваль, 1975) : 3 — мус-
ковитовый. Северный массив, 4 — лепидолитовый с амазонитом, там же, 5 —амазонит-альбитовый с
циннвальдитом, там же, 6 — мусковитовый, Южный массив, 7 —двуслюдяной амазонит-альбитовый,
там же, 8 — лепидолитовый с амазонитом, там же, 9 — лепидолитовый, там же, 10 —
амазонит-альбитовый, там же, 11 — тожеслепидолитом, массив Централ ьный-| ,12 — лепидолитовый с амазонитом,
массив Центральный-!!, 13—16 — амблигонит-лепидолитовые, Северо-Восток СССР (Коваль, 1975) :
Таблица 187 (окончание)
Компоненты
SiO,
TiO,
AI,O,
Fe,O,
FeO
MnO
MgO
CaO
Na,O
K2O
16
70,98
-
15,83
0,14
0,52
0,07
0,42
0,46
5,02
3,55
17
71,78
-
16,30
0,40
0,28
0,07
0,13
-
3,93
6,80
18
72,85
0,09
14,42
0,34
0,88
0,04
0,02
0,55
5,07
4,15
19
72,22
0,05
16,68
0,05
0,32
0,08
-
0,35
3,08
6,70
20
71,12
0,02
16,99
0,38
0,28
0,01
0,13
0,21
5,82
3,87
21
72,6
0,1
15,3
0,8
0,8
0,1
0,3
0,6
3,4
4,2
22
73,0
0,1
16,3
0,7
0,5
0,1
0,2
0,7
3,7
3,7
Встречаются двуслюдяные разности микроклин-альбитовых гранитов. Как правило,
в парагенезисе двух слюд таких гранитов отмечаются триоктаэдрические слюды
изоморфной серии биотит—лепидолит и диоктаэдрические слюды серии
мусковит—литиевый фенгит-мусковит (Лапидес и др., 1977) .
Очень характерна пятнистая окраска для протолитионитов и циннвальдитов.
Обычными являются зональные кристаллы слюды, центральные части которых сложены менее
литиевыми, а периферические — более литиевыми слюдами.
Топаз из микроклин-альбитовых гранитов содержит 10—17% гидроксилтопазового
минала (Коваленко, 1977; Луговской, Руб, 1969), а гранат относится к альмандин-спес-
сартиновому ряду, обогащаясь, спессартиновой составляющей в наиболее богатых
фтором и редкими элементами разностях гранитов.
Структура микроклин-альбитовых гранитов сильно варьирует не только от массива
к массиву, но и в пределах одного штуфа. Нередко она мало отличается от структуры
обычного гранита и лейкогранита: может быть среднезернистой гранитной, порфировид-
652
8
71,59
0,01
15,70
0,19
0,68
0,16
0,09
0,43
5,82
3.66
9
71,29
Сл.
15,86
0,20
0,51
0,19
0,12
0,33
7,03
3.42
10
70,95
Сл.
14,78
0,20
0,78
0,33
0,10
0,37
2,36
8.55
11
72,42
Сл.
15,46
0,11
0,51
0,04
0,08
0,26
7,05
3.23
12
72,14
Сл.
16,63
0,12
0,93
0,04
0,06
0,69
6,54
3,52
13
70,96
Сл.
16,65
0,73
1,07
0,56
0,45
0,23
4,05
2,64
14
69,19
-
17,16
0,31
0,25
0,04
-
0,26
4,08
3,67
15
67,67
-
17,38
0,30
0,45
0,30
0,45
0,76
4,89
3,60
13 — лежачий эндоконтакт, 14 — центральная часть массива, 15 —висячий бок массива, 16 — массив
Северо-Востока СССР (данные П.В.Коваля); 17 — эмазонит-альбитовый, Биту-Джидинский массив.
Западное Забайкалье (данные П.В.Коваля) ; 18 — Прибайкалье (данные Г.С.Плюснина) ; 19 — кварц-
амазонитовый пегматит, там же (данные Г.С.Плюснина); 20 —граниты "средней зоны" (Полевских,
1969; Луговской и др., 1972; Руб, 1973) ; 21 , 22 - массив Гайер, ГДР (Bolduan, 1963) : 21 -
граниты I ("внешние") , 22 — граниты II ("внутренние") .
Примечание. F, Р2 О^ — первые проценты (ан. 13—1 5) ; F — первые проценты (ан. 2).
ной миароловой, пегматитовой, фельзитовой, микрогранитной, сферолитовой,
мелкозернистой, сахаровидной, но для богатых фтором и редкими элементами разностей
особенно характерна порфировидная структура с мелкозернистой сахаровидной основной
массой. Она обусловлена наличием крупных, обычно ограненных таблитчатых
вкрапленников калиевого полевого шпата, округлых (иногда шестиугольных в сечениях)
выделений кварца и более редких кристаллов слюды и топаза, сцементированных
мелкозернистым сахаровидным агрегатом преимущественно лейстовидных выделений альбита.
В этих структурах зерна альбита практически никогда не содержат включений других
минералов. Наряду с этим зерна лейстового альбита образуют включения в
периферических частях зерен кварца параллельно граням призмы его кристаллов. Такие же пойки-
литовые включения альбита, расположенные параллельно граням кристаллов, имеются и
в зернах калиевого полевого шпата и топаза. Описываемые структуры, называемые
структурами "снежного кома", характерны для редкометальных микроклин-альбито-
вых гранитов разных районов (Павленко и др., 1960; Беус и др., 1962). Таким
образом, в описываемых породах лейстовый альбит, цементирующий вкрапленники,
отмечается в последних в виде включений и не образует прожилковидных обособлений,
секущих зерна кварца или других минералов-вкрапленников, что свидетельствовало бы
о позднем наложенном характере лейстового альбита в породе.
Структуры гранитов в генетическом отношении трудно интерпретировать. Ряд
исследователей считает альбит здесь ранним минералом (Левицкий и др., 1963). Другие
видят в таких структурах свидетельства альбитизации гранитов или окварцевания альбити-
зированных гранитов (Беус и др., 1962). Убедительная генетическая трактовка
структур альбит-лепидолитовых гранитов с позиции сравнения их с эволюцией структур онго-
нитов дана выше. В соответствии с ней альбит, калиевый полевой шпат и кварц таких
пород кристаллизуются из магматических расплавов практически одновременно, но с
разными скоростями линейного роста и зародышеобразования (Коваленко, 19772).
Слюда и топаз могли кристаллизоваться несколько позже, чем полевые шпаты и кварц,
так как включений слюд и топаза в зернах кварца и полевых шпатов практически не
бывает, в то время как обратные соотношения — обычны. Характерно также, что слюда,
топаз, флюорит цементируют зерна кварца, альбита и калиевого полевого шпата.
Химический состав и геохимические особенности. Средние химические составы мик-
роклин-альбитовых гранитов представлены в табл. 187. В соответствии с принадлеж-,
ностью вида микроклин-альбитовых гранитов к семейству субщелочных гранитов
химические составы принадлежащих к нему пород относятся к плюмазитовым или нормаль-
653
30
10
10 дО 50 10 30
Рис. 109. Нормативные составы субщелочных микроклин-альбитовых гранитов, лейкогранитов и
субщелочных лейкогранитов (литий-фтористый геохимический тип)
ным, обедненным кальцием и часто фемическими компонентами. Это калиево-натрие-
вые породы нередко с крайне высоким значением степени глиноземистости (al'). Как
уже отмечалось, микроклин-альбитовые граниты часто участвуют в строении зональных
массивов, эволюция которых направлена от субщелочных (или нормальных)
лейкогранитов к микроклин-альбитовым гранитам. Соответственно имеются все переходные
по химическому соству разности между ними. В направлении обогащения пород фтором
и другими элементами микроклин-альбитовые граниты постепенно обогащаются
нормативным альбитом и обедняются нормативным кварцем и ортоклазом (рис. 109) от
состава Огт.30АЬ32С1з8 Д° состава Ort2i АЬ5б0гз (лепидолитовая разновидность гранита).
Состав пород оказывается достаточно выдержанным для различных массивов и
регионов, где проявлены литий-фтористые гранитоиды (Коваленко и др., 1970; Коваль,
1975). Для лепидолитовых микроклин-альбитовых гранитов характерно очень высокое
содержание глинозема, которое обусловлено наличием в породе топаза и глиноземистых
светлых слюд. Содержание глинозема в них превышает концентрации этого элемента во
всех других видах гранитов и лейкогранитов, кроме онгонитов, в которых количество
глинозема также весьма высокое.
Геохимические особенности микроклин-альбитовых гранитов из массивов
литий-фтористого геохимического типа изучались А.А.Беусом с соавторами, А.Н.Бугайцем,
А.И.Гинзбургом и др.
Важнейшей геохимической чертой микроклин-альбитовых гранитов являются
повышенные по сравнению со средними содержаниями в гранитах (Виноградов, 1962; Taylor,
1964) концентрации многих редких элементов. В соответствии с этими параметрами
микроклин-альбитовые граниты отнесены к редкометальным (Гинзбург, 1972;
Коваленко, 19772). Они несут повышенные концентрации лития, рубидия, бериллия, олова,
цинка, фтора, ниобия, тантала и резко пониженные содержания стронция, бария,
циркония и редкоземельных элементов. Для них характерны также низкие величины
отношений K/Rb, Nb/Ta и Zr/Hf.
В зональных массивах литий-фтористого геохимического типа отмечается накопление
лития, рубидия, олова, фтора, ниобия и тантала в микроклин-альбитовых гранитах
конечных дифференциатов таких массивов. В этом же направлении происходит понижение
содержаний стронция, бария, циркония, редкоземельных элементов. Особенно
геохимически контрастной в отношении этих двух групп элементов оказывается лепидолитовая
654
разновидность микроклин-альбитовых гранитов, завершающая эволюцию массивов
литий -фт°Ристого геохимического типа.
Разновидности. Наибольшее значение имеют разновидности микроклин-альбитовых
гранитов, выделенные по характерному существенному или второстепенному минералу
(биотитовые, литионитовые, двуслюдяные, мусковитовые и др.), по составу
существенного минерала (циннвальдитовые, лепидолитовые, литиевофенгитовые и т.п.).
Выделяют также амазонитовую разновидность этих гранитов, в которой калиевый полевой
шпат представлен высокоупорядоченной водяно-прозрачной голубой или зеленой
разностью. По содержанию фтора и литофильных редких элементов все эти разновидности
являются литий-фтористыми. Среди них можно выделить относительно богатые и
бедные фтором. Известны порфировидные, равномернозернистые, крупно-, средне-, мелко-,
тонкозернистые, аплитовидные, пегматоидные, миароловые, сахаровидные
разновидности, а по текстурам — массивные, гнейсовидные, полосчатые, пятнистые и т.п.
Формы залегания. Микроклин-альбитовые граниты являются ведущим видом в
строении массивов редкометальных гранитов литий-фтористого типа.
Геологическое строение многих массивов изучено уже довольно детально. Не
останавливаясь на подробном описании всех черт такого строения, отметим наиболее общие
их геологические особенности (Беус, 1968; Гинзбург, 1972; Темников, 1972;
Коваленко, 19772). Они образуют: 1) трещинные интрузивные тела; 2) штокообразной формы
массивы с куполовидной морфологией апикальной поверхности; 3) дайкообразные
тела, а также кольцевые дайки, трубки, каркасные тела, пластовые и т.п.; 4) массивы
небольших размеров, как правило, с выходами, имеющими площадь не больше
нескольких квадратных километров; 5) выступы (или апофизы) , отходящие на 0,5—1 км от
значительно более крупных массивов материнских гранитоидов.
Многие куполообразные массивы пород этого геохимического типа имеют зональное
строение. Наиболее глубинные части таких массивов сложены биотитовыми или двуслю-
дяными лейкогранитами, которые по направлению к апикальным частям сменяются
последовательно микроклин-альбитовыми, иногда амазонитовыми гранитами или
лейкогранитами с протолитионитом или циннвальдитом и далее — лепидолитовыми
разновидностями микроклин-альбитовых гранитов. Весьма полно эта зональность проявлена
в Жанчивланском массиве МНР (Коваленко и др., 1971). Близка к рассмотренной
зональность Центрального-1 массива в Забайкалье (Луговской и др., 1972; Коваль, 1975;
Бескин и др., 1979), выявленная при его глубоком (до 500 м) бурении. Значительно
чаще зональность массивов литий-фтористых гранитов представлена менее полно. В
апикальных частях куполов могут отмечаться только протолитионитовые, иногда
циннвальдитовые разности микроклин-альбитовых, иногда амазонитовых гранитов и лейко-
гранитов (массивы Борун-Цогто, Югодзырь, в МНР; Майкульский, Хоргосский, Тото-
гузский массивы в Казахстане; массивы Северного Тянь-Шаня; массивы Рудных гор в
ГДР и ЧССР и др.). Нередко массивы редкометальных литий-фтористых гранитов
сложены какой-либо одной из описанных выше разностей, что особенно характерно для
крутопадающих дайкообразных тел. Частым элементом строения рассматриваемых тел
является наличие краевых пегматитов или штокшайдеров, приуроченных к кровле
массивов.
Переходы между отдельными разновидностями пород зональных массивов литий-
фтористых гранитоидов могут быть постепенными, а иногда и эруптивными (Жанчив-
ланский массив). Во всех известных случаях взаимного пересечения гранитоидов литий-
фтористого типа относительно более молодыми оказываются гранитоиды с наиболее
литиевыми слюдами. Нередко последние могут слагать тела гранитоидов фаз
дополнительных интрузий. Видимо, именно в апикальной части массивов формировались
наиболее поздние разновидности гранитов.
Геологические наблюдения над контактами лейкогранитов, микроклин-альбитовых
лейкогранитов и гранитов с любыми вмещающими толщами однозначно доказывают их
интрузивный характер. По-видимому, практически эти контактовые соотношения ничем
не отличаются от таковых для интрузивных тел обычных гранитоидов или иных
магматических пород. Для массивов всех разновидностей редкометальных литий-фтористых
гранитов характерны резкие, секущие контакты с многочисленными апофизами.
Характерно неоднородное строение особенно апикальных частей массивов с сегрега-
циями практически всех главных породообразующих минералов гранитов, что создает
впечатление наличия "струй", "пятен", "полос", "шлиров" анхимономинеральных аль-
655
бититов, существенно кварцевых пород и т.п. Эта вещественная и
текстурно-структурная неоднородность является характерной чертой редкометальных гранитоидов,
отличающей их от обычных гранитов. Во многих случаях неоднородность литий-фтористых
редкометальных гранитоидов может быть вызвана и наложением на них таких метасо-
матических процессов, как грейзенизация или образование фельдшпатитов (альбити-
тов) (Коваленко и др., 1971).
С точки зрения новой глобальной тектоники массивы литий-фтористых гранитов
формировались в геодинамических обстановках типа современных континентальных
рифтовых и активных окраин континентов, в том числе Монголо-Охотского типа (Зо-
неншайн и др., 1976; Коваленко, 19772). В последнем случае образование
рассматриваемых гранитоидов происходило глубоко в континенте вдоль крупнейших линеамен-'
тов типа Монголо-Охотского. Современным аналогом этой обстановки является
кайнозойский геодинамический режим на Западе Северной Америки.
Регионы распространения, принадлежность к формации. Микроклин-альбитовые
граниты участвуют в строении многих массивов редкометальных литий-фтористых
гранитов. Последние известны на всех континентах, где они образуются обычно в ассоциации
с лейкогранитами нормального ряда, реже в ассоциации с щелочными гранитоидами.
Так, например, в провинции Центрального, Западного и Восточного Забайкалья, Южного
Прибайкалья, Дальнего Востока, Северного Тянь-Шаня, Рудных гор (ЧССР, ГДР),
Центрального массива (Франция), Монголии отмечена ассоциация гипабиссальных тел
субщелочных лейкогранитов, микроклин-альбитовых гранитов и лейкогранитов
(стандартные и литий-фтористые разновидности) (Коваленко, 19772). В ассоциации с субщёлоч-
ными гранитоидами микроклин-альбитовые граниты и лейкограниты известны в Стано-
вике-Джугджуре, Казахстане, Восточной Туве, Нигерии, Нигере и других районах.
Чаще всего они принадлежат к лейкогранитовой формации. В последнее время редко-
метальные граниты литий-фтористого геохимического типа в том числе
микроклин-альбитовые граниты выявлены в составе формации докембрийских гранитов рапакиви
(Haapala, 1977).
Происхождение микроклин-альбитовых гранитов до сих пор является предметом
дискуссии, чему способствует специфика петрографии и минералогии литий-фтористых
гранитов, отличие их структур, текстур, минерального и химического состава от
обычных гранитов. Микроклин-альбитовые граниты являются составной частью массивов
литий-фтористых гранитов, на происхождение которых существует две основные точки
зрения: метасоматическая послемагматическая и магматическая. Выразителями первой
точки зрения являются А.А.Беус, Н.Е.Залашкова, Я.А.Косалс1, П.В.Коваль и др.
С точки зрения метасоматической гипотезы ответственными за образование
редкометальных литий-фтористых гранитов являются послемагматические процессы,
происходящие с последовательным (Н.Е.Залашкова), и иногда — циклическим (Я.А.Косалс)
изменением относительной активности главных петрогенных компонентов в ходе
процессов метасоматического .преобразования материнских биотитовых лейкогранитов.
Многие исследователи этого направления вслед за А.А.Беусом выделяют ряд стадий
метасоматического преобразования гранитов (калишпатизация, ранняя альбитизация,
ранняя грейзенизация, поздняя альбитизация, поздняя грейзенизация и т.п.).
Магматическая гипотеза формирования литий-фтористых редкометальных гранитов
рассматривалась В.В.Аристовым и др. A956), Левицким и др. A963), Коваленко и
др. A970, 1977г). По последним данным предполагается, что они сформировались из
остаточного подкисленного апоэвтектического гранитного расплава при кристаллизации
минералов одновременно из расплава и флюида в условиях повышенной активности
фтора. Доказательства магматического происхождения литий-фтористых гранитов
кратко сводятся к следующему: 1) секущее положение массивов таких гранитов по
отношению к структурам вмещающих пород, наличие эндоконтактовых зон закалки, слабое
изменение вмещающих пород (в том числе гранитов); 2) выдержанность составов
петрохимических серий литий-фтористых гранитов; 3) отсутствие типичной
метасоматической зональности и тенденции к мономинеральности в массивах редкометальных
литий-фтористых гранитов; 4) наличие в кристаллах топаза и берилла из редкометальных
гранитов и пегматитов (глубинных аналогов литий-фтористых редкометальных грани-
1 Я.А.Косалс A976, ) допускает образование литий-фтористых гранитов и магматическим, и метасо-
матическим путем.
656
тов) очень легкоплавких G~^л = 550—600° С) существенно алюмокремниевых расплав-
ных включений (богатых флюсующими компонентами), сосуществующих с водными
растворами (Наумов и др., 1971; Захарченко, 1972).
С позиции магматической гипотезы образования микроклин-альбитовых гранитов
удается объяснить не только их специфический состав, кристаллизацию из расплава
альбита и калиевого полевого шпата, литиевых слюд и топаза, но также неоднородность
строения апикальных частей многих из слагаемых этими породами массивов. Эта
неоднородность объясняется (Коваленко, 19772): 1) кристаллизацией пород из
сосуществующих расплавов и флюидов, в связи с чем для разных минералов отмечается разная
линейная скорость кристаллов и скорость их зародышеобразования; 2)
кристаллизацией пород в условиях переменной активности фтора и кислотности флюида, вызванной
локальной дегазацией магмы; это вызывает существенные вариации в составах
кристаллизующихся эвтектических и котектических магм.
Металлогения и практическое значение. Микроклин-альбитовые граниты служат
прямым поисковым признаком на редкометальное оруденение. В ряде случаев эти породы
сами являются рудой на такие элементы, как тантал и ниобий. В других случаях в
пространственной и генетической связи с массивами рассматриваемых гранитов оказываются
месторождения олова, вольфрама, флюорита и др. (кварцевые жильные, грейзеновые в
измененных карбонатных породах). Микроклин-альбитовые граниты являются
хорошим сырьем для керамической промышленности.
Субщелочной двуполевошпатовый гранит
Этот вид объединяет граниты с содержанием кремнезема менее 73% и суммой Na2O +
+ К2О выше 8,1%.
Внешний вид, текстура. Макроскопически это серые, розовые, красные, желтые
граниты различной зернистости: от крупнозернистых, иногда пегматоидных, до
средне- и мелкозернистых. Текстура пород массивная, овоидная, трахитоидная, реже миаро-
ловая, иногда гнейсовидная; в отдельных разновидностях проявлен катаклаз.
Минеральный состав, структура, последовательность кристаллизации. Минеральный
состав гранитов сильно варьирует содержание плагиоклаза изменяется от 10—12 до
45—55%, калиево-натриевого полевого шпата от 45—50 до 20%, кварца от 30—35 до
20%, темноцветных от 8 до 1—2%. Плагиоклаз представлен андезином, олигоклазом.
Обычна его зональность с понижением основности в краевых частях зерен. Для
некоторых разновидностей типичны блок-кристаллы. Калиево-натриевый полевой шпат
характеризуется различным содержанием альбитового компонента (от 40—50 до 10—
8%). По степени упорядоченности он отвечает промежуточным ортоклазам,
ортоклазам и максимальному микроклину. Амфибол представлен обыкновенной роговой
обманкой, и только в гранитах рапакиви отмечается ее повышенная щелочность и
принадлежность к гастингситу. Содержание роговой обманки не превышает 5—7%;
большей частью количество ее ниже, чем биотита. Биотит характеризуется повышенной
железистостью, реже устанавливается его магнезиальный состав. Мусковит в
количественном отношении уступает биотиту; по составу он близок к феррифенгиту. Структура
гранитов гипидиоморфнозернистая, порфировидная, пойкилитовая, в гнейсовидных
разностях — гранобластовая. Последовательность кристаллизации гранитов
неодинаковая в описанных ниже разновидностях. В сущеЪтвенно плагиоклазовых гранитах она
начинается с выделения плагиоклаза, а заканчивается кристаллизацией
калиево-натриевого полевого шпата и кварца. В гранитах рапакиви наиболее ранним является
калиево-натриевый полевой шпат, позже кристаллизуются олигоклаз и кварц. В гранитах с
разными содержаниями плагиоклаза и калиево-натриевого полевого шпата отмечается
более ранняя кристаллизация плагиоклаза по отношению к кварцу и калиевому
полевому шпату или близко одновременная их кристаллизация. Большей частью в гранитах
выделяются две структурные группы минералов, различающиеся размерностью и
составом.
Химический состав субщелочных двуполевошпатовых гранитов характеризуется
относительно невысокими содержаниями SiO2 F8—72,5%) и суммы щелочей (> 8%)
(табл. 188). По величине отношения Na2O/K2O @,4—4,0) граниты принадлежат к ка-
лиево-натриевой серии, причем граниты рапакиви характеризуются значительным пре-
42. Зак. 971 6 57
Таблица 188. Химический состав субщелочных двуполевошпатовых гранитов (в вес. '
Компоненты
SiO2
ТЮ,
А12Оа
Fe,O8
FeO
MnO
MgO
CaO
Na,0
КгО
1
70,92
0,13
15,37
1,01
1,03
Необн.
0,11
1,68
4,10
4,36
2
71,53
0,72
13,50
0,72
1,28
0,04
1,17
1,85
4,04
4,1f
3
71,32
0,44
11,82
3,67
—
0,03
1,87
1,90
3,83
4,61
4
72,10
0,31
14,00
0,40
1,56
0,07
0,44
1,58
3,45
4,99
5
71,54
0,33
14,63
0,37
1,56
0,03
0,70
1,38
3,40
5,18
6
72,22
0,21
14,72
0,37
1,19
0,03
0,40
1,33
3,69
4,52
7
71,71
0,24
14,46
0,73
1,42
0,04
0,52
1,41
4,06
4,26
Граниты с близкими содержаниями плагиоклаза и калиево-натриевого полевого шпата: 1 — био-
тит-амфиболовый, Туимский массив, Кузнецкий Алатау; 2, 3 — биотитовые гигантопорфировидные,
Восточное Забайкалье (Кузьмин, Антипин, 1972) : 2 — Верхне-Гоголтайский массив (среднее из
5 ан.) , 3 — Сретенский массив (среднее из 4 ан.) ; 4 — биотитовый, эгиндабанский комплекс, II фаза,
Монголия (среднее из 12 ан., Федорова, 1977); 5, 6 — Каратюбинский массив. Западный
Узбекистан (Формационный анализ..., 1975) : 5 — биотитовый порфирдвидный (среднее из 11 ан.), 6 — дву-
слюднной (среднее из 39 ал.); 7, 8 — двуслюдяные шилово-коневской группы. Восточный'Урал
(Комарова, 1971) : 7 - среднезернистый (среднее из 10 ан.) , 8 — мелкозернистый (среднее из 11 ан);
9 — двуслюдяной, джабыкско-санарский комплекс, Урал (Львов и др., 1971). Граниты с преобла-
Таблица 188 (окончание)»
Компоненты
SiO2
TiO2
AI2O3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
18
69,92
0,42
13,61
1,36
2,93
0,04
0,31
1,46
3,41
4,49
17
69,21
0,34
14,85
1,36
1,72
0,08
2,65
0,88
4,48
4,33
18
68,00
0,48
16,10
1,40
1,62
0,17
0,80
1,18
4,08
5,70
19
71,56
0,52
14,25
1,17
1,50
0,23
0,42
1,16
3,35
5,40
20
71,02 .
0,35
15,44
0,76
1,26
0,22
0,42
0,82
А,ЗА
5,16
21
71,04
0,31
14,11
0,47
2,50
0,10
0,35
1,94
3,96
4,58
22
69,62
0,35
14,88
0,49
3,16
0,12
0,87
2,18
4,98
3,64
23
69,26
0,32
14,73
1,54
2,16
0,07
0,61
2,04
4,19
3,84
обладанием К2О E,5%) над Na2O C%). По величине коэффициента глиноземистости
(al1) все они относятся к весьма высокоглиноземистым. Общая железистость пород
изменяется от 100 до 30%, а степень окисленности железа — от 6 до 30%.
Разновидности. При изучении минерального состава гранитов этого вида выявляются
довольно значительные колебания в соотношениях плагиоклаза и калиево-натриевого
полевого шпата, что дает основание выделить три ведущие разновидности гранитов и
дать их более подробную характеристику: 1) субщелочные двуполевошпатовые
граниты с близкими содержаниями плагиоклаза и калиево-натриевого полевого шпата;
2) существенно калиево-натриевополевошпатовые субщелочные двуполевошпатовые
граниты; 3) существенно плагиоклазовые субщелочные двуполевошпатовые граниты.
Следует подчеркнуть, что между разновидностями отсутствуют какие-либо
постепенные переходы, что подчеркивает их обособленность и самостоятельность. Граниты,
описываемые в составе трех разновидностей, имеют также различную формационную
принадлежность, генезис, сопровождаются своим типом рудопроявлений и
кристаллизуются при различных физико-химических условиях.
Субщелочные двуполевошпатовые граниты с близкими содержаниями плагиоклаза
и калиево-натриевого полевого шпата. В зависимости от состава темноцветных
минералов выделяются биотит-амфиболовые, амфибол-биотитовые, биотитовые и
двуслюдяные граниты. Ниже приводится их краткое описание в перечисленной выше
последовательности. Минеральный состав биотит-амфиболовых гранитов Туимского плутона ха-
658
8
1
72,5
0,24
13,89
0,89
0,97
0,04
0,34
0,86
4,71
4,32
9
72,62
0,16
14,81
0,65
1,03
0,05
0,31
0,85
4,05
4,55
10
70,49
0,40
13,30
1,26
2,92
0,06
0,43
1,54
3,10
5,27
11
69,80
0,43
13,33
0,92
3,42
0,05
.0,39
0,10
2,79
5,27
12
71,06
0,34
13,01
0,87
3,01
0,04
0,55
1,56
2,77
5,65
13
71,47
о,за
13,03
0,60
2,93
0,04
0,42
1,27
2,55
5,46
14
71,75
0,31
13,03
1,27
2,40
0,05
0,28
0,97
2,91
5,50
15
69,91
0,52
13,00
1,83
3,43
0,07
0,31
1,52
3,33
5,30
дающим калиево-натриевым полевым шпатом: 10 — среднее для рапакиви (Лобач-Жученко и др.,
1974); 11—16 — рапакиви плутонов (Анортозит-рапакивигранитная формация..., 1978): 11—13 —
Выборгского A1 — овоидный I фазы, среднее из 35 ан., 12 — трахитоидный III фазы, среднее из
13 ан., 13 — порфировидный IV фазы, среднее из 7 ан.), 14 — Салминского (овоидный II фазы,
среднее из 68 ан.), 15,16 — Коростеньского A5 — 1 фаза, среднее из 19 ан., 16 — II фаза, среднее из 6 ан.) ;
17, 18 — бассейны рек Гутара, Агул, ВосточнаячТува (Среднепалеозойские..., 1974) ; 19, 20 — резко-
порфировидные, бугульминский комплекс, там же (среднее из 4 ан., Воронцов, 1972) . Граниты
существенно плагиоклазовые (Раннепалеозойская..., 1971) : 21 — биотитовый, Тигертышский
массив. Кузнецкий Алатау, 22, 23 — биотит-амфиболовые, там же.
рактеризуется повышенным содержанием темноцветных минералов (до 10%) с
преобладанием амфибола над биотитом. Амфибол образует длиннопризматические
кристаллы с плеохроизмом от бледно-зеленого по Ng до бледно-желтого по Np; ng = 1,657,
п = 1,641. Для него характерен магнезиальный состав. Биотит магнезиальный, бледно-
окрашенный. Плагиоклаз представлен олигоклаз-андезином в центральных частях
зерен с понижением его основности до Anj 7 к периферии зерен. Калиевый полевой шпат
представлен решетчатым микроклином. Кристаллы его ксеноморфны и содержат
включения кварца, амфибола, титанита и магнетита. Из акцессорных минералов постоянно
присутствуют титанит, апатит, циркон.
Химический состав биотит-амфиболовых гранитов Туимского массива отличается
пониженным (до 69—71%) содержанием кремнезема, довольно высоким содержанием
глинозема A5—14%) и суммарного железа D,7—3,7%), высокой общей железист остью
(^общ = 90—100%), умеренной степенью окисленности железа (fOK = 14—30%),
повышенным содержанием СаО (до 2,8—1,7%) и отчетливым преобладанием окиси натрия
над окисью калия (см. табл. 188).
Биотит-амфиболовые граниты участвуют в строении плутонов довольно больших
размеров (около 300—400 км2). В Кузнецком Алатау в составе плутонов выделяются
три фазы. К первой ("интрузивной") фазе относятся породы непостоянного состава
от сиенитов, развитых на контактах с известняками, до кварцевых диоритов,
образованных в результате гранитизации основных вулканитов и других пород. Породы
первой фазы характеризуются сложными контактами с вмещающими породами и
обилием останцов кровли. Ко второй фазе относятся описываемые граниты, которые
интерпретируются как дополнительная фаза. Формирование плутонов завершается
образованием жильных мелкозернистых гранитов, эплитов, размещенных в основном в области
экзоконтакта, и пегматитов (ортотектитов), имеющих метасоматический генезис. При
формировании плутонов имели место процессы метасоматической микроклинизации
и перекристаллизации, развитие порфиробласт микроклина, включающих зерна
амфибола, биотита и плагиоклаза. Характерна неравномерность в распределении
порфиробласт микроклина по площади выходов массива с образованием скоплений линз
грубозернистого сложения, а также присутствие порфировидных и равномернозернистых
фациальных разновидностей пород.
Наиболее характерным примером биотит-амфиболовых разновидностей гранитов
являются граниты Туимского массива Кузнецкого Алатау, относящихся к формации
гранитоидных батолитов пестрого состава (Раннепалеозойская..., 1971). С массивами,
подобными Туимскому, ассоциируют скарновые медные, магнетитовые,
вольфрамовые (шеелитовые) и молибденовые месторождения.
659
Амфибол-биотитовые субщелочные граниты, формирующиеся на этапе активизации,
широко распространены в Восточном Забайкалье, где они детально изучены М.И.
Кузьминым и B.C. Антипиным A972) на примере гигантопорфировидных интрузивов
мезозойского амуджикано-сретенского комплекса. Граниты представлены
крупнозернистыми и гигантопорфировыми разностями серого цвета. Характерным для них
является присутствие крупных F х 10 см) вкрапленников калиево-натриевого полевого
шпата магматического генезиса. Текстуры пород массивные, а в эндоконтактах
интрузивов — трахитоидные, обусловленные директивным расположением вкрапленников
калиево-натриевого полевого шпата.
Амфибол-биотитовые субщелочные граниты имеют следующий состав (в об. %) :
плагиоклаз 30,3, калиево-натриевый полевой шпат 31,3, кварц 28,8, биотит 6,6
амфибол 3,2. Состав плагиоклаза от центра к краям изменяется от Ап14 До An, g. При
изучении составов крупных кристаллов калиево-натриевого полевого шпата было
установлено, что содержание альбитового компонента уменьшается с переходом от
вкрапленников к основной массе и от центра кристаллов к их краям от 24—28 до 14—25%, что
соответствует падению температуры кристаллизации. При переходе от ассоциации
минералов вкрапленников к ассоциации минералов основной массы увеличивается
количество плагиоклаза. Подсчеты показали, что состав основной массы отвечает пла-
гиограниту: плагиоклаз 50, кварц 30, калиево-натриевый полевой шпат 2—15%. На
основании взаимоотношений минералов в гранитах установлена следующая
последовательность выделения минералов из расплава: плагиоклаза Ап36_зо + роговая
обманка -* плагиоклаз Апзо_2б + калиево-натриевый полевой шпат + кварц ->• плагиоклаз
An26-i6 + биотит + калиево-натриевый полевой шпат + кварц. Для химического
состава гранитов характерны повышенные содержания МдО A,2—1,9) и СаО A,86—
1,90) при близких содержаниях К2О и Na2 О (Na2O/K2O = 0,83-0,97) (см. табл. 188).
Интрузивы имеют размеры от 230 до 60—90 км2 в современном срезе. Они
сложены гранодиоритами и амфибол-биотитовыми субщелочными гранитами, которые свя-''
заны между собой постепенными переходами. Строение массивов однофазное с
широким развитием фациальных разновидностей пород. С массивами
амуджикано-сретенского комплекса связано золотое, а также кварц-молибденитовое оруденение.
Биотитовые субщелочные граниты, сформированные на этапе активизации, детально
описаны в Монголии М.Е. Федоровой A977) на примере эгиндабинского комплекса.
Комплекс имеет двухфазное строение. Первая фза сложена кварцевыми диоритами и
гранодиоритами, вторая — среднезернистыми и мелкозернистыми биотитовыми
субщелочными гранитами. Породы светло-серые или белые, мелко- и среднезернистые,
массивной текстуры. В эндоконтактах наблюдаются пегматоидные и миароловые
граниты; в отдельных участках развиты гнейсовидные текстуры, и наблюдается
переслаивание мигматитов, гранито-гнейсов и гнейсовидных гранитов, следующих простиранию
плоскости контакта массива. Минеральный состав гранитов следующий (в об. %) : кварц
23—34, плагиоклаз 25—38, калиево-натриевый полевой шпат 28—39, биотит 5. Состав
плагиоклаза отвечает олигоклазу Anls_2o. Калиево-натриевый полевой шпат
представлен нерешетчатым и решетчатым микроклином со степенью оптической триклин-
ности, колеблющейся от 0,8 до 1. Количество альбитового компонента в нем не
превышает 32%. В краевой части вкрапленников отмечается уменьшение величины угла
—IV до 62 и степени оптической триклинности до 0,3. Кварц образует скопления
зерен размером до 3—0,4 мм. Отмечено присутствие двух структурных групп минералов.
Микроструктуры гранитов — аллотриоморфнозернистые, гипидиоморфнозернистые,
неравномернозернистые с развитием коррозионных явлений между плагиоклазом и
калиево-натриевым полевым шпатом разных генераций. Характерно развитие альби-
тизации с образованием шахматного альбита. В краевых частях интрузивов
субщелочные биотитовые граниты переходят в амфибол-биотитовые гранить! и гранодиориты,
для которых характерны невыдержанность состава, уменьшение содержаний калиево-
натриевого полевого шпата, непостоянство в содержаниях темноцветных минералов.
Иногда в эндоконтактах развиты леикократовые альбитизированные граниты, которые
состоят из плагиоклаза (Ап^-^)» нерешетчатого калиево-натриевого полевого шпата
и кварца с единичными чешуйками биотита.
Порядок кристаллизации гранитов сложный. Наиболее ранними являются
амфибол и плагиоклаз I; далее кристаллизуются плагиоклаз II и биотит,
калиево-натриевый полевой шпат и позднее — кварц. Из акцессорных минералов присутствуют иль-
660
менит, ортит, апатит, циркон. Для химического состава описываемых гранитов
характерны: повышенная общая железистость (/"общ = 69%), низкая степень окисленности
железа (fOK = 12%), преобладание окиси калия над окисью натрия (Na2O/K2O = 0,69),
что определяет принадлежность пород к калиево-натриевой серии. По величине
коэффициента глиноземистости они относятся к весьма высокоглиноземистым (см. табл.
188). Интрузивы такого состава имеют крупные размеры (до 200 км2) и залегают
дискордантно по отношению к простиранию структур. Углы падения плоскости
контакта колеблются в широких пределах. Характерно присутствие провесов кровли, а
в эндоконтактах широко распространены ороговикованные ксенолиты. Установлены
постепенные переходы от мезократовых гранитов краевых частей массива к лейко-
кратЪвым биотитсодержащим разностям. Контакты с более ранними диоритами и
гранодиоритами интрузивные с образованием зон закалок. В массивах широким
распространением пользуются мелкозернистые жильные граниты, гранатсодержащие
пегматиты и пегматоидные граниты, размещенные в области экзо- и эндоконтакта
интрузивов. С гранитами связаны пегматитовые жилы с незначительной редкометальной
минерализацией (касситерит, тантало-ниобаты, ортит, циртолит, ксенотим, флюорит).
Двуслюдяные субщелочные граниты пользуются широким распространением в
Западном Узбекистане (Каратюбинский массив), на восточном склоне Среднего Урала
(граниты шилово-коневской группы) и в других районах. Они представлены средне-,
крупно- и мелкозернистыми разностями розового, желтого и серого цветов с
массивной, чаще гнейсовидной текстурой. По данным З.И. Комаровой A971),
двуслюдяные граниты шилово-коневской группы имеют следующий минеральный состав
(в об. %) : кварц 27-28, плагиоклаз 36-38, калиево-натриевый полевой шпат 29-33,
биотит 2—3, мусковит ~2—8. Плагиоклаз представлен олигоклазом Ап18_2о и олиго-
клаз-альбитом, сдвойникованным по альбит-эстерельскому закону. Калйево-натрие-
вый полевой шпат представлен микроклином с небольшим содержанием альбитового
компонента (9—16%); состав биотита колеблется от мероксена до лепидомелана.
Структуры гранитов порфировидные, гипидиоморфнозернистые, в гнейсовидных
разностях — бластогранитные до гранобластовых.
Формирование массивов шилово-коневской группы происходило на позднем этапе
развития складчатых зон; интрузивы размещены в ядрах антиклинориев. При их
становлении были широко развиты процессы гранитизации вмещающих пород и
контаминации гранитных расплавов с образованием пород повышенной основности. В
строении массивов выделяются одна интрузивная фаза и внутрикамерные фазы, имеющие
между собой рвущие взаимоотношения. Широко развиты жильные граниты,
пегматоидные граниты, грейзены. С массивами связаны вольфрамовые месторождения,
размещенные в надинтрузивной зоне.
Существенно калиево-натриевополевошпатовые субщелочные двуполевошпатовые
граниты объединяют рапакиви и граниты, входящие в состав кварцево-сиенит (грано-
сиенит) -гранитных формаций. Общим для этой разновидности является невысокое
содержание плагиоклаза (андезин, олигоклаз, альбит), составляющее 12—24%,
повышенное содержание альбитового компонента в составе калиево-натриевого полевого шпата
(до 40—50% в отдельных разностях гранитов), присутствие высокожелезистого биотита,
повышенное количество магнетита. Ниже дается описание рапакиви
Восточно-Европейской платформы (Анортозит-рапакивигранитная формация..., 1978) и гранитов
Восточной Тувы, ассоциирующих с кварцевыми сиенитами (граносиенитами) и сиенитами.
Рапакиви в переводе с финского означает "гнилой камень". Это — породы розового
и серого цвета с характерной текстурой, обусловленной присутствием крупных овоидов
калиево-натриевого полевого шпата, окруженных оболочками олигоклаза. Общее
содержание овоидов в рапакиви составляет 40—60%. В редкоовоидных рапакиви
количество их уменьшается до 15—40%. Олигоклазовая кайма окружает не все овоиды
калиево-натриевого полевого шпага, обычно их доля не превышает 45—60%. В том
случае, если количество овоидов с каймой преобладает, то такую разность рапакиви
называют выборгитом. В том случае, если овоиды не содержат олигоклазовых оболочек,
то их называют питерлитом. В зависимости от размера овоидов рапакиви разделяют
на мелкооводные (размер овоидов 2 х 2,6 см), среднеовоидные B,3 х 3,0 см) и круп-
ноовоидные C,1 х 4,2 см). Зерна в основной массе рапакиви имеют размеры 1,5 х
0,5 см. Текстуры рапакиви массивные и трахитоидные, последние обусловлены
субпараллельным расположением кристаллов полевых шпатов. Иногда наблюдается полос-
661
чатость, связанная с чередованием полос, обогащенных овоидами и лишенных их.
Минеральный состав рапакиви довольно стабилен. В массивах Восточно-Европейской
платформы содержание кварца составляет 28—33%, полевых шпатов 60%, биотита
5,4-8%, амфибола — 0—3,8%. Характерно преобладание калиево-натриевого полевого
шпата C6—43%) над плагиоклазом A8—24%). В отдельных массивах отмечается более
лейкократовый состав пород. Например, в гранитах рапакиви Салминского плутона
содержание биотита уменьшается до 2,7—3,8%, а содержание калиево-натриевого
полевого шпата увеличивается до 51—58% при содержании плагиоклаза 10—11%, что близко
к составу аляскита., Плагиоклаз присутствует в виде оболочек вокруг
калиево-натриевого шпата, в виде ядер в овоидах (редко), а также образует самостоятельные
зерна в основной массе. Ширина оболочек плагиоклаза составляет 1—6 мм; по составу
он отвечает олигоклазу и андезину An30_3i с отклонениями до Ari25-4o- Оболочка
сложена либо агрегатом зерен плагиоклаза, либо монокристаллами плагиоклаза.
Плагиоклаз основной массы представлен олигоклазом и андезином An2s-4o- По данным
Ю.Э. Кирса, плагиоклазы отвечают упорядоченным разностям. Плагиоклазы основной
массы сдвойникованы по альбитовому, реже альбит-карлсбадскому и периклиновому
законам. Иногда наблюдаются срастания зерен (синнезис). Калиево-натриевые
полевые шпаты слагают крупные овоиды размером до 10 см, иногда с хорошими'кристал-
лографическими гранями. Содержание альбитового компонента в них колеблется от
31 до 38—46% (последние значения определены для Салминского плутона), количество
анортитового компонента не превышает 3%. Характерны пертиты распада. Альбит пер-
титов представлен низким альбитом. Степень упорядоченности калиевой фазы
увеличивается с переходом от ранних фаз массива к поздним и от вкрапленников к
основной массе. Содержание альбитового компонента в калиево-натриевых полевых шпатах
с переходом от ранних фаз к поздним уменьшается до 19—24%. Амфибол в рапакиви
представлен высокожелезистой роговой обманкой, которая по химическому составу
близка к феррогастингситу. Общая железистость ее колеблется в пределах 75—94%,
степень окисленности железа низкая (fOK = 12—22%). Роговая обманка окрашена в
густой травяно-зеленый цвет со схемой плеохроизма Ng > Nm > Np (С : Ng = 15—17°;
21/ = 46 ) . Биотит по составу отвечает анниту или сидерофиллиту. Для него характерны
высокие показатели преломления [ng = пт- 1,704—1,692). С переходом от ранних к
поздним фазам увеличиваются глиноземистость и общая железистость биотита и
одновременно падает его магнезиальность и титанистость. Структура рапакиви — порфи-
ровидная. Вкрапленники имеют маргинационную структуру, основная масса — гипи-
диоморфнозернистую. Трахитоидные рапакиви имеют призматически-зернистую или
гипидиоморфнозернистую структуру. Для химического состав рапакиви (см. табл. 188)
характерны высокая общая железистость (/одщ = 75—90%), относительно*невысокое
содержание глинозема (А^Оз = 13,0%) и отчетливое преобладание окиси калия над
окисью натрия (Na2O/K2O = 0,47—0,63). По величине отношения Na2O/K2O они
относятся к калиево-натриевой серии, а по величине коэффициента глиноземистости (аГ)—
к весьма высокоглиноземистым.
При становлении массивов рапакиви намечается незначительно проявленная
дифференциация, когда с переходами от ранних фаз к поздним увеличивается содержание
SiO2 до 75% и уменьшается количество А12Оз и TiO2; в этом случае рапакиви
относятся к виду субщелочных лейкогранитов. Плутоны гранитов рапакиви на
Восточно-Европейской платформе образуют мощный дугообразный пояс, обращенный выпуклостью
к западу. Общая протяженность пояса составляет около 2000 км (плутоны Корсунь-
Новомиргородский, Коростеньский, Польский, Рижский, Лайтильский, Выборгский,
Салминский и др.). Характерно, что пояс не связан с древними структурами. Положение
его обусловлено развитием глубинных разломов, образовавшихся после
консолидации фундамента платформы. Отдельные плутоны пояса имеют следующие размеры
(в км2) : Коростеньский — 12 000, Выборгский — 16 000, Салминский — 4500. Форма
массивов изометричная, неправильная. Согласно геофизическим данным, мощность их
ив превышает 3—4 км, т.е. по форме залегания — это протяженные пластинсобразные
интрузии. Контакты их с гранито-гнейсами и другими породами рамы — интоузивные
с серией дайкообразных апофиз и уменьшением зернистости в эндоконтакга,:;
характерно также присутствие брекчий и угловатых обломков гранито-гнейсов и других
пород в зоне эндоконтактов массивов. Строение плутонов обычно четырехфазное. Пер--
'вая фаза сложена более основными по составу лаппилие-рапакиви, вторая — представ-
662
лена овоидными рапакиви, пользующимися преимущественным распространением
в массивах, третья фаза образована трахитоидными рапакиви, четвертая фаза — порфи-
ровиднымй рапакиви. В Салминском массиве также выделяются четыре фазы, но с
другой текстурой пород. В частности, в них отсутствуют трахитоидные разновидности,
но аналогом их по времени формирования являются равнозернистые рапакиви. Тела
третьей и четвертой фаз в плутонах имеют подчиненные размеры (от 20 до 300 км2) . В
массивах рапакиви широко развиты также жильные тела аплитов, аплит-пегматитов,
пегматитов, грейзенов и зоны альбитизации (Салминский плутон).
Кроме Восточно-Европейской платформы, граниты рапакиви развиты также в
Восточной Сибири, где слагают крупные плутоны: Прибайкальский площадью 6000 км2
и Кодаро-Удоканский площадью 7000 км2, в Швеции (плутон Рагунда площадью
500 км2), Южной Финляндии (плутон Лайтилла). Известны рапакиви также в составе
мангерит-анортозитовой свиты Морин в Канаде. Кроме гранитов рапакиви, тесно
ассоциирующих по времени образования с габбро-анортозитами A5 000—2000 млн. лет)
и входящих в состав анортозит-рапакивигранитной формации, известны и другие
граниты рапакиви. Они распространены в Бердяушском плутоне на Урале, Кольском
полуострове (Ара-Лица), в Эстонии, Южном Тянь-Шане (кошрабадский комплекс),
Памире (Джамакский массив), Швеции (граниты Дала и Рэтан). По данным Д.А, Ве-
ликославинского и др. (Анортозит-рапакивигранитная..., 1978), эти массивы
рапакиви отличаются от эталонных интрузивов Восточно-Европейской платформы
химическим составом, в частности, более высоким содержанием глинозема, окиси магния,
окиси натрия и пониженным содержанием общего железа и калия. Их формационная
принадлежность определяется связью с габбро-диорит-гранодиоритовой (Кольский
полуостров), диорит-гранодиорит-гранитной (Швеция) и габбро-гранит-сиенитовой
(Бердяушский плутон) формациями.
Для рапакиви, входящих в состав анортозит-рапакивигранитной формации,
согласно последним данным, предполагается образование первоначальной магмы при
селективном плавлении базальта или перидотита на глубинах 36—72 км, что отвечает границе
верхней мантии и нижней коры. Данные стронциевой изотопии неоднозначны: Sr /Sk86
для рапакиви Выборгского плутона равно 0,704, Салминского — 0,709, Коростеньско-
го- 0,714.
Предполагается, что формирование габбро-анортозитового и анортозит-рапакивигра-
нитного комплекса происходит за счет процессов дифференциации и фракционирования
на глубинах около 18 км, а кристаллизация и становление массивов происходят в ги-
пабиссальных условиях. С массивами рапакиви связано оловянно-полиметаллическое
оруденение, а также акцессорная бериллиевая и оловянно-редкометальная
минерализации. С массивами Коростеньского плутона ассоциируют пегматитовые тела,
содержащие крупные (до 1 т) кристаллы кварца, а также ювелирные и технические топазы.
Субщелочные граниты, входящие в состав гранит-сиенитовых формаций, резко
отличны от гранитов рапакиви по минеральному составу, генезису и формационной
принадлежности. Они широко распространены в пределах Восточного Саяна в бассейнах
рек Гутара-Агул и Канско-Ононского глубинного разлома (Среднепалеозойские...,
1974; Воронцов, 1972). В бассейнах рек Гутара, Агул они представлены гранитами
различной зернистости, розового и красного цвета с массивной и миароловой текстурой.
Миаролы выполнены кварцем, биотитом, сульфидами, часты также обособления
кварца и калиево-натриевого полевого шпата. Широко распространены порфировидные
разности с вкрапленниками плагиоклаза. По зернистости выделяются крупно-, и средне-
и мелкозернистые граниты, связанные между собой постепенными переходами.
Содержание кварца в породах колеблется от 23 до 19%, плагиоклаза от 17 до 12%,
калиево-натриевого полевого шпата от 60 до 62%, биотита и магнетита до 2%. Из
акцессорных минералов присутствуют титанит, циркон, флюорит, апатит, монацит, оран-
жит. Калиево-натриевый полевой шпат представлен микропертитом и антипертитом;
он образует вытянутые таблички с неровными краями, часты двойники по манебахско-
му, реже бавенскому и карлсбадскому законам. Калиевая фаза пертитов представлена
промежуточным ортоклазом, а плагиоклазовая — несдвойникованным альбитом.
Характерна зональность зерен с обособлением узкой краевой зоны, сложенной антиперти-
тами или чистым альбитом. Отмечается замещение плагиоклаза калиево-натриевым
полевым шпатом и присутствие зерен плагиоклаза в кристаллах пертитового полевого
шпата. Среднее содержание альбита в калиево-натриевом полевом шпате составляет
663
около 40%. Плагиоклазы образуют вытянутые таблитчатые зерна размером около
4—5 мм. По составу они отвечают альбиту Апю- иногда олигоклазу An2 5. Повышенное
содержание плагиоклаза установлено в краевых частях массивов. Предполагается,
что часть плагиоклаза имеет ксеногенное происхождение. Кварц, образует зерна
неправильной формы, а также участвует в графических срастаниях с калиево-натриевым
полевым шпатом. Наблюдается замещение кварцем калиево-натриевого полевого шпата.
Биотит присутствует в виде включений в кварце, калиево-натриевом полевом шпате
и плагиоклазе. Он отличается интенсивным плеохроизмом в темно-коричневых тонах и,
видимо, относится к железистым разностям. Магнетит образует мелкие (сотые доли
миллиметра) округлые выделения и включен в кварц и калиево-натриевый полевой
шпат. Он обладает однородной структурой без признаков распада, но наблюдается его
лейкоксенизация, что связано с примесью титана. В отдельных участках массивов
проявлена альбитизация с образованием шахматного альбита и хлоритизация биотита.
Для химического состава рассматриваемых гранитов характерно пониженное до
68—69% содержание кремнезема, довольно высокое содержание глинозема A4,8—16%),
высокое суммарное содержание щелочей (8,9—9,8%) при высоком (> 4%) содержании
окиси натрия. По величине отношения Na2O/K2O граниты относятся к калиево-натрие-
вой серии, а по величине коэффициента глиноземистости являются весьма
высокоглиноземистыми. Характерны повышенное (до 3%) содержание суммарного железа,
умеренная общая железистость пород (/о6щ = 30%) и высокая степень его окисленности.
Массивы имеют неправильные и сложные в плане очертания, поперечник тела
составляет 25—30 км. Массивы относятся к межформационным телам, приуроченным
к поверхности раздела складчатого протерозойского основания и девонской
вулканогенной толщи.
Несколько отличны от вышеописанных гранитов гранитные массивы,
размещенные в пределах Канско-Ононского глубинного разлома (бугульминский комплекс) .
По данным А.Е. Воронцова A972), они имеют следующий минеральный состав (в
об. %) : кварц 23, плагиоклаз 23—25, калиево-натриевый полевой шпат 44—49, биотит
3—4, 9, амфибол 0,3—0,6. Для пород характерны две структурные группы минералов.
Состав плагиоклаза первой генерации отвечает в центральной части андезину Ап^-Зб-
в краевой — олигоклаз-альбиту Ап|3_8; плагиоклаз второй генерации представлен
альбит-олигоклазом Ап8_|5. Микроклин первой генерации содержит от 5—10 до 20%
пертитов. Амфибол представлен обыкновенной роговой обманкой, которая плеохрои-
рует в зеленоватых и желтых тонах, величина — 2V ='54—64°, С : Ng = 14°. Для пород
характерно замещение плагиоклаза калиево-натриевым полевым шпатом,
приуроченность биотита, амфибола и акцессорных минералов ко второй структурной группе.
В отдельных массивах буг-ульминского комплекса отмечено развитие лейстового и
шахматного альбита в интерстициях зерен. Для химического состава этих гранитов
характерны повышенные (до 14—15,4%) содержания глинозема и щелочей (8,75—9,50%),
умеренное содержание суммарного железа B—2,6%), средняя степень окисленности
железа [ft)K = 30%). По величине коэффициента глиноземистости они относятся к
весьма высокоглиноземистым, по величине отношения Na2O/K2O — к калиево-натриевой
серии (см. табл. 188).
Размеры массивов колеблются от десятков до 200 км2. Форма тел в плане —
свальная, контакты круто наклонены в сторону вмещающих пород. Залегание массивов
дискордантное. Строение интрузивов однофазное с широким развитием фациальных
разновидностей пород: глубинные части массивов сложены кварцевыми сиенитами и
сиенитами, апикальные фации — двуполевошпатовыми субщелочными лейкогранитами,
а краевые — двуполевошпатовыми субщелочными гранитами. В образовании
фациальных разновидностей пород, по мнению А.Е. Воронцова, ведущая роль принадлежала
процессам магматической дифференциации и меньше — процессам местного гибридиз-
ма. Размещение интрузивов контролировалось глубинным Канско-Ононским разломом
и узлами пересечений разломов. Становление интрузивов происходило в условиях
мезоабиссальной фации глубинности на этапе проявления активной глыбовой
тектоники.
Существенно плагиоклазовые субщелочные двуполевошпатовые граниты — серые
и розоватые неравномернозернистые граниты с порфировидной структурой и
массивной или такситовой текстурой.
Минеральный состав их характеризуется преобладанием плагиоклаза C0— 44%)
664
над калиево-натриевым полевым шпатом B0—35%) при содержании кварца от 28 до
34% и биотита до 5%. Типичным их представителем является Тигертышский массив
Кузнецкого Алатау, детально описанный Ю.А. Кузнецовым и др. (Раннепалеозойская...,
1971). Состав плагиоклаза в гранитах этого массива колеблется от Ап24 до An3s,
характерна повторяющаяся (до 30 зон) зональность; широко развиты блок-кристаллы,
состоящие из нескольких кристаллов, окруженных небольшим числом наружных
общих зон. Кроме того, встречаются крупные C—4 мм) пятнистые плагиоклазы,
образующие своеобразные порфировые выделения, которые состоят из мельчайших @,1 —
0,2 мм), иногда зональных кристаллов. Наблюдаются все стадии перекристаллизации
и перехода от мелкозернистых агрегатов до крупных однородных зерен. Кроме того,
наблюдаются пятнистые плагиоклазы, окруженные каймой из 10 концентрических зон
с повторяющейся зональностью. Калиевый полевой шпат иногда представлен
ортоклазом, но чаще микроклином с небольшим количеством пертитов. Форма выделения —
простые двойники с включениями идиоморфного плагиоклаза, монокристаллы с
включениями в краях плагиоклаза, кварца, биотита, магнетита, пойкилобласты, замещающие
и включающие многозональный плагиоклаз. Кроме того, присутствует калиевый
полевой шпат II, который представлен максимальным микроклином. Кварц присутствует
в количествах не ниже 27%. Амфибол встречается редко. Биотит присутствует в
переменных количествах от 0,5 до 4,5%, образует сростки и кучные скопления.
Характерной особенностью является присутствие зерен зонального ортита размером до 1 мм.
Отмечается непостоянство структур и состава, неравномерное распределение
плагиоклаза и биотита. Порядок кристаллизации следующий: плагиоклаз -* биотит
^-калиевый полевой шпат I -*кварц -> калиевый полевой шпат II. Типы структур: монцонито-
вые, пойкилитовые, гранулитовые.
В этих гранитах содержание SiO2 понижено до 69%, сумма окиси и закиси железа
довольно высокая C,5%) , содержание окиси кальция — около 2%. Общая железистость
пород высокая и составляет 70—80%, степень окисленности железа низкая {fOK = 6—
8%). По величине отношения Na2O/K2O они относятся к калиево-натриевой серии, а
по величине коэффициента глиноземистости являются высокоглиноземистыми и весьма
высокоглиноземистыми.
Описанные в Тигертышском массиве граниты постепенно переходят в амфибол-био-
титовые граниты, для которых характерны повышенные (до 46—55%) содержания
плагиоклаза и более основной его состав (ядро—андезин Апзв, край — олигоклаз An[ 5),
а также более низкое содержание кварца B4—27%) и калиевого полевого шпата A6—
23%) . Характерны агрегаты одинаково ориентированных плагиоклазовых табличек
размером в сотые доли миллиметров. Калиевый полевой шпат представлен
микроклином с углом — 2V = 70°; пертиты в нем редки. Он образует либо ксеноморфные зерна,
либо порфиробласты, включающие реликты плагиоклаза и других минералов.
Кварц образует крупные выделения, а также графические срастания с
калиево-натриевым полевым шпатом. Роговая обманка обладает непостоянством окраски,
величина — 2V = 72°, С : Ng = 16—17°. Биотит замещает амфибол. Структуры гранитов гипи-
диоморфнозернистые, монцонитоидные, местами гранулитовые. Последовательность
кристаллизации: плагиоклаз ->¦ амфибол ->• биотит -> калиево-натриевый полевой шпат
I -* кварц -> калиево-натриевый полевой шпат II.Отчетливо проявлено замещение одних
минералов другими.
Граниты такого состава слагают крупные (до 2000 км2) тела предполагаемой бато-
литообразной или лакколитообразной формы мощностью до 1,5—2 км. Плутоны имеют
сложное зональное внутреннее строение: центральные части тел сложены биотитовыми
порфировидными и амфибол-биотитовыми гранитами, которые в краевых частях
сменяются гранодиоритами, кварцевыми диоритами и монцонитами. Граниты содержат
большое количество ксенолитов и останцов боковых пород; в апикальных частях тел
в гранитах прослежены мелкозернистые резкопорфировидные граниты, которые
представляют зоны закалки. Жильная серия представлена дайками лейкогранитов, аплитов
и резкопорфировидных гранитов, а также кварцевыми жилами и
кварц-полевошпатовыми прожилками, которые немногочисленны и размещены в области экзоконтактов
массивов. Для массивов характерны сложная морфология границ тел, извилистая
линия контактов, наличие сателлитов. Судя по минеральному составу, особенностям
залегания и соотношениям с вмещающими породами, в их формировании большая роль
принадлежала процессам гранитизации и метасоматоза (Раннепалеозойская..., 1971).
665
Формы залегания. Как было показано выше, субщелочные двуполевошпатовыз
граниты слагают батолитоподобные тела, лакколиты, пластинообразные залежи, штоки,
тела неправильной формы. Размеры массивов варьируют от 15 000—10 000 (рапакиви)
до 2000—300 км2. Размещение интрузивов определяется их приуроченностью к
границам различных структурно-формационных зон, крупным линейным региональным
разломам, узлам их пересечений.
Регионы распространения, принадлежность к формации. Субщелочные двуполево-
шпатовые граниты пользуются широким распространением в различных складчатых
областях (Кузнецком Алатау, Восточной Туве, Восточном Забайкалье, Урале,
Монголии) , а также на Восточно-Европейской платформе и др. Они принадлежат к различным
формациям — гранитоидных батолитов пестрого состава, гранодиорит-гранитным
формациям этапа активизации, позднеорогенным гранитным формациям. В ряде
случаев они тесно связаны с гранодиоритами (Кузнецкий Алатау, Монголия, Восточное
Забайкалье) и тогда в их составе присутствует амфибол. В тех случаях, когда между
гранитами и гранодиоритами имеют место рвущие взаимоотношения (Западный
Узбекистан) , они рассматриваются в составе сложных габбро-гранитных серий. Граниты
в этом случае имеют устойчивый минеральный состав, в их эндоконтактах проявлены
лейкократовые граниты, а процессы контаминации отсутствуют. В других регионах
(восточный склон Урала) они выделяются в составе гранитных серий (плутонический
тип, по Г.Б. Ферштатеру) . Граниты рапакиви рассматриваются в составе анортозит-
рапакивигранитной формации.
Металлогения и практическое значение. С субщелочными двуполевошпатовыми
гранитами связаны разнообразные месторождения полезных ископаемых: молибдена,
вольфрама, железа, пьезокерамического сырья, реже редкометальная (Ta-Nb)
минерализация. В последние годы среди поздних фаз массивов рапакиви анортозит-рапакиви-
гранитных комплексов обнаружены редко метальные литий-фтористые граниты и онго-
ниты (Haapala, 1977).
Семейство субщелочных лейкогранитов
Семейство субщелочных лейкогранитов объединяет породы, содержание SiO2 в
которых превышает 73%, а концентрации Na2 О + К2 О составляют выше 8,1% (см. табл. 155).
Типоморфными минералами этого семейства в целом, как и семейства субщелочных
гранитов, являются кварц, калиево-натриевый полевой шпат и плагиоклаз. Однако
щелочные полевые шпаты значительно чаще встречаются в породах этого семейства, чем
плагиоклаз. Во многих породах семейства плагиоклаз может отсутствовать или
занимать подчиненное положение. Отличительной особенностью семейства субщелочных
лейкогранитов является более высокое содержание кремнезема по сравнению с
семейством субщелочных гранитов.
В семейство субщелочных лейкогранитов включены три вида: 1) аляскит; 2) микро-
клин-альбитовый лейкогранит; 3) субщелочной двуполевошпатовый лейкогранит.
Аляскит
Термин "аляскит" введен Спурром в 1900 г. для обозначения гранитов, состоящих из
кварца и калиево-натриевого лолевого шпата с небольшой примесью самостоятельного
плагиоклаза. Выходы аляскитов описаны Спурром на Аляске по р. Сквентна. А. Иохан-р
сен (Johannsen, 1932) разделил аляскиты на два семейства: нормальные аляскиты,
содержащие плагиоклаз, и калиевые аляскиты, не содержащие плагиоклаза. В
экспериментальных условиях аляскиты были получены Туттлом и Н. Боуэном (Tuttle, Bowen,
1958) из гранитного расплава, не содержащего анортитового компонента при разных
давлениях водяного пара @,5—3,5 кбар) и температурах, превышающих 660 С.
