» » Мафиты (габброиды и бальтаиды)

Мафиты (габброиды и бальтаиды)

02.08.2016

Интрузивные породы, объединенные под названием габброиды, состоят из плагиоклаза, пироксена и оливина. Габброиды, содержащие как клинопироксен, так и ортопироксен, каждый в количестве более 5%, называются габбро-норитами. Главными минералами роговообманкового габбро являются основной плагиоклаз и роговая обманка (содержание пироксена <5%). Если в породе присутствуют гранат или шпинель в количестве <5%, горную породу соответственно называют гранатсодержащим габбро или шпинельсодержащим габбро. Если гранат или шпинель присутствуют в количестве более 5%, горную породу называют гранатовым габбро или шпинелевым габбро. Среди разновидностей габброидов известны: оливиновое габбро, кварцевое габбро, габбропегматит и др. (рис. 69, 70).
Габбро [по назв. местности в северной Италии] состоит главным образом из плагиоклаза (лабрадор или битовнит), клинопнроксена и оливина (в оливиновых разновидностях). Плагиоклаз имеет форму широких пластин и часто иризирует, что вызвано включениями мельчайших параллельно ориентированных стерженьков магнетита. Моноклинный пироксен представлен обычно диаллагом, в редких случаях — слабо плеохроирующим лиловатым титанавгнтом. В габбро могут также входить амфибол, хлорит, серпентин и эпидотовые минералы, образованные в результате наложения начального метаморфизма. Из акцессориев в в габбро содержится рудный минерал, представленный обычно магнетитом, титаномагнетитом и ильменитом. Структура породы габбровая (ксеноморфнозернистая), реже офитовая.
Мафиты (габброиды и бальтаиды)

Нормальным содержанием основного плагиоклаза для габбро считается 35—65%. Если габбро содержит плагиоклаза более 65%, его называют лейкогаббро, а при его содержании менее 35% меланогаббро.
В расслоенных интрузивах габброиды занимают промежуточное положение между пироксенитами и анортозитами (см. ниже). Образуют они также самостоятельные массивы. Широко распространены в офиолитовых комплексах эвгеосинклииальных орогенных поясов.
Норит [Hop — мифически» герой Норвегии I — габбро, в котором наряду с основным плагиоклазом вместо моноклинного пироксена в значительном количестве содержится ромбический пироксен (бронзит или гиперстен). Если норит дополнительно содержит какой-либо третий минерал, соответственно различают: норит ильменитовый (ильменит содержится в количестве 35—40%), имеющий обычно сидеронитовую структуру, норит кордиеритовый, либо норит кордиерит-гранатовый, норит оливиновый, обладающий шаровой текстурой и венцовой структурой, норит роговообманковый, содержащий роговую обманку (первичную?), норит слюдяной, содержащий биотит (или флогопит) за счет уменьшения ромбического пироксена, норит кварцевый, содержащий кварц в значительном количестве, габбронорит, переходная разновидность между габбро и норитом. Структура норитов такая же, как у габбро, т. е, габбровая (ксеноморфнозернистая), реже офитовая, однако для некоторых норитов (Секукуниленд, Южная Африка) характерно возникновение симплектитовых сростков на периферии кристаллов. Они представляют собой мирмекитоподобные колообразные выросты плагиоклаза, порой образующие двойники, содержащие червеобразные включения ромбического пироксена.
Тылаит [по назв. горы Тылай на Урале] — меланократовая разновидность оливинового габбро, состоящая из моноклинного пироксена (диаллага более 60%), оливина и основного плагиоклаза (от битовнита до анортита). В виде незначительных примесей содержатся гиперстен, роговая обманка, биотит, шпинель, ильменит, магнетит. Структура породы порфировидная, фенокристаллы образуют пироксены, которых часто так много, что они соприкасаются друг с другом; в промежутках между ними включены мелкие зерна плагиоклаза, пироксена, оливина и магнетита.
