/
Text
П. <Р ЕМЕЛЬЯНЕНКО. Е. Б: ЯКОВЛЕВА
ПЕТРОГРАФИЯ
МАГМАТИЧЕСКИХ
И МЕТАМОРФИЧЕСКИХ
ПОРОД
П. Ф. ЕМЕЛЬЯНЕНКО, Е. Б. ЯКОВЛЕВА
ПЕТРОГРАФИЯ
МАГМАТИЧЕСКИХ
И МЕТАМОРФИЧЕСКИХ
ПОРОД
Допущено Министерством высшего
и среднего специального образования СССР
в качестве учебного пособия
для студентов геологических
специальностей университетов
ИЗДАТЕЛЬСТВО
МОСКОВСКОГО УНИВЕРСИТЕТА
1 985
УДК 249.1:542:4
Емельяненко П. Ф., Яковлева Е. Б. Петрография магматических и метамор-
метаморфических пород. — М.: Изд-во МГУ, 1985,—248 с.
Учебное пособие по петрографии магматических и метаморфических горных
пород включает систематическое описание разновидностей горных пород и воп-
вопросы их происхождения. Имеются краткие сведения о породообразующих мине-
минералах, приводятся общие представления о петрографии метеоритов и об им-
пактном метаморфизме.
Рецензенты:
кафедра петрографии, минералогии и кристаллографии
Университета дружбы народов им. П. Лумумбы,
доктор геолого-минералогических наук Д. И. Горжевский
Е1904020000—08813-_85
077@2)—85
© Издательство Московского университета, 1985 г.
ВВЕДЕНИЕ
Петрография — геологическая наука, занимающаяся описа-
описанием, классификацией и номенклатурой горных пород, вопроса-
вопросами их происхождения и естественной историей.
Горные породы сложены не беспорядочным скоплением мине-
минералов, а их закономерными ассоциациями, обусловленными не
только химическим составом пород, но и в значительной мере
зависящими от физико-химических условий их формирования.
Горные породы представляют собой естественные ассоциации
минералов (иногда минералов и вулканического стекла или толь-
только вулканического стекла), сформировавшиеся в земной коре в
результате кристаллизации силикатных расплавов, диагенеза осад-
осадков и преобразования ранее существовавших горных пород.
Петрография как самостоятельная наука появилась в 30-х го-
годах XIX в. и до 60-х годов прошлого столетия была описательной
наукой. В этот период накопился большой фактический материал,
была разработана систематика горных пород (Циркель, 1866).
Введение микроскопического метода изучения горных пород
(Сорби, 1858) имело огромное значение в развитии петрографии.
Начали использоваться различные кристаллооптические методики
исследования минералов и горных пород (Мишель-Леви, 1894;
Бекке, 1906; Федоров, 1892; Никитин, 1929; Заварицкий, 1941;
Коржинский, 1928; и др.).
Систематика пород по химическому составу рассматривалась
в работах Ф. Ю. Левинсон-Лессинга A896), Г. Розенбуша A934),
П. Ниггли A936), А. Н. Заварицкого A952), Е. А. Кузнецова
A947) и группы американских петрографов — Г. С. Вашингтона,
В. Кросса, Дж. Иддингса, Л. В. Пирсона A904).
Физико-химическое направление в петрографии развивалось
работами Ф. Бекке A907), В. М. Гольдшмидта A911), Д. С.Кор-
жинского (с 1936 по 1973 г.) и продолжает развиваться в настоя-
настоящее время (А. А. Маракушев (с 1965 по 1983 г.), В. А. Жариков
(с 1959 по 1983 г.) и др.).
Экспериментальное направление в петрографии началось с изу-
изучения силикатных систем (Шерер, 1947; Боуэн, 1928; Таттл, 1956;
Грин, Рингвуд, 1967; и др.). Затем Р. У. Горансон A931, 1932),
3
К. Барнем, Н. Дэвис A971) исследовали процессы плавления гор-
горных пород под давлением паров летучих компонентов (НгО, СОг,
Н2 N2 и др.)- В результате было установлено, что вода понижает
температуру плавления силикатов в значительной степени (при
Рн2о = 200 мПа на 300° С).
Экспериментальные исследования растворимости воды в рас-
расплавах магматических пород — та основа, на которой возможна
разработка физико-химических моделей магматизма, приближаю-
приближающихся к условиям развития этого процесса в земной коре.
В настоящее время ни одно из направлений наук о Земле не
может обойтись без знания вещественного состава земной коры.
Понимание горных пород, их состава, строения и свойств, физи-
физико-химических условий формирования необходимо не только гео-
геологам всех направлений, но и специалистам сопредельных наук.
Горная порода представляет собой геолого-исторический документ;
изучение пород позволяет выявить не только их состав и строение,
но и историю их формирования. За последние годы наряду с тра-
традиционными методами изучения горных пород — полевыми геоло-
геологическими работами, исследованием горных пород под микроско-
микроскопом, химическими анализами — появилось много новых методик,
позволяющих быстро и точно определить химические составы по-
пород, физические свойства минералов и горных пород, содержание
в них элементов-примесей. Аэрофотоснимки, в том числе и косми-
космические, способствуют выявлению геологического положения тел,
их форм и размеров. С помощью геофизических методов может
быть определена форма тел. Термодинамические расчеты, приме-
применение геобарометров и геотермометров позволяют установить ус-
условия формирования тех или иных парагенезисов минералов.
Под электронным микроскопом можно наблюдать особенности
строения вулканических стекол и мельчайших кристаллов, ранее
недоступных для изучения. Точнейшие методы определения вещест-
вещества не исключают оптического изучения пород. Особенно плодотвор-
плодотворно их применение после детального микроскопического исследо-
исследования пород, установления порядка кристаллизации минералов в.
породах, ассоциаций одновременно кристаллизующихся минера-
минералов, особенностей структур и текстур пород.
Каждая горная порода образует в земной коре объемное тело
различных размеров и формы (шток, силл, массив, слой, поток
и т. д.), характеризуется определенным химическим и минераль-
минеральным составом и внутренним сложением. Строение, состав и ус-
условия залегания зависят от экзо- и эндогенных геологических про-
процессов, которым они обязаны своим происхождением.
Горные породы могут состоять из одного минерала (дунит,
мрамор, кварцит) — это мономинеральные породы, из двух мине-
минералов (некоторые габбро, перидотиты, амфиболиты) — бимине-
ральные или из нескольких (граниты, гнейсы) — полимине-
полиминеральные.
По условиям и способу образования все горные породы делят-
делятся на магматические (изверженные), осадочные и метаморфиче-
4
ские. Всесторонним изучением осадочных пород занимается лито-
литология. В предлагаемой книге рассматриваются магматические и
метаморфические породы.
В последние десятилетия появилось новое направление в на-
науках о Земле — космическая, или глобальная, петрология. Это
стало возможным после того, как были получены образцы лунных
пород, определены составы пород на поверхности Марса и Вене-
Венеры, детально исследовано метеоритное вещество и сопоставлено с
горными породами Земли и планет земной группы.
Книга включает описание горных пород и процессов их форми-
формирования. Методика кристаллооптических исследований минералов
и горных пород здесь не рассматривается, так как представляет
собой особый раздел петрографии и требует самостоятельного ру-
руководства. В учебнике использована принятая на кафедре петро-
петрографии Московского университета классификация магматических
и метаморфических пород. Введены общие представления о петро-
петрографии метеоритов и об импактном метаморфизме.
Учебник предназначен для студентов геологических факульте-
факультетов университетов и геологических институтов, в особенности для
специальностей инженерная геология, горючие ископаемые, гидро-
гидрогеология, мерзлотоведение, геофизика. В связи с тем что он мо-
может быть использован также студентами географических факуль-
факультетов и педагогических вузов, в разделе магматических пород да-
дана достаточно подробная характеристика вулканических пород и
процессов вулканизма, а также кратко рассмотрена связь форми-
формирования древнего и современного рельефа с процессами вулка-
вулканизма.
Авторы выражают искреннюю признательность заведующему
кафедрой петрографии чл.-корр. АН СССР А. А. Маракушеву, лю-
любезно позволившему использовать его лекции по полному курсу
петрографии, которые он читает студентам Московского универ-
университета, а также кандидату геолого-минералогических наук
В. И. Фельдману, доктору геолого-минералогических наук профес-
профессору Д. И. Горжевскому и преподавателям кафедры петрографии,
минералогии и кристаллографии Университета дружбы народов
им. П. Лумумбы доцентам О. А. Осетрову и В. П. Долганеву за
рецензирование работы и критические замечания.
ОБЩИЕ ПОНЯТИЯ
О МАГМАТИЧЕСКИХ
ГОРНЫХ ПОРОДАХ
ЧАСТЬ I
Магматические горные породы образуются в результате кри-
кристаллизации флюидно-силикатных расплавов сложного состава —
магм, которые формируются в верхней мантии или в пределах
земной коры. Главными компонентами, входящими в состав маг-
магмы, являются: SiO2, A12O3) Fe2O3, FeO, MgO, MnO, CaO, Na2O,
K2O, H2O и др. Количественные соотношения различных элемен-
элементов во многом зависят от содержания в расплавах кремнекислоты.
Состав горных пород принято выражать в виде оксидов. В маг-
магматических горных породах встречаются и редкие элементы.
По данным А. П. Виноградова A962), для пород ультраосновного
состава характерны Сг, Со, Ni, для основных — Se, V, Cr, Co, Ni,
Си, для средних пород — В, F, V, Rb, Sr, Zr, Ba, Pb, для кислых
пород — Li, Be, В, F, Zr, Rb, Ba, Та, Те, Pb, Th, U.
В настоящее время нельзя рассматривать магматизм без учета
влияния на расплав флюидов. В магматических породах, особен-
особенно вулканических, значительная часть флюидов в процессе фор-
формирования пород утрачена, поэтому данные об их содержании в
магматическом расплаве, их соотношениях и количествах очень
неточны. Для выявления состава флюидов используются газово-
жидкие включения в минералах, исследуются отделяющиеся при
извержениях лав вулканические газы. При этом должна соблю-
соблюдаться чистота отбора проб с тем, чтобы в пробе не содержались
атмосферные газы, а также продукты реакции атмосферного воз-
воздуха с выделяющимися газами из лавы. Подобные исследования
представляют технически сложную задачу, в связи с чем часто
дают неточные результаты.
Ранее считалось, что до 99% магматических газов составляют
водяной пар, азот, кислород и углекислый газ при резком преоб-
преобладании воды. Наблюдения Г. Тазиева в 1963 г. в кратере Стром-
боли на Липарских островах показали, что состав газов в процес-
процессе вулканизма пульсационно изменяется. Количества воды в них
не так велики и колеблются от 0 до 50%, а двуокиси углерода —
от 0 до 35%. Среди вулканических газов определены также в не-
небольших количествах такие газы, как SO2, SO3, НгЭ', S, СО, Н2,
б
N2, СН4, NH3, H3BO3, НС1, HF и др. Значительно изменяется со-
состав газов и при понижении температуры.