Область их кристаллизации была названа областью гиперсольвус, так как она
расположена выше кривой сольвуса, ограничивающего область распада сложного
калиево-натриевого полевого шпата на альбит и ортоклаз. Следует, однако, подчеркнуть, что при
введении в гранитную систему анортитового компонента в высокотемпературной
области выше 660°С могут одновременно кристаллизоваться самостоятельный
плагиоклаз андезин-олигоклазового состава и сложный калиево-натриевый' полевой шпат.
Следовательно, как аляскиты, так и двуполевошпатовые граниты могут
кристаллизоваться в поле гиперсольвус. Это замечание необходимо сделать в связи с тем, что в по-
666
следнее время термин "гиперсольвус-гранит" часто применяется как синоним только
для аляскитов, но не для двуполевошпатовых гранитов.
В советской и зарубежной литературе аляскитами называют как граниты, не
содержащие плагиоклаза, так и двуполевошпатовые граниты, содержащие кислый
плагиоклаз олигоклаз-альбитового состава, количество которого может достигать 30% при
общем низком (~2%) содержание темноцветных минералов. Однако представляется
целесообразным закрепить термин аляскит за гранитами, содержащими сложный ка-
лиево-натриевый полевой шпат с высоким содержанием альбитового компонента E5—
60%) и плагиоклаз в количестве не более 10%. Близкое к этому определение аляскита
было предложено казахскими геологами (Монич, 1957; Серых и др., 1968, 1976),
которые аляскитами называют граниты, содержащие не более 5% плагиоклаза альбит-
олигоклазового состава. Благодаря такому разделению гранитов на аляскиты и
двуполевошпатовые граниты в Центральном Казахстане был выделен и обоснован
геологическими, петрографическими и геохимическими данными самостоятельный поздне-
герцинский кызылрайский комплекс аляскитов, который ранее включался в состав
рудоносного акчатауского комплекса, сложенного двуполевошпатовыми гранитами
(Серых и др., 1976; Негрей, Яшухин, 1977). Такое же разделение на
двуполевошпатовые и аляскитовые граниты было проведено для гранитов Кастекского хребта Киргизии
(Боконбаев и др., 1978). В Карамазаре СМ. Бабаходжаевым A976) выделен шайдан-
ский тип гранитов, представленный аляскитовыми разностями и сформированный на
этапе активизации региона.
По-видимому, в результате уточнения минерального состава конкретных гранитных
интрузивов будут выявлены более точная позиция аляскитов в схеме развития
гранитного магматизма различных регионов и области их распространения.
Проведенные к настоящему времени исследования аляскитов еще не настолько
полные, чтобы дать их детальную всестороннюю характеристику и выявить особенности
их генезиса и кристаллизации. Однако из тех данных, которые к настоящему времени
известны, можно отметить главные их особенности: устойчивый минеральный и
химический состав пород, слабое развитие процессов гибридизма или их полное отсутствие,
высокое содержание магнетита и гематита, высокую кремнекислотность и общую же-
лезистость пород при низком содержании магния и кальция, незначительную рудоге-
нерирующую > способность их расплавов и угнетенную роль грейзенового процесса.
Кристаллизация аляскитов протекает в условиях повышенных температур, щелочности,
низком содержании воды в расплавах и высоком парциальном давлении кислорода.
Следует подчеркнуть их геохимическую специфику, которая, с одной стороны,
сближает аляскиты с остаточными гранитными расплавами (низкое содержание бария
и стронция), а с другой — отличает аляскиты от этих расплавов (низкий уровень
содержания редких щелочей и радиоактивных элементов).
Так как степень изученности аляскитов в регионах неодинакова, то описание их
дается на основании данных по аляскитам Казахстана (Токрауская впадина и Ермен-
тауский блок), которые представляют гранит-аляскитовую формацию,
сформированную на позднеорогенном этапе и этапе активизации каледонид. Значительно меньше
данных по аляскитам, входящим в состав сиенит-гранитной формации, поэтому
описание их весьма фрагментарно (Киргизия, Восточный Саян).
Внешний вид, текстура. Это полнокристаллические, светлоокрашенные породы
розового, красного, желтого, серого цвета,, который зависит от цвета калиево-натрие-
вого полевого шпата, содержащего примесь железа. Текстура пород массивная. В
апикальных фациях интрузивов обычно развита миароловая текстура, обусловленная
присутствием мелких 2—5 см миарол округлой, овальной формы, содержание которых
составляет около 10—20% объема пород. В сравнительно редких случаях в условиях
небольшого эрозионного среза в малоглубинных интрузивах наблюдается переход сред-
незернистых массивных аляскитов во флюидальные полосчатые разности (Улькенская
кольцевая структура в Центральном Казахстане; Негрей, Яшухин, 1977). Шаровые
текстуры развиты в аляскитах сравнительно редко. В пределах аляскитового интрузива
Кент (Центральный Казахстан, Токрауская впадина) наблюдалось образование
аляскитов с шаровой текстурой в эндоконтакте дополнительного интрузива. Фация, сложенная
шаровыми гранитами, имеет ширину около 100 м. Форма шаров (Табл. XLII) часто
эллипсоидная, иногда сплющенная; затравками шаров являются ксенолиты аляскитов
главной интрузивной фазы и обломки ороговикованных песчаников; иногда видимая
667
Таблица 189. Количественный минеральный состав аляскитов (в об. %)
Массив, район отбора образцов
Кент Юго-Западный, центральный
Казахстан
Кызылрай, там же
Via мы р, "
Шайдан, Карамазар
Куйбышевский, Сандунганский,
Южное Приморье
Малган-Баханчинский, Северо-
Восток СССР
Холдерминский, Восточный
Саян
Кварц
33,9
34,4
33,2
34-37
35-40
32,6
28-35
Плагиоклаз
0,7
0,3
0,4
9-15
1-2
3,6
-
Калиево-
нвтриевый
полевой
шпат
64,2
64,5
65,5
45-47
50-60
62,4
64-71
Биотит
0,6
0,4
0,3
2-3,6
3-5
1,3
0,3-0,6
Литературный
источник
Негрей, Яшухин,
1977
То же
¦•
Бабаходжаев,
1976
Шурига, 1970
Осипов, 1970
Морозов, 1972
затравка вообще отсутствует. Шары имеют радиально-кольцевое строение. Размеры
их колеблются от 1—2 до 15—20 см. Шары сцементированы мелкозернистыми либо
миароловыми гранитами. Шаровые аляскиты описаны также в небольших по размеру
интрузивах аляскитов в Ерментауском блоке (Яковлев и др., 1975) и в Каркаралин-
ском массиве (данные Н.Ф. Аникеевой).
Минеральный состав, структура, последовательность кристаллизации. Типоморфны-
ми минералами аляскитов являются кварц, калиево-натриевый полевой шпат,
магнезиальный и железистый биотит, редко фаялит, магнетит и гематит. Из акцессорных
минералов постоянно присутствуют циркон, монацит, флюорит. Содержания минералов
в аляскитах аляскит-гранитной формации следующие (в об. %) : кварц 30—34, калиево-
натриевый полевой шпат 60—65, биотит 0,3—5, плагиоклаз 0—10. Аляскиты, входящие
в состав сиенит-гранитной формации, содержат несколько больше полевого шпата и
меньше кварца (табл. 189). Для Холдерминского массива Восточного Саяна Л.Н.
Морозовым A972) приведены следующие данные о содержании минералов (в об. %) :
кварц 28—35, калиево-натриевый полевой шпат 64—71. Для массивов Северного Тянь-
Шаня (Гаврилин, 1964) отмечалось колебание содержаний кварца от 20 до 35%, калие-
во-натриевого полевого шпата от 65 до 70%. Содержание альбитового компонента в
калиево-натриевых полевых шпатах составляет 50—57%, анортитового — 0,5%,
нормативного корунда — до 1,5%. Степень упорядоченности калиево-натриевых полевых
шпатов колеблется в отдельных интрузивах. В массиве Большой Койтас, по данным
Л.И.Симоновой, присутствуют неупорядоченный ортоклаз, в аляскитах Токрауского син-
клинория, по данным оптических измерений (Негрей, Ящухин, 1977), микроклины,
в аляскитах Кастекского хребта установлены промежуточные микроклины (Боконба-
ев и др., 1978). Для калиево-натриевых полевых шпатов характерны низкие
содержания бария @,2—0,3%) и умеренные содержания рубидия C00 г/т).
Плагиоклазы по составу отвечают альбитам и реже олигоклазам. Последние
присутствуют в виде реликтовых зерен и замещены калиево-натриевым полевым шпатом.
Количество кислого плагиоклаза не превышает 10%. В казахстанских аляскитах
отмечается устойчивое низкое его содержание, не превышающее 5%, а в аляскитах Шайдан-
ского массива СМ. Бабаходжаевым A976) установлены более высокие его
концентрации (от 5—10 до 15%), что позволяет говорить о существовании постепенных
переходов от аляскитов к субщелочным двуполевошпатовым лейкогранитам в пределах
именно этого массива. Кварц аляскитов характеризуется пониженным удельным весом
B,54—2,58). По данным инфракрасной спектроскопии, кристаллизационная вода в
нем или отсутствует, или содержание ее низко (Негрей, Симонова, 1981). Биотит
присутствует в количествах, не превышающих 5%. В аляскитах Казахстана его содержание
не превышает 0,5%, а в аляскитах Южного Приморья и Карамазара составляет 2—5%.
Биотит в аляскитах представлен одной или двумя генерациями, различающимися
химическим составом. Ранняя генерация биотита, широко распространенная практически
во всех массивах аляскитов Казахстана, представлена магнезиальным биотитом. Общая
668
его железистость равна 25—32%, глиноземистость умеренная A2—22%), содержание
окиси титана составляет 1,7—2,7%, а окиси марганца — 0,9—1,7%. Характерно высокое
(до 4—5%) содержание фтора и низкое воды — 2%; содержание окиси рубидия не
превышает 0,3%, окиси лития — 0,3—0,65%. Вторая генерация биотита установлена в ри-
бекитсодержащих аляскитах, например, в фациях эндоконтакта массива Майтас и
пегматитовых телах массива Кент (кызылрайский комплекс Центрального Казахстана). Вторая
генерация представлена высокожелезистым низкоглиноземистым биотитом с
повышенным до 3,8% содержанием окиси марганца. Характерным для аляскитов является
также высокое содержание магнетита, которое в аляскитах Казахстана составляет 5000,
Восточного Саяна — 4900, Северо-Западной Тувы — 4400 г/т (Серых и др.; 1976; Ляхо-
вич, 1967). Фаялит в аляскитах встречается довольно редко. Он описан в меловых
гранитах Северо-Востока СССР, чаркасарских гранитах Средней Азии, гранитах Нигерии.
Сравнительно редко установлены переходы субщелочных аляскитов в щелочные.
Минеральный состав внутрикамерных фаз — дополнительных интрузивов и жильных
гранитов — в массивах аляскитов также отвечает аляскитам. Данные о составе
аляскитов в вертикальных сечениях их тел немногочисленны, но, судя по результатам
исследований СМ. Дмитриенко A971) в районе Заилийского Алатау, состав их остается
стабильным.
Устойчивость минерального состава аляскитов как в породах возрастного ряда,
так и в вертикальном направлении позволяет считать, что кристаллизация всего
объема расплава в камерном пространстве происходит в условиях низкого давления
водяного пара и температурах, превышающих 660°С. Измерения температур гомогениза-'
ции расплавных включений в кварце аляскитов Кастекского хребта дали значения
800—900 (Боконбаев и др., 1978). Интервал кристаллизации аляскитовых гранофи-
ров о-ва Рам, по данным Томпсона (Данем, A972), составляет 200° (солидус 750°,
ликвидус 950°) при давлении 1 кбар. Устойчивый парагенезис магнетита и
магнезиального биотита, столь характерный для большинства интрузивов аляскитов,
свидетельствует о том, что кристаллизация аляскитов происходит в условиях повышенных
температур, относительно высокой щелочности при высоком парциальном давлении
кислорода. Исключением являются фаялитсодержащие аляскиты, кристаллизующиеся в
условиях пониженного парциального давления кислорода.
Структуры пород панидиоморфнозернистые (Табл. XLIII, а), гипидиоморфнозернис-
тые (см. Табл. XLIII, б), в апикальных фациях иногда псевдосферолитовые (см.Табл.
XLIII, в), гипидиоморфнозернистые с отчетливым идиоморфизмом либо кварца с ди-
пирамидальным обликом (см. Табл. XLIII, г), либо таблитчатого калиево-натриевого
полевого шпата (см. Табл. XLIII, д) . Фации эндоконтакта гранитов главной
интрузивной фазы и дополнительного интрузива имеют резкопорфировидные структуры (рис.
110, а), обусловленные присутствием двух структурных групп минералов,
различающихся размерностью. Аплитовидные структуры характерны для жильных гранитов.
Графические структуры основной массы, а также срастания кварца и калиево-натриевого
полевого шпата вкрапленников (см. рис. 110, б) описаны для массива Большой Койтас
Л.И. Симоновой. Они отмечались также в массивах аляскитов Кзыл-Омпул и Конор-
Восточный (Гаврилин, Классова, 1966) . В некоторых интрузивах описаны структуры
антирапакиви, обусловленные включением раннего плагиоклаза в зерна
калиево-натриевого полевого шпата (Симонова,1980). Кристаллизация аляскитов близка к
эвтектической с одновременным выпадением кварца и калиево-натриевого полевого шпата из
расплава. *
Химический состав. Аляскиты относятся к семейству субщелочных лейкогранитов.
Для них характерны высокие, до 77%, содержания SiO2 и суммы щелочей (К2О +
+ Na2O = 8—9%) при низком содержании в большей части анализов СаО @,2—0,6%)
и МдО @,1—0,6%). Исключительно редко в отдельных массивах количество СаО
повышено до 1,5%. Суммарное содержание окислов железа колеблется около 1,5—2%.
Наблюдаются незначительные различия химического состава аляскитов, входящих
в состав гранит-аляскитовой и сиенит-кварц-сиенитовой формации. Аляскиты,
ассоциирующие с сиенитами и кварцевыми сиенитами (Восточный Саян), содержат SiO2
73%, глинозема 14% и щелочей (К2О + Na2O) 9% (табл. 190). Фаялитсодержащие
аляскиты Северо-Востока СССР, напротив, обнаруживают в отдельных образцах
пониженные (до 2,9%) содержания К2О и 1\1а2О, что позволяет говорить о наличии
постепенных переходов от аляскитов к лейкогранитам нормального ряда. Для аляскитов
669
Рис. 110. Аляскиты
а - алнскит, псевдосферолитовая структура основной массы. Северный Казахстан массив Боль
шои Коитас. Увел. 14,5, с анализатором (кол. Л.И. Симоновой) ;
б - аляскит, псевдосферолитовая структура основной массы с элементами центрической.
Северный Казахстан, массив Большой Койтас. Увел. 14,5, с анализатором (кол. Л.И. Симоновой);
характерно преобладание К2О над Na2O; величина Na2O/K20 отношения в аляскитах
колеблется от 0,4 до 0,94, что определяет принадлежность их к калиево-натриевой
серии. Коэффициент глиноземистости аляскитов (а|') изменяются от 3,9 до 9 в большей
части анализов, что позволяет рассматривать аляскиты как породы весьма
высокоглиноземистые. Сравнительно редко отмечается повышение коэффициента
глиноземистости до 11 (Аляска), что позволяет относить часть аляскитов к породам крайне весьма
высокоглиноземистым. Общая железистость аляскитов высокая и составляет 70-100%.
670
Расчет нормативных составов аляскитов и соотношения миналов подчеркивают их
сугубо лейкократовый состав, где на долю кварца, альбита, ортоклаза и анортита
приходится до 96—98%. В большей части анализов аляскитов рассчитывается нормативный
корунд в количествах до 1,5%. Характерно отсутствие такого минала, как акмит. На
диаграммах плавкости гранитной системы фигуративные точки составов аляскитов
несколько смещены в сторону ортоклазового угла диаграммы от точек котектических
минимумов и эвтектик, что, возможно, связано с относительной сухостью их
расплавов.
Процессы внутрикамерной дифференциации в массивах аляскитов проявлены
незначительно, если судить по близкому химическому составу аляскитов главных
интрузивных и внутрикамерных фаз — дополнительных интрузивов и жильных гранитов;
позднее внутрикамерные фазы аляскитов и особенно жильные аляскиты отличаются
несколько большим содержанием окиси натрия или кремнезема сравнительно с аляскита-
ми главных фаз.
Геохимической особенностью аляскитов является резко пониженное содержание
бария и стронция и кларковые или близкие к нему содержания редких щелочей
(табл. 191).
Разновидности. Фаялитсодержащие аляскиты являются разновидностью аляскитов.
Характерным для них является присутствие железистого оливина - фаялита, который
установлен в составе пегматитов и миароловых фаций гранитов, приуроченных к эндо-
контактовым и апикальным частям массивов. В составе аляскитов присутствуют (в
об. %) кварц 32,6, калиево-натриевый полевой шпат 62,4, плагиоклаз (An i -,_ ( 9) 3,6.
Калиево-натриевый полевой шпат представлен натриевым ортоклазом (— 2V =
- 64—74"). В составе пород встречается обыкновенная роговая обманка. Для пород
характерна порфировидная структура с микрографической и графической
структурой основной массы.
ГТлощади массивов аляскитов с фаялитом небольшие — несколько квадратных
километров. Пегматиты, содержащие фаялит, представляют линзовидные тела размером
до 10^15 м, мощностью 2 м; содержание фаялита в пегматитах составляет 30—40%.
Фаялитовые граниты пользуются широким распространением среди меловых
гранитов Северо-Востока СССР (Осипов, 1970; Устиев, 1946). Интрузивы аляскитов с
фаялитом на Северо-Востоке СССР относятся к рудоносной формации и с ними связаны
месторождения олова. Кроме Северо-Востока СССР, фаялит был детально изучен в
пегматитах аляскитовых гранитов Чаркасарского массива Средней Азии (Гинзбург и
др., 1962), а также в гранитах Нигерии (Тугаринов, Коваленко, 1973).
Формы залегания. Аляскиты образуют крупные массивы размером 300~600 км"
и более мелкие тела до первых десятков километров. Форма тел, по геофизическим
данным для Казахстана, — цилиндрическая, коническая, неправильная. В плане
аляскиты часто имеют округлые очертания. В Центральном Казахстане аляскиты участвуют
в строении кольцевых вулкано-тектонических структур, где слагают тела центрального
типа. По периферии массивы аляскитов часто окружены серией кольцевых систем
даек гранит-порфиров. Внутреннее строение интрузивов сложное, многофазное. В них
выделены граниты главной интрузивной фазы, представленные средне-, крупнозернистыми
аляскитами, а также резкопорфировидные тела дополнительных интрузивов
небольшой, до 50—200 м, мощности и жильные граниты, аплиты, пегматиты, грейзеновые и
кварцевые жилы с гематитом. Размещение внутрикамерных фаз контролируется
формой самих массивов: в конических интрузивах внутрикамерные фазы слагают тела,
падающие к центру массива, а в штокообразных они приурочены к кровле массива
и системам разломов, пересекающих интрузивы. Контакты интрузивов с вмещающими
породами интрузивные, секущие с небольшими (первые метры) апофизами. Для
единичных интрузивов описаны корки охлаждения мощностью до 100 м, представленные
мелкозернистыми порфировидными граносиенитами (Симонова, 1980). Ксенолиты
вмещающих пород редки, признаков ассимиляции нет или они незначительны. Ширина
теплового воздействия интрузивов аляскитов на вулканогенно-осадочные породы не
превышает первых сотен метров. Для куполовидных выступов интрузивов аляскитов
характерным является преобразование, более древних пород в аляскитоподобные
разности с сохранением минералов замещенных пород — хлоритизированного биотита,
титанита, эпидота, олигоклаз-андезина. Процессы аляскитизации описаны детально
для Средней Азии И.Е. Сморчковым и Б.И. Омельяненко A960) и для Центрального
671
Таблица 190. Химический состав аляскитов (в вес. %)
Компоненты
SiO2
TiO2
Al 2 О,
Fe2O,
FeO
MnO
MgO
CaO
Na,0
K,O
' 1
76,00
0,18
12,38
0,97
0,83
0,06
0,13
0,56
3,88
4,58
2
73,18
0,24
13,46
1,09
0,97
0,04
0,39
1,06
3,54
4,76
3
76,46
0,10
11,70
0,61
1,44
0,02
0,11
0,23
3,91
4,45
4
76-74,45
0,18-0,09
14,56-11,62
2,26-0,1
2,83-0,40
0,12-0,01
0,69-0,07
2,3-0,34
3,64-2,88
5,30-2,88
5
73,77
0,17
12,81
0,99 1
1,76 J
0,03
0,55
1,45
3,40
4,74
Гранит-аляскитовая формация: 1 — кызылрайский комплекс, Центральный Казахстан (среднее
из 87 ан., Серых и др., 1976); 2 — шайданский тип, Карамазар, Тянь-Шань (среднее из 12 ан., Баба-
ходжаев, 1976); 3 — Сандуганский и Куйбышевский массивы. Южное Приморье (среднее из 7 ан.,
Шурига, 1970); 4 — фаялитовый, Северо-Восток СССР (среднее из 7 ан., Осипов, 1970) ; 5 —
Украина (среднее из 5 ан., Сидоров, 1970) ; 6 — Алдан (среднее из 17 ан., Смирнов, 1974). Сиенит-квар-
Таблица 191. Содержания элементов-примесей в аляскитах (в г/т)
Элементы
Be
Sn
Mo
Nb
ТР.О,
Zr
и
Pb
Zn
Rb
Li
Ba
Sr
1
4,7
2,1
2,2
19,8
560,0
—
5,8
16,3
29,0
212,0
37,7
—
_
2
4,8
4,1
2,6
38,0
—
220,0
—
. 18,0
21.7
290,0
—
73,0
38,0
3
2,1
7,0
0,9
19,7
88,0
330,0
—
16,0
58,0
173,0
1,37
420,0
149,0
4
-
-
—
—
-
6,0
32,0
67,0
-
-
—
-
5
-
-
—
-
—
5,8
24,0
23,0
-
-
—
—
1 — Холдерминский массив. Восточная Сибирь (Морозов, 1972) ; 2 — массив Кент Юго-Западный,
Казахстан (Негрей, Яшухин, 1977); 3 — Горный Алтай (Нечаева, 1976); 4, 5 — массивы Киргизии
(Гаврилин и др., 1966) : 4 — Конор Восточный, 5 — Кзыл-Омпул.
Казахстана Н.Ф. Аникеевой A961) . Аляскиты в Казахстане занимают вполне
определенное структурное положение, будучи приуроченными к зонам линейных протяженных
разломов, и в пространстве разобщены с лейкократовыми субщелочными гранитами
рудоносного акчатауского комплекса. В Кастекском хребте Киргизии отмечена их
приуроченность к разломам, рассекающим докембрийский фундамент.
Регионы распространения. Аляскиты развиты в большей части складчатых областей
и зонах активизации. Время их формирования ох-ватывает период от докембрия до
палеогена включительно. Основные области распространения: Казахстан (каледониды
и герциниды). Восточный Саян (докембрий, девон и карбон), Северо-Западная Тува
(девон — карбон), Северный Тянь-Шань (герциниды), Монголия (мезозой), Нигерия
(мезозой), Невада, США (мезозой), Шотландия (третичные граниты островов Скай и
672
6
74,36
0,14
14,05
1,39
-
. 0,29
0,68
2,60
5,62
7
73,01
0,34
14,24
1,28
0,54
0,07
0,30
0,58
4,40
4,69
8
75,46
—
13,31
0,64
0,37
0.03
0,36
0,59
4,64
5,00
Q
76,20
0,25
12,98
1,04
-
Сл.
0,06
0,44
3,52
4,79
10
75,30
0,12
12,45
1,51
1,05
0,05
0,21
0,30
4,14
4,40
11
75,21
0,09
12,58
0,61
0,70
0,02
0,16
0,62
4,14
4,70
цево-сиенит-гранитная формация: 7 — огнитский комплекс. Восточный Саян (среднее из 4 аи.,
Морозов, 1972); 8 — массив Конор Восточный, Киргизия (Гаврилцн, Классова, 1966). Щелочногранит-
ная формация: 9 — Аляска (Johannsen, 1932); 10 — Горный Алтай (среднее из 12 ан., Нечаева,
1976) ; 11 — кольцевые комплексы Амо, Рам, Калерии, Нигерии (среднее из 9 ан.. Тугаринов,
Коваленко, 1973).
Малл), Аляска (мезозойские и третичные), Англия (мезозойские и третичные),
Швеция, Австралия.
Принадлежность к формации. К настоящему времени можно говорить о
принадлежности аляскитов по меньшей мере к трем формациям: гранит-аляскитовой, сиенит-
кварцево-сиенит-гранитной, щелочногранитной. Проблематична и не всегда доказана
принадлежность аляскитов к габбро-гранитной формации. Указанные формации
формируются на позднеорогенном этапе развития складчатых областей и в этапы активизации.
Типичным представителем позднеорогенной формации гранит-аляскитов является
позднегерцинский кызылрайский комплекс аляскитов в Центральном Казахстане, а
сиенит-кварцево-сиенит-гранитной формации — девонский огнитский комплекс в
Восточном Саяне. Аляскиты, входящие в состав щелочногранитной формации, пользуются
широким распространением в Монголии, Нигерии, Туве, где они образуют либо
самостоятельные интрузивы, либо составляют краевые фации массивов, сложенных щелочными
гранитами (Гаврилова и др., 1972; Коваленко, 19772). В связи с тесной ассоциацией
аляскитов с кислыми вулканитами они часто описываются в составе вулкано-плутони-
ческих ассоциаций.
Представления о генезисе аляскитов различны, так как весьма разнообразны те
ассоциации пород, в составе которых они установлены. Аляскиты, завершающие
развитие позднеорогенного магматизма в регионах и описываемые в составе
гранит-аляскитовой формации, рассматриваются как коровые образования, возникающие в
результате плавления участков гранито-гнейсов или пород гранулитовой фации
метаморфизма (Негрей, 1981; Боконбаев и др., 1978). Они не входят в состав
дифференцированных серий, но образованы из самостоятельных кислых магм. Аляскиты, входящие
в состав субщелочных и щелочных сиенит-кварцево-сиенит-гранитных серий,
рассматриваются как конечные члены дифференцированной серии пород. Для них
предполагается образование из кварцево-сиенитового расплава за счет процессов гравитационно-
кристаллизационной дифференциации (оседание вкрапленников калиево-натриевого
полевого шпата в промежуточных очагах) (Гаврилин, Классова, 1966). Для аляскитов,
входящих в состав редкометально-щелочных формаций Нигерии, предполагается
образование за счет длительной дифференциации коровых кислых расплавов с образованием
двух ветвей дифференциации — биотитовой и агпаитовой (Тугаринов, Коваленко,
1973). Наиболее неопределен генезис гранофировых аляскитов кольцевых
комплексов Шотландии и Зимбабве, ассоциирующих с базальтами и габбро. Предполагается, что
они образовались либо из остаточных, отдифференцированных от базальтов расплавов,
либо в результате плавления гранито-гнейсовых толщ под воздействием тепла
базальтовой магмы (Данем, 1972; Стилмен, 1972), либо за счет мантийного источника
43. Зак. 971 . 673
(Manton, 1968) . Кроме того, аляскиты образуются при процессах внутрикамерной
дифференциации обычных субщелочных двуполевошпатовых гранитов после выделения
из расплава плагиоклаза олигоклазового состава и соответствующего убывания в
расплаве извести. В таких интрузивах аляскиты образуют самостоятельные тела типа
дополнительных интрузивов и жильных гранитов (Негрей, Яшухин, 1977). Образование
аляскитов при процессах внутрикамерной дифференциации возможно только при
определенных условиях — низком содержании в расплаве СаО и температурах,
превышающих температуру сольвуса. Кроме того, аляскиты часто описываются как краевые
фации субщелочных и нормальных гранитов, образованные за счет переноса к эндокон-
тактам кремнезема и щелочей. Так, например, В.К. Моничем A957) они отмечались
в гранитном массиве Жаман-Аул, а СВ. Ефремовой A972) — в массиве Восточный
Коунрад Казахстана.
Металлогения и практическое значение. Аляскиты щелочноземельной серии
относятся к нерудоносной формации. В Центральном Казахстане в аляскитах кызылрайского
комплекса установлены незначительные по масштабу грейзены с молибденитом и
вольфрамитом, локализованные в апикальных частях интрузивов. С отдельными
массивами связаны промышленные месторождения керамических, хрусталеносных и флюо-
ритоносных пегматитов. В Ерментауском блоке ' (Казахстан) в аляскитах массива
Большой Койтас проявлена редкометальная минерализация, а для аляскитов Кастек-
ского хребта отмечаются высокотемпературная альбитизация и слабая грейзенизация.
В шайданских гранитах установлены повышенные по сравнению с кларковыми
содержания РЬ и W, а также отмечены кварцевые жилы с флюоритом, молибденитом,
вольфрамитом. В аляскитах Куйбышевского массива (Приморье) установлены
повышенные концентрации Nb и Sn (Шурига, 1980). С аляскитами Холдерминского массива
(Восточный Саян) связана незначительная минерализация Pb, Zn, Sn и Mo, а с аляски-
товой формацией Алдана — магнетитовые и флогопитовые скарны и хрусталеносные
кварцевые жилы.
Микроклин-альбитовый лейкогранит
Это вид кислой плутонической породы субщелочного ряда, относящийся к семейству
субщелочных лейкогранитов и содержащий в качестве типоморфных минералов калие-
во-натриевый полевой шпат, альбит и кварц (см. табл. 155).
Характеристика вида микроклин-альбитового леикогранита во многом повторяет
таковую для вида микроклин-альбитового гранита. Породы этих видов о.бычно слагают
единые массивы литий-фтористого геохимического типа (Коваленко, 19772). В связи
с этим ниже приводятся только те характерные особенности вида
микроклин-альбитового леикогранита, которые отличают его от вида микроклин-альбитового гранита.
В породах вида микроклин-альбитового леикогранита отмечается более выдержанное
содержание типоморфных кварца, калиевого полевого шпата и альбита, содержание
которых составляет примерно по 30%. Соответственно в этих породах по сравнению
с гранитами несколько выше содержание кварца. Лепидолит, как правило, не типичен
для лейкогранитов, а слюда в них представлена протолитионитом, циннвальдитом,
литиевым фенгит-мусковитом, мусковитом. Во многих разностях микроклин-альби-
товых лейкогранитов отсутствует топаз. Составы калиево-натриевых полевых шпатов
в них занимают промежуточное положение между субщелочными лейкогранитами
и микроклин-альбитовыми гранитами. По многим другим петрографическим и
геохимическим характеристикам микроклин-альбитовые леикограниты также занимают
промежуточное положение между субщелочными лейкогранитами (иногда аляскитами) и
микроклин-альбитовыми гранитами (см. табл. 155). В частности, в микроклин-альби-
товых гранитах — большее содержание крупных выделений альбита и меньшее
количество сахаровидного агрегата тонкотаблитчатого лейстового альбита. В связи с этим для
рассматриваемых лейкогранитов чаще отмечается равномернозернистая структура,
чем описанная для микроклин-альбитовых гранитов порфировидная с мелкозернистой
основной сахаровидной массой. Встречаются разности микроклин-альбитовых
лейкогранитов, по структуре не отличимые от микроклин-альбитовых гранитов.
По химическому составу микроклин-альбитовые леикограниты (табл. 192) чаще
близки к субщелочным лейкогранитам и аляскитам, но отличаются от последних более
высокими содержаниями фтора, лития, рубидия, бериллия, олова, ниобия, тантала и
674
других редких элементов. Однако эти содержания ниже, чем в микроклин-альбитовых
гранитах, особенно в лепидолитовых их разностях. По всем другим геохимическим
показателям микроклин-альбитовые леикограниты являются также промежуточными
между субщелочными лейкогранитами и микроклин-альбитовыми гранитами.
В зональных массивах литий-фтористого геохимического типа
микроклин-альбитовые леикограниты обычно занимают промежуточное положение между глубинными
субщелочными лейкогранитами. и апикальными микроклин-альбитовыми гранитами.
Нередко рассматриваемые породы слагают отдельные штокообразные и даикообразные
массивы, а также дайки, жилы (в том числе кольцевые).
Микроклин-альбитовые леикограниты считаются промежуточными продуктами
процесса магматической дифференциации гранитной магмы, в остаточном расплаве которой
происходит накопление фтора и ряда литофильных редких элементов (Коваленко
и др., 1971). Исходной магмой для такой дифференциации является магма
субщелочных лейкогранитов с повышенным содержанием фтора. Конечным продуктом
дифференциации такой магмы являются онгонитовые расплавы, из которых
кристаллизовались анхиэвтектические лепидолитовые разности микроклин-альбитового гранита.
Вулканическим аналогом вида микроклин-альбитового лейкогранита является вид
онгориолит. Имеется также метасоматическая (послемагматическая) гипотеза
образования микроклин-альбитовых лейкогранитов (Беус и др., 1962; Коваль 1975 и др.).
Субщелочной двуполевошпатовый лейкогранит
Граниты, рассматриваемые в составе этого вида, пользуются широким развитием в
складчатых областях. Интерес, проявляемый к ним, связан с тем, что часть интрузивов
такого состава относится к рудоносным формациям и с ними генетически связаны
месторождения разных металлов (Be, Mo, W, Sn, Та, Nb и др.) кварцево-жильной и
грейзеновой формаций. По химическому составу субщелочные леикограниты близки
к аляскитам, но минеральный их состав существенно отличается от аляскитов
следующими признаками. Субщелочные леикограниты относятся к двуполевошпатовым
разностям с содержанием кислого плагиоклаза альбит-олигоклазового состава от 10
до 25—35%, калиево-натриевые шпаты содержат меньшее количество альбитового
компонента (< 45%), содержание биотита в них выше, чем в аляскитах — 2—4%. В
интрузивах в незначительной стеле?ни проявлен гибридизм, появляется обыкновенный амфибол,
присутствуют местные и глубинные ксенолиты. Процессы внутрикамерной
дифференциации проявлены отчетливо и выражаются в увеличении содержания кремнезема,
иногда щелочей и уменьшении остальных окислов в поздних внутрикамерных фазах.
В гранитах выделяется несколько структурных групп минералов. Кристаллизация в
некоторых интрузивах заканчивается образованием альбита и микроклина (роль их
невелика), однако щелочные амфиболы и пироксены для пород не характерны. Из
постмагматических процессов преимущественно развиты микроклинизация и муско-
витизация. В литературе субщелочные леикограниты с содержанием кремнезема около
73% часто описываются как нормальные биотитовые граниты (Магматические
формации СССР, 1979), а содержащие кремнезема более 74% как лейкократовые или аляски-
товые граниты (Бескин и др., 1979).
Внешний вид, текстура. Это полнокристаллические разнозернистые породы
розового, серого, желтого цвета. Текстура массивная, в отдельных телах установлено
директивное расположение вкрапленников калиево-натриевого полевого шпата, следующих
параллельно контактам. В апикальных частях массивов часто развита миароловая
текстура и пегматоидные обособления. Шаровые текстуры не характерны. В массивах,
изученных в вертикальных сечениях (массив Раумид, Памир; Волков, Негрей, 1974),
в гранитах поздней шестой фазы установлена ритмичная полосчатая текстура,
обусловленная правильным чередованием полос существенно лейкократового состава с зонами,
обогащенными биотитом. У контактов гранитов главных интрузивных фаз с
дополнительными интрузивами развита такситовая текстура, проявленная в чередовании
участков различной зернистости и обособлении участков существенно кварцевого состава.
Эндоконтактовые фации интрузивов часто имеют резкопорфировидное сложение.
Минеральный состав, структура, последовательность кристаллизации. Минеральный
состав отвечает гранитам, фигуративные точки составов которых расположены в поле
За и 36 ' классификационной диаграммы (Классификация..., 1975). Содержание кварца
составляет 28—42, плагиоклаза 10—33, калиево-натриевого полевого шпата 33—46,
675
Таблица 192. Средний химический состав микроклин-альбитовых лейкогранитов (в вес.%)
Компоненты
SiO2
TiO,
Al,6j
FeO3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K,O
75,30
0,01
12,78
0,08
1,11
0,03
0,09
0,37
4,60
4,46
75,44
0,01
12,79
0,13
1,02
0,06
0,02
0,27
4,48
4,51
75,69
0,02
12,25
0,14
1,49
0,01
0,02
0,34
3,98
3,92
73,58
_
12,70
0,03
3,00
0,07
0,12
0,44
3,09
5,12
75,83
0,05
12,63
0,25
1,19
0,08
0,08
0,47
4,98
4,00
75,75
0,05
12,52
0,20
0,90
0,11
0,08
0,41
4,38
4,09
75,35
0,07
12,40
0,17
1,61
0,08
0,11
0,49
4,41
4,37
* В том числе амазонитоодержащих.
1—9 — литий-фтористый тип гранитов, Монголия (Коваленко и др., 1971,) : 1, 2 — Жан-швланс-.
кий массив, 3, 4 — БогаТазрынский массив, 5—8 — Барун-Цогтинский массив, 9 — Юдугыинский
массив, 10 — Ара-Унчжульский массив, там же (данные П.В. Коваля); 11—14 — Забайкалье
(Коваль, 1975) :11 — массив Северный, 12 — массив Центральный-Ш, 1 3 — массив Центральный-1
(глубокие горизонты), 14 — массив Центральный (материалы опорной скважины); 15—17 — массив
Таблица 192 (окончание)
Компоненты
18
19
20
21
22
23
24
Si О,
Tio'2
AI2O3
Fe,O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na,O
K,O
70,96
0,01
16,46
0,41
0,79
0,05
0,08
0,27
7,00
3,31
74,83
0,05
14,71
0,05
0,57
0,04
—
0,54
5,44
3,59
75,96
0,04
14,20
0,17
0,57
0,08
1 ,44
' 0,74
6,00
2,50
75,36
0,03
13,36
0,15
0,72
0,09
—
0,80
5,20
3,70
74,72
0,07
13,55
0,50
0,54
0,07
0,14
0,37
3,46
4,48
73,4
0,03
14,4
0,2
0,95
0,04
0,17
0,6
3,9
3,9
76,45
0,05
12,79
0,52
0,60
0,01
0,10
0,26
4,29
4,52
биотита 4,5—0,5 амфибола до 4% (табл. 193). Из акцессорных минералов обычны
титанит, апатит, циркон, магнетит, гематит. Сравнительно редко в гранитах встречаются
иоцит и муассанит в сростках с кварцем и полевыми шпатами (массив Сейректасский,
Зайсанская складчатая система; Ермолов и др., 1977). Минеральный состав
субщелочных лейкогранитов в отдельных массивах испытывает колебания и зависит от близости
к контактам и степени усвоенности ксенолитов. В эндоконтактах интрузивов, где был
проявлен гибридизм, увеличивается основность плагиоклаза, появляются обыкновенная
роговая обманка и титанит, возрастает количество биотита, тогда как содержания
кварца и калиево-натриевого полевого шпата уменьшаются (данные по массивам кал-
дырминского комплекса Центрального Казахстана). На контактах с мраморизованны-
ми известняками субщелочные леикограниты теряют кварц и переходят в кварцевые
сиениты (Бетпакдала), что связывалось Д.С. Коржинским с эффектом отраженной
щелочности. В других случаях на контактах имеет место образование существенно
лейкократовых пород, обогащенных кварцем и калиево-натриевым полевым шпатом.
Эти данные свидетельствуют о проявлении процессов ассимиляции, а также о явлениях
дифференциации, происходящих в камерном пространстве при становлении массивов.
Последний процесс связывался B.C. Коптевым-Дворниковым A961) и В.К. Моничем
A957) с явлениями газово-эманационного переноса.
Плагиоклазы по составу отвечают олигоклазу An2s. олигоклаз-альбиту, альбиту,
первых номеров; в слабо гибридных фациях и состав изменяется до андезина An3s-40-
Обычно выделяется несколько генераций плагиоклаза (Табл.ХЫУ, а~г). Ранняя
генерация представлена слабо зональными кристаллами состава Ап2о-25< вторая генера-
676
8
73,90
Сл.
14,10
0,07
0,65
0,21
0,01
0,49
3,89
5,30
9 10
76,45 74,91
0,17
12,46 14,30
0,07 0,33
1,28 0,62
0,03 Сл.
0,06 0,04
0,09 0,35
4,95 5,07
3,97 3,65
11 | 12
j
I
75,86 76,19
0,08 Сп.
12,74 12,01
0,38 0,33
0,72 0,91
0,13 0,06
0,22 0,19
0,54 0,32
4,73 5,75
4,07 3,69
13
75,24
Сл.
12,74
0,12
1,02
0,04
0,17
0,36
5,12
4,12
14
73,03
0,04
14,59
0,18
0,57
0,03
0,04
0,30
6,51
3,65
15
75,55
0,07
13,94
0,75
0,42
0,13
—
0,77
5,22
2,92
16
75,31
0,08
13,69
0,05
0,93
0,07
0,23
0,55
4,91
4,12
17
75,3 * 0,7
0,03 ±0,01
12,9 ± 0,2
0,30 ± 0,17
1,10 10,17
0,05 ± 0,004
0,20 ± 0,04
0.59 ±0,12
4,80 ± 0,24
3,90 ± 0,43
Майкуль, Казахстан (Коваль, 1975); 18 — Биту-Джидинский массив, Западное Забайкалье
(данные П.В. Коваля); 19 — Прибайкалье (данные Г.С. Плюснина) ; 20, 21 — Безымянский массив,
там же у(Гусев и др., 1968) ; 22 — массив Цинновец (верхние горизонты) , Рудные горы,
Чехословакия (Stemprok et al., 1969); 23 — среднее для варисских гранитов Рудных гор, ГДР (Lange et al.,
1972); 24 - Джое, Нигерия (Jacobson et al., 1958) .
Примечание. В анализах 3 и 23 установлены значительные содержания фтора.
ция — кислыми олигоклазами Ап10_ ,4, которая присутствует как в виде
самостоятельных кристаллов, так и обрамляет кристаллы ранней генерации. Третья генерация
плагиоклаза соответствует альбиту Ап5_8, которая входит в мелкозернистый базис породы.
Законы двойникования — альбитовый, карлсбадский, альбит-эстерельский. Калиево-нат-
риевые полевые шпаты представлены таблитчатыми и неправильными зернами, часто
имеющими зональное строение: центральная часть их содержит высокое количество
пертитов,а краевая зона практически их лишена. Крупные вкрапленники часто содержат
включения более мелких зерен плагиоклаза, кварца, некоторые кристаллизуются
одновременно с вкрапленниками и захватываются ими во время продолжающегося роста (см.
Табл.ХЫУ, д—е). Содержание пертитов в крупных вкрапленниках колеблется в разных
интрузивах от 45 до 25—30%. В позднегерцинских массивах акчатауского комплекса
Центрального Казахстана содержание их составляет около 35—40%. Поздние мелкие
зерна содержат не более 5—10% пертитов.
Кварц в гранитах образует неправильные зерна, либо зерна дипирамидального облика
со слабым волнистым угасанием. Биотит присутствует в виде неправильных или
гексагональных чешуек размером 1—0,5 мм. Время его выделения из расплава относится к
конечным этапам кристаллизации пород. Некоторые исследователи выделяют две
генерации биотита, различающиеся размером и составом (В.Н. Волков, Г.П.Токсубаева,
устное сообщение). В некоторых массивах (массив Куу в Центральном Казахстане)
установлен поздний постмагматический биотит, который развивается по трещинам в
гранитах (Ежов, 1964). Общая железистость биотитов в интрузивах субщелочных лей-
когранитов сильно варьирует. Высокожелезистые биотиты установлены, например,
в гранитах, входящих в состав кварцево-сиенит(граносиенит) - гранитной формации,
где они ассоциируют с гастингеитом и баркевикитом (Ермолов и др., 1977), а также
в гранитах, кристаллизующихся в условиях субсольвуса и содержащих высокое
количество плагиоклаза (олигоклаз), как, например, в Соктуйском массиве кукульбейско-
го комплекса Восточного Забайкалья (Кузьмин и др., 1972) или Раумидском плутоне
(Памир), для которого характерен к тому же безмагнетитовый парагенезис (Волков,
Горбачева, 1980) .Биотиты с умеренной железистостью (^общ = 35—55%) установлены
в рудоносных гранитах акчатауского и гуджирского комплексов (Афанасьев, Браун,
1977). Характерно, что биотиты из рудоносного гранитного акчатауского комплекса
содержат высокие концентрации фтора B,5—3%) и окиси лития @,8—0,6%). Для
большей части рудоносных гранитов в биотитах установлены невысокие содержания окиси
титана, не превышающие 2—3%.
Структуры пород гипидиоморфнозернистые (Табл. XLY, а, б) с отчетливым
идиоморфизмом плагиоклаза по отношению к калиево-натриевому полевому шпату и кварцу,
порфировидные за счет присутствия крупных вкрапленников полевых шпатов, погру-
677
Таблица 193. Количественный
тов (в об.%)
минеральный состав субщелочных двуполевошпатовых лейкограни-
Район отбора образцов,
комплекс, массив
Кварц
Плагиоклаз
Калиево-
натриевый
полевой
шпат
Биотиг
Литературный
источник
Забайкалье, кукульбейский.
Соктуйский
Там же, гуджирский.
Первомайский
кудиканский
Северо-Восток СССР.омсук-
чанский
Приморье, Вознесенский
Прибайкалье, зазинский, Ма-
лыгинский
Рудный Алтай, лениногорс-
кий
Казахстан, акчатауский, Ак-
чатау
Там Же, то же, Куу
33
32
31,5
30
32-45
31
30-35
33,8
353
31
30
27-29
20-23
1 7-19
23-33
10-20
23,6
19,8
33
35
36
45
46
34-45
40-50
41,1
41,4
2,8
3
1,5-4
4,5
0,2-1 В
0,4-1
1
1,4
1,6
Кузьмин,
Антипин, 1972
Ко сале, 1976,
Козлов, 1972
Подольский, Шу-
рига, 1971
Руб, 1970
Рейф, 1976
Осипов, 1962
Серых и др., 1976
То же
женных в более мелкозернистую основную массу, и двух или трех структурных групп
минералов (см. Табл. XLY, г), пойкилитовые за счет включения мелких зерен в крупные
зерна калиево-натриевого полевого шпата, что обусловлено совместным их ростом
(см. Табл. XLY, в), коррозионные за счет разъедания ранних минералов более поздними
генерациями. Графические структуры и микропегматитовые срастания в крупно-средне-
зернистых гранитах сравнительно редки; обычно они развиты у контактов интрузивов
с эффузивно-осадочными породами и в жильных гранитах. Структуры антирапакиви
встречаются редко и обусловлены коррозией раннего зонального плагиоклаза более
поздним калиево-натриевым полевым шпатом.
В крупно-среднезернистых разновидностях гранитов выделяются две или три
структурные группы минералов, различающихся размерностью зерен, составом одноименных
минералов и положением в общей структуре породы. Детально эти вопросы
рассмотрены В.К. Моничем A957), Л.В. Дмитриевым A956) и другими на примере гранитов
Казахстана, М.Е. Яковлевой A946) для гранитов Челябинского массива, Г.Б. Ферштате-
ром и Н.С. Бородиной A975) для гранитных комплексов Урала. Кристаллизация
гранитов обычно начинается с выделения из расплава более основных по составу
плагиоклазов, вслед за которыми кристаллизуются калиево-натриевые полевые шпаты и
кварц. Эти минералы входят в состав первой структурной группы; размер их 1 — 1,5 см.
Во вторую структурную группу входят те же минералы меньшего размера A—5 мм),
но состав плагиоклаза становится более кислым, а для калиево-натриевого полевого
шпата обычно отмечают уменьшение содержания пертитов. Состав третьей структурной
группы неодинаков в разных массивах. Он определяется содержанием воды и других
летучих компонентов в остаточном расплаве и температурой, при которой
заканчивается кристаллизация. Например, в Каибском массиве кристаллизация заканчивается
выделением альбита и микроклина в соотношениях, отвечающих сиенитам (Дмитриев,
1956), а в массиве Жаман-Аул, по данным В.К. Монича A957), состав поздней
структурной группы отвечает аляскиту.
Тип кристаллизации гранитов — котектический, судя по присутствию структурных
групп в породах и изменению состава плагиоклазов и калиево-натриевых полевых
шпатов. Согласно данным Н.И. Хитарова и др. A969), при плавлении и кристаллизации
каибского и каджаранского гранитов в условиях полного насыщения навески водой
при давлении воды 0,5—3 кбар их кристаллизация укладывается в интервал 900—
650° С; в интервале температур 900—700° кристаллизуются плагиоклаз и биотит,
кристаллизация кварца и калиевого полевого шпата происходит в интервале 700—650°.
Химический состав субщелочных двуполевошпатовых лейкократовых гранитов
678
отвечает ультракислым гранитам с содержанием SiO2 = 73—77% и суммы Na2O +
+ К20 > 8,1% при величине отношения Na2O/K2O =0,5—0,9, что позволяет относить
их к калиево-натриевой серии. Коэффициент агпаитности колеблется от 0,75 до 0,95.
Сумма мафических окислов (TiO2, F2O3, FeO, MgO) не превышает 3,2%, количество
окиси кальция колеблется от 0,5 до 1,5%. При анализе данных химических составов
субщелочных двуполевошпатовых лейкогранитов (табл. 194) разных регионов СССР
выделяются три их разновидности, отличающиеся содержаниями кремнезема, окиси
кальция, магния, железа. Граниты с относительно невысокими содержаниями
кремнезема G2,95—73,6%) характеризуются повышенными концентрациями СаО @,46—
1,20%). Исследования гранитов такого химического состава на примере Казахстана
(Негрей, Яшухин, 1977) показали, что они имеют незначительные признаки гибридизма,
которые в минеральном составе выражаются в присутствий амфибола, олигоклаз-
андезина, титанита. Граниты, содержащие 74—75%' кремнезема, имеют более низкие
концентрации окиси кальция A,12—0,2%) и магния @,3—0,2%); амфибол и плагиоклаз
андезинового состава для них не характерны. Граниты с крайне высоким содержанием
кремнезема G6—77%) характеризуются минимальными концентрациями окиси
кальция и магния. Такой химический состав типичен для наиболее поздних дифференциатов
гранитных интрузивов — жильных гранитов, аплитов и мелкозернистых краевых зон
охлаждения интрузивов и их апофиз.
В нормативном составе пород присутствуют ортоклаз, альбит, кварц, анортит,
магнетит, фаялит, форстерит, ильменит, волластонит, иногда корунд. Характерно отсутствие
щелочных миналов — акмита и силиката натрия. Данные о распределении петрогенных
окислов в вертикальных разрезах интрузивов немногочисленны; по Раумидскому
массиву на Памире получены выводы о незначительных колебаниях концентраций
петрогенных окислов в разрезе, в отличие от редких элементов и фтора, которые имеют
вертикальный тренд распределения (Волков, Негрей, 1974).
Разновидности. В зависимости от состава темноцветных минералов выделяются
биотитовые, амфибол-биотитовые и двуслюдяные субщелочные лейкограниты. Ведущей
-разновидностью являются биотитовые субщелочные лейкограниты. По соотношению
плагиоклаза и калиево-натриевого полевого шпата в гранитах выделяются
разновидности с близкими содержаниями обоих полевых шпатов и существенно калиевополево-
шпатовые. В субщелочных лейкогранитах с близкими содержаниями плагиоклаза и
калиево-натриевого полевого шпата количество кислого олигоклаза (Ап15_2о)
составляет 30—35%, содержание альбитового компонента в калиево-натриевом полевом
шпате меньше 30%, общая железистость биотитов колеблется около 70—80%. Для
некоторых массивов с таким составом характерно отсутствие магнетита (например^
граниты Раумидского массива на Памире). В существенно калиевополевошпатовых
субщелочных лейкогранитах количество олигоклаза ниже 25%, содержание альбитово-
,го компонента в калиево-натриевых полевых шпатах колеблется около 40—45%, общая
железистость биотитов умеренная (^общ = 35—55%), содержание магнетита составляет
6000—8000 г/т. Примером таких гранитов являются рудоносные субщелочные
лейкограниты акчатауского комплекса. К этой же разновидности принадлежат субщелочные
лейкограниты, входящие в состав кварцево-сиенит-гранитных формаций. Для них
характерны еще более низкие содержания плагиоклаза A0—15%) и более кислый
его состав (AniO_]5), высокое (до 50%) содержание микроклин-пертита,
высокожелезистый (/^бщ =70—80%) биотит, находящийся в ассоциации с баркевикит-гастингситом,
и высокотитанистый магнетит (ТЮ2 6—8%). Примером таких гранитов являются
граниты кандыгатайского комплекса Жарма-Саурской зоны Восточного Казахстана.
Формы залегания. Формы залегания рассматриваемой группы разнообразны так же,
как и размеры их тел, колеблются от 50 до 2000 км2. Форма массивов лакколитообраз-
ная, штокообразная (цилиндрическая), пластинообразная. Мощности тел, по
геофизическим данным для Казахстана, составляют не более 10 км. Нижняя поверхность
интрузивов, по геофизическим данным, нередко имеет блоковое ступенчатое строение с
одним или двумя подводящими каналами. На поверхности обнаженные части
интрузивов нередко имеют линейные или ромбовидные очертания. Это дает основания считать,
что на их форме отразились те разломы, по которым магма подавалась с глубины в
камеру кристаллизации. В отдельных регионах интрузивы участвуют в строении
длительно развивавшихся кольцевых структур (Байназарская кольцевая система
Центрального Казахстана). Размещение массивов контролируется системами разломов и узлами
679
Таблица 194. Химический состав субщелочных двупопевошпатовых лейкогранитов (в вес.%)
Компоненты
SiO,
тю".
Al,63
Fe'j O3
FeO
MnO
MgO
• CaO
Na,0
K2O
, 1
1
73,18
0,25
13,37
1,06
1,37
0,05
0,61
0,46
3,61
4,52
2
75,23
0,17
12,87
0,95
0,92
0,04
0,37
0,84
3,60
4,63
r
72,95
0,06
13,73
1.11
0,53
0,09
0,62
0,93
3,87
5,27
•
—1
73,18
0,29
13,65
0,80 \
I
I
1,50
0,05
0,46
0,98
3,64
5,28
5
75,90
0,23
11,85
2,18
He onp.
0,16
0,95
3,65
4,65
6
73,45
0,26
13,99
1,10
1,23
0,07
0,35
1,08
3,12
5,73
7
74,10
0,20
13,66
1,04
0,42
0,05
0,30
0,85
3,70
4,60
1,2— комплексы Казахстана (Негрей, Яшухин, 1977) : 1 — калдырминский, 2 — акчатауский;
3—5 — комплексы Забайкалья: 3 — гуджирский, Первомайский массив (Косалс, 1976,) , 4 — утух-
тойский (Дистанова, 1979) , 5 — кукульбейский, Соктуйский массив (Кузьмин и др.", 1972) ; 6 —
12 — комплексы и серии Алтая: 6 — синюшинский (Магматические формации СССР, 1979), 7 —
пениногорский (Осипов, 1962) , 8 — кандыгатайский (Ермолов и др., 1977) , 9 — салдырминекая
габбро-гранодиорит-гранитная. III фаза Сиректасского массива (Ермолов и др., 1977), 10 — кара-
их пересечения; часто интрузивы приурочены к межформационным зонам несогласия.
Внутреннее строение интрузивов — сложное, многофазное, иногда с элементами
кольцевого строения. В их составе, по схеме B.C. Коптева-Дворникова A952), выделяются
граниты главной интрузивной фазы, занимающие основной объем массива, внутрика-
мерные фазы типа дополнительных интрузивов и жильных гранитов, а также фациаль-
ные и фазовые пегматиты, грейзены, высоко- и низкотемпературные кварцевые жилы.
Пространственно дополнительные интрузивы приурочены к краевым частям массивов
и их прикупольным участкам, а также пересечениям разломов. Жильные
мелкозернистые граниты и аплиты размещены большей частью в эндоконтактовых частях
массивов; мощности их тел, по данным бурения, составляют ~200 м (Центральный
Казахстан, массив Восточный Коунрад). G их телами часто связаны хрусталеносные
пегматиты (Казахстан, Бетпакдапа, массив Каиб). Контакты массивов с вмещающими их
вулканогенно-осадочными породами интрузивные, секущие с серией протяженных
апофиз мощностью до первых сотен метров (Косалс, 19762).
Часть исследователей полагает, что многофазность интрузивов обусловлена
внедрением из глубинного очага двух глубинных фаз (Щерба, 1960), ранняя из которых
представлена крупнозернистыми гранитами, а поздняя — среднезернистыми. Некоторые
исследователи полагают, что интрузивные контакты между фазами массивов являются
не результатом интрузивного внедрения расплава, а связаны с пульсационным
охлаждением магмы (Шахов, 1960; Потапьев, 1971).
Регионы распространения. Субщелочные двуполевошпатовыо лейкограниты
пользуются широким распространением в складчатых областях. Они развиты в Казахстане,
Забайкалье, Горном и Рудном Алтае, Обь-Зайсанской складчатой системе, в пределах
Охотско-Чукотского пояса, Тянь-Шане, Киргизии, Памире, Дальнем Востоке, ГДР,
США, Нигере и других регионах.
Принадлежность к формации. Субщелочные двуполевошпатовые граниты входят
в состав позднеорогенных формаций и формаций этапа активизации каледонского,
герцинского, мезозойского и кайнозойского возраста. Установлена их принадлежность
к следующим формациям: аляскит-гранитной, гранитной, кварцево-сиенит-гранитной,
щепочногранитной (?). Некоторые исследователи описывают их в составе габбро-
гранитных серий (Ермолов и др., 1977). Субщелочные двуполевошпатовые
лейкограниты, входящие в состав аляскит-гранитной и гранитных формаций, образуют
самостоятельные гранитные комплексы, некоторые из них являются рудносными —
акчатауский в Центральном Казахстане, харалгинский и кукульбейский в Восточном
Забайкалье, рудногорский в ГДР, синюшинский в Горном Алтае, линлинейский на Чукотке,
сарыджаский в Средней Азии и др. Субщелочные лейкограниты, составляющие эти
комплексы, рассматриваются как коровые, образованные из самостоятельных
расплавов.
680
8
75,10
0,15
12,60
0,80
1,60
' 0,06
0,20
0,85
4,30
4,60
•
73,6
0,25
13,45
0,78
1,52
0,03
0,38
0,72
3,81
4,90
10
74,16
0,24
13,6
1 ,07 '
0,86
0,05
0,3
0,86
3,97
4,68
i
11
73,2
0,25
13,95
0,26
1,49
0,04
0,23
1,20
3,67
4,57
12
73,6
0,25
13,45
0,78
1,52
0,03
0,38
0,72
3,81
4,90
,3
73,20
0,14
14,30
1,03
0,54
0,81
0,38
0,02
3,20
5,00
„
74,20
0,20
12,45
0,6
1,92
0,04
0,20
1,12
3,55
5,0
15
74,15
0,12
13,84
0,99
0,82
0,03
0,23
0,79
4,35
4,22
Кольский, Ни III фазы (Ермолов и др., 1977) , 11 — жарминская габбро-гранитная, III фаза
(Ермолов и др., 1977) , 12 — салдырминская габбро-гранодиорит-гранитная (Ермолов и др., 1977) ; 13 —
Вознесенский комплекс, Приморье (Руб, 1970); 14 — омсукчанский комплекс, Северо-Восток
СССР (Подольский, Шурига, 1975); 15 — тигертышский комплекс. Кузнецкий Алатау (Хомичев,
1975).
Кроме того, двуполевошпатовые субщелочные лейкограниты составляют поздние
фазы в многофазных интрузивах, сложенных гранитами нормального ряда и
субщелочными гранитами. Например, в массиве Акжайляу (Казахстан) двуполевошпатовые
субщелочные лейкограниты слагают вторую и третью фазы массива. В массиве Раумид
(Памир) ими сложена шестая фаза интрузива, т.е. в рассматриваемых примерах
субщелочные лейкограниты образуются как поздние дифференциаты гранитов нормального
ряда и субщелочных гранитов в ходе процессов внутрикамерной дифференциации
в результате накопления в остаточных расплавах щелочей или кремнезема. ¦
Субщелочные лейкограниты, входящие в состав кварц-сиенит- (граносиенит)
-гранитных формаций, описаны, в частности, в составе кандыгатайского комплекса Зайсанской
складчатой системы (Ермолов и др., 1977), где они являются наиболее поздними
фазами многофазных массивов, сложенных кварцевыми сиенитами. Для них
предполагается коровый источник расплава сиенитового состава, сами же субщелочные
лейкограниты рассматриваются как заключительные дифференциаты этого расплава. Характерным
для них является сохранение высокотемпературного минерального парагенезиса в
составе акцессорной части: гранат, гиперстен, титанистый магнетит (8—4% окиси титана),
моноклинный пироксен; характерно также невысокое содержание кислого
плагиоклаза A0—14%) при высоком содержании микроклин-пертита (около 50%). Для них
предполагается образование их сухих магм с низким парциальным давлением воды
и температурами кристаллизации, превышающими 750—7Ь0°С. Для этих интрузивов
характерно отсутствие рудопроявлений; в пегматитах массива Биесимас изредка
встречается вольфрамит, из акцессорных минералов в большом количестве присутствуют
флюорит и ортит.
Субщелочные лейкограниты, описанные в составе габбро-гранитных серий, также
являются поздними фазами сложных многофазных массивов, сложенных
кварцевыми сиенитами, гранодиоритами (салдырминская габбро-гранитная серия Зайсанской
складчатой системы) (Ермолов и др., 1977) . Они не являются дифференциатами
базальтовых магм. Связь их с габброидами парагенетическая и определяется едиными магмо-
контролирующими структурами и близостью времени образования. Предполагается,
что исходные расплавы зарождаются в нижней части земной коры на уровне гранули-
товой фации метаморфизма. Для гранитов этой ассоциации также характерно
присутствие в составе акцессорной части безводных минералов — граната, диопсида,
гиперстена.
Геохимической спецификой субщелочных лейкогранитов, являющихся
дифференциатами кварцевых сиенитов, в Зайсанской складчатой системе является нижеклар-
ковый уровень концентраций почти всех элементов литофильной группы (Be, Sn,
1Mb, Pb и др.).
681
Металлогения и практическое значение. С некоторыми массивами
генетически или пространственно связаны месторождения вольфрама, молибдена,
олова и др.
КИСЛЫЕ ПОРОДЫ ЩЕЛОЧНОГО РЯДА
Отличительными признаками кислых магматических пород щелочного ряда является
наличие в з.ернистых их разностях щелочных темноцветных минералов (щелочных
пироксенов, амфиболов, энигматита,тухуалита) и большая единицы величина
коэффициента агпаитности для стекловатых их разновидностей. Для пород этого ряда
характерны щелочные полевые шпаты (калиево-натриевый полевой шпат и альбит) и редкие
плагиоклазы.
Кислые щелочные породы пользуются ограниченным распространением по
сравнению с распространением пород нормального и субщелочного ряда. Они известны в
складчатых областях и зонах тектоно-магматической активизации, формируясь в
завершающие этапы развития геосинклинальных систем или в этапы их активизации. Они
образуются также при активизации платформ, щитов и других стабильных тектони-
' ческих элементов. С точки зрения тектоники плит кислые щелочные породы тяготеют
к геодинамическим обстановкам континентальных рифтов, активных окраин
континентов (в том числе монголо-охотского типа), океанических островов.