Тылаиты входят в состав дунит-пироксенит-габбровых платиноносных массивов на Среднем и Северном Урале.
Корсит [по назв. о. Корсика в Средиземном море] — разновидность анортитового габбро, имеющая шаровую текстуру. В зернистой габбровой массе расположены концентрические зональные шары, состоящие из чередующихся слоев плагиоклаза и роговой обманки или моноклинного пироксена. Количество анортита порядка 80%,цветного минерала 20% (рис. 71).
Мафиты (габброиды и бальтаиды)

Tроктолит [греч. «троктос» — изъеденный] — полнокристаллическая горная порода, состоящая главным образом из основного плагиоклаза (лабрадора или битовнита) и оливина. Пироксен содержится в незначительном количестве или отсутствует вовсе. Магнетит присутствует в качестве акцессорного минерала, иногда же содержится в большом количестве, тогда породу называют магнетитовым троктолитом.
В слабо выветрелых образцах троктолита видны включенные в серый агрегат плагиоклаза черные, бурые или красноватые зерна оливина или его псевдоморфозы. Такой облик горной породы обусловил его второе название — форелленштейн [пo сходству с окраской форели]. Нередко зерна оливина отделены от плагиоклаза очень тонкими, изредка относительно толстыми реакционными каемками ортомироксена. Если оливин серпентинизирован, включающий его плагиоклаз проявляет трещиноватость, видимо, вызванную расширением объема в результате серпеитинизации.
Классическим местом развития троктолитов считается район Белхелви в Абердине (Великобритания). Здесь в комплексе расслоенного конкордатного интрузива, частично сложенного ультрамафитами, широко развиты троктолиты, постепенно переходящие в нориты и гиперстеновые габбро. В образцах наблюдаются переходы троктолитов в анортозиты и оливиниты. Содержание плагиоклаза в троктолитах очень изменчиво; средний его состав — An70; состав оливина Fo76. Количество битовнита 70,5%, оливина 28,4%, пироксена 0,6%,
В троктолитах Белхелви зерна оливина равномерно окаймлены реакционными каемками. Их внутренняя зона сложена в одних случаях бесцветным ортопироксеном, в других — он ять-так и бесцветным амфиболом. Вторая внешняя зона реакционной оторочки представлена симплектитовыми сростками амфибола и шпинели. Другая структурная особенность рассматриваемых троктолитов — изменчивость идиоморфизма оливина, и плагиоклаза в зависимости от их количественной роли. Когда преобладает оливин, он является более ранним выделением, чем плагиоклаз, и более идиоморфен, в обратном случае, т. е. при преобладании плагиоклаза, он представляет собой более ранний минерал, нежели оливин, зерна которого располагаются в интерстициях идиоморфных кристаллов плагиоклаза. В случае равных количественных соотношений этих двух минералов они имеют одинаковый идиоморфизм вследствие одновременной кристаллизации. В Белхелви встречаются также пегматоидные троктолиты, в которых кристаллы оливина достигают величины 2 см.
Анортозит, или плагиоклазит [франц. «анортозе» — плагиоклаз] — почти мономннеральная лейкократовая горная порода габбровой группы, состоящая почти только из плагиоклаза (не менее 90%), обычно лабрадора или андезина, реже битовнита или олигоклаза. Исходя из ряда плагиоклаза, выделяют лабрадоровые плагиоклазиты, или лабрадориты, андезиновые плагиоклазиты, или андезиниты, олигоклазовые плагиоклазиты, или олиго-клазиты. Структура анортозитов панидиоморфнозернистая; в гнездовидных обособлениях расслоенных интрузивов с несколько повышенным содержанием пироксена проявляется офитовая структура (рис. 72).
Мафиты (габброиды и бальтаиды)

Анортозиты слагают толщи в расслоенных интрузивах (Бушвелд, Стиллуотер, Мончегорском и др.): в нижних толщах состав плагиоклаза обычно более кальциевый. В самостоятельных анортозитовых интрузивах значительных размеров плагиоклаз представлен андезином.