По данным эксперимента Р. Горансона A931, 1932), при чи-
чисто водном флюиде в магме кислого состава возможно растворе-
растворение до 10% воды. Э. С. Персиков A980) показал, что вода, зна-
значительно снижая вязкость расплава, по-разному влияет на рас-
расплавы основного и кислого составов. В первых при растворении
8,5 молекулярных процентов воды она снижается в 20 раз, во вто-
вторых — на 4 порядка.
По данным эксперимента П. Вилли и О. Таттла A971), вы-
выявляется следующий ряд флюидов: СО2—NH3—SO3—НС1—
Н2О—Р2О5—HF—Li2O—В2О5. Летучие, расположенные левее Н2О,
хуже растворимы в расплаве, чем вода (нередко их называют
магмофобными), те, которые расположены правее, — маг-
мофильные, они растворяются лучше воды. Присутствие по-
подобных флюидов способствует лучшему растворению всей ассо-
ассоциации летучих в целом. Летучие могут значительно снижать тем-
температуры кристаллизации расплава.
Повышение давления воды от 0 до 400 мПа снижает, по дан-
данным О. Таттла и Н. Боуэна A958, 1963), температуру эвтектики
для системы альбит — кварц от 1050 до 700° С. При изучении
П. Вилли и О. Таттлом влияния HF на температуру плавления
гранита было установлено, что присутствие в воде 5% HF на 80—
100° снижает температуру их. плавления; понижает температуру
начала плавления также Р2О5 и Li2O, в то время как NH3 ее по-
повышает. Изменение состава флюидов не только влияет на темпе-
температуру кристаллизации расплава, но также приводит, как это бу-
будет показано ниже, к изменению порядка кристаллизации мине-
минералов, что отражается на структурных особенностях пород. Зна-
Значительное влияние на структурные и текстурные особенности по-
пород оказывает режим отделения флюидов. Медленное отделение
летучих компонентов, типичное для пород, образующихся на зна-
значительных глубинах, способствует формированию полнокристал-
полнокристаллических структур, быстрое — стекловатых. Некоторые летучие,
например фтор, способствуют процессам ликвации (расщеплению
исходного расплава на два несмешивающихся расплава), что так-
также сказывается на структурных особенностях пород.
Различные по составу магмы различаются по вязкости. Среди
породообразующих элементов выделяются модификаторы и стек-
лообразователи. К первым относятся К2О, Na2O, CaO, FeO. Эти
оксиды способствуют разжижению магмы и соответственно повы-
повышают ее подвижность. К стеклообразователям относят SiO2,
Fe2O3, A12O3, MgO. Повышенные содержания этих оксидов приво-
приводят к значительной вязкости магм, они способствуют образованию
вулканического стекла. По мере возрастания содержания SiO2
все более проявляется склонность SiO2 к полимеризации, чем объ-
объясняется увеличение вязкости расплава; обычно основные магмы
значительно более подвижны, чем кислые. Однако надо учиты-
учитывать, что почти все летучие компоненты — ярко выраженные де-
7
полимеризаторы магмы, они стремятся разорвать структурные
ленты, цепочки, тем самым способствуя усилению жидкостных
свойств магм. Растворимость летучих и их состав в различных
магмах разные. Растворимость летучих в кислых магмах часто
сравнительно велика, это приводит к тому, что некоторые кислые
магмы, несмотря на высокое содержание в них SiO2, обладают
весьма большой подвижностью. Химический состав горных пород
близок, но не идентичен составу магматического расплава, отли-
отличаясь от него не только составом и количеством летучих компо-
компонентов, а и некоторыми породообразующими элементами, иногда
отделяющимися от расплава с флюидами. Минеральный состав
горных пород, кристаллизующихся из магмы сходного химизма,
нередко значительно различается.
Магма может изливаться на дневную поверхность земли или
затвердевать на разных уровнях в земной коре. Магмы, выходя-
выходящие на поверхность и теряющие при этом флюиды, называются
лавами.
Продукты кристаллизации магмы на некоторой глубине назы-
называются интрузивными (плутоническими) породами.
Они имеют полнокристаллическое строение. Лавы, изливающиеся
на поверхность земли (в подводных или наземных условиях), да-
дают эффузивные (излившиеся) породы. В свежем виде они
часто содержат вулканическое стекло. Следует отметить, что к
вулканогенным породам относятся также субвулканиче-
субвулканические тела (см. с. 39). Эти тела хотя и имеют форму интрузив-
интрузивных пород, однако образуются из магмы в значительной мере де-
дегазированной; они являются одной из форм вулканического про-
процесса и сложены породами вулканического облика.
Рассмотрим эволюцию магматизма в зависимости от развития
Земли. Издавна известно, что магматизм Земли тесно связан с
ее развитием. Согласно последним представлениям, уже 3,8 млрд.
лет назад развитие нашей планеты продвинулось настолько, что
вулканические процессы в принципе мало отличались от совре-
современных. Не останавливаясь здесь на существующих теориях раз-
развития земной коры, отметим лишь, что эволюция магматизма раз-
различных крупных тектонических структур Земли имеет свои осо-
особенности. Принято разделять крупнейшие геосинклинали на эвгео-
синклинали, в пределах которых отмечаются интенсивные прояв-
проявления вулканизма, и миогеосинклинали, в которых магматизм про-
проявляется крайне незначительно. Следует отметить, что подобное
разделение носит несколько условный характер, так как в приро-
природе существует непрерывный ряд геосинклинальных прогибов от
эвгеосинклинальных до миогеосинклинальных. Коротко остано-
остановимся на главных особенностях эволюции магматизма геосинкли-
геосинклиналей. В их развитии обычно выделяют несколько стадий: собст-
собственно геосинклинальную (в свою очередь резделяющуюся на две
стадии — раннюю и позднюю, или зрелую) и орогенную.
Каждая из этих стадий отличается характером вулканической
деятельности. Ранняя стадия развития геосинклинали часто
8
представлена однородными толеитовыми базальтами, извергавши-
извергавшимися в морских условиях. Они обычно ассоциируют с кремнисты-
кремнистыми сланцами и яшмами, а также интрузивными аналогами базаль-
базальтов — габбро. В геосинклиналях, заложенных на складчатом ос-
основании, вулканизм может начинаться одновременно извергаю-
извергающимися базальтами и липаритами; интрузивные образования в
этом случае представлены габбро и плагиогранитами. Установле-
Установлено, что объем кислых пород здесь связан с мощностью подстила-
подстилающего гранито-метаморфического слоя фундамента. Среди обра-
образований раннегеосинклинальной стадии наряду с базальтами мо-
могут встречаться интрузии ультрамафитов; такие ассоциации носят
наименование офиолитов. В настоящее время устанавливается
аналогия между геосинклинальными офиолитовыми формациями
и формациями срединно-океанических хребтов.
Поздняя, или зрелая, стадия развития собственно гео-
геосинклинального этапа развития земной коры характеризуется ро-
ростом внутренних поднятий и островов на фоне продолжающегося
прогиба геосинклинали. Эта стадия отличается от ранней преобла-
преобладанием эффузивов среднего состава, а также более частым при-
присутствием вулканитов кислого состава. Здесь развиты андезито-
базальты, андезиты, дациты, липариты; образуются интрузии гра-
нитоидов относительно небольших размеров.
Орогенная стадия развития геосинклинали отличается
формированием поднятий. Вулканизм протекает здесь в наземных
или весьма мелководных условиях. Извергаются гиперстеновые
базальты, андезиты, липариты, иногда отмечаются субщелочные
существенно калиевые трахиандезиты. Вулканизм характеризует-
характеризуется широким развитием эксплозивных процессов. Интрузивные
породы представлены габбро, долеритами, гранодиоритами, гра-
гранитами. С постконсолидационным этапом орогенной стадии связы-
связываются вулкано-плутонические ассоциации магматических пород
кислого состава. Наибольшую роль в них играют игнимбриты,
тесно ассоциирующие с гранитоидами аналогичного состава. Иног-
Иногда в эту стадию формируются интрузивные комплексы пород ще-
щелочного состава.
Магматические породы континентальных платформ наиболее
часто представлены траппами — чередованием субвулканических
диабазов и потоков лав толеитовых базальтов, слагающих гро-
громадные площади. В зонах глубинных разломов и рифтах развива-
развиваются разнообразные ассоциации щелочных пород; объем их отно-
относительно невелик, и встречаются они значительно реже траппов.
Одна из форм проявления магматизма на континентальных
платформах — образование кимберлитов — обломочных пород
ультраосновного состава повышенной щелочности, к которым при-
приурочены месторождения алмазов.
Многими исследователями в последние годы существующие зо-
зоны перехода от континентов к океанам — островные дуги, окраин-
окраинные моря и глубоководные желоба — рассматриваются как со-
современные геосинклинальные структуры.
9
Следует отметить, что в настоящее время среди геологов ши-
широкое распространение получила «новая глобальная тектоника»,
в свете которой закономерности развития вулканизма представле-
представлены в ином виде. Однако многие положения новой глобальной тек-
тектоники дискуссионны и отвергаются рядом ученых, поэтому мы в
Рис. 1. Взаимосвязи различных форм вулканизма с литосферными плитами и их
границами (по X. Расту, 1982)
дальнейшем изложении не будем пользоваться этими представле-
представлениями. Приведем только используемую сторонниками новой гло-
глобальной тектоники группировку процессов вулканизма. Так, в ра-
& боте X. Раста A982) следующим
1^ ??\ | ^ | ГЦ/К | образом характеризуются выде-
| §. w |-; |/ ляемые группы вулканизма
|5 » ——^у-|/-_ (рис 1):
s| ^ S ^1—\~"|/ !• Вулканизм океанических
|1 4 |( \--fi рифтовых зон. Преимущественно
'f | 2 j|' ^у—у^- толеитовый эффузивный подвод-
§-| п\ 1 Jrz\—Y^j у- ный вулканизм срединно-океани-
^ 20 зо ьо so во 70 80 ческих хребтов, а также вулка-
Содержание SiO2, % низм расположенных на них ост-
Рис. 2. Относительная распространен- ровов (Исландия или Азорские
ность магматических горных пород с острова)
различным содержанием кремнезема ? Океяничегкий нт/тпиппи-
по площади распространения на кон- z- океанический внутри.1ли
тинентах (по С. П. Соловьеву, 1952) товыи вулканизм. Преимущест-
Преимущественно эффузивный толеитовый до
щелочнобазальтового подводный вулканизм океанических бассей-
бассейнов, а также вулканизм островов, удаленных от рифтовых зон
(Гавайи, острова Зеленого Мыса и др.).
3. Вулканизм зон субдукции и связанных с ними краев микро-
микроплит. Смешанный эксплозивно-эффузивный вулканизм от основ-
основного до кислого, но преимущественно среднего состава (вулканы
западного края Американского и восточного края Азиатского ма-
ю
териков, а также прилегающих островных дуг, вулканы Средизем-
Средиземного моря).
* 4. Материковый рифтовый вулканизм. Смешанный эксплозивно-
эффузивный вулканизм щелочнобазальтового состава (вулканы
грабенов Восточной Африки, Тибести, г. Камерун).