Вулканические породы
К кислым вулканическим породам щелочного ряда отнесены следующие семейства
(см. табл. 156): 1) щелочных трахидацитов; 2) пантеллеритов; 3) комендитов. Каждое
из этих семейств включает в себя по одноименному виду. Семейство и вид щелочных
трахидацитов ограничивается интервалом содержаний кремнезема 64—68% при
концентрации Na2 О + К2 О > 9,8 — 10,5%; семейство и вид пантеллеритов — при 73 >
> SiO2 > 68 и Na2 О + К2 О > 9,8 — 8,1%, а семейство и вид комендитов при SiO2 > 73%
и Na2O + К2О > 8,1%. Эти петрохимические признаки различий пантеллеритов и
комендитов отлитчаются от применяемых некоторыми западными петрологами (Bull. Volca-
nol., 1975) . В связи с этим остановимся на этом вопросе несколько подробнее.
Как известно, еще в конце XIX в. петрографы Форстнер и Бертолио выделили
своеобразные по составу кремнекислые породы, пересыщенные щелочами и
содержащие минералы, характерные для агпаитовых пород (энигматит, эгирин, щелочные
амфиболы и т.д.). Эти породы были названы соответственно пантеллеритами (Foerstner,
1881) и комендитами (Bertolio' 1895). Состав этих пород приводится А.Н. Заварицким
A960) : пантеллерит - 63-57 Ort, 20 Q, 14 Aeg-Di, 3 НЫ; комендит - 60 (San, Mi),
31 Q, 9 (Hbl, Bt, Aeg) . В соответствии с этим по первоначальному определению "пантел-
лериты отличаются от комендитов иным характером щелочного полевого шпата и
присутствием в качестве главных цветных минералов диопсида и эгирин-авгита;
характерно также в пантеллеритах относительно высокое содержание эгирина и меньшее
кварца" (Заварицкий, 1956, с. 304).
В дальнейшем Лакруа описал кислые агпаитовые породы из многих других районов
и предложил относить к пантеллеритам пересыщенные щелочами кремнекислые породы
с содержанием нормативных темноцветных компонентов, большим 12,5%, а к комен-
дитам — более лейкократовые и менее агпаитовые породы (Lacroix 1927, 1930). Эварт
(Ewart, 1968) относил к комендитам породы при отсутствии в них нормативного
метасиликата натрия, а с таковым — к пантеллеритам. В последнее время сначала
предложено различать комендиты и пантеллериты по соотношению нормативного кварца
и суммы фемических минералов (MacDonald, Bailey, 1973) (рис. 111), а затем — по
соотношению весовых содержаний глинозема и железа (MacDonald, 1975, ) (рис. 112).
Последний вариант использует компоненты, в наименьшей степени меняющиеся при
переходе от расплава через стекло к кристаллическим породам и соответственно
отражающие соотношение их в исходной магме.
Если принять эту классификацию, то в соответствии с принятыми нами
определениями вариации составов как пантеллеритов, так и комендитов охватывают в
совокупности семейства щелочных гранитов и лейкогранитов (см. рис. 2). В этом случае мы
должны выделить только одно семейство (пантеллеритов — комендитов) среди
вулканических кремнекислых щелочных пород. Представляется, что такой путь не удовлетво-
682
ЛИТЕРАТУРА
Абрахманов К.А. Петрология и
металлогения щелочных пород в Таласском Алатау.
Алма-Ата: Наука, 1965.
Абдуллаев Р.Н., Мустафаев Г.В., Гаса-
нов Р.К., Мустафаев М.А. Кислые
геосинклинальные вулканиты северо-восточной части
Малого Кавказа. — В кн.: Проблемы
петрологии. М.: Наука, 1976.
Абдуллаев Р.Н., Самедова Р.А. Геология и
петрология магматических формаций Вандам-
ской зоны юго-восточного Кавказа. — В кн.:
Очерки геологической петрологии. М.: Наука,
1962.
Абрамов В.А., Петрова М.А. Признаки
кайнозойских вулканитов Джидинского
района, содержащих ксенолиты и ксенокрис-
таллы. — В кн.: Особенности внутриконти-
нентального базитового магматизма. М.:
Наука, 1980.
Абрамович И.И. Радиогеохимические
особенности габбро-плагиогранитовой
формации. — В кн.: Материалы о содержании и
распределении радиоактивных элементов- в
горных породах. Л., 1972, вып. III.
Абрамович И.И., Немиович В.М.,
Орлов Д.М., Парадеева Л.Н. Петрохимия и
вопросы генезиса расслоенных габброидных
интрузий Алтае-Саянской области. — Геол.
и геофиз., 1973, №5.
Авдейко Г.П., Мархинин В.К.
Современный вулканизм океанов. — В кн.: Геология
океана. Осадкообразование и магматизм
океана, м.: Наука, 1979.
Авидон В.П. Таблицы пересчета
формульных количеств минералов в весовые
проценты. М.: Недра, 1970.
Адамян А.А. Базальтовые лавы Лорий-
ского плато. — В кн.: Новейший вулканизм
некоторых районов Армянской СССР. Ереван:
Изд-во АН Арм. ССР, 1973.
Азимов П. Т., Айзенштат В.И., Аскаров Ф.А.
и др. Гранитоидные формации Узбекистана.
Ташкент: Фан, 1970.
Айнберг Л.Ф. Приазовский щелочной
массив. — Тр. Всесоюзн. геол.-развед. объедин.
НКТП, 1933, вып. 196.
Алабин Л.В. Ольгинский интрузивный
массив на северо-западе Кузнецкого Алатау. —
Вестн. Зап.-Сиб. и Новосиб. геол. упр., 1959,
№3.
Алабин Л.В. Центральнинский массив мар-
тайгинского гранитоидного комплекса
(Кузнецкий Алатау) . — В кн.: Магматические
формации Сибири и Дальнего Востока. М.:
Наука, 1971.
Алабин Л.В. Формационные типы главных
золотоносных интрузий Алтае-Саянской
складчатой области. — Тр. Зап.-Сиб. отд. Всесоюз.
минерал, о-ва, 1976, вып. 3.
Алабин Л.В. Главные геологические
параметры условий формирования промышленных
скарново-магнетитовых месторождений. — Тр.
СНИИГГиМС, Новосибирск, 1978, вып. 263.
Алексеева Д.Э., Бобров В.А., Малич Н.С.,
Янов Э.Н. Принципы классификации
осадочных вулканогенных и вулканогенно-осадоч-
ных формаций. — Тр. ВСЕГЕИ. Нов. сер.,
1972, 176.
Алыпова О.М. Особенности
ферромагнитных минералов молодых вулканических
пород Камчатки по данным термомагнитных
исследований и их связь с глубинными
условиями кристаллизации магмы. — В кн.:
Вулканизм и глубины Земли. М.: Наука, 1971.
Альпинотипные гипербазиты Анадырско-
Корякской складчатой системы. Новосибирск:
Наука, 1973.
Амшинский Н.Н. Вертикальная петрогеохи-
мическая зональность гранитоидных
плутонов. Новосибирск: Зап.-Сиб. кн. изд-во, 1973.
Ананьев А.Р. Кожуховский гранодиори-
товый массив в северо-западных отрогах
Кузнецкого Алатау. — Учен. зап. Томск, гос.
ун-та, 1950, № 14.
Андреев Г.В., Шаракшинов А.О. О
происхождении псевдолейцитовых сиенитов плуто-
на Сынныр. — Геол. и геофиз., 1965, № 11.
Андреев Г.В., Шаракшинов А.О., Литви-
новский Б.А. Интрузии нефелиновых
сиенитов Западного Забайкалья. М.: Наука, 1969.
Андреева Е.Д. Щелочной магматизм
Кузнецкого Алатау. М.: Наука, 1968.
Андреева Е.Д. О вулкано-плутонической
формации щелочных основных пород. —
В кн.: Магматизм Северо-Востока СССР.,
М.: Наука, 1973.
Андреева Е.Д. Классификация и
номенклатура интрузивных щелочных габброидов. —
Изв. АН СССР. Сер. геол., 1975, № 2.
Андреева Е.Д., Богатиков О.А., Бородаев-
ская М.Б. и др. Систематика магматических
горных пород. — Изв. АН СССР. Сер. геол.,
1978.
Аникеева Н.Ф. Некоторые закономерности
формирования Каркаралинского интрузивного
комплекса. — Изв. АН СССР. Сер. геол. 1961
№8.
Анортозит-рапакивигранитная формация.
Восточно-Европейская платформа. Л.: Наука,
1978.
Антипин B.C. Полевые шпаты
мезозойских гранитоидов различных геохимических
типов (МНР) и их петрогенетическое
значение. — В кн.: Геохимия и петрология
метасоматоза. Новосибирск: Наука, 1975.
709
Антипин B.C., Коваленко В. И.,
Костюкова Е.С., Сомина Л.А. Коэффициенты
распределения свинца и цинка в кислых породах
(на примере онгонитов) и их
геохимическое значение. — Изв. АН СССР. Сер. геол.,
1979, №3.
Аракепянц М.М., Богатиков О.А., Бор-
сук A.M., Копецкип Л. Магматизм Северо-
Чешской рифтовой зоны. — В кн.: Опыт
корреляции магматических и метаморфических
• пород Чехословакии и некоторых районов
СССР. М.: Наука, 1977.
Аринштейн М.Б., Лисицын А.И.
Некоторые особенности метасоматически
измененных гранитов восточной части Мурзинско-
Адуйской интрузии. — В кн.: Магматические
формации, метаморфизм, металлогения Урала,
Свердловск, 1971.
Аристов В.В., Станкеев В.А.,
Константинов P.M. К вопросу о происхождении амазо-
нитовых гранитов Восточного Забайкалья. —
Тр. МГРИ, 1956, 29.
Архангельская В.В. Редкометальные
щелочные комплексы южного края Сибирской
платформы. М.: Наука, 1974.
Атлас пород и руд Норильских медно-
никелевых месторождений. Л.: Недра, 1971.
Аументо Ф., Ланкаревик Б.Д., Росс Д. И.
Геология Срединно-Атлантического хребта
(профиль Гудзон, 45° с.ш.) . — В кн.:
Петрология изверженных и метаморфических пород
дна океана. М.: Мир, 1973.
Афанасьев Г.Д., Абдуллаев Р.Н., Азизбе-
ков Ш.А. и др. Закономерности развития
магматизма складчатых областей. М.: Наука'
1968.
Афанасьев Г.Д., Борсук A.M., Гурба-
нов А.Г. и др. Магматические формации как
индикаторы тектоно-магматического развития
подвижных областей. — В кн.: Проблемы
петрологии. М.: Наука, 1976.
Афанасьев Г.Д., Борсук A.M.,
Кондаков Л.А. и др. Конкретные магматические
формации Северного Кавказа. — Изв. АН СССР
сер. геол:, 1971, №7.
Афанасьев Л.М., Браун К.Н. Петрохими-
ческие особенности мезозойских гранитоидов
-«южной части Западного Забайкалья. — В кн.:
Очерки геологической петрологии. М.: Наука,
1976.
Афанасьев П.М., Браун К.Н. Эволюция
мезозойского гранитоидного магматизма в
Западном Забайкалье. — В кн.: Гранитоиды
складчатых и активизированных областей и
их рудоносность. М.: Наука, 1977.
Ахмедов A.M.. Гавриленко Б.В., Предов-
ский А.А. Распределение золота в
углеродисто-сульфидных сланцах печенгского
комплекса. — В кн.: Вопросы геологии и
металлогении Кольского полуострова. Вып. 5.
Апатиты, 1974.
Ахметьев М.А., Ботылева Л.П. Неоген-
четвертичные андезитобазапьты Восточного
Сихотэ-Алиня. — В кн.: Петрология неоген-
четвертичных базальтоидов северо-западного
сектора Тихоокеанского подвижного пояса.
М.: Недра, 1971.
Бабаходжаев СМ. Граниты шайданского
типа (Карамазар). Душанбе: Дониш, 1976.
Вагин Д.И., Бродская С.Ю., Петрова Г.Н.
и др. Глубина очагов вулканов Курильско-
Камчатской островной дуги по данным
термомагнитных исследований вулканических
пород. - Изв. АН СССР. Сер. физ., 1971, № 5.
710
Баддингтон А.Ф. Формирование гранитных
тел. М.: Изд-во иностр. лит., 1963.
Баженов И.К. Нефелиновые породы
восточного склона Кузнецкого Алатау. — В кн.:
Вопросы геологии Сибири. М.; Л.: Изд-во
АН СССР, 1945, т. 1.
Баженов И.К. Нефелиновые породы горы
Горячей. — В кн.: Материалы по геологии
Западной Сибири. Вып. 64. М.: Госгеолтех-
издат, 1963.
Базаров Л.Ш. Изменение
физико-химических условий в процессе формирования
пегматитов Центрального Казахстана. — В кн.:
Минералогическая термометрия и баромет-
рия. М.: Наука, 1968, т. 1.
Базарова Т.Ю., Дмитриев Э.А.
Температурные условия кристаллизации фергусит-пор-
фиров Восточного Памира. — Докл. АН СССР,
1967, 177, № 1.
Базарова Т.Ю., Бакуменко И.Т., Кос-
тюк В.П. и др. Магматогенная
кристаллизация по данным изучения включений
расплавов. Новосибирск: Наука, 1975.
Базит-гипербазитовый магматизм и минз-
рагения юга Восточно-Европейской
платформы. Ред. В.И. Гоньшакова. М.: Недра, 1973.
Баласанян СИ. Шаровые габбро Геджа-
линского хребта в Армении. — Изв.
АН АрмССР. Физ.-мат., естеств. и техн. науки,
1956,9, №4.
Баласанян СИ., Баркитян П.М. Средне-
юрский интрузивный комплекс. — В кн.:
Геология СССР. Армянская ССР. Т. 43, М.:
Недра, 1970.
Баранов В. В., Кроме кая К.М., Висьнев-
ский Я.С. Габброидные комплексы
западной части Южного Тянь-Шаня и их
минералогия. Ташкент: Фан, 1978..
Баратов Р.Б.. Могаровский В.В.,
Лутков B.C. и др. Петрология и геохимия
магматических формаций Памира и Гиссаро-
Алая. Душанбе. Дониш, 1978.
Барсуков В.Л.. Дмитриев Л.В. О верхней
мантии Земли как возможном источнике
рудного вещества. — Геохимия, 1972, № 12.
Барсуков В.Л.. Дмитриев Л.В., Тарасов Л.С.
и др. Геохимические и петрохимические
особенности реголита и пород из моря Кризисов
(предварительные данные) . — Геохимия, 1977,
№10.
Барсуков В.Л., Когарко Л.Н., Поляков А.И.
и др. Дифференциация базальтоидных
расплавов и формирование серий вулканических
пород островов Южной Атлантики. —
Геохимия, 1979, № 11.
Барт Т. Теоретическая петрология. М.:
Изд-во иностр. лит., 1956.
Барт Т.Ф. Состав и эволюция магмы
южной части срединного Атлантического
хребта. — В кн.: Физико-химические проблемы
формирования горных пород и руд, т. I. M.:
Изд-во АН СССР, 1961.
Баскина В.А. Магматизм зон
концентрации крупных рудных месторождений. —
В кн.: Магматизм и полезные ископаемые.
М.: Наука, 1975.
Баскина В.А., Вопчанская И.К.,
Коваленко В.И., Самойлов B.C. и др. Калиевый вул-
кано-плутонический комплекс Мушугай-Худук
на юге МНР и связанная с ним
минерализация. — Сов. геология, 1978, № 4.
Батиева И.Д. Петрология- щелочных
гранитоидов Кольского полуострова. Л.: Изд-во
ЛГУ, 1974.
Батиева И.Д., Бельков И.В. Гранитоидные
формации Кольского полуострова. — В кн.:
Очерки по петрологии, минералогии и
металлогении гранитов Кольского полуострова.
Л.: Наука, 1968.
Батиева И.Д., Бельков И.В., Ветрин В.Р.
и др. Гранитоидные формации докембрия
Северо-Восточной части Балтийского щита.
Л.: Наука, 1978.
Бевз Е.И. Особенности петрохимии и
металлогении плагиогранит-габброидных
комплексов Восточного склона Полярного
Урала. — Тр. Ин-та геол. Коми фил. АН СССР,
1976, вып. 22.
Бевзенко П.Е. К систематике и
номенклатуре гранитоидных пород складчатых районов
Дальнего Востока. - Докл. АН СССР, 1970,
194, №2.
Бевзенко П*Е. Магматическая эволюция
ложа и складчатого обрамления Тихого
океана. М.: Наука, 1979.
Безбородько Н.И. К петрогенезису
темноцветных пород Подолии и соседних
районов. — Тр. Минералогич. ин-та, 1931, т. I.
Безруков П.П., Крылов А.Я.,
Чернышева В.И. Петрография и абсолютный возраст
базальтов со дна Индийского океана. —
Океанология, 1966, 6, вып. 2.
Бейли Б. Введение в петрологию. М.: Мир,
1972.
Бейли ДК. Нефелиниты и ийолиты. —
В кн.: Щелочные породы. М.: Мир, 1976.
Белалинко В.А., Балакшин Г.Д., Побе-
режский В.А., Ушаков В.М.
Структурно-тектонические критерии размещения кимберлито-
вых полей в южной части Якутской
провинции. — В кн.: Геология, петрография и
геохимия магматических образований Северо-
Востока Сибирской платформы. Якутск, 1976.
Белахов Л./О. Научно-техническая
терминология. Библиографический указатель
A960—1965) . М.: Ком. станд., мер и измерит,
приборов при СМ СССР, 1967.
Беликов Б.П. К петрографии тешенитовых
пород района Кутаиси (Грузия). — В кн.:
Академику ДС. Белянкину к 70-летию со
дня рождения. М.: Изд-во АН СССР, 1946.
Белов В.П. Астроблема Янисъярви
(Южная Карелия). - Докл. АН СССР, 1976,
220, № 6.
Белов И.В. Трахибазальтовая формация
Прибайкалья. М.: Изд-во АН СССР, 1963.
Белов Н.В., Белова Е.Н., Литвинская Г.П.
и др. Силификация, силикоз,
полимеризация, алюминоз в геокристаллохимии
силикатов и алюмосиликатов. — Вестн. МГУ. Сер. 4.
Геология, 1970, №4.
Белоусов А.Ф. Обоснованиях петрохими-
ческой классификации эффузивных пород. —
Геол. и геофиз., 1974, № 3.
Белоусов А.Ф. Проблемы анализа
эффузивных формаций. Новосибирск: Наука,
1976.
Белоусов А.Ф. Системный анализ в науках
о Земле. - Геол. и геофиз., 1979, № 9.
Белоусов А.Ф., Налетов Б.Ф., Полякова З.Г.
Статистическое сравнение химизма кислых
вулканитов геосинклинальных, орогенных
и платформенных областей и вопросы их
петрогенезиса. — Геол. и геофиз., 1971,
№ 10.
Белоусов В.В. Основные вопросы
геотектоники. М.: Госгеолтехиздат, 1962.
Белоусов В.В., Герасимовский В.И.,
Горячев А.В. и др. Восточно-Африканская
рифтовая система. М.: Наука, 1974, т. 3.
Белый В.Ф. Формации и тектоника
Охотско-Чукотского вулканогенного
пояса. М.: Наука, 1978.
Бельков И.В., Батиева И.Д. Вулкано-плуто-
нические комплексы первичной
континентальной коры Балтийского щита. — 8 кн.:
Древнейшие гранитоиды Балтийского
щита. Апатиты, 1979.
Беляев Г.М., Рудник В.А. Формационно-
генетические типы гранитоидов. Л.- Недра
1978.
Беляевский Н.А., Борисов А.А.
Возможная роль основных интрузий в
магматической активизации платформ и древних
складчатых сооружений. — В кн.:
Тектоника, магматизм и закономерности
размещения рудных месторождений. М.: Наука, 1964.
Белянкин Д.С. О новых количественно-
минералогических классификациях горных
пород. - Изв. Геол. ком., 1925, 38 A919)
№8-10.
Белянкин Д.С. Несколько слое о том,
как желательно нам изображать
количественный химический состав изверженных
горных пород в наших петрографических
описательных работах. — Изв. Геол. ком
1925, 38 A919), №8-10.
Белянкин Д.С. О положении в
современной петрографии. - Изв. АН СССР. Сер.
геол., 1951, №6.
Белянкин Д.С. Влодавец В.И. Щелочной
комплекс Турьего мыса. — Тр. Петрогр. ин-та
АН СССР, 1932, вып. 2.
Белянкин Д.С, Петров В.П. История
исследования и некоторые новые данные по
тешенитам и родственным с ними цеолит-
содержащим породам на территории
Грузии. — Зап. Всерос. минерал, о-ва, 1940, ч. 69,
№2-3.
Бергер М.Г. Некоторые вопросы
геологической терминологии. — Изв. АН СССР. Сер.
геол., 1967, №6.
Бергер М.Г. Какими должны быть
геологические термины? - Изв. АН СССР. Сер. геол., 1968,
№9.
Бергер М.Г. К проблеме
совершенствования геологической терминологии. — В кн.:
Информационно-методические исследования
в геологии. М.: ИМГРЭ, 1971.
Бергер М.Г., Вассоевич Н.Б. Некоторые
вопросы геологической терминологии и
номенклатуры. — Сов. геология, 1969, № 12.
Бергер М.Г., Вассоевич Н.Б. Заметки о
геологической терминологии и
номенклатуре. - Вестн. МГУ. Сер. 4. Геология, 1971, №1.
Бергер М.Г., Вассоевич Н.Б. О некоторых
новых работах по терминологии (в связи
с проблемами геологической терминологии) . —
Изв. АН СССР. Сер. геол., 1972, № 9.
Бергер М.Г., Вассоевич Н.Б. Геологическая
терминология (Материалы к методическим
указаниям). М.: Изд-во МГУ, 1974.
Берлимбле Д.Т., Городинский М.Е.
Рудоносный габбро-сиенитовый комплекс Западной
Чукотки. — В кн.: Материалы по геологии
и полезным ископаемым Северо-Востока
СССР. 1978, вып. 24.
Бескин СМ., Ларин В.Н., Марин Ю.Б. Ред-
кометальные гранитовые формации. П.: Недра,
1979.
711
Беус А.А. Альбититовые месторождения. —
В кн.: Генезис эндогенных рудных
месторождений. М.: Недра, 1968.
Беус А.А., Северов Э.А., Ситнин А.А.,
Субботин К.Д. Альбитизированные и грейзе-
низированные граниты (апограниты). М.:
Изд-во АН СССР, 1962.
Бибикова Е.В., Тугаринов А. И., Грачева Т. В.,
Константинова М.В. О возрасте гранулитов
Кольского полуострова. — Геохимия, 1973,
№5.
Бипибин Ю.А. Петрология Ыллымахского
интрузива. М.; П.: Госгеолиздат, 1947.
Бипибин Ю.А. Металлогенические
провинции и металлогенические эпохи. М.: Гос-
геолтехиздат, 1955.
Бипибин Ю.А. Эссексит-тешенитовый
комплекс Омолонского района. — Избр.
труды, т. 1. М.: Изд-во АН СССР, 1958,.
Бипибин Ю.А. О генезисе щелочных
пород. — Избр. труды, т. 1. М.: Изд-во АН СССР,
19582.
Билибин Ю.А. Общие вопросы
металлогении золота. — Избр. труды, т. 2. М.: Изд-во
АН СССР, 1959.
Билибина Т.В. Алданский сложнодиффе-
ренцированный щелочной вулканогенно-интру-
зивный комплекс. — В кн.: Материалы
симпозиума по вулкано-плутоническим
формациям и их рудоносности. Алма-Ата:
Наука, 1966.
Билибина Т.В., Дашкова А.Д., Донаков В. И.
и др. Петрология щелочного вулкано-интру-
зивного комплекса Алданского щита
(мезозой) . Л.: Недра, 1967.
Биркис А.П., Богатиков О.А.,
Богданова СВ. и др. Анортозиты докембрийского
фундамента Восточно-Европейской платформы. —
В кн.: Геология, петрография и металлогения
кристаллических образований
Восточно-Европейской платформы. М.: Недра, 1976, т. 2.
Блохина Л. И.. Коптев-Дворников B.C.,
Ломизе М.Г. и др. О принципах
классификации и номенклатуре древних вулканогенных
обломочных пород. — Сов. геология, 1959,
№5.
Богатиков О.А. К генезису щелочных гра-
нато-пироксеновых сиенитов (святоноси-
тов). - Тр. ИГЕМ АН СССР, 1962, вып. 76.
Богатиков О.А. Кислотно-основное
взаимодействие, как возможный фактор образования
сиенитов. - Докл. АН СССР, 1963, 150, № 2.
Богатиков О.А. Состав и генетические
особенности титаномагнетитовой
минерализации в Арсентьевском массиве Бурятии. —
В кн.: Особенности формирования базитов.
М.: Наука, 1965.
Богатиков О.А. Петрология и
металлогения габбро-сиенитовых комплексов Алтае-
Саянской области. М.: Наука, 1966.
Богатиков О.А. Основные породы СССР
и место в них апатитовой минерализации. —
В кн.: Апатиты. М.: Наука, 1968.
Богатиков О.А. (ред.) . Анортозиты СССР.
М.: Наука, 1974.
Богатиков О.А. Анортозиты. М.: Наука,
1979.
Богатиков О.А., Биркис А. П. Габбро-но-
рит-анортозитовый комплекс Западной
Латвии. - Изв. АН СССР. Сер. геол., 1970,
№8.
Богатиков О.А., Биркис А.П. Магматизм
докембрия Западной Латвии. М.: Наука,
1973.
712
Богатиков О.А., Биркис А.П. Анортози-
товые провинции СССР и их минералого-
петрохимическне особенности. — В кн.:
Анортозиты СССР. М.: Наука, 1974.
Богатиков О.А., Годпевский М.Н.,
Петров В.П. Основные задачи исследования
базитов. — В кн.: Петрология и металлогения
базитов. М.: Наука, 1973.
Богатиков О.А., Дмитриев Ю.И. Базальты
и анортозиты Луны. — В кн.: Проблемы
петрологии. М.: Наука, 1976.
Богатиков О.А., Лебедев А.П. Железо-ти-
таноокисные минералы Кизирского
массива. — В кн.: Особенности формирования
базитов. М.: Наука, 1965.
Богданова СВ. Анортозиты Волго-Ураль-
ской области. — В кн.: Анортозиты СССР.
М.: Наука, 1974.
Богнибов В.И. Большереченский габбро-
норитовый комплекс в Тельбесском районе
Горной Шории. — В кн.: Магматические
формации Сибири и Дальнего Востока. М.: Наука,
1971.
Богоявленская Г.Е., Дубик Ю.М.,
Кирсанов И.Т. Кристаллизация андезитов в верхних
частях вулканического канала. — В кн.:
Вулканизм и глубины Земли. М.: Наука, 1971.
Бозин А.В. Сравнительная
геолого-петрографическая характеристика щелочных пород
некоторых массивов северо-восточной части
Кузнецкого Алатау и вопросы их генезиса. —
Докл. АН СССР, 1962, 144, № 2.
Боконбаев К.Д., Грошев А.К.,
Колесников Я.И. и др. Генетические типы гранитоидов
Киргизии и их рудоносность. — В кн.:
Магматизм, метаморфизм и оруденение. Фрунзе:
ИЛИМ, 1978.
Бондаренко Л.П. Геологическое положение
и строение Пуринского интрузива
(Восточное Забайкалье) . - Тр. ИГЕМ АН СССР, 1956,
вып. 3.
Борисов И., Борисова Н.И. Влияние на
минерало-петрографските особенности върху
физико-механическите свойства на кариерните
материяпи от Витоша. — Годишн. Софийск.
ун-та, 1958, 51, кн. 2.
Бородаевская М.Б.. Кривцов А. И., Кур-
банов Н.К. и др. Базальтовые формации ран-
негеосинклинального этапа колчеданоносных
подвижных поясов (на примере
Магнитогорского мегасинклинория). — В кн.:
Петрология и металлогения базитов. М.: Наука, 1973.
Бородаевская М.Б., Петрова М.А.,
Фролова Т.Н. О номенклатуре и классификации
эффузивных пород. — Изв. АН СССР. Сер.
геол., 1975, №6.
Бородаевская М.Б., Ширай Е.П., Курба-
нов Н.К., Кривцов А.И. Особенности
вулканогенных формаций и связанного с ними
колчеданного оруденения в геосинклинальных
системах различных типов. — В кн.:
Проблемы магматических формаций. М.: Наука,
1974.
Бородаевский Н.И., Вихтер Б.Н.,
Левитан Г.М., Шер С.Д. О сходстве и различиях в
истории орогеиного этапа и металлогении
золота Урала и Южного Тянь-Шаня. — В кн.:
Металлогения орогенных этапов развития
Тянь-Шаня. Ташкент: Фан, 1979.
Бородин Л.С. Общие геохимические и
петрологические аспекты проблемы
формаций щелочных пород. — В кн.: Актуальные
вопросы современной петрографии. М.: Наука,
1974,.
Бородин Л.С. Формации щелочных
пород. — В кн.: Главнейшие провинции и
формации щелочных пород. М.: Наука,
19742.
Бородин Л.С, Андреева Е.Д. О
терминологии щелочных пород. — Изв. АН СССР.
Сер. геол., 1976, №1.
Бородин Л.С, Гладких B.C. К петрологии
щелочных базальтов Кузнецкого Алатау. —
Изв. АН СССР. Сер. геол., 1967, № 12.
Бородин Л.С, Лапин А.В., Пнтенко И. К.
Петрология и геохимия даек щелочно-
ультраосновных пород и кимберлитов. М.:
Наука, 1976.
Бородин Л.С, Осокин Е.Д., Ганзеев А.А.
Геохимические типы нефелиновых
сиенитов и проблема их генетической связи с
гранитоидами. — В кн.: Проблемы
петрологии и геохимии гранитоидов. Свердловск,
1971.
Борсук A.M. Мезозойские и кайнозойские
магматические формации Большого
Кавказа. М.: Наука, 1979.
Боруикий Б.Е., Орлова М.Н., Шлюкова З.В.
Типоморфизм и условия образования
минералов и минеральных ассоциаций в щелочных
породах Хибинского массива. — В кн.:
Состав, структура минералов как показатель
их генезиса. М.: Наука, 1978.
Боруикий Б.Е., Цепин А.И., Кузнецов Ж.М.
Кальсилит из Хибинского массива
нефелиновых сиенитов. — Изв. АН СССР. Сер. геол.,
1973, №5.
Боуден П. Пересыщенные кремнеземом
щелочные породы: граниты, пантеллериты и
комендиты. — В кн.: Щелочные породы.
М.: Мир, 1976.
Боуэн Н.Л. Эволюция изверженных пород.
М.; Л.; Новосибирск: ГОНТИ, 1934.
Боуэн Н.Л., Туттп О.Ф. Система МдО—
—SiO2—НгО. — В кн.: Вопросы физико-хи-
мии в минералогии и петрографии. М.: Изд-
во иностр. лит., 1950.
Бродская Р.Л., Марин Ю.Б. Использование
стереометрических методов в онтогеническом
анализе горных пород. — Зап. Всесоюз.
минерал, о-ва, 1979, ч. 4, 108, вып. 2.
Брынцев В.В. О новом районе развития
чарнокитов в Восточном Саяне. — Геол. и
геофиз., 1980, №6.
Буданова К. Т., Буданов В.И. Юго-западный
Памир — новая провинция гранатсодержа-
щих гипербазитов. — Докл. АН СССР, 1975,
222, № 5.
Буссен И.В., Сахаров А.С. Петрология
Ловозерского щелочного массива. Л.: Наука,
1972.
Бутакова Е.Л. К петрологии Маймеча-Ко-
туйского комплекса ультраосновных и
щелочных пород. — Тр. НИИГА, 1956, 89,
вып. 6.
Бутакова Е.Л. Химизм комплексов и
формаций щелочных пород восточной части
Алтае-Саянской складчатой области. — Геол.
и геофиз., 1974, №4.
Бутакова Е.Л., Егоров Л.С. Маймеча-Ко-
туйский комплекс формаций щелочных и
ультраосновных пород. — В кн.: Петрография
Восточной Сибири, т. 1. М.: Изд-во АН СССР,
1962.
Бутурлинов Н.В., Скаржинский В.И.
О комплексах магматических пород и
магматических формаций Донецкого бассейна. —
Докл. АН СССР, 1970, 193, № 2.
Бушляков И.Н., Соболев И.Д. Петрология,
минералогия и геохимия гранитоидов Верхне-
исетского массива. М.: Наука, 1976.
Быков И.Н., Бибиков В.П., Сонин И.И.,
Ананченко А.Д. Минералого-петрографические
критерии различия базальтов и андезитобазаль-
тов внутренней зоны центральной части
ОЧВП. — В кн.: Вулканические пояса
Камчатки. Петропавловск-Камчатский, 1979.
Быковская Е.В., Ротман В.К.
Закономерности мезо-кайнозойского вулканизма
Дальнего Востока СССР. — В кн.:
Петрографические формации и проблемы петрогенезиса.
М.: Наука, 1964.,
Вагнер П.А. Месторождения платины и
рудники Южной Африки. М.; Л.: Цветмет-
издат, 1932.
Важеевская А.А. Распределение цветных
минералов в канале побочного конуса
Ключевского вулкана 1966 г. — Бюлл. вулк.
станции, 1972, №48.
Важеевская А.А. Особенности ареапьного
вулканизма Камчатки. — В кн.: Проблемы
глубинного магматизма. М.: Наука, 1979.
Важеевская А.А., Огородов Н.В.,
Кожемяка Н.Н., Огородова А.С. Вулкан Уксичан
в Срединном хребте Камчатки. — В кн.:
Вулканизм и геохимия его продуктов. М.:
Наука, 1967.
Вакар В.А. Трапповая формация
Таймыра. — В кн.: Петрография Восточной
Сибири, т. 1. М.: Изд-во АН СССР,
1962.
Вассоевич Н.Б., Бергер М.Г. К вопросу о
"терминах свободного пользования". —
Геол. и геофиз., 1971 ,, № 4.
Вассоевич Н.Б., Бергер М.Г. О
некоторых принципах построения
наименований геологических объектов. — Вестн.
МГУ. Сер. 4. Геология, 1971,, №6.
Васьковский А.П., Петров Р.П., Усти-
ев Е.К., Хмелинина Н.А. К объективной оценке
количественно-минералогических
соотношений. — В кн.: Материалы по геологии и
полезным ископаемым Северо-Востока СССР.
Вып. 3. Магадан, 1948.
Вдовы кин Г.П. Трапповый магматизм
на Байкитской антеклизе и сульфидная
минерализация в долерите Попигусского
сипла. - Докл. АН СССР, 1979, 244, № 3.
Великославинский Д.А., Биркис А.П., Бо-
гатиков О.А. и др. Химический состав пород
габбро-анортозитового комплекса. — В кн.:
Анортозит—рапа кивигранитная формация.
Л.: Наука, 1978.
Велинский В.В. Альпинотипные гипербази-
ты переходных зон океан —континент.
Новосибирск: Наука, 1979.
Велинский В.В. Петрохимическая
классификация магматических горных пород с
позиций теории орбиталей химических
элементов. — В кн.: Вопросы генетической
петрологии. Новосибирск: Наука, 1981.
Велинский В.В., Пинус Г.В., Лесное Ф.П.,
Васильев Ю.Р. Особенности химизма
гипербазитов различных магматических формаций
и их петрологическое значение. — Докл.
АН СССР, 1970, 191, № 1.
Ввнюков П.И. Базальты Монголии. — Зап.
Импер. минерал, о-ва, 1888, ч. 25.
Вербицкий П.Г. О номенклатуре и
терминологии в петрографии. — Изв. АН
СССР. Сер. геол., 1952, №4.
Веселовская М.М. Химико-минерало-
7K
гические исследования в области пирок-
сенов диопсид-авгитового ряда. — Тр.
ИГН АН СССР. Сер. петрогр.. 1950, вып. 86.
Ветрин В.Р. Древнейшие гранитоидные
комплексы Мурманского
кристаллического массива. — В кн.: Древнейшие гра-
нитоиды Балтийского щита. Апатиты,
1979.
Ветрин В.Р. Типоморные парагенезисы
титансодержащих минералов в амфибол-
биотитовых гранитоидах. — Геохимия,
1980, №3.
Виар Ж. Механизм действия воды в
условиях повышенных температуры и давления
при образовании и превращении
силикатов. — В кн.: Химия земной коры. Т. 2.
М.: Изд-во АЧ СССР, 1964.
Вильяме Х.Х., Тернер Ф.Д., Гилберт И.
Петрография. Введение в изучение горных
пород в шлифах. М.: Изд-во иностр. лит.,
1957.
Вимменауэр В. Изверженные породы
и карбонатиты Кайзерштуля. — В кн.: Кар-
бонатиты. М.: Мир, 1969.
Виноградов А.Н., Виноградова Г.В.
Геология и петрология умбинского
комплекса интрузивных чарнокитов и
гранитов. — В кн.: Интрузивные чарнокиты
и лорфировидные граниты Кольского
полуострова. Апатиты, 1975.
Виноградов А.Н., Виноградова Г.В.
Эндербиты Канентьяврского массива и
проблема петрохимического типа первич-
нокоровых гранитов. — В кн.: Древнейшие
гранитоиды Балтийского щита. Апатиты,
1979.
Виноградов А.П. Закономерности
распределения химических элементов в земной
коре. — Геохимия, 1962, № 6.
Виноградов А.П. Среднее содержание
химических элементов в главных типах из-,
верженных горных пород земной коры. —
Геохимия, 1962, № 7.
Виноградова Г.В., Виноградов А.Н.
Минералы и парагенезисы минералов
магматических и метасоматических пород.
Л.: Наука, 1974.
Висьневский Я.С. Универсальные таблицы
для пересчета минералогического состава
горных пород на химический состав и
химического состава на минералогический. Ташкент-
Наука, 1965,
Висьневский Я.С. Об одной ошибке,
допускаемой при использовании статистического
метода в петрохимии. — В кн.: Сборник
материалов по итогам научн-.исслед. работ геол.
развед. ф-та Ташкентск. политехи, ин-та за
1972 г., Ташкент, 1973. Вып. 104.
Владимиров Б.М.. Волянюк Н.Я., Понома-
ренко А.И. Глубинные включения из
кимберлитов, базальтов и кимберлитоподобных
пород. М.: Наука, 1976.
Владимирова Е.В. Акцессорные
минералы щелочных сиенитов Туимо-Карышского
водораздела. — Геол. и геофиз., 1976, № 7.
Владыкин Н.В., Коваленко В.И., Лапи-
дес И.Л., Сапожников А.Н. и др. Первая
находка эльпидита в Монголии. — В кн.: Вопросы
минералогии горных пород и руд Восточной
Сибири. Иркутск, 1972.
Владыкин Н.В., Коваленко В.И., Каша-
ев А.А. и др. Новый силикат кальция и
циркония — армстронгит. — Докл. АН СССР,
1973, 209, №5.
714
Владыкин Н.В.. Коваленко В.И.,
Базарова СБ. Типохимизм слюд из онгонитов. —
В кн.: Геохимия эндогенных процессов.
Иркутск, 1977.
Власов Г.М. Магматогенно-рудные
системы и принципы их выделения. — В кн.: Тез.
докл. 14-го Тихоокеанского научного
конгресса. (Металлогения Тихоокеанского
рудного пояса и Тихого океана) . М.,
1979.
Власов Г.М., Мартынюк М.В.,
Попкова М.И. О рациональной классификации
вулканических пород. — В кн.: Проблемы
минералогии и петрологии. М.: Наука,
1972.
Власов Г.М., Петраченко Е.Д.,
Попкова М.И. Рудная формация зеленых туфов
Тихоокеанского пояса и ее возможные
аналоги на Урале и в других складчатых областях
Евразии. — В кн.: Доорогенная
металлогения эвгерсинклиналей: Общие вопросы и
региональная металлогения. (Тезисы докл.
VIII Всес. металлог. совещ.). Свердловск,
1976.
Власов К. А., Кузьменко М.В., Есько-
ва Е.М. Ловозерский щелочной массив.
М.: Изд-во АН СССР, 1959.
Влодавец В.И. Процессы, порождающие
пирокластический материал и его первичное
перемещение. — В кн.: Проблемы вулканизма.
Ереван: Изд-во АН АрмССР, 1959.
Влодавец В.И. Проблема игнимбритов и
гиалокластитов на Международном
вулканологическом симпозиуме в Италии. —
Бюпл. вулк. станции, 1962, № 33.
Влодавец В.И., Пийп Б.И. Каталог
действующих вулканов Камчатки. — Бюлл. вулк.
станции, 1957, №25.
Возрастная и формационная корреляция
магматических образований территории
СССР. Сб. I-IV. Л.: Недра, 1977, 1978,
1979.
Войткевич Г.В., Мирошников А.Е.,
Поваренных А.С, Прохоров В.Г. Краткий
справочник по геохимии. М.: Недра,
1970.
Волков В.Н., Горбачева С.А. Изменение
условий кристаллизации гранитов в
вертикально обнаженном интрузиве по данным
о составе породообразующего биотита. —
Геохимия, 1980, № 1.
Волков В.Н., Негрей Е.В. Строение
плутона Раумид и проблема становления
гранитных интрузивов. — Сов. геология,
1974, №3.
Воловник Б.Я. Петрология и
минералогия трапповой формации Волыно-По-
долии: Автореф. дис. ... канд.
геол.-минерал, нзук. Львов, 1971.
Волотовская Н.А. Ковдор'ский
массив. — В кн.: Геология СССР. Т. 27, кн. 1.
М.: Госгеолтехиздат, 1958.
Волохов И.М. О габбро-пироксенит-
дунитовом формационном типе
магматических образований в Алтае-Саянской
складчатой области. М.: Наука, 1965.
Волохов И.М. К
количественно-минералогической классификации основных
и ультраосновных пород известково-
щелочных габброидных ассоциаций. —
В кн.: Магматические формации Сибири
и Дальнего Востока. М.: Наука, 1971.
Волохов И.М. Обломки основных и
ультраосновных пород в базальтах и
кимберлитах — родственные
включения или ксенолиты пород верхней
мантии? Новосибирск: Наука, 1972.
Вопохов И.М.. Довгапь В.Н., Кри-
венко А.П. и др. Габброидные
формации Алтае-Саянской складчатой
области. — В кн.: Магматические
формации. М.: Наука, 1964.
Вопохов И.М., Иванов В.М. Лысогорский
габбро-лироксенит-перидотитовый
массив. — Геол. и геофиз., 1961 ,№11.
Вопохов ИМ., Иванов В.М.
Лысогорский габбро-пироксенит-дунитовый
интрузивный комплекс Западного Саяна. Новосибирск:
Изд-во АН СССР, 1963.
Вопохов ИМ., Иванов В.М., Пругов В.П.
Усинский габбро-пироксенит-дунитовый
интрузивный комплекс Кузнецкого Алатау. —
В кн.: Проблемы петрологии и генетической
минералогии, т. 1. М.: Наука, 1969.
Вопынец О.Н. О неоднородности
составов в потоках и экструзиях кислых лав. —
В кн.: Кислый вулканизм. М.: Наука, 1973.
Вопынец О.Н., Копосков А.В.
Плагиоклазы четвертичных эффузивов и
малоглубинных интрузивов Камчатки.
Новосибирск. Наука, 1976.
Вопынец О.Н., Попопитов Э.И., Фле-
ров Г.Б., Кирсанов И.Т. Состав и
геохимические особенности плагиоклазов
четвертичных вулканических пород Камчатки и
Курильских островов. — Геохимия, 1977,
№5.
Волянюк Н.Я. Вулканические стекла
Мухор-Талы и связанные с ними шаровые
образования. М.: Наука, 1972.
Воробьева О.А. К вопросу о генезисе
лопаритовых месторождений. — Изв.
АН СССР. Сер. геол., 1938, № 3.
Воробьева О.А. О первичной полосчатости
Ловозерского щелочного массива. — В кн.:
Производительные силы Кольского
полуострова, т. 1. М.; Л.: Изд-во АН СССР. 1940.
Воробьева О.А. Щелочные породы
СССР. — В кн.: Петрографические провинции,
изверженные, метаморфические горные
породы. М.: Изд-во АН СССР, 1960.
Воробьева О.А. Главные особенности
размещения и формирования щелочных
пород. — В кн.: Проблемы геологии
минеральных месторождений, петрологии и
минералогии, т. 2. М.: Наука, 1969.
Воробьева О.А. О химизме
нефелин-сиенитовой магмы. — В кн.: Геохимия, петрология
и минералогия щелочных пород. М.: Наука,
1971.
Воробьева О.А.. Ефремова СВ. О
классификации и номенклатуре изверженных
горных пород. — Изв. АН СССР. Сер. геол.,
1973,, №8.
Воробьева О.А., Ефремова СВ. О
классификации и номенклатуре изверженных
горных пород. — Сов. геология, 19732, № 11.
Воробьева О.А., Самойпова Н.В.,
Свешникова Е.В. Габбро-пироксенит-дунитовый
пояс Среднего Урала. — М.: Изд-во АН СССР,
1962.
Воронин Ю.А., Голдин СВ. Вопросы
теории конечных геологических
классификаций. — Геол. и геофиз., 1964, № 8.
Воронцов А.Е. Нижнепалеозойские гра-
нитоиды Бугульминского интрузивного
комплекса и их главные геохимические
особенности (центральная часть
Восточного Саяна). — В кн.: Геохимия редких
элементов в магматических комплексах
Восточной Сибири. М.: Наука, 1972.
Врублевский В.А. Петрохимические
особенности интрузивных комплексов
северо-восточной части Мариинской тайги
(Кузнецкий Алатау). — В кн.: Материалы
по минералогии, петрографии и полезным
ископаемым Западной Сибири и
Красноярского края. Томск: Изд-во Томск, гос.
ун-та, 1966.
Вутов Ив. Классификация на гранитоидите
на основание определени видове екали от
България. — В кн.: Списание на Българското
геологическо дружество, 1975, годишн. 6,
кн. 3.
Габриелян А.А., Харазян Э.Х. К
неотектонике Лорийского, Гукасянского и Цалкинс-
кого лавовых полей. — Изв. АН АрмССР.
Сер. Науки о Земле, 1967, № 1 -2.
Гаврилин Р. Д. Геологическое строение
сложного сиенит-гранитного массива Кзыл-
Омпул (Северный Тянь-Шань). — Изв.
АН СССР. Сер. геол., 1964, № 3.
Гаврилин Р. Д., Классова Н.С.
Эволюция петрохимического состава и генезис
пород сложного массива Кзыл-Омпул. —
Изв. АН СССР. Сер. геол., 1966, №9.
Гаврилова СП. Гранитоидные формации
Западной Монголии. — В кн.: Гранитоидные
и щелочные формации в структурах
Западной и Северной Монголии. Вып. 14. М.:
Наука, 1975.
Гаврилова СП., Хрюкин В. Г.,
Алексеева Е.А. Интрузивные редкометательные
граниты (на примере одного из районов
Сибири). — В кн.: Редкометальные граниты
и проблемы магматической дифференциации.
М.: Недра, 1972.
Гаджиев М.А. Естественные облицовочные
материалы Азербайджанской ССР. — В кн.:
Закавказская конференция по строительству
из естественных каменных материалов. Баку:
Азнефтеиздат, 1956.
Галахов А.В. Петрология Хибинского
щелочного массива. Л.: Наука, 1975.
Гамапея Ю.Н. Вывод диаграммы
зависимости от температуры и щелочности
минеральных фаций бедных кальцием гранитоидов
Улканского плутона (юго-восточная окраина
Сибирской платформы, р. Учур). — Изв. АН
СССР. Сер. геол., 1969, № 3.
Гамалея Ю.Н. Щелочные амфиболы
Улканского плутона и содержание в них редких
элементов (Li, Rb, Cs, Be, Zr, Та, Nb). - Изв.
АН СССР. Сер. геол., 1970, № 2.
Гапеева ГМ. К вопросу о генезисе лампро-
фиров и их положении в генетической
классификации горных пород. — Зап.
Всесоюз. минерал, о-ва, 1960,, ч. 89, вып. 5.
Гапеева ГМ. Формации лампрофиров. —
В кн.: Петрографические провинции,
изверженные и метаморфические горные породы.
М.: Изд-во АН СССР, 1960,.
Гапеева ГМ. Щелочные базальтоиды
Кировской возвышенности (к проблеме
происхождения базальтовых пород). — Зап.
Всесоюз. минерал, о-ва, 1964, ч. 93, вып. 3.
Геворкьян В.Х., Качанов Н.Н. Петрохи-
мия габбро-базальтового комплекса
экваториальной части Срединно-Атлантического
хребта G—10° с.ш.) . — В кн.: Комплексные
геофизические исследования
Срединно-Атлантического хребта. Севастополь, 1975.
715
Гендлер В.Е. О классификации гранитои-
дов. - Сов. геология, 1956, № 51.
Гендлер В.Е. К методике петрохимичес-
кой типизации изверженных пород. — Сов.
геология, 1980, № 4.
Геншафт Ю.С., Наседкин В.В., Ряби-
нин Ю.Н., Петров В.П. Возможные пути
эволюции глубинного вещества Земли. —
Физика Земли. 1967, № 9.
Геншафт Ю.С., Соловьева Т.Н., Эрлих Э.Н.
Кристаллизация высокоглиноземистого
базальта при высоких температурах. — Бюлл.
МОИП. Нов. сер., 1973, 77, вып. 6.
Геологические формации докайнозой-
ского чехла Сибирской платформы и их рудо-
носность. Тр. ВСЕГЕИ. Нов. сер., 1974, 194.
Геология МНР. Т. 2. М.: Недра, 1973.
Геология и магматизм Монголии М ¦
Наука, 1979.
Геология СССР. Т. 35, кн. 1. Бурятия.
М.: Недра, 1964.
Геология СССР. Т. 23. Узбекистан. М.:
Недра, 1972.
Геохимия варисских интрузивных
комплексов Северного Тянь-Шаня. М.: Наука,
1966.
Геохимия, минералогия, петрография.
Итоги науки и техники. М.: ВИНИТИ, 1976,
т. 9.
Гептнер А.Р. Палагонит и процесс палаго-
нитизации. — Литол. и полезн. ископ., 1977,
№5.
Герасимовский В.И. Геохимия и
минералогия нефелин-сиенитовых интрузий. —
Геохимия, 1956, №5.
Герасимовский В.И. Геохимические
особенности агпаитовых нефеленовых
сиенитов. — В кн.: Химия земной коры. Т. 1. М.: ¦
Наука, 1963.
Герасимовский В.И. Геохимия И имауссак-
ского щелочного массива (Юго-Западная
Гренландия) . М.: Наука, 1969.
Герасимовский В.И., Волков В.И., Когар-
ко Л.Н. и др. Геохимия Ловозерского
щелочного массива. М.: Наука, 1966.
Герасимовский В. И., Поляков А. И.
Геохимия вулканических пород рифтовых зон
Восточной Африки. — В кн.:
Восточно-Африканская рифтовая система. Т. 3. М.: Наука,
1974.
Герасимовский В.И., Поляков А.И.
Геология и геохимия кислых вулканических
стекол Исландии. — В кн.: Перлиты. М.:
Наука, 1980.
Герасимовский В.И., Поляков А.И.,
Кригман Л.В., Несмеянова Л.И. О
соотношении щелочей и кремнезема в породах
Исландии. — Геохимия,' 1974, № 7.
Герасимовский В.И., Поляков А.И., Дура-
сова Н.А. и др. Геохимия и петрология
магматических пород Исландии. М.: Наука, 1978,.
Герасимовский В.И., Поляков А.И., Дура-
сова Н.А. Исландия и Срединно-океаничес-
кий хребет. М.: Наука, 1978,.
Гинзбург А.И. Проблемы редкометальных
гранитов. — В кн.: Редкометальные граниты
и проблемы магматической дифференциации.
М.: Недра, 1972.
Гинзбург А.И., Берхин СИ. О составе и
химической конституции литиевых слюд. —
Тр. Минерал, музея АН СССР, 1953, вып. 5.
Гинзбург А.И., Портнов A.M. О минерапь-
716
ных ассоциациях щелочных пород. —
Геохимия, 1966, №4.
Гинзбург И.В., Ефремова СВ., Волови-
кова И.М., Елисеева О.П. К вопросу о
количественно-минеральной классификации гра-
нитоидов. — Бюлл. МОИП. Отд. геол., 1960,
35, №4.
Гинзбург И.В., Ефремова СВ., Воловико-
ва И.М., Елисеева О.П.
Количественно-минеральный состав гранитоидов и его значение
для вопросов петрологии и номенклатуры
(на примерах Кольского полуострова,
Средней Азии и Казахстана) . — Сов. геология,
1962, № 3.
Гинзбург И.В., Лисицина Г.А., Садико-
ва А.Т., Сидоренко Г.А. Фаялит гранитных
пород и продукты его изменения (Кураминский
хребет, Средняя Азия) . — Тр. Минерал, музея
АН СССР, 1962, вып. 13.
Главнейшие провинции и формации
щелочных пород. М.: Наука, 1974.
Глаголев А.А., Корчагин A.M., Харчен-
ков А.Г. Щелочно-ультраосновные массивы
Арбарастах и Инагли. М.: Наука, 1974.
Гладких B.C. Некоторые вопросы
петрологии щелочных оливиновых базальтов (на
примере Маймеча-Котуйской провинции и
Кузнецкого Алатау) . — Изв. АН СССР. Сер.
геол.. 1971,, №9.
Гладких B.C. Петрохимические и
геохимические особенности толеитовых базальтов
Воронежской антеклизы. — Бюлл. МОИП.
Отд. геол., 1971,, 46, вып. 2.
Гладких B.C., Коган Р.И. О химическом
составе основных членов формации щелочных
оливиновых базальтов континентов и
океанических островов. — Бюлл. МОИП. Отд. геол.,
1978, 59, вып. 2.
Гладких B.C., Соломинская Б. А. К
петрологии дифференцированного силла теше-
нитов юга Красноярского края. — Изв. АН
СССР. Сер. геол., 1968, № 10.
Глазунов О.М. Геохимия и петрология
габбро-пироксентовой формации Восточного
Саяна. Новосибирск: Наука, 1975.
Глебов М.П., Кожевников O.K., Кизия-
ров ГГ. и др. Утуликский дайковый пояс —
новый район развития онгонитов и
литий-фтористых гранит-порфиров. — Докл. АН СССР,
1976, 233, №6.
Глубинные ксенолиты и верхняя мантия.
Новосибирск: Наука, 1975.
Глухое Ю.С., Котков В.Н. Тектоно-магма-
тическая активизация и трапповые интрузии
ультраосновной части Тунгусской синекли-
зы. — В кн.: Траппы Сибирской платформы
и их металлогения. Иркутск, 1971.
Голдин Б.А., Давыдов В.П., Мизин В.И.
и др. Трапповые формации Северного Урала
и Приуралья. — Тр. Ин-та геол. и геохимии
Уральск, науч. центра АН СССР, 1972, вып. 95.
Голдин Б.А., Пучков В.Н. Формация
щелочных базальтоидов Приполярного Урала и
ее тектоническое положение. — Докл. АН
СССР, 1974, 216, №6.
Гончарова Т.Я. К вопросу о номенклатуре
эффузивных горных пород. — Изв. АН СССР.
Сер. геол., 1961, №9.
Гоньшакова В.И. Палагонитовые минда-
лекаменные диабазы западной части Вилюй-
ской впадины. — Зап. Всесоюз. минерал, о-ва,
1955, ч. 84, вып. 3.
Гоньшакова В.И. Некоторые термические
и рентгеноструктурные данные о палагоните
в палагонитовых миндалекаменных диабазах
западной части Вилюйской впадины. — Изв.
АН СССР. Сер. геол., 1956, № 4.
Гоньшакова В.И. Трапповый магматизм
и магнетитовое оруденение юго-восточной
части Сибирской платформы. — Тр. ИГЕМ АН
СССР, 1961, вып. 61.
Гоньшакова В.И. Трапповая формация юго-
восточной части Сибирской платформы. —
В кн.: Петрография Восточной Сибири. М.:
Изд-во АН СССР, 1962, т. 1.
Гоньшакова В.И. К вопросу о соотношении
щелочно-базальтоидной, щелочно-ультраоснов-
ной и щелочно-оливин-базальтовой формаций
устойчивых областей земной коры. — В кн.:
Петрология и металлогения базитов. М.:
Наука, 1973.
Гоньшакова В.И., Осипов Б.В., Чижова И.А.
О петрохимическом различии базальтов и доле-
ритов нормальной щелочности. — Сов.
геология, 1982, № 5.
Гоньшакова В.И. Значение некоторых
петрохимических характеристик для решения
вопросов петрологии магматических пород
и их рудоносности. — В кн.: Петрология и ру-
доносность природных ассоциаций горных
пород. М.: Наука, 1982.
Гоньшакова В.И., Бойчук М.Д., Бутурли-
нов Н.В. и др. Проявление щелочноультраос-
новного — щелочнобазальтоидного
магматизма в зоне сочленения прогиба Большого
Донбасса с Украинским кристаллическим
щитом. - Изв. АН СССР. Сер. геол., 1968, № 9.
Гордиенко И.В., Андреев Г.В.,
Кузнецов А.Н. Магматические формации палеозоя
Саяно-Байкальской горной области. М.: Наука,
1978.
Горегпяд А.В., Коваленко В.И., Ярмо-
люк В.В. Новые данные о внутреннем строении
Хан-Богдинского щелочного гранитного
массива (МНР). - Докл. АН СССР, 1979, 246,
№2.
Горегляд А. В., Коваленко В. И., Ярмо-
люк В.В., Абрамова Е.Е. Комендиты и пан-
теллериты в Южной Монголии. — Докл. АН
СССР, 1980, 251, №6.
Горшков Г.С. Глобальные особенности
петрохимии вулканических пород и основные
структуры Земли. — В кн.: Петрохимические
особенности молодого вулканизма. М.: Изд-во
АН СССР, 1963.
Горшков Г.С. Вулканизм Курильской
островной дуги. М.: Наука, 1967.
Грабежев А.И., Левитан Г.М., Вигорова В.Г.
и др. Золото в биотитах и магнетитах гранито-
идов как критерий металлогенической
специализации. — Изв. АН СССР. Сер. геол., 1979,
№9.
Гранитоидные комплексы Сибири. —
Новосибирск: Наука, 1979.
Гранитоиды Мяо-Чанского района и
связанные с ними постмагматические
образования. М.: Изд-во АН СССР, 1962.
Грин Д.Х., Рингвуд А.Э. Происхождение
базальтовых магм. — В кн.: Петрология
верхней мантии. М.: Мир, 1968.
Грин Д.Х., Рингвуд А.Э. Происхождение
магматических пород известково-щелочного
ряда. — В кн.: Петрология верхней мантии.
М.: Мир, 1968.
Грин Д.Х., Рингвуд А.Э. Кристаллизация
базальтов и андезитов в водных условиях при
высоком давлении. — В кн.: Происхождение
главных серий изверженных пород по
данным экспериментальных исследований. Л.:
Недра, 1970.
Грицкевич В.П., Плошко В.В. Формации
гипербазитов Большого Кавказа и их асбес-
тоносность. — В кн.: Геология, минералогия
и закономерности размещения нерудных
полезных ископаемых. Вып. 1. М.: Наука, 1977.
Грудинин М.И. Базит-гипербазитовый
магматизм Байкальской горной области.
Новосибирск: Наука, 1979.
Грудинин М.И., Прудовский Э.Л.. Елиза-
рьева Т.Н. Формации основных и
ультраосновных пород Байкальской горной области.—
Изв. АН СССР. Сер. геол., 1974, № 10.
Груза В.В. Критерии разделения
нефелиновых пород центральной части Алтае-Саянской
складчатой области. — Докл. АН СССР, 1966,
167, №5.
Груза В.В. О надежности петрологических
выводов в связи с ошибками определения
железа химическими методами. — Докл. АН
СССР, 1967, 175, №5.
Груза В.В., Марковский Б.А. Линейные дис-
криминантные функции как критерий
классификации магматических пород при форма-
ционном анализе. — Тр. ВСЕГЕИ. Нов. сер.,
1968, 150.
Грушкин ГГ., Алабаев П.Х.
Месторождение обсидиана Ташкескен (Сев.
Таджикистан) . — Изв. АН Тадж. ССР. Отд. геол.-хим.
и техн. наук, 1963, вып. 2.
Гузиев И.С. Геолого-петрографическая
характеристика щелочных базальтоидов
Западной Камчатки и вопросы их генезиса. — В кн.:
Магматизм Северо-Востока Азии. Ч.З. Магадан,
1976.
Гурбанов А. Г. Мезо-кайнозойские
магматические формации осевой части зоны Главного
Кавказского хребта. — В кн.: Магматические
формации Кавказа и KJra
Восточно-Европейской платформы. М.: Наука, 1977.
Гусев Ю.П., Давыдов В. И., Дворкин-Са-
марский В.А., Каперская Ю.Н. Безымянный
массив альбитизированных гранитов среди ар-
хея Восточного Прибайкалья. — В кн.: Мине-
ралого-петрографические очерки Забайкалья.
Улан-Удэ: Бурятск. кн. изд-во, 1968.
Гущин А.В., Кравченко СМ., Петрова М.А.
Верхнеплиоценовый — четвертичный
комплекс вулкана Ишхансар (Малый Кавказ) —
представитель трахиандезитовой формации.—
Докл. АН СССР, 1976, 231, № 6.
Дагелайская И.Н., Мошкин В.Н.
Анортозиты Алдано-Станового и Украинского щитов
и их формационная принадлежность. — Сов.
геология, 1971, № 5.
Даминова А.М. Петрография магматических
горных пород. М.: Недра, 1967.
Даминова А.М. О классификации
интрузивных горных пород. — Бюлл. МОИП, Отд.
геол., 1972, 77, 47, вып. 6.
Данем А. Третичный магматический
комплекс острова Рам. — В кн.: Механизм интрузий
магмы. М.: Мир, 1972.
Дворцова К. И., Добрецова Т. Г. Шаровой
диорит в Кандыктасских горах (Южный
Казахстан). — Тр. ВСЕГЕИ. Петр, сер., 1966,
137, №6.
Дели Р.А. Извеженные породы и глубины
Земли. М.; Л.: ОНТИ, 1933, 1936.
Дембо Т.М. Явления анатексиса, гибридиз-
ма и ассимиляции в каледонской гранодиори-
717
товой интрузии северной части Кузнецкого
Алатау. — Сов. геология, 19Б6, № 51.
Дембо Т.М. Систематика главных семейств
изверженных горных пород. М.: Госгеолтех-
издат, 1957.
Денисов Е.П. Сложные гипербазитовые
включения в щелочных базальтах и проблема
состава верхней мантии. — Докл. АН СССР,
1977, 237. №4.
Джоидов Т.Н. Сборник результатов
химических анализов магматических и
метаморфических горных пород Грузинской ССР.
Тбилиси, 1974.
Дзоценидзе Г.С К петрографии пав
окрестностей г. Тбилиси. — Сорбщ. АН Груз. ССР,
1948,, 9, №3.
Дзоценидзе Г.С Эволюция химизма
вулканических горных пород от палеозоя до
миоцена в связи с геотектонической историей
Грузии. — Бюлл. МОИП. Отд. геол., 1948г, 23, № 3.
Дзоценидзе Г.С, Хворова И.В. Основные
принципы разработки рациональной
систематики и номенклатуры вулканогенных
обломочных пород. — В кн.: Классификация и
номенклатура вулканогенно-осадочных пород.
Тбилиси: Изд-во ЦК Грузии, 1970.
Дианова Т.А. Некоторые замечания к
вопросу о номенклатуре эффузивных горных
пород. - Изв. АН СССР. Сер. геол., 1961, № 1.
Дибров В.Е. Геология центральной части
Восточного Саяна. М.: Недра, 1964.
Дир У.А., Хауи Р.А., Зусман Дж.
Породообразующие минералы, т. 2, М.: Мир, 1965.
Дир У.А., Хауи Р.А., Зусман Дж.
Породообразующие минералы, т. 3, 4. М.: Мир, 1966.
Дистанова А.Н. Мартайгинский гранитоид-
ный комплекс. — В кн.: Магматические
формации Алтае-Саянской складчатой области. М.:
Наука, 1965,
Дистанова А.Н. Позднепалеозойские грани-
тоидные интрузии западной части Джидинской
зоны (Западное Забайкалье). — В кн.: Грани-
тоидные комплексы Сибири. Новосибирск:
Наука, 1979.