Анортозиты во многих случаях имеют светлую окраску, однако по причине иризации плагиоклаза они часто очень темные (например, ньюфаундлендские лабрадориты, норвежские анортозиты и др.).
Разновидности анортозитов, содержащие около 10% других породообразующих минералов, называют либо лейкогаббро, либо лейконоритом, либо лейкотроктолитом; в них природа мафического минерала зависит от состава плагиоклаза. Если плагиоклаз имеет битовнитовый состав, темноцветный минерал представлен оливином; с лабрадором ассоциируют авгит и бронзит вместе или порознь. Роговая обманка встречается в андезитовых анортозитах (андезинитах). Из акцессорных минералов в анортозитах содержатся магнетит и ильменит в виде сросшихся друг с другом образований, которые иногда образуют отдельные слои в расслоенных интрузивах, имеющих промышленное значение.
Анортозиты, кроме расслоенных интрузивов, образующих толщи мощностью от нескольких сантиметров до многих метров, встречаются также в докембрийских щитах в виде крупных самостоятельных батолитоподобных тел. Например, массив Сейгеней (Канадский щит) занимает площадь около 15 000 км2.
Вопрос происхождения анортозитов является пока еще дискуссионным. Считается, что в расслоенных интрузивах они образовались путем кристаллизационной дифференциации (сортировкой кристаллов плагиоклаза), но поскольку «удельный вес основных плагиоклазов мало отличается от удельного веса базальтовой магмы, трудно предполагать, чтобы выпадающие кристаллы «тонули» в расплаве. Скорее они могли всплывать в виде «плота плагиоклазов» или поступать к кровле магматической камеры с восходящими конвекционными течениями. В общем же картина формирования «слоя», обогащенного кристаллами плагиоклаза, рисуется следующим образом: цветные силикаты из некоторого общего объема магмы оседают под влиянием гравитационных сил, тогда как интерстиционная магма поднимается или отжимается вверх».
Существование такого процесса, по нашему мнению, маловероятно. Вряд ли можно допустить, что магма в занимаемом ею пространстве расположилась путем однократного внедрения, после чего имела бы место кристаллизация в спокойных условиях, т. е. без поступления новых ее порций. Неоднократное поступление новых порций магмы должно было нарушать гравитационную сортировку кристаллов, если такое происходило, и играть роль перемешивающего фактора. Особенно большие трудности возникают при приложении гипотезы гравитационной дифференциации к громадным телам докембрийских анортозитов. В случае допущения подобной дифференциации магмы габброидного (базальтового) состава должны были бы наблюдаться большие массы мафитов и ультрамафитов. Однако последние в ассоциации с докембрийскими анортозитами практически отсутствуют.
Из роговообманково-плагиоклазовых лампрофиров, по составу более близких к габбро, следует назвать одинит [по имени бога древних германцев — Один] — мелкозернистую, иногда порфировую горную породу, основная масса которой состоит из плагиоклаза (лабрадора) и иголочек зеленой или бурой роговой обманки (не менее 30%). Порфировые выделения в порфировых разновидностях представлены лабрадором и светлоокрашенным, иногда уралитизированным авгитом, реже роговой обманкой. В виде случайной примеси попадается часто серпентинизированный оливин.
Вследствие содержания роговой обманки одиниты относят также к группе диоритовых лампрофиров, хотя они обнаруживают более основной химический состав. Числовые характеристики одинита следующие: а = 13,3; с 5,4; b = 26,3; s = 52,0.
Базальтоиды — собирательное название тонкозернистых аналогов габброидов. Наиболее распространенная порода среди вулканитов. Базальтоиды образуют лавовые покровы, потоки, пластовые тела (силлы), дайки, конические слои и др.