Магматические породы распространены на Земле неодинако-
неодинаково. С. П. Соловьев сделал для континентов подсчеты площадей
распространенности главных типов магматических пород (рис. 2).
Из рис. 2 видно, что самыми распространенными среди инт-
интрузивных пород являются граниты и гранодиориты, а среди эффу-
зивов — базальты. Ультрамафитовые породы (перидотиты, дуни-
ты и пироксениты) в земной коре распространены незначительно.
Но есть основания предполагать, что в общем объеме земной ко-
коры и мантии они являются преобладающими горными породами.
ГЛАВА 1
ВЕЩЕСТВЕННЫЙ СОСТАВ
МАГМАТИЧЕСКИХ ГОРНЫХ ПОРОД
Вещественный состав горных пород характеризуется содержа-
содержанием в них определенных химических элементов и минералов. Ми-
Минеральный и химический составы выражают вещественный со-
состав породы неодинаково. Химический состав отражает количест-
количественные соотношения химических элементов, слагающих данную
породу. Минеральный состав показывает характер соединений, в
которых эти элементы находятся в породе. Связь между химиче-
химическим и минеральным составами пород сложная. При одном и том
же химическом составе породы могут иметь разный минеральный
состав, так как кристаллизация тех или иных минералов зависит
не только от химического состава исходной магмы, но и от усло-
условий ее застывания, от количества и качества содержащихся в ней
флюидов.
ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ
Химический состав магматических пород чрезвычайно разнооб-
разнообразен. К настоящему времени накопилось огромное количество
(десятки тысяч) химических анализов, которые показывают, что
главным компонентом в них является SiCb, остальные обычно
располагаются в следующем порядке: TiO2, A12O3, Fe2O3, MgO,
MnO, CaO, Na2O, K2O и Н2О (Г. Вашингтон в 1920 г. назвал их
петрогенными), иногда определяются P2Os, CO2, SO3, S1, Cl, F,
ZrO2, Сг2О3, NiO, CoO, BaO, CuO, SrO и другие оксиды, представ-
представляющие металлогенные компоненты, входящие в руды. В табл. 1
приведены средние составы магматических горных пород, выде-
выделенные Р. Ле Метром A967).
11
Химические составы главных типов плутонических и эффузивных пород
КОМПО" 1 9 Ч А. Ц « 7 Я
ненты 12 3 4 5 6 7 8
SiO2 38,29 42,26 41,61 41,57 39,94 36,80 42,03 45,11
ТЮ2 0,09 I 0,63 0,31 0,72 4,95 1,26 0,94 1,09
А12О3 1,82 4,23 2,70 7,76 0,28 2,19 8,43 9,73
Fe2O3 3,59 3,61 5,63 6,65 4,59 7,23 5,67 1,84
FeO 9,38 6,58 4,35 7,86 11,12 5,49 7,37 7,81
MnO 0,71 0,41 0,17 j 0,24 0,16 0,14 0,22 0,25
MgO 37,94 31,24 30,58 23,43 I 20,45 33,70 20,08 8,82
CaO 1,01 5,05 4,29 6,21 5,35 4,04 8,56 20,11
Na2O 0,20 0,49 0,15 0,41 0,48 0,52 1,10 3,81
K2O 0,08 I 0,34 0,03 0,42 4,90 0,35 0,50 1,35
H2O+ 4,59 3,91 0,33
H2O- 0,25 I 0,31 0,16
P2OS 0,20 0,10 ! 0,02 0,03 0,82 0,15
CO2 0,43 I 0,30 I 3,20
nnn 6,70
H2O 4,70 2,96 8,13 5,10
Сумма 98,58 99,46 99,74 100,00 100,00 100,00 100,41
^"ееты 19 20 21 22 23 24 25 26 27 28
SiO2 46,72 47,80 44,30 56,22 54,24 61,90 59,30 62,60 61,25 58,58
TiO2 1,38 1,76 2,51 0,73 1,09 0,63 0,79 0,78 0,81 0,84
A12O3 18,92 17,00 14,70 17,16 16,90 16,81 17,22 15,65 16,01 16,64
Fe2Os 4,16 4,12 3,94 2,88 4,60 2,23 3,78 1,92 3,28 3,04
FeO 7,19 5,22 7,50 4,92 3,65 2,99 2,25 3,08 2,07 3,13
MnO 0,43 0,15 0,16 0,15 0,20 0,09 0,18 0,10 0,09 0,13
MgO 3,81 4,70 8,54 3,60 4,19 2,55 3,02 2,02 2,22 1,87
CaO 8,71 9,18 10,19 7,05 7,29 5,22 5,90 4,17 4,34 3,53
Na2O 6,81 3,69 3,55 3,66 3,46 3,59 3,80 3,73 3,71 5,24
K2O 1,27 4,49 1,96 1,64 2,16 2,28 2,08 4,06 3,87 4,95
H2O+ 1,03 1,20 0,90 1,09 0,99
H2O" 0,22 0,42 0,19 0,57 0,23
P2O5 0,12 0,63 0,74 0,26 0,37 0,24 0,27 0,25 0,33 0,29
CO2 0,02 0,18 0,08 0,19 0,28
nnn
H2O 0,48 1,73 1,82 1,47 1,41
Сумма 100,00 100,01 99,89 100,00 100,00 100,00 jlOO,00 99,53)99,83 99,74
9 10 11 12 13 14 15 16 17 18
40,64 43,32 43,27 40,60 46,27 50,14 49,20 50,18 50,98 49,21
2 24 1,03 0,89 2,66 1,47 1,12 1,84 1,14 2,10 2,40
10,58 19,54 27,82 14,33 7,16 15,48 15,74 15,26 18,46 16,63
4 18 3,83 2,95 5 48 4,27 3,01 3,79 2,86 3,18 3,69
4 18 5,04 1,15 6 17 7,18 7,62 7,13 8,05 6,68 6,18
0,28 0,25 0,12 0,26 0,16 0,12 0,20 0,19 0,16 0,16
6,47 2,69 0,49 6,39 16,04 7,59 6,73 6,78 3,40 5,17
19,91 10,79 2,89 11,89 14,08 9,58 9,47 9,24 6,78 7,90
4,75 8,30 14,10 4,79 0,92 2,39 2,91 2,56 4,23 3,96
1,86 3,50 4,80 3,46 0,64 0,93 1,10 1,04 2,61 2,55
0,27 1,65 0,99 0,75 0,95 1,46 0,98
0,14 0,54 0,14 0,11 0,43 0,43 0,49
1,91 0,60 0,47 1,07 0,38 0,24 0,35 0,27 0,19 0,59
2 08 0,60 0,13 0,07 0,11 0,18 0,10
0,82
1,11 1,05 0,20
100,00 100,00 99,89 99,83 99,15 99,95 99,64 99,79 100,01
Продолжение табл. 1
29 30 31 32 33 34 35 36 37 38
61,21 54,99 56,19 66,09 65,01 71,30 72,82 71,08 68,63 73,51
0,70 0,60 0,62 0,54 0,58 0,31 0,28 0,40 0,35 0,29
16,96 20,96 19,04 15,73 15,91 14,32 13,27 11,26 10,30 11,43
2,99 2,25 2,79 1,38 2,43 1,21 1,48 4,28 5,60 2,97
2,29 2,05 2,03 2,73 2,30 1,64 1,11 2,19 2,61 1,08
0,15 0,15 0,17 0,08 0,09 0,05 0,06 0,11 0,21 0,04
0,93 0,77 1,07 1,74 1,78 0,71 0,39 0,25 0,37 0,16
2,34 2,31 2,72 3,83 4,32 1,84 1,14 0,84 1,07 0,28
5,47 8,23 7,79 3,75 3,79 3,68 3,55 4,92 6,14 4,65
4,98 5,58 5,24 2,73 2,17 4,07 4,30 4,21 4,17 4,53
1,15 1,30 1,57 0,85 0,91 0,64 1,10
0,47 0,17 0,37 0,19 0,28 0,13 0,31
0,21 0,13 0,18 0,18 0,15 0,12 0,0? 0,07 0,02 0,04
0,09 0,20 0,08 0,08 0,06 0,05 0,08
0,39 0,53 1,02
99,94 99,69 99,86 99,90 99,78 100,07 99,96 100,00 100,00
Frjr Примечание. Средние анализы (кроме специально оговоренных) даны по
ний состав; р. Комати, 'Южная Африка; Баскина, 1975); 4 — амфиболовые перидо-
A0 ан.; Соловьев, 1970); 7 — пикриты A5 ан.; Соловьев, 1970); 8 — якупирангит
вегия); 10—• ийолиты A1 ан.; Соловьев, 1970); 11—ортиты A7 ан.; Соловьев,
15 —базальты C694 аи.); 16 — долериты G69 ан.); 17 — субщелочные габбро C ан.,
C ан.; Соловьев, 1970); 20 — тефриты (85 ан.); 21—базаниты A65 ан.); 22 — дио-
24 — кварцевые диориты (89 ан.; Соловьев, 1970); 25 — андезиты A12 ан.: Соловь-
29 —трахиты E34 ан.); 30 — нефелиновые сиениты A15 ан.); 31—фонолиты
B485 ан.); 35 — липариты, или риолиты F70 ан.); 36 — щелочные граниты E3 ан.;
нее; Дэли, 1936).
12
LeMaitre, 1967: 1—дуниты (93 анализа); 2—перидотиты A08 ан.); 3—коматит (сред-
титы (8 ан.; Соловьев, 1970); 5—слюдяной перидотит (Дэли, 1936); 6 — меймечит
(Кола, Кольский п-ов; Кузнецов, 1956); 9—мельтейгит (район Фен, Южная Нор-
1970); 12—нефелиниты A76 ан.); 13—пироксениты A36 ан.); 14 — габбро A451 ан.);
Восточный Саян; Богатиков, 1966); 18 — трахибазальты A61 ан.); 19 — тералиты
риты (92 ан.; Соловьев, 1970); 23 — андезито-базальты E5 ан.; Соловьев, 1970);
ев, 1970); 26 — монцониты C36 ан.); 27 —латиты A88 ан.); 28 — сиениты E17 ан.);
C40 ан.); 32 — гранодиориты (885 ан.); 33 — дациты F51 ан.); 34 —граниты
Нокколдс, 1954); 37 — пантеллериты A2 ан.; Дэли, 1936); 38 — комендиты (сред-
13
В природе не существует магматических пород, содержащих
менее 20% и более 85% по весу кремнезема. Изменения в содер-
содержании главных окислов имеют определенные закономерности.
С уменьшением количества, например, SiO2, Na2O и К2О в поро-
породах увеличивается содержание MgO и FeO; с повышением щелоч-
щелочности магм возрастает количество TiO2 и степень окисленности
железа. Низкое содержание SiO2 D0%) имеют мономинеральные
оливиновые породы, в которых находится наибольшее количество
MgO D6%).
В химическом отношении по степени кремнекислотности магма-
магматические породы разделяются на кислые, средние, основные и
ультраосновные. Кислые породы с высоким содержанием SiO2 в
минеральном отношении характеризуются присутствием кварца.