Дифференцированные габбровые интрузии
каледонид Восточного Саяна. Новосибирск:
Наука, 1974.
Дмитриев Л.В. Химические особенности
кристаллизации гранитов главной интрузивной
фазы Каибского массива. — Геохимия, 1956,
№3.
Дмитриев Л.В. Петрохимип коренных
пород и некоторые черты их геохимии и
петрологии. — В кн.: Исследования по проблеме
рифтовых зон Мирового океана, т. 1, М. :
Наука, 1972.
Дмитриев Л.В., Барсуков В.Л. О мантийном
источнике рудного вещества и его роли в
формировании и размещении некоторых
месторождений полезных ископаемых. — В кн.:
Источники рудного вещества эндогенных
месторождений. М.: Наука, 1976.
Дмитриев П.В.,. Барсуков В.Л., Удинцев Г. Б.
Рифтовые зоны океана и проблемы рудообра-
зования. — Геохимия, 1970, № 8.
Дмитриев Л.В., Оникиенко С.К. Трубчатые
микролиты плагиоклаза в базальтах. — Изв.
вузов. Геол. и разведка, 1976, № 4.
Дмитриев Л.В.. Соболев А.В.,
Сущевская Т.М. Первичный расплав океанского то-
леита и состав верхней мантии океана. Докл.
АН СССР, 1978, 240, № 1.
Дмитриев Л.В., Шараськин А.Я.
Петрография и петрохимия коренных пород Аравий-
718
ского хребта. — В кн.: Исследования по
проблеме рифтовых зон Мирового океана, т. 2. М.:
Наука, 1972.
Дмитриев Э.А. Кайнозойские калиевые
щелочные породы Восточного Памира.
Душанбе: Дониш, 1976.
Дмитриев Ю.И. Траппы и исландский шпат
реки Чоны. - Тр. ИГЕМ АН СССР, 1963,
вып. 88.
Дмитриев Ю.И. Особенности петрогенезиса
траппов при различных условиях внедрения.—
Изв. АН СССР. Сер. геол., 1966, № 5.
Дмитриев Ю.И. Мезозойский трапповый
вулканизм в центре и на периферии
Тунгусской синеклизы. — Изв. АН СССР. Сер. геол.,
1973, № 10.
Дмитриев Ю.И. Принципы расчленения
интрузивных траппов Сибирской платформы. —
В кн.: Актуальные вопросы современной
петрографии. М.: Наука, 1974.
Дмитриев Ю.И. Особенности химизма
акцессорного титаномагнетита в интрузивных
траппах разного состава. — В кн.: Геохимия рудо-
образующих элементов основных и
ультраосновных пород. М.: Наука, 1976.
Дмитриев Ю.И. Формационный тип
базальтов океанских структур растяжения. — В кн.:
Петрология и рудоносность индикаторных
магматических формаций. М.: Наука, 1981.
Дмитриев Ю.И., Гусева А.И. Зависимость
состава и рудоносности интрузивных траппов
от структурно-литологической обстановки
проявления магматизма. — В кн.: Магматизм
и рудообразование. М.: Наука, 1974.
Дмитриенко Г. Г.,Бочаров В.Л. О
химической формуле основных и ультраосновных
пород в связи с вопросами гетеровалентного
изоморфизма на примере интрузивных
траппов КМА. — В кн.: Вопросы геохимии,
минералогии, петрологии и рудообразования.
Киев: Наукова думка, 1979.
Дмитриенко СМ. О вертикальной петро-
геохимической зональности субщелочных
гранитов Заилийского Алатау. — Изв. АН КазССР.
Сер. геол., 1971, №6.
Доброхотов Н.М. Геология
железисто-кремнистых формаций Кременчугского района. —
В кн.: Геология железисто-кремнистых
формаций Украины. Киев: Наукова думка, 1959.
Доброхотов Н.М. Стратиграфия раннего
докембрия и начальные этапы геологического
развития Украинского щита. — В кн.:
Проблемы осадочной геологии докембрия. Вып. 2.
М.: Недра, 1967.
Доброхотова Е.С. Опыт применения
диаграммы Б.М. Куплетского к классификации
гранитоидов на примере монцонитового
массива месторождения Каджаран, Южная
Армения. - Бюлл. МОИП. Отд. геол., 1959, 34, № 2.
Довгаль В.Н. Ранне-палеозойская габбро-
сиенитовая формация центральной части Алтае-
Саянской складчатой области. М.: Наука,
1968.
Довгаль В.Н. Основные особенности состава
среднепалеозойских вулкано-плу тонических
формаций Кузнецкого Алатау в связи с их
тектоническим положением. — Сов. геология,
1969, № 11.
Довгаль В.Н. Массивы щелочных
сиенитов и граносиенитов Туимо-Карышского
водораздела (Хакассия). — В кн.: Магматические
формации Сибири и Дальнего Востока.
Новосибирск: Наука, 1971.
Довгаль В.Н. Магматизм повышенной ще-
лочности Кузнецкого Алатау. — В кн.:
Проблемы магматической геологии. Новосибирск:
Наука, 1973.
Довгаль В.Н. О природе раннепалеозойской
сиенит-габбровой ассоциации Кузнецкого
Алатау. — Геол. и геофиз., 1975, № 1,
Довгаль В.Н., Широких В.А.. Сурков Н.В.
Салангинский гранитоидный плутон
(Кузнецкий Алатау). Гранитоидные комплексы
Сибири. - Тр. И ГИГ СО АН СССР, 1979, вып. 440.
Додин Д.А., Батуев Б.Н. Геология и
петрология талнахских дифференцированных
интрузий и их метаморфического ореола. — В кн.;
Петрология и рудоносность талнахских и
норильских дифференцированных интрузий. П.:
Недра, 1971.
Додин ДА., Голубков B.C. К проблеме
траппового магматизма северо-западной
окраины Сибирской платформы. — Информ. сб.
НИИГА. 1962, вып. 28.
Докучаева B.C. Петрохимия
ультраосновных — основных пород Мончегорского плуто-
на. — В кн.: Основные и ультраосновные
породы Кольского полуострова и их металлогения.
Апатиты, 1975.
Долги нов Е.А., Давиденко И.В.. Разваля-
ев А.В., Стихотворцева Н.А. Рудоносные
формации докембрия восточной Африки и
Аравии, М.: Недра, 1979.
Донских В.В., Зелепугин В.Н. О
номенклатуре и классификации. — В кн,:
Методические указания по геологической съемке
масштаба 1:50 000. Вып. 2, Л.: Недра, 1971.
Дубровский М.И. Анатектит-граниты
подвижных зон. — В кн.: Гранитоидные
формации докембрия северо-восточной части
Балтийского щита. Л.: Наука, 1978.
Дуранте М.В., Зоненшайн Л.П.,
Коваленко В. И. и др. Верхнепалеозойские отложения
и магматизм Ханбогдинского района Южной
Монголии. — Бюлл. МОИП. Отд. геол., 1976,
51. №4.
Дюжиков О.А. О пикритовых базальтах
Норильского района. — Докл. АН СССР, 1971,
197, №6.
Дю-Тойт А. Геология Южной Африки. М.:
Изд-во иностр. лит., 1957.
Егоров Л.С. Мелилитовые породы Май-
меча-Котуйской провинции. — Тр. НИИГА,
1969, вып. 159.
Егоров Л.С. Происхождение и формацион-
ный состав Маймеча-Котуйского
магматического комплекса. — В кн.: Карбонатиты и
щелочные породы севера Сибири. Л.: НИИГА,
1970.
Егоров Л.С, Гольдбурт Т.П., Шихори-
на К.М. — Геология и петрография
магматических пород Тулинской интрузии, — В кн.:
Тулинская интрузия ультраосновных —
щелочных пород. — М.: Госгортехиздат, 1961.
Егоров Л.С, Сурина Н.П. Меймечиты севера
Сибири (геолого-петрографические
особенности и взаимоотношения с Тулинской
интрузией ультраосновных щелочных пород).— В кн.:
Апатитоносность севера Сибири. Л.: НИИГА,
1976.
Ежов А.И. Гранитоиды Шалгиинского
района. М.: Наука, 1964.
Елисеев Н.А. К вопросу о классификации
нефелиновых горных пород. — Зап. Всесоюз.
минерал, о-ва, 1957, ч. 86, вып. 5.
Еремеев Н.В. О времени формирования
вулкано-плутонических ассоциаций калиевых
щелочных пород. — В кн.: Геохронология
гранитоидов Монголо-Охотского пояса. М.:
Наука, 1979.
Ермаков В.А. Мегаплагиопорфировые
лавы Камчатки — вероятный аналог анортози-
товых пород. — Изв. АН СССР. Сер. геол.,
1971, № 10.
Ермаков В.А. Формационное расчленение
четвертичных вулканических пород. М.: Недра,
1977.
Ермолов П.В.. Тян В.Д. К проблеме чар-
нокитоподобных гранитоидов. — Геол. и
геофиз., 1975, № 11.
Ермолов П.В., Владимиров А. Г., Изох А.Э.
Об автономности щелочно-сиалических магм в
сиенит (граносиенит) -гранитных комплексах.—
Тр. ИГиГ СО АН СССР, 1978, вып. 402.
Ермолов П.В., Изох Э.П., Пономарева А.П.,
Тян В.Д. Габбро-гранитные серии западной
части Зайсанской складчатой системы.
Новосибирск: Наука, 1977.
Ерохов В.Ф., Шилов В.Н. Вулканические
образования Сахалина и Курильских
островов. - Тр. ВСЕГЕИ, Нов. сер. 1971, 174.
Еськова Е.М., Жабин А. Г., Мухитдинов Г.Н.
Минералогия и геохимия редких элементов
Вишневых гор. М.: Наука, 1964.
Ефимов А.А. Проблема мирового дунита.—
В кн.: Кора и верхняя мантия. М.: Наука,
1968.
Ефимов А.А. "Горячая тектоника" в гипер-
базитах и габроидах Урала. — Геотектоника,
1977, № 1.
Ефимов А.А., Ефимова Л.П. Кытлымский
платиноносный массив. — В кн.: Материалы
по геологии и полезным ископаемым Урала.
Вып. 13. М.: Недра, 1967.
Ефремова СВ. Дайки в гранитоидных
комплексах Центрального Казахстана. М.: Наука,
1970.
Ефремова СВ. О роли явлений гибридизма
и дифференциации в Восточно-Коунрадском
редкометальном гранитном интрузиве
(Центральный Казахстан). — В кн.: Редкометаль-
ные граниты и проблемы магматической
дифференциации. М.: Наука, 1972.
Ефремова СВ. Верхнепалезойские
гранитоиды неустойчивого
количественно-минерального состава Центрального Казахстана и их
формационное расчленение. — В кн.:
Гранитоиды складчатых и активизированных областей
и их рудоносность. М.: Наука, 1977.
Ефремова СВ. Магматизм Мегри-Ордубад-
ского района и индикаторная роль даек в
решении вопроса рудоносности магматических
формаций. — В кн.: Петрология и рудоносность
индикаторных магматических формаций. М.:
Наука, 1981,
Жабин А. Г., Сурина Н.П. Петрология даек,
силлов и трубок взрыва Маймеча-Котуйской
провинции. М.: Наука, 1970.
Жабин А. Г., Свешникова Е.В.
Магматический канкринит.— Зап. Всесоюз. минерал, о-ва,
1970. ч. 99, вып. 3.
Жидков А.Я. Сложная Сынырская интрузия
сиенитов Северо-Байкальской щелочной
провинции. — Геол. и геофиз., 1962, №9.
Жидков А.Я. Щелочные интрузии Сынныр
и Бурнала Северного Прибайкалья. Автореф.
дис. ... канд. геол.-минерал, наук. Л., 1965.
Жук-Почекутов К.А., Гладких B.C.,
Леонтьев Л.Н. Ассоциация щелочных базальтоидов-
базальтов Маймеча-Котуйской вулкано-плуто-
нической формации. — В кн.: Петрология и
геохимические особенности комплекса ультраба-
719
зитов, щелочных пород и карбонатитов. М.:
Наука, 1965.
Заварицкий А.Н. Перидотитовый массив
Рай-Из на Полярном Урале. М.; Л.: ГОНТИ,
1932.
Заварицкий А.Н. Щелочные горные породы
Ишима. - Тр. Петрогр. ин-та АН СССР. 1936,
вып. 7-8.
Заварицкий А.Н. Петрография Бердяушско-
го плутона. - Тр. ЦНИГРИ, 1937, вып. 96.
Заварицкий А.Н. Пересчет химических
анализов изверженных горных пород и
определение химических типов их. М.; П.: Изд-во
АН СССР, 1941.
Заварицкий А.Н. Введение в петрохимию
изверженных горных пород. 2-е изд. М.; П.:
Изд-во АН СССР, 1950.
Заварицкий А.Н. Изверженные горные
породы. М.: Изд-во АН СССР, 1956.
Заварицкий А.Н. Пересчет химических
анализов изверженных горных пород и
определение химических типов их. М.: Изд-во АН
СССР, 1960.
Заварицкий А.Н., Заварицкий В.А.
Петрография Ишимского щелочного массива. М.:
Наука, 1973.
Заварицкий А.Н., Соболев B.C.
Физико-химические основы петрографии изверженных
пород. М.: Госгеолтехиздат, 1961.
Заварицкий В.А. Спилито-кератофировая
формация окрестностей месторождения Блявы
на Урале. - Тр. ИГН АН СССР. Сер. петрогр.,
1946, вып. 71.
Загрузина И.А. Геохронология мезозойских
гранитоидов Северо-Востока СССР. М.: Наука,
1977.
Закруткин В.В. О петрохимии чарнокито-
вой формации. —Геол. и геофиз., 1970, № 8.
Закруткин В.В. О химизме гранит-чарно-
китов и их генезисе. — Изв. АН СССР. Сер.
геол., 1971, № 10.
Заридзе Г.М., Татришвили Н.Ф. Магматизм
Грузии и связанные с ним рудообразования.
М.: Госгеолтехиздат, 1959.
Захарченко А.И. Фазовое состояние и
состав последовательных выделений магматоген-
кых флюидов, связанных с гранитоидами и их
роль в минерало- и рудообразовании (на
основании изучения отвердевших и газово-
жидких включений). — В кн.: Рудообразующая
среда по включениям в минералах. М.: Наука,
1972.
Зелепугин В.Н., Николаев В.Ф. Петрохи-
мические методы изучения вулканогенных
пород. — 8 кн.: Геологическая съемка
вулканогенных образований. Л.: Недра, 1971.
Зиборова Т.А., Наседкин В.В. Применение
термического анализа в инфракрасной
спектроскопии при диагностике кристобалита и триди-
мита. — В кн.: Термоаналитические
исследования в современной минералогии. М.: Наука,
1970.
Зимин С.С. Парагенезис офиолитов и
верхняя мантия. М.: Наука, 1973.
Зленко Н.Д., Тархова М.А. К вопросу о
единой номенклатуре эффузивных и жильных
горных пород. — Изв. АН СССР. Сер. геол.,
1961, № 1.
Золотарев Б.П., Кравченко СМ.,
Соболев СФ. О корреляции содержаний калия и
урана в четвертичных базальтоидах Большой
Курильской островной дуги. — В кн.:
Петрология и металлогения базитов. М.:Наука,
1973.
720
Золотухин В.В. О результатах последних
петрологических исследований интрузии Но-
рильск-l. — В кн.: Геология и петрология
интрузивных траппов Сибирской платформы. М.:
Наука, 1966.
Золотухин В.В., Рябов В.В. "Талнахит"
как одна из разновидностей норильских габ-
бро-долеритов троктолитового типа. — Геол.
и геофиз., 1970, № 7.
Золотухин В.В., Рябов В.В., Васильев Ю.Р.,
Шаткое В.А Петрология Талнахской
рудоносной дифференцированной трапповой интрузии.
Новосибирск: Наука, 1975.
Зоненшайн Л,П., Кузьмин М.И., Мора-
лев В.М. Глобальная тектоника, магматизм и
металлогения. М.: Недра, 1976.
Зоненшайн Л.П., Савостин Л.А., Варда-
петян А.Н. и др. Кайнозойская тектоника
плит и геологическая история отрезка Альпий-
ско-Гималайского пояса. — В кн.: Строение
литосферных плит (Взаимодействие плит и
образование структур земной коры). М., 1979.
Зубатарева Л.И. О.некоторых новых
названиях горных пород. — Изв. АН СССР. Сер.
геол., 1975, № 2.
Зубатарева Л.И., Кабанова Е.С.,
Медведева И.Е. Фундамент морского дна. — В кн.:
Итоги науки и техники: Геохимия,
минералогия, петрография. М.: ВИНИТИ, 1976, т. 9.
Зырянов В.Н. Петрология метасоматически
измененных гранитоидов и щелочных пород
Чингизской зоны. М.: Наука, 1969.
Иваников В.В. Геология и петрология
комплекса щелочно-ультраосновных даек
Кандалакшского грабена. Автореф. дис. ... канд.
геол.-минерал, наук. Л., 1977.
Иванов Б.В. Извержение Карымского
вулкана в 1962—1965 гг. и вулканы Карымской
группы. М.: Наука, 1970.
Иванов Б.Н., Баженов А. Г., Кутепова Л.А.,
Кошевой Ю.Н. Амфибол и пироксенсодержа-
щие фениты и сиениты центральной щелочной
полосы в северной части Ильменских гор. —
Тр. Ильмен. заповеди., 1978, вып. 22.
Иванов В.М. Закономерности изменения
состава пород и породообразующих
минералов ряда ритмически расслоенных габбро-
пироксенит-дунитовых плутонов Алтае-Саян-
ской области. - Тр. ИГиГ СО АН СССР, 1971,
вып. 79.
Иванов В.М., Волохов И.М., Поляков Г.В.,
Оболенская Р.В. Основные черты химизма
габбро-пироксенит-дунитовой формации Алтае-
Саянской складчатой области. Новосибирск:
Наука, 1972.
Иванов С.Н. К вопросу о номенклатуре
эффузивных горных пород. — Изв. АН СССР.
Сер. геол., 1960, № 7.
Иванов С.Н., Перфильев А.С, Нечеухин В.М.
и др. Палеозойская история Урала. — В кн.:
Магматизм, метаморфизм и рудообразование
в геологической истории Урала. Свердловск
1974.
Иванова В.Л., Овсянников Н.В. Пористые
шлаковые андезитобазальты Шкотовского
месторождения. — Тр. Дальневост. политехи,
ин-та, 1974, 58.
Иванова Т.Н. Закономерности развития
раннепалеозойского магматизма в различных
структурах Тувы. М.: Госгеолтехиздат, 1963.
Иванова Т.Н., Дудкин О.Б., Козырева Л.В.,
Поляков К.И. Ийолит-уртиты Хибинского
массива. Л.: Наука, 1970.
Ивашкина Р.Н. Нефелиновые породы мае-
сива Каргусуль-Лиственный. — В кн.:
Материалы по геологии Западной Сибири. Вып. 64.
Новосибирск, 1963.
Игнатовски П. Характер и рудоложко
значение на пукнатините в находище Асарел. —
Рудообразув. процеси и минер, находища,
1979. 10.
Изох Э.П. Гилербазит-габбро-гранитный
формационный ряд и формация
высокоглиноземистых гранитов. Новосибирск: Наука, 1965.
Изох Э.П. (ред.) Формационный анализ
гранитоидов Западного Узбекистана.
Новосибирск: Наука, 1975.
Изох Э.П., Колмак Л.М., Наговская Г.И.,
Русс В.В. Позднемезозойские интрузии
Центрального Сихотэ-Алиня и связь с ними оруде-
нения. - Тр. ВСЕГЕИ. Нов. сер., 1957, 21.
Изох Э.П., Налетов Б.Ф. Принципы
классификации и применения номенклатуры
гранитоидов. — Зап. Всесоюз. минерал, о-ва, 1974,
ч. 103, вып. 2.
Изох Э.П., Русс В.В., Кунаев И. В.,
Наговская Г.И. Интрузивные серии Северного
Сихотэ-Алиня и Нижнего Приамурья, их рудонос-
ность и происхождение. М.: Наука, 1967.
Илу пин И. П., Каминский Ф.В., Францес-
сон ЕВ. Геохимия кимберлитов. IVL: Недра,
1978.
Ильвицкий М.М., Меркулов Я.Н. Петро-
химическая классификация ультраосновных
пород Среднего Приднепровья с помощью
линейных дискриминантных функций. — В кн.:
Геология и рудоносность юга Украины. — Тр.
Днепропетров. гос. ун-та, 1973, вып. 6.
Ильенок С.С. Основные черты петрологии
Патынского массива. — Геол. и геофиз., 1960,
№4,
Ильенок С.С. Щелочные породы участка
горы Куль-Тайга. — В кн.: Материалы по
геологии Западной Сибири. Вып. 64. М.: Госгеол-
техиздат, 1963.
Ильенок С.С, Петрология
габбро-сиенитового комплекса Горной Шории. Томск: Изд-во
Томск, ун-та, 1964.
Ирвайн Т.Н., Смит К.Х. Первичное
описание минералов в расслоенной серии интрузива
Маскокс, — В кн.: Магматические рудные
месторождения. М.: Недра, 1973.
Исследования по проблеме рифтовых зон
Мирового океана. Т. 1, 2. М-: Наука, 1972.
Йодер Г.С, Тилли К.Э. Происхождение
базальтовых магм. М.: Мир, 1965.
Кавардин Г.И., Кравцова Л.И., Старицы-
на Г.Н., Томановская Ю.И. Классификация
пород трапповой формации. — Тр. НИИГА,
1968, 158.
Каденскип А.А. Геология и петрология
южной части Анабарского щита. М.; Л.: Изд-во
АН СССР, 1961.
Казакова Э.Н., Сергеева В. Б.. Сергеев К.Ф.,
Стрельцов М.И. Риолитовый комплекс
Командорских островов. — Тр. СахКНИИ, 1976,
вып. 48.
Казарян Г.А. О находке нефелиновых фоно-
литов в Армянской ССР. — Докл. АН Арм.
ССР, 1973, 56, № 1.
Казицын Ю.В., Александров Г.В., Панов Е..Н.
и др. Мезозойские интрузии Шилка-Олекмин
ского района (Северо-Восточное Забайкалье).
М.: Недра, 1967.
Каминский Ф-В. Дайки и трубки Ингилий-
ского района и их петрографический, состав
(восточная часть Алданского щита). Автореф.
дис, ... канд. геол.-минерал, наук. М.; 1969.
46. Зак. 971
Канн Дж. Р. Вариации содержания главных
химических элементов в базальтах дна
океана. — В кн.: Петрология инверженных и
метаморфических пород океана. М.: Мир, 1973.
Капсамун В.П. Интрузивные породы и
вольфрамовое оруденение Их-Ирхана
(Центральная Монголия). М.: Наука, 1976.
Карагодин С.С. Позднекаледонская андезит-
липарит-гранитовая формация Мугоджар. — Тр.
ин-та геол. и геохим. Уральск, научн. центра
АН СССР, 1972, вып. 93.
Карапетян К.И. Четвертичный вулканизм
бассейна р. Арла в Армении. — В кн.: Вопросы
вулканизма (Тр. I Всесоюз. вулканолог. ,
совещ.). И.: Изд-во АН СССР, №62.
Карапетян С. Г. Особенности строения и
состава новейших липаритовых вулканов
Армянской ССР. Ереван: Изд-во АН АрмССР, 1972.
Карпинский А.П. Анамезит в Европейской
России. — В кн.: Ко дню столетнего юбилея
Горного Института. СПб.. 1873.
Карта геологических формаций Восточного
Казахстана масштаба 1:1 500 000
(Объяснительная записка). М.: Недра, 1971.
Карта магматических формаций СССР
масштаб 1:2 500 000 (Краткая объяснительная
записка). П., 1971,
Каузинс К.А. Риф Меренского в
изверженном комплексе Бушвельд. — В кн.:
Магматические рудные месторождения. М.: Недра,
1973.
Кашин С.А. Медно-титэно-магнетитовое
оруденение в основных иктрузиях Урала. —
Тр. ИГН АН СССР, 1948, вып. 91,
Кашинцев Г.П., Рудник Г. Б. Новые данные
о базальтах Восточно-Индоокеанского хребта.—
Изв. АН СССР. Сер. геол., 1975, № 6.
Кашинцев ГЛ., Рудник Г. Б.
Магматические породы восточной части Индийского
океана.— Океанология, 1977, 17, вып. 5.
Кашинцев: Г.Л., Рудник Г.Б., Фролова Т.Н. ¦
Магматические и метаморфические породы дна
океанов. — В кн.: Геология океана.
Осадкообразование и магматизм океэна.М.: Наука, 1979.
Кент Л., Френкель Дж. Интрузии стекла и
долеритов. — В кн.: Геология и петрография
трапповых формаций. М.: Изд-во иностр. лит.,
1950.
Керимов Г.И. К классификации
гранитоидов. - Изв. АН АзССР, 1956, № 11.
Керимов Г.И., Абдуллаев Р.Н. Мезозойский
гранитоидный интрузивный комплекс Малого
Кавказа и его металлогенические особенности
(Азербайджан). — В кн.: Петрографические
формации и проблема петрогенеза. М.: Наука,
1964,
Кепежинскас В.В. Петрохимия позднепале-
озойских — раннемезозойских вулканических
ассоциаций Центральной Монголии. — Тр.
ИГиГ СО АН СССР, 1974, вып. 75.
Кепежинскас В.В. Кайнозойские щелочные
базальтоиды Монголии и их глубинные
включения. М.: Наука, 1979.-
Кепежинскас В. В., Девяткин Е.В., Лучиц-
кий И.В. и др. Кайнозойские щелочные оливи-
новые базальты Монголии. — В кн.:
Ассоциации вулканогенных пород Монгольской
Народной Республики, их состав и стратиграфическое
положение. М.: Наука, 1973.
Кетрис М.П., Львов Б.К. Петрографические
особенности и классификация
верхнепалеозойских гранитоидов Урала. — В кн.: Вопросы
магматизма и метаморфизма. Т. 3, П.: Изд-во
ЛГУ, 1968.
721
Киркинская В.П. Пирокластические
породы. Справочное руководство по петрографии
осадочных пород. Л.: Госгеолтехиздат, 1958,
т. 2.
Кирсанов И.Т., Важеевская А.А. Динамика
извержения побочных кратеров и некоторые
вопросы петрологии продуктов. — В кн.:
Вулканизм и глубины Земли. М.: Наука, 1971.
Киселев А.И., Медведев М.Е., Головко Г.А.
Вулканизм Байкальской рифтовой зоны и
проблемы глубинного магмообразования.
Новосибирск: Наука, 1979.
Классификация вулканогенных обломочных
горных пород. М.: Госгеолтехиздат, 1962.
Классификация и номенклатура вулкано-
генно-осадочных пород. Тбилиси: Изд-во ЦК
КП ГрузССР, 1970.
Классификация и номенклатура
плутонических (интрузивных) горных пород. М.:
Недра, 1975.
Классификация и номенклатура,
магматических горных пород. М.: Недра, 1981.
Кленова М.В., Лавров В.М. фарерская
возвышенность и срединный Атлантический
хребет. — В кн.: Геология Атлантического
океана. М.: Наука, 1975.
Климов Л.В. Чарнокиты. — В кн.: Гранули-
товая фация метаморфизма. Л.: Наука, 1972.
Климов Л.В., Равич М.Г., Соловьев Д. С.
Чарнокиты Восточной Антарктиды. — В кн.:
Антарктика. Вып. 4. М.: Наука, 1964.
Князев Г. Б. Особенности интрузивного
магматизма района Табратского месторождения.—
В кн.: Сборник статей по геологии Сибири.
Томск: Изд-во Томск, ун-та, 1975.
Ковалев П.Ф., Вухаров Н.С. Сравнительная
характеристика гранитоидных массивов Танну-
ольского комплекса Центральной и Восточной
Тувы. — В кн.: Материалы по геологии
Тувинской АССР. Вып. 4. Кызыл: Тувинск. кн.
изд-во, 1979.
Коваленко В. И. Геохимическая
направленность эволюции щелочно-гранитных магм. —
Геохимия, 1977,, № 11.
Коваленко В.И. Петрология и геохимия
редкометальных гранитоидов. Новосибирск:
Наука, 1977.,.
Коваленко Н.И. Экспериментальное
исследование образования редкометальных литий-
фтористых гранитов. М.: Наука, 1979.
Коваленко В.И., Коваленко Н.И. Онгониты
(топазсодержащие кварцевые кератофиры) —
субвулканические аналоги редкометальных
литий-фтористых гранитов. М.: Наука, 1976.
Коваленко В.И., Лапидес И.Л. Физически-
условия кристаллизации дайки топазсодержа-
щих кварцевых кератофиров (онгонитов). —
Докл. АН СССР, 1974, 215, № 6.
Коваленко В.И., Пополитов Э.И. Петрология
и геохимия редких элементов щелочных и
гранитных пород Северо-Восточной Тувы. М.:
Наука, 1970.
Коваленко В.И., Антипин B.C.,
Коваленко Н.И., Черная Л.И. Коэффициенты
распределения лития, рубидия, цезия в онгонитах в
связи с некоторыми вопросами происхождения
редкометальных литий-фтористых гранитов. —
Изв. АН СССР. Сер. геол., 1977,, №5.
Коваленко В.И., Антипин B.C., Ярошен-
ко С.К. Коэффициенты распределения бария
и стронция в онгонитах и редкометальных
литий-фтористых гранитах, — Геохимия, 19772,
№5.
Коваленко В.И., Антипин B.C., Конусо-
722
ва В.В. и др. Коэффициенты распределения
фтора, ниобия, тантала, лантана, иттербия,
иттрия, олова и вольфрама в онгонитах. —
Докл. АН СССР, 1977,, 233, № 5.
Коваленко В.И., Антипин B.C., Петров Л.П.
Коэффициенты распределения бериллия в
онгонитах и некоторые вопросы его геохимии в
редкометальных литий-фтористых гранитах. —
Геохимия, 19774,№9.
Коваленко В.И., Владыкин Н.В.,
Лапидес И.Л., Горегляд А.В. Щелочные амфиболы
редкометальных гранитоидов. Новосибирск:
Наука, 1977.
Коваленко В.И., Кузьмин М.И.,
Летников Ф.А. О магматическом генезисе
редкометальных литий-фтористых гранитов, — Докл.
АН СССР, 1970, 190, № 2.
Коваленко В. И., Кузьмин М.И., Зонен-
шайн Л.П. и др. Редкометальные гранитоиды
Монголии {петрология, распределение редких
элементов и генезис). М.: Наука, 1971,.
Коваленко В. И., Кузьмин М.И., Черная Л. И.
О повышенных концентрациях Cs в кислых
стеклах из Монгольской Народной
Республики, — В кн.: Ежегодн. 1970. Ин-та геохимии
СО АН СССР, Иркутск, 19712.
Коваленко В.И., Писарская В.А.,
Пополитов Э.И. Анализ минеральных парагенезисов
с рибекит-арфведсонитом и фации щелочных
гранитов. - Изв. АН СССР. Сер. геол., 1968,
№9.
Коваленко В. И., Самойлов B.C.,
Владыкин Н.В. и др. Геохимическая характеристика
пород приповерхностного карбонатитового
комплекса из пустыни Гоби (МНР). —
Геохимия, 1977, №9.
Коваленко В. И., Самойлов B.C.,
Горегляд А.В. Богатые редкими элементами онго-
нитовые вулканиты. — Докл. АН СССР, 1979,
246, № 3.
Коваль П.В. Петрология и геохимия альби-
тизированных гранитов. Новосибирск: Наука,
1975.
Коваль П.В., Коваленко В.И., Кузьмин М.И.
и др. Минеральные парагенезисы, состав и
номенклатура слюд редкометальных альбитсо-
дёржащих гранитоидов. — Докл. АН СССР,
1972, 202, № 5.
Когарко Л.Н. Явления несмесимости в
щелочных магмах. — В кн.: Эксперимент в
минералогии и петрографии. М.: Наука, 1975.
Когарко Л.Н., Рябчиков И.Д. Летучие
компоненты в магматических процессах. —
Геохимия, 1978, №9.
Козеренко В.Н. Геологическое строение
юго-восточной части Восточного Забайкалья.
Львов: Изд-во Львовск, ун-та, 1956.
Козлов В.Д. Геология и геохимия
палеозойских гранитоидов Ундино-Газимурского
района (Восточное Забайкалье). — В кн.:
Геохимия редких элементов в магматических
комплексах Восточной Сибири. М.: Наука,
1972.
Козлов В.Д., СвадковскаяЛ.Н., Карпов И.К.
Слюды магматитов Забайкалья. Новосибирск:
Наука, 1978.
Козлов Е.К., Юдин Б.А., Докучаева B.C.
Основной и ультраосновной комплексы Монче-
Волчьих-Лосевых тундр. Л.: Наука, 1967.
Козлова П.С, Гурвич М.Ю. Поведение и
пространственное распределение урана в
калиевых щелочных породах. — Геохимия, 1979,
№4.
Козубова Л.А. Эволюция вулканизма син-
хронно развивающихся областей складчатости
и активизации на примере Центрального и
Западного Забайкалья. — В кн.: Эволюция
вулканизма в истории Земли. М.: Наука, 1973.
Кокаев С.Н., Плошко В.В. Новые данные
о диабаз-пикритовой формации Большого
Кавказа. — Сов, геология, 1975, № 2.
Копман Р.Г. Офиолиты. М.: Мир, 1979.
Колчеданные месторождения мира. Ред.
В.И. Смирнов. М.: Недра, 1979.
Комаров Ю.В. Мезозойский внегеосинкли-
нальный магматизм Западного Забайкалья.
Новосибирск: Наука, 1972.
Комарова З.И. Позднепалезойские грани-
тоиды Шиловско-Коневской группы
массивов. — В кн.: Магматические формации,
метаморфизма, металлогения Урала, т. 4.
Свердловск, 1971.
Конев А.А. Петрография щелочных,
ультраосновных и основных горных пород Сайжин-
ского и Гулхенского плутонов (Витимское
плоскогорье) . — Тр. Вост.-Сиб. геол. ин-та,
1962, вып. 11.
Конев А.А. Жидойский щелочно-ультраос-
новной плутон. М.: Наука, 1970.
Конев А.А. О нефелиновых базальтах
Прибайкалья. — Геол. и геофиз., 1971, № 6.
Кононов А.Н. Яломанский гранодиорит-ада-
меллитовый комплекс центральной части
Горного Алтая. Красноярск, 1969.
Кононов Ю.В. Габров! масиви Укражського
щита (центральна частина). Киев: Наукова
Думка, 1966.
Кононова В.А. Уртит-ийолитовые интрузии
Тувы и роль метасоматических процессов
при их формировании. — Изв. АН СССР. Сер.-
геол., 1957, № 5.
Кононова В.А. Уртит-ийолитовые интрузии
юго-восточной Тувы и некоторые вопросы
их генезиса. - Тр. ИГЕМ АН СССР, 1961,
вып. 60.
Кононова В.А. Первично-расслоенная Баян-
кольская интрузия геденбергитовых
нефелиновых сиенитов. — В кн.: Щелочные породы
Сибири. М.: Изд-во АН СССР, 1962.
Кононова В.А. Якупирангит-уртитовая
серия щелочных пород. М.: Наука, 1976.
Коптев-Дворников B.C. К вопросу о
закономерностях формирования интрузивных
комплексов гранитоидов (на примере
Центрального Казахстана). — Изв. АН СССР. Сер. геол.,
1959, №4.
Коптев-Дворников B.C. О геологических
условиях развития явлений дифференциации в
гранитных интрузивах формации малых
глубин. — Сов. геология, 1961, № 1.
Коптев-Дворников B.C. (ред.) Вопросы
петрографии Казахстана. М.: Наука, 1966.
Коптев-Дворников B.C., Ефремова СВ..
Апепьцин Ф.Р. и др. Современное состояние
терминологии и номенклатуры изверженных
пород. М., 1969.
Коптев-Дворников B.C., Петрова М.А. Пет-
рохимическая классификация эффузивов
кислого состава. — В кн.: Магматизм, формации
кристаллических пород и глубины земли.
М.: Наука, 1972, ч. 2.
Коптев-Дворников B.C., Полквой О.С,
Маркова Н.Г. и др. Палеозойские интрузивные
комплексы Бетпак-Далы. — Тр. ИГЕМ АН
СССР, 1960, вып. 44,
Корель В. Г., Кузнецов В.Н.
Петрологический очерк Ольгинско-Ампалыкского
интрузива (северная часть Кузнецкого Алатау). Геол.
и геофиз., 1961, № 2.
Коренбаум С.А., Валуй Г.А., Врожеек А.А.,
Горбатюк О.В. Гранитоидный магматизм
Южного Приморья. — В кн.: Изверженные породы
Востока Азии. Владивосток, 1976.
Корень Л.И. Изучение возможности
получения спекшихся легких материалов из анде-
зито-базальтов Приморского края. — Сооб.
Дальневост. фил. СО АН бССР, 1960, вып. 13.
Коржинский Д.С. Принцип подвижности
щелочей при магматических явлениях. — В кн.:
Академику Д.С. Белянкину к 70-летию со дня
рождения. М.: Изд-во АН СССР, 1946.
Коржинский Д.С. Физико-химические
основы анализа парагенезисов минералов. М.:
Изд-во АН СССР, 1957.
Коржинский Д. С. Метамагматические
процессы. — Изв. АН СССР. Сер. геол., 1973,
№ 12.
Коржинский Д.С. Проблема различия
метасоматических образований от магматических
и осадочных.— В кн.: Метасоматизм и рудооб-
разование. М.: Наука, 1974.
Коржинский Д.С. Кислотно-основное
взаимодействие магмы с трансмагматическими
флюидами. — В кн.: Геохимия. Минералогия.
Петрология. М.: Наука, 1976,.
Коржинский Д.С. Предисловие. — В кн.:
Онгониты. М.: Наука, 19762.
Кориневский В.Г. Калиевые щелочные ба-
зальтоиды эйфеля Сакмарской зоны Мугод-
жар. — В кн.: Ежегод. ин-та геол., и геохим.
Уральск, фил. АН СССР, 1971.
Короновский Н.В., Солодкова Н.А.
Строение и история формирования вулкана Синяк
(Закарпатье). — Тр. лабор. палеовулкан.
Казах, научн. иссл. ин-та минерал, сырья,
1964, вып. 3,
Кортусов М.П. Палеозойские интрузивные
комплексы Мариинской Тайги (Кузнецкий
Алатау). — В кн.: Нижнепэлеозойские
интрузивные комплексы, т. 1, Томск: Изд-во Томск,
гос. ун-та, 1967.
Косалс А.Я. Геохимия амазонитовых апог-
ранитов. Новосибирск: Наука, 1976,.
Косалс А.Я. Основные черты геохимии
редких элементов в гранитоидных расплавах и
растворах. Новосибирск: Наука, 19762.
Костюк В.П. Минералогия и проблемы
генезиса щелочных изверженных пород Сибири.
Новосибирск: Наука, 1974.
Косыгин Ю.А., Кулындышев В.А.
Структурно-системные исследования в геологии и
проблема математизации. — Изв. АН СССР. Сер.
геол., 1974, №6.
Косыгин Ю.А., Синюков В.И. Древние и
молодые платформы как структурные элементы
осадочной оболочки Земли. — В кн.: Вопросы
тектоники древних платформ. Новосибирск:
Наука, 1974.
Котляр В.Н. О шаровых габбро у с. Воскре-
сенска АрмССР. — Докл. АН СССР. Нов. сер.,
1945, № 9.
Котляр В.Н. Памбак, Геология, интрузивы
и металлогения Памбакского хребта и
смежных районов Армении. Ереван: Изд-во АН
АрмССР, 1958.
Кравцова Л.И. Номенклатура и
классификация интрузивных траппов Сибирской
платформы. — В кн.: Геология и петрология
интрузивных траппов Сибирской платформы. М.:
Наука, 1970,
Кравченко СМ., Гладких B.C. Опыт класси-
723
фикации щелочных базальтоидов и
производных базальтоидных магм. — Бюлл. МОИП.
Отд. геол., 1966, 51, вып. 6.
Кренделев Ф.П. Остров Пасхи.
Новосибирск: Наука, 1976.
Кривенко А.П. Сиенит-габбровый плутон
Большой Таскыл в Кузнецком Алатау.
Новосибирск: Наука, 1973.
Кудрин B.C. Щелочные интрузии северо-
восточной части Тувы. - Сов. геология 1962
№4.
Кузебный B.C. Марьин A.M. Габброидные
интрузии Рудного Алтая и особенности их
формирования (на примере северо-западной
части Рудного Алтая). — В кн.: Особенности
формирования базитов. М.: Наука, 1965.
Кузебный B.C., Ермолов П.В., Тан В.Д.
Вопросы магматической геологии Сибири.
Новосибирск: Наука, 1978.
Кузнеиов Е.А. О способах пересчета и
изображениях химсостава магматических горных
пород.— Вест. МГУ. Сер. биол., почвовед.,
геол., геогр., 1947W № 3.
Кузнецов Е.А. Количественно-минеральный
состав горных пород и их химические
характеристики. — Вести. МГУ. Сер. биол.,
почвовед., геол., геогр., 1947.,, № 6.
Кузнецов Е.А. Петрография магматических
и метаморфических пород. М.: Изд-во МГУ,
1956.
Кузнецов Ю.А. Петрология докембрия
Южно-Енисейского кряжа. — В кн.: Материалы по
геологии Западной Сибири. Вып. 15. 1941.
Кузнецов Ю.А. О принципах выделения и
классификации фаций магматических пород. —
В кн.: Основные идеи М.А. Усова в геологии.
Алма-Ата: Изд-во АН КазССР, 1960.
Кузнецов Ю.А. Главные типы
магматических формаций. М.: Недра, 1964.
Кузнецов Ю.А. Раннекаледонские гранито-
идные формации Кузнецкого Алатау. М.:
Наука, 1971.
Кузнецов Ю.А. Магматические формации и
тектоника. — В кн.: Магматизм, формации
кристаллических пород и глубины Земли.
М.: Наука, 1972.
Кузнецов Ю.А., Косыгин Ю.А. Основные
черты тектоники и магматизма Сибири,— Геол.
и геофиз., 1962, №5.
Кузнецов Ю.А., Белоусов А. Ф., Поляков Г.В.
Принципы построения систематики
магматических формаций на основе их вещественного
состава. — В кн.: Проблемы петрологии. М.:
Наука, 1976.
Кузьменко М.В. Геохимия тантала и генезис
эндогенных танталовых месторождений: Авто-
реф. дис. ... докт. геол.-минерал. наук. М.:
ИМГРЭ, 1973.
Кузьмин М.И., Антипин B.C. Геохимическая
характеристика мезозойских гранитоидов
Восточного Забайкалья . — В кн.: Геохимия
редких элементов в магматических комплексах
Восточной Сибири. М.: Наука, 1972.
Кузьмин М.И., Филиппова И. Б. История
развития Монголо-Охотского пояса в среднем-
позднем палеозое и мезозое.— В кн.: Строение
литосферных плит (Взаимодействие плит и
образование структур земной коры), М.,
1979.
Куно X. Серии изверженных пород. — В кн.:
Химия земной коры. Т, 2, М.: Наука, 1964.
Куплетский Б.М. Кукисвумчорр и
прилегающие к нему массивы центральной части
Хибинских тундр по съемкам 1929—1930 гг.—
724
Тр. СОПС АН СССР. Сер. кольск., 1932,
вып. 1,4.1.
Куплетский Б.М.
Количественно-минералогический состав основных пород. — Тр. Пет-
рогр. ин-та АН СССР, 1936, вып. 9.
Куплетский Б.М. Петрографический очерк
Хибинский тундр. — В кн.: Минералы
Хибинских и Ловозерских тундр. М.; Л.: Изд-во
АН СССР, 1937,-
Куплетский Б.М. Формация нефелиновых
сиенитов СССР. М.; Л.: Изд-во АН СССР,
1937,.
Куплетский Б.М. Палагонитовые базальты
Тимана. — Тр. ИГН АН СССР. Сер. петрогр.,
1940, вып. 25.
Куплетский Б.М.
Количественно-минералогическая классификация лампрофиров и их
генезис. — Изв. АН СССР. Сер. геол., 1944,
№5.
Куплетский Б.М. К вопросу о
количественно-минералогическом составе фельдшпа-
тоидных пород. — Докл. АН СССР. Нов. сер.,
1946, 52, №3.
Куплетский Б.М. Гранитные интрузии
восточного склона Урала и их редкометальное
оруденение. — Тр. ИГН АН СССР. Сер.
петрогр., 19<7, вып. 83.
Куплетский Б.М.
Количественно-минералогическая характеристика фельдшпатоидных
пород. М.: Изд-во АН СССР, 1950.
Куплетский Б.М.
Количественно-минералогический состав гранитоидов. — В кн.:
Вопросы петрографии и минералогии. М.: Изд-во
АН СССР, 1953, т. 1.
Куплетский Б.М., Ковалева О.И. Опыт
рациональной количественно-минералогической
классификации гранитоидов. —Докл. АН СССР,
1939, 23, №6.
Куплетский Б.М., Окнова Т.М.
Количественно-минералогический состав нефелиновых
пород. — Тр. Петрогр. ин-та АН СССР, 1934,
вып. 6.
Курчавое A.M. Туфолавы Южного
Приморья. — Изв. АН СССР. Сер. геол., 1977,
№12.
Кутолин В.А. Трапповая формация
Кузбасса. Новосибирск: Изд-во АН СССР, 1963.
Кутолин В.А. Петрология траппов
Кузбасса. — В кн.: Базальты плато. М.: Наука,
1964.
Кутолин В.А. Петрохимические особенности
базальтов разных формационных типов и
состав верхней мантии Земли. — В кн.: Кора и
верхняя мантия. М.: Наука, 1968.
Кутолин В.А. Статистическое изучение
химизма базальтов разных формаций. М.:
Наука, 1969.
Кутолин В.А. К вопросу о генезисе
базальтов в связи с составом верхней мантии. —
Докл. АН СССР, 1971, 198, №6.
Кутолин В.А. Проблемы петрохимии и
петрологии базальтов. Новосибирск: Наука,
1972.
Кутолин В.А. Некоторые проблемы
петрологии базальтов в связи с их петрохимией. —
В кн.: Петрохимия и минералогия базитов.
М.: Наука, 1973.
Кутолин В.А. Новая оценка для валового
состава верхней мантии. — Докл. АН СССР,
1977, 234, №3.
Куп пин В.А., Фролова В.М. Пироксениты
в верхней мантии. — Геол. и геофиз., 1974,
№2.
Кутолин В.А., Агафонов П.В., Челуров А.И.
Относительная устойчивость оливина,
пироксена и граната в базальтовой магме и состав
верхней мантии. — Докл. АН СССР, 1976,
231, №5.
Кухаренко А.А., Орлова М.П., Багдаса-
ров Э.А. Щелочные габброиды Карелии. Л.:
Изд-во ЛГУ, 1969.
Кухаренко А.А., Орлова М.П., Булах А. Г.,
Багдасаров Э.А. Каледонский комплекс
ультраосновных, щелочных пород и карбонатитов
Кольского полуострова и Северной Карелии.
М.: Недра, 1965.
Лаврский А.В. Ппагиоклазово-авгитовые
породы между Енисеем и Леной. — Тр. о-ва
естествоиспыт. при Казан, ун-те. 1900, 34,
вып. 1.
Лазаренков В.Г. О влиянии ассимиляции
основных эффузивных пород на ход
кристаллизации нордмаркитов. — Вопросы геол.
и геофиз., 1962, 43, вып. 2.
Лазаренков В.Г. О распространенности
главнейших разновидностей щелочных пород. —
Докл. АН СССР, 1979, 247, № 5.
Лазько Е.Е. Минералы — спутники алмаза
и генезис кимберлитовых пород. М.: Недра,
1979.
Лапидес И.Л:. Коваль П.В., Коваленко В. И.
Слюды редкометальных гранитоидов.
Новосибирск: Наука, 1977.
Лебедев А.П. Плагиоклазы четвертичных
лав Алагеза. — Тр. ИГН АН СССР, Сер. петрогр.
1938, вып. 5.
Лебедев А.П. Трапповая формация
центральной части Тунгусского бассейна. — Тр.
ИГН АН СССР. Сер. петрогр., 1955, вып. 161.
Лебедев А.П. О типах дифференциации в
траппах Сибирской платформы. — Изв. АН
СССР. Сер. геол., 1959, N° 2.
Лебедев А.П. Чинейский габбро-анортози-
товый плутон. - Тр. ИГЕМ АН СССР, 1962,
вып. 80.
Лебедев А.П. Расслоенные текстуры и ти-
таномагнетитовая минерализация в Ангашан-
ском габбрридном массиве (Западное
Забайкалье) . — В кн.: Особенности формирования
базитов и связанной с ними минерализации.
М.: Наука, 1965.
Лебедев А.П., Богатиков О.А. Петрология
Кизирского габбро-сиенитового полутона
Восточного Саяна. М.: Изд-во АН СССР, 1963.
Лебедев А.П.. Павлов Н.В. Джугджурский
анортозитовый массив. — Тр. ИГЕМ АН СССР,
1957, вып. 15.
Лебедев П.И. Титаномагнетито-габбровый
комплекс массива Патын (Кузнецкий
Алатау! . — Тр. Петрогр. ин-та АН СССР, 1935,
вып. 5.
Лебединский В.И. Замечания к статье
Е.К. Устиева. "К вопросу о номенклатуре
эффузивных горных пород". — Изв. АН СССР.
Сер. геол., 1960, № 7.
Лебединский В.И., Кириченко Л.Н.
Строение и генезис девонской оливин-базальтовой
формации Донбасса. — В кн.: Петрология и
металлогения базитов. М.: Наука, 1973.
Левин В.Я. Нефелиновые сиениты как
альтернативные эквиваленты гранитов. — В
кн.: Проблемы петрологии и геохимии
гранитоидов. Свердловск,1971.
Левин В.Я. Щелочная провинция
Ильменских — Вишневских гор. — М.: Наука, 1974.
Левинсон-Лессинг Ф.Ю. Олонецкая
диабазовая формация. — Тр. СПб о-ва
естествоиспыт., 1888, 19.
Левинсон-Лессинг Ф.Ю. О некоторых
химических типах изверженных пород. — Вестн.
естествозн., 1880, № 1.
Левинсон-Лессинг Ф.Ю. К вопросу о
химической классификации изверженных горных
пород. — Тр. СПб о-ва естествоиспыт., 1896,
27, вып. 1.
Левинсон-Лессинг Ф.Ю. Исследования по
теоретической петрографии в связи с
изучением изверженных пород Центрального
Кавказа. — Тр. СПб о-ва естествоиспыт. Отд. геол.
и минерал., 1898, 26, вып. 5.
Левинсон-Лессинг Ф.Ю. Геологический
очерк Южно-Заозерской дачи и Денежкина
камня на Урале. — Тр. СПб о-ва естествоиспыт.,
1900, 30, вып. 5.
Левинсон-Лессинг Ф.Ю. Успехи
петрографии в России. Л.: Изд-во АН СССР, 1923.
Левинсон-Лессинг Ф.Ю. О пределах и
подразделениях семейства андезитов. — Изв.
Геол. кома, 1924, 43, № 6.
Левинсон-Лессинг Ф.Ю. О разграничении
базальтов и андезитов. — Изв. Геол. кома,
1925, 44, №4.
Левинсон-Лессинг Ф.Ю. Петрографический
словарь. Л.; М.: Гос. науч.-техн. геол.-развед.
изд-во, 1932, 1934.
Левинсон-Лессинг Ф.Ю. Введение в
историю петрографии. Л.; М.: ОНТИ, 1936.
Левинсон-Лессинг Ф.Ю. Спорные вопросы
систематизации и номенклатуры изверженных
пород. - Докл. АН СССР, 1938, 21, № 3.
Левинсон-Лессинг Ф.Ю. Петрография. М.;
Л.: Новосибирск: ГОНТИ, 1933, 3-е изд.;
1940, 5-е изд.
Левинсон-Лессинг Ф.Ю. Петрография. М.:
Изд-во АН СССР, 1949.
Левинсон-Лессинг Ф.Ю. О номенклатуре
горных пород. Избр. труды, т. 2. М.: Изд-во
АН СССР, 1950.
Левинсон-Лессинг Ф.Ю. Заметка о
щелочных породах. Избр. труды, т. 3. М.: Изд-во
АН СССР, 1952,.
Левинсон-Лессинг Ф.Ю. О разграничении
липаритов и дацитов. О разграничении
базальтов и андезитов. Избр. труды, т. 3. М.:
Изд-во АН СССР, 19522.
Левинсон-Лессинг Ф.Ю. Петрография. Избр.
труды, т. 4. М.: Изд-во АН СССР, 1955.
Левинсон-Лессинг Ф.Ю., Струве Э.А.
Петрографический словарь. М.; Л.: ОНТИ, 1937.
Левинсон-Лессинг Ф.Ю., Струве Э.А.
Петрографический словарь. М.: Госгеолтехиздат,
1943.
Левинсон-Лессинг Ф.Ю., Струве Э.А.
Петрографический словарь. М.: Госгеолтехиздат,
1963.
Левитан Г.М., Ершова Н.А., Вигорова В.Г.
и др. Гранитоидные формации восточного
склона Среднего и Южного Урала. — Сов.
геология, 1979,№ 12.
Левицкий О.Д., Аристов В.В.,
Константинов P.M., Станкеев Е.А. Этыкинское олово-
рудное месторождение Восточного
Забайкалья. М.: Изд-во АН СССР, 1963.
Леликов Е.П., Васильев В.И. Петрография
и геохимия гранитов подводной
возвышенности Ямато (Японское море) . — Изв. АН
СССР. Сер. геол., 1974, № 5.
Ленников A.M. Петрология Джугджурско-
го анортозитового массива. М.: Наука, 1968.
Ленников A.M. Анортозиты Джугджура
и ассоциирующие породы. — В кн.:
Анортозиты СССР. М.: Наука, 1974.
725
Ленников A.M. Анортозиты юга
Алданского щита и его складчатого обрамлении.
М.: Наука, 1979.
Лесное Ф.П. Основные черты никеленос-
ной габбро-перидотит-дунитовой формации
Северного Прибайкалья. — Геол. и геофиз.,
1966, №8.
Лесное Ф.П. Геологин и петрология Чай-
ского габбро-перидотит-дунитового никеле-
носного плутона (Северное Прибайкалье) .
Новосибирск: Наука, 1972.
Лесное Ф.П., Пинус Г.В., Белинский В.В.
Взаимоотношения ультраосновных пород и
ассоциирующих с ними габброидов в
складчатых областях. — В кн.: Проблемы
петрологии гипербазитов складчатых областей.
Новосибирск: Наука, 1973.
Летников Ф.А. Гранитоиды глыбовых
областей. Новосибирск: Наука, 1975.
Лихойдов Г. Г. Геологическое строение и
петрография Бельтауского габброидного
массива и юго-западной части центральных Кызыл-
Кумов. - Изв. АН СССР. Сер. геол., 1967,
№5.
Лихойдов Г.Г. Некоторые вопросы петро-
химии габброидных пород Кульджуктау. —
Зап. Узб. отд. Всевоюз. минерал, о-ва, 1969,
вып. 20.
Лобач-Жученко СБ., Чекулаев В.П., Байко-
ва B.C. Эпохи и типы гранитообразования в
докембрии Балтийского щита. Л.: Наука,
1974.
Лодочников В.Н. Серпентины и
серпентиниты ильчирские и другие и петрологические
вопросы с ними связанные. — Тр. ЦНИГРИ,
1936, вып. 38.
Лодочников В.Н. Главнейшие породообра- >
зующие минералы. М.: Госгеолтехиздат, 1955.
Ломизе М.Г. Дифференциация расплава
или разные магматические очаги. — Сов.
геология, 1967, № 3.
Ломизе М.Г. Донеогеновый вулканизм и
тектоника Чилийско-Аргентинских Анд. —
В кн.: Тектоника, сейсмичность и
геодинамика юго-восточного обрамления Тихого
океана. М.: Сов. радио, 1975.
Ломтева А.С, Лутков B.C. Акцессорные
минералы и генезис чарнокитов Памира. —
Докл. АН ТаджССР, 1979, 22, № 11.
Лотте Д.С. Некоторые принципиальные
вопросы отбора и построения
научно-технических терминов. М.; Л.: Изд-во АН СССР,
1941.
Лотте Д.С. Омонимы в
научно-технической терминологии. — Изв. АН СССР. Отд.
техн. наук, 1944, № 1—2.
Лотте Д.С. Образование системы научно-
технических терминов. — Изв. АН СССР.
Отд. техн. наук, 1948,, № 5.
Лотте Д.С. Образование системы научно-
технических терминов. Статья вторая.
Влияние классификации на точность
терминологии. — Изв. АН СССР. Отд. техн. наук, 1948,,
№6.
Лотте Д.С. Образование системы научно-
технических терминов. Статья третья.
Условия точности и отчетливости терминологии. —
Изв. АН СССР. Отд. техн. наук, 19483,№ 12.
Лотте Д.С. Как работать над
терминологией. Основы и методы (Пособие, составленное
по трудам Д.С. Лотте и Комитета научно-
технической терминологии АН СССР). М.:
Наука, 1968.
Луговской Г.П., Руб А.К. О топазах одно-
726
го из массивов метасоматически измененных
оловоносных редкометальных гранитов. — В
кн.: Новые данные по геологии рудных
районов востока СССР. М.: Наука, 1969.
Луговской ГЛ., Матиас В.В.,
Тимофеев И.Н., Фельдман Л.Г. Строение массивов
редкометальных гранитов в особенности их
генезиса. — В кн.: Редкометальные граниты и
проблемы магматической дифференциации. М.:
Недра, 1972.
Лукьянова Л.И., Погорелое Ю.А., Грин-
сон А.С. К вопросу о происхождении и
размещении первоисточников алмаза на западном
склоне Урала. — Изв. АН СССР. Сер. геол.,
1978, №1.
Лунный грунт из моря изобилия. М.: Наука,
1974.
Лурье М.Л., Масайтис В.Л. Основные черты
геологии и петрологии трапповой формации
Сибирской платформы. — В кн.: Базальты
плато. М.: Наука, 1964.
Лурье М.Л., Леднева В.П., Селиванов-
ская Т.В. и др. Структуры траппов Сибирской
платформы. — Тр. ВСЕГЕИ, Нов. сер., 1976,
235.
Лурье М.Л., Масайтис В.Л., Полунина Л.А.
Интрузивные траппы западной окраины
Сибирской платформы. — В кн.: Петрография
Восточной Сибири, т. 1. М.: Изд-во АН СССР,
1962.
Лутков B.C. Петрогеохимические
особенности чарнокитов Памира. — Докл. АН СССР,
1979,, 22, № 12.
Лутков B.C. Геохимические особенности
чарнокитов. — Докл. АН СССР, 1979.,, 249,
№6.
Лутц Б.Г. Чарнокитовая серия Анабарско-
го массива в Сибири. — В кн.: Чарнокиты.
М.: Наука, 1964.
Лутц Б.Г. Петрология глубинных зон
континентальной коры и верхней мантии. М.:
Наука, 1974.
Лучицкий В.И. Петрография. 3-е перераб.
изд. Калуга: ГОНТИ, 1932.
Лучицкий В.И. Петрография. М.; Л.:
ГОНТИ, 1938, 1947, 1949, ч. 2, 3.
Лучицкий И.В. Вулканизм и тектоника
девонских впадин Минусинского межгорного
прогиба. М.: Изд-во АН СССР, 1960.
Лучицкий И.В. О значении щелочного
модуля для систематики изверженных пород. —
В кн.: Геология и петрология докембрия.
Новосибирск: Изд-во АН СССР, 1962.
Львов Б.К. Петрология, минералогия и
геохимия гранитоидов: Качканарского района
(Южный Урал). Л.: Изд-во ЛГУ, 1965.
Львов Б.К., Кетрис М.П. О количественно-
минералогической классификации
гранитоидов. — Изв. вузов. Геол. и разведка, 1973, № 3.
Львов Б.К., Кетрис М.П., Петрова Н.И.
Позднепалеозойские гранитоидные комплексы
Урала. — В кн.: Магматические формации,
метаморфизм, металлогения Урала т. 4.
Свердловск, 1971.
Ляпичев Г.Ф., Абдрахманов К.А.,
Никитина Л.Г. и др. К вопросу о классификации
магматических горных пород. — Изв. АН КазССР,
1979, №6.
Ляхович В.В. Акцессорные минералы в гра-
нитоидах Советского Союза. М.: Наука, 1967.
Ляхович В.В. Акцессорные минералы. М.:
Наука, 1968.
Ляхович В.В. Связь оруденения с
магматизмом (Тырныауз) . М.: Наука, 1976.
Магматизм, формации кристаллических
пород и глубины Земли. М.: Наука, 1972, ч. 2.
Магматические формации Европейского
Северо-Востока СССР. — Тр. Ин-та геол. Коми
фил. АН СССР, 1979, вып. 29.
Магматические формации СССР. Т. 1, 2.
Л.: Недра, 1979.
Магматические формации Сибири.
Новосибирск: Наука, 1977.
Магматические формации Сибири и
Дальнего Востока. М.: Наука, 1971.
Мадатов Э.Х. Пирокластические горные
породы. Баку: Азерб. гос. изд-во, 1962.
Махагон В.М. Пегматоидные граниты зон
регионального метаморфизма высоких
давлений. Новосибирск: Наука, 1977.
Малахов И.А. Петрохимия ультрабазитов
Урала. — Тр. Ин-та геол. Уральск, фил. АН
СССР, 1966, вып. 79.
Малахов И &. Средний состав
ультраосновных пород Урала. — В кн.: Магматические
формации, метаморфизм, металлогения Урала,
т. 2. Свердловск. 1969.
Малахова Л.В., Чурилина Н.С. Базальтоид-
ные гранитоиды и их комагматы в Тагильском
прогибе (Средний Урал) . — В кн.: Вопросы
петрологии гранитоидов Урала. Сб. 2,
Свердловск, 1972.
Малахова Л.В., Штейнберг Д.С. О генезисе
базальтом дных плагиогранитов. — В кн.:
Ежегод. Ин-та геол. и геохим. Уральск, науч.
центра АН СССР. Свердловск, 1971.
Малахова Л.В., Штейнберг Д.С.
Лабрадоровый ппагиогранит из Западных Мугоджар. —
Докл. АН СССР, 1974, 218, № 3.
Малеев Е.Ф. Классификация и главнейшие
структуры пирокластических пород. — Сов.
геология, 1946, № 12.
Малеев Е.Ф. Еще о классификации
пирокластических пород. — Зап. Всесоюз. минерал,
о-ва, 1958,4.87, вып. 1.
Малеев Е.Ф. Основные принципы
классификации пирокластических пород. — Тр. Лабор.
вулкан. АН СССР, 1959,, вып. 17.
Малеев Е.Ф. О петрографических
принципах классификации вулканических пород. —
В кн.: Проблемы вулканизма. Ереван: Изд-во
АН АрмССР, 1959,,.
Малеев Е.Ф. Обзор классификаций вулка-
нокластических пород. — В кн.: Проблемы
вулканизма. Ереван: Изд-во АН АрмССР,
19593.
Малеев Е.Ф. Обзор классификаций и
терминологии вупканокластических пород. — В кн.:
Вопросы вулканизма. М.: Изд-во АН СССР,
1962,.
Малеев Е.Ф. Обобщенная классификация. —
В кн.: Вопросы вулканизма. М.: Изд-во АН
СССР, 19622.
Малеев Е.Ф. Классификация и фации вул-
канокластических пород. — В кн.: Вопросы
вулканизма. М.: Изд-во АН СССР, 19623.
Малеев Е.Ф. Вулканокластические горные
породы. М.: Госгеолтехиздат, 1963
Малеев Е.Ф. Неогеновый вулканизм
Закарпатья. М.: Наука, 1964.
Малеев Е.Ф. О терминах "кластолава" и
других. - Изв. АН СССР. Сер. геол., 1971.,
№ 1.