Мафиты (габброиды и бальтаиды)

Главными минералами базальта являются основной плагиоклаз (лабрадор, битовнит) и пироксен; в значительных количествах присутствуют магнетит и ильменит. Цветной индекс базальтов в интервале 40—50. Нередко в базальтах содержится оливин, иногда в значительном количестве. Такие разновидности называются оливиновыми базальтами (рис. 73). Присутствие оливина может служить одним из отличительных признаков базальтов от андезитов (см. ниже). Наличие оливина в базальтах объясняется недосыщенностью базальтовой магмы кремнеземом. В результате быстрого охлаждения (закалки), характерного для базальтовой магмы (ее температура в момент извержения 1100—1200° С), оливин может выделиться в условиях высокой температуры и сохраниться, не успев превратиться в пироксен, если даже магма в некоторой мере пересыщена кремнеземом. В этом случае избыточный кремнезем остается в магматическом остатке в виде стекла, химический состав которого отвечает граниту (SiO2 до 70%). Такие базальты по составу соответствуют тонкозернистым аналогам кварцевых долеритов, интерстиционный мезостазис которых сложен щелочным полевым шпатом и кварцем, образующими графические срастания. При медленной кристаллизации данной магмы оливин не смог бы выделиться. Структурной разновидностью базальтов и олив и новых базальтов являются долериты [греч. «долерос» — обманчивый] и оливиновые долериты (рис. 74).
Мафиты (габброиды и бальтаиды)

В базальтах плагиоклаз содержится в двух генерациях — в основной массе в виде микролитов, относительно более богатых анортитовой составляющей, и в качестве порфировых выделений (вкрапленников). В состав базальтов входят пироксены двух типов — с повышенным (авгит) и пониженным (пижонит или ортопироксен) содержанием кальция, что обусловлено температурными условиями кристаллизации. Авгит присутствует как в основной массе, так и во вкрапленниках; в последнем случае он имеет зональность и структуру песочных часов. Авгит основной массы образует многочисленные мельчайшие кристаллики. Пижонит для базальтов менее характерен; он иногда наблюдается в основной массе и трудно отличим от авгита. По той причине, что значительная часть магния концентрируется в оливине, его недостаточно для образования пижонита. Ортопироксен также не является характерным минералом базальтов. В базальтах, не содержащих оливин, пироксены более магнезиальные и представлены пижонитом и ортопироксеном.
В некоторых оливиновых базальтах содержится авгит с повышенным содержанием титана, постепенно переходящий в титанавгит, окаймленный зеленоватым эгирин-авгитом, что указывает на некоторое обогащение магмы щелочами на поздней стадии кристаллизации. Этот пироксен в соответствующих условиях кристаллизации может ассоциировать с остаточным стеклом, в состав которого входят и щелочи. Роговая обманка в базальтах встречается редко, биотит же — часто, но в небольших количествах. Из акцессорных минералов обычны титаномагнетит и апатит, из вторичных — серпентин по оливину, тальк, иддингсит, хлорофеит, лимонит, карбонат, хлорит с кальцитом или эпидотом по пироксену.
Базальты часто пористые; поры заполнены халцедоном, агатом, хлоритом, кальцитом и особенно цеолитами — натролитом, филлипситом, гейландитом и анальцимом.
Присутствующие в базальтах сильно корродированные зерна кварца представляют собой ксенокристаллы, часто окруженные реакционными каемками; они захвачены магмой из боковых горных пород при ее передвижении. В базальтах нередко содержатся ксенолиты, обычно ультрамафитов (перидотитов), состоящие из оливина, светло-зеленоватого энстатита, неотличимого от оливина, ярко-зеленого хромдиопсида и акцессорного хромита.