В средних породах весь кремнезем соединен с основаниями и на-
находится в других минералах, кварца нет. В основных и ультра-
ультраосновных породах SiO2 не хватает для насыщения всех основа-
оснований, в них появляются силикаты, ненасыщенные кремнеземом
(оливин).
Химический и минеральный составы магматических пород тес-
тесно связаны друг с другом. Поэтому, если известен химический со-
состав минералов, то легко рассчитать состав породы в целом про-
произведя количественный минеральный подсчет. Химический состав
магматических пород — главный объект изучения петрохимии, од-
одного из разделов петрографии. Существуют различные способы
(более десяти) пересчетов химических анализов горных пород.
Эти пересчеты позволяют объединять оксиды в небольшое число
характерных групп, которые можно изображать графически и,
сравнивая их, выявлять закономерности изменения химического
состава пород (методы П. Ниггли A936); А. Н. Заварицкого
A952); Ф. Ю. Левинсон-Лессинга A896); В. Кросса, Дж. Иддинг-
са, Л. Пирсона, Г. Вашингтона (CYPW, 1904); Е. А. Кузнецова
A947); Т. Барта A956); А. А. Маракушева A973); и др.).
Помимо главных петрогенных элементов в породах выделяют-
выделяются также второстепенные или элементы примеси. К их числу от-
относятся: Li, Be, Cr, Zr, Th, TR, Та, В, F, С, S, Rb, Cs, Ba, Sr, Sc,
Ge, V и др. Исследования содержания второстепенных элементов
в гранитоидах (Коптев-Дворников и др., 1955) показали, что
существует прямая зависимость между повышенным относительно
кларка содержанием второстепенных элементов (например, Be, Sn,
W, Mo) в этих породах и формированием их месторождений.
Для характеристик отдельных групп пород большое значение
приобретают некоторые другие особенности химических составов,
которые выражаются различными соотношениями оксидов. Ще-
Щелочность пород характеризуется коэффициентом агпаитности:
v K2O + Na2O
Ка = А1А •
В породах, где Ка>1, создаются условия для образования щелоч-
щелочных цветных минералов.
14
Важная особенность пород — их железистость, т. е. отношение
содержания железа в них к сумме железа плюс магний. Для мно-
многих пород характерно отношение калия к натрию. Для сравнения
вулканических полукристаллических или стекловатых пород с пол-
полнокристаллическими часто пользуются так называемым норматив-
нормативным составом, в ряде случаев значительно отличающимся от ре-
реального (модального) минерального состава пород. Нормативный
состав или норма представляет собой условный идеальный мине-
минеральный состав, вычисленный из химического. Не останавливаясь
здесь на методике пересчета, подчеркнем, что норма представля-
представляет собой ассоциацию минералов, которая могла бы образоваться
из магмы того или иного состава в идеальных равновесных усло-
условиях.
МИНЕРАЛЬНЫЙ СОСТАВ
Некоторые магматические породы содержат отдельные кри-
кристаллы минералов и вулканическое стекло, другие нацело сложе-
сложены их агрегатами. Минеральные парагенезисы ' горных пород за-
зависят от химического состава магмы и от условий ее кристаллиза-
кристаллизации. Условия кристаллизации определенных по химизму распла-
расплавов приводят к закономерным минеральным ассоциациям и по-
появлению тех или иных полиморфных разновидностей минералов.
Особенно хорошо это видно при сравнении состава минералов
глубинных и излившихся пород.
В глубинных условиях минералы кристаллизуются при медлен-
медленном охлаждении магмы, сохранении в расплаве флюидов, что оп-
определяет формирование равновесных минеральных парагенезисов.
В породах, кристаллизация которых происходила в неблагоприят-
неблагоприятных условиях и которые подверглись закалке, часто сохраняются
высокотемпературные разновидности минералов. Например, ка-
калиевый полевой шпат в эффузивных породах кристаллизуется в
виде санидина, а в глубинных — ортоклаза или микроклина. Ро-
Роговые обманки образуются только в глубинных условиях; на зем-
земной поверхности при застывании лавы кристаллизуются вместо
них пироксены.
Минералы магматических пород разделяются по генезису и по
количественному содержанию. По своему происхождению породо-
породообразующие минералы могут быть первичными и вторичными.
Первичные, или собственно магматические, минералы образу-
образуются при разнообразных процессах, происходивших при кристал-
кристаллизации магмы. Вторичные минералы формируются в разное
время за счет первичных после кристаллизации расплава
(в постмагматическую стадию). Среди первичных минералов по
их количественной значимости в породах существуют главные,
второстепенные и акцессорные.
1 Под минеральными парагенезисами понимаются ассоциации совместно об-
образовавшихся минералов.
15
Главные породообразующие минералы составляют основную
часть пород. Количество каждого из главных минералов должно
быть более 5%, их присутствие определяет тип горной породы.
Так, например, в граните главными породообразующими минера-
минералами являются полевые шпаты, кварц и биотит. Исчезновение
кварца из состава гранита приведет к изменению названия поро-
породы (такую породу следует называть биотитовым сиенитом). Глав-
Главными минералами магматических пород являются силикаты и
алюмосиликаты. По химическому составу они разделяются на
фемические (или мафические)—темноцветные, содержащие
много магния и железа, и салические (или фельсические) — свет-
светлые, содержащие много кремния и алюминия. К группе фемиче-
ских (темноцветных) относятся оливины, пироксены, амфиболы и
слюды; к группе салических (светлых)—плагиоклазы, калиевые
полевые шпаты, кварц, фельдшпатоиды (нефелин, лейцит). Если
количество минералов в породах составляет менее 5%, они отно-
относятся к второстепенным составным частям, их присутствие
не отражается на общем названии породы.
Акцессорные минералы (лат. дополнительный) — редкие
минералы. Они находятся в количествах<1—5%, но часто со-
составляют характерные для пород примеси (например, хромит для
ультрамафитов, монацит для гранитов, эвдиалит для нефелино-
нефелиновых сиенитов).
Кроме первичных и вторичных минералов в магматических
породах иногда присутствуют ксеногенные (чуждые), или
случайные, минералы. Они попадают в горные породы извне и не
связаны с процессом кристаллизации первичного магматического
расплава. Ксеногенные минералы могут появляться в породах за
счет переработки ксенолитов (осадочных или метаморфических
пород). Так, присутствие в некоторых гранитах высокоглиноземи-
высокоглиноземистого минерала силлиманита обусловлено ассимиляцией глино-
глиноземистых (глинистых или метаморфизованных глинистых) пород.
Приведем краткие сведения о главных породообразующих ми-
минералах, необходимые для понимания закономерности их сосуще-
сосуществования в магматических породах. Значительная их часть, как
уже говорилось, представлена силикатами и алюмосиликатами пе-
переменного состава. В систематике магматических пород большую
роль играют полевые шпаты.
Полевые шпаты представляют твердые растворы в систе-
системе анортит (CaAl2Si208) — альбит (NaAlSi3O8) — калиевый по-
полевой шпат (KAlSi3O8). Этот изоморфизм особенно хорошо про-
проявлен в рядах альбит-анортит и альбит-калиевый полевой шпат,
поэтому полевые шпаты делятся на плагиоклазы (натриево-каль-
циевые полевые шпаты) и щелочные (натриево-калиевые) полевые
шпаты '.
Плагиоклазы по содержанию анортита разделяются на 100
номеров:
1 В целях сокращения в тексте используется также термин «калиевые поле-
полевые шпаты».
16
альбит Jr-^no/ ) кислые плагиоклазы
олигоклаз 10—30% J
андезин 30—50% средние
Лабрадор 50—70% \
битовнит 70—90% I основные
анортит 90—100% J
Кислые, средние и основные плагиоклазы выделяются по со-
содержанию в них кремнекислоты. Все они кристаллизуются в три-
клинной сингонии. Плагиоклазы встречаются почти во всех типах
магматических пород, кроме ультрамафитов и некоторых щелоч-
щелочных пород, где они составляют иногда второстепенную примесь.
Кислые плагиоклазы характерны для кислых и щелочных пород
(гранитов и гранитоидов, щелочных и нефелиновых сиенитов).
Андезины свойственны средним породам (диоритам, сиенитам, ан-
андезитам). Основные плагиоклазы входят в состав габбро-базаль-
габбро-базальтов, но встречаются и в ряде щелочных пород.
Среди плагиоклазов выделяются высоко- и низкотемператур-
низкотемпературные модификации, отличающиеся физическими свойствами. Высо-
Высокотемпературные плагиоклазы кристаллизуются при быстром ох-
охлаждении, они встречаются в неизмененных эффузивах и туфах.
Низкотемпературные плагиоклазы слагают глубинные горные по-
породы, медленная кристаллизация которых способствовала упоря-
упорядоченному расположению атомов кремния и алюминия в кристал-
кристаллической решетке, а также встречаются в метаморфических поро-
породах. Степень упорядоченности в плагиоклазах определяется по
кристаллооптическим свойствам и другими методами. Плагиокла-
Плагиоклазы часто сдвойникованы, а в гипабиссальных (полуглубинных) по-
породах и во вкрапленниках эффузивов — зональны; состав плагио-
плагиоклаза вкрапленников и основной массы в таких породах раз-
различный.
Щелочные полевые шпаты кристаллизуются в триклин-
ной и моноклинной сингониях. Между этими фазами существуют
переходы, что проявляется в изменении степени триклинности.
Это связано с упорядоченным распределением катионов в кри-
кристаллической решетке минерала. Наиболее упорядоченные калие-
калиевые полевые шпаты называют низкими, разупорядоченные — вы-
высокими, между ними находятся промежуточные разновидности.
Различаются четыре разновидности калиевых полевых шпатов:
существенно калиевые — санидин, ортоклаз, микроклин; натрие-
натриево-калиевые — анортоклаз. При быстрой кристаллизации (закал-
(закалка) образуются санидины и анортоклазы. Эти калиевые полевые
шпаты встречаются в неизмененных (кайнотипных) вулканических
породах кислого и щелочного составов. В измененных эффузивах
содержится ортоклаз. В глубинных породах (при медленной кри-
кристаллизации с сохранением в расплаве летучих компонентов)
устойчивы более упорядоченные модификации — ортоклаз и мик-
микроклин. Они часто содержат пертиты — распада (вростки плагио-
17
клаза), имеющие жилковидную, четковидную, тонкопластинчатую
и другие формы.
Щелочные полевые шпаты являются главными составными ча-
частями гранитов и гранитоидов, сиенитов, нефелиновых сиенитов и
их эффузивных аналогов.
Минералы кремнезема отличаются большим разнообра-
разнообразием по структурным особенностям. Выделяются высокотемпера-
высокотемпературные кварц, тридимит и кристобалит ({3-разновидности) и низ-
низкотемпературные (а-разновидности). Кроме того, встречаются вы-
высокобарные коэсит и стишовит, обнаруженные в породах метеорит-
метеоритных кратеров (Аризона в США, Рис в ФРГ и Попигайский кра-
кратер в Восточной Сибири в СССР и др.). Они возникают под дей-
действием ударной волны при падении метеорита. В последние годы
коэсит обнаружен в мантийных эклогитах (в алмазоносных труб-
трубках).