Малеев Е.Ф. Классификация некоторых-
типов вулканогенно-осадочных пород. — Ли-
тол. и полезн. ископ., 1971,, № 5.
Малеев Е.Ф. Фации кислого вулканизма
на разных этапах развития островных дуг
(на примере Камчатско-Курильской дуги) .
М.: Наука, 1973.
Малеев Е.Ф. Критерии диагностики фаций
и генетических типов вулканитов. М.: Наука,
1975.
Малеев Е.Ф. Вулканогенные обломочные
горные породы. М.: Наука, 1977.
Малеев Е.Ф. Вулканиты. Справочник. М.:
Недра, 1980.
Малеев Е.Ф., Петрова М.А., Фролов В. Т.
и др. Современные представления о
классификации вулканокластических и смешанных
вулканогенно-осадочных пород. — Литол. и
полезн. ископ., J979,, № 2.
Малеев Е.Ф., Петрова М.А., Фролов В.Т.
и др. Классификация и номенклатура
вулканогенных обломочных горных пород. —
Изв. АН СССР. Сер. геол., 1979., ,№11.
Мальков Б.А. Мончикиты и проблема их
генезиса. —Тр. Ин-та геол. Коми фил. АН СССР,
1971, вып. 14.
Мальков Б.А. О петрологическом
различии кимберлитов и меймечитов. — Докл.
АН СССР, 1972, 206, № 4.
Малькова Р.Н. Вулканогенные породы
рудного поля Джанет. — Изв. АН СССР. Сер. геол.,
1959, вып. 4.
Мануйлова М.М., Зарубин В.В.
Распределение элементов между сосуществующими
роговыми обманками и биотитами из гранитоидов
различных фаций глубинности. — В кн.:
Актуальные вопросы современной петрологии. М.:
Наука, 1974.
Маракушев А.А. Петрохимическая
систематика изверженных и метаморфических горных
пород. — Изв. вузов. Геол. и разведка, 1973,
№8.
Маракушев А.А. Проблема спилитов (по
поводу сборника Spilites and spilitic rocks). —
Геол. и геофиз., 1975, №9.
Маракушев А.А. Метод
термодинамического расчета показателей основности горных
пород и минералов. — Бюл. МОИП. Отд. геол.,
1976, 51, №1.
Маракушев А.А., Тарарин И.А. О
минералогических критериях щелочности
гранитоидов. - Изв. АН СССР. Сер. геол., 1965, № 3.
Маракушев А.А., Тарарин И.А., Зали-
шак Б.Л. Минеральные фации кислотности-
щелочности гранитоидов, бедных кальцием. —
В кн.: Минеральные фации гранитоидов и их
рудоносность. М.: Наука, 1966.
Маракушев А.А., Феногенов А.Н., Емелья-
ненко П.Ф., Ракчеев А.Д. Петрохимическая
систематика и номенклатура интрузивных
пород, их количественно-минеральный
состав. — Бюл. МОИП. Отд. геол., 1979, 54, вып. 1.
Маракушев А.А., Фролова Т. И.,
Яковлева Е.Б. и др. Магматизм и земная кора. —
Вестн. МГУ. Сер. 4. Геология, 1977, № 1.
Маренина Т.Ю. Вулкан Хангар в
Срединном хребте Камчатки. — Тр. Лабор.
вулканологии АН СССР, 1959, вып. 17.
Марковский Б.А., Панда Э.А.
Ультраосновной вулканизм и некоторые общие проблемы
генезиса гипербазитов. — Сов. геология, 1976,
№ 1.
Марковский Б.А., Ротман В.К.
Ультраосновные лавы Камчатки. — Докл. АН СССР,
1976, 228, № 1.
Мартынюк М.В. Соотношение
интрузивного и эффузивного магматизма в мезокайно-
зойской истории Восточно-Сихотэ-Алинского
синклинория. Автореф. дис. ... канд. геол.-
минерал. наук. Новосибирск, 1972.
121
Марфунин А.С. Полевые шпаты —
фазовые взаимоотношения, оптические свойства,
геологическое распределение. — Тр. ИГЕМ
АН СССР, 1962, вып. 78.
Мархинин Е.К. Кварцево-оливиновый да-
цит с острова Кунашир. — Бюлл. вулк.
станции, 1957, № 26.
Мархинин Е.К., Пугач В. Б. О магнитной
восприимчивости вулканических пород
Камчатки и Курильских островов. — Бюлл. вулк.
станции, 1962, №33.
Масайтис В.Л. Петрология Аламджахской
трапповой интрузии (бассейн р. Вилюй) . —
Тр. ВСЕГЕИ. Нов. сер., 1958, 22.
Масайтис В.Л. Трапповая формация
бассейна р. Вилюй. — В кн.: Петрография
Восточной Сибири. М.: Изд-во АН СССР, 1962,
т. 1.
Масайтис В.Л. Состав толеитовых
базальтов платформ и геологическое время. — Зап.
Всесоюз. минерал, о-ва, 1970, ч. 99, вып. 2.
Масайтис В.Л. Базитовые магматические
формации Сибирской платформы. — В кн.:
Проблемы магматической геологии.
Новосибирск: Наука, 1973,.
Масайтис В.Л. К петрологии девонских
основных лав и интрузий восточной части
Сибирской платформы. — В кн.: Петрология
и металлогения базитов. М.: Наука, 19732.
Масайтис В.Л. Геологические исследования
падений кратерообразующих метеоритов. П.:
Недра, 1973,.
Масайтис В.Л. Псевдомагматические и
другие геологические формации
ударно-взрывного происхождения. — В кн.: Проблемы
магматических формаций. М.: Наука, 1974.
Масайтис В.Л. Базитовые магматические
формации Сибирской платформы. — Тр. ИГиГ
СО АН СССР, 1975, вып. 213.
Масайтис В.Л., Михайлов М.В. Среднепа-
леозойская вулканогенно-осадочная серия
Ыгыаттинской впадины (восточная часть
Сибирской платформы) . — Геол. и геофиз.,
1966, №4.
Масайтис В.Л., Селивановская Т.В.
Трапповая формация. — В кн.: Геологические
формации докайнозойского чехла Сибирской
платформы и их рудоносность. М.: Недра, 1974.
Масайтис В.Л., Егоров Л.С, Леднева В. П.
и др. Протерозойские, палеозойские и
магматические комплексы Сибирской платформы. —
В кн.: Магматические и метаморфические
комплексы Восточной Сибири (Тезисы докл.
II регион, петрогр. совещ.), Иркутск, 1974.
Масайтис В.Л., Михайлов М.В.,
Селивановская Т.В. Вулканизм и тектоника Патомско-
Вилюйского среднепалеозойского авлакогена.
М.: Недра, 1975.
Масайтис В.Л., Остроумова А. С, Рози-
нов М.И., Румянцева Н.А. Главные типы
базальтовых формаций. — В кн.: Проблемы
магматических формаций. М.: Наука, 1974.
Материалы эффузивной подкомиссии
Терминологической комиссии Петрографического
комитета при отделении геологии, геофизики
и геохимии АН СССР. М., ИГЕМ АН СССР,
1972.
Матковский О.И. Минералогия и
петрография Чивчинских гор. Львов: Изд-во Львовск.
ун-та, 1971.
Матюнин А.П. Строение и состав Луговской
вулкано-тектонической структуры. — В кн.:
Геология и магматизм Дальнего Востока.
Владивосток, 1977.
728
Медведева И.Е., Павлов В.А. Коматииты —
геопого-петрографическап и геохимическая ха-
хактеристики. — В кн.: Общая и
региональная геология; геологическое картирование.
М., ВИЭМС, 1977, вып. 9.
Международный кодекс ботанической
номенклатуры (принятый II Международным
ботаническим конгрессом, Сиэтл, август 1969) .
Л.: Наука, 1974.
Международный стратиграфический
справочник. М.: Мир, 1978.
Мепиксетян Б.М. Минералогия, геохимия
и петрологические особенности Тежсарского
щелочного комплекса. — В кн.: Петрология
интрузивных комплексов важнейших рудных
районов Армянской ССР. Ереван: Изд-во
АН АрмССР, 1971.
Месхи A.M. Реконструкция Аксуйского
монцонитоидного вулкано-плутона
(юго-восточный Памир) . — В кн.:
Палеовулканологические реконструкции. Новосибирск: Наука,
1976.
Металлогеническая специализация
вулканических поясов и вулканотектонических
структур Дальнего Востока. Владивосток, 1971.
Металлогения Казахстана. Типы структур-
но-формационных комплексов и
тектоническое районирование палеозоид. Алма-Ата:
Наука, 1977.
Милановский Е.Е. Новейшая тектоника
Кавказа. М.: Недра, 1968.
Милановский Е.Е., Короновский Н.В. Опыт
сопоставления новейшего вулканизма Карпат
и Кавказа в связи с тектонической структурой
и развитием этих областей. — В кн.: Материалы
6-го съезда Карпатско-Балканской
геологической ассоциации. Киев: Изд-во АН УССР,
1965.
Милашее В.А. Термин "кимберлит" и
классификация кимберлитовых пород. — Геол.
и геофиз., 1963, №4.
Милашее В.А., Томановская Ю.И. К
вопросу об уточнении термина "кимберлит" и
классификация кимберлитовых пород кайнотип-
ного облика. — В кн.: Кимберлитовый
вулканизм и перспективы коренной алмазоносности
северо-востока Сибирской платформы. Л.,
НИИГА, 1971.
Милое А.П. Позднемезозойские гранито-
идные формации Центральной Чукотки.
Новосибирск: Наука, 1975.
Миловский А.В. Минералогия и
петрография. Изд. 4-е. М.: Недра, 1979.
Минеев Д.А. Геохимия апогранитов и ред-
кометальных метасоматитов
Северо-Западного Тарбогатая. М.: Наука, 1968.
Минерагения Сибирской платформы. М.:
Недра, 1970.
Минеральный и химический состав
ультракислых гранитоидов Центрального
Казахстана (Сборник анализов) . Алма-Ата: Наука,
1976.
Митюнин Ю.К. Векторный способ
изображения минерального состава горных пород. —
Уч. зап. Ленингр. гос. пед. ин-та, 1957, 140.
Михайлов Н.П. Интрузивные офиолитовые
комплексы Восточного Казахстана. — Тр.
ВСЕГЕИ. Нов. сер., 1962, 80.
Михайлов Н.П. Генетические типы
ассоциаций ультраосновных и основных пород. —
В кн.: Магматизм, формации кристаллических
пород и глубины Земли. М.: Наука, 1972.
Михайлов Н.П. Некоторые особенности
базальтового магматизма складчатых облас-
тей. — В кн.: Очерки геологической
петрологии. М.: Наука, 1976.
Михайлов Н.П., Богатиков О. А. Базитовые
интрузивные (плутонические формации и их
классификация) . — В кн.: Проблемы
магматических формаций. М.: Наука, 1974.
Михайлов Н.П., Семенов Ю.Л. Каратургай-
ский пикрит-диабазовый комплекс в
Казахстане и некоторые вопросы петрологии пикри-
тов. — Сов. геология, 1965, № 3.
Михайлов Н.П., Семенов Ю.Л. Эффузивные
и гипабиссальные ультрамафиты складчатых
областей. — Зап. Всесоюз. минерал, о-ва, 1976,
ч. 105, вып. 4.
Михайлов Н.П., Шарков Е.В. Петрология
и металлогения формаций расслоенных
интрузий ультраосновных и основных пород. — В
кн.: Петрология и металлогения базитов. М.:
Наука, 1973.
Михайлов Н.П., Иняхин М.В., Ляпичев Г.Ф.
и др. Петрография Центрального Казахстана.
Т. 2. М.: Недра, 1971.
Михайлов Н.П., Шарков Е.В., Орлов Д.М.
Петрология и рудоносность стратиформных
(расслоенных), мафит-ультрамафитовых
интрузий. — В кн.: Магматизм и эндогенное рудо-
образование. М.: Наука, 1976.
Михалев В.Г. Геологическая
характеристика щелочного интрузивного массива гор
Горячей. — Геол. и геофиз., 1962, № 5.
Мишин В.И., Грачев А.Ф./Блюмштейн Э.И.
Кластерный анализ и петрохимическая
классификация базальтоидных серий рифтовых
областей. — Вестн. ЛГУ. Сер. геол. и географ.,
1974, вып. 1.
Миясиро А., Сидо Ф., Юинг М. Метаморфизм
в пределах Срединно-Атлантического хребта. —
В кн.: Петрология изверженных и
метаморфических пород дна океана. М.: Мир, 1973.
Мкртчян С.С. Зангезурская рудоносная
область Армянской ССР. Ереван: Изд-во АН
АрмССР, 1958.
Молчанова Т.В. Структурное положение,
петрология и происхождение калиевых
основных щелочных пород. М.: Наука, 1966.
Молчанова Т.В., Яшина P.M. К вопросу о
происхождении псевдолейцита. — Докл. АН
СССР, 1966, 166, №6.
Монич В.К. Петрология гранитных
интрузий Баянаупьского района в Центральном
Казахстане. Алма-Ата: Изд-во АН КазССР,
1957.
Морковкина В.Ф. (ред.). Химические
анализы изверженных горных пород. М.: Наука,
1964,.
Морковкина В.Ф. О возрасте гипербазитов
севера Урала. — Изв. АН СССР. Сер. геол.,
19642, № 5.
Морковкина В. Ф. Габбро-перидотитовая
формация Полярного Урала. М.: Наука, 1967.
Морковкина В.Ф., Гаврилова СИ. Пироксе-
ниты краевых зон Хараматалоуско-Войкарско-
го гипербазитового массива и их
петрографические особенности (Полярный Урал) . — В кн.:
Соотношение магматизма и метаморфизма в
генезисе ультрабазитов. М.: Наука, 1965.
Морозевич И.А. Об одном крайнем члене
в семействе элиолитовых сиенитов — мариу-
политов и связанных с ними породах
Мариупольского уезда. — Зап. СПб. минерал, о-ва,
1901,39, вып. 2.
Морозевич И.А. О некоторых жильных
породах Таганрогского округа. — Тр. Геол.
комитета. Нов. сер., 1903, вып. 8.
Морозов Л.Н. Петрогеохимические
особенности щелочных и субщелочных гранитои-
дов Восточного Санна. — В кн.: Геохимия
редких элементов в магматических
комплексах Восточной Сибири. М.: Наука, 1972.
Москалева СВ. Роль метасоматоза в
формировании гипербазитов складчатых
областей. — В кн.: Проблемы петрологии
гипербазитов складчатых областей. Новосибирск:
Наука, 1973.
Москалева СВ. Гипербазиты и их хроми-
тоносность. Л.: Недра, 1974.
Москалева В.Н., Харкевич Д.С. Проблемы
магматических формаций. — В кн.: Формацион-
ный анализ и его роль в выявлении
закономерностей размещения месторождений полезных
ископаемых. — Тр. ВСЕГЕИ. Нов. сер., 1972,
176.
Москалева В.Н., Шаталов Е.Т. Типы
петрографических провинций СССР (опыт форма-
ционного анализа) . М.: Наука, 1974.
Мошкин В.Н. Нижнепротерозойские
образования хребтов Станового и Джугджура. — Тр.
ВСЕГЕИ. Нов. сер., 1961, 59.
Мошкин В.Н., Дагелайская И.Н. Анортози-
товая формация хребтов Станового и
Джугджура. — В кн.: Магматические формации. М.:
Наука, 1964.
Муравьев В.И. О глинообразовании в
океанических осадках юго-западной части Тихого
океана. — Литол. и полезн. ископ., 1974, №4.
Мурдмаа И.О. Океанские фации. — В кн.:
Геология океана. Осадкообразование и
магматизм. М.: Наука, 1979.
Мурдмаа И.О., Петелин В.П., Скорняко-
ва Н.С. Вулканогенный обломочный материал
в донных осадках современных морей и
океанов. — В кн.: Классификация и номенклатура
вулканогенно-осадочных пород. Тбилиси: Изд-
во ЦК КП Грузии, 1970.
Мустафаев Г.В. Мезозойские гранитоиды
Азербайджана и особенности их металлогении.
Баку: Элм, 1977.
Мушкин И.В. Щелочно-базальтоидная
формация активизированных орогенных областей на
примере Тянь-Шаня. — Докл. АН СССР, 1973,
210, № 5.
Мэтьюз Д.Х. Измененные базальты банки
Суоллоу и Западных подводных гор в
северовосточной части Атлантического океана. — В
кн.: Петрография изверженных пород дна
океана. М.: Мир, 1973.
Набоко СИ. Извержение В.. юкая,
побочного кратера Ключевского вулкана в 1938 г. —
Тр. Лаб. вулканол. и Камчат. вулканол.
станции, 1947, вып. 5.
Набоко СИ. Петрохимические особенности
молодых и современных лав Камчатки. — В
кн.: Петрохимические особенности молодого
вулканизма. М.: Изд-во АН СССР, 1963.
Наковник Н.И. Классификация и
терминология пирокластических пород. — Зап.
Всесоюз. минерал, о-ва, 1955, ч. 84, вып. 3.
Наседкин А.П. Вещественный состав руд и
рудоносность глубоких горизонтов Пышмин-
ско-Ключевского медно-кобальтового
месторождения. — В кн.: Геология, поиски и
разведка рудных месторождений. Иркутск, 1973.
Наседкин В.В. Водосодержащие
вулканические стекла кислого состава, их генезис и
изменения. - Тр. ИГЕМ АН СССР, 1963, вып.
98.
Наседкин В.В. Заполнители легких бетонов
(вулканогенные породы) . М.: Недра, 1974.
729
Наседкин В.В. Петрогенезис кислых
вулканитов. М.: Наука, 1975.
Наседкин В,В. Ассоциации вулканических
пород и типы пипаритовых магм. — В кн.:
Материалы к V Всесоюзному
петрографическому совещанию. Т. 1. Алма-Ата: Наука, 1976.
Наседкин В.В., Зиборова Т.А. Минералогия
тридимитовых пород района Артени (Арме-
ния) и значение тридимита в эффузивных
минеральных ларагенезисах. — Изв. АН СССР
Сер. геол., 1968, № 1.
Наседкин В.В., Панеш В.И. Гидроксил и
вода некоторых разновидностей природных и
искусственных стекол. — В кн.: Водные
вулканические стекла и поствупканические
минералы. М.: Наука, 1967.
Наумов В. Б., Поляков А. И.
Термометрическое исследование включений в минералах
пород базальт-риолитового ряда рифтовой
зоны Исландии. — Геохимия, 1974, № 5.
Наумов В.В., Финько В.И. Условия
кристаллизации вкрапленников кайнозойских
щелочных пемз Приморья. — Изв. АН СССР, Сер.
геол., 1976, № 12.
Наумов В.Б., Коваленко В.И., Иванова Г.Ф.,
Владыкин Н.В. Генезис топазов по данным
микровключений. — Геохимия, 1977, № 3.
Наумов В. Б., Коваленко В.И., Горегляд
А.В., Ярмолюк В.В. Условия кристаллизации
щелочных гранитов и комендитов Южно-
Гобийского пояса МНР по данным изучения
расплавных включений. — Докл. АН СССР,
1980, 255, № 5.
Наумов В. Б., Коваленко В.И., Кузьмин М.И.
и др. Термометрическое исследование
включений расплава- в топазах из топазсодержащих
кварцевых кератофиров (онгонитов) . — Докл.
АН СССР, 1971, 199, №3.
Неверов Ю.А. Магматизм и рудная
минерализация Южной группы Курильских
островов. Владивосток, 1970.
Негрей Е.В. Позднегерцинская формация
аляскитовых гранитов Центрального
Казахстана. — В кн.: Петрология и рудоносность
индикаторных магматических формаций. М.:
Наука, 1981.
Негрей Е.В., Симонова Л.И. О
петрологических различиях рудоносных лейкогранитов и
нерудоносных эляскитов (на примере
некоторых интрузивов Казахстана и Киргизии) . — В
кн.: Тез. докл. VI петрограф, совещания. Л.:
Недра, 1981.
Негрей Е.В., Яшухин О.И. Особенности
петрологии верхнепалеозойского гранитного
магматизма Токрауской впадины
(Центральный Казахстан). — В кн.: Гранитоиды
складчатых и активизированных областей и их
рудоносность. М.: Наука, 1977.
Недашковский П.Г. Петрогеохимические
типы и рудоносность гранитоидов Дальнего
Востока. М.: Наука, 1980.
Неелов А.Н. Петрохимическая
классификация метаморфизованных осадочных и
вулканических пород. П.: Наука, 1980.
Неметаллические полезные ископаемые. М.:
Изд-во АН СССР, 1959, т. 2.
Нестеренко Г.В., Смирнова Н.Л.
Распределение редких элементов в дифференцированной
Падунской интрузии. — В кн.: Геохимия
редких элементов в изверженных горных
породах. М.: Наука, 1964.
Нефелиновое сырье. М.: Наука, 1978.
Нечаева И.А. Щелочно-гранитный магматизм
и его формации. М.: Наука, 1976.
730
Николаев В.А. Псевдолейцитовая порода
(фергусит) из Таласского Алатау. — Тр.
ЦНИГРИ. 1935, вып. 2.
Ноккольдс СР., Аллен Р. Геохимические
наблюдения. М.: Изд-во иностр. лит., 1958.
Нурлыбаев А.Н. Щелочные породы
Казахстана и их полезные ископаемые. Алма-Ата:
Наука, 1973.
Нурлыбаев А.Н., Панченко А.Г. Геология,
петрология и генезис щелочных пород Ишим-
ского эффузивно-интрузивного комплекса в
Центральном Казахстане. — В кн.:
Интрузивный магматизм и метасоматические
образования Казахстана. Алма-Ата: Наука, 1968.
Овсянников Н.В. О зависимости
механических свойств андезитобазальтов от их геолого-
петрографических особенностей. — Труды
Дальневосточн. политехи, ин-та, 1959, 54,
вып. 1.
Огородов Н.В., Кожемяка Н.Н., Важеев-
ская А.А., Огородова А.С. Вулканы и
четвертичный вулканизм Срединного хребта
Камчатки. М.: Наука, 1972.
Олпинг Г.Л. Петрология. М.: ГОНТИ, 1941.
Оникиенко С.К., Дмитриев Л.В. Трубчатые
микролиты плагиоклаза в базапьтах. — Изв.
вузов. Геол. и разведка, 1976, №4.
Оптические и петрохимические
исследования магматических образований Центральной
Камчатки. М.: Наука, 1967.
Орлов Д.М. Петрология расслоенных тита-
ноносных интрузий Алтае-Саянской складчатой
области. Л.: Наука, 1975.
Орлова М.П. Некоторые вопросы петро-
химии и петрологии каледонского комплекса
щелочно-ультраосновных пород Кольского
полуострова. - Тр. ВСЕГЕИ. Нов. сер., 1963,
96.
Орлова М.П. Размещение и минерагени-
ческая специализация щелочных
магматических формаций территории СССР.
Объяснительная записка к карте масштаба 1 : 10 000 000.
Л.: ВСЕГЕИ, 1978.
Орлова М.П., Соседко Т.А. К минералогии
псевдолейцитов Сыннырского массива
(Северное Прибайкалье). — Докл. АН СССР, 1970
195. № 1.
Орса B.I. Петролог1я гран1то-гнейсового
комплекса Середнього Придн|пров'я. Киев:
Наукова думка, 1973.
Осборн Е.Ф. Экспериментальное
исследование давления кислорода, содержания воды и
порядка кристаллизации базальтов и
андезитов. — В кн.: Химия земной коры. Т. 2. М.:
Изд-во АН СССР, 1964.
Осипов А.П. О фаялитоносных гранитах
Северо-Востока СССР. — Изв. вузов. Геол. и
разведка, 1970, № 5.
Осипов М.А. Интрузивные породы Ленино-
горского района на Рудном Алтае. — Тр. ИГЕМ
АН СССР, 1962, вып. 79.
Остроумова А.С. О новой находке лейцито-
вых пород в Закавказье. — Докл. АН СССР,
1959, 127, №4.
Остроумова А.С. Гаюиновый тефрит
Западного Даралагеза (Армения) . — Тр. ВСЕГЕИ.
Нов. сер. 1962, 73.
Остроумова А.С, Ротман В.К. Типы андези-
тов'ых ассоциаций подвижных областей. — В
кн.: Материалы к V Всесоюзному
петрографическому совещанию, т. 1. Алма-Ата; Наука,
1976.
Остроумова А.С, Румянцева Н.А. Щелочные
вулканические формации складчатых областей.
Л.: Недра, 1967.
Остроумова А.С, Станкевич Е.К., Цен-
тер И.Я., Андезит-дацитовая формация в
средней части Зангезурского хребта (Малый
Кавказ) и связанные с нею субвулканические
тела. — В кн.: Вулканизм и формирование
минеральных месторождений в Альпийской
геосинклинальной зоне (Карпаты, Крым,
Кавказ). Новосибирск: Наука, 1973.
Остроумова А.С, Центер И.Я., Сысоев А.Г.
Состав и свойства породообразующих
минералов как показатель глубинности
кристаллизации базальт-андезитовых расплавов. — Зап.
Всесоюз. минерал, о-ва, 1976, ч. 105, вып. 2.
Павленко А.С., Быховер 8.Н. Монголо-
Тувинская провинция щелочно-гранитоидных
пород и некоторые черты их происхождения
и геохимии. М.: Наука, 1971.
Павленко А.С, Сяо-Чжунь-Ян, Морозов Л.Н.
Сравнительная геохимическая характеристика
гранитоидов с акцессорными тантало-ниобата-
ми. - Геохимия, 1960, № 2.
Павленко А.С., Филиппов Л.В., Орлова Л.П.
Гранитоидные формации
Центрально-Азиатского складчатого пояса. М.: Наука, 1974.
Павлов Н.В., Кравченко Г. Г., Чупрыни-
на И.И. Хромит Кемпирсайского плутона.
М.: Наука, 1968.
Павловский А.Б., Дорошенко Н.И., Ставин-
ский В.А. Региональная формационно-металло-
геническая зональность оловянного орудене-
ния герцинского орогенного этапа развития
Тянь-Шаня. — В кн.: Металлогения орогенных
этапов развития Тянь-Шаня. Ташкент: Фан,
1979.
Павловский Е.В. Тектонические аспекты
проблемы анортозитов. — Геотектоника, 1967,
№5.
Падалка Г.П. Западная полоса пород габ-
бро-перидотитовой формации Урала. — В кн.:
Петрография СССР. Сер. 1. Региональная
петрография. Вып. 7. М.; П.: Изд-во АН СССР,
1937.
Парначев В.П., Фомин Ю.А- Геология и
петрография нефелинсодержащих пород
бассейна pp. Цаганово и Малтат (северо-западная
часть Восточного Саяна). — Тр. Томск, гос.
ун-та, 1976, вып. 239.
Первое В.А., Кононова В.А., Араке-
лянц М.М. Возраст некоторых щелочных
массивов пустыни Гоби. — Изв. АН СССР, Сер.
геол., 1980, № 5.
Перчук Л.Л. Принципы влияния
температуры и давления на равновесия природных
железо-магнезиальных минералов. — Изв. АН СССР.
Сер. геол., 1968, № 12.
Петелин В.П. Особенности формирования
минерального состава песчано-алевритовых
фракций донных осадков Тихого океана. —
Литол. и полезн. ископ., 1965, №4.
Петров В.П. Основы классификации
туфовых и вулканогенных пород. — В кн.:
Проблемы вулканизма. Ереван: Изд-во АН Арм. ССР,
1959.
Петров В.П., Ляхович В.В. Магматические
и метаморфические горные породы как
перспективные полезные ископаемые настоящего
и будущего. — В кн.: Магматизм и эндогенное
рудообразование. М.: Наука, 1976.
Петров П.А., Журавель Р.Ф. К петрохими-
ческой характеристике таннуольского
комплекса Тувы. — Зап.-Сиб. отд. Всесоюз.
минерал, о-ва, 1977. вып. 4.
Петрова З.И. Петролого-геохимическая
характеристика Джидинского интрузивного
комплекса. — В кн.: Геохимия редких
элементов в магматических комплексах Восточной
Сибири. М.: Наука, 1972.
Петрова М.А. О классификации и
номенклатуре вулканогенных пород. — В кн.:
Вулканогенные породы и методы их
изучения. М.: Недра, 1967.
Петрова М.А. Генетические типы
высокоглиноземистых базальтов и андезитобазаль-
тов (на примере Кавказа и Карпат) . — Сов.
геология. 1972,, №2.
Петрова М.А. Классификация
кремнекислых вулканитов. — В кн.: Материалы
эффузивной подкомиссии Терминологической
комиссии Петрографического комитета при ОГГГ
АН СССР. М.: ИГЕМ АН СССР, 1972а.
Петрова М.А. Классификация,
номенклатура и средние типы кремнекислых
вулканитов. — В кн.: Эволюция вулканизма в истории
Земли (Материалы 1-го Всесоюзного
палеовулканологического симпозиума).
Владивосток: ДВНЦ АН СССР. 1973.
Петрова М.А. Петрохимические типы
базальтовых магм разных структурных зон
и сопоставление их с базальтами Луны. —
Вестн. МГУ. Сер. 4. Геология, 1975, № 2.
Петрова М.А., Гущин А.В. О надежности
петрологических выводов в связи с
особенностями метода нормативных пересчетов. —
В кн.: Современные методики
петрологических исследований. М.: Наука, 1976.
Петрова М.А., Фролова Т.И. Основы петро-
химической классификации базальтов. —
Инф. бюлл. постоян. семинара по
палеовулканологии, 1972.
Петрова М.А., Блинов В.А., Гущин А.В. О
составе и степени упорядоченности
плагиоклазов в неоген-четвертичных эффузивах
Кавказа. — В кн.: Петрографические доклады. М.:
Изд-во МГУ, 1971.
Петрова М.А., Рогов В.И., Бурикова И.А.
Гиалокластиты в вулканогенных толщах
Южного Урала, Армении и Забайкалья. — В кн.:
Вулканизм Южного Урала. Свердловск, 1974.
Петрографический словарь (ред. В.П.
Петров, О.А. Богэтиков, Р.П. Петров). М,:
Недра, 1981.
Петрография. (Ред. А.А. Маракушев,
Т.И. Фролова) . М.: Изд-во МГУ, 1976.
Петрография. М.: Изд-во МГУ, 1981.
Петрография и геохимия магматических
формаций Памира и Гиссаро-Алая. Душанбе:
Дониш, 1978.
Петрология и рудоносность индикаторных
магматических формаций. М.: Наука, 1981.
Петрология щелочного вулкано-интрузив-
ного комплекса Алданского щита (Мезозой) .
Л.: Недра. 1967.
Пийп Б.Н. Ключевская сопка и ее
извержения в 1944—1945 гг. и в прошлом. М.: Изд-во
АН СССР, 1956.
Пинус Г.В. Таннуольский интрузивный
комплекс (Тува) . Новосибирск: Изд-во АН
СССР, 1961.
Пинус Г.В. О составе исходной магмы,
формирующей габбро-плагиогранитные плуто-
ны Алтае-Саянской складчатой области. — Изв
АН СССР. Сер. геол., 1968, № 2.
Пинус I .В., Колесник Ю.Н. Альпинотип-
ные гипербазиты юга Сибири. М.: Наука,
1966.
Пинус Г.В., Зелинский В.В.. Лесное Ф.П.
731
и др. Альпинотипные гипербазиты Анадыр-
ско-Корякской складчатой системы.
Новосибирск: Наука, 1973.
Плошко В.В., Богданов Ю.А.,
Емельянов Е.М., Князева Д.Н. Габброиды
глубоководной впадины Ромаш (Атлантический
океан). — Океанология, 1971, 11, вып. 3.
Поваренных А.С. Кристаллохимическая
классификация минеральных видов. Киев:
Наукова думка, 1966.
Подольский A.M., Шурига Т.Г. Некоторые
особенности проявления оловянной
минерализации Невского рудного поля. — В кн.: Новые
данные по магматизму и минерализации в
рудных районах Востока СССР. М.: Наука, 1971.
Покровский М.П. О требованиях к
геологическим классификациям. — Тр. Свердловск,
горн, ин-та, 1971, вып. 81.
Полевских Р.И. Метасоматические
процессы и ниобо-танталовая минерализация в
гранитоидах Вознесенского рудного района. —
В кн.: Геохимические циклы Дальнего
Востока. Владивосток, 1969.
Поленов Б.К. Массивные горные породы
Северной части Витимского плоскогорья. — Тр.
СПб. о-ва естествоиспытателей, 1899, 27.
Половинкина Ю. Ир., Егорова Е.Н.,
Аникеева Н.Ф. Структуры горных пород. — В кн.:
Магматические породы. Т. 1. М.; Л.: Госгеол-
техиздат, 1948.
Половинкина Ю.И. К вопросу о
происхождении лабрадоритов Украины. — Тр. ЛАГЕД,
1964, вып. 19.
Половинкина Ю.И. Изверженные породы. —
В кн.: Структуры и текстуры изверженных и
метаморфических горных пород. М.: Недра,
. 1966, ч. 2, т. 1.
Поляков Г.В. Палеозойский магматизм и
железооруденение юга Средней Сибири. М.:
Наука, 1971.
Поляков Г.В., Кривенко А.П., Орлов Д.М.
и др. Дифференцированные габбровые
интрузии каледонид Восточного Саяна. Новосибирск:
Наука, 1974.
Поляков А.И., Ильин Н.П., Муравьева Н.С.
Условия кристаллизации пород риолит-базаль-
товой ассоциации Исландии (по данным
состава минералов-вкрапленников и
коэффициентов распределения). — Геохимия, 1976, № 7.
Поляков Г.В., Сергеев Е.С., Тепешев А.Е.
Рудоносный габбро-альбитовый магматический
комплекс района Анзасского
месторождения. — В кн.: Основные идеи М.А. Усова. Алма-
Ата: Изд-во АН Каз. ССР, 1960.
Пономарева А.П., Налетов Б.Ф.
Минеральный состав гранитоидов в связи с их
химизмом. Новосибирск: Наука, 1979.
Попеко В.А., Воинова И. П., Зуенко В. В.
Анализ тренда петрохимических
характеристик базитов Курильской островной дуги. —
Докл. АН СССР, 1978, 243, № 5.
Попов В.И. Опыт классификации и
описания геологических формаций. Л.: Недра, 1966.
Попов B.C., Белевитин В.В., Семина В.А.
Металлогения редкометальных
гидротермальных месторождений. М.: Наука, 1981.
Потапьев В.В. Внутреннее строение и рудо-
носность мезозойского гранитного массива. —
В кн.: Гранитоидные массивы Сибири и оруде-
нение. Новосибирск: Наука, 1971.
Потапьев В.В., Маликова И.Н. Баланс
вещества в процессе формирования Каркаралинско-
го плутона. Новосибирск: Наука, 1974.
732
Проблемы каменного литья. Вып. 3. Киев:
Наукова думка, 1975.
Прокин В.А. К вопросу о классификации
и номенклатуре вулканических обломочных
пород. — Разв. и охрана недр, 1953, № 1.
Прокин В.А. К дискуссии о пирокластах. —
Зап. Всесоюз. минерал, о-ва, 1957, ч, 86, вып. 1.
Протип М., Марковип Б. Тешениты бела-
ве. — Геол. ан. Балкан, п-ова, 1973.
Прохоров К.В. Третичные гранитоиды
Камчатки. М.: Наука, 1964.
Прохорова СМ., Евзикова Н.Э.,
Михайлова А.Ф. Флогопитоносность Маймеча-Котуй-
ской провинции ультраосновных щелочных
пород. М.: Недра, 1966.
Пругов В.П. Рыбинский габбро-норитовый
интрузив (Центральная часть Кузнецкого
Алатау). — В кн.: Магматические формации
Сибири. Новосибирск: Наука, 1977.
Прусевич A.M., Ткаченко Г.П. Нефелиновые
руды Южной Сибири, их оценка и пути
использования. — В кн.: Нефелиновое сырье. М.:
Наука, 1978.
Пустовалов Л.В. Петрография осадочных
пород. М.: Изд-во АН СССР, 1940, ч. 2.
Пушкарев Ю.Д. Значение принципа
обратной связи К-Ar метода и методов структурной
петрологии при геолого-геохронологических
исследованиях (на примере гиперстенсодержа-
щих гранитоидов в Северной Карелии). — В
кн.: Проблемы магматизма Балтийского щита.
Л.: Наука, 1971.
Пушкарев Ю.Д., Рюнгенен Г. И., Шеста-
ков Г.И., Щуркин Л. К. Гранитоиды древнее
2800 млн. лет на Кольском полуострове. — В
кн.: Древнейшие гранитоиды Балтийского
щита. Апатиты, 1979.
Пушкин Г.Ю., Скуфьин П.К. Эруптивные
орекчии оливино-пикритовых базальтов в
осадочно-вулканогенных толщах серии иман-
дра-варзуга. — В кн.: Материалы по геологии
и металлогении Кольского полуострова.
Апатиты: Изд-во АН СССР, 1971.
Пушко Е.П., Шаманаева В. В., Степанов А. В.,
Шиновалов Ю.В. О находке литий-фтористых
гранит-порфиров (аналогов онгонитов) в Кал-
ба-Нарымском рудном поясе. — В кн.:
Геология, геохимия и минералогия месторождений
редких элементов. Вып. 5. Алма-Ата, 1978.
Пятенко И.К. О номенклатуре и
классификации щелочных лампрофиров. — Изв. АН
СССР. Сер. геол., 1977, № 4.
Рабкин М.И. Щелочные основные и
ультраосновные эффузивы южной части Чукотского
полуострова. — Тр. НИИГА, 1954, 43.
Равич М.Г. Южноиндийские чарнокиты. — В
кн.: Проблемы геологии на XXII сессии
Международного геологического конгресса. М.:
Наука, 1966.
Равич М.Г. Проблемы чарнокитов. — В кн.:
Магматизм, формации кристаллических пород
и глубины Земли. М.: Наука, 1972.
Равич М.Г. Формация чарнокитоидов (на
примере гондванских платформ). — В кн.:
Проблема докембрийского магматизма. Л.:
Наука, 1974.
Равич М.Г. Ранний докембрий
Антарктиды. — В кн.: Проблемы геологии раннего
докембрия. П.: Недра, 1977.
Равич М.Г., Климов Л.В., Соловьев Д.С.
Докембрий Восточной Антарктиды. М.:
Недра, 1965.
Раген Э. Плутонические породы. М.: Мир,
1972.
Раген Э. Геология гранита. М.: Недра, 1979.
Радкевич Е.А. Очерк металлогении
Тихоокеанского рудного пояса. М.: Наука, 1976.
Раннепалеозойская гранитоидная формация
Кузнецкого Алатау. М.: Наука, 1971.
Расе Р. Содержание AI и Ti в роговой
обманке как индикаторы давления и температуры
регионального метаморфизма. — Эксперимент
и методы в минералогии и геохимии. М., 1974.
Рашин Г.А. О колебаниях в составе
плагиоклазов в андезитобазальтовых породах. — Зап.
Всесоюз. минерал, о-ва, 1962, ч. 91, вып. 3.
Рейф Ф.Г. Физико-химические условия
формирования крупных гранитоидных масс
Восточного Прибайкалья. Новосибирск: Наука,
1976.
Рехарский В. И., Смолин П. П. О
рациональной номенклатуре главных групп
магматических пород и характерных для них
химических элементов. — Изв. АН СССР. Сер. геол.,
1975, № 8.
Ритман А. Вулканы и их деятельность. М.;
Мир, 1964.
Ритман А. Устойчивые минеральные
ассоциации изверженных пород. Метод
пересчета (с дополнениями В. Готтини, У. Хьюерса,
Г. Пихлера, Р. Стенгелина). М.: Мир, 1975.
Родионова Р.И., Федорченко В.И., Шилов В.Н.
Петрография продуктов четвертичного
вулканизма. — В кн.: Опыт комплексного
исследования районов современного и новейшего
вулканизма (на примере хр. Вернадского, о-в Пара-
мушир), Южно-Сахалинск, 1966.
Рожков И.С., Францессон Е.В.
Терминология и классификация кимберлитовых пород. —
Сов. геология, 1969, № 11.
Розенбуш Г. Описательная петрография. П.;
М.; Грозный; Новосибирск: Горгеолнефте-
издат, 1934.
Роз иное М.И. Классификация базальтоид-
ных вулканических серий. — Сов. геология,
1974, №7.
Розинов М.И., Рундквист Д.В. Опыт
выделения формаций вулканических пород по
структурно-вещественным признакам. — Зап.
Всесоюз. минерал, о-ва. 1976. ч. 106, вып. 3.
Роненсон Б.М. Происхождение миаскитов и
связь с ними редкометального оруденения.
М.: Недра, 1966.
Ронов А.Б., Хаин В.Е., Балуховский А.Н.
и др. Палеогеновые литологические формации
континентов. — Сов. геология, 1978, № 3.
Ротман В.К. Андезитовые дуги и их место в
тектоно-магматическом развитии
северо-западной части Тихого океана. — В кн.: Вулканизм
и тектогенез. М.: Наука, 1968.
Ротма" В.К., Марковский Б.А., Хотина М.И.
Камчатская ультраосновная вулканическая
провинция. —Сов. геология, 1972, № 10.
Руб М.Г. Особенности вещественного
состава и генезиса рудоносных вулкано-ппутони-
ческих комплексов на примере Балыгычано-
Сугойского и Мяо-Чанского районов. М.: Hay
ка, 1970.
Руб М.Г. Рудоносные гранитоиды советской
части Тихоокеанского пояса и характер связи
с ними оруденения. — В кн.: Закономерности
размещения полезных ископаемых. М.: Наука,
1973, т. 10.
Рубанов Д.А. Юго-Западный Тянь-Шань
{Бзтзйсунскэя структурно-формационная
зона) и Южно-Гиссарская
структурно-формационная зона Южного Тянь-Шаня. — В кн.:
Геология СССР. Т. 23, кн. 2. М.: Недра, 1972.
Рудник В.А. Формационный анализ
гранитоидных и кварц-полевошпатовых пород. — В
кн.: Совещание по проблеме геологических
формаций. Л., 1968.
Рудник В.А. Генетические типы гранито-
образования. — В кн.: Материалы IV Всесоюзн.
петрограф, совещ. Баку, 1969.
Рудник Г.Б. Магматические и
метаморфические породы впадины Хесса. — В кн.: Геолого-
геофизические исследования в юго-восточной
части Тихого океана. М.: Наука, 1976.
Рудник Г. Б., Чернышева В. И. Три типа
толеитовых базальтов Срединно-Индийского
хребта. - Докл. АН СССР, 1973, 209, № 6.
Рудник Г.Б., Кашинцев Г.П., Фролова Т.Н.
Магматические и метаморфические породы дна
океана. Эффузивные породы. — В кн.:
Геология океана. Осадкообразование и магматизм
океана. М.: Наука, 1979.
Рудник Г.Б., Фролова Т.Н., Чернышева В.Н.
Вулканизм срединно-океанических хребтов и
древних геосинклиналей (на ранних этапах их
развития). — В кн.: Геология и геофизика
моря. Геофизические исследования земной коры.
М.: Наука, 1972.
Румянцева Н.А. Формация щелочных
базальтов западного склона Урала. — В кн.:
Щелочные вулканические формации складчатых
областей. Л.: Недра, 1967.
Румянцева Н.А. Типы базальтовых
ассоциаций Урала и вопросы их петрогенезиса. — В кн.:
Магматизм, метаморфизм и рудообразовэние в
геологической истории Урала. Свердловск
1974.
Румянцева Н.А. О классификации
эффузивных пород. — Зап. Всесоюз. минерал, о-ва,
1977, ч. 106, вып. 1.
Румянцева Н.А., Порошин Е.Е.
Статистическое сравнение составов моноклинных пиро-
ксенов из базальтов различных вулканических
формаций Урала. — Изв. АН СССР. Сер. геол.,
1978, № 2.
Русинов В.П. Геологические и
физико-химические закономерности пропилитизации. М.:
Наука, 1972.
Рухин Л.Б. Основы литологии. М.: Гостоп-
техиздат, 1953.
Рябчиков И. Д., Богатиков О. А., Бабан-
ский А.Д. Проблемы происхождения
щелочноземельных магм. — Вулканология и
сейсмология, 1979, № 1.
Савочкина Е.Н., Чуйкова В.Г. Об интрузии
Кунур-Сандыктас в Батпакском гранитном
массиве (Восточный Казахстан). — Изв. ВУЗов.
Геол. и разведка, 1963, №9.
Салтыковский А.Я., Оролмаа Д. Поздне-
палеозойский—мезозойский вулканизм
Северной Монголии и Западного Забайкалья. М.:
Наука, 1977.
Сандимирова Г.П., Плюснин Г.С.,
Коваленко В.И. Первичное отношение Srs 6 /Sr8 7 и
рубидий-стронциевый возраст редкометальных
гранитоидов МНР. — Докл. АН СССР 1977,
233, № 1.
Саранчина Г.М. Классификация пирокласти-
ческих пород. — Вести. ЛГУ, 1952, № 10.
Саранчина Г.М.. Шинкарев Н.Ф.
Петрография магматических пород. Л.: Недра, 1967.
Саранчина Г.М., Шинкарев Н.Ф. Петрология
магматических и метаморфических пород. Л.:
Недра, 1973.
Сарсадских Н.Н., Благулькина В.А.
Субпровинции и комплексы кимберлитов и
пикритовых порфиритов (расчленение и клас-
733
сификация кимберлитов). — В кн.:
Магматические и метаморфические образования
Сибири. М.: Недра, 1966.
Сахама Т. Калиевые щелочные породы. — В
кн.: Щелочные породы. М.: Мир, 1976.
Светов А.П. Платформенный базальтовый
вулканизм карелид Карелии. Л.: Наука, 1979.
Свешникова Е.В. Магматические
комплексы центрального типа. М.: Наука, 1973.
Свешникова Е.В., Андреева Е.Д.,
Еремеев Н.В., Латыш И.К. О кпарковых и
аномальных содержаниях золота и серебра в щелочных
породах. - Изв. АН СССР. Сер. геол., 1977,
№ 1.
Свиреденко А.Ф., Смирнов А.А. Об аляски-
товой формации Алдана. — Изв. АН СССР.
Сер. геол., 1974, №4.
Свириденко Л.П. Петрология Салминского
массива гранитов рапакиви в Карелии.
Петрозаводск, 1968.
Свириденко Л.П., Шемякин В.М.
Некоторые особенности кристаллизации глубинных
гранитных магм (На примере чарнокитов и
рапакиви Балтийского щита). В кн.:
Проблемы петрологии и геохимии гранитоидов.
Свердловск, 1971.
Свиридов В.В. Об андезито-базальтах. —
Докл. АН СССР, 1969, 189, № 1.
Семененко Н.П. Кременчугский комплекс
плагиоклазовых гранитов. — В кн.: Геология
СССР. Т. 5. М.: Госгеолтехиздат, 1958.
Семененко Н.П. Петрохимия — основа
классификации магматических пород. В кн.:
Проблемы магмы и генезиса изверженных горных
пород. М.: Изд-во АН СССР, 1963.
Семененко Н.П., Бойко В.Л., Бордунов И.Н.
и др. Ультрабазитовые формации центральной
части Украинского щита. Киев: Наукова
думка, 1979.
Семененко Н.П., Сироштан Р. И., С'тепа-
нец В.Д. и др. Поле магматитов и гранитов
р. Ингульца. Киев: Изд-во АН СССР, 1954.
Семенов Е.И. Минералого-геохимические
типы нефелин-сиенитовых дериватов. — В кн.:
Минералогия пегматитов и гидротермалитов
щелочных массивов. М.: Наука, 1967.
Семенов Е.И. Минералогия щелочного
массива Илимауссак (Южная Гренландия) . М.:
Наука, 1969.
Семенов Е.И., Еськова ЕМ. Капустин Ю.Л. и
др. Минералогия щелочных массивов и их
месторождений. М.: Наука, 1974.
Семенов Д.Ф. Неогеновые магматические
формации Южного Сахалина. Хабаровск:
Хабаровск, кн. изд-во, 1975.
Сергеев К.Ф., Сергеева В.Б. Он
интрузивных породах хребта Вернадского на о. Пара-
мушир (Курильские острова). — Докл. АН
СССР, 1963, 153, №4.
Сергиевский В.М. Магматизм,
тектоническое развитие и основные особенности
металлогении Урала: Автореф. дис. ... докт. геол.-
минерал. наук. Л., 1971.
Серебряков В.А. Постмагматическая
история гранитов. М.: Недра, 1972.
Серова В.В., Лисицын А.П., Мурдмаа И.О.
Кварц и полевые шпаты в осадках. — В кн.:
Геология океана (Океанология). М.: Наука,
1979.
Серых В. И., Родионов Д. А., Зуев З.Г.
Количественно-минеральная классификация
ультракислых гранитоидов (на примере
Центрального Казахстана) . — В кн.: Статистические
734
методы геологических исследований. Вып. 1.
М., ИМГРЭ, 1968.
Серых В.И., Габов Ю.А., Новичкова А.П.
и др. Минеральный и химический состав ультра-
киспых гранитоидов Центрального Казахстана
(Сборник анализов). Алма-Ата: Наука, 1976.
Сёренсен X. Щелочные и фельдшпатоид-
ные сиениты и их эффузивные аналоги. —
В кн.: Щелочные породы. М.: Мир, 1976.
Сёренсен X. Словарь щелочных и
связанных с ними пород. — В кн.: Щелочные породы.
М.: Мир, 1976.
Сидоров В.М. Химические анализы
гранитоидов Украинского докембрия. Киев: Наукова
Думка, 1970.
Симон А. К., Баскина В.А. Пикриты и
проблемы ультраосновного магматизма. —
В кн.: Очерки магматической геологии. М.:
Наука, 1976.
Симонова Л.И. Темноцветные минералы —
индикаторы глубинной кристаллизации
гранитоидов на примере интрузивов Кураминской
зоны. — Геохимия, 1979, №9.
Симонова Л.И. Верхнепалеозойские грани-
тоиды Ерментауского блока (Северный
Казахстан) . - Изв. АН СССР. Сер. геол., 1980, № 12.
Симонова Л. И., Боронихин В. А.,
Корина Е.А. Состав акцессорного магненита
гранитоидов Монголтау (Средняя Азия) . — Изв.
АН СССР. Сер. геол., 1980, № 1.
Сирин Н.А. Гранитные интрузивы
Приполярного Урала. — Тр. ИГН АН СССР. Сер.
петрогр., 1941, вып. 40.
Сирин А.Н. О соотношении центрального
и ареального вулканизма. М.: Наука, 1968.
Сирин А.Н., Тимербаева К.М. О двух
типах базальтов и составе исходной магмы
вулканов Ключевской группы на Камчатке. —
В кн.: Вулканизм и глубины Земли. М.: Наука,
1971.
Сиротин К.М. Петрология
верхнепалеозойских гранитоидов Орского Зауралья. Саратов:
Изд-во Саратовск. гос. ун-та, 1974.
Слодкевич В.В. Внутреннее строение и
таксонометрические единицы расслоенных
плутонов. — Зап. Всесоюз. минерал, о-ва, 1978,
ч. 107, вып. 1.
Слюсарев В.Д., Куликов B.C.
Геохимическая эволюция базйт-ультрабазитового
магматизма протерозоя. — Докл. АН СССР, 1973,
212, №3.
Смирнов в.И. Зоны Беньофа и магматоген-
ное рудообразование. — Геол. рудн. место-
рожд. 1974, №1.
Смирнов В.И. Генетическая классификация
эндогенных рудных месторождений. — В кн.:
Тектоносфера Земли. М.: Наука, 1978.
Смирнова Т.Н., Смирнов М.Ю., Домин-
на М.И. Об условиях формирования
гранитоидов и сиенитов Северного Тимана (по данным
изучения калиево-натриевых полевых
шпатов) . — Вести. ЛГУ. Сер. геол., геогр., 1979,
вып. 3.
Смолин П.П. Связь петрохимической
дисперсии кларков с периодической системой
элементов. - Докл. АН СССР, 1965, 163, № 1.
Сморчков И.Е., Омельяненко Б.И.
Контактные воздействия аляскитовых гранитов Кура-
минского хребта (Средняя Азия) на
вмещающие их гранодиориты и эффузивные
породы. - Тр. ИГЕМ АН СССР, 1960, вып. 2.
Смышляев В.Н. Плагиогранитный
интрузивный комплекс Северного склона Западного
Саяна. - Тр. ИГИГ СО АН СССР, 1963, вып. 33.
Соболев B.C. Петрология траппов
Сибирской платформы. — Тр. Арктич. ин-та, 1936,
43.
Соболев B.C. Введение в минералогию
силикатов. Львов: Изд-во Львовск. гос. ун-та,
1949.
Соболев B.C. (ред.) Петрография
неогеновых вулканических и гипабиссальных пород
Советских Карпат, Киев: Изд-во АН УССР,
1955.
Соболев B.C. О генезисе лейцитовых
пород. - Докл. АН СССР. 1970, 194, № 4.
Соболев B.C. Образование магм и
магматических горных пород. — В кн.: Проблемы
петрологии земной коры и верхней мантии.
Новосибирск: Наука, 1976.
Соболев B.C., Кепежинскас В. В. Типы
дифференциации серий вулканических пород.—
Геол. и геофиз., 1971, №12.
Соболев B.C., Соболев Н.В. Ксенолиты в
кимберлитах Северной Якутии и вопросы
строения мантии Земли. — Докл. АН СССР,
1964, 158, № 1.
Соболев B.C., Ваганова Н.С.,
Горбачевская О.Н. Петрография неогеновых
вулканических пород Ужгород-Хустского хребта. —
Тр. Львовск. геол. об-ва. Сер. петрогр., 1947,
вып. 1.
Соболев Н.В. Парагенетические типы
гранатов. М.: Наука, 1964.
Соболев Н.В. Ксенолиты эклогитов из
кимберлитовых трубок как обломки
вещества верхней мантии. — В кн.: Кора и верхняя
мантия. М.: Наука, 1968.
Соболев Н.В. О минералогических
критериях алмазоносности. — Геол. и геофиз.,
1971, №3.
Соболев Н.В. Глубинные включения в
кимберлитах и проблема состава верхней
мантии. Новосибирск: Наука, 1974.
Соболев Н.Д. Что такое гранит? — Сов.
геология, 1955, №43.
Соболев Н.Д. Неогеновые интрузивы и
домезозойский фундамент района Кавказских
Минеральных вод. М.: Госгеолтехиздат, 1959,.
Соболев Н.Д. Количественно-минеральный
состав гранитоидов. — Сов. геология, 19593,
№3.
Соболев Н.Д. К петрохимии
ультраосновных пород. — Геохимия, 19593, № 8.
Соболев Н.Д. Фации гранитоидов и орудене-
ние. — В кн.: Основные идеи М.А. Усова в
геологии. Алма-Ата: Изд-во АН Каз. ССР,
1960.
Соболев Р.Н. О соотношении
количественно-минерального и химического состава
гранитоидов. — Вестн. МГУ. Сер. биол., почвов.,
геол., геогр., 1957, № 1.
Соболев Р.Н. О генезисе мирмекитов. —
Вестн. МГУ. Сер. биол., почвов., геол., геогр.,
1958, №4.
Соболев Р.Н. О вертикальной зональности
гранитоидных плутонов. — Вестн. МГУ. Сер.
4. Геология, 1979, №2.
Соболев Р.Н., Мельников Ф.П., Безмен Н.И.
К динамике упорядочения K-Na полевых
шпатов. - Докл. АН СССР, 1974, 216, № 2.
Соболев С.Ф. Габбро-тоналитовый
комплекс Полярного Урала. М.: Наука, 1965.
Современное состояние терминологии и
номенклатуры изверженных пород. М.: МГ
СССР, 1969.
Современное состояние терминологии и
номенклатуры изверженных пород. — В кн.:
Магматизм, формации кристаллических пород
и глубины Земли. М.: Наука, 1972.
Соловьев СП. Некоторые вопросы химизма
магматических горных пород (на примере
гранитоидов и их эффузивных
эквивалентов) . — Зап. Всесоюз. минерал, о-ва, 1964,
ч.ЭЗ, вып. 6.
Соловьев СП. Химизм магматических
горных пород и некоторые вопросы петрохимии.
Л.: Наука, 1970.
Солодов Н.А. Внутреннее строение и
геохимия редкометальных гранитных пегматитов.
М.: Изд-во АН СССР, 1962.
Сперанская И.М. К вопросу о номенклатуре
эффузивных горных пород. — Изв. АН СССР,
Сер. геол., 1961, №9.
Cnupoe B.H. Базит-гипербазиты района гра-
нулитовой серии и их металлоносность. —
В кн.: Основные и ультраосновные породы
Кольского полуострова и их металлогения.
Апатиты, 1975.
Справочник по петрографии Украины. Ред.
И.С. Усенко. Киев: Наукова думка, 1975.
Среднепалеозойские интрузии гранитов и
сиенитов Кузнецкого Алатау и
северо-западной части Восточного Саяна. Новосибирск:
Наука, 1974.
Станкевич Е.К. Новейший магматизм
Большого Кавказа. — Тр. ВСЕГЕИ. Нов. сер., 1976,
212.
Старицына Г.Н. Рудоносность траппов
северо-восточного борта Тунгусской синеклизы. —
Уч. зап. НИИГА, 1970, вып. 17.
Старицина Г.Н., Томановская Ю.И.,
Кравцова Л. И. Интрузивные траппы
северо-восточного борта Тунгусской синеклизы. Л.: Недра,
1972.
Старков В.Д., Знаменский Н.Д. Гранитоид-
ный магматизм Восточно-Мугоджарского
поднятия. М.: Наука, 1977.
Старков Н.П. Корреляция габбро-диабазов
востока Русской платформы и западного
склона Северного и Среднего Урала. — Изв.
ВУЗов. Геол. и разведка, 1960, №9.
Старков Н.П., Ибламинов Р.Г., Попов И.Б.
Геология, петрография, и геохимия
гранитоидов Мойвинского массива на Западном
склоне Урала. — Уч. зап. Пермск. гос. ун-та
1967, № 182.
Стефанова М. Петрохимични особенности
на свиденските калевоалкални екали. — Изв.
Болг. Геол. ин-та. Сер. геох., минер., петрогр.,
1966, 15.
Стефанова М. Новый метод за петрохимична
характеристика на магматичните екали. —
Изв. Болг. Геол. ин-та. Сер. геох., минерал.,
петрогр., 1967, 16.
Стефанова М. Метод за петрохимична
характеристика на гранитоидни екали. —
В кн.: Геохимия, минералогия и петрология.
София: Софийск. гос. ун-т, 1975, т. 1.
Стефанова М. Петрохимия магматических
горных пород. М.: Мир, 1980.
Стилмен К. Структура и развитие Северного
кольцевого комплекса магматической
провинции Наунетси, Южная Родезия. — В кн.:
Механизм интрузий магмы. М.: Мир, 1972.
Стрелкин М.Ф. К вопросу о грейзенизации
гранитов. — В кн.: Вопросы петрографии и
минералогии. Т. 1. М.: Изд-во АН СССР, 1953.
Струве Э.А. Сборник анализов
изверженных и метаморфических горных пород СССР.
Л.: Изд-во АН СССР, 1940.
735
Ступак Ф.М. Стратиграфия и интрузии
юго-восточной части Удоканского лавового
поля. - Геол. и геофиз., 1979, №2.
Сурина Н.П. Структурно-тектоническое
положение кимберлитов и их взаимоотношения
с породами щелочно-ультраосновной формации
в Маймеча-Котуйском районе (север ииоир-
ской платформы) . — Сов. геология, 1966, № 3.
Сурина Н.П. Пикриты Маймеча-Котуйского
района (север Сибирской платформы). —
Уч. зап. НИИГА, 1967, вып. 10.
Сурина Н.П. Петрология даек
ультраосновных — щелочных пород Маймеча-Котуйского
района. Автореф. дис. ... канд. геол.-минерал,
наук. П., 1968.
Сурина Н.П. О классификации и
номенклатуре лайковых ультраосновных щелочных
пород Маймеча-Котуйской провинции. — В
кн.: Карбонатиты и щелочные породы севера
Сибири. Л.: Изд. НИИГА, 1970.
Суслова С.Н. Коматииты из нижнедокем-
брийских метаморфизованных вулканогенных
толщ Кольского полуострова. — Докл. АН
СССР, 1976, 228, №3.
Схематическая карта магматических
формаций Монгольской Народной Республики. —
В кн.: Геология и магматизм Монголии. М.:
Наука, 1979.
Схиртладзе Н.И. Постпалеогеновый
эффузивный вулканизм Грузии. Тблилиси: Изд-во
АН Груз. ССР, 1958.
Тарарин Н.А. Минеральные фации гранито-
идов малой и средней глубинности Дальнего
Востока. М.: Наука, 1971.
Татаринов П.М. Восточная полоса габбро-
перидотитовых интрузий Среднего Урала. —
В кн.: Петрография СССР. Петрография Урала.
М.: Изд-во АН СССР, 1940, ч. 2.
Таусон Л.В. Геохимические типы и
потенциальная рудоносность гранитоидов. М.:
Наука, 1977.
Таусон Л.В. Магматизм и рудообразова-
ние. — В кн.: Девятнадцатое чтение им.
В.И. Вернадского. М.: Наука, 1979.
Таусон Л.В., Захаров М.Н. Геохимические
особенности калиевых щелочных базальтои-
дов Приаргунья. — Геохимия, 1974, № 3.
Твалчрелидзе А.Д. Андезит. — В кн.:
Природные ресурсы Грузинской ССР. М.: Изд-во
АН СССР, 1959, т. 2.
Тейлор С. Геохимия андезитов. — В кн.:
Распространенность элементов в земной коре.
М.: Мир, 1972.
Темников Ю.И. Структурные особенности
редкометальных гранитных массивов
Восточной Сибири. М.: Недра, 1972.
Тернер Ф., Ферхуген Дж. Петрология
изверженных и метаморфических пород. М.: Изд-во
иностр. лит., 1961.
Тимербаева К.М. Петрология ключевских
вулканов на Камчатке. — Тр. Ин-та вулканол.
СО АН СССР, 1967, вып. 25.
Тимохов К.Д. Закономерности в
распределении медносульфидного, титаномагнетитово-
го и апатитового оруденения на Волковском
месторождении (Средний Урал) . — Геол.
рудн. месторожд., 1962, № 1.
Тиррель Г.В. Основы петрологии. М.;
П.; Новосибирск: Гостоптехиздат, 1933.
Тихоненков И.П. Нефелиновые сиениты
и пегматиты Хибинского массива. М.: Изд-во
АН СССР, 1963.
Тихоненкова Р. П., Нечаева И.А., Осокин Е.Д.
736
Петрология калиевых щелочных пород. М.:
Наука, 1971.
Томановская Ю.И. Кайнотипные кимберли-
товые и пикритовые породы восточной части
Сибирской платформы. — В кн.: Кимберли-
товый вулканизм и перспективы коренной
алмазоносности северо-востока Сибирской
платформы. Л., 1971.
Трофимов В.А. Тоналит-плагиогранит-гра-
нодироитовая формация. — В кн.:
Магматические формации СССР. Л.: Недра, 1979, т. 2.
Тугаринов А.И., Бибикова Е.В., Горощен-
ко Г.П. О возрасте гранулитов Балтийского
щита. - Геохимия, 1968, №9.
Тугаринов А.И., Коваленко В.И. Геохимия
гранитоидов Нигерии. М.: Наука, 1973.
Тэйлор Х.П., Нобл Дж.А. Происхождение
магнетита в зональных ультрамафических
комплексах Юго-Восточной Аляски. — В кн.:
Магматические рудные месторождения. М.:
Недра, 1973.
Уиллемз Дж. Геология Бушвельдского
комплекса — крупнейшего вместилища
магматических рудных месторождений мира. — В
кн.: Магматические рудные месторождения.
М.: Недра, 1973.
Уокер Ф., Польдерварт А. Долериты Карру
Южно-Африканского Союза. —В кн.: Геология
и петрография трапповых формаций. М.:
Изд-во иностр. лит., 1950.