Структура базальтов различная — от полнокристаллической (долерит) и порфировой (интерсертальной или базальтовой) до анхигиалиновой и гиалиновой (соответственно гиалобазальт и тахилит). В базальтах интерсертальной структуры в интерстиционном стекле, составляющем незначительную часть объема горной породы, включено множество мельчайших октаэдрических зернышек титаномагнетита в виде параллельных сростков и дендритообразных агрегатов, а также зернышки пироксена, свидетельствующие о высокой железистости этих стекол. Относительно высокое содержание железа уменьшает вязкость силикатных расплавов. По этой причине базальтовые стекла имеют подчиненное развитие. По содержанию стекла с низким показателем преломления можно судить о существенно кремнекислотном его составе. Более высокое содержание кремнезема и щелочей свойственно толентовым базальтам [греч. «толос» — ил, грязь]. Базальтовое стекло (тахилит) может образоваться в краевых частях даек и силлов и в тонких инъекциях магмы в холодные вмещающие горные породы.
Муджиерит (по назв. местности Мюгири в Шотландии] — вулканит, по химическому составу близкий базальту (трахиба-зальту), но содержащий олигоклаз вместо основного плагиоклаза и ортоклаз вместо санидина или анортоклаза; SiO2 менее 50%. Муджиерит содержит также базальтовые минералы — авгит, оливин и акцессории — магнетит, апатит,
Гавайит [по Гавайским островам] — андезиновый базальт с повышенной щелочностью, состоящий из клинопироксена (титанавгита, реже диопсида) и андезина, а также из оливина и щелочного полевого шпата.
Гиалобазальт — базальт с большим количественным преобладанием в основной массе стекла, сравнительно с кристаллическими выделениями, представленными главным образом микролитами,
Taxилит — вулканическое стекло базальтового состава, похожее внешне па обсидиан (см. ниже), зеленого, бурого и черного цвета. Легко растворяется в кислотах. Под микроскопом видны скопления мельчайших скелетных образований пироксена. В тахилите могут содержаться единичные порфировые выделения авгита и магнетита. Разновидностями вулканического стекла базальтового состава являются гиаломелан — черное вулканическое стекло, нерастворимое в кислотах; сидеромелан — оливково-зеленое до темно-бурого, почти черное вулканическое стекло из палагонитовых туфов (палагонит — хлоритоподобное вещество переменного состава, богатое водой и состоящее из минералов палагонит — хлорит — хлорофеит, связанных между собой генетически, образованных в широком температурном интервале от наиболее ранней высокотемпературной до низкотемпературной гидротермальной); сордавалит, или вихтизит — девитрофицированное вулканическое стекло с кристаллитами и микролитами, образующее тонкие жилки и краевые части диабазовых жил, пересекающие древние породы в Сордавале.
Стекловатые базальтовые лавы известны на Гавайских островах. Здесь же были встречены так называемые «волосы Пеле», представляющие собой тонкие волокнистые скопления, имеющие коричневато-золотистую окраску и возникшие в результате распыления магмы при ее извержении.
В базальтах развиваются горные породы, называемые вариолитами (рис. 75), имеющие вариолитовую структуру; они особенно хорошо наблюдаются в корке подушечных (шаровых) лав.
По присутствию или отсутствию оливина базальты могут быть подразделены на пересыщенные (без оливина) и недосыщенные (со значительным содержанием оливина).
Оливиновые базальты в свою очередь разделяются на оливиновые толеиты и щелочные оливиновые базальты. Последние выделяются но содержанию в их химическом составе щелочей, особенно натрия, в количестве, потребном для образования нормативного нефелина. Как отмечалось, эти базальты недосыщены кремнеземом.
На тетраэдрической диаграмме (рис. 76) системы Di—Fo—Ne—Q (диопсид—форстерит—нефелин—кварц) приводятся соотношения базальтовых вулканитов по четырем нормативным минералам, представляющим собой упрощенные аналоги реальных базальтовых минералов. Нa диаграмме показаны реакционные взаимоотношения: Fo + Q — Eu и Q + Ne = Ab. Клинопироксеп Di здесь не указывается, так как он (обычно авгит) в том или ином количестве содержится почти во всех базальтах.