Наибольшее значение в магматических породах имеет кварц,
в меньшей степени тридимит и кристобалит. Кварц в глубинных
магматических породах представлен а-разновидностью. Тридимит
и кристобалит находятся в липаритах, дацитах и андезитах в пу-
пустотах. Кварц — характерный минерал кислых глубинных и из-
излившихся пород (гранитов и гранитоидов; липаритов, дацитов,
трахилипаритов и туфов такого же состава).
Фельдшпатоиды. Главные минералы этой группы — не-
нефелин (NaAlSiCu), в котором может содержаться примесь каль-
силита (KAlSiO4) и лейцит (KAlSi2O6). Наиболее распространен
в щелочных фельдшпатоидных породах нефелин.
Нефелин и кальсилит образуют ограниченный ряд твердых
растворов до температуры 1050° С. Выше смесимость полная. Кри-
Кристаллизуются в гексагональной сингонии. Нефелин — типичный
минерал щелочных недосыщенных кремнеземом магматических
пород (нефелиновых сиенитов, уртитов, ийолитов и их эффузив-
эффузивных аналогов).
Лейцит — редкий минерал, входящий в состав калиевых вул-
вулканических пород. Он обычно содержит в своем составе натрий,
что приводит к появлению псевдолейцита (агрегаты нефелина с
калиевым полевым шпатом). При медленной кристаллизации лей-
лейцит не сохраняется. Лишь в вулканических породах при «закал-
«закалке» лейцит встречается чаще. Почти чисто лейцитовая порода
(италит) обнаружена среди вулканических образований Везувия.
Лейцит диморфен: при температуре выше 625° С он —¦ кубический,
ниже этой температуры — тетрагональный.
Рассмотрим железомагнезиальные минералы. К их числу отно-
относится оливин, представляющий непрерывную смесь двух край-
крайних разновидностей: магнезиальной —¦ форстерита (Mg2Si04) и
железистой — фаялита (Fe2Si04), кристаллизующихся в ромбиче-
ромбической сингонии.
Форстерит и магнезиальные оливины входят в состав дунитов,
перидотитов, оливиновых габбро, троктолитов и их вулканических
аналогов (коматитов, пикритов, оливиновых базальтов). Фаялит
18
и другие богатые железом оливины встречаются в некоторых на-
насыщенных кремнеземом породах (рапакиви, гортонолитовые дио-
диориты и др.).
Пироксены. В магматических породах встречаются почти
все разновидности ромбических и моноклинных пироксенов. Ром-
Ромбические (ортопироксены) образуют изоморфный ряд энстатита
(Mg2Si2O6) и ферросилита (Fe2Si2O6). В природных магматиче-
магматических горных породах встречаются разновидности с содержанием
Fe2Si2O6 менее 55% (энстатит, бронзит, гиперстен и частью фер-
рогиперстен). Ромбические пироксены входят в состав ультрама-
фитов (перидотитов, пироксенитов), габбро и базальтов, андези-
андезитов. Железистый ортопироксен можно встретить в гранитах (ги-
(гиперстеновые граниты). Ортопироксен с кальциевым клинопиро-
ксеном распространен в лунных породах и каменных метеоритах.
Моноклинные пироксены (клинопироксены). Широко
распространены клинопироксены ряда диопсид (CaMgSi2O6)-re-
денбергит (CaFeSi2O6), дающие изоморфные смеси (промежуточ-
(промежуточные разновидности называются салитами), авгит (Ca(Mg, Fe,
Al) [Si, A1]2O6), дающий изоморфные смеси с диопсидом и эгири-
ном (NaFeSi2Oe). Авгит с повышенным содержанием титана назы-
называется титан-авгитом. Листоватый авгит (диаллаг) — разновид-
разновидность, отличающаяся совершенной отдельностью по A00). Диал-
Диаллаг характерен для перидотитов и пироксенитов. В породах
габброидного ряда из клинопироксенов присутствуют диопсид —
геденбергит, авгит, диаллаг, титан-авгит. Наиболее железистые
разновидности клинопироксенов встречаются в диоритах, сиени-
сиенитах, гранитах. Эгирин характерен для фельдшпатоидных пород
(нефелиновых сиенитов, ийолитов и щелочных гранитов).
В гипабиссальных условиях кристаллизуется высокомагне-
высокомагнезиальный клинопироксен (пижонит), который сохраняется благо-
благодаря закалке. В глубинных породах этот минерал распадается на
авгит и гиперстен. Иногда структура распада твердого раствора
(в гиперстене вростки авгита или наоборот) сохраняется в габбро-
норитах. Увеличение количества глинозема в пироксенах связана
с возрастанием давления. Наиболее высокобарным является ом-
фацит — клинопироксен из ряда диопсид — геденбергит — жа-
жадеит (NaAlSi2O6). Он входит вместе с гранатом в самые глубин-
глубинные породы — эклогиты.
Амфиболы. По переменности состава и физических свойств
это наиболее сложная группа породообразующих минералов.
В магматических породах встречаются лишь моноклинные рого-
роговые обманки, среди которых можно выделить бедные кальцием
(СаО<5,0 вес.%) и богатые кальцием (СаО>5,0 вес.%). Амфи-
Амфиболы первого типа встречаются в щелочных гранитах, нефелино-
нефелиновых сиенитах и других в ассоциации с альбитом, щелочными пи-
роксенами. К их числу относятся рибекит (Na2(MgFe+3K(Fe+2,
AlJ[Si8022]@HJ), арфведсонит (Na3(MgFeL(Fe2+, Al) [Si8O22]
(ОН) 2). Амфиболы второго типа — обыкновенная роговая обман-
обманка (зеленая и бурая) и базальтическая роговая обманка—содер-
19
жат Mg2+, Fe2+, Fe3+, Ca2+, AP+, Ti. Кристаллизация амфиболов
происходит при участии флюидов (ОН, F, C1), поэтому они харак-
характерны для глубинных магматических пород и, как уже отмечалось
выше, в эффузивах встречаются лишь во вкрапленниках.
Обыкновенная роговая обманка характерна для диоритов,
гранодиоритов, сиенитов. Базальтическая роговая обманка встре-
встречается во вкрапленниках андезитов, трахитов и некоторых дру-
других вулканических пород.
Слюды. Среди слюд различают мусковиты и биотиты. Все
они кристаллизуются в моноклинной сингонии и обладают слои-
слоистым строением.
Мусковит (KAl3SiO10(OHJ) в магматических породах име-
имеет ограниченное распространение. Он встречается в пегматитах
гранитного и нефелин-сиенитового составов. Обычно образуется
при метасоматических процессах за счет плагиоклазов, калиевых
полевых шпатов и биотита.
Биотиты имеют сложный состав, который обусловлен сме-
смесимостью следующих четырех компонентов: сидерофиллита
(K^FesAUSisCOHbOao), истонита (K2Mg5Al4S'i5(OHL02o), аннита
(K2Fe5Al2Si6(OHLO20), флогопита (K2Mg6Al2Si6(OHL02o). Широ-
Широкие вариации состава биотита вызывают изменения его оптиче-
оптических свойств. Показатели преломления и двупреломления изме-
изменяются не только от железистости, но и от количества А1 и Ti,
входящих в состав биотита. Биотит встречается в гранитах, квар-
кварцевых диоритах, диоритах, сиенитах и нефелиновых сиенитах.
В эффузивных породах он наблюдается только в виде вкраплен-
вкрапленников, так как для образования слюд необходимы ОН, F или С1.
Биотит находится в липаритах, трахитах, дацитах. Флогопит наб-
наблюдается в ультраосновных породах повышенной щелочности
(флогопитовых перидотитах, кимберлитах).
Магматические породы представляют закономерные минераль-
минеральные парагенезисы, и к числу таких закономерностей относятся
следующие:
1. Кварц никогда не встречается совместно с фельдшпатоида-
ми (нефелином, лейцитом).
2. Оливин редко находится вместе с ортоклазом и роговой об-
обманкой и, как правило, не встречается совместно с кварцем. Ис-
Исключение составляют некоторые граниты (рапакиви) и долериты,
когда кварц находится вместе с оливином, но последний отлича-
отличается высокой железистостью.
3. Щелочные пироксены и щелочные амфиболы встречаются
только в щелочных породах и часто вместе с оливином.
4. В кислых интрузивных породах темноцветный минерал ча-
чаще всего представлен биотитом, в средних — роговой обманкой,
в основных — пироксеном.
5. Роговая обманка и биотит не встречаются в основной мас-
массе эффузивных пород и находятся лишь в составе вкрапленников.
Эти вкрапленники образуются на значительной глубине и назы-
называются интрателлурическими.
20
6. Санидин, лейцит и базальтическая роговая обманка нахо-
находятся только в неизмененных (кайнотипных) эффузивах.
Изучение магматических горных пород требует не только каче-
качественного определения главных и других минералов, но и их коли-
количественных соотношений и отношения общего содержания светлых
минералов к темноцветным. Процентное содержание всех фемиче-
ских минералов составляет цветное число (или цветной индекс).
Различают породы лейкократовые, мезократовые и меланократо-
вые. Мезократовые — это средние типы пород по цветному числу
(например, в габбро — 50%, в диорите — 30, в граните — 10%).
Лейкократовыми называют породы, в которых цветное число мень-
меньше среднего, меланократовыми — больше среднего (так, гранит
с содержанием фемических минералов <5% будет называться
лейкократовым, а с цветным числом>15% — меланократовым.
Для габбро цветное число 25% характеризует лейкократовые раз-
разновидности, а более 60% — меланократовые). Породы, состоящие
только из темноцветных минералов (цветное число 95—100%), на-
называются ультрамафитами.
Составной частью большинства кайнотипных эффузивов явля-
является вулканическое стекло — аморфное вещество, близкое по со-
составу (исключая летучие компоненты) к соответствующему оста-
остаточному магматическому расплаву. Вулканическое стекло пред-
представляет собой сильно переохлажденную магматическую жид-
жидкость, оно сохраняет беспорядочное молекулярное сложение, свой-
свойственное жидкости.
ГЛАВА 2
ОБЩИЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ
КРИСТАЛЛИЗАЦИИ МИНЕРАЛОВ
И КРИТЕРИИ ВЫЯСНЕНИЯ
ПОСЛЕДОВАТЕЛЬНОСТИ ВЫДЕЛЕНИЯ
ИХ ИЗ РАСПЛАВА
В большинстве своем магматические горные породы полимине-
полиминеральны (граниты, сиениты, нефелиновые сиениты и другие поро-
породы), так как в их состав входит несколько минеральных видов.
Иногда встречаются биминеральные (габбро, некоторые перидо-
перидотиты) и мономинеральные (оливиниты, лабрадориты) породы.
Сочетание минералов, слагающих ту или иную магматическую
породу, и последовательность их кристаллизации из магмы обу-
обусловлены физико-химическими законами, управляющими кристал-
кристаллизацией расплава. При детальном изучении структурных взаимо-
взаимоотношений минералов горных пород можно установить порядок
их кристаллизации. Экспериментальные исследования позволяют
синтезировать даже сложные минералы в условиях, приближенных
к природным.
