Петрография и минералогия вулканических пород



жүктеу 39.09 Kb.
Дата29.04.2016
өлшемі39.09 Kb.

Петрография и минералогия вулканических пород

Петрографические особенности и минеральный состав вулканических пород Узон-Гейзерной депрессии приводится по породным группам.



Базальты, андезитобазальты - наиболее широко представлены на докальдерном этапе развития структуры, образуют лавовые потоки и слагают небольшие стратовулканы. Базальты отличаются порфировой структурой, умеренной и высокой кристалличностью (25-35% от объема породы) и лейкократовым обликом, что определяется постоянным преобладанием плагиоклаза (18-26%) среди вкрапленников. Ядерные зоны фенокристаллов плагиоклаза имеют состав битовнит-анортита (Аn 75-98), во внешних зонах состав прогрессивно снижается до лабрадора (Аn 60-72). По ассоциациям темноцветных минералов преобладают толеитовые базальты с оливином (Fo 73-80) и авгитом (Fm 28-32), реже диопсид-саллитом (Fm 18-19). В более поздних лавовых потоках в подчиненном количестве встречаются известково-щелочные базальты, в которых к указанной минеральной ассоциации присоединяется ортопироксен – бронзит, магнезиальный гиперстен (Fm 24-28) и, реже, титаномагнетит. Содержание темноцветных минералов не превышает 4-6% от объема породы. Крупные фенокристаллы часто образуют мономинеральные (плагиоклазовые) и полиминеральные гломеропорфировые срастания. В базальтах, синхронных с образованием кальдеры, роль ортопироксенов существенно возрастает.

Андезитобазальты представлены субафировыми и умеренно порфировыми разностями. Порфировые андезитобазальты по структурно-минералогическим признакам похожи на известково-щелочные базальты. Посткальдерные базальты и андезитобазальты голоценового возраста, развитые у северо-восточной границы структуры (конус Савича) – это в основном известково-щелочные разности с плагиоклазом, оливином и пироксеном.

Структура основной массы толеитовых базальтов интерсертальная, микрозернистая с широким развитием микролитов плагиоклаза, пижонита, субкальциевого авгита, реже оливина. В известково-щелочных базальтах и андезитобазальтах структура основной массы пилотакситовая, гиалиновая; среди микролитов определяется натровый плагиоклаз, железистый авгит, гиперстен и титаномагнетит.

Андезиты - встречаются в качестве промежуточных членов сложно дифференцированных вулканических серий. Они слагают лавовые потоки в докальдерных постройках в южной части структуры, на посткальдерном этапе - в юго-восточной части массива Кихпиныч, а также образуют маломощные лавовые потоки внутри депрессии. Андезиты в незначительном количестве встречаются и среди пирокластических отложений, связанных с образованием депрессии. К ним относятся наиболее молодые пирокластические потоки кальдеры Узон и слои в различной степени спекшихся шлаков (низкокремнистые разности), встречающиеся в разрезах узонских игнимбритов (Леонов, Гриб, 1998; Леонов и др., 2000). Встречаются афировые, субафировые и сравнительно высококристалличные разности андезитов порфировой, гломеропорфировой структуры, иногда с такситовыми обособлениями темноцветных минералов.

Начиная с посткальдерного этапа, в андезитах и в более кислых лавах появляются включения базальтового состава и гетеротакситовые разности в пирокластических отложениях. Минеральный состав андезитов представлен плагиоклаз–двупироксен-титаномагнетитовой ассоциацией. В порфировых разностях проявляется выраженная полимодальность состава вкрапленников. Состав плагиоклаза может варьировать от андезина до анортита, образуя иногда сложнозональные кристаллы. Пироксены представлены магнезиально-железистыми авгитом и гиперстеном, железистость которых возрастает в высококремнистых разностях. Титаномагнетит развит преимущественно в ассоциации с пироксеном в виде твердофазных кристаллических включений и в виде самостоятельных вкрапленников (Гриб, Леонов, 2001а). Для посткальдерных андезитов характерны признаки неравновесных условий кристаллизации (корродированные границы между зонами, обратная зональность в минералах, присутствие неравновесных вкрапленников).

Основная масса андезитов имеет гиалиновую, пилотакситовую структуры и состоит из тонких микролитов плагиоклаза, пироксенов и мелких зерен титаномагнетита в кислом стекле.

Дациты, риодациты. Эта породная группа является наиболее распространенной для Узон-Гейзерной депрессии и представлена как эксплозивными, так и эффузивно-экструзивными фациями. В докальдерной постройке вулканического центра дациты и риодациты встречаются в виде небольших лавовых потоков. Наибольший объем дацитового расплава был выброшен в виде пемзово-игнимбритовых пирокластических отложений при образовании кальдер. На кальдерообразующем этапе дацитовая и риодацитовая магма внедрялась по дуговым разломам ограничения структуры, образуя дайки и экструзивные тела, а на посткальдерном изливалась внутри кальдеры и у восточной ее границы (вулканический массив Кихпиныч), слагая в основном экструзии и лавовые потоки.

Риодациты докальдерной и кальдерообразующей стадий имеют фельзитовый облик и субафировую структуру. Дациты и посткальдерные риодациты – это обычно порфировые породы с умеренно выраженной кристалличностью (13-22% от объема). В рассматриваемой породной группе ассоциация минералов вкрапленников такая же, как в андезитах, и только в некоторых посткальдерных риодацитах появляется роговая обманка.



Посткальдерные риодациты отличаются широким диапазоном составов вкрапленников, их полимодальным распределением и неравновесным состоянием. Состав плагиоклаза варьирует в пределах Аn 38–85, с модой для дацитов и риодацитов Аn 48-52 и Аn 38-44, соответственно. Содержание пироксена в дацитах составляет 2-4%, а в более кислых лавах редко превышает 1,5%. Представлен он преимущественно авгитом и гиперстеном. Преобладают слабо зональные вкрапленники, однако, встречаются кристаллы с обратной зональностью.

В посткальдерных кислых лавах (как и в андезитах) присутствуют включения базальтового состава. Количество их обычно не превышает 10% и лишь в отдельных потоках достигает 40% от объема породы. Размеры включений варьируют от долей миллиметра до 10-15 см и имеют каркасную структуру.


©netref.ru 2016
әкімшілігінің қараңыз

    Басты бет