Мафиты (габброиды и бальтаиды)

Из рис. 76 следует, что кристаллизация базальта в левой (нефелиновой) части тетраэдрической диаграммы происходит таким образом, что состав остаточной жидкости смещается в сторону обогащения ее нефелиновым компонентом, а кристаллизация в правой части базальта осуществляется с образованием остаточной жидкости, смещенной в направлении кварца. На этом основании можно полагать, что дифференциация щелочно-оливин-базальтовых магм должна протекать в сторону обогащения ее щелочами, а дифференциация толеитовой магмы — в направлении обогащения кремнеземом. Из этих остаточных жидкостей в процессе продолжающегося охлаждения системы выделяются более поздние кристаллы, либо они затвердевают в виде стекла. Пo этой причине нефелиновый компонент щелочных оливиновых базальтов, подобно кварцу для пересыщенных толеитовых базальтов, часто не входит в реальный минеральный состав. Он входит в стекло или, в случае его небольшого количества (1—2%), — в состав сложных клинопироксенов. Поэтому в случае отсутствия химических анализов характер клинопироксена можно использовать в качестве диагностического критерия.
На приведенной тетраэдрической диаграмме «плоскость насыщения кремнеземом» фиксирует границу, справа от которой находятся пересыщенные кремнеземом базальты, соответствующие большей части континентальных толеитов. В средней области диаграммы располагаются оливиновые базальты, отвечающие толеитам, обильно встречающимся на дне океанов.
Пo данным Дж. Р. Канна, состав базальтов океанического дна постепенно меняется от явно толеитового до состава щелочных базальтов. Полагают, что эти вариации отвечают кристаллизационной дифференциации с осаждением твердой фазы следующего состава: плагиоклаз (An75) — 65%, оливин (Fo) — 20% и авгит — 15%.
Палеотипными представителями щелочноземельных базальтоидов являются базальтовый порфирит, диабаз и спилит.
Порфирит базальтовый — палеотипный базальт. Минеральный состав изменчивый, что зависит от интенсивности наложенных процессов — альбитизации основного плагиоклаза и хлоритизации железомагнезиальных минералов; наблюдаются также актинолитизация и серпентинизация. Стекло раскристаллизовано. Из новообразованных минералов, отвечающих зеленосланцевой (зеленокаменной) фации метаморфизма, содержатся: альбит, хлорит, актинолит, серпентин, соссюрит, эпидотовые минералы, магнетит и др. Встречаются и реликты исходных минералов — пироксен, базальтическая роговая обманка, плагиоклаз разной основности и др.
Диабаз [греч. «диабас» — расщепляющийся ] — палеотипный долерит. Минеральный состав: основной плагиоклаз, часто измененный, авгит, амфибол, хлорит, серпентин, магнетит и др. Для диабазов характерны следующие наложенные (послемагматические) процессы: амфиболизация авгита, хлоритизация, соссюритизация, деанортитизация (альбитизация) основного плагиоклаза (рис. 77). Структура офитовая (диабазовая).
Мафиты (габброиды и бальтаиды)

Большей частью диабазы слагают дайки и силлы или занимают внутренние части вулканических покровов.
Спилит [греч. «спилис» — скала, утёс] — палеотипный базальт или долерит, образовавшийся в результате подводного вулканизма, обычно в геосинклинальных условиях. Спилиты — тонкозернистые горные породы со средним содержанием SiO2 около 50%, с высоким содержанием натрия и дефицитом калия. Основная масса спилитов состоит из узких длинных лейст альбита, промежутки между которыми заполнены хлоритом и рудным минералом, возникшим по стеклу. Иногда содержатся свежий или в различной степени разрушенный пироксен (авгит) и амфибол.
Для спилитов характерна шаровая (подушечная) отдельность. Полости между «подушками» выполнены голубовато-темным уплотненным (литофицированным) илом или кремнием, иногда слабо метаморфизованной горной породой, называемой уже спилитом (см. ниже). В некоторых районах оболочки «подушек» сложены спилитами, а внутренние части — главным образом карбонатом. Иногда видна четкая картина псевдоморфного замещения спилитов карбонатом с сохранением структуры метасоматически замещаемой исходной горной породы.