21
Установлено, что при кристаллизации расплавов наблюдают-
наблюдаются два случая взаимоотношения минералов и магмы: 1) выделив-
выделившийся минерал с самого начала и до конца кристаллизации оста-
остается неизменным, идет лишь непрерывный рост кристаллов или
увеличение их числа. Кристаллизация таких минералов происхо-
происходит по принципу эвтектики (рис. 3); 2) выделившийся минерал в
дальнейшем становится неустойчивым, реагирует с расплавом и
изменяет свой состав. Кристаллизация таких минералов либо со-
сопровождается образованием непрерывной серии твердых раство-
растворов — происходит непрерывная реакция между кристаллом и рас-
/Ш11 I—I—I 1—|—1—|—|—
Ч/т- *?^к. / - 1^
J \/ 1000 ^
к 1000 -" Е, -
900 I i i i i i i 'I i I 9В0 \—I—L—I—i—|—i—i i |_
О 20 40 60 80 100 ° 20 W SO 80 100
Bi Вес. % An Ab Bei:- % А"
Рис. 3. Фазовые взаимоотношения в Рис. 4. Диаграмма кристаллизации
системе диопсид — анортит: / — плагиоклазов в отсутствие воды — 1\
система без летучих; 2 — под влия- при давлении паров воды 15 мПа —
нием Рв, о = 1000 мПа (по 2 (по Н. Боуэну и Г. С. Иодеру)
Г. С. йодеру, 1962)
плавом (рис. 4), либо вследствие реакции выделившегося мине-
минерала с расплавом возникает новое соединение (новый минерал).
Рассмотрим главные типы кристаллизации на примере двух-
компонентных (бинарных) систем. Для построения таких диаграмм
кристаллизации на оси абсцисс откладываются составы, а на оси
ординат — температура. Кривая на диаграмме, отражающая на-
начало кристаллизации и отвечающая составу расплавов, называ-
называется ликвидус (жидкий); кривая, обозначающая конец кристал-
кристаллизации и определяющая состав минералов, называется солидус
(твердый). Линии ликвидуса и солидуса делят плоскость диа-
диаграммы на отдельные поля, в пределах которых устойчивы опре-
определенные фазы (расплав, кристаллы). Положение любой точки в
пределах диаграммы определяется составом и температурой и от-
отражает состояние системы — ее фазы и их относительные коли-
количества.
22
КРИСТАЛЛИЗАЦИЯ С ЭВТЕКТИКОЙ
Эвтектикой называется такое соотношение двух или несколь-
нескольких компонентов, при котором они кристаллизуются одновремен-
одновременно, сохраняя в течение всего процесса затвердевания постоянную
и самую низкую (эвтектическую) температуру. Этот тип кристал-
кристаллизации широко распространен и имеет важное значение в петро-
генезисе. Эвтектические соотношения существуют в любых горных
породах между фемическими и салическими минералами. При од-
одновременной кристаллизации минералов появляются структуры,
при которых степень идиомор-
идиоморфизма минералов определяется
их кристаллизационной способ-
способностью (силой роста). Если она
одинакова, возникают паналло-
триоморфнозернистые структуры
(в частности, габбровая). Если
в расплаве один из (Компонентов
находился в избытке относитель-
относительно эвтектики, он начинал кри-
кристаллизоваться раньше и в поро-
породе выделяется в виде вкраплен-
вкрапленников на фоне более мелкозер-
мелкозернистой основной массы (порфи-
ровидная структура). Типичным
примером эвтектической кри-
кристаллизации являются пегмати-
тпиктр тпггки (nun ^1 Рис- 5- Пегматитовые сростки: Or —
товые сростки (рис. И). калиевый полевой шпат, Q - кварц,
Для кристаллизации С эвтек- ш _ биотит (по Е. д. Кузнецову,
тикой характерны следующие 1970)
особенности:
1. Первым из расплава кристаллизуется тот компонент, кото-
который находится в избытке относительно эвтектики.
2. Состав выделяющихся кристаллов постоянен в течение все-
всего процесса кристаллизации.
3. Температура начала кристаллизации и порядок выделения
компонентов определяются составом расплава.
4. Прибавление к легкоплавкому компоненту тугоплавкого по-
понижает температуру начала кристаллизации расплава.
5. Состав эвтектики и температура конца кристаллизации ком-
компонентов, находящихся в эвтектическом соотношении, всегда по-
постоянны и не зависят от состава исходного расплава.
Примерами бинарных систем могут служить системы диоп-
диопсид — анортит, диопсид — форстерит, состоящие из смеси различ-
различных соотношений этих компонентов.
Рассмотрим кристаллизацию расплава, состоящего из анорти-
анортита и диопсида (см. рис. 3). Температура плавления чистого анор-
анортита 1550° С, чистого диопсида 1319° С. Добавление к анортиту
(или диопсиду) второго компонента понизит температуру начала
23
кристаллизации. Рассмотрим поведение расплава, отвечающего
по составу и температуре точке В диаграммы. Точка Е, в которой
пересекаются две ликвидусные кривые, и есть эвтектика. По ме-
мере понижения температуры вплоть до точки Вх расплав будет
только охлаждаться и кристаллизации происходить не будет.
В точке В{ из расплава начнет выделяться чистый диопсид, при-
присутствующий в избытке по сравнению с эвтектическими соотноше-
соотношениями. Дальнейший ход процесса будет протекать по линии лик-
ликвидуса ДЕ. При достижении точки Е (диопсида 57,5%, анортита
42,5%) анортит и диопсид будут кристаллизоваться совместно в
виде самостоятельных фаз до тех пор, пока не израсходуется весь
расплав. При охлаждении расплава, состав которого отвечает точ-
точке С, будет наблюдаться сходная картина, но с первоначальным
выделением чистого анортита. Если бы исходный расплав с само-
самого начала отвечал составу эвтектики, то весь процесс кристалли-
кристаллизации протекал бы при температуре 1270° с одновременным выде-
выделением анортита и диопсида до полного затвердевания расплава.
При увеличении давления воды происходит понижение темпе-
температур кристаллизации каждого компонента и эвтектики, а так-
также изменение эвтектических соотношений этих компонентов
(см. рис. 3). Температура эвтектики при Рн2о = 1000 мПа упадет
до 1000° С, и сама эвтектика (?]) смещается в сторону анортита,
расширяя поле кристаллизации пироксена. При заданном исход-
исходном составе расплава (точка С) кристаллизация начнется не с
плагиоклаза, а с диопсида при достижении температуры в точке
F. Пироксен будет кристаллизоваться первым и до тех пор, пока
температура не достигнет эвтектики Еи при которой пироксен и
плагиоклаз будут кристаллизоваться одновременно.
КРИСТАЛЛИЗАЦИЯ
С ОБРАЗОВАНИЕМ ТВЕРДЫХ РАСТВОРОВ
Свойствами твердых растворов обладают все породообразую-
породообразующие минералы, дающие изоморфные ряды (плагиоклазы, оливи-
оливины, пироксены и т. д.).
Для систем, кристаллизующихся с образованием твердых раст-
растворов, характерны следующие признаки:
1. В процессе кристаллизации происходит непрерывная реак-
реакция между выделившимися кристаллами и расплавом, вследствие
чего изменяются составы расплава и кристаллов в направлении
обогащения менее тугоплавким компонентом.
2. Прибавление к легкоплавкому компоненту тугоплавкого вы-
вызывает повышение температуры начала кристаллизации расплава.
3. Температура определяет не только количественные соотно-
соотношения между твердой и жидкой фазами, но и состав их.
4. Состав кристаллов, выделившихся в начальную и конечную
стадии кристаллизации, а также температурный интервал процес-
процесса кристаллизации зависят только от состава исходного расплава.
5. Первые кристаллы, выделившиеся из расплава, всегда бо-
24
гаче тугоплавким компонентом, чем исходный расплав; последние
кристаллы отвечают составу исходного расплава.
Рассмотрим кристаллизацию двух минералов, образующих не-
непрерывную серию твердых растворов на примере плагиоклазов
{см. рис. 4). Кривая солидуса показывает изменение состава твер-
твердой фазы по мере падения температуры, а соответствующие изме-
изменения состава жидкости фиксируются кривой ликвидуса. Если ис-
исходный расплав (точка а) имеет 50% альбита (АЬ) и 50% анор-
анортита (An), кристаллизация его начнется при температуре 1450° С,
т. е. при достижении точки а на кривой ликвидуса. При этой тем-
температуре из расплава выделится небольшое количество кристаллов
состава Ь (около 85% An). Выделение этих кристаллов приведет
к изменению состава расплава, который по сравнению с исходным
становится богаче альбитовым компонентом. При понижении тем-
температуры этот расплав взаимодействует с выделившейся твердой
фазой, постепенно изменяя ее состав по кривой солидуса, в то же
время меняя и свой состав по кривой ликвидуса. При температу-
температуре 1350°С в равновесии будут находиться кристаллы плагиокла-
плагиоклаза № 70 (точка d) с расплавом, содержащим 30% анортита (точ-
(точка с). При дальнейшем понижении температуры состав кристал-
кристаллов и расплава будет изменяться по отрезкам солидуса df и лик-
ликвидуса се, пока весь расплав не затвердеет в точке /. В этой точ-
точке кристаллы плагиоклаза приобретут состав, соответствующий
исходному E0% An и 50% АЬ). В этот момент последние капли
расплава содержат 12% анортита (точка е на ликвидусе).
В процессе медленного охлаждения расплава получаются пла-
плагиоклазы, в которых не остается следов от реакций, предшество-
предшествовавших их образованию. Если охлаждение происходит быстро,
полное равновесие между твердой фазой и жидкостью не наступа-
наступает, образуются кристаллы плагиоклаза с зональным строением.
У плагиоклазов с общим составом, отвечающим Лабрадору, цент-
центральные части кристаллов могут быть представлены плагиокла-
плагиоклазом с 80% An, а внешние зоны — с 12%Ап. Зональные плагиок-
плагиоклазы характерны для пород, кристаллизовавшихся в гипабис-
сальных или поверхностных условиях, менее благоприятных, чем
глубинные.
Присутствие воды в расплаве понижает температуры солидуса
и ликвидуса (см. рис. 4).
Существуют соединения, которые при определенных темпера-
температурах реагируют с расплавом и образуют кристаллы нового со-
состава. Этот вид кристаллизации очень распространен в ряду фе-
мических минералов. Таким способом появляется клиноэнстатит
(MgSi2O6) в системе форстерит (Mg2SiO4) — кремнезем (SiO2).
Кристаллизация расплава начинается с форстерита, который
устойчив лишь до определенной температуры, а затем он реагирует
с расплавом с образованием кристаллов клиноэнстатита. Кристал-
Кристаллизация природных расплавов происходит в присутствии летучих
компонентов при более низких температурах, поэтому вместо кли-
клиноэнстатита образуется ромбический пироксен.
25
В магматических породах часто встречаются реакционные ка-
каемки ромбического пироксена вокруг зерен оливина. Это свиде-
свидетельствует о незавершенной реакции преобразования оливина а
ромбический пироксен. Иногда наблюдаются каемки моноклин-
моноклинного пироксена вокруг ромбического, а затем каймы амфибола на
клинопироксене и биотита вокруг амфибола, т. е. каждый после-
последующий минерал кристаллизовался вследствие реакции расплава
с ранее выделившимся минералом.