Уотерс А.К. Вулканические породы и
тектонический цикл. — В кн.: Земная кора.
М.: Изд-во иностр. лит., 1957.
Усов М.А. Фации и фазы интрузивов. Томск:
Кобуч, 1932.
Усов М.А. Фазы и циклы тектогенеза
Западно-Сибирского края. Томск: Изд-во Зап.-Сиб.
геол. треста, 1936.
Успенский Н.М. О генезисе конфокальных
ультраосновных массивов Урала. — В кн.:
Петрология и минералогия некоторых рудных
районов СССР. М.: Госгеолиздат, 1952.
Устиев Е.К. Фаялит некоторых
месторождений Колымы. — Зап. Всесоюз. минерал, о-ва,
1946, ч. 75, вып. 2.
Устиев Е.К. К вопросу о номенклатуре
эффузивных пород. — Изв. АН СССР. Сер.
геол., 1959,, № 11.
Устиев Е.К. К вопросу о номеклатуре
эффузивных горных пород. — В кн.: Проблемы
вулканизма. Ереван: Изд-во АН Арм. ССР
19592.
Устиев Е.К. Охотский тектоно-магматичес-
кий пояс и некоторые связанные с ним
проблемы. — Сов. геология. 19593, № 3.
Устиев Е.К. Анюйский вулкан и проблемы
четвертичного вулканизма Северо-Востока
СССР. М.: Госгеолтехиздат, 1961, .
Устиев Е.К. Основные итоги дискуссии
о номенклатуре эффузивов. — Изв. АН СССР.
Сер. геол., 1961,, №9.
Устиев Е.К. О рациональной
классификации и номенклатуре измененных
вулканических пород. — Изв. АН СССР. Сер. геол.,
1967, №6. ,
Уэйджер Л., Браун Г. Расслоенные
изверженные породы. М.: Мир, 1970.
Фаворская М.А. Верхнемеловой и
кайнозойский магматизм восточного склона Сихотэ-
Алиня. - Труды ИГЕМ АН СССР, 1956, вып. 7.
Федоров Е.С. Богословский горный округ.
Описание в отношении его топографии, мине-
ралтии геологии и рудных месторождений
Т. 8, ч. III. СПб., 1901,.
Таблица I
д
Уг 1.971
Таблица II
Таблица III
Таблица IV
Таблица V
Таблица VI
Таблица VII
Таблица VHI
Таблица IX
2.971
Таблица X
Таблица XI
Таблица XII
щ.
Таблица ХШ
Таблица XIV
Таблица XV
Таблица XVI
Таблица XVII
Таблица XVIII
Таблица XIX
Таблица XX
Таблица XXII
Таблица XXIV
Таблица XXV
Таблица XXVI
д
Таблица XXVII
ШИ
3.971
Таблица XXVIII
Таблица XXIX
Таблица XXX
Таблица XXXII
Таблица XXXIII
Таблица XXXIV
у~
Таблица XXXV
Таблица XXXVI
Таблица XXXVII
ш
щ
Таблица XXXVIII
Таблица XXXIX
Таблица XL
Таблица XLI
Таблица XLII
Таблица XLIII
Таблица XLIV
Таблица XLV
Федоров Е.С. О петрографической
номенклатуре. Записка, представленная в бюро
УШ Международного геологического конгресса
в 1900 г. М., 1901,.
Федоров М.В. О неоднородности
магматического расплава вулканов Ааг и Арик. —
Бюлл. вулк. станции, 1972, № 48, с. 48-50.
Федорове М.Е. Геологическое положение
и петрология гранитоидов Хангайского
Нагорья (Центральная Монголия). М.: Наука,
1977.
Федосеев Г.С. Петрология Шиндинского
гранитоидного плутона. М.: Наука, 1969.
Феоктистов Г.Д. Петрология и условия
формирования трапповых силлов.
Новосибирск: Наука, 1978.
Ферсман А.Е. Геоэнергетический анализ
миаскитовых пегматитов Ильменских гор. —
Тр. Ильмен. запов.,'1936, вып. 2.
Ферхуген Дж., Тернер Ф., Вей с Л. Земля.
М.: Мир, 1974, т. 1.
Ферштатер Г.Б. Петрология главнейших
формационных типов гранитоидов Урала:
Автореф. дис. ... докт. геол.-минерал. наук.
М.: ИМГРЭ, 1972.
Ферштатер Г. Б., Бородина Н.С.
Петрология магматических гранитоидов (на примере
Урала). М.: Наука, 1975.
Фишкин М.Ю. Петрография неогеновых
вулканических и гипабиссальных пород
Советских Карпат. Киев: Изд-во АН УССР, 1955.
Фишман М.В., Голдин Б.А., Давыдов В.П.
Габбро-монцонито-сиенитовая формация
западного склона Урала. — Тр. ин-та геол. геохим.
УНЦ АН СССР, 1973, вып. 100.
Флёров Г.Б., Долгова Т.В. Пироксены. —
В кн.: Оптические и петрохимические
исследовании магматических образований
Центральной Камчатки. М.: Наука, 1976.
Флёров Г.Б.. Колосков А.В. Щелочной
базальтовый магматизм Центральной
Камчатки. М.: Наука, 1976.
Флоренсов Н.А., Солоненко В.П.,
Логачев Н.А. Кайнозойский вулканизм рифтовых
зон. — В кн.: Вулканизм и тектогенез. М.:
Наука. 1968.
Фом/'н О.Б., MeranidiiСВ., Орса B.I.
Петрология и метал ьносжсть габбро-анортозитов
Юровського i Селезн1вского массив|в. Киев:
Наукова Думка, 1975.
Фоминых В.Г. Минералогия и геохимия
клинопироксенитов Платиноносного пояса
Урала. — В кн.: Магматические формации,
метаморфизм, металлогения Урала Т. 2.
Свердловск, 1969.
Фоминых В.Г., Краева Ю.П., Ларина Н.В
Особенности состава рудных пироксенитовых
жил Косьеинского дунитового тела (Кытлым-
ский массив). — В кн.: Минералогия и
петрография Урала. Вып. 124. Свердловск, 1976.
Фоминых В. Г., Самойлов П. И.,
Максимов Г.С., Макаров В.А. Пироксениты Качка-
нара. Свердловск, 1967.
Формации изверженных пород. М.: Недра
1979.
Формационный анализ гранитоидов
Западного Узбекистана. Новосибирск: Наука, 1975.
Францессон Е.В. Петрохимические
особенности кимберлитов и их положение в
классификации изверженных горных пород. —
Вестн. МГУ. Сер. 4. Геология, 1965, № 4.
Францессон Е.В. Петрология кимберлитов.
М.- Недра, 1968.
47. Зак.971
Фролов В.Т. О классификации вулканоген-
но-осадочных пород. — Бюлл. МОИП. Отд.
Геол., 1967, 42, вып. 1.
Фролов В. Т. Вулканогенно-осадочные
породы ирендыкской свиты Южного Урала и
вопросы их классификации и номенклатуры. —
В кн.: Классификация и номенклатура вулка-
ногенно-осадочных пород. Тбилиси: Изд-во
ЦК КП Грузии, 1970.
Фролова Т.И. Родоначальные магмы
вулканогенных формаций Южного Урала. Роль
дифференциации и ассимиляции в их
формировании. - Сов. геология, 1968, №11.
Фролова Т.И. Вулканогенные формации
геосинклиналей контрастного типа. — В кн.:
Проблемы магматической геологии.
Новосибирск: Наука, 1973.
Фролова Т.И. Латеральная и вертикальная
изменчивость силурийских и девонских бэ-
запьтоидных серий Магнитогорского
прогиба. — Тр. Ильмен. заповед., 1974, вып. 12.
Фролова Т.И. Магматические породы дна
юго-восточной части Тихого океана и их
вторичное преобразование в свете проблемы
происхождения металлоносных осадков. —
В кн.: Металлоносные осадки юго-восточной
части Тихого океана. М., 1979.
Фролова Т.И., Бурикова И.А. Геосинкпи-
нальный вулканизм (на примере восточного
склона Южного Урала). М.: Изд-во МГУ,
1977.
Фролова Т.Н., Петрова М.А. Классификация
вулканитов основного, среднего и
ультраосновного состава (предложения группы
петрографов лаборатории палеовулканологии
МГУ). — В кн.: Материалы эффузивной
подкомиссии Терминологической комиссии
Петрографического комитета при ОГГГ АН СССР.
М.: ИГЕМ АН СССР, 1972.
Фролова Т.И., Рудник Г.Б. Толеитовые
базальты подвижных зон континентов и
океанов и вариации их состава в зависимости
от структурной обстановки. — Вестн. МГУ.
Сер. 4. Геология, 1972, № 5.
Фролова Т.И., Рудник Г.Б. Причины
разнообразия базальтов океанов. — В кн..
Геодинамика вулканизма и гидротермального
процесса. Петропавловск-Камчатский, 1974.
Фролова Т.Н., Бурикова И.А., Фролов В.Т.,
Гущин А.В. Особенности эволюции
базальтового вулканизма Малой Курильской гряды.—
Бюлл. МОИП. Отд. Геол., 1977, 52, вып. 4.
Фролова Т.Н., Островская Е.В., Рогов В.И.
Базальтоидные магмы геосинклинальных пор-
фиритовых формаций Южного Урала и
особенности их кристаллизации. — В кн.:
Проблемы петрологии Урала, Свердловск, 1973.
Фролова Т.И., Петрова М.А., Гущин А.В.
Некоторые особенности вулканизма
геосинклиналей. — В кн.: Магматизм, формации
кристаллических пород и глубины Земли.
М.: Наука, 1972, ч. 1.
Фролова Т.Н., Петрова М.А.,
Румянцева Н.А., Штейнберг Д.С. К вопросу о
классификации эффузивных пород. — В кн.:
Методы палеовулканических реконструкций.
Вулканизм докембрия. Петрозаводск, 1975.
Фролова Т.И., Рудник Г. Б., Кашинцев Г.Л.
Некоторые общие закономерности магматизма
дна океанов. — В кн.: Материалы к V
Всесоюзному петрографическому совещанию. Т. 1.
Алма-Ата, 1976.
Фролова Т.Н., Рудник Г.Б., Кашинцев Г.П.
Некоторые общие закономерности магматизма
737
океанов и вопросы происхождения
магматических пород. — В кн.: Геология океана.
Осадкообразование и магматизм океана.
М.: Наука, 1979.
Хазов Р.А. Геологические особенности в*-
верного Приладожья. Л.: Наука, 1973.
Халфин С.Л. Древние габброидные
интрузии района сочленения Батеневского кряжа и
Кузнецкого Алатау. — Геол. и геофиз., 1961,
№11.
Халфин СП. Петрология Когтахского -габ-
бро-монцонит-сиенитового комплекса.
Новосибирск: Наука, 1965.
Хамизури П.И., Аникеева Н.Ф., 'Милитее-
ва А.И., Даминова A.M. Информация
межведомственного Петрографического комитета
СССР. - Изв. АН СССР. Сер. геол., 1965, № 10.
Хамрабаев И.Х., Кустарникова А.А., Свири-
денко А.Ф. Петрохимическая характеристика
магматических пород Южного Тянь-Шаня. — В
кн.: .Геология СССР. М.: Недра, 1972, т. 23,
кн. 2.
Харазян Э.Х. Новейшие вулканические
образования верховьев бассейна р. Ахурян
(АрмССР). - Изв. АН АрмССР, 1968, № 5.
Харин Г.С Магматические породы Фареро-
Исландского порога. — Океанология, 1976, 16,
вып. 3.
Харт СР. Содержание К, Fib, Cs, Sr, Ba и
отношение изотопов в базальтах океанического
дна. — В кн.: Петрология изверженных и
метаморфических пород дна океана. М.: Мир,
1973.
Харь кие А.Д. Минералогические основы
поисков алмазных месторождений. М.: Недра,
1978.
Хворова И.В. Успехи и задачи изучения
вулканогенно-осадочных образований. — Ли-
тол. и полезн. ископ., 1977, № 5.
Хворова И.В., Градусов Б.П.,
Ильинская М.Н. Гиалокластиты и некоторые
особенности их минерального преобразования. —
Литол. и полезн. ископ., 1974, № 3.
Хитаров Н.И.. Нагапетян Л.В., Лебедев Е.Б.
Особенности кристаллизации кислых
расплавов (экспериментальное исследование). —
Геохимия, 1969, №3.
Хомичев В.Л. Химические составы
магматических горных пород Кузнецкого Алатау.
Новосибирск: СНИИГТиМС, 1975.
Хомичев В.Л. Новый вариант
классификации гранитоидов. — Тр. Зап.-Сиб. отд. Всесоюз.
минерал, о-ва, 1976, вып. 3.
Хомичев В.Л., Сольцман А.Е., Хомиче-
ва Е.С.. Райская Г.Н. Молибденоносные
гранитоиды западной части Восточного Саяна.
Тр. СНИИГТиМС, Новосибирск, 1978, № 263.
Хренов А.П. Динамика извержений и
процесса кристаллизации магм: Автореф. дис. ...
д-ра геол.-минерал, наук. Новосибирск, 1980.
Хрущов НА. Материалы по изучению
полезных ископаемых северо-восточного
Забайкалья (район pp. Кары-Амазара) . — Тр.
Главн. геол.-развед. упр. ВСНХ, 1931, вып. 90.
Хрянина Л.П. Трапповый магматизм
бассейна р. Вахты и низовьев Подкаменной
Тунгуски и связь с «ими магнетитового оруде-
нения. М.: Изд-во АН СССР, 1962.
Хуан У. Т. Петрология М.: Мир, 1965.
Хэтч Ф., Уэллс А., Уэллс М. Петрология
магматических пород. М.: Мир, 1975.
Царовский И.Д. Мар1упол1ти I звязан! з
н!ми пегматити. — Геол. журн., 1940, 6, вып.4.
738
Центер И.Я., Соколова Е.П., Хотина М.И.
О базальтической и обыкновенной роговых
обманках в лавовых потоках. — Докл. АН
СССР, 1971, 199, №5.
Ченцов И. Г. Ималкинскоё месторождение
касситерита (Восточное Забайкалье) . — Тр.
ИГН АН СССР. Сер. минерал., геох., 1941.
Вып. 51.
Червяковский Г.Ф. Среднепалеозойский
вулканизм восточного склона Урала. М.:
Наука, 1972.
Чернов В.И. Некоторые данные о
петрографии кислых эффузивов девона Рудного Алтая.—
Тр. МГРИ, 1955, 28.
Чернышева В. И. Гипербазиты и габбро
из рифтов ых зон Аравийско-Индийского и
Западно-Индийского подводных хребтов. —
Океанология, 1969, 9, № 4.
Чернышева В.И., Дмитриев Л.В., Удин-
цев Г.Б. Геолого-петрографическое описание
коренных пород. — В кн.: Исследования по
проблеме рифтовых зон Мирового океана.
М.: Наука, 1972, т. 1.
Четвериков С.Д. Руководство к петрохими-
ческим пересчетам химических анализов
горных пород и определению их химических
типов. М.: ГОНТИ, 1956.
Чирвинский Н.П. Средний химический
состав главных минералов изверженных,
метаморфических и осадочных пород. Харьков: Изд-во
Харьков, гос. ун-та, 1953.
Чумаков А.А. О происхождении щелочных
гранитов Кейв. — В кн.: Щелочные граниты
Кольского полуострова. М.; Л.: ИзД-во АН
СССР, 1958.
Чурилин Н.С, Малахова Л.В. История
формирования эффузивных и интрузивных
членов базальт-трахитовой ассоциации в
Тагильском прогибе на Среднем Урале. — В кн.:
Проблемы петрологии Урала, Свердловск,
1973.
Чухров Ф.В. Типоморфизм — важнейшая
проблема современной минералогии. — В кн.:
Типоморфизм минералов. М.: Наука, 1969.
Чухров Ф.В., Звягин Б.Б.. Соболева СВ.
О типоморфности кристаллических структур
слоистых силикатов. — В кн.: Состав и
структура минералов как показатели их генезиса.
М.: Наука, 1978.
Шебалин Л.И. Дифференцированный титано-
носный габброидный массив Хаактыг-Ой
(Восточный Саян). — В кн.: Магматические
формации Сибири. Новосибирск: Наука, 1977.
Шарапов И.П. О геологических
классификациях. — Тр. Пермск. политехи, ин-та, 1966,
сб, 20.
Шаталов Е.Т. К рациональному
наименованию некоторых осадочных и пирокластичес-
ких пород. — В кн.: Материалы по изучению
Охотско-Колымского края. М.; Л.: ОНТИ,
1937, сер. 1, вып. 2.
Шаткое Г.А., Гущин Е.Н. О высоких
содержаниях цезия в кислых вулканических
стеклах. — Геохимия, 1969, № 12.
Шахов Ф.Н. О происхождении гранитных
магм и рудных месторождений. — В кн.:
Магматизм и связь с ним полезных
ископаемых. М.: Госгеолтехиздат, 1960.
Швецов М.С. Петрография осадочных пород.
М.: Госгеолиздат, 1948.
Шейнманн Ю.М. Очерки глубинной
геологии. М.: Недра, 1968.
Шейнманн Ю.М. Гипербазиты и верхняя
мантия. — В кн.: Проблемы петрологии гипер-
базитов складчатых областей. Новосибирск,
1973.
Шел ко в ни ко в А.Д. Основные чепты
петрологии и металлогении Ольховского гранодио-
рит-плагиогранитного комплекса. — В кн.:
Новые данные по геологии Красноярского
кран. Красноярск: Красноярск, кн. изд-во,
1964.
Шемякин В.М. Чарнокитоиды раннего
докембрия. Л.: Наука, 1976.
Шенкман П.Д. О зависимости между
составом и структурным положением гранитоидных
интрузий Таннуольского комплекса Тувы. —
Тр. ВСЕГЕИ. Нов. сер., 1978, 270.
Шерстюк А. И., Фоминых В. Г.
Распределение элементов семейства железа в гранитоидах
Мурзинско-Адуевского интрузива. — & кн.:.
Магматические формации, метаморфизм,
металлогения Урала. Свердловск, 1971.
Шинкарев Н.Ф., Иванников В.В. Формация
щелочных даек Турьего мыса. — В кн.:
Проблемы магматической геологии. М.: Наука, 1973.
Ширай Е.П. Петрохимические особенности
контрастных раннегеосинклинальных
формаций Южного Урала и Мугоджар. — В кн.: Силу-
ро-девонский вулканизм Южного Урала. Уфа:
Изд-во Башкирск. фил. АН СССР, 1975.
Ширай Е.П. Петрохимические особенности
вулканогенных формаций колчеданоносных
провинций различных типов. — Сов.
геология, 1976, №6.
Ширинян К.Г. Структурный контроль
петрографических и минералого-геохимических
особенностей новейших вулканических
комплексов Армении. — В кн.: Тезисы докладов Kill
Всесоюзному вулканологическому совещанию.
Львов: Изд-во Львовск. гос. ун-та, 1969.
Ширинян К.Г. Андезитобазальты и андезиты
Сюникского вулканического нагорья. — В кн.:
Геология Армянской ССР. Т. 4. Ереван: Изд-во
АН Арм. ССР, 1970,.
Ширинян К.Г. Ппио-плейстоценовые
вулканические породы. Главные черты плио-плейсто-
ценового вулканизма Армении. — В кн.:
Геология Армянской ССР. Т. 4. Ереван: Изд-во
АН Арм. ССР, 19702.
Ш и хори на К.М. Петрология эффузивных
пород Маймеча-Котуйской провинции. Авто-
реф. дис. ... канд. геоп.-минерал. наук. Л.:
ЛГУ, 1969.
Штейнберг Д.С. О химической
классификации эффузивных горных пород. Свердловск,
1964.
Штейнберг Д.С. Базальтоидный магматизм
Урала. — В кн.: Тезисы докладов II Уральск,
петрограф, совещ. Свердловск, 1966.
Штейнберг Д.С. О петрохимическом методе
при изучении эффузивных горных пород. —
В кн.: Палеовулканизм Урала. Свердловск,
1968, т. 1.
Штейнберг Д.С. О химической
классификации эффузивных горных пород. — В кн.:
Магматические формации, метаморфизм и
металлогения Урала. Свердловск, 1969.
Штейнберг Д.С. Основы классификации
гранитоидов Урала. — В кн.: Вопросы
петрологии гранитоидов Урала. Свердловск, 1972.
Штейнберг Д.С. Геологическая история
Урала и петрология. — В кн.: Магматизм,
метаморфизм и рудообразование в
геологической истории Урала. Свердловск, 1974.
Штейнберг Д.С. О классификации
магматических горных пород (магматитов) на
естественно-исторической и
физико-химической основе. — В кн.: Очерки геологической
петрологии. М.: Наука, 1976.
Штейнберг Д.С, Соболев И.Д. Формацион-
ное деление магматических образований. М.:
Наука, 1974.
Штейнберг Д.С, Богатиков О.А., Боро-
даевская М.Б. и др. Проблемы
магматических формаций. — В кн.: Проблемы
петрологии. М.: Наука, 1976.
Шульга В.М., Чернопольский Ю.А., Каз-
мин В.Н. Средний химический состав
гранитоидов Центрального Казахстана. — Сов.
геология, 1978, № 1.
Шурига Т.Н. Особенности формирования
гранитов Сандуганского и Куйбышевского
массивов (Южное Приморье). — В кн.:
Краткие сообщения по минералогии и геохимии.
М., 197.0.
Щеглов А.Д. Основы металлогенического
анализа. М.: Недра, 1980.
Щека С.А. Минерапого-геохимические
аналоги базит-гипербазитовых интрузивов и
включений в эффузивах. — В кн.: Магмообразо-
вание и его отражение в вулканическом
процессе. М.: Наука, 1977, .
Щека С.А. Меймечит-пикритовый
комплекс Сихотэ-Алиня. — Докл. АН СССР, 1977,,
234, №2.
Щелочные граниты Кольского
полуострова. М.; Л.: Изд-во АН СССР, 1958.
Щелочные породы. М.: Мир, 1976.
Щерба Г.Н. Формирование редкометаль-
ных месторождений Центрального Казахстана.
Алма-Ата: Изд-во АН Каз.ССР, 1960.
Щерба Г.Н., Овчар'енко Е.Ф., Малькова Р.Н.
Молодые граниты и грейзены Нигера. — Изв.
АН СССР. Сер. геол., 1967, № 2.
Щербак Н.П. Петрология и геохронология
докембрия западной части Украинского щита.
Киев: Наукова думка, 1975.
Щербаков И.Б. Петрография докембрий-
ских пород центральной части Украинского
щита. Киев: Наукова думка, 1975.
Щербакова М.Н. Комплексы
вулканического шельфа на примере среднелалеозойских
отложений Северного Прибалхашья. — Литол.
и полезн. ископ., 1968, № 3.
Щербакова М.Н. К вопросу о генетическом
анализе разрезов вупканогенно-осадочных
отложений; — В- кн.: Классификация и
номенклатура вулканогенно-осадочных пород.
Тбилиси: Изд-во ЦК КП Грузии, 1970.
Щербакова М.Н. Вулканогенно-осадочный
литогенез по данным глубоководного
бурения. — В кн.: Проблемы вулканогенно-осадоч-
ного .литогенеза. М.: Наука, 1974.
Щербакова М.Н., Царева Г.М. Игнимбриты
Кызыладырской кольцевой структуры
(Северное Прибалхашье, Центральный Казахстан) .—
Вести. МГУ. Сер. 4, Геология, 1969, №4.
Эдварде А.Б. Дифференциация в долери-
тах Тасмании. — В кн.: Геология и
петрография трэпповых формаций. М.: Изд-во иностр.
лит., 1950.
Энгел А.Е., Энгел Ц.Г. Горные породы
ложа океанов. — В кн.: Основные проблемы
океанологии. М.: Наука, 1968.
Эрлих Э.Н. Основные черты петрохимии
Курило-Камчатской вулканической
провинции. — В кн.: Петрохимия кайнозойской
Курило-Камчатской вулканической провинции.
М.: Наука, 1966.
Эрлих Э.Н., Мелекесцев И.В. Основные
этапы вулканизма и тектонических преобра-
739
зований четвертичного времени в западной
части Тихоокеанского кольца. — Бюл. МОИП.
Отд. геол., 1973,, 48,'вып. 3.
Эрлих Э.Н., Мелекесцев И.В. Четвертичный
кислый вулканизм в западной части
Тихоокеанского кольца. — В кн.: Кислый
вулканизм. М.: Наука, 1973,.
Юбельт Р., Шрайтер П. Определитель
горных пород. М.: Мир, 1977.
Юдина В.В. Траппы и аподолеритовые
метасоматиты реки Большой Ботуобии. М.:
Наука, 1965.
Юрк Ю.Ю. Массивы звенигородских пла-
гиогранитов и гранодиоритов бассейна р.
Горный Тикич. — В кн.: Геология СССР. Т. 5.
М.: Госгеолтехиздат, 1958.
Яковлев О.И. Ультраосновные и кислые
породы Луны. — Геохимия, 1977, № 12.
Яковлев П.Д., Лыхина Н.С., Малютин С.А.
и др. Мезозойский магматический комплекс
и связанная с ним гидротермальная
минерализация Тениз-Коржункульской кольцевой
структуры в Ерментаусском районе
Северного Казахстана. — Изв. АН СССР. Сер. геол.,
1975, №1.
Яковлева Е.Б. Автомагматические
брекчии Казахстана. — Сов. геология, 1963, № 8.
Яковлева В.Б. О генезисе
автомагматических брекчий. — Изв. вузов. Геол. и
разведка. 1972, № 1.
Яковлева М.Е. Некоторые особенности
кристаллизации Челябинских гранитов. — В
кн.: Академику Д.С. Белянкину к 70-лет^ию
со дня рождения. М.: Изд-во АН СССР, 1946.
Яншин А.Л. Общие особенности строения
и развития молодых платформ. — В кн.:
Молодые платформы, их тектоника и
перспективы нефтегазоносности. М.: Наука, 1965.
Ярмолюк В,В., Коваленко В. И., Горе-
гляд А.В., Самойлов B.C. Щелочной магматизм
Южной Монголии и его структурное
положение. - Докл. АН СССР, 1979, 247, № 5.
Яшина P.M. Щелочные породы
Юго-Восточной Тувы. — Изв. АН СССР. Сер. геол.,
1957, №5.
Яшина P.M. Формационный анализ и
систематика естественных ассоциаций щелочных
пород. - Изв. АН СССР. Сер. геол., 1978,
№2.
Яшина P.M. О формационной
принадлежности нефелиновых сиенитов и их металлоге-
нических особенностях. — В кн.: Петрология
и рудоносность индикаторных магматических
формаций. М.: Наука, 1981.
Яшина P.M., Матреницкий А.Т. Петрохимия
вулканических и интрузивных пород Орхон-
Селенгинского прогиба, Монголия. — Изв.
АН СССР. Сер. геол., 1978, № 10.
Abich H. Uber die Natur and den Zusammen-
hang der voulkanischen Bildungen. Braunschweig,
1841.
Abich H. Geologische Forschungen in den
Kaukasischen Landern. T. 2. Geologie des Armeni-
schen Hochlan ies. Wien, 1882.
Allen J.B., Charsley T. Nepheline-syenite
and phonolite. — Inst. Geol. Sci., L., 1968.
Almeida F.F.M. Geologia e Petrologia do
Arquipelago de Fernando de Noronha. — Brasil.
Div. Geol., Miner. Monogr., 1955, 13.
Almeida F.F.M. Geologie e Petrologia do
llha daTrindade. - Ibid., 1961, IS.
Anwar V.M. A clynopyroxene from grano-
phyre of Meall.Dearg, Skye. — Geol. Mag., 1955,
92. N 5.
740
Arana V., Barber/ F., Santacroce R. Some
data on the Comendite Type Area of S. Pietro
and Antioco Islands, Sardinia. — Bull, volcanol.,
1975, 38, N 33.
Arkai P. Correlations of rate of cooling,
texture and mineralogical composition in the
pyroxene andesite complex of the Cserhat Hills. —
Acta geol. Acad. sci. hung., 1968, 12, N 1/4.
Arndt N.T. Thick layered peridotote — gab-
bro lava flows in IMumro Township Ontario. —
Canad. J. Earth Sci., 1977, 14, N 11.
Arndt N.T., Brooks C. Komatiites. —
Geology, 1980,8, N 3.
Arndt N.T., Naldrett A.J., Pyke D.K. Ko-
mitiitic and iron-rich tholeiitic lavas of Munro
Township, Northeast Ontario — J. Petrol. 1977
18, N 2.
Augustithis S.S. Oscillatory zoning of pla-
gioclase phenocrysts of the olivine basalt from
Derba-Sina, Ethiopia. - Chem. Erde, 1963, 23,
N 1.
Aumento F. Diorites from the Mid-Atlantic
ridge an 45°N. - Science, 1969, 165, N 3898.
Aumento F., Me/son W., Hall S. et al. —
Initial Reports of the Deep Sea Drilling Project,
1977,37.
Azambre В., Girod M. Phonolites agpaitiqu-
es. — Bull. Soc. franc, miner, et cristallogr., 1966,
89.
Azambre B. Sur les roches intrusives sous-
saturees du Cretace des Pyrenees: These Fac.
Sci. P., 1967.
Bacelar B.J.A. A geologia do Archipelago de
Cabo Verde. — Com. Serv. geol. Portug., 1932,
18.
Bailey D.K. The stability of acmite in the
presense of H2O. - Amer. J. Sci., 1969, 267-A.
Bailey D.K. Volatite flux, heat focusing and
the generation of magma. — J. Geol., 1970, N 2.
Bailey D.K. Experimental petrology relating
to oversaturated peralkaline volcanics. — Bull,
volcanol., 1975,38, N 3.
Bailey D.K., Schairer J.F. The system Na,O—
AI3O3 —Fe2O, —SiO2 et 1 atmosphere, and the
petrogenesis of alkaline rocks. J. Petrol., 1966,
7, N 1
Baker P.F. Peralkaline acid volcanic rocks
of oceanic islands. — Ibid., 1975, 38, N 3.
Baker P.E. The South Sandwich islands. III.
Petrology of the volcanic rocks. — Brit. Antaict.
Surv. Sci. Repts,1978, N 93.
Balk R. Structural geology of Adirondack
anorthosite. — Schweiz. miner, und petrol. Mitt.
1931,41.
Baragar W.R.A., Goodwin A.M. Andesites
and archean volcanism of the Canadian shield. —
In: Proc. Andesite Conf. Dep. Geol. Miner. Ind.
Oregon., 1969, Bull. 65.
Barberi F., Santacroce R., Varet J. Silicic
peralkaline volcanic rocks of the Afar depression
(Ethiopia). - Buil. volcanol., 1975,, 38, N 3.
Barberi F., Santacroce /?., Ferrara G. et al.
A transitional basalt-pantellerite sequence of
fractional crystallization, the Boina Centre (Afar
Rift, Ethiopia). - J. Petrol., 1975,, 16, N 1.
Barth T.F.W. The large precambrian intrusive
bodies in the southern part of Norway. — In:
Rep. 16 Sess. Intern. Geol. Congr. Wash., 1936.
Bateman P.C., Clark L.D., Huber N.K. et al.
The Sierra Nevada batholith. - Geol. Surv.
Profess. Pap., 1963, 414D.
Batiza R.H., Rosendahl B.R., Fisher R.L.
Evolution of oceanic crust. Pt 3. Petrology and
chemistry of basalts from the East Pacific Rise
and the Siqueiros transform fault. — J. Geophys.
Res., 1977,82, N 2.
Bean J.M. The geology and petrology of Mul-
laley area of New South Walles. — J. Geol. Soc.
Austral., 1974,21.
Becker H.J. Pyroxenites and hornblendites
from the maar-type volcanoes of the West Eifel,
Federal Republic of Germany. — Contribs Miner,
and Petrol., 1977, 65, N 1.
Beeson M.N., Jackson E.D. Origin of garnet
pyroxenite xenoioths at Salt Lake crater, Oahu. —
Miner. Soc. Amer. Spec. Pap., 1970, 3.
Benhamou G., Clocchiatti R. La thermometrie
optique outil petrologique. Essai d'utilisation
et d'application a I'e'tude des reliquats magma-
tiques des phe'nocristaux de laves hyperalcalines
de Pantelleria. — Bull. Soc. franc, miner, et cris-
tallogr, 1976,99.
Benson W.N., Turner F.J. Mugearites in the
unedin district. — Trans. Roy. Soc. N.Z. Geol.,
1940, 7, pt 3.
Bertolio S. Sulle comenditi, nuovo gruppo
di rioliti con egirina. — Rend. Cont. d. R. Accad.
naz. Lincei, Roma, 1895, 4.
Bishop A.C., I/Volley A.R., Din V.K. A ba-
salt-trachit-phonolite series from Ua Pu,
Marquesas Islands, Pacific Ocean. — Contribs Miner, and
Petrol., 1973, 39, N 4.
Bolduan H. Geologie und Genese dr Zinn-
Wolframlager—statte Geyer (Erzgeb.). — Freiberg.
Forschungsh., 1963, H. C167.
Bondi M., Morandi N.. Nanetti M.C., Pirani R.
The biotite from lithofacies chemical and geo-
chemical study. — Miner, et petrogr. acta, 1976/
1977,21.
Borian W.B. Cummingtonite-dacite drift pumice
stranded at West Palmm Beach, Florida. — Bull.
Geol. Soc. Amer., 1972.
Borley G.D. The Geology of Tenerife. — Proc.
Geol. Soc. London, 1966, 1635.
Borley G.D. Potashe-rich volcanic rocks from
Southern Spain. - Miner. Mag., 1967, 36, N 279.
Borley G.D. Oceanic Islands. — In: The
alkaline rocks. L. etc.: Willey and Sons, 1976.
Borley G.D., Frost M.T. Some observations
of igneous ferrohastingsites. — Miner. Mag., 1963,
33, N 263.
Borley G.D., Suddaby P. Stressed pyroxenite
nodules from the Jagersfortein kimberlite. —
Ibid., 1975, 40, N 309.
Boudon G., Goer H.A. Leucito-nephelinttes
et basanites a leucite dans le Nord et I'East du
Cantal (Massif Central francais). — C.r. Acad.
sci. Paris, 1978, D-268, N 23.
BougaultH., Hekinian R. Rift valley in the
Atlantic ocean near 36°50' N: petrology and
geochemistry of basaltic rocks. — Earth and
Planet. Sci. Lett., 1974, 24, N 2.
Bowen N.L. The problem of the anorthosi-
tes. - J. Geol., 1917, 25, N 3.
Bowen N.L., Ellested R.B. Leucite and pseu-
doleucite. — Amer. Miner., 1935, N 5.
Branch CD. Structure and evolution of the
volcanic cauldrons, ring complexes and associated
granites of the Georgetown Inlier, Queensland. —
Nature, 1966, 209, N 5023.
Bravo T. Estudio geologico у petrografico
de la Isla de la Gomera. II. Petrologia e quimusmo
de Las rocas volcanicas. — Estud geol , 1964
20.
Breemen O. van, Hutchinson J., Bowden P.
Age and origin of the Nigerian Mesozoic
granites: a Rb-Sr isotopic stugy. — Contribs Miner,
and Petrol., 1975, 50, N 3.
Brooks C.R. En extrusive basaltic komatiite
from a Canadian Archean Metavolcanic. — Canad.
J. Earth Sci., 1975, 12, N 5.
Brooks C.R., Hart S.R. On the significance
of komatiite. - J. Geol., 1974, 2, N 2.
Brooks C.R., Rucklidge J.C. Strongly under-
saturated Tertiary volcanic rocks from the Kon-
gerdlugssuag area, east Greenland. — Lithos,
1974,7,N4.
Brousse R. Mineralogie et petrographie des
roches volcaniques du massif du Mont-Dore (Au-
vergne). — Bull. Soc. franc, miner, et cristallogr.,
1961,84, N2
Brousse R., Meyry R. Mineralogie d'une phono-
lite a grenat de I'ile de Ua Pu (Marquises, Pact-
fique central). - Ibid., 1978, 101, N 1.
Brogger I/V.C. Die postsilurischen Eruptivges-
teine des Christianiagebietes. — Ztschr. Kristal-
logr., 1890, 16.
Brogger W.C. The basic eruptuve rocks of
Gran. - Quart. J. Geol. Soc. London, 1894, 15.
Brogger W.C. Die Eruptivgesteine des
Christianiagebietes. — Vidensk. Skr. M.-N. Kl , 1894
N 4; 1895, N 7.
Brogger W.S., Die Eruptivgesteine des
Christianiagebietes. T. 4. Das Fengebiet in Telemark,
Norwegen. — Ibid., 1921, N 9.
Bryan W.B. History and mechanism of
eruption of soda Rhyolite and alkali basalt Socorro
Island, Mexico. - Bull, volcanol., 1967, 31.
Bryan W.B. Mineralogical studies of submarine
basalts. - Carnegie Inst. Wash. Yearb., 1972,,
71.
Bryan^W.B. Cummingtonite-dacite drift pumice
stranded at West Palm Beach, Florida. — Bull.
Geol. Soc. Amer., 1972, ,83, N 12.
Buddington A.F. Adirondack igneous rocks
and their metamorphism. Wash., 1939.
Buie B.F., Zarsen E.S. Igneous rocks of the
Highwood Mountains. Pt III. Dykes and related
intrusives. - Bull. Geol. Soc. Amer., 1941, 52, N 12.
Bulletin volcanologique, 1975, Spec, iss.,
38, N 3.
Burt D.M., Sheridan M.F. Model for the
formation of uranium/lithopile; element deposits
in fluorine-rich volcanic rocks. — Amer. Assoc.
Petrol, and Geol. Stud. Geol., 1981 ,N13.
Carmichael I.S. The pyroxenes and olivines
from some tertiary acid glasses. — J. Petrol.,
1960, 1, N 3.
Carmichael I.S. Pantelleritic liquids and their
phenocrysts. - Miner. Mag., 1962, 33, N 257.
Carmichael I.S. The crystallization of feldspar
in volcanic acid liquids. — Quart. J. Geol. Soc.
London, 1963, 119, N 473.
Carmichael I.S. The petrology of Thingmuly
a Tertiary Volcano in Eastern Iceland. — J. Petrol.,
1964, , 5, N 3.
Carmichael I.S. Natural liquids and the phonoli-
tic minimum. — J. Geol., 1964,, 4, pt 1 .
Carmichael I.S. The mineralogy and petrology
of the volcanic rocks from the Leucite Hills,
Wyoming. — Contribs Miner, and Petrol., 1967, ,
15, N 1.
Carmichael I.S. The iron-titanium oxides of
salic volcanic rocks and their associated ferro-
magnesian silicates. — Ibid., 1967,, 14, N 1.
Carr Y.M. Zoned plagioclases in layered gab-
bros of the Skaergaard intrusion. East
Greenland. - Miner. Mag., 1954, 30.
Carswell D.A. Picritic magma — residual dunite
relationships in garnet peridotite at Kalskaret
near Tafjord, South Norway. — Contribs Miner,
and Petrol., 1968, 19, N 2.
741
Carswell D.A. Garnet pyroxenite lens within
Ugelvik layered garnet peridotite. — Earth and
Planet. Sci. Lett., 1973, 20, N 3.
Cassedanne J., Cassedanne J. Note sur deux
gites de sodalite. — Rev. gemmol. A.f.g., 1980,
N 65.
Cawthorn R.G., Strong D.F. The petrogenesis .
of komatiites and related rocks as evidence for
a layered upper mantle. — Earth and Planet.
Sci. Lett., 1974,23, N 3.
Cayeux L. Les roches sedimentaires de France
Roche silicouses. — Mem. serv. cart, ge'ol. France,
1929,8.
Chapman N.A. Articleson igneous rocks. —
In: Encyclopedy of science and technology.
2nd ed. N.Y.: McGraw-Hill, 1966.
Chapman N.A. An experimental study of
spinel clinopyroxenite xenoliths from the Duncans-
by Ness Vent, Scotland. — Contribs Miner, and
Petrol., 1975, 51, N 3.
Chapman N.A. Inclusions and megacrysts
from undersaturated tuffs and basanites, East
Fife, Scotland. - J. Petrol., 1976, 17, N 4.
Chayes F. A provisional reclassification of
granite. — Geol. Mag., 1957, 94, N 1. См. рус.
пер.: Условная новая классификация
гранитов. — В кн.: Новости зарубежной геологии.
Л, 1959, вып. 17.
Chayes F. Relative abundance of
intermediate members of the oceanic basalt-trachyte
association. - J. Geophys. Res., 1963,68.
Chayes F. Classification in a ternary diagram
by means of discriminant functions. — Amer.
Miner., 1966, 50, N 10. '
Chayes F. The composition of Cenozoic an-
desite. — In: Proc. Andesite Conf. Dep. Geol.
Miner. Ind. Oregon, 1969, Bull. 65.
Chayes F., Yoder H.S. Some anomalies in
the norms of extremely undersaturated lavas. —
Carnegie Inst. Wash. Yearb., 1971,70.
Chayes F.r Zies E.G. Steining of alkali
feldspars from volkanic rocks. — Carnegie Inst. Wash.
Yearb., 1961,60.
Chayes F., Zies E.G. Notes on Some
Mediterranean Comendite and Pantellerite. —
Carnegie Inst. Wash. Yearb., 1964, 63.
Christie O.H. A contribution to the
mineralogy of the melilite group. — Vidensk. Skr. M.-N.
Kl., 1964, N 15.
Coleman R.G., Peterman Z.E. Oceanic pla-
giogranite. - J. Geophys. Res., 1975, 80, N 8.
Committee on British Petrographic
Nomenclature. — Miner. Mag., 1921, 19; Geol. Mag.,
1936, 73.
Coombs D.S. Trends and affnities of basaltic
magmas and pyroxenes as illustrated on the dio-
pside—olivine—silica diagram. — Spec. Pap. Miner.
Soc. Amer., 1963, 1.
Cotelo Neiva J.M. Phonolites d 1 'lie de
Prince. — Mem. e notic. Mus. e lab. miner, e geol.
Univ. Coimbra e Cent, estud. geol., 1955, N 38.
Cotta B. Eruptuve Gesteine und Erzlagerstat-
ten im Benat und Serbien. — Berg- und Hiittenm.
Ztg, 1964, N 14.
Cotton C.A. Volcanics as lands cape forms.
Christocharch, 1952.
Cox K.G., Gass I.G., Mai lie к D.J. The peral-
kaline volcanic suite of Aden, South Aravia. —
J. Petrol., 1970, 11, N 3.
Cross W., Iddings J.P., Pirrson L.V.,
Washington H.S. A quantitative chemico-mineralogical
classification and nomeclature of igneous rocks. —
J. Geol., 1902, 10.
Cundary A, Le Mairte Ft. V. On the petrogeny
742
of the leucite bearing rocks of the Roman and
Birunga Volcanic region. — J. Petrol., 1970, 11,
N 1.
Cundary A. Petrology of the leucite-bearing
lavas in New South Wales. — In: Symp. Tertiary
and Quaternary Volcanism E.Austral. Melbourne,
1973.
Currie K.L. The alkaline rocks of Canada. —
Bull. Geol. Surv. Canada, 1976, 239.
Czygan IV. Petrographie und Alcali-Veretei-
lung der Serra de Monchique Slid Portugal. —
Neues Jb. Miner. Abh., 1969, 3, H. 1.
Daly R.A. Igneous rocks and their origin.
N.Y., 1914.
Daly R.A. The geology of St Helena Island. —
Proc. Amer. Acad. Arts Sci., 1927, 62.
Daly R.A. Igneous rocks and the depths of
the Earth. N.Y.: McGraw-Hill, 1933. См. рус.
пер.: Изверженные породы и глубины Земли.
М.; Л.: ОНТИ, 1936.
Dana I. On some points in lithology. — Amer.
J. Sci., 1836, N 2.
Dawson J.B., Reid M. A pyroxene — ilmenite
intergrowth from Monastery Mine, South Africa. —
Contribs Miner, and Petrol., 1970, 26, N 4.
Dawson J.B., Smith J.V. The MARID (mica —
amphibole — rutile — ilmenite — diopside) suite
of xenoliths in kimberlite. ¦— Geochim. et cos-
mochim. acta, 1977, 41, N 2.
De Long S.E., Hodges F.N., Arculus R.J.
Ultramafic and mafic inclusions, Kadana Island,
Alaska and the occurence of alkaline rocks in
the island arcs. - J. Geol., 1975, 83, N 6.
Denayer M.E. La rushayite, lave ultrabasique
nouvelle du Nyiragongo (Virunga, Afrique Cent-
rele). - C.r. Acad. sci. Paris, 1965, 261, N 10.
Derrick G.M., Gellatly P.C. New leucite lam-
proites from the West Kimberley, Western
Australia. — Bull. Austral. Bur. Miner. Res., Geol.
and Geophys., 1972, N 125.
Desnoyers Ch. Exsolitions I'amphibole, de
grenat et de spinelle dans les pyroxenes de roches
ultrabasiques: peridotite et pyroxenolites. —
Bull. Soc. franc, mine'r. et cristallogr., 1975,
98, N 1.
De Vecchi G., Gregnanin A., Piccirillo E.M.
Tertiary Volcanism in the Veneto: Magmatolo-
gy, petrogenesis and geodinamic implications —
Geol. Rdsch., 1976,65, N 2.
Dick H.J.B. Partial melting in the Zosephine
peridotite. 1. The effect on mineral composition
and its consequence for geobarometry and geo-
. thermometry. — Amer. J. Sci., 1977, 277, N 7.
Dickey J.S. Partial fusion products in alpine
type peridotites. — Miner. Soc. Amer. Spec,
Pap., 1970, N 3.
Dickinson D.R. Relation of andesites,
granites and derivative sandstone to arc trend
tectonics. —Revs. Geophys., 1970, 8, N 4.
Dickinson D.R., Gibson I.L. Feldspar frac-
tionation and anomalous Sre7/Sr*6 ratios in a
suite of peralkaline silicic rocks. — Bull. Geol.
Soc. Amer., 1972, 83, N 1.
Dietrich R.V., Heier K.S., Taylor S.R.
Studies on the igneous rock complex of the Oslo
region. Pt XX. Petrology and geochemistry of
ekerite. - Vidensk. Skr M.-N. Kl., 1965,
N 19.
Dietrich R. V., Heier K.S. Differentiation of
quarts-bearing syenite (nordmarkite) and riebecki-
te-arfvedsonite granite (ekerite) of the Oslo
series. — Geochim. et cosmochim. acta, 1967, 31,
N 2.
Dimroth E. iMeimechites and carbonatites o'
the Castingnon Lake complex. New Quebec. —
Neues Jb. Miner. Abh., 1970, 112, H. 3.
Doe B.R.. Lipman P.W., Hedge C.E. Radiogen-
tic tracers and the Source of continental andesites:
a beginning at the san juan volcanic field,
Colorado. — In: Proc. Andesite Conf. Dep. Geol.
Miner. Ind. Oregon, 1969, Bull. 65.
Drever H., Johnston R. Picritic miner
intrusion. — In. Ultrabasic and related rocks. N.Y.:
Willey and Sons, 1967.
Duda D., Schmincke U. V. Quaternary basa-
nits, melilite, nephelinits and tephrites from
the Laacher See. — Neues Jb. Miner. Abh.,
1978, 132, H. 1.
Dummett H.T. Geology of the Moonmera
porphyry deposit, Queensland, Australia. — Econ.
Geol., 1978,73, N 5.
Eckermann H. von. The alkaline district of Alno
island. - Sver. geol. unders. Ser. Ca, 1948, N 36.
Eckermann H. von. Contribution to the
knowledge of the alkaline dikes of the Alno region. —
Kgl. sven. vetenskapsakad. handl., 1964, 3, N 29.
Eckstrand O.R. Significance of some australian
and african occurences for Canadian archean nickel
deposits. — Bull. Geol. Surv. Canada, 1974, Pap.
74-1, pt A.
Edwards A.B. The Tertiary volcanic rocks of
Central Victoria. — Quart. J. Geol. Soc. London,
1938, 94.
Eichelberger J.C. Andesitic volcanism and
crustal evolution. — Nature, 1978, 275, N 5675.
Elie de Beaumont. Notes sur les emenations
volcaniques et metaliferos. — Bull. Soc. geol.
France, 1847, 2.
Ellis S.E. On the delimitation of diorite and
gabbro and related rocks. — Miner. Mag., 1948,
28, N 203.
Emeleus C.H., Smith J.V. The alkali feldspars,
VI. Sanidine and orthoclase perthites from the Slie-
ve Gullion area. Northern Ireland. — Amer. Miner.,
1959, 44, N 11 /12.
Emmermann R. A Petrogenetic model for the
.origin and evolution of the Hercynian Granite
Series of the Schwarzwald. — Neues Jb. Miner.
Abh., 1977, 128, H. 3.
Engel A.E., Engel C.G. Igneous rocks of the
East Pacific Rise. — Science, 1964,, 146, N 3643.
Engel A.E.t Engel C.G. Compositions of basalts
from the Mid-Atlantic Ridge. — Ibid., 1964,, 144,
N 3624.
Engel A.E. J., Engel C.G., Havens R.G.
Chemical characteristics of oceanic basalts and the
upper mantle. — Bull. Geol. Soc. Amer., 1965,
76, N719.
Engel A.E.J., Fisher R.L., Engel E.E.J. Igneous
rocks of the Indian Ocean Floor. —Science, 1965,
150,, N 3696.
Engel C.G.. Engel A.E.J. Composition of basalt
core in Mohole Project. — Bull. Amer. Assoc.
Petrol. Geol., 1961,45, N 11.
Engel C.G., Fisher R.L. Granitic to ultramafic
rock complex of the Indian Ocean ridge system.
Western Indian Ocean. — Bull. Geol. Soc. Amer.,
1975,86, N 11.
England R.N.. Davies H.L. Mineralogy of ultra-
mafic cumulates and tectonites from eastern
Papua. — Earth and Planet. Sci. Lett., 1973,17, N 3.
Eirckson R.L., Blade L.V. Geochemistry and
petrology of the alkalic igneous complex of magnet
cove, Arkansas. — Geol. Surv. Profess. Pap.^ 1963,
425.
Ernst W.J. Petrochemical study of Iherzolitic
rocks from the Western Alps. — J. Petrol., 1978,
19, N 3.
Ewart A, TaylorS.R., Сарр А.С. Geochemistry
of the Pantellerites of Mayor Island, New Ze-
alend. — Contribs Miner, and Petrol. 1968, 17,
N 2.
Ewers W.E., Hudson D.R. An interpretative
study of a nickel-iron sulfide ore intersection,
Lunnon Shoot, Kambalda, Western Australia. —
Econ. Geol., 1972,67, N8.
Favorskaya M.A. On the problem of the origin
of acid magmas. — Bull, volcanol., 1967, 30.
Ferguson A.K. A mineralogical investigation
of some trachytic lavas and associated pegmatoids
from camel's Hump and Turritable Falls, Central
Victoria. — J. Geol. Soc. Austral., 1978, 25,
N 3/4.
Ferguson J. The Ilimaussaq alkaline intrusion,
South Greenland. - Medd.Grpnl.,1964, 167, N 4.
Ferguson J. The alkaline igneous intrusion of
Ilimaussaq, South Greenland: Ph. D. thesis univ.
Witwatersrand, 1973.
Fermor L.L. On the chemical composition of
the Deccan trap flows of Jinga. — Rec. Geol.
Surv. India, 1934, 68, N 355.
Ferrara G., Treuil M. Petrological Implications
of Trace Elements and Sr isotope Distributions
in Basalt — Pantellerite Series. — Bull, volcanol.,
1975,38, N 3.
Fersman A. Geochemische Migration der Ele-
mente und deren Wissensghafliche Bedeutung,
erlautert and vier Mineralvorkommen, Chibina—
Tundren—Smaragdgruben —Uran— Crube Tuje—
Mujun—Wiiste Karakumy. — Abh. prakt. Geol.,
1928,18.
Fiala F., Rost R. Tesinit od Budnaua nektere
jine alkalicke diabasove Horniny ze stredoceskeho
siluru. - Sb. Nar. muz. Praze B, 1949, N 8.
Fitten I.G. The genetic signification of alman-
dine-pyrope phenocrysts in the calc-alkaline
Borrowdale volcanic group, Nothern England. —
Contribs Miner, and Petrol., 1972, 36, N 3.
Flood R.H., Shaw S.E. A cordierite-bearing
granite suite from the New England Batholith,
N.S.W., Australia. - Ibid., 1975, 52, N 3.
Foerstner H. Nota preliminare sulla geologia
dell isola di Pantelleria secondo gli study fatti
negli anni 1874 e 1881. — Boll. com. geol. ital.,
1881, 12.
Forbes R.B., Roy O.K., Katsura T. et al.
The comparative chemical composition of
continental vs. island arc andesites in Alaska. — In-
Proc. Andesite Conf. Dep. Geol. Miner. Ind.
Oregon, 1969, Bull. 65.
Forbes R.B., Swainbanle R.C. Garnet-clino-
pyroxenite from the Red Mountain pluton,
Alaska. - Bull. Geol. Soc. Amer., 1974, 85, N 2.
Foster M.D. Interpretation of the
composition of lithium micas. — Geol. Surv. Profess.
Pap., 1960, 354 E.
Francis D.M. Amphibole Pyroxenite xenoliths:
cumulate or replacement phemonena from the
upper mantle, Nunivak island, Alaska. — Contribs
Miner, and Petrol., 1976, 58, N 1.
Frey F.A., Prim M. Ultramafic inclusion from
San-Carlos, Arizona: petrologic and geochemical
data bearing on their petrogenesis. — Earth and
Planet. Sci. Lett., 1978, 38, N 1.
Frey R. La classification moderne des roches
eruptives. — Notes e mem. Geol. Miner. Serv.
Rabat, 1937, N 44.
Fick C. Intergrowth of orthopyroxene and
ilmenite from Frank Smith mine, near Barkly
West-South Africa. — Trans. Geol. Soc. S. Afr.,
1973, 76, N 3.
Fudaly R.F. Experimental studies bearing
743
on the origin of pseudoleucite and associated
problems of alkalic rocks system. — Bull. Geol.
Soc. Amer., 1963, 74, M 9.
Fuster J.M. Estudio Petrogenetico de Los
Volcanes del Golfo de Guinea. — Inst. Estudio
Africanos. C.S.Y.C. (Espana), 1954.
Fuster J.M., Cendrero A., Ibarola E., Lopez
Ruiz J. Estudio vulcanologico у petrologico de
las islas de Lanzarote (Islas Canarias). — Estud.
geol., 1966, 22, N 3.
Fuster J.M., Gastesi P., Sagredo J., Fermos-
to M.L. Las rocas lamproiticas del SE. de
Espana. - Ibid., 1967,23, N 1/2.
Gale G.H. Paleozoic basaltic komatiite and
ocean floor type basalts from Northeastern New-
founland. - Earth and Planet. Sci. Lett., 1973,
18, N 1.
Gandhi S.S. Petrology of the Monteregian
intrusions of Mont Yamaska, Quebec. — Canad.
Miner., 1970, 10, pt 3.
Garson M.S. Carbonatites in Southern
Malawi. - Malawi Geol. Surv. Bull., 1965, 15.
Gass J. G. Ultrabasic pillow lavas from
Cyprus. - Geol. Mag., 1958, 95, N 3.
Gass S.C.. Harris P.G., Holdgate M.W. Pumice
eruption in the area of the South Sandwich
Islands - Ibid., 1963, 100, N4.
Gere B. Les volcanos du Camerun
occidental. — Bull, volcanol. Ser. 2, 1953, 13.
Gibb F.G.F. The zaned clinopyroxenes of the
Shiant Isles Sill, Scotland. - J. Petrol., 1973,
14, N 2.
Gibson I.L. The chemistry and Petrogenesis
of a Suite of pantellerites from the Ethiopian
Rift. - Ibid., 1972, 13, N 1.
Gibson I.L. A Review of the Geology,
Petrology and Geochemistry of the Volcano Fantale. —
Bull, volcanol., 1975, 38, N 3.
Gill I.V. Composition and age of Lou basin
and ridge volcanic rocks. — Bull. Geol. Soc. Amer.,
1976, 87, N 10.
Gill J.8. Geochemistry of Viti Levu, Fiji and
its evolution as an Island Arc — Contribs Miner,
and Petrol., 1970, 27, N 3.
Gill R.C.O. Chemistry of peralkaline phonoli-
te dykes from the Gronnedal-lka area, South
Greenland. - Ibid., 1972, 34, N 2.
Girod M. Donn^es petrographiques surbsba-
sanits a analcime. — Bull. Soc. franc, miner, et
cristallogr., 1965,88, N 1.
Glikson А.У., Sheraton J.l/V. Early Precamb-
rian trondhjemitic suites in Western Australia
and northwestern Scotland, and the geoche-
mical evolution of schields. — Earth and Planet.
Sci. Lett., 1972, 17.
Goldschmidt V.M. Geologisch-petrographische
Studien im Hochgebirge des sudlichen Norwegens.
4. Ubersicht der Eruptivgesteine im Kaledonischen
Gebirge zwischen Stavanger und Trondhjem. —
Vidensk. Skr. M.-IM. Kl., 1916,75,79.
Goles /?., Gordon G. Some constraints on
the origin of phonolites from the Gregory Rift,
Kenya, and inferences concerning basaltic mag-
mac in the Rift System. - Lithos, 1976, 9, N 1.
Gordon G. Some constraints of the origin of
phonolites from the Gregory Rift, Kenya, an
inferences consering basaltic magmas in the Rift
System. - Ibid., 1976, 9, N 1.
Green J.C. High temperature peridotite
intrusions. — In: Ultramafic and related rocks. N.Y.:
Willey and Sons, 1967.
Green J.C. North shore volcanic group. —
In: Geology of Minnesota: a centennial volume.
St. Paul, 1972, .
744
Green J.C. Ultramafic rocks in Vermilion
district. — In: Geology of Minnesota: a centennial
volume. St. Paul, 19722.
Green Т.Н., Ringwood A.E. High pressure
experimental studies on the origin of andesites.—
In: Proc. Andesite Conf. Dep. Geol. Miner. Ind.
Oregon, 1969, Bull. 65.
Griffin W.L., lensen B.B., Misra S.N.
Anomalously elongated rutile in eclogitefacies pyroxene
and garnet. — Norsk aeol. tcdsskr., 1971, 51, N 2.
Gunn B.M. Differentiation in Ferrar Dolerites,
Antarctica.- N.Z. J. Geol. and Geophys., 1962,
5, N 5.
Gunn B.M., Walcott R. The geology of the
Mt Markham region, Ross Dependency,
Antarctica. - Ibid., 1962,5, N 3.
Gunn B.M., Warren G. Geology of Victoria
Land between the Mawson and Milock Glaciers,
Antarctica. Wellington, 1962.
Guney J.J., Fesg H.W., Kable E.J.D. Clinopy-
roxene — ilmenite intergrowths from kimberli-
te — a re-appraisal. — In: Lesotho kimberlites.
Maseru, 1973.
Haapala I. Petrography and geochemistry of
the Eyrajoki stock, a rapakivi-granite complex
with greisen-tipe mineralization in southwestern
Finland. - Bull. Geol. Surv. Finl., 1977, N 286.
Hackman V. Das Gebiet der Alkaligesteine von
Kuolajarvi in Nordfinnland. — Bull. Commis.
geol. Finl., 1925, N 72.
Hamilton E.I. The geochemistry of the
northern part of the Ilimaussaq intrusion. South West
Greenland. - Medd. Gr0nl., 1964, 162, N 10.
Harme M., Siivola J. Plagioclase zoning in a gab-
roic dike formato Alrnio, Northen Finland. — Bull.
Commis. geol. Finl., 1966, N 222.
Harker A. The Tertiary igneous rocks of Skye.—
Men. Geol. Surv. United Kingdom, Glasgow, 1904.
Hatch F.H. The petrology of the igneous rocks.
8th ed. L., 1926.
Heinrich E.l/V. Microscopic petrography. N.Y.:
McGraw-Hill, 1956.
Hekinian R. Rocks from the Mid-Oceanic Ridge
on the Indian Ocean. — Deep-Sea Res., 1968, 15.
Hekinian R. Gabbro and pyroxenite from a deep-
sea core in the Indian ocean. — Mar. Geol., 1970,
9, N 4.
Hekinian R., Aumento F. Rocks from the Gibbs
facture 2one and Minia seamount neat 53° N in the
Atlantic Ocean. - Ibid., 1 973, 14 , N 1.
Herrmann A., Cunter В., Douglas P. et al. Major,
minor and trace elements compositions of peridoti-
tes and basaltic comatiites from the Precambrian
crust of Southern Africa. — Contribs Miner, and
Petrol., 1976,59, N 1.
Hey M.H., Gottiardi G. On the use of names,
prefixes and suffixesand adjectival logical
nomenclature. - Amer. Miner., 1980, 65, N 3/4.
Hietanen A. Idaho batholith near Pierce and
Bungalow. -Geol. Surv. Profess. Pap., 1963, 344-D.
Higazy R.A. Trace elements of volcanic
ultrabasic potassic rocks of South-Western Uganda and
adjoining part of the Belgian Congo. — Bull. Geol.
Amer., 1954,65, N 1.
Higgs D.V. Anorthosite and related rocks of
Western San Cabriel Mountains Southern
California. - Univ. California. Publ. Geol. Sci., 1954, 30,
N 3.
Holge E.T.H. A proposed classification of
igneous rocks. — Univ. Oregon Publ., 1924, 11, N -167.
Holge E.T.H. A quantitative mineralogical
chemical classification of igneous rocks. — Univ.
Oregon. Publ. Ser. 1, 1927.
Holland Т.Н. The charnockite series, a group of
Archean hypersthenic rocks in peninsular India. —
Mem. Geol. Surv. India, 1900, 28.
Hollister V.F. Porphyry copper-type deposits of
the Cascade volcanic arc, Washington. — Miner. Sci.
and Eng., 1979, 11.
Hollister V.F.,SirvasB.E. The Calipuy formation
of norrhern Peru and its relation tovolcanism in the
northern Andes. — J. Volkanol. and Geotherm.
Res., 1978, 4, N 1/2.
Holmes A. A mineralogical classification of
igneous rocks. — Geol. Mag., .1917, 4.
Holmes A. The nomenclature of petrology. L.,
1920.
Holmes A. The nomenclature of petrology 2nd
ed. L., 1928.
Holmes A. Petrogenesis of katungite and its
associates. - Amer. Miner., 1950, 35, N 9/10.
Holmes A., Harwood H.F. Petrology of the
volcanic fields east and southeast of Ruwenzori,
Uganda. - Quart. J. Geol. Soc. London, 1932, 88.
Holmes A., Harwood H.F. The petrology of
the volcanic field of Bufumbira, south-west
Uganda. - Mem. Geoi. Surv. Uganda, 1937, pt 2, N 3.
Holz P.E. Plutonic rocks of the Klamath
Mountains, California and Oregon. — Geol. Surv. Profess.
Pap., 1971,684-b.
Honnorez J., Kirst P. Submarine basaltic vol-
kanism: morphometric parameters for discremi-
nating Hyaloclastites from hyalotuffs. — Bull,
volcanol., 1976, 39, N 3.
Home J., Teal/ J.H. On borolanite. — Trans.
Roy. Soc. Edinb., 1892, 37, N 11, pt 1.
Huang W.T. Petrology N.Y McGraw-Hill,
1962.
Iddings J.P. Origin of igneous rocks. — Bull.
Philos. Soc. Washington, 1892, 12.
Iddings J.P. Absarokite-shoshonite-banakite
series. - J. Geol., 1895, 3.
Iddings J.P. Igneous rocks L., 1909, Vol. 1.
Composition iexture and classification: N.Y.:' L.,
1913, Vol. 2. Description and occurence.
Ikeda K. Chrome-rich clinopyroxene from
Red-Hills, New Zealand, with special reference
to the exsolution phenomena. — J. Jap. Assoc.
Miner., Petrol, and Econ. Geol., 1973, 68, N 4.
Irvine T.N. The Duke Island ultamafic
complex, southeastern Alaska. — In: Ultramafic and
related rocks. N.Y. Willey and Sons, 19Ъ7.