В тесной ассоциации со спилитами встречаются кремнистые радиолярии (радиоляриты). Кроме того, вместе со спилитами развиты среднекремнекислотные (кератофиры) и кремнекислотные (кварцевые кератофиры) лавы и гипабиссальные интрузивные тела тех же горных пород. Их силлы и дайки постепенно переходят в относительно крупнозернистые альбитовые долериты (альбитовые габбро).
В этот же ряд горных пород входят пикриты. Примером таких образований являются авгитовый пикрит вблизи Менхениот (Корнуэлл, Великобритания) и роговообманково-авгитовый пикрит (Плимутский горнорудный район, Великобритания).
Аллометаморфизм (метасоматизм), точнее, спилитизация интрузивных базальтов, нередко охватывает и вмещающие их глинистые сланцы, которые превращаются в существенно альбитовые горные породы, называемые адинолами, содержащими около 90% альбита.
Большинство петрологов считают, что альбит спилитов кристаллизовался не из магмы, а произошел в результате наложения на вулканические породы натрийсодержащих гидротермальных растворов, вызвавших постепенное преобразование исходного основного плагиоклаза в кислый плагиоклаз, обычно альбит, редко олигоклаз. Возможно, что натрий частично извлекался из морской воды. Вторичный характер альбита в спилитах подтверждается наблюдавшимися участковыми переходами спилитов в диабазы и порфириты, плагиоклаз которых не альбитизирован, либо альбитизирован в различной мере, а также наличием в спилитах реликтов слабо альбитизированных исходных плагиоклазов (см. раздел «Метаморфическое и метасоматическое породообразование»). Структура спилитов пилотакситовая и интерсертальная, текстура миндалекаменная (рис. 78).
Мафиты (габброиды и бальтаиды)

Петрохимия. Для основных магматических пород (базитов или мафитов) характерно содержание SiO2 около 50%. По числовым характеристикам А.Н. Заварицкого, габбровым породам свойственны небольшая величина s (обыкновенно от 50 до 60) и высокое b (до 25, иногда больше), с несколько больше а. Габбро от диорита отличается более высоким b и более низкой величиной отношения а : с. В габбро с — а или даже больше, а в диорите, как правило, только 2с = а. Сумма 3а + 2с + b в обеих породах близка к s; в габбро обычно s ниже, а в диоритах часто выше.
Анортозиты по химическому составу существенно отличаются от габбровых пород весьма высокой величиной с.
Базальты и габбро очень близки по химическому составу, отличаясь лишь величиной отношения а:с—у базальтов оно больше, а у габбро несколько меньше единицы. Следовательно, базальты содержат более значительное количество щелочей. Это подтверждает общую для всех групп магматитов закономерность: интрузивные образования содержат меньшее количество щелочей, чем соответствующие им эффузивные породы.
Граница между щелочными и толеитовыми базальтами довольно четко проводится по отношению SiO2:(K3O + Na3O). По подсчетам химических анализов в толеитовых базальтах выделяется нормативный кварц, а в щелочных базальтах — нормативный нефелин, которые в реальных горных породах отсутствуют.
В химическом составе спилитов естественно обнаруживается высокое содержание натрия, отношение а:с = 2—2,5. Однако следует учитывать, что спилиты не являются истинно магматическими породами; они образованы по андезит-базальтовым вулканитам в результате натриевого метасоматоза в поствулканическую стадию развития вулканической геосинклинали.
Муджиерит и гавайит по химическому составу близки базальтам (в муджиерите SiO2 обычно несколько меньше 50%), но характеризуются повышенной щелочностью.
Основные магматические породы в повышенных количествах содержат следующие элементы-примеси (в %): Ni = 0,03; V = 0,025; Cr = 0,02; Sc = 0,002—0,007; Co = 0,0048; Cu, Zn = 0,03—0,04 и др. В рассматриваемых породах в целом никеля в 20, а хрома в 10 раз больше, чем в гранитоидах.