Изучение реакционных структур реальных горных пород, а так-
также данные экспериментальных исследований кристаллизации си-
силикатных систем позволили Н. Боуэну A928) представить после-
От6ин . Анортит 1
\^ ./ I Ассоциация
I ^< sS \ основных
РомВичший пироксен ^ „пагиоклазы «°Р°а
Пошлинный пирошн ^ * Средние плагиоклазы \ ^ГиГ*
„ . г Е * I парод
Рого&ая ооманка ^ *
1^\ "и Кислые плагиоклазы л
\ «о jS
Биотит ^ Альбит
1^ Ассоциация
¦* i • кислых
. \ Натриево-калиевые ПОР°3
Мусковит ^ „олевые.шпаты
Кварц
Рис. 6. Реакционные ряды Н. Боуэна с дополнениями А. Н. Заварицкого A950)
довательность выделения главных породообразующих минералов
из магмы в виде двух реакционных рядов; прерывного ряда феми-
ческих минералов и непрерывного ряда салических минералов
(рис. 6). В каждом из рядов вышестоящий минерал, реагируя с
расплавом, дает нижестоящий минерал. Каждому члену первого
ряда соответствует определенный член второго ряда. Совместная
кристаллизация минералов из двух реакционных рядов протекает
с образованием эвтектики, и в этом случае последовательность вы-
выделения зависит от состава расплава.
Схема (см. рис. 6) показывает наиболее возможные парагене-
зисы минералов в магматических породах (совместное нахожде-
нахождение оливинов, пироксенов и основных плагиоклазов, амфиболов
со средними плагиоклазами, биотита с кислыми плагиоклазами,
калиевым полевым шпатом и кварцем).
Реакционный принцип Н. Боуэна справедлив лишь для боль-
большинства пород известково-щелочной серии с нормальной щелоч-
щелочностью и нормальным отношением магния и железа в фемических
минералах.
26
Д. С. Коржинский A962) и В. С. Соболев A961) показали, что
повышение концентрации натрия в расплаве сопровождается вы-
вытеснением кальция из плагиоклазов, что приводит роговую обман-
обманку и пироксен в равновесие с кислыми плагиоклазами. Поэтому
вместо нормальных биотитовых гранитов появляются роговооб-
манковые и пироксеновые их разновидности. Увеличение содержа-
содержания железа относительно магния приводит к обратной последова-
Рис. 7. Участок гипидиоморф-
нозернистой структуры. Кри-
Кристаллы роговой обманки (ро)
идиоморфны. Плагиоклаз (пл)
ксеноморфен по отношению к
роговой обманке, но идиомор-
фен по отношению к кварцу
(кв, по В. И. Чернову, Н. Г.
Лину, 1963)
Рис. 8. Идиоморфизм
сфена (ти), образо-
образовавшегося на грани-
границе зерен плагиоклаза
(пл) и калиевого по-
полевого шпата (кпш),
обусловлен высокой
кристаллизацией и о й
способностью сфена
(по В. И. Чернову,
Н. Г. Лину, 1963)
тельности выделения рвмбических и моноклинных пироксенов,
поздней кристаллизации железистых оливинов (так, в трапповых
интрузиях габбро-долеритов и долеритов железистые гиперстены
образовались позже моноклинных пироксенов).
Существует ряд критериев выяснения последовательности
кристаллизации минералов из расплава. Прежде всего обращает
на себя внимание форма минералов, степень идиоморфизма.
Ранние минералы могут быть лучше огранены, чем поздние. Сте-
Степень кристаллической огранки минералов в породах различна
(рис. 7). Те из них, которые обладают всеми свойственными им
формами, называются идиоморфны ми; частично ограненные
минералы называются гипидиоморфными и минералы, у ко-
которых не проявлены свойственные им грани, получили название
аллотриоморфных, или ксеноморфных (т. е. имеющих чуждую
им форму). Однако надо учитывать также кристаллизационную
силу (силу роста) минерала.
Многие минералы, обладая высокой энергией роста, спо-
способны создавать правильные кристаллы в стесненных условиях
роста. Так, сфен, кристаллизующийся позже полевых шпатов в
27
гранодиоритах, обладает правильной огранкой, и только очень
внимательное наблюдение над взаимоотношениями минералов в
шлифе позволяет это установить (рис. 8).
Следующий критерий порядка выделения минералов — вклю-
включения одного минерала в другой. Ясно, что более ранний минерал
бывает включен в более поздний.
Явления замещения одного минерала другим также служат
достоверным признаком для установления последовательности об-
образования минералов. Рассмотренный выше реакционный ряд.
Н. Боуэна наблюдается в магматических горных породах, если
сохраняются ранние кристаллы (например, оливина), обрастаю-
обрастающие каймами более поздних пироксенов и амфибола. Время за-
зарождения отдельных включений минералов определяется тем, в
какие минералы он включен, а в какие нет.
ГЛАВА 3
ФОРМЫ ЗАЛЕГАНИЯ И ОТДЕЛЬНОСТЬ
МАГМАТИЧЕСКИХ ГОРНЫХ ПОРОД
Формы магматических тел зависят от состава магмы, ее вяз-
вязкости, количества флюидов, от места их формирования (геологи-
(геологической и тектонической обстановки).
Различаются тела интрузивных пород, образовавшихся на раз-
разных глубинах в земной коре, и тела эффузивных пород, застывшие
на земной поверхности или вблизи нее.
Внутреннее строение магматических тел связано с их формой
и обусловлено механизмом внедрения магмы, ее физическими свой-
свойствами, глубиной остывания расплава, соотношением с вмещаю-
вмещающими породами, характером движения магмы и вмещающих по-
пород во время становления магматического тела, распределением
летучих и условиями их отделения, а также от степени раскри-
сталлизации расплава ко времени его формирования.
ФОРМЫ ЗАЛЕГАНИЯ
ПЛУТОНИЧЕСКИХ ГОРНЫХ ПОРОД
Формы интрузивных тел во многом определяются и механизмом
внедрения магмы. По механизму формирования различают тела
инъецированные (внедрившиеся) и тела, образовавшиеся путем
магматического замещения. Первые внедряются под напором в
открытые трещины или между слоями пород, нередко смещая их
относительно друг друга. Вторые занимают свое место, заместив
бывшие толщи путем флюидномагматического преобразования
вмещающих пород без нарушения их залегания.
В самом общем виде интрузивные (или плутонические) тела
подразделяются в зависимости от размеров на «крупные» и «ма-
«малые» интрузии и в зависимости от глубинности формирования —
28
на глубинные (абиссальные) и интрузии малой глубины (гипа-
биссальные).
В соответствии с морфологической классификацией среди инт-
интрузивов различают согласные и несогласные тела. К согласным
относятся пластообраэные интру-
интрузивные залежи или силлы, лополи-
ты, лакколиты, мигматит-плутоны.
Среди несогласных интрузивных тел
выделяют: интрузии центрального
типа, дайки, кольцевые дайки, жи-
жилы, штоки, батолиты. Все перечис-
перечисленные интрузивные тела могут об-
образоваться в процессе однократно-
однократного внедрения магмы, и тогда они на-
называются простыми. Если магма по-
поступала несколько раз, тела назы-
называются сложными («ли многофаз-
многофазными). Обычно при повторных
внедрениях состав магмы изменяет-
изменяется, и интрузивное тело сложено се-
серией различных пород. Встречаются
и простые (однофазные) тела, пред-
представленные комплексом различных
пород. Это — дифференцированные
тела, возникающие в результате
эволюции (дифференциации) маг-
магмы в процессе кристаллизации.
Интрузивные тела, независимо
от того, простые они или сложные,
как правило, неоднородны. Контак-
Контактовые поверхности с вмещающими Рис 9 формы интрузивных тел:
породами могут быть ровными, за- а) формы согласных тел (черное):
зубренными, волнистыми и инъек- 1 — силлы, 2 — лополит, 3 —
ционными, резкими «ли постелен- лакколит, 4 — бисмалит, 5 — фа-
ными. Резкие контакты свидетель- Tr^JKZZTr'Z^^
ствуют о внедрении горячен магмы / __ формации покрова, 2 — гра-
в холодные породы; неясные, посте- нофиры, 3 — габбро, 4 — мела-
пенные контакты образуются при нократовые породы основного со-
внедрении мягмы в сильно нагретые става- 5 ~ П0Р0ДЫ ФУ"Дамента
окружающие породы. Обычно та-
такие взаимоотношения интрузивных пород с вмещающими распро-
распространены на самых больших глубинах (образование мигматит-
плутонов) или в случаях магматического замещения окружающих
пород.
Рассмотрим наиболее распространенные формы тел.
Силлы (рис. 9) — пластообразные или плосколинзовидные
интрузивные тела, залегающие параллельно слоистости вмещаю-
вмещающих пород. Их мощности варьируют от миллиметров до сотен мет-
метров, а площади — от первых квадратных метров до тысяч квад-
29
ратных километров. Силлы по времени формирования могут быть
однофазными и многофазными, по составу — простыми и слож-
сложными. Обычно силлы сложены породами основного состава, но
встречаются интрузивные залежи, имеющие кислый состав. В сил-
лах основного состава иногда происходит дифференциация веще-
вещества, обусловливающая появление более меланократовых пород в
придонных частях и более лейкократовых — в верхних. Поэтому
различают недифференцированные (однородные) и дифференци-
дифференцированные силлы. Приконтактовым (эндоконтактовым) частям по-
пород, слагающих силлы, свойственна большая неоднородность.
Интрузивные породы в этих участках обычно более мелкозерни-
мелкозернистые, чем в центральных частях массива, а в верхних эндоконтак-
тах породы силлов содержат обломки вмещающих пород (ксено-
(ксенолиты), преобразование которых (ассимиляция) приводит к изме-
изменению самих пород (габбро-долериты переходят в их кварцсодер-
жащие разновидности и диориты).
Так, субвулканический силл, образовавшийся вследствие внед-
внедрения основной магмы, в краевой части будет сложен базальтом,
почти неотличимым от поверхностных лав соответствующего со-
состава. В направлении к средним частям размеры зерен минералов
возрастают и порода становится долеритом, габбро-долеритом и
даже офитовым габбро.
Силлы распространены среди траппов Сибирской платформы,
в провинции Карру (Южная Африка), в Индии (Декан), в оса-
осадочном слое дна океанов. Здесь они образуют системы, распола-
располагающиеся этажами с единым магмоподводящим каналом. Для Си-
Сибирской платформы площадь силлов достигает десятков тысяч
квадратных километров, в Карру они распространены на площади
570 000 км2. Силлы приурочены к плоскостям стратификации или
к ослабленным горизонтам осадочного чехла и возникают в усло-
условиях, когда структура земной коры и распределение в ней напря-
напряжений создают возможность более легкого продвижения магмы в
боковом, а не в вертикальном направлении.
Лополиты (см. рис. 9) — чашеобразные интрузивные тела,
приуроченные к крупным синклинальным депрессиям платформ.