Irvine T.N., Baragar W.R. A quide to the
chemical classification of the common volcanic
rocks. - Canad. J. Earth Sci., 1971, 8, N 5.
living A.J. Geochemical and high pressure
experimental studies of garnet pyroxenite and pyro- ,
xene granulite xenoliths from the Delegate
Basaltic pipes, Australia. — J. Petrol., 1974, 15, N 1.
Iturralde M. Classification de las rocas igneas
plutonicas. - Volun. hidraul., 1976, 13, N 38.
Jackson A.W. On the general principles of the
nomenclature of the massive crystalline rocks. —
Amer. J. Sci., 1836,2.
Jackson E.D. The origin of ultramafic rocks
by cumulus processes. — Fortschr. Miner., 1971,
48, N 1.
Jackson E.D., Green D.H., Moores EM. The
Vourinos ophiolite, Greecs cyclic unit of lineated
cumulates overlying harzburgite tectonite. — Bull.
Geol. Soc. Amer., 1975, 86, N 3.
Jacobson R.R.E., MacLeod W.W., Black R.
Ring-complexes in the Younger granite province
of Northern Nigeria. — Mem. Geol. Soc. London,
1958, N 1.
Jakes P., White A.J. Major and trace element
abundances in volcanic rocks of orogenic areas. —
Bull. Geol. Soc. Amer., 1972, 83, N 1.
Jamaguchi J. Study on the exolution
phenomena of pyroxenes. — J. Fac. Sci. Univ. Hokkaido.
Ser. V, 1973, 16, N 1!
James F.V., Rose A.W. The geochemistry of
some archaen ultramafic lavas — Chem. Geol.,
1977, 19.
Janse A.J. Montichellite peridotite from Mt.
Brukkaros, South West Africa. — In: Univ. Leed
Inst. Afr. Geol. 8th Annu. Rep., 1964.
Janse A.J. Montichellite bearing porphyritic
peridotite from Gross Brukkaros, South West
Africa. - Trans. Geol. Soc. S. Afr., 1971, 74, N 2.
Jeremine E. L'ankaratrite a hauyne du jebel
Tourguejid (Haut Atlas de Midelt). Quelques
considerations sur les ancaratrites du Maroc et sur
les ancaratrites en general. — Notes et mem. Serv.
ge'ol. Maroc, 1955, 12, l\l 125.
Johannsen A. Suggestions for a quantitative
mineralogical classification of igneous rocks. —
J. Geol., 1917,25.
Johannsen A. A Quantitative mineralogical
classification of igneous rocks-revised. — Ibid.,
1920, 28.
Johannsen A. Essentials for the microscopial
determination of rocks-forming minerals in thin
section. Chicago, 1922.
Johannsen A. On the use of term "diabase"
and dolerite. - J. Geol., 1927, 35.
Johannsen A.A. A descriptive petrography
of the igneous rocks. Chicago, 1931. Vol. 1;
1932. Vol. 2; 1937. Vol. 3; 1938. Vol. 4.
Johannsen A.A. A descriptive petrography of
the igneous rocks. Second ed. Chicago, 1939.
Vol. 1.
Jung J.t Brousse R. Classification modale des
roches eruptiyes. P.: Masson et Cie, 1959.
Karkare S.G., Sinha R.C. Geochemistry of
Deccan basalts:-a study of the behavior of major
and trace elements in the basaltic flows of India. —
In: Rep. 22 Sess. Intern. Geol. Congr. Pt VII.
New Delhi, 1964.
Kavka J. Beitrag zur Kenntnis der Phonolith
magma — Evolution im Nordbochmischen Ter-
tiar. — Acta Univ. carol. Geol., 1965, N 2.
Kay /?., Hubbard N.J., Gast P.W. Chemical
characteristics and origin of oceanic ridge
volcanic rocks. - J. Geophys. Res., 1970, 75, N 8.
Kempe O.R.C. The Kilonwa syenite,
Tanzania. - Quart. J. Geol. Soc. London, 1968, 124,
N 493, pt 1.
Kempe O.R.C. Special studies the petrology
of the basalts. — Initial Reports of the Deep Sea
Drilling Project, 1974,26.
Kennedy I/V.Q. Trends of differentiation
basaltic magmas. — Amer. J. Sci. Ser. 5, 1933, 25,
N 147.
Kharin G.N. The petrology of magmatic rocks,
DSDP Leg 38. — Initial Reports of the Deep Sea
Drilling, Project, 1976, 38.
Kilinc I.A. Melting relations in the quartz dio-
rite — H,O and quartz diorite — H,O—CO,
systems. — Neues Jb. Miner. Monatsh", 1979
N 2.
King B.C., Sutherland O.S. Alkaline rocks
of Eastern and Southern Africa. Pt I —III. — Sci.
Progr., 1960, 48.
Knorring O. von. Some geochemical aspects
of a columbite-bearing soda granite from
southeast Uganda. - Nature, 1960, 188, N 4746.
KolderupC.F. Die Labradorfelse des westlichen
Norwegens. — Bergens Mus. Aarb., 1903, N 12.
Kopecky L. Nabez fenituaalkalickych hlubin-
nych normin vceskem stredohori. — Vestn UVG
1966,41.
745
Kopecky L. Detection of faults and
determination of their order in the regions of platform vol-
canism. - Sb. geol. ved. G, 1974, 26.
Kopecky L., Dobes M., Tiala J., Stovickova N.
Fenites of the Bohemian massif and relatives
between fenitization, alkaline volcanism and deep
fault tectonics. — Sb. geol. ved. G, 1970, 16.
Krankc E.H. On turjaite and the ijolite from
of Turja, Kola. - Fennia, 1928, 51, N 5.
Kuno H. Petrology of Hakone Volcano and the
adjacent areas, Japan. — Bull. Geol. Soc. Amer.,
1950, 61,.N9.
Kuno H. Study of orthopyroxenes from
volcanic rocks. - Amer. Miner., 1954,39. N 1/2.
Kuno H. High-alumina basalt. — J. Petrol.,
1960, 1,14 2.
Kuno H. Andesite in time and space. — In:
Proc. Andesite Conf. Dep. Geol. Miner. Ind.
Oregon, 1969, Bull. 65.
Kushiro I. Petrology of the Atumi dolerite. —
Jap. J. Fac. Sci. Univ. Tokyo", 1964, 15.
Lacroix A. Les enclaves des roches volcaniques.
P.: Masson et Gie, 1893.
Lacroix A. La Mineralogie de Madagascar. P.,
1923. Vol. 3.
Lacroix A. Les rhyolites et les trachytes hype-
ralcalines quartziferes, a propos de ceux de la Co-
ree. - C.r.. Acad. sci. Paris, 1927, 185.
Lacroix A. Les roches hyperalcalines du massif
du Fantale et du col de Balla. — Soc. geol. France
Me'm., 1930, 14.
Lacroix A. Contribution a la connaissance de la
composition chimique et mineralogique des roches
eruptives de I'lndochine. — Bull. Geol. Serv. Indo-
chine, 1933,20, N 3.
Lacroix A. Composition chimique des laves
de l'ile de Paques. — C.r. Acad. sci. Paris, 1936,
202.
Lange H., Tisehendorf G., Palchen W., Klem I.,
Ossenkopf W. Fortschritte der Metallogenie im
Erzgebirge. B. Zur Petrogrphie und Geochemie
der Granite des Erzgebirges. — Geologie, 1972,
Jb. 21, H. 4/5.
Lapparent J. Lecons de petrographie. P., 1923.
Larsen E.S. Igneous rocks of the Highwood
Mountains, Montana. — Bull. Geol Soc Amer
1941,52, N 12.
Larsen E.S., Hunter J. Melilite and other
minerals from Gunnison Country, Colorado — J Wash
Acad. Sci., 1914, 14.
Larsen E.S., Larsen E.K. Petrologic results of
a study of the minerals from the tertiary volcanic
rocks of the San Juan Region Colorado — Amer
Miner., 1938, 23, N 7.
Larsen E.S., Irving J., Gonjer F.A.
Petrologic results of a study of the minerals from the
tertiary volcanic rocks of the San Juan region Co-
rado. - Ibid., 1938, 23, N 4.
Larsen E.S., Schmidt R.C. A reconnaissance
of the Idaho batholith and comparison with
the Southern California batholith. — Geol. Surv.
Bull., 1958, 1070-A.
Larsen L.H., Poldervaart A. Petrologic study of
Bald Rock batholith, near Bidwell Bar,
California. - Bull. Geol. Soc. Amer., 1961, 79, N 1.
Le Bas M.J. Carbonatite — nephelinite
volcanism. N.Y.: Willey and Sons, 1977.
Le Bas M.J. Average calc-alkali basalt. — Geol.
Mag., 1977, 114, N 4.
Lehijarvi M. The alkaline district of Sivaara,
Kuusamo, Finland. — Bull. Commis. geol. Finl.,
1960, N 185.
Le Maitre R.W. Petrology of volcanic rocks
Gough Island, South Atlantic. — Bull. Geol. Soc
Amer., 1962,73.
Le Maitre R.W. The chemical variability of
some common igneous rocks. — J. Petrol., 1976,,
17, N 4.
Le Maitre R.W. Some problems of the
projection of chemical data into mineralogical
classifications. — Contribs Miner, and Petrol., 19762, 56,
N 2.
Le Maitre R.W. A new approach to the
classification of igneous rocks using the basalt-andesi-
te-dacite-rhyolite suithe as and example. — Ibid.,
19763,56, N 2.
Lensch G. Ariegite und Websterite in Iherzo-
lith von Balmuccia. — Neues Jb. Miner. Abh.,
1976, 128, H. 2.
Lewis C. The matrix of the diamond. — Chem.
News, 1887, 56.
Lewis J.D., Williams J.R. The petrology of an
ultramafic lava near Murphy Well, Eastern Gold-
fields, Western Australia. — Geol. Surv. West
Austral. Rept., 1973.
Lincoln F.C. The quantitative mineralogical
classification of gradational rocks. — Econ. Geol.,
1913,8.
Lindgren W. The granitic rocks of the Pyramid
Peak District, Sierra Nevada, California. — Amer.
J. Sci. Ser. 4, 1897, 3.
Lindgren W. Granodiorite and otrier
intermediate rocks. — Ibid., 1900,9.
Lippard S.J. Plateau phonolite lava flows
Kenya. - Geol. Mag., 1973,110, N 6.
Locardi E., Mittempergher M. The meaning
of magmatic differentiation in some recent
volcanoes of Central Italy. — Bull, volcanol., 1970,'
33.
Loewinson-Lessing F. Note sur les taxites et
sur les roches clastiques volcaniques. — Bull. Soc.
Beige geol. paleontol., hydrol., 1891, 5.
Loewinson-Lessing F. Petrographisches lexikon,
Jurijev (Depart). Mattiesen, 1893.
Loewinson-Lessing F. Note sur la
classification et la nomenclature des roches eruptives. —
In: Rep. 7 Sess. Intern. Geol. Congr. St Peter-
bourgs, 1897, 1899.
Loewinson-Lessing F. Kritische Beitrage zur
Systematik der Eruptivgesteine. — Tschermaks
miner petrogr Mitt., 1899—1902, 18, H. 6; 19,
H. 3,4, 5; 20, H.2;.21, H. 4.
Loney R.A., Himmelberg G.R., Coleman R.G.
Structure and petrology of the alpine-type peri-
dotite at Burro Mountain, California, USA. — J.
Petrol., 1971, 12, N 2.
Lundberg В., Smellie J.A. T. Painirova and Mer-
tainen iron ores: two deposits of the Kiruna iron
ore type in northern Sweden. — Econ. Geol., 1979,
74, N 5.
Luth W.G. The system NaAISi3O,-SiO2 and
KAISi3Os—SiO, to 20 kb and relationship
between H2O content; Рц^О and /"total in granitic
magmas. — Amer. J. Sci./1969, 267-A.
MacDonald G.A. Potash oligoclase in Hawaiian
lavas. - Amer. Miner., 1942, 27.
MacDonald G.A. Petrography of the Samoan
Islands. - Bull. Geol., Soc. Amer., 1944,55, N 11.
MacDonald G.A. Petrography of the Island
of Hawaii. — Geol. Surv. Profess. Pap., 1949,,
214D.
MacDonald G.A. Hawaiian petrographie
province. - Bull. Geol. Soc. Amer., 19492, 60, N 10.
MacDonald G.A. Dissimilarity of continental
746
and Oceanic Rocks types. — J. Petrol., 1960, 1,
N 2.
MacDonald G.A. Composition and origin of
Hawaiian lavas. — Geol. Soc. Amer. Mem., 1968,
116.
MacDonald G.A. Petrology of the basalt cores
from Midway Atoll. Descriptions of altered basalt
lava flows from beneath the reef cap. Wash.: US
Gov. print, off., 1969.
MacDonald G.A., Katsura T. Chemical
composition of Hawaiian lavas. — J. Petrol., 1964, 5,
N 1.
MacDonald G.A., Powers H.A. Contribution to
the petrography of Haleakala volcano, Havaii. —
Bull. Geol. Soc. Amer., 1946, 57, N 1.
MacDonald G.A., Powers H.A. A further
contribution to the petrology of Haleakala volcano,
Hawaii. - Ibid., 1968, 79, N 7.
MacDonald R. Nomenclature and
petrochemistry of the peralkaline oversaturated extrusive
rocks. — Bull, volcanol., 1975,, 38, N 3.
MacDonald R. Tectonic settings and magma
associations. — Bull, volcanol., 19752, 38, N 3.
MacDonald R., Bailey O.K. The chemistry of
the peralkaline oversaturated obsidians. — Geol.
Surv. Profess. Pap., 1973, 440-N-1.
Machart J. Alkalicky mikrokvarsyenit az micro-
granit (karlsteinit) z Jemnice u Strakonic. — Cas.
miner, a geol., 1979, 24, N 2.
Magontheir M.C., Velde D. Sur les phonolites
des Orgues de Bort (Correze). — C.r. Soc. geol.
France, 1975, fasc. 1.
Manton W.J. The origin of associated basic and
acid rocks in the Lebombo-Nuanetsi Igneous
Province, Southern Africa, as implied by Strontium
isotopes. - J. Petrol., 1968,9, N 1.
Martin H., Math/as M., Simpson E. The Dama-
raland subvolcanic ring complexes in South West
Africa. — In: Rep. 21 Sess. Intern Geol. Congr.
Copenhagen, 1960, pt XIII.
Martin R.F. Role of water in pantellerite
genesis. - Bull, volcanol., 1975, 38, N 3.
Matsumoto T. Pressure e'ffects on phase
equilibria in some principal rock-forming minerals. —
Proposal of a model regarding the origin of primary
magmas. — J. Geosci. Osaka City Univ., 1963,
7.
Meyer A., Bethune P. The Luesche carbonate
(Kivu, Belgium Congo). — In: Rep. 21 Sess. Intern.
Geol. Congr. Pt XIII. Copenhagen, 1960.
McDougall I. Differentiation of the Tasmanian
dolerites: Red Hill dolerite — granophyre
association. - Bull. Geol. Soc. Amer., 1962, 73, N 3.
Melson W.G. Basaltic classes from the deep sea
drillings project chemical characteristics,
compositions of alteration products, and fission track
"ages". — Trans. Amer. Geophys. Union, 1973,
54, N 11.
Melson W.G. Chemical stratigraphy of Leg 45
basalts: electron probe analyses of glasses. — Initial
Reports of the Deep Sea Drilling Project, 1979,
45.
Melson W.G., Thompson G., Van Andel Т.Н.
Volcanism and metamorphism in the Mid-Atlantic
Ridge 22°N Latitude. — J. Geophys. Res., 1968,
73, N18.
Melson W.G., Vallier T.L., Weright T.L. et al.
Chemical diversity of abyssal volcanic glass errup-
ted along Pacific, Atlantic and Indian Ocean sea-
floor speading centres. — In: The geophysics of
the Pacific Ocean basin and its margin. Wash.,
1976.
Metais D., Chayes F. Classification of lampro-
phyres and possible petrographic application of
multigroup discriminant function analysis. —
Carnegie Inst. Wash. Vearb., 1966.
Michel-Levy A. Structures et classifications des
roches eruptives. — Bull, carte geol. France, 1894,
5.
Michel-Levy A. Etude sur la determination des
feldspaths dans les plaques minces. P., 1896.
Michel-Levy A. Note sur la classification des
roches eruptives. — Bull, carte geol. France, 1897,
55.
Michot P. Anorthosites et anorthosites. — Bull.
Acad. roy.Belg. Ser. 5, 1955,41.
Michot P. Phenomenes geologiques darse la
catazone profonde. — Geol. Rdsch., 1957, 46,
H. 1.
Middlemost E.A.K. A simple classification of
volcanic rocks. — Bull, volcanol., 1973, 36, N 2.
Middlemost E.A.K. Classification of volcanic
rocks with particular refrence to the rocks of New
South Wales, Australia. - Ibid., 1974, 38, N 1.
Middlemost E.A.K. A contribution to the
nomenclature and classification of volcanic rocks. —
Geol. Mag., 1980, 117, N 1.
Milch L. Die Systematik der Eruptivgesteine. —
Fortschr. Miner., 1913, 3; 1914, 4.
Miller T. Potassium-rich intrusive rocks of
Western Alaska. — Bull. Geol. Soc. Amer., 1972, 83,
N 7.
Mitchell R.H. Kimberlite and related rocks —
a critical reappraisal. — J. Geol., 1970, 78, N 6.
Mitchell R.H., Carswell D.A., Brunfelt A.O.
Mineralogy and rare earth geochemistry of an il-
menite-clinopyroxene xenoliths from the
Monastery Mine, Orange Free state, south Africa. — In:
Lesotho kimberlites. Maseru, 1973.
Mitchell R.H., Platt R.G. Mafic mineralogy of
ferroaugite syenite from the Coldwell alkaline
complex, Ontario, Canada. - J. Petrol., 1978, 19,
N4.
Miyashiro A. Volcanic rock series in Island area
and active continental margins. — Amer. J. Sci.,
1974,274, N 4.
Miyashiro A., Shido F., Ewing M.
Crystallisation and differentiation in abyssal tholeiites and
gabbroes from mid-oceanic ridges. — Earth and
Planet. Sci. Lett., 1970, 7, N 4.
Moore J.G., Grantz A., Blake M.S.J. The quartz
diorite line in north-western North America. —
Geol. Surv. Profess. Pap., 1963, 450-E.
Moorhouse W.W. The study of rock in thin
section. N.Y.: Harper, 1959.
Moravek P. Novy model geneze zlafonosne
endogenni mineralizace Ceskeho masivu. — Geol.
pruzk., 1979, 21, N 5.
Moreau J. Revue bibliographique des
modifications apportees a la nomenclature mine'ralogi-
que. - Bull, miner., 1979, 102, N 4.
Morgan B.A. Chemistry and mineralogy of
garnet pyroxenites from Sabah, Malaysia. — Contribs
Miner, and Petrol., 1974, 48, N 4.
Mueller R.F., SaXena L.K. Chemical petrology.
N.Y. etc., 1977. Рус. пер.: Химическая
петрология. M.: Мир, 1980.
Muir I.D., Tilley C.E. Mugearites and their
place in alkali igneous rock series. — J. Geol., 1961,
69, N 2.
Muir I.D., Tilley C.E. Contributions to the
petrology of Hawaiian basalts. II. Tholeiitic Basalts
of Mauna Loa and Kilauea. — Amer. J. Sci., 1963,
261,N 2.
Muir I.D., Tilley C.E. Basalts from the northern
part of the rift zone of the Mid-Atlantic Ridge. —
J. Petrol., 1964, 5, N 3.
Muir I.D., Tilley C.E. Basalts from the northern
747
part of the Mid-Atlantic Ridge. 11. The Atlantic
collections near 30°N. — J. Petrol., 1966, 7, IM 2.
Murthy M.V.N., Venkataraman P.K. Petrogene-
tic significance of certain platform peralkaline
granites of the world. — In: IUGS upper mantle
Symp. New Delhi, 1964.
Mutanen T. Komatiites and komatiite provinces
in Finland. - Geology, 1976, 28, N 4/5.
Miiller P. Zur Klassifikation der Massengestei-
ne. - Geologie, 1974, Jb. D,N9.
Naldrett A.J., Cabri L.J. Ultramafic and related
rocks: their classification and genesis with special
reference to concentration of nickel sulfides and
platinum-group elements.. — Econ. Geol., 1976,
71, N7.
Naldrett A.J., Mason CD. Contrasting archean
ultramafic igneous bodies in Dundonalld and Cler-
gue Townships, Ontario. — Canad. J. Earth Sci.,
1968, 5, N 1.
Nash W.P., Carmichael J.S.E., Johnson R.W.
The mineralogy and petrology of Mount Suswa,
Kenya. - J. Petrol., 1969, 10, N 3.
Nash W.P., Wilkinson J.F.G. Shonkin Sag
Laccolith, Montana. Bulk rock geochemistry.— Cont-
ribs Miner, and Petrol., 1971,33, N 2.
Nesbitt R.W. Sceletal crystal forms in the
ultramafic rocks of the vilgaru blok. Western Australia:
evidence for an archeen ultramafic liquid. — Geol.
Soc. Austral. Spec. Publ., 1971, N 3.
Nesbitt R.W. Geochemistry of archaen spinifex
textured peridotites and magnesian and low-mag-
nesian tholeiites. — Earth and Planet. Sci. Lett.,
1976,31, N 3.
• Neuvonen K.J. On the composition of natural
melilites. - Bull. Commis. geol. Finl., 1955, N 168.
Nicholls CD. Basalts from the deep ocean
floor. - Miner. Mag., 1965, 34, N 268.
Nicholls J., Charmichael I.S.E. Peralkaline acid
liquids: a petrological study. — Contribs Miner, and
Petrol., 1969, 20.
Nieland H. Beitrage zur Mineralogie and Petro-
graphie des Katzenbuckels i.o. T. 1. — IMeues
Miner. Petrol., 1931, 63A.
Niggli P. Systematik der Eruptivgesteine. —
Zentr.-BI. Miner., Geol. und Palaontol., 1920.
Niggli P. Die quantitative mineralogische
Klassifikation der Eruptivgesteine. — Schweiz. miner,
und petrogr. Mitt., 1931, 11, H. 2.
Niggli P. Zur mineralogischen Klassifikation
der Eruptivgesteine. — Ibid., 1935,65.
Niggli P. Tabellen zur Petrographie and zum
Gesteinsbestimmen. — Miner. Petrogr. Inst. E.T.H.,
Zurich, 1939.
Niygli P. Rocks and mineral deposits. San
Francisco: Freeman, 1954.
Noble D.C. Comenditic volcanic rocks in the
western United States. — Geol. Soc. Amer. Spec.
Pap., 1966,87.
Noble D.C. Kane Springs Wash volcanic center,
Lincoln County, Nevada, in Nevada test suite —
studies in geology and hydrology. — Geol. Soc.
Amer. Mem., 1968, , 10.
Noble D.C. Systematic variation of major
elements in comendite and pantellerite classes. —
Earth and Planet. Sci. Lett., 1968.,, 4, N 2.
Noble D.C, Haffty J. Minor-element and
revised major-element contents of some Mediterranean
pantellerites and comendites. — J. Petrol., 1969,
10, N 3.
Noble D.C, Parker D.F. Peralkaline silicic
volcanic rocks of the Western United States. — Bull,
volcanol., 1975, 38, N 3.
Nockolds S.R. Average chemical compositions
748
of some igneous rocks. — Bull. Geol. Soc. Amer.,
1954,65, N 10.
Nockolds S.R., Knox G.A., Chinner R.W.
Petrology for students. — L. etc.: Cambr. Univ. press
1978.
Nongier T. Elat de recherches geologiques en
cours dans I'archipel de Kerquelen/ Lab. Geol.
SPCN et Lab. Sci. T.A.A.F.P., 1965.
O'Connor J.T. A classification for quartz-rich
igneous rocks bases on feldspar ratios. — Geol.
Sury. Profess.Pap., 1965, 525-B.
Ohnmacht W. Petrogenesis of carbonate — or-
thopyroxenites (saovandites) and related rocks
from Troms, northe/n Norway. — Journ. Petrol.,
1974, 15, N 2.
Onuma K., Yagi K. The system diopside-aker-
manite-nepheline. — Amer. Miner., 1967, 52,
N 1/2.
Padera K. Griquaites in the Moldanubicum of
the Bohemian massif. — In: Upper Mantle Project.
Program: Geol. Phinal Rep. Pr., 1971.
Panto G. Vorschlage zur Schaffung einer ein-
heitlichen Terminologie for vulkanische Gestei-
ne. — Ztschr. angew. Geol., 1959, 5, H. 9.
Park Ch.F. The spilite and manganese problems
of the Olympic Peninsula, Washington. — Amer. J.
Sci., 1946,244. N 5.
Parsons I. The Klokken gabbro-syenite
complex. South Greenland: Cryptic variation and origin
of Inversely. - J. Petrol., 1979, 20, N 4.
Payne J.G., Strong D.F. Origin of the Twillinga-
te trondhjemite, North-Central Newfaundland:
Partial melting in the roots of an Island ARC, 1979.
Peacock M.A. The distinction between cholo-
ropheite and palagonite. — Geol. Mag., 1930, 67,
N 790.
Peacock M.A. Classification of igneous rocks
series. - J.Geol., 1931,39, N 1.
Peacock M.A., Fuller R.E. Chlorophaeite side-
romelane and palagonite from the Columbia River
Plateau. - Amer. Miner., 1928, 13.
Phemister J. Zoning in plagioclase feldspar. —
Miner. Mag., 1934, 23.
Phemister J. The riebeckite-bearing dikes of
Shetland with data on the chemical composition
and constitution of ribeckite by C.O.Harvey and
P.A.Sabine. - Ibid., 1950, 29, N 211.
Pichler H. The cenozoic rhyolite-andes'ite
association of the Chilean Andes. — Bull, volcanol.,
1972, 35, N 2.
Pichler H., Stengelin R. Lighter differentiates
of tholeiite basaltic and alkali basaltic magmas. —
Neues Jb. Miner. Abh.,1979, 135, H. 1.
Pichler H., Weyl R. Petrochemical Aspects of
Central American Magmatism. — Geol. Rdsch.,
1973,62, N 2.
Pichler H., Zeil W. Andesites of Chilean
Andes. — In: Proc. Andesite Conf. Dep. Geol. Miner.
Ind. Oregon, 1969, Bull. 65.
Pirsson L.V. Microscopical Characters of
Volcanic Tuffs: A Study for Students. — Amer. J. Sci.,
1915, 40, N 236.
Poldervaart A. The petrology of the Elephant's
Head dike and the New Amalfi Sheet (Matatiele). —
Trans. Roy. Soc. S. Afr., 1944, 30.
Poldervaart A., Green D.H. Chemical analyses
of submarine basalts. — Amer. Miner., 1950, 50,
N 10.
Poldervaart A., Hess H.H. Pyroxenes in the
crystallization of basaltic magma. — J. Geol., 1951,
59, N 5.
Poldervaart A., Sukheswala R. Deccan basalts
of the Bombay area, India. — Bull. Geol. Soc.
Amer., 1958. 69, N 12.
Poldervaart A., Wilcox R. Metadolerite dike
swarm in Bakersville-Roan mountain area, North
Carolina. - Ibid., 1958,69, N11.
Potenza Fiorentini M. Plagioclasio modale e
limite naturale diorite-gabbro. — Period, miner.,
1966,35.
Powers H. The lavas of the Modoc lava-bed
Quadrangle, California. — Amer. Miner., 1932,
17, N 7.
Руке D.K., Naldrett A.Y., Eckstrand O.R.
Archean ultramafic flows in Munro Township,
Ontario. - Bull. Geol. Soc. Amer., 1973, 84,
N3. .
Raguin E. Geologie du Granite. Troisieme
edition entierement refondue. P.: Masson, 1976.
См. рус. пер.: Геология гранитз. М.: Недра,
1979.
Ramberg H. Titanic iron ore formed by disso-
tiation of silicates in granulite facies. — Econ.
Geol., 1948,43, N 7.
Ramberg H. Titan ores formed by disoll of silic
in granulite facies. - Ibid., 1967,63, N 3.
Ramsay W.H. Das Nephelinsyenitgebiet auf der
Halbinsel Kola. - Fennia, 1897/1899, 15, N 2.
Ramsay W.H. En melititforande djupbergart
fran Turja pa Sydsidan av Kolahalvon. — Geol.
Fbren. Forhandl., 1921,43.
Ramsay W.H., Berghell H. Die Gesteine van
liwaara in Finnland. - Ibid., 1891, 13, N 133,
H.4.
Ramsay W.H., Hackman V. Das
Nephelinsyenitgebiet auf der Halbinsel Kola. — Fennia, 1894, 11,
N 2.
Reed B.L., Lanphere M.A. The Alaska —
Aleutian Range batholith geochronology, chemistry and
relation to circum Pacific plutonism. — Bull.
Geol. Soc. Amer., 1973, 84, N 8.
Ridley W.L. The geology of Las Canadas areas
Teneriffe: Ph. D. thesis. Univ. L., 1968.
Ringwood A.E., Lovering J.F. Significance of
pyroxene-ilmenite intergrowths among kimberlite
xenoliths. — Earth and Planet. Sci. Lett., 1970,
7,N 4.
Ristic P. Vulkanske alkaline (leucitne) stene
oblasti Jugozapadno od Gnjilana. Tusla, 1963.
Rittmann A. Die geologische bedingte
Evolution und Differentiation des Somma-Vesuvmag-
mas. -Ztschr. Vulkanol., 1933, 15, H. 1/2.
Rittmann A. Nomenclature of Volcanic
Rocks. - Bull, volcanol. Se'r. 2, 1952, 12.
Rittmann A. Vulkane und ihre Tatigkeit.
Stuttgart: Enke, 1960. См. рус. пер.: Вулканы
и их деятельность. М.: Мир, 1964.
Rittmann A. Studio geovulcanologico e magma-
tologico dell'lsola di di Panteleria. — Riv. miner,
sicil., 1967, N 106/108.
Rittmann A. Stable mineral assemblages of
igneous rocks. A method with contributions by
V.Gottini, W.Hewers, R.Stengelin of calculation.
B. etc.: Spring.-Verl., 1973. См. рус. пер.:
Устойчивые минеральные ассоциации изверженных
пород: Метод пересчета. С дополнениями
В.Готтини, У.Хьюерса, Г.Пихлера, Р.Стенгели-
на. М.: Мир., 1975.
Robertson R.C.R., Parsons I. The Loch Loyal
syenites. -Scott. J. Geol., 1974, 10, N 2.
Roche de la H., Leterrier J. Sur le role at I'u-
sage des donnees chimiques dans la syste'matique
des roches ignees. — Yeme Reun. Sci. Terre.
Paris, 1976.
Rock N.M.S. The nature and origin of lampro-
phyres: some definition, destinctions and
derivations. — Earth-Sci. Revs., 1977, 13..
Rock N.M.S. How should igneous rocks be
grouped? - Geol. Mag., 1981, 118, N 5.
Ronner F. Systematische Klassifikation der
Massengesteine. Wien: Spring.-Verl., 1963.
Rose G. Reise nash Ural liber Grundest. — Ann.
phys., 1835,35.
Rosenbush H. Mikroskopische Physiographie
der petrographischen wichtigen Mineralien.
Stuttgart, 1873, Bd. I.
Rosenbush H. Mikroskopische Physiographie
der massigen Gesteine. 1. Auf I. Stuttgart, 1877;
2. Auf I. Stuttgart, 1887; 3. Auf I. Stuttgart 1897;
4. Auf I. Stutgart, 1905, 1907-1908.
Rosenbush H. Elemente der Gesteinslehre. 1.
Aufl. Stuttgart, 1898; 2. Aufl. Stuttgart, 1901;
3. Aufl. Stuttgart, 1910; 4. Aufl. neu bearbeitet
von A. Osann. Stuttgart, 1923.
Ross C.S. Microlites in glassy volcanic rocks. —
Amer. Miner., 1962, 47, N 5/6.
Rothe P., Schmincke H.U. Contrasting origin
of the eastern and western Islands of the Canarian
Archipelago. - Nature, 1968, 218.
Roux I., Mackenzie W.S. Sodium in leucite and
its petrogenetic significance: an experimental
study. - Bull, mine'r., 1978, 101, N 5/6.
Rowe R.B. Niobium (columbium) desosits of
Canada. — Econ. Geol. Rep. Geol. Surv. Canada,
1958, N 18.
Ryburn E.N., Strong D.F. The geology and
geochemistry of ophiolitic rocks exposed at Mind's
Bight, Newfaundland. — Canad. J. Earth Sci.,
1975, 12, N 5.
Sabine P.A. The geology of Rockall, North
Atlantic. — Bull. Geol. Surv. Gr. Brit., 1960, N 16.
Sabine P.A. How should rocks be named? —
Geol. Mag., 1974, 111, N 11.
Sabine P.A. Progress on the nomenclature of
volcanic rocks, carbonatites, melilite-rocks and
lamprophyres. — Ibid., 1978, 115, N 6.
Sadashivaiah M.S.. Reddy K.G. Aegirine-augite
syenite from Gundlapalle, Guntur district, Andhra
Pradesh. — Proc. Ind. Acad. Sci. Sec. A 1965
61, N 2.
Saggerson E.P. The structurial control and
genesis of alkaline rocks in central Kenya. — Bull,
volcanol., 1970,34, N 1.
Saggerson E.P., Williams L.A.J. Ngurumanite
from Southern Kenya and its bearibg on the
origin of rocks in the Northern Tanganyika alkaline
district. — J. Petrol., 1964, 5, N 1.
Sakuyama M. Evidence of magma mixing: pet-
rological study of Shirouma-oike calc-alkaline
andesite volcano, Japan. — J. Volcanol. and Geo-
therm. Res., 1979, 5, N 1/2.
Savolahti A. The Ahvenisto massif in Finland.—
Bull. Commis. geol. Finl., 1956, N 174.
Scheumann K.H. Zur genese alkalisch-lampro-
phyrischer Ganggesteine. — Zentr.-BI. Miner.,
Geol. und Palaontol., 1922, N 16/17.
Scheumann K.H. Auslandische Systematik. —
Fortschr. Miner., 1925, 10.
Schminske H.U. Magmatic evolution and
tectonic regime in the Canary, Madeira and Azores
Island Groups. — Bull. Geol. Soc. Amer., 1973,
84, N 2.
Scholtz D.Z. The magmatic nickeliferous ore
deposits of East Grigualand and Pondoland. —
Trans. Geol. Soc. S. Afr., 1936, 39.
Schubert W. Reaktionen in alpinotypen Perido-
titmassiv von Ronda (Spanien) und seinen partiel-
len schmelzprodukten. — Contribs Miner, and
Petrol., 1977,62, N 2.
Schuller A. Ein plagioklas-charnockite vom
Typus Acoafim und seine Stellung innerhalb der
749
charnockit-serie. — Heidelberg. Beitr. Miner, und
Petrogr., 1949, 1.
Shand S.J. On saturated and unsaturated
Igneous Rocks. — Geol. Mag., 1913, 10.
Shand S.J. The principle of saturation in
petrography. - Ibid., 1914, 1915.
Shand S.J. The geology of Pilansberg in the
Western Transvaal, a study of alkaline rocks and
ring intrusions. —-Trans. Geol. Soc. S. Afr., 1928,
31.
Shand S.J. Instruction fo using the
quantitative mineralogical classification of eruptive rocks.
L., 1929.
Shand S.J. Loch Borolan laccolith Northwest
Scotland. - J. Geol., 1939,47.
Shand S.J. Eruptive rocks. 1st ed. L., 1927;
2nded. L., 1943; 3nd ed. L.; N.Y., 1947.
Shawe D.R. Arizona — New Mexico and
Nevada — Utah beryllium beits. — Geol. Surv. Profess.
Pap., 1966, 550-C.
Shawe D.R., Bernolds S. Beryllium .content of
volcanic rocks. - Geol. Surv. Bull,, .1966,1214-C.
Sigurdsson H., Tomblin J:F., „Brown G.M. et al.
Strongly undersaturated magmas in the Lesser
Antilles Island arc. — Earth and Planet.,Sci.. Lett.,
1973, 18, N 2.
Sillitoe R.H. Volcanic and related
mineralization: Volcanological research in the United
Kingdom, 1971-1975. L., 1975.
Sitter L.U, et al. lies phorrolites de.Jebel.Saghro
(Moroc occidental). — Geol. en mijrtbouw, 1952,
14, N8.
Smith A.L., Carmichael J.S-E. Qtrartemary
lavas from the Sonthern Cascades, Western US. —
Contribs Miner, and Petrol., 1968, 19, N 3.
Smith J.Q., McKee ?.«., Tatlock iDS.,
Marvin R.F. Mesozoic granitic rocks in Northwestern
Nevada: A link between the Sierra fstewada .and
Jdaho Baltholiths. — Bull. Geol. Soc. Amer.,
1971,82, N 10.
Smith W.C. A classification of some rhyolites,
trachytes and phonolites from part of Kenya
Colony, with a note on some associated basaltic
rocks. - Quart. J. Geol. Soc, London, 1931, 8,
N 87.
Smulikowski K. Les roches Eruptives de la
zone sub-beskidique en Silezie et Moravie. Lwow,
1930.
Smulikowski K. Contributions a 1a petrographie
des iles Canaries. — Arch, miner., 1945, 15.
Snavely P.D., Maclead N.S., Wagner H.C. Tho-
leiitic and alkalic basalts of the Eocene Silitz River
volcanics, Oregon coast range. — Amer. J. Sci.,
1968,266.
Sollner J. Uber Bergalith, ein neues melilithrei-
ches Ganggestein aus dem Kaiserstuh!. — Mitt. Bad.
Geol. Landesanst., 1913, 7.
Spenser A.B. Alkalic igneous rocks of the Bal-
cones Province, Texas. — J. Petrol., 1969, 10,
N 2.
Spun I.E. Classification of igneous rocks
according to composition. — Amer. Geol., 1900, 25.
SflrensenH. The Ilimaussaq batholith a review
and discussion. - Medd.Goanl.,1958, 162, N 3.
Srfrensen H. (ed.) The alkaline rocks. L. etc.:
Willey and Sons, 1974. См. рус. пер.: Щелочные
породы. М.: Мир, 1976.
Staatz М.Н. Geology of the beryllium
deposits in the Thomas Range, Juab Country, Utah. —
Geol. Surv. Bull., 1963, 1142-M.
Stansfield E. Extensions of the Monteregian
petrographical province to the west and northwest
Quebec. - Geol. Mag., 1923, 60, N 10.
Stark M. Erzgebirgsgranit von Graupen, als
750
Microgranit, porphyrisch, mit primarem Topaz
in zwei Generationen. — Lithos, 1932, 80.
Steiner A. Occurrence of wairakiteat the Cey-
ser California. - Amer. Miner., 1958,, 43, N 7/8.
Steiner A. Petrogenetic implications of the
1954 Ngauruhoe lava and its xenoliths. — N.Z.J.
Geol. and Geophys.. 1958,, 1, N 2.
Stemprok M., Sulcek Z. Geochemical profile
trough an ore-bearing lithium granite. — Econ.
Geol., 1969,64, N 4.
Stewart T.W. Precambriah alcaline-ultramafic
and carbonatite volcanism at Qagssiarssuk, South
Greenland. - Medd. Gr0nl., 970, 186, N 4.
Stice G.D. Petrography of the Manu'a Islands,
Sarma. — Contribs Miner, and Petrol., 1968, 19,
N 4.
Streckeisen A. Zur Klassification der Eruptiv-
gesteine. — Neues Jb. Miner. Abh., 1964, H. 7.
Streckeisen A. Die Klassification der Eruptiv-
gesteine. - Geol. Rdsch., 1966, 55, H. 2.
Streckeisen A. Classification and nomenclature
of igneous rocks. — Neues Jb. Miner. Abh., 1967,
107, H. 5.
Streckeisen A. Classification and nomenclature
of plutonic rocks. — Geol. New Lett., 1973,,
N2.
¦Streckeisen A. Plutonic rocks classification and
nomenclature recommended by the IUGS Subcom-
lOiission on the Systematics of Igneous rocks. —
Geotimes, 1973,, Oct.
Streckeisen,A. A Classification of the common
igneous rocks t>y means of their chemical
composition, — Neues ib. Miner. Monatsh., 1976, , N 1.
Streckeisen A. To each plutonic rock its proper
name. -Earth-Sci. Revs., 1976,, 12.
Streckeisen A. Classification and nomenclature
of volcanic rocks, lamprophyres, carbonatites
and meljlitic rocks: Recommendations and Sug-
¦geslions on behalf of the IUGS Subcommission
on the Svstematics of Igneous Rocks. — Neues
Jb. Miner. Abh., 1978, 134, H. 1.
Streckeisen A., Le Maitre R.W. A chemical
approximation to the Modal QAPF classification
of the igneous rock-s. — Neues Jb Miner Abh.,
1979, 136, H. 2.
Subramaniam A.P. Charnockites of the type
area near Madras — a reinterpretation. — Amer.
J. Sci., 1959, 257, N 5.
Sugimura A., Tokihiko M., Chinzei K., Na-
kamura K. Quantitative distribution of late Ce-
nozoic volcanic materials in Japan. — Bull, volca-
nol., 1963,26.
Sutherland D.S. Petrography and Mineralogy
of the Peralkaline Silicic Rocks. - Ibid. 1975,
38, N 3.
Suzuki J. On a rock of nordmarkitic
composition from Hakuto Volcano Korea. — J. Fac.
Sci. Univ. Hokkaido. Ser. IV, 1938, 4, N 1/2.
Szadeczky-Kardoss E. A genetical system
of igneous rocks. —'In: Rep. 21 Sess. Intern.
Geol. Congr. Pt XIII. Copenhagen, 1960.
Takanobu O., Masahiko Y., Nobvry O.
Chemical compositions of coexisting biotites and
hornblendes from Okueyama granodiorite
Kyushu Japan. — J. Jap. Assoc. Miner., Petrol, and
Econ. Geol., 1977,72, N 12.
Taljaard M.S. South african melilite basalts
and their relations — Trans. Geol. Soc. S. Afr.,
1937, 29.
Tanida K. The study of salic effusive rocks. —
Sci. Rep. Tohoku Univ. Ser. 3, 1961, 7, N 1.
Taubeneck W.H. Bell Mountain batolith. —
Bull. Geol. Soc. Amer., 1957,68, N 2.
Taylor S.R. Abundance of chemical elements
in the continental crust: a new table. — Geochim.
et cosmochim. acta, 1964, 28, N 8.
Taylor S.R. Trace element chemistry of an-
desites and associated alkaline rocks. — In: Proc.
Andesite Conf. Dep. Geol. Miner. Ind. Oregon,
1969, Bull. 65.
Tepzuh M., rioneeuh А. Леуцитеке стене
Три|'ебине и Коритника. — Геол. АН Балкан,
п-ва, 1972, 37, №2.
Thompson G., Bryan W.B., Frey F.A.
Petrology and geochemistry of basalts and related
rocks from DSDP, Leg 22, Sites 214 and 216
Ninety-East ridge, Indian Ocean. — Trans. Amer.
Geophys. Union, 1973, 54, N 11.
Thorarinsson S. The Tephra fall from Hekla
on March 29th, 1947. The Eruption of Hekla,
1947-1948. Reykjavik, 1954.
Tilley C.E. Enderbite, a new member of the
charncckite series. •- Geol. Mag., 1936, 73, N 7.
Tilley C.E. A note on the nosean phonolite
on the Wolf Rock Cornwall. - Ibid., 1959, 96.
Tilley C.E.. Muir I.D. Intermediate members
of the oceanic basalt-trachyte association. —
Geol. Foren. F6rhandl., 1964, 85, N 4.
Tilley C.E., Scoon J.H. Differentiation of
Hawaiian basalt: Trends of Mauna Loa and Ki-
lauea historic magma. — Amer. J. Sci., 1961, 259.
Timcak C, Hroncova E., Kotuliakova A. Pleif-
ferova klassifika?na metoda — jej algoritmizacia
a porovnanie s CIPW a Niggliho systemom. —
Cas. miner, a geol., 1978, 23, N 1.
Tischendorf G. Zur Geochemischen Speztali-
sierung der Granite des Westerzgebirgischen
Teilpluton.-Geologie, 1970, Jb. 19, H. 1.
Tiwari B.D. Magmatic differentiation of the
volcanic at Pavagarh Cujarat, India. — Bull, vol-
canol., 1972, 35, N4.
Tomita K. Chemical and crystallographical
studies on calciferous amphiboles, tshermakite-
pargasite series from volcanic rocks. — Mem.
Coll. Sci. Univ. Kyoto. Ser. B, 1962, 28, N 4.
Treiber I. Die Haufigkeit der gesetze der
Feldspatzwillingeline angewandte Untersuchung-
smethodik bei der Bearbeitung der Eruptivges-
teine in Norden des Gurghiugebirges (Rumanien).—
Geologie, 1963,Jb. 12, Н.Э.
Trogger W.E. Zur sippenteilung d. magmatis-
cher Gesteine. — Neues Jb. Miner. Monatsh,
1930,62.
Trogger W.E. Spezielle Petrographie. der
Eruptivgesteine. В., 1935.
Trogger W.E. Eruptivgesteinsnamen. — Fortschr.
Miner., 1938, 23.
Tuttle O.F., Bowen N.L. Origin of granite in
the light of experimental studies in the system
NaAISi3O, - KAISi,O, - SiO2 - H,O. - Geol.
Soc. Amer. Mem., 1958, 74.
Ueda Т., Tatekawa M. On the anortite found
in lava flow. — Mem. Coll. Sci. Univ. Kyoto,
1966,32, N4.
Ussing /V.I/. Mineralogisk-petrografisk Undersff-
gelse of gr^nlandske Nefelinsyeniter og beslaeg-
tode Bjergarter. — Medd. Gr|Snl., 1898,14.
Ussing N.V. Geology of the country around
Julianehaab. -Ibid., 1912,38.
Varet J. Les Trachytes et les phonolites du
Cantal Septentrional: These 3 cycle. Orsay,
1967.354 р.
Varet J. Les Pyroxenes des phonolithes du
Cantal (Auvergne, France). — Neues Jb. Miner.
Monatsch., 1969, H.4.
Varet J.P. Structure et mise en place des
massifs phonolitiques du Cantal (Auvergne
France). - Geol. Rdsch., 1971,60, H. 3.
Varin-Perignon N. Petrographie et Mineralogie
des roches Volcaniques et description geologique
de la partie centrale du massif Cantal: These
Fac. Sci. Grenoble, 1966.
Vartiainen H., К res ten P., Kafkas V.
Alkaline lamoprophyres from the Sokli complex,
northern Finland. — Bull. Geol. Soc. Fin!.
1978, N 50.
Viljoen M.J., Viljoen P.P. Evidence for
existence of a mobil extrusive peridotitic magma
from the Komati formation of the Onverwacht
group.— Geol. Soc. S. Afr. Spec. Publ. 1969, N 2.
Viljoen M.J., Viljoem R.P. The geology and
geochemistry of the lower ultramafic unit of
the Onverwacht group and a proposed new class
of igneous rocks. — Ibid., 1970, N 2.
Villari L. The Caldera of Pantelleria. — Bull,
volcanol., 1971,34,/V3.
Villari L. The island of Pantelleria. - Ibid.
1975,38, N3.
Visser t.N. Analyses of rocks, minerals and
ores. Pretoria, 1964.
Vladykin N.V., Kovalenko V.I., Lapides I.L.
A new calcic zirconium silicate — Armstrongite:
Armstrongite — Elpedite isomorphic series and
mineral paragenesis of zircon minerals in
alkaline granite pegmatites. — In: Intern. Miner.
Assoc. Vlth Gen. Meet. West Berlin. Regensburg,
1974.
Waard D. Absolute P—T conditions of gra-
nulite-facies metamorphism in the Adirondacks. —
Proc. Knkl. nederl. akad. wetensch., 1967,,
70, N 4.
Waard D. On the origin of anorthosite by
anatexis.-Ibid., 19672,70, N4.
Wager L.R., Deer W.A. The petrology of the
Skaergaard intrusion Kangerdlugssuaq, East
Greenland. - Medd. Gr0nl., 1939, 105, N 4.
Wahlstrom E.E. Introduction to theoretical
igneous petrology. N.Y.: Willey, 1950.
Walker F. Mugearites and oligoclase basalts. —
Geol. Mag., 1952, 89, N 5.
Washington H.S. Italian petrological sketches.
V. Summary and conclusion. — J. Geol., 1897, 5.
Washington H>S. The charnockite series of
igneous rocks. — Amer. J. Sci., 1916, 191.
Washington H.S. Deccan traps and other
plateau basalts. — Bull. Geol. Soc. Amer., 1022, 33.
Wass S.Y., Sutherland F.L. Cainzic magmas of
eastern Australia. — In: Symp. Tertiary and
Quaternary Volcanism E. Austral. Melbourne, 1973.
Waters A.C. Volcanic rocks and the tectonic
cycle. — Geol. Soc. Amer. Spec. Pap., 1955, 62.
Weed W.H., Pirsson L.V. Geology of the Shon-
kin Sag and Palisade Butte Laccoliths. — Bull.
Geol. Soc. Amer., 1895,6.
Wegmann C.E. Geological investigation in
South Greenland. Pt I. On the structural
divisions of South Greenland. Medd. Grftnl., 1938,
113, N2.
Weinschenk E. Grundzuge der Gesteinskunde.
Freiburg, 1902-1905, T. 1, 2.
Wells M.K. Sedimentary inclusions in the
hypersthene-gabbro, Ardnamurchan, Argyllshire. —
Miner. Mag., 1951, 29, N 214.
Wells R.A.K. Textural features of some Buch-
weld Norites. - Ibid., 1952, 29, N 218.
Wenk E., Scpander H., Wetzel R. On a zoned
ternary Feldspar from Domadalshraum, Iceland.—
Schweiz. miner, und petrogr. Mitt., 1972, 52, H. 2.
Wentworth C.K.. Winchell H. Koolau basalt
751
series, Oahu, Hawaii. — Bull. Geol. Soc. Amer.,
1947, 58, N 1.
Werner A.G. Kurze Klassif ikation und Beschrei-
bung der verschiedenen Gebirgsarten. Dresden,
1787.
Wilkinson J.F.G. The magmatic affinites
of some volcanic rocks from the Tweed Shield
Volcano S E. Quensland — N.E. New South
Wales. - Geol. Mag., 1968, 105, N 3.
Williams A.F. The genesis of the diamond.
L., 1932.
Williams H., Turner F.J., Gilbert Ch.H.
Petrology. San Francisco: Freeman, 1958.
Williams L.A.J. The volcanics of the Gregory
Rift Valley East Africa. — Bull, volcanol., 1971,
34, N 2.
Wilshire H.G., Pike I.E. Upper mantle dia-
pirism: evidence from analogous features in alpine
peridotite and ultramafic inclusions in basalt. —
Geology, 1975, 3, N 8.
Wilson A.F. The charnockitic rocks of
Australia. - Geol. Rdsch., 1959, 47, H. 2. См. рус.
пер.: Чарнокитовые породы Австралии. —
В кн.: Вопросы геологии Австралии. М.: Мир,
1965.
Winchell H. Honoluly series, Oahu, Hawaii. —
Bull. Geol. Soc. Amer., 1947, 58, N 1.
Wolff F. Die Prinzipien einer quantitativen
Klassification der Eruptivgesteine, insbesonders
jungen Egrussgesteine. — Geol. Rdsch., 1922, 13.
Wood C.P. Petrogenesis of garnet-bearing
rhyolites from Canterbury, New Zealand. —
N.Z. J. Geol. and Geophys., 1974, 17, N 4.
Wright J.B. Petrographic sub-provinces in
the Tertiary to recent volcanic of Kenya. — Geol.
Mag., 1965, 102. —
Wright J.B. Distribution of volcanic rocks
about midocean ridges and the Kenya Rift
Valley. - Ibid., 1970, 107, N 2.
Wright J.B. High pressure phases in Nigerian
Cenozoic lavas distribution, and geotectonic
setting. — Bull, volcanol., 1971, 34, N 4.
Wright J.B., McCurry. Composite phonolite
tholoids in the Cenozoic volcanic province of
Nigeria. - Geol. Mag., 1970, 107, N 4.
Wyatt B.A. The melting and crystallization
behaviour of a natural clinopyroxene-ilmenite
intergrowth. — Contribs Miner, and Petrol. 1977
61,N 1.
Vagi K. Pseudoleucite from Tzu Cnin Shan,
Shansi, North China. — Jap. J. Geol. and Geogr.,
1954.24.
Vagi K. Petrochemistry of the alkalic rocks
of the Ponape Island, Western Pacific Ocean. —
In: Rep, 21 Sess. Intern. Geol. Congr
Copenhagen, 1960. Pt XIII.
Yeats R.S., Forbes W.C., Heath G.R., Schei-
degger K.F. Petrology and geochemistry of DSDP
leg 16 basalts, eastern Eguatorial Pacific. —
Initial Reports of the Deep Sea Drilling Project,
1973, 16.
Yoder H.S., Eugster H.P. Synthetic and
natural muscovite. — Geochim. et cosmochim
acta, 1955,8, N 5/6.
Zirkel F. Die Mikroskopische Beschaffen-
heit der Mineralien and Gesteine. Leipzig, 1873.
Zirkel F. Lehrbuch der Petrographie.
Leipzig, 1866; 2. Aufl. Leipzig, 1893-1894. Bd. 1, 2.
ПОДПИСИ К ФОТОТАБЛИЦАМ
Таблица I
а — шаровые лавы меймечитов. Штуф. Камчатка. Кол. Б.А. Марковского;
б — меймечит, богатый вкрапленниками оливина (~80%), лавовый покров. Восточная Сибирь.
Правобережье р. Маймечи. Увел. 25, без анализатора. Кол. Л.С. Егорова. Идиоморфные фенокри-
сталлы оливина, частично замещенные по периферии и вдоль трещин серпентином, погружены в
основную массу, состоящую из микролитов авгита, титаномагнетита и криптокристаллического
серпентина. Серпентин слагает также мелкие округлые миндалины;
в — меймечит, лавовый покров. Восточная Сибирь. Правобережье р. Маймечи. Увел. 25, без
анализатора. Кол. Л.С. Егорова. Опацитизированные вкрапленники оливина в апостекловатой
основной массе с микролитами авгита, мелкими изометрическими зернами титаномагнетита и крипто-
кристаллическим серпентиновым мезостазисом. Округлые миндалины серпентина имеют резкие
ограничения;
г — меймечит с витрофировой основной массой. Камчатка. Увел. 25, без анализатора. Кол.
Б.А. Марковского;
д — меймечит с микролитовой основной массой, образованной мелкими агрегатными зернами
клинопироксена. Камчатка. Увел. 25, без анализатора. Кол. Б.А. Марковского;
е — меймечитовый туф. Камчатка. Увел. 25, без анализатора. Кол. Б.А. Марковского
Таблица!!
а — обнажение полосчатого силла пикритов. Камчатка. Кол. Б.А. Марковского;
5 — пикрит с микролитовой основной массой. Восточная Сибирь, Маймеча-Котуйская провинция.
Увел. 25, без анализатора. Кол. Б.А. Марковского. Вкрапленники оливина погружены в микроли-
товую основную массу, образованную изометричными микролитами титанавгита и зернами
титаномагнетита в серпентин-хлоритовом мезостазисе;
в — пикрит с витрофировой основной массой. Камчатка. Увел. 25, без анализатора. Кол. Б.А.
Марковского;
г — пикрит с серпентинизированными вкрапленниками оливина и с микролитовой основной
массой (клинопироксен в серпентин-хлоритовом мезостазисе) . Камчатка. Увел. 25, без анализатора.
Кол. Б.А. Марковского;
д — пикрит с полнокристаллической основной массой (плагиоклаз, клинопироксен, хлорит)
из дифференцированного пикрит-базальтового силла. Камчатка. Увел. 25, без анализатора. Кол.
Б.А. Марковского;
е — пикрит. Восточная Сибирь, Маймеча-Котуйская провинция. Кол. Б.А. Марковского;
Таблица III
а — обнажение полосчатых перидотитовых коматиитов. Южная Африка (М. Viljoen R. Viljoen
1969);
6 —¦ перидотитовый коматиит с типичной структурой спинифекс, образованной скелетными
кристаллами оливина в хлоритовом мезостазисе со скелетными кристаллами клинопироксена.
Западная Австралия (Nesbitt, 1971);
в — скелетные кристаллы клинопироксена в серпентин-хлоритовом мезостазисе, образующие
структуру спинифекс в перидотитовом коматиите. Канада (Eckstrand, 1974) ;
г — скелетные кристаллы клинопироксена в перидотитовом коматиите. Западная Австралия
(Nesbitt, 1971);
д — порфировый перидотитовый коматиит. Камчатка. Увел. 15, без анализатора. Кол. Б.А.
Марковского. Идиоморфные вкрапленники оливина в основной массе со структурой микроспинифекс,
образованной скелетными кристаллами клинопироксена в серпентин-хлоритовом мезостазисе;
е — деталь строения структуры спинифекс со скелетными блоковыми кристаллами
клинопироксена в серпентиновом мезостазисе в перидотитовом коматиите. Камчатка. Увел. 25, без
анализатора. Кол. Б.А. Марковского
Таблица IV
а — биотит-авгитовый пикрит, дайка. Восточная Сибирь, низовья р. Маймечи. d = 7 и 1,3 мм.
Без анализатора. Кол. Е.Л. Бутаковой (Половинкина, 1966). Крупные и мелкие фенокристаллы
образованы оливином, в различной степени серпентинизированном. Основная масса
полнокристаллическая, состоит из призм моноклинного пироксена, расположенных беспорядочно и достигающих
в длину 0,3—0,5 мм, пластинок оранжево-бурого биотита, рудного минерала и угловатых участков
зеленовато-бурого хлорита (?), вероятно, заместившего вулканическое стекло. Структура
порфировая (оливинофировая), основная масса — призматическизернистая;
б — биотит-авгитовый пикрит, дайка. Восточная Сибирь, низовья р. Маймечи. Увел. 25, без
анализатора. Кол. Н.П. Суриной. Структура оливинофировая. Вкрапленники образованы оливином.
В основной массе ксенопойкилобластические выделения биотита включают мелкие призмы авгита
и субидиоморфные зерна титаномагнетита;
в — нефелиновый пикрит, гипабиссальное интрузивное тело в составе гулинского ийолит-карбо-
натитового комплекса. Восточная Сибирь, Маймеча-Котуйская провинция. Увел. 25, без
анализатора. Кол. Л.С. Егорова. Идиоморфные вкрапленники свежего оливина заключены в основной массе
48. Зак. 971 753
из беспорядочно ориентированных индивидов авгита, мелких изометричных зерен титаномагнети-
та и нефелина, заполняющего интерстиции. Структура основной массы гипидиоморфнозернистая,
участками пойкилитовая;
г — монтичеллитовый пикрит, дайка. Восточная Сибирь. Р. Куонамка. Увел. 15, с анализатором.
Кол. Ю.И. Томановской. Мелкие идиоморфные вкрапленники оливина по периферии замещены мон-
тичеллитом (частичные гомоосевые псевдоморфозы). Основная масса образована микроаллотри-
оморфнозернистым монтичеллитовым агрегатом, мелкие интерстиции в котором выполнены
карбонатом и чешуйками флогопита; равномерно рассеяны изометричные зерна перовскита и титано-
магнетита;
д — мелилитовый пикрит, дайка. Восточная Сибирь. Р. Куонамка. Увел. 25, без анализатора.
Кол. Ю.И. Томановской. Идиоморфные фенокристаллы оливина в основной массе, состоящей из
тонких лейст мелилита и мелких кристалликов перовскита (преобладает среди непрозрачных
минералов) и титаномагнетита, сцементированных карбонатом с примесью цеолитов и чешуек
флогопита;
е — флоголитовый пикрит, дайка. Швеция, район Альнё. Увел. 27, без анализатора (Eckerman,
1964). Феиокристаллы свежего идиоморфного оливина и округлых зерен железистого флогопита
(биотита) в нацело карбонатизированной, богатой мелкими табличками маложелезистого
вторичного флогопита микрозернистой основной массе. Местами в ней различимы псевдоморфозы
карбонаты по лейстам мелилита
Таблица V
а — кимберлит (кимберлитовая брекчия). Якутия, трубка "Мир". Кол. Н.А. Курылевой (По-
ловинкина, 1966) . Слева вверху — большой обломок кимберлита ранней генерации с
округло-угловатыми порфировидными выделениями оливина и флогопита. Связующая масса брекчии
("массивный кимберлит") состоит из мелких округло-угловатых фрагментов (фенокристаллов?)
оливина, граната, беспироксеновых пикритов и флогопита. Обломок граната (пиропа) с темной кели-
фитовой оболочкой виден на рисунке ниже большого обломка кимберлита ранней генерации.
Интерстиции выполнены серпентином;
б—г — кимберлит. Восточная Сибирь, Маймеча-Котуйская провинция, трубка "Красноярская".
Увел. 25, без анализатора. Кол. Н.П. Суриной: б — крупные кластопорфировые выделения оливина
в нацело карбонатизированной связующей массе, состоящей преимущественно из псевдоморфоз
по мелким угловато-округлым зернам оливина и чешуек флогопита, в — кластопорфировые
выделения оливина и флогопита, г — сросток пиропа и оливина (микроксенолит гранатового
перидотита) , справа — ксенолит вмещающих трубку доломитов;
д — кимберлит, силл. ЮАР, район Кимберли. Увел. 13, с анализатором (Dawson, Hawthorn, 1973) .
Некрупные идиоморфные фенокристаллы оливина (вторая генерация) в серпентин-карбонатной
основной массе с обильными флюидально расположенными лейстами первичного кальцита
Таблица VI
а — меланефелинит трахитоидной текстуры, дайка. Восточная Сибирь, Маймеча-Котуйская
провинция. Увел. 25, без анализатора! Кол. Н.П. Суриной. Единообрзно ориентированные
фенокристаллы авгита в титиномагнетит-нефелин-авгитовой основной массе нефелинитовой структуры;
нефелин шпреуштейнизирован;
б — биотитовый меланефелинит, структура мелкозернистой основной массы при большом
увеличении, дайка. Восточная Сибирь, Маймеча-Котуйская провинция. Увел. 60, беэ анализатора. Кол.
Н.П. Суриной. Интерстиции между различно ориентированными кристаллами авгита выполнены
цеолитизированным нефелином с включенными в нем табличками биотита, иглами апатита и
выделениями магнетита;
в — мелилитовый меланефелинит, дайка. Восточная Сибирь, Маймеча-Котуйская провинция.
Увел. 26, без анализатора. Кол. Н.П. Суриной. Мелкие вкрапленники мелилита в титаномагнетит-
нефелин-авгитовой мелкозернистой основной массе нефелинитовой структуры;
г — авгитит (гиаломеланефелинит) , лавовый покров. Восточная Сибирь, Маймеча-Котуйская
провинция. Кол. Е.Л. Бутаковой (Половинкина, 1966) . Крупные и мелкие фенокристаллы
представлены призмами авгита или их сростками, а также рудным минералом. Основная масса сложена
бурым основным стеклом и микролитами авгита и рудного минерала (малый круг). Структура
гломеропрофировая; основная масса гиалопилитован;
<Э — авгитит, закаленная краевая зона мельтейгита. Восточная Сибирь, Маймеча-Котуйская
провинция, массив Чангит. Увел. 25, без анализатора. Кол. Л.С. Егорова. Фенокристаллы и микролиты
авгита в непрозрачном, пигментированном гидроокислами железа вулканическом стекле
ориентированы субпараллельно (трахитоидная текстура) ;
е — оливиновый меланефелинит. Восточная Сибирь, Маймеча-Котуйская провинция, Гулинский
массив. Увел. 20, без анализатора. Кол. Л.С. Егорова. Крупный, частично резорбированный фено-
кристалл оливина в микрогипидиоморфнозернистой основной массе, сложенной мелкими
призмами авгита, изометричными зернами титаномагнетита и выделениями нефелина, занимающими
интерстиции
Таблица VII
а — оливиновый меланефелинит, дайка. Восточная Сибирь, Маймеча-Котуйская провинция, район
интрузии Далбыха. Увел. 40, без анализитора. Кол. Н.П. Суриной. Крупные идиоморфные фенокрис-
754
таллы оливина и авгита и скопление микровкрапленников нефелина в тонкозернистой титаномегне-
тит-нефелин-авгитовой основной массе;
б — оливиновый меланефелинит. Дальний Восток, сел. Шмаковка. d = 0,9 мм, без анализатора
(Заварицкий, 1956) . Мелкие фенокристаллы оливина, частично разложенного в иддингсит,
находятся в основной массе из авгита, нефелина, магнетита и небольшого количества вторичных продуктов
разложения;
s — оливиновый меланефелинит измененный. Восточная Сибирь, Маймеча-Котуйская провинция,
массив Кугда. Увел. 18, без анализатора. Кол. Л.С. Егорова (Половинкина, 1966). Крупные
фенокристаллы идиоморфного оливина (до 5 мм в длину) полностью замещены микрогранобластовым
агрегатом диопсида и магнетита. В ореояах псевдоморфоз развит мелкочешуйчатый флогопит.
В левой части—реликт относительно свежей основной массы. Она образована различными по
величине призмами авгита (от микровкрапленников до микролитов) , изометричными зернами тита-
номагнетита и нефелином (в интерстициях) ;
г — лимбургит (оливиновый гиаломеланефелинит) , дайка. Восточная Сибирь,
Маймеча-Котуйская провинция. Увел. 25, без анализатора. Кол. Н.П. Суриной. Фенокристаллы оливина и авгита в
буром почти непрозрачном вулканическом стекле, содержащем микролиты клинопироксена и
рудного минерала;
д — нефелинит, дайка. Восточная Сибирь, Маймеча-Котуйская провинция, район интрузии Дал-
быха, Увел. 25, без анализатора. Кол. Н.П. Суриной. Фенокристаллы представлены зональным ав-
гит-диопсидом (с каемками эгирин-диопсида), нефелином и редкими идиоморфными кристаллами
апатита. Структура основной массы нефелйнитовая;
е — нозеановый нефелинит, дайка. Восточная Сибирь, Маймеча-Котуйская провинция, район
интрузии Далбыха. Увел. 25, без анализатора. Кол. Н.П. Суриной. Фенокристаллы нозеана и
эгирин-диопсида в нефелин-эгирин-диопсидовой основной массе нефелинитовои структуры
Таблица VIII
а — мелилитолит. Восточная Сибирь, Маймеча-Котуйская провинция, массив Кугда. Увел. 10,
без анализатора. Кол. Л.С. Егорова. Мелилит представлен преимущественно идиоморфными
индивидами; мелкие неправильные выделения титаномагнетита и перовскита тяготеют к границам
зерен мёлилита. Структура панидиоморфнозернистая с элементами сидеронитовои;
б — нефелиновый мелилитолит. Восточная Сибирь, Маймеча-Котуйская провинция, массив
Кугда. Увел. 10, с. анализатором. Кол. Л.С. Егорова. Прямоугольные в срезе кристаллы мёлилита
единообразно ориентированы; мелкие выделения нефелина (почти не видны) заполняют интерстиции.
Текстура трахитоидная, структура панидиоморфнозернистая;
в — ункомпагрит. Восточная Сибирь, Маймеча-Котуйская провинция, массив Быхыт-Западный.
Увел. 5, без анализатора. Кол. Л.С. Егорова. Удлиненно-таблитчатые (удлиненно-призматические
в срезе) кристаллы диопсид-авгита и мелкие правильно ограниченные зерна титаномагнетита
равномерно и беспорядочно рассеяны в среднезернистой существенно мелилитовой матрице аллотрио-
морфнозернистого строения. Структура породы в целом гипидиоморфнозернистая;
г — оливиновый ункомпагрит. Восточная Сибирь, Маймеча-Котуйская провинция, массив Быхыт-
Западный. Увел. 15, без анализатора. Кол. Л.С. Егорова. Четко выражен ряд идиоморфизма главных
породообразующих минералов: оливин (крупное зерно вверху) — диопсид — авгит — титаномаг-
нетит — мелилит. Структура гипидиоморфнозернистая;
д — нефелиновый ункомпагрит (переходный по составу и идентичный по структуре турьяиту) .
Восточная Сибирь, Маймеча-Котуйская провинция, массив Быхыт-Западный. Увел. 15. Кол. Л.С.
Егорова. Нефелин выполняет угловатые промежутки между правильными индивидами клинопироксена
и мёлилита и частично корродирует их, в особенности клинопироксен (кристаллы диопсид-авгита,
имея равные границы с мелилитом, резко меняют свои очеретания и утоняются при'переходе из
мелилитового окружения в нефелиновое) . Структура породы гипидиоморфнозернистая:
е — кугдит. Восточная Сибирь, Маймеча-Котуйская провинция, массив Кугда. Увел. 15. Кол.
Л.С. Егорова. Идиоморфные кристаллы и сростки кристаллов оливина и мелкие изометричные
зерна титаномагнетита включены (частично или полностью) в крупные аллотриоморфные индивиды
мёлилита
Таблица IX
а — окаит. Восточная Сибирь, Маймеча-Котуйская провинция, массив Кара-Мени. Увел. 15, без
анализатора. Кол. Л.С. Егорова. Нефелин выполняет неправильные промежутки между идиоморфными
кристаллами мёлилита, титаномагнетита и редкими зернами авгит-диопсида.
Гипидиоморфнозернистая структура;
б — окаит (деталь структуры) . Восточная Сибирь, Маймеча-Котуйская провинция, массив Кара-
Мени. Увел. 40, с анализатором. Кол. Л.С. Егорова. Кристалл мёлилита (на погасании) содержит
ксенобластические вростки нефелина, приуроченные к взаимно перпендикулярным системам
спайности (отдельности) и контактам мёлилита с мелкими пойкилитическими включениями оливина
и титаномагнетита;
в — окаит. Восточная Сибирь, Маймеча-Котуйская провинция, массив Кара-Мени. Увел. 10, без
анализатора. Кол. Л.С.Егорова. Нефелин развит в форме идиоморфных (прямоугольные сечения)
разновеликих зерен, вдающихся правильными гранями в краевые части Гипидиоморфных
индивидов оливина и мёлилита и местами цементируемых ксеноморфным меланитом;
г — окаит. Восточная Сибирь, Маймеча-Котуйская провинция, массив Быхыт-Восточный. Увел.
10, без анализатора. Кол. Л.С. Егорова. Между гипидиоморфными индивидами мёлилита в форме
755
цепочек и гнездообразных скоплений размещены заметно менее крупные прямоугольные в срезе
зерна нефелина. Структура панидиоморфнозернистан, неравномернозернистая;
д — турьяит (фрагмент структуры) . Восточная Сибирь, Маймеча-Котуйская провинция, массив
Одихинча. Увел.20, без анализатора. Кол. Л.С. Егорова. Мелкие идиобласты нефелина
"продырявливают" крупные индивиды мелилита и клинопироксена, местами вытягиваясь цепочками вдоль
трещин. Взаимоотношения мелилита и клинопироксена равновесные. На границе с нефелином мели-
лит обрамлен каемкой бурого хуанита;
е — окаит. Восточная Сибирь, Маймеча-Котуйская провинция, массив Быхыт-Восточный. Увел. 10,
без анализатора. Кол. Л.С. Егорова. Нефелин в форме крупных ксеноморфных выделений
выполняет промежутки между кристаллами мелилита и проникает в них по трещинам цепочками мелких
идиобластических зерен
Таблица X
а — пойкилобласт флогопита в рудном мелилитолите. Восточная Сибирь, Маймеча-Котуйская
провинция, Массив Одихинча. Увел. 20, без анализатора. Кол. Л.С. Егорова. Метасоматическое
развитие флогопита контролировалось границами индивидов мелилита с зернами титаномагнетита;
б — переход мелилитолита в метасоматическую меланит-нефелиновую породу. Восточная Сибирь,
Маймеча-Котуйская провинция, массив Одихинча. Увел. 10, без анализатора. Кол. Л.С. Егорова.
По границам зерен мелилитолита развиты новообразования светло-желтого титанистого андрадита
и пластинки флогопита; мелилит почти полностью вытеснен агрегатом мелких идиобластических
зерен нефелина и ксенобластического темно-бурого меланита, содержащего кое-где реликты
мелилита;
в — измененный оливин-пироксеновый мелилитолит. Восточная Сибирь, Маймеча-Котуйская
провинция, массив Атырдяк. Увел. 15, без анализатора. Кол. Л.С. Егорова. Оливин и клинопироксен —
свежие. Мелилит полностью замещен криптокристаллическим агрегатом хуанита и цеболлита;
г — зпомелилитовая нефелин-кальцит-диопсидовая порода, частично гранатизированная.
Восточная Сибирь, Маймеча-Котуйская провинция, Гулинский массив. Увел. 20, без анализатора. Кол.
Л.С. Егорова. Структура породы граноидиобластовая; по границам зерен нефелина, кальцита и
диопсида развиты червеобразные ксенобласты наложенного титанистого андрадита;
д — реликтовые включения корродированных зерен оливина в крупном ксенопойкилобласте
мепилита;
е — идиобласт мелилита в мелкозернистом опивините
Таблица XI
а — якупирангит. Восточная Сибирь, Маймеча-Котуйская провинция, массив Кугда. Увел. 20,
без анализатора. Кол. Л.С. Егорова. В интрестициях агрегата крупных удлиненно-призматических
(в срезе) зерен авгит-диопсида располагаются ксеноморфные выделения титаномагнетита и
корродирующие клинопироксен новообразования апатита и биотита. Структура
призматически-зернистая с элементами коррозионной;
б — якупирангит. Карело-Кольская провинция, массив Ковдор-2, гора Воцу-вара. Увел. 20, без
анализатора. Кол. Л.С. Егорова. Мелкие угловатые промежутки между кристаллами авгит-диопсида
выполнены титаномагнетитом и нефелином. Структура гипидиоморфнозернистая;
в — якупирангит. Восточная Сибирь, Маймеча-Котуйская провинция, Гулинский массив. Увел.
20, без анализатора. Кол. Л.С. Егорова. Нефелин в угловатых интерстициях между зернами авгит-
диопсида нацело вытеснен тонкозернистым агрегатом натролита, конкринита, флогопита и
кальцита;
г — мепьтейгит. Восточная Сибирь, Маймеча-Котуйская провинция, массив Чангит. Увел. 10,
без анализатора. Кол. Л.С. Егорова. Нефелин выполняет интерстиции между
удлиненно-таблитчатыми (удлиненно-призматическими в срезе) кристаллами авгита и также хорошо ограненными
изометричными зернами титаномагнетита. Структура гипидиоморфнозернистая; в участках, где
одно крупное ксеноморфное зерно нефелина занимает несколько соседних интерстиционных
промежутков, пойкилитовая;
д — мельтейгит опивиновый. Восточная Сибирь, Маймеча-Котуйская провинция, массив Кара-
Мени. Увел. 25, без анализатора. Кол. Л.С. Егорова. Кальцит занимает промежутки между хорошо
ограненными кристаллами диопсид-авгита и нефелина. Границы зерен кальцита с индивидами
клинопироксена и нефелина ровные, "пассивные" (без признаков реакционных взаимоотношений) ;
нефелин местами коррродирует клинопироксен
Таблица XII
а — ийолит средне- и крупнозернистый. Восточная Сибирь, Маймеча-Котуйская провинция,
массив Маган. Увел. 5, без анализатора. Кол. Л.С. Егорова. Примерно равный идиоморфизм бедного
эгирином авгит-диопсида и нефелина. Структура панидиоморфнозернистая;
б— ийолит мелкозернистый (микроийолит) . Восточная Сибирь, Маймеча-Котуйская провинция,
массив Маган. Увел. 20, без анализатора. Кол. Л.С. Егорова. Удлиненно-призматические и
игольчатые индивиды эгирин-диопсида и прямоугольные в срезе, местами зональные зерна нефелина с
обильными включениями тонких иголочек эгирина. Структура панидиоморфнозернистая, пойкилитовая;
в — ийолит среднезернистый, центральная часть небольшого штокообразного тела. Восточная
Сибирь, Маймеча-Котуйская провинция, массив Кугда. Увел. 10, без анализатора. Кол. Л.С. Егорова.
Примерно равный идиоморфизм клинопироксена (авгит-диопсид с каемками эгирин-диопсидз! ,
756
нефелина и титаномагнетита. Нефелин огранен несколько лучше клинопироксена. Структура пани-
диоморфнозернистая, переходная к гипидиоморфнозернистой;
г — ийолит-порфир, зона краевой закалки штокообразного тела ийолита. Восточная Сибирь,
Маймеча-Котуйская провинция, массив Кугда. Увел. 15, без анализатора. Кол. Л.С. Егорова. Пор-
фировидные вкрапленники нефелина в панидиоморфнозернистой титанит-клинопироксен-нефелино-
вой основной массе;
д — ийолит меланитовый. Восточная Сибирь, Маймеча- Котуйская провинция, массив Романиха.
Увел. 15, без анализатора. Кол. Л,С. Егорова. Меланит (черное) выполняет неправильные
промежутки между идиоморфными зернами клинопироксена и нефелина;
е — метасоматическая мелкозернистая клинопироксен-нефелиновая порода. Восточная Сибирь,
Маймеча-Котуйская провинция, массив Маган. Увел. 10, без анализатора. Кол. Л.С. Егорова.
Примерно равный ксенобластизм индивидов клинопироксена и нефелина. Структура микрограноблас-
товая.
Таблица XIII
э — габбродолерит с офитовой структурой. Якутия, р. Вилюй. Увел. 46, без анализатора. Кол.
В.И. Гоньшаковой;
б — порфировый микродолерит. Якурия, р. Вилюй. Увел. 46, без анализатора. Кол. В.И.
Гоньшаковой;
в — долерит, в интерстициях между зернами плагиоклаза полураскристаллизованное стекло.
Якутия, р. Вилюй. Увел. 46, без анализатора. Кол. В.И. Гоньшаковой
Таблица XI V
а~в — палагонитовый базальт. Кол. В.И. Гоньшаковой . Миндалевидные обособления слабо ок-
ристаллизованного палагонита. Якутия, бассейн р. Вилюй: а — увел. 46, без анализатора, б, в — увел.
90, без анализатора
Таблица XV
а — кварцевый габбродолерит. Сибирская платформа, интрузия Моронго. Увел. 25, без
анализатора (Атлас пород..., 1971). Структура габброофитовая. Порода состоит из альбитизированного
плагиоклаза, моноклинного пироксена, титаномагнетита и магнетита, кварца и апатита. Размер
отдельных зерен не превышает 2 мм;
б — кварцевый долерит. В интерстициях между зернами плагиоклаза микропегматит. Сибирская
платформа, р. Вилюй. Увел. 90, с. анализатором. Кол. В.И. Гоньшаковой;
в — то же. Увел. 46, с анализатором
Таблица XVI
а — ллагиофировый лейкобазальт. Сибирь, Норильский район, р. Мокулай. Увел. 23, с
анализатором (Атлас пород..., 1971) . Структура порфировая с интересертальной структурой основной
массы. Гломеропорфировые выделения плагиоклаза B,8%) заключены в стекловатой основной
массе D4,5%) с микролитами плагиоклаза C8,8%), моноклинного пироксена (9,1%),
титаномагнетита и магнетита D,8%);
б - лейкодолерит. Сибирь, бассейй р. Ангары. Увел. 90, без анализатора. Кол. В.И.
Гоньшаковой;
в — то же. Увел. 90, с анализатором
Таблица XVII
а — ортопироксенит, пластинчатые вростки распада: моноклинный пироксен (светлое) в
ромбическом (темное) . Южный Урал, массив Северный Крака. d =1 мм, с частично включенным
анализатором. Кол. Е.Е. Лазько;
б — два типа выделений хромшпинелида в жильном ортопироксените из гарцбургитов.
Полярный Урал, Войкар-Сыньинский массив, d = 5 мм, без анализатора. Кол. Е.Е. Лазько;
в — ортопироксенит (энстатитит). Северный Казахстан, Кемпирсайский массив, d = 5 мм, с
анализатором. Кол. Е.Е.Лазько. Порода состоит из одного ромбического пироксена. Панидиоморфно-
зенистая структура;
г — ортопироксенит (гиперстенит). Южная Африка, Бушвельдский массив, d = 4,7 мм (Завариц-
кий, 1956) . Порода состоит из крупных короткопризматических зерен гиперстена, между которыми
располагаются единичные резко ксеноморфные зерна основного плагиоклаза. Гипидиоморфнозер-
нистая структура;
д — гранатовый энстатитит, ксенолит в кимберлите. Южная Африка, d = 10 мм (Williams, 1932) .
Мелкозернистый пироповый гранат (темное) цепочковидно окаймляет крупные зерна
ромбического пироксена. Порфировидная структура;
е — мощная жила ортопироксенита, секущая гарцбургит. Полярный Урал, Войкар-Сыньинский
массив. Кол. Е.Е. Лазько
Таблица XVIII
а — гранатовый вебстерит из кимберлитов. Пластинчатые вростки граната (темное) в
ромбическом пироксене. Северная Якутия; d = 3 мм, с анализатором. Кол. Е.Е. Лазько и В.П. Серенко;
757
б — гранатовый вебстерит из кимберлитов. Пластинчатые включения хромшпинелида в
моноклинном пироксене. Западная Якутия, d = 0,5 мм, с анализатором. Кол. Е.Е. Лазько и В.П. Серенко;
в — гранатовый вебстерит из кимберлитов. Игольчатые включения рутила в моноклинном
пироксене. Западная Якутия, d = 0,5 мм, с анализатором. Кол. Е.Е. Лазько и В.П. Серенко;
г — оливиновый вебстерит с гранатом, ксенолит в кимберлитах трубки "Мир". Западная Якутия.
d = 5 мм, с частично включенным анализатором. Кол. Е.Е. Лазько и В.П. Серенко. Порода состоит
из преобладающих граната, клинопироксена и подчиненных оливина, ортопироксена. Гипидиоморф-
нозернистая структура;
д — оливиновый вебстерит из кимберлитов. Графические срастания плеонаста (темное) и
моноклинного пироксена (светлое) . Северная Якутия, d = 1 мм, без анализатора. Кол. Е.Е. Лазько и
В.П. Серенко;
е — гранэтизированный шпинелевый вебстерит с реакционным гранатом, замещающим хромшпи-
нелид (черное), ксенолит из кимберлитов. Северная Якутия, d = 3 мм, без анализатора. Кол.
Е.Е. Лазько и В.П. Серенко
Таблица XIX
э — клинопироксенит (диаллагит) . Полярный Урал, массив Рай-Из. d = 4,7 мм (Заварицкий,
1956). Порода состоит из одного моноклинного пироксена (диаллага). Панидиоморфнозернистая
структура;
б — оливиновый клинопироксенит (диаллагит) . Средний Урал, Кытлымский массив, d = 4,7 мм
(Заварицкий, 1956) . В породе преобладает моноклинный пироксен, оливин в единичных зернах.
Субидиоморфнозернистая структура;
в — пластинчатые выделения магнетита в зерне клинопироксена из рудного клинопироксенита.
Средний Урал, Качканарский массив, d - 1 мм (Фоминых и др., 1967) ;
г — рудный клинопироксенит (косьвит) . Северный Урал, Кытлымский массив, d = 4 мм (Поло-
ловинкина, 1966) . Порода сложена субидиоморфными зернами моноклинного пироксена и ксено-
морфным рудным минералом, выполняющим интерстинции;
д — ильменитовый клинопироксенит из кимберлитов. Графические срастания ильменита (черное)
и клинопироксена (светлое). В отраженном свете. Южная Африка, трубка "Монастери" (Dawson,
Reid, 1970);
е — ильменитовый клинопироксенит с эвтектоидными срастаниями ильменита (черное) и
моноклинного пироксена (светлое) , ксенолит из кимберлитов. Южная Африка, трубка "Фрэнк-Смит".
d - 10 мм, без анализатора (Williams, 1932)
Таблица XX
а — лабрадорит. Канада, Нью-Глазго (Половинкина, 1966). Основной плагиоклаз, Лабрадор в
более или менее изометричных зернах с аллотриоморфными очертаниями. Аллотриоморфнозер-
нистая структура сравнительно мелкозернистая;
б — анортозит. Якутия, Джугджурский массив (Половинкина, 1966). Основной плагиоклаз —
Лабрадор, полисинтетически сдвойникованный; структура аллотриоморфнозернистая;
в — пироксеновый анортозит. Якутия, Джугджурский массив (Половинкина, 1966); основной
плагиоклаз идиоморфен по отношению к пироксену;
г — пятнистый пироксеновый анортозит. На границе зерен бронзита и плагиоклаза сплошной
реакционной каймой (короной) образуется моноклинный пироксен (мелкие точки) , замещающий и
бронзит, и плагиоклаз. Коронопойкилитовая структура (Половинкина, 1966) ;
д — реакционные явления и симплектитовые сростки в анортозите. Южная Африка, Бушвельд-
ский массив (Хэтч и др., 1975) . В кристаллах Лабрадора развиваются мирмекитоподобные
симплектитовые вростки ортопироксена и плагиоклаза. На контакте рудного минерала и плагиоклаза
появляются реакционные каемки оливина;
е — корундовый анортозит ( кыштымит) . Урал. Кыштымский район (Половинкина, 1966).
Идиоморфные и зональные гексагональные призмы синего корунда, более мелкозернистый
плагиоклаз, примесь биотита. Структура порфировидная и гипидиоморфнозернистая
Таблица XXI
а—в — субщелочные оливиновые базальты: а — афировые с микродолеритовой структурой,
б, в — оливин-пироксен-офировые с интерсертальной структурой. Забайкалье, Джидинский район.
Увел. 30, без анализатора. Кол. М.А. Петровой;
г — е — субщелочные долериты: г — оливин-пироксен-офировые, д — афировые с долеритовой
структурой, е — афировые с пойкилоофитовой структурой. Забайкалье, Джидинский район. Увел.
15, без анализатора. Кол. М.А. Петровой
Таблица XXII
а — гиалокластит субщелочных оливиновых лейкобазальтов, штуф. Южный Урал, район р.
Полевой;
б — то же. Армения, Лорийское плато. Увел. 26, без анализатора;
в, г — субщелочные оливин-офировые лейкобазальты (в) и микродолериты (г), центральная
часть потоков. Армения, район р. Ахурян. Увел. 30, без анализатора. В краевых зонах
вкрапленников оливина развивается иддингсит (темное) ;
д, е — субщелочные оливиновые лейкобазальты. АрмССР, р. Ахурян. Увел. 32, без анализатора.
Кол. М.А. Петровой
758
Таблица XXIII
а — гэвайит с трахитовой микроструктурой. Гавайские острова, Мауна-Кеа (Muir, Tilley, 1961);
б — муджиерит. Гавайские острова, Кохала;
в, г, — муджиериты. Новая Зеландия (Muir, Tilley, 19Б1)
Таблица XXIV
а — раннемезозойский пироксен-плагиофировый трахибазальт. МНР, северо-восточная
часть Орхон-Селенгинского прогиба. Увел. 9, с анализатором (Салтыковский, Оролмаа, 1977);
б — характер зональности во вкрапленниках плагиоклаза в тех же породах. Увел. 3, с
анализатором (Салтыковский, Оролмаа, 1977) ;
в — раннемезозойский трахибазальт с вкрапленниками альбитизированных полевых шпатов и
микроофитовой основной массой. МНР. Увел. 20, с анализатором (Салтыковский, Оролмаа, 1977) ;
г — включения девитрифицированного стекла во вкрапленниках плагиоклаза в тех же породах.
МНР. Увел. 3, с анализатором (Салтыковский, Оролмаа, 1977) ;
д. е — пироксен-плагиоклазовые трахибазальты с гиалопилитовой основной массой. МНР. Увел, 9,
с анализатором (Салтыковский, Оролмаа, 1977)
Таблица XXV
а, б — резорбция вкрапленников плагиоклаза в трахибазальтах. Южное Прибайкалье, устье р. Хи-
лок. Увел. 10, без анализатора (Белое, 1963) ;
в. г — пузыристые трахибазальты с вкрапленниками оливина, клинопироксена и микролитами
плагиоклаза в буром стекле. АрмССР, вулкан Ишхансэр. Увел. 16, без анализатора. Кол. М.А.
Петровой;
д, е — абсарокиты и шошониты с вкрапленниками клинопироксена, плагиоклаза и калиевого
полевого шпата. Камчатка, Срединный хребет. Увел. 20, с анализатором (Флёров, Колосков, 1976)
Таблица XXVI
а—г — текстура фойяитов: а — массивная призматическизернистая, 6 — полосчатая, в — трахито-
идная,г — такситовая (пятнистая);
д, е — структура фойяитов: д — гипидиоморфнозернистан. Увел. 20, с анализатором, е — пойки-
литовая, крупные выделения эгирина (серое) с включениями многочисленных кристаллов нефелина
(белое) . Увел. 70, без анализатора
Таблица XXVII
Текстура (а, б) и структура (в, г) луявритов (кол. О.А. Воробьевой) :
а, б — текстура луявритов: а — трахитоидная мезократовых. Умен. 2,6 — трахитоидная и порфи-
ровидная;
в, г — структура луявритов: в — гипидиоморфнозернистая мезократовых эгириновых . Увел. 20,
без анализатора; г — гипидиоморфнозернистая арфведсонитовых. Увел. 20, без анализатора;
в — жильный порфировидный ловозеритовый луяврит;
е — жильный тингуяит-луяврит
Таблица XXVIII
а— в — текстура миаскитов: а — гнейсовидная, б — полосчатая, в — очковая;
г—е — структура миаскитов: г — лепидобластовая, <3 — гранобластовая, е — порфиробластовая.
Увел. 20, с анализатором.
Таблица XXIX
а — текстура псевдолейцитовых сиенитов порфировидная с крупными овоидами псевдолейцита
(кол. В.В- Архангельской); б—г — структура псевдолейцитовых сиенитов: б —
гипидиоморфнозернистая. Увел. 40, с анализатором, в — дактилоскопическая псевдолейцитовых выделений. Увел. 40,
с анализатором, г — оцелляровая (фрагмент). Увел. 90, с анализатором
Таблица XXX
а, б — Структура рисчорритов: а — пойкилитовая, образованная крупными таблитчатыми
кристаллами ортоклаза (серое), переполненными более мелкими идиоморфными зернами нефелина
(белое), б — микропегматитовая
Таблица XXXI
а~г — нефелин-канкринитовые сиениты — сэрнеиты (кол. В.А.Кононовой) : а —трахитоидная
текстура. Увел. 20, с анализатором, б — порфировидная структура. Увел. 40, с анализатором, в — пой-
килокристаллы ортоклаза, включающие мелкие призмы канкринита и эгирина-салита. Увел. 70,
759
с анализатором, г — идиоморфные выделения нефелина и эгирин-салита, заключенные в крупном
пойкилокристалле ортоклаза, корродирующем более ранние выделения канкринита. Увел. 70,
с анализатором
Таблица XXXII *
а—е — структура основной массы дацитов: а — гиалопилитовая. Микролиты плагиоклаза и
пироксена погружены в стекло. Характерна группировка микролитов в полосы. Арм. ССР, массив
Атис. Увел. 70, без анализатора, б— микролитовая. Микролиты плагиоклаза и пироксена образуют
включения в стекле. Камчатка, район горы Открытой. Увел. 150, без анализатора, е — пилотаксито-
вая. Микролиты плагиоклаза и амфибола соприкасаются гранями. Интерстиции заполнены
щелочным полевым шпатом и кварцем. АзССР, среднее течение р. Тертер. Увел. 70, с анализатором,
г — пятнисто-сферолитовая структура. Сферолиты, соприкасаясь друг с другом, образуют пятна.
АрмССР. Увел. 70, с анализатором, д — микрозернистая структура. Зернистый агрегат состоит из
щелочного полевого шпата и кварца. АрмССР, массив Базенк. Увел. 150, с анализатором, е —
стекловатая структура. Присутствуют редкие микролиты плагиоклаза. АзССР, массив Давагез. Увел. 70,
без анализатора
Таблица XXXIII
а—е, — структура основной массы риолитов: а — фельзитовая. Видны тончайшие выделения
щелочного полевого шпата и кристобалита в стекле. АрмССР, массив Артени. Увел. 400, без
анализатора, б — фибролитовая. Волокна щелочного полевого шпата и кристобалита ориентированы
перпендикулярно оси. АрмССР, массив Артени. Увел, 70, с анализатором, в — сферолитовая. Состоит
из соприкасающихся друг с другом простых сферолитов. АзССР, массив Кечелдек. Увел. 70, с
анализатором, г — сферолитовая. Сферолиты имеют концентрически-зональное строение. ВНР, Токай.
Увел. 70, с анализатором, <Э — микролитовая. Состоит из микролитов пироксена и стекла,
сгруппированных в полосы. Забайкалье, Мухор-Тала. Увел. 150, без анализатора, е — кристаллитовая.
Кристаллиты саблевидной и червеобразной формы ориентированы. АрмССР, гора Атис. Увел. 400, без
анализатора
Таблица XXXIV
а—е — структура основной массы риолитов: а — микропойкилитовая. Состоит из неправильных
обособлений кварца с включениями микролитов плагиоклаза. Казахстан, гора Архарлы. Увел. 70,
с анализатором, б — микроаплитовая. Агрегат ксеноморфных зерен щелочного полевого шпата и
кварца содержит примесь рудного минерала. Северо-Восток СССР, верховья р. Джагим. Увел. 150, с
анализатором, в — гранофировая. Вростки кварца образуют включения в полевом шпате. АрмССР,
гора Артени. Увел.'70, без анализатора, г — стекловатая, или гиалиновая. Кроме стекла,
присутствуют вкрапленники плагиоклаза и кварца. НРБ, район вулкана Перперек. Увел. 70, без
анализатора, д — стекловато-сферолитовая. В стекле в виде включений присутствуют сферолиты. О-в Липа-
ри. Увел. 5, полированная пластинка, е — сферолито-фельзитовая. Наблюдается чередование полос
фельзитового и сферолитового строения. АрмССР, массив Артени. Увел. 70, с анализатором
Таблица XXXV
а—е — стекловатые породы: а — массивный обсидиан. АрмССР, массив Артени. Полированная
пластинка, б — полосчатый обсидиан. АрмССР, массив Атис. Увел. 70, без анализатора, в — брекчие-
вый обсидиан. АрмССР, массив Артени. Полированная пластинка, г — крупнопористый обсидиан.
ГрузССР, массив Коюн-Даг. Увел. 70, без анализатора, д — перлит, хорошо выражена перлитовая
отдельность. Восточное Забайкалье, район сел. Мухор-Тала. Увел. 70, без анализатора, е — перлит,
вдоль трещин стекло замещается агрегатом монтмориллонита и цеолита. Камчатка. Увел. 70, с
анализатором
Таблица XXXVI
а, б — плагиограниты гипидиоморфнозернистой структуры, слабо порфировые. Средняя Азия,
Моголтау. Увел. 14,5, с анализатором. Кол. Л.И. Симоновой;
в — низкощелочной гранит. Структура основной массы гипидиоморфнозернистая с элементами
гранулитовой. Средняя Азия, Моголтау. Увел. 14,5, с анализатором. Кол. Л.И. Симоновой
Таблица XXXVII
а, б — гранит-чарнокиты. Стуктура аллотриоморфнозернистая. Увел. 14,5, с анализатором. Кол.
М.К. Суханова
Таблица XXXVIII
а — гранит с гипидиоморфнозернистой и графической структурами. Кавказ, Эльджуртинский
массив. Увел. 22, с анализатором. Кол. В.В. Ляховича;
б — биотит с включениями акцессорных минералов (апатит, циркон), размещенных по зонам
его роста. Кавказ, Эльджуртинский массив. Увел. 22, с анализатором. Кол. В.В. Ляховича;
760
в — резкопорфировидная и гипидиоморфнозернистая структуры в гранитах. Кавказ, Эльджур-
тинский массив. Увел. 14,6, с анализатором. Кол. В.В. Ляховича;
г — зональные калиево-натриевые полевые шпаты ранней генерации в гранитах. Кавказ, Эльджур-
тинский массив. Увел. 14,5, с анализатором. Кол. В.В. Ляховича;
д — зональные плагиоклазы ранней генерации в гранитах. Кавказ, Зпьджуртинский массив.
Структура порфировидная. Увел. 14,5, с анализатором. Кол. ВВ. Ляховича
Таблица XXXIX
а—в — двуслюдяные граниты (кол. В.Н. Волкова) : з — включения граната. Памир. Увел. 22,
без анализатора, б — включения альбита в микроклине, ориентированные по зонам его роста с
образованием структуры "снежного кома". Памир. Увел. 22, с анализатором, е — гнейсовидные
мелкозернистые. Памир. Увел. 22, с анализатором
Таблица XL
а—в — структура основной массы трахириодацитов: а — гиапопилитовая. Призматические
кристаллы пироксена ориентированы в стекле. Изометричные кристаллики внутри пироксенов —
магнетит. Увел. 70, без анализатора, б — сферолитовая. Видны сферолиты нескольких генераций. АзССР,
гора Кечалдаг. Увел. 30, без анализатора, в — стекловато-микролитовая. Наблюдается чередование
полос стекла с полосками микролитовой структуры. АрмССР, гора Атис. Увел. 30, без анализатора
ТаблицаХЫ
а, б — минералы, выполняющие пустоты в трахириолитах: а — кристаллы тридимита в окружении
агрегатов щелочного полевого шпата и кристобалита. АрмССР, гора Артени. Увел. 70, с
анализатором, б — кристаллы кристобалита. АрмССР, гора Артени. Увел. 70, с анализатором;
в — полосчатый трахириолит. Восточное Забайкалье, район пос. Муор-Тала. Увел. 70, с
анализатором;
г — гиалотрахириолит. Вкрапленники представлены щелочным полевым шпатом и кислым
плагиоклазом. НРБ. Увел. 70, с анализатором
Таблица XLII
а, б — шаровые текстуры в аляскитах. Затравкой шаров служат ксенолиты крупнозернистых
гранитов главной интрузивной фазы (э) и ксенолиты ороговикованных песчаников (б). 1/3 натур,
вел. Центральный Казахстан, массив Кент Юго-Западный
Таблица XLIII
а—д — структура аляскитов: а — панидиоморфнозернистая. Центральный Казахстан, массив
Кент Юго-Западный. Увел. 10, с анализатором, б — гипидиоморфнозернистая. Центральный
Казахстан, массив Кент Юго-Западный. Увел. 10, с анализатором, в — псевдосферопитовая основной
массы. Северный Казахстан, массив Большой Койтас. Увел. 14,5, с анализатором. Кол. Л.И. Симоновой,
г — порфировидная с дипирамидапьным кварцем. Центральный Казахстан, массив Таятхан. Увел.
14,5, с анализатором. Кол. СВ. Ефремовой, д — порфировидная с таблитчатыми кристаллами калие-
во-натриевого полевого шпата. Центральный Казахстан, массив Кызылрай. Увел. 9,6, с анализатором.
Кол. Е.В. Негрей, О.И. Яшухина
Таблица XLIV
а, б — реликты зонального плагиоклаза ранней генерации субщелочных двуполевошпатовых
лейкогранитов. Памир, массив Раумид. Увел. 10, с анализатором;
в, г — зональные плагиоклазы поздней генерации: в — субщелочных двуполевошпатовых
гранитов, г — влюченные в калиево-натриевый полевой шпат. Там же. Увел. 20, с анализатором;
д — зональные кристаллы калиево-натриевого полевого шпата субщелочных двуполевошпатовых
лейкогранитов. Там же. Увел. 10, с анализатором;
е — включения кварца и кислого плагиоклаза в краевой части вкрапленников калиево-натриевого
полевого шпата. Казахстан, массив Восточный Сарытау. Увел. 10, с анализатором
Таблица XLV
а — гипидиоморфнозернистая структура субщелочных двуполевошпатовых лейкогранитов.
Казахстан, массив Восточный Сарытау. Увел. 9,6, с анализатором. Кол. Е.В. Негрей;
б — порфировидные двуполевошпатовые лейкограниты. Восточный Казахстан, массив Акжай-
ляу. Увел. 9,6, с анализатором. Кол. Е.В. Негрей;
в — включения зональных плагиоклазов в краевой части вкрапленников калиево-натриевого
поевого шпата. Центральный Казахстан, массив Кызылтау. Увел. 14,5, с анализатором. Кол. Е.В.
Негрей;
г — общий вид структуры субщелочных двупопевошпатовых лейкогранитов второй фазы. Цент-
раьный Казахстан, массив Акчатау. Увел. 14,5, с анализатором. Кол. Е.В. Негрей
УКАЗАТЕЛЬ НАЗВАНИЙ ГОРНЫХ ПОРОД*
Абсарокит см. Шошонит 157, 330
Анальцимит 158, 344
Анальцимит, мелаанальцимит и оливиновый ме-
лаанальцимит 44. 45. 116
амфиболовый 118
биотитовый (мончикитJ 118
Аляскит 547, 604, 666
— фаялитовый 671
— шаровой 667
Аляскит щелочной 553, 699
Андезибазальт (андезитобазальт) 372, 375, 382,
389
гиалоандезибазальт 372, 393
метаандезибазальт 393
Андезит 372, 375, 382, 396
— авгит-оливиновый 406
— амфибол-биотитовый 406
— биотитовый 405
— биотит-амфиболовый 406
— гиперстен-авгитовый 406
— двупироксен-роговообманковый 4.05, 406
исландит 406
— пироксен-амфибол-биотитовый 406
— пироксен-роговообманковый 403, 406
— пироксеновый 406
Анкарамит см. Базальт субщелочной
оливиновый 156, 293
Анортитит см. Анортозит 153, 284
Анортозит 151, 259, 284
анортитит 153
битовнитит 153, 286
— корундовый (кыштымит) 286
лабрадорит 153, 286'
мелаанортозит 285
— оливинсодержащий 285
— пироксеновый 286
ферроанортозит 286
Базальт 142, 145, 210
гиалобазальт 147
— палагонитовый 147, 213
— плагиофировый 217
спилит 213
ферробазальт 147
Базальт гиперстеновый 145, 223
Базальт, лейкобазальт 145, 220
кварцевый 145, 221
плагиофировый 221
Базальт оливиновый 145, 193
базальтовый коматиит 147, 205
витробазальт 201
гиалобазальт 201
палагонитовый 147, 204
Базальт, лейкобазальт субщелочной оливиновый
154,288,297
Базальт, лейкобазальт субщелочной, мегаплагио-
фировый 155,288,305
Базальт субщелочной оливиновый 154, 288,
289
анкарамит 156, 293
ферробазальт 156, 293
Беспироксеновый мелилитит см. Мелилитит'бес-
пироксеновый 41, 43, 105
Ьеспироксеновый оливиновый мелилитит см.
Мелилитит беспироксеновый оливиновый 41
43, 103
Биотит-пироксеновый пикрит см. Пикрит 40,87
Битовнитит см. Анортозит 153, 286
Бронзитит см. Ортопироксенит 148, 234
Вебстерит и оливиновый вебстерит 148, 237
— гранат-шпинелевый 239
— гранатовый 239
— плагиоклазовый 239
— флогопитовый 239
— шпинелевый 239
Верлит 39, 80
Габбро 150, 259, 263
— амфиболовое 270
— анортитовое (эвкрит) 152, 267
— биотитсодержащее 270
— керсутитовое 269
лейкогаббро 152, 267
меланогаббро 152, 267
— ортоклазсодержащее 270
— пегматоидное 270
феррогаббро 152, 269
— шаровое (корсит) 269
Габбро оливинове 150, 259, 263
анортитовое (оливиновый эвкрит) 270
биотит и керсутитсодержащее 270
керсутитсодержащее 270
лейкократовое 152, 270
меланогаббро (тылаит) 152,270
феррогаббро 270
Габбронорит 151, 259, 276
— анортитовый (эвкрит) 153, 281
— биотитовый 281
— кварцсодержащий 281
лейкогаббронорит 153, 281
меланогаббронорит 153, 281
1 Полужирным шрифтом выделены виды горных пород. Обычным шрифт-ом в алфавитном порядке
обозначены разновидности видов Собственные, традиционные названия разновидностей видов
(энстатитит, бронзитит и др.) помещены как в пределах вида, так и за его пределами и
расположены в алфавитном порядке.
2 В скобках указаны синонимы, не рекомендуемые для употребления.
762
— роговообманковосодержащий 281
феррогаббронорит 153, 281
Габбронорит оливиновый (гиперит) 151, 259,
276
анортитовый (оливиновый эвкрит) 281
пегматоидный 281
роговообманковосодержащий 281
Гавайит 155, 288,309
— гиалиновый 310
Гарцбургит 39, 76
Гиалобазальт см. Базальт 147
Гиалодацит см. Дацит 562
Гиперстенит см. Ортопироксенит 148, 234
Гиперстеновый базальт см. Базальт 143, 223
Горнблендит и оливиновый горнблендит (ар-
жеинит) 150, 255
гранатовый 257
плагиоклазовый (исит) 257
рудный (магнетитовый) 257
слюдяной (лерцит) 257
титанит-апатитовый (авезакит) 257
Горнблендит! пироксеновый и оливин пироксено-
вый 149, 255
Гранит 535, 538, 539, 541, 576, 604
— амфибол-биотитовый 604, 607
— биотитовый 606
— двуслюдяной 604, 607, 608
Гранит, лейкогранит 539, 541, 610, 656
Гранит, лейкогранит микроклин-альбитовый
547, 647, 655, 666, 674
Гранит микроклин-альбитовый 538, 546, 617.
647, 649, 674
Гранит низкощелочной 538, 541, 591, 596
гранит, чарнокит 596, 600
Гранит, плагиогранит 420, 457, 535, 539, 590,
591
лейкократовый (трондьемит) 593
эндербит (плагиочарнокит) 593
Гранит, лейкогранит субщелочной двуполево-
шпатовый 547, 666, 675
Гранит субщелочной двуполевошпатовый 538,
547, 657
биотитовый 660
биотит-амфиболовый 659
с близкими содержаниями плагиоклаза и
калиево-натриевого полевого шпата 658
двуслюдяной 661
рапа киви 657, 661, 666
существенно калиево-натриевополево-
шпатовый 658, 661
существенно плагиоклазовый 658, 664
Гранит щелочнополевошпатовый 538, 546, 647,
648
Гранит, лейкогранит щелочной
микроклин-альбитовый (карит, фазибитикит) 538, 553,
696, 704
пегматоидный 707
полосчатый 708
редкометальный 706
трахитоидный 707
Гранит щелочной микроклин-альбитовый
(карит, роккалит, фазибитикит) 538, 553,
696, 704
пегматоидный 707
редкометальный 706
трахитоидный 707
Гранит щелочной щелочнополевошпатовый (гро-
рудит, линдонизит, экерит) 538, 553, 696,
699
Гранодиорит 420, 457, 535, 540, 551, 555, 578,
590,616
Дацит 535, 556, 558
гиаподацит 561
Диаллагит см. Клинопироксенит 245
Диопсидит см. Клинопироксенит 245
Диорит 373, 374, 375, 382, 389, 391, 402, 410,
421
— шаровой 415
— ферродиорит415
Диорит субщелочной 375, 378, 382, 422, 438,
451
Долерит 142, 145, 188, 210
— бронзитовый 147, 217
габбродолерит 147, 217, 218
метадолерит (диабаз) 211
микродолерит 147, 218
— палагонитовый 147, 216
— пегматоидный 147, 218
феррогаббродолерит 218
ферродолерит 147
Долерит, лейкодолерит 145, 220
анортитовый (эвкрйт-долерит) 147,221
кварцевый 145, 221
пегматоидный 147
плагиофировый 147, 221
Долерит оливиновый 145, 193
габбродолерит 147, 205
палагонитовый 147
пегматоидный 147
Долерит, лейкодолерит субщелочной
оливиновый 154, 289
Дунит 38, 68, 72
Исландит см. андезит 406
Ийолит 47, 49, 129, 135, 480, 502
Ийолит полевошпатовый 162, 359
Казанскит см. Троктолит 284
Кальсилит-псевдолейцитовый сиенит (сынны-
рит) с/и. Сиенит 519, 520
Кварцевый диорит 373, 375, 382, 417
Кварцевый диорит субщелочной 375, 379 382
437, 448
шаровой 451
Кварцевый латит 375, 377, 382, 422, 427, 431
Кварцевый монцодиорит 375, 379, 382, 448
452, 456
Кварцевый монцонит 375, 379, 382, 448, 454
Кварцевый сиенит 539, 546. 641, 642
Кварцевый сиенит щелочнополевошпатовый 465
641
Кварцевый сиенит щелочной 538, 552, 646
695
Кимберлит 40, 94
Клинопироксенит и оливиновый
клинопироксенит 149, 243
— гранатовый 246
диаллагит 245
диопсидит — 245
— ильменитовый 246
— корундовый 246
— плагиоклазовый 245
— рудный (магнетитовый, косьвит) 152,,245
— цирконовый 246
— шпинелевый 245, 246
Коматиит 35, 36, 64
Коматиит базальтовый см. Базальт оливиновый
147, 205
Комендит 538, 550, 554, 682, 683, 694, 697, 704
Кортландит см. Роговообманковый перидотит
75,82
Кугдит46,48, 122.
Лабрадорит см. Анортозит 153 286
Латит 375, 376, 382, 421, 424
Лейкобазальт см. Базальт 143, 220
Лейкобазальт субщелочной, мегаплагиофировый
, 305
763
Лейкогранит см. Гранит 539, 541, 610, 656
Лейкодолерит см. Долерит 143, 220
Лейцитит полевошпатовый 158, 346
Лейцитовый тефрит см. Трахибазальт лейцито-
вый 159, 333, 343
Лейцитовый фонолит см. Фонолит лейцитовый
375, 382, 383, 470, 471, 482
Лейцитовый мелафонолит см. Мелафонолит
лейцитовый 159, 172
Лерцолит 39, 78
Луяврит 375, 382, 385, 494, 505
— амфиболовый 494, 506
— лампрофиллитовый 507
тингуаит 506
— эвдиалитовый 494, 507
— эгириновый 494, 506
Малиньит см. Ийолит полевошпатовый 162, 164
Мариуполит 373, 382, 385, 494, 496, 498, 508
— арфведсонитовый 494, 510
— биотит-гастингситовый 511
— гастингситовый 510
— лепидомелановый 511
— эгириновый 494, 510
Меймечит 35, 36, 57
Мелаанальцимит см. Анальцимит 44, 45, 116
Мелаанальцимит оливиновый см. Анальцимит 44,
45, 116
Мелакальсилит оливиновый (мафурит) 44,45
121
Мелалейцитит 44, 45, 118
Мелалейцитит оливиновый 44, 45, 118
Меланефелинит см. Нефелинит 41, 43, 107
Меланефелинит оливиновый см. Нефелинит 41,
43, 110
Мелафонолит лейцититовый 159, 172
Мелафонолит нефелиновый 159, 172
Мелилит-пироксеновый пикрит см.Пикрит 40, 89
Мелилитит 41, 43, 97, 99
Мелилитит беспироксеновый 41, 43, 105
кальсилит-лейцитовый (катунгит) 43. 104
нефелин-биотитовый (польценит) 43, 101,
104
Мелилитит беспироксеновый оливиновый 41, 43,
103
Мелилитит оливиновый 41, 101
кальцит-биотитовый (альнеит) 43,101
Мелилитолит 46, 48, 122, 127
Мельтейгит 47, 49, 129, 132
Миаскит 375, 382, 385, 494, 498, 511
— альбитсодержащий 515
гастингсит-биотитовый 515
биотитовый 494, 515
— существенно калиевополевошпатовый 514
биотитовый 515
гастингсит-биотитовый 515
— плагиоклазовый 515
биотитовый 515
гастингсит-биотитовый 515
пироксен-гастингситовый 515
— плагиоклазсЬдержащий 514
Микроклин-альбитовый гранит см. Гранит мик-
роклин-альбитовый 538,546,617,647, 649,
674
Микроклин-альбитовый лейкогранит см. Гранит
пейкогранит микрокпин-альбитовый 547, 647,
655, 666, 674
Миссурит 47, 49, 128, 141
Монцонит375, 378, 382, 438, 441, 443
Монцодиорит 375, 378. 382, 438, 441
Муджиерит 155, 288, 311
Науяит 163, 176, 495, 497, 521
— нефелиновый с содалитом 176, 525
764
— нефелин-содалитовый 176, 525
— содалитовый с нефелином 176,525
Нефелин-псевдолейцитовый сиенит см. сиенит
519
Нефелинит 41,43
Нефелинит, маланефелинит 41, 43, 107
гиаломеланефелинит (авгитит) 43
Нефелинит, меланефелинит оливиновый 41, 43,
110
— — — оливиновый гиаломеланефелинит
(лимбу ргит) 43
Нефелинит полевошпатовый 158, 346
Нефелиновый мелафонолит см. Мелафонолит
нефелиновый >59, 172
Нефелиновый сиенит см. Сиенит нефелиновый
498
Нефелиновый трахибазальт см. Трэхибазэльт
нефелиновый 159, 333, 342
Нефелиновый фонолит см. фонолит
нефелиновый 375, 382, 383, 470, 471, 483
Низкощелочной гранит см. Гранит 538, 541
591,596
Низкощелочной риодацит см. Риодацит 396,
537, 539, 556, 565
Норит 151,259,271
— анортитовый (эвкрит) 153
— кварц и кордиеритсодержащий 274
— кварцево-биотитовый 274
— кордиеритсодержащий 274
— лейкократовый 153,274
— меланократовый 153,274
— микрогранофировый 153, 274
— микропегматитовый 274
ферронорит153
Норит оливиновый 151,259,271
анортитовый (оливиновый эвкрит) 274
Нордмаркит 491, 552, 697
Обсидиан см. Онгориолит. риодацит. риолит.
трахириолит 567, 574, 576, 635 639
Окаит46,48, 122, 127
Океанит см. Пикробальт 144
Оливинит 38, 68, 69
Оливин-роговообманковый пироксенит см.Пи-
роксенит роговообманковый 149
Оливиновое габбро см. ^Габбро 150, 259, 263
Оливиновый мелаанальцимит см. Анальцимит
116, 158, 160
Оливиновый базальт см. Базальт 143, 193
Оливиновый габбронорит см. Габбронорит 151
253, 276
Оливиновый долерит см. долерит 143, 193
Оливиновый мелакальсилитит см. Мелакальси-
литит оливиновый 44, 45, 121
Оливиновый мелалейцитит см. Мелалейцитит
оливиновый 44,45 118
Оливиновый меланефелинит см. Мефелинит41,
43,110
Оливиновый мелилитит см. Мелилитит
оливиновый 41,101,102
Оливиновый норит см. Норит 151,259,271
Онгонит 538, 542, 619, 623, 637, 639, 640
Онгориолит 358, 543, 633, 637, 675
обсидиан 639
пемза 639
перлит 639
Ортопироксенит и оливиновый ортопироксенит
14а. 231
бронзитит 148, 234
гиперстенит 148, 234
гранатовый 234
ипьменитовый 234
плагиоклазовый 234
шпинелевый 234
энстатитит 148, 234
Пантеллерит 538, 550, 554, 682 684, 685,686,
687
Пемза см. Онгориолит, риолит, риодацит,
трахириодацит, трахириолит 567, 574, 576, 621,
635, 639
'Перидотит роговообманковый 39, 75, 82
кортландит 82
шрисгеймит82
Пикрит 35, 36, 54, 60
Пикрит биотит-пироксеновый 40, 87
Пикрит мелилит-пироксеновый 40, 89
Пикрит фельдшпатоидный 40, 90
лейцитовый (угандит) 42, 91
— — нефелиновый (хатангит) 42,91
Пикрит щелочной беспироксеновый 40, 91
Пикробазальт 142, 144, 181
океанит 144
Пикродолерит 142, 144, 181
троктолитодолерит 146, 183
Пироксенит роговообманковый и оливин-рого-
вообманковый 149,253
плагиоклазовый 254
рудный (магнетитовый) 254
Пироксеновый и оливин пироксеновый горнб-
лендит см. Горнбпендит пироксеновый и оли-
вин-пироксеновый 149,255
Плагиогранит см. гранит 420, 457, 535, 539, 590,
591
Полевошпатовый ийолит см. ийолит
полевошпатовый 162, 359
Полевошпатовый лейцитит см. Лейцитит
полевошпатовый 158,346
Полевошпатовый нефелинит см. Лейцитит
полевошпатовый 58, 346
Полевошпатовый уртит см. Уртит
полевошпатовый 162, 361
Псевдолейцитовый сиенит см. Сиенит псевдо-
лейцитовый 3/5,'382, 495, 496, 498,516
Рапакиви см. Гранит субщелочной двуполево-
шпатовый 657, 661, 666
Риодацит 396, 537, 539, 566, 565
— афировый 566
абсидиан 567
пемза 567
перлит 567
— порфировый 566
Риодацит низкощелочной 537, 539, 563, 564
Риолит 535, 537, 556, 567
— афировый 573, 574
обсидиан 574, 576
перлит 574,576
— порфировый 569, 573, 574
Рисчоррит 163, 176, 495, 496, 497, 521, 526
— амфибол-эгириновый 163, 165, 528,529
— астрофиллит-эгириновый 165,528,529
— лепидомепановый 165, 529
— эгирин-салитовый 165, 528, 529
Роговообманковый перидотит см. Перидотит
роговообманковый 75,82
Роговообманковый пироксенит см. Пироксенит
роговообманковый 149,253
Сиенит 375, 379, 382, 457
— ферроавгитовый 461
Сиенит кальсилит-псевдолейцитовый 519, 520
Сиенит нефелин-псевдолейцитовый 520
Сиенит нефелиновый 498
Сиенит псевдолейцитовый 375, 382, 495, 496,
498, 516
Сиенит щелочной 375, 382, 486, 487
Сиенит щелочнополевошпатовый 375, 379, 382,
465
Спилит см: Базальт 213
Субщелочной двуполевошпатовый гранит см.
Гранит 538, 547, 657
Субщелочной двуполевошпатовый лейкогранит
см. Гранит 547, 666, 675
Субщелочной диорит см. Диорит 375, 378, 382,
422,438,451
Субщелочной кварцевый диорит см. Кварцевый
диорит субщелочной 375, 379, 382, 437,
448
Субщелочной лейкобазальт, мегаплагиофировый
см. базальт 155, 288, 305
Субщелочной оливиновый базальт см. Базальт
154,288, 289
Субщелочной оливиновый , долерит см. Долерит
1 54. 288, 289
Субщелочной оливиновый лейкобазальт см.
Базальт 154,288, 297
Субщелочной оливиновый лейкодолерит см.
Долерит288,297
Сэрнеит 163, 1 76, 495, 496, 521, 530
— канкринитовый 163, 532
Тавит 162. 362
Тенсбергит 375, 382, 384, 486, 488, 491
Тералит 163,348, 350
— лейкократовый (горячит) 165, 352
Тешенит 348, 354
— лейкократовый (лугарит) 165,355
Тефрит 159,333, 334
— гаюиновый 161,335
гиалотефрит 335
— лейкократовый (берешит) 335
— оливиновый (базанит) 161,335
Тефрит лейцитовый 1 59, 333, 338
нефелиновый 161, 339
оливиновый (лейцитовый базанит) 161,
339
Тингуаит 506
Тоналит 535, 540, 578, 587
Трахиандезибазальт 375, 376, 382, 421, 422
Трахиандезит 375, 377, 382, 426, 427
метэтрахиандезит шаровой 429
Трахибазальт 155, 288, 316
— ортоклазовый 157
Трахибазальт лейцитовый 159, 333, 343
Трахибазальт нефелиновый 159, 333, 342
— нефелин-анальцимовый (гленмунит) 342
Трахидолерит 155, 288, 316
Трахит 375, 377, 382, 432, 433
гиалотрахит 436
Трахит щелочной 375, 382, 383, 467
Трахидацит 539, 542, 617
Трахидацит щелочной 550, 682, 685
Трахириодацит 539, 543, 619, 620, 636
перлит 621
Трахириодацит щелочнополевошпатовый 539,
542,619,622
Трахириолит 539, 543, 554, 633, 634
— биотитовый 635
обсидиан 636
перлит 636
— ортоклазовый 635
|— санидиновый 635
Трахириолит щелочнополевошпатовый 543, 633,
636
Троктолит 151, 259, 282
— анортитовый (алливапит) 284
казанскит 284
— керсутитовый 284
лейкотроктолит (форелпейштейн) 153,284
меланотроктолит (гарризит) 153,284
— пегматоидный 284
Троктолитодолерит см. Пикродолерит 146, 183
Турьяит 46, 48, 122, 127
765
Ункомпагрит 46, 48, 122
Уртит 47, 49, 129, 139, 504, 507
Уртит полевошпатовый 162, 361
ювит 164, 361
Фельдшпатоидный пикрит см. Пикрит фельд-
шпэтоидный 40, 90
Фергусит 162. 363
Фойяит 375, 382, 384, 494, 498, 507
— арфведсонит-эгириновый 501, 502
— арфведсонитовый 501, 504
— гастингситовый 501
— геденбергит-эгириновый 502
— катафоритовый 501, 504
— салит-эгириновый 501, 502, 504
— эвдиалитовый 494, 501, 504
— эгирин-арфведсонитовый 494, 500, 504
— эгирин-геденбергитовый 501, 504
— эгириновый 476, 494, 500, 501, 502, 504
Фонолит-лейцитовый 375, 382, 383, 470, 471,
482
анальцимсодержащий 482
лейцитофировый 485
плагиоклазовый 482
псевдолейцитовый 482
санидиновый 482
трахитовый 485
Фонолит нефелиновый 375, 382, 383, 470, 471
.483
анальцимовый 476
витрофировый 474, 478
гаюинсодержащий 474, 479
нефелинитоидный 474, 478
нозеановый 476
нозеансодержащий 478
плагиоклазсодержащий 474, 478
содалитовый 476
содалитсодержащий 478
трахитоидный 474, 478
Чарнокит см. Гранитнизкощелочной 596,600
Шонкинит 163, 348, 358, 486
— нефелиновый (малигнит. натриевый
шонкинит) 163,358
Шошонит 155,288,327
абсарокит 157, 330
Шрисгеймит см. Роговообманковый
тит 82
перидо-
Щелочной аляскит см. Аляскит щелочной 553,
699
Щелочной беспироксеновый пикрит см.
Пикрит 40, 91
Щелочной кварцевый сиенит см. Кварцевый
сиенит щелочной 538, 552, 695
Щелочной микроклин-альбитовый гранит см.
Гранит 538, 553, 696, 704
Щелочной микроклин-альбитовый лейкогранит
см. Гранит 538, 553, 696, 704
Щелочной сиенит см. Сиенит 375 382, 486,
487
Щелочной трахит см. Трахит 375, 382, 383,
467
Щелочной щелочнополевошпатовый гранит см.
Гранит 538, 553, 699
Щелочнополевошпатовый гранит см. Гранит 538,
546, 64/, 648
Щелочнополевошпатовый кварцевый сиенит см.
Кварцевый сиенит 465, 641
Щелочнополевошпатовый сиенит см. Сиенит 375,
379, 382,465
Щелочнополевошпатовый трахириодацит см.
Трахириодацит 539, 542, 619, 622
Щелочнополевошпатовый трахириолит ем.Тра-
хириолит 543, 633, 636
Эндербит см. Гранит, плагиогранит 593
Энстатитит см. Ортопироксенит 148,234
Эссексит 163, 348, 356, 481
— анальцимовый 163,357
— гаюиновый 163, 357
— канкринитовый (ронгстокит) 163,357
— псевдолейцитовый 163, 357
— содалитовый 163, 357
Ювит см. Уртит полевошпатовый 162, 164
Якупирангит47,49, 128, 129, 130,480
ОГЛАВЛЕНИЕ
ЧАСТЬ ВТОРАЯ
Глава 6
Средние породы 371
Классификация средних пород. СВ. Ефремова, Е.Д. Андреева, В.И. Гоньша-
кова, М.А. Петрова 371
Описание средних пород 388
Средние породы нормального ряда 388
Вулканические породы 388
Семейство андезибазальтов. СВ. Ефремова 388
Семейство андезитов. СВ. Ефремова, В.А. Баскина 395
Плутонические породы. СВ. Ефремова 410
Семейство диоритов 410
Семейство кварцевых диоритов 416
Средние породы субщелочного ряда 421
Вулканические породы. СВ. Ефремова 421
Семейство трахиандезибазальтов-латитов 421
Семейство трахиандезитов-кварцевых латитов 426
Семейство трахитов 432
Плутонические породы. СВ. Ефремова 438
Семейство субщелочных диоритов-монцонитов 438
Семейство субщелочных кварцевых диоритов-кварцевых монцонитов 448
Семейство сиенитов 457
Средние породы щелочного ряда 467
Вулканические породы 467
Семейство щелочных трахитов. СВ. Ефремова 467
Семейство фонолитов. P.M. Яшина 470
Плутонические породы 486
Семейство щелочных сиенитов. СВ. Ефремова 486
Семейство фельдшпатоидных сиенитов. P.M. Яшина 494
Глава 7
Кислые горные породы 533
Классификация кислых пород. В.И. Коваленко, М.А. Петрова, СВ.
Ефремова, В.И. Гоньшакова, В.В. Наседкин 533
Описание кислых пород 556
Кислые породы нормального ряда 556
Вулканические породы. В.В. Наседкин 556
Семейство дацитов 558
Семейство низкощелочных риодацитов 563
Семейство риодацитов 565
Семейство риолитов 567
Плутонические породы 576
Семейство гранодиоритов. СВ. Ефремова 578
Семейство низкощелочных гранитов Р.Н. Соболев, П.И. Симонова ¦ ¦ 591
Семейство гранитов. Е.В. Негрей, Р.Н. Соболев 600
Семейство лейкогранитов. Е.В. Негрей, Р.Н. Соболев 610
Кислые породы субщелочного ряда 616
Вулканические породы 617
Семейство трахидацитов. В.В. Наседкин 617
Семейство трахириодацитов. В.И. Коваленко, В.В. Наседкин 619
Семейство трахириолитов. В.И. Коваленко, В.В. Наседкин 633
Плутонические породы 640
767
Семейство кварцевых сиенитов. СВ. Ефремова 640
Семейство субщелочных гранитов. Е.В. Негрей, В.И. Коваленко 647
Семейство субщелочных лейкогранитов. Е.В. Негрей, В.И.
Коваленко 666
Кислые породы щелочного ряда 682
Вулканические породы. В.И. Коваленко 682
Семейство щелочных трахидацитов ' 685
Семейство пантеллеритов 687
Семейство комендитов 694
Плутонические породы 695
Семейство щелочных кварцевых сиенитов. СВ. Ефремова 696
Семейство щелочных гранитов и щелочных лейкогранитов.
В. И. Коваленко 699
Литература 709
Подписи к фототаблицам 753
Указатель названий горных пород 762
МАГМАТИЧЕСКИЕ ГОРНЫЕ ПОРОДЫ
Часть 2
Утверждено к печати
Отделением геологии, геофизики и геохимии АН СССР
Институтом геологии рудных месторождений, петрографии,
минералогии и геохимии АН СССР
Редактор Н.Г. Демидова. Редактор издательства О.А. Харнас
Художник Ф.Н. Буданов. Художественный редактор М.В. Версоцкая
Технический редактор Н.М. Бурова. Корректор Т.Н. Шеповалова
Подписано к печати 25.1 1.83. Т - 22035. Формат 70X100 1/16. Бумага для глубокой печати
Печать офсетная. Усл.печ.л. 32,5 + 3,3 вкл. Усл.кр.-отт. 35,8. Уч.-изд.л. 47,2
Тираж 2150 экз. Тип. за к.971. Цена 5 руб
Издательство "Наука", 1 17864 ГСП-7, Москва В-485, Профсоюзная ул., д. 90
Ордена Трудового Красного Знамени 1-я типография издательства "Наука"
199034, Ленинград В-34, 9-я линия, 1 2