Внизу они имеют подводящий канал, расположенный в центре или
сбоку, в связи с чем различают симметричные и асимметричные
лополиты. Размеры этих тел достигают сотен километров в диа-
диаметре и тысяч метров мощности. Обычно лополиты сложены поро-
породами ультраосновного — основного состава с отчетливой диффе-
дифференциацией по вертикали, и тогда в их верхней части находятся
кислые породы (например, граниты, гранофиры). К числу наибо-
.лее крупных относятся лополит Дьюлус, площадь 38 000 км2 (штат
Миннесота, США) и лополит Садбери, площадь 30 000 км2 (про-
(провинция Онтарио, Канада). Широко известен также Бушвельдский
лополит в Южной Африке, имеющий в плане овальную форму,
площадь 14 400 км2 и мощность около 6 км.
Формирование лополитов можно объяснить внедрением магма-
магматических масс в межпластовые полости, сопровождающимся про-
30
гибанием участка, занятого магматическими образованиями.
Лакколиты — согласные куполообразные (грибообразные)-
интрузивные тела с плоским основанием и выпуклой поверхностью.
Пласты вмещающих толщ в кровле подняты и изогнуты
(см. рис. 9) под давлением внедрявшихся магматических распла-
расплавов. Лакколиты по положению подводящего канала также могут
быть симметричными и асим-
асимметричными. В виде лакколи-
лакколитов часто формируются гипа-
биссальные интрузии .кислого
состава. Размеры их по срав-
сравнению с лополитами невелики,
однако иногда они достигают
первого десятка километров в
диаметре и первых тысяч мет-
метров мощности.
Мигматит-плутоны —
огромные тела, сложенные гра-
нитоидами, отличающиеся от-
отсутствием четких границ с
вмещающими породами. Гра-
Гранитная магма в виде много-
многочисленных инъекций различ-
различной мощности проникает во
вмещающие слоистые толщи,
образуя мигматиты. В м'игма-
титах гранитный материал, пе-
перекристаллизованное и грани-
тизированное вещество вме- Рис. 10. Матрацевидная отдельность в;
щающих пород настолько тес- гранитах
но смешаны, что невозможно
провести границу между гранитной интрузией и боковой породой.
Форма мигматит-плутонов присуща гранитоидам очень больших
глубин.
Для внутреннего строения плутонов наиболее важное значение
имеют первичные текстуры течения и трещины отдельности. Тек-
Текстуры течения бывают линейными и плоскостными. Линейные тек-
текстуры обусловлены ориентировкой всех удлиненных кристаллов
своими длинными осями в направлении течения магмы. Плоскост-
Плоскостные текстуры течения (полосчатость) характеризуются чередова-
чередованием слоев разного состава. Слои располагаются параллельно
контактовой поверхности. Интрузивные тела, имеющие четкую по-
полосчатость, похожую на слоистость осадочных пород, называют
стратиформными, или псевдостратифицированными.
Трещины отдельности в интрузивных телах обусловливают по-
появление параллелепипедальной и плитообразной отдельности. При
выветривании углы параллелепипедов сглаживаются и возникает
матрацевидная отдельность (рис. 10).
Первичные трещины отдельности появляются вследствие со-
31
«ращения объема интрузии при охлаждении. Они расположены за-
закономерно по отношению к текстурам течения и к контактам инт-
интрузивного тела. По Г. Клоосу A923), выделяются три главные си-
Рис 11. Геологическая карта Хибинского массива: / — четвертичные отложе-
отложения, 2 — мелкозернистые слюдяно-эгирино-роговообманковые сиениты, 3 — сред-
яезернистые згириновые нефелиновые сиениты, 4 — трахитоидные фойяиты,
5 — фойяиты, 6 — уртиты, 7 — апатито-нефелиновые породы, 8 — рисчорриты,
9 — трахитоидные хибиниты, 10 — хибиниты, // — щелочные нефелиновые сие-
сиениты, 12 — роговики, 13 — кварцевые габбро-диабазы, 14—15 — вмещающие
породы. А—Л — апатитовые месторождения (по Е. Н. Володину, 1961)
стемы трещин: 1) продольные вертикальные (трещины 5), распо-
расположенные параллельно линейности; 2) поперечные вертикальные
(трещины Q), перпендикулярные к линии течения; 3) горизонталь-
горизонтальные или пластовые (трещины L), расположенные в плоскости пер-
первичной полосчатости. Эти системы трещин приводят к возникно-
возникновению различных отдельностей (матрацевидных и др.). Кроме то-
того, после застывания интрузивного тела появляются вторичные
32
диагональные трещины скалывания под воздействием позднейших
тектонических напряжений.
К трещинам магматической отдельности приурочены жильные
породы (аплиты, пегматитьО и рудные жилы.
Центральные интрузии кольцевого строения относятся
к несогласным интрузивным телам. Для них характерно много-
многократное внедрение магмы по кольцевым трещинам, вследствие ко-
которого формируется ряд конических тел и кольцевых даек. Ин-
Интрузии центрального типа сложены ультраосновными и щелочны-
щелочными породами, а также гранитами. Мощности конических тел до-
достигают нескольких километров. Самое крупное в мире интрузив-
интрузивное тело описываемой формы — Хибинская интрузия (рис. 11),
площадь которой составляет 1327,5 км2. Она сформирована в
7 фаз и сложена главным образом нефелиновыми сиенитами.
В пределах Центрального Казахстана распространены гранит-
гранитные интрузии центрального типа, тесно связанные с вулканически-
вулканическими породами (так называемыевулкано-плутонические ассоциации).
Дайки — пластинообразные интрузивные, вертикально или
крутопадающие тела, имеющие большую протяженность по про-
простиранию и падению при относительно небольшой мощности
(рис. 12). Мощность их колеблется от
сантиметров до нескольких километров,
длина ¦— от метров до сотен километров.
Самая крупная дайка известна в Южной
Африке, где получила название Боль-
Большой Дайки. Она простирается почти суб-
меридионально на 480 км, имея мощ-
мощность 3—11 км. Дайки довольно хорошо
видны «а местности, так как в легко эро-
эродируемых осадках выступают в виде стен
(рис. 13), а в более устойчивых к вы-
выветриванию породах они образуют тран-
щееобразные понижения.
Дайки бывают одиночные, групповые
(пояса даек), радиальные и кольцевые.
Радиальные дайки находятся в связи с рис 12. Дайки гранит-пор-
вулканическими центрами или с крупны- фира B) и лампрофира (/),
ми интрузивными массивами. Они распо- пересекающие граниты C)
лагаются радиально по отношению к
этим телам и прослеживаются на километры.
Кольцевые дайки в плане характеризуются формой замк-
замкнутого кольца или дуги. Падение их вертикальное или крутое,
мощность достигает 1,5 км. Диаметр колец колеблется от 1 до
25 км. Такие дайки образуются при заполнении магмой трещин,
возникающих при опускании цилиндрического блока горных по-
пород. Они широко распространены в Центральном Казахстане, на
о-вах Малл, Скай в Шотландии и в Африке. Они обычно сло-
сложены гранитоидами, иногда щелочными (нефелиновыми) порода-
породами, реже габброидами.
2 Зак. 443 33
Интрузивные жилы отличаются от даек меньшими разме-
размерами, невыдержанной мощностью, извилистой формой.
Штоки (рис. 14) — интрузивные тела, близкие к цилиндри-
цилиндрической форме, значительного протяжения на глубину, площадью
Рис. 13. Дайки, отпрепарированные эрозией
не более 100 км2. Сечение штока в плане имеет изометричные ок-
округлые или овальные очертания. Они широко распространены в
природе и сложены породами разного состава.
Батолиты (см. рис. 14) — наиболее крупные глубинные инт-
интрузивные тела с куполообразной верхней поверхностью, крутыми
и вертикальными боковыми стенками.
Форма батолитов в плане неправ'иль-
ная и обычно вытянута параллельно
осям главных складок. По отношению
к вмещающим толщам они занимают
секущее положение. Площади батоли-
батолитов на земной поверхности составляют
десятки и сотни тысяч квадратных ки-
километров, обычно они сложены гра-
гранитами и грамитоидам'И. Самый круп-
Рис 14. Батолит и шток (по ный батолит находится в североаме-
Р. Дэли) рязанских Кордильерах, его длина
около 2000 км, а максимальная ши-
ширина 200 км. Ранее считалось, что батолиты не имеют корней и
уходят на неограниченно большую глубину. Гравиметрические и
сейсмические исследования устанавливают подошвы этих тел и
вертикальную мощность их от 4t—5 (батолиты Урала) до 10—12 км
(батолит в Юго-Западной Англии).
34
Среди описанных форм залегания интрузивных горных пород
различные дайки, силлы, лополиты, лакколиты свойственны мало^
глубинным (гипабиссальным) образованиям и субвулканическим
телам. Крупные лополиты, батолиты и мигматит-плутоны харак-
характерны для глубинных тел. Штоки могут быть как в тех, так и в
других условиях глубинности.
Форма плутонических тел связана с проблемой пространства,
особенно для крупных гранитоидных плутонов. Возможные спосо-
способы формирования их определяются внедрением (инъекцией) маг-
магмы с обрушением кровли или магматическим замещением. Инъек-
Инъекции магмы могут происходить либо в межпластовые полости, либо
в участках разломов или их пересечений, при этом расплав посту-
поступает под давлением, превышающим литостатическое давление на
вмещающие породы. Таким путем образуются лакколиты, лопо-
лополиты, штоки и некоторые дайки. В процессе формирования лак-
лакколита боковые стенки и кровля раздвигаются. Если при внедре-
внедрении магмы в межпластовые полости происходит прогибание участ-
участка, занятого расплавом, образуются лополиты.
В случае механического и термического воздействия поднима-
поднимающейся магмы породы кровли магматического очага дробятся и
могут обрушиваться в расплав. Такой механизм впервые был при-
привлечен Р. Дэлй для объяснения становления крупных штоков и
батолитов.
Проблема пространства легко разрешается магматическим за-
замещением (Коржинский, 1962). Этот процесс связан с перера-
переработкой вмещающих пород трансмагматическими растворами с вы-
выносом компонентов, избыточных по отношению к эвтектике, с ус-
усвоением компонентов, близких к ней.
Большую роль в процессе становления интрузивов играет со-
состояние вмещающих пород. Они могут находиться в подвижных
поясах (орогенах) — геосинклиналях, островных дугах, рифтовых
зонах и участках активизации древних платформ или в устойчивых
областях (кратогенах) — древних щитах, континентальных и
океанических платформах.
В большинстве перечисленных структур внедрение и становле-
становление интрузивов приурочены к разрывным нарушениям или местам
их пересечений. Процессы орогенеза накладывают изменения на
сформированные породы интрузивов, вызывая в них деформации
и метаморфические преобразования.
ФОРМЫ ЗАЛЕГАНИЯ ВУЛКАНИТОВ
Вулканические породы образуются в результате излияний и
выбросов магматического материала на земную поверхность (в
том числе и под воду), однако часть из них залегает в виде близ-
поверхностных тел различной формы. Формы тел вулканитов раз-
разделяются на три группы в зависимости от условий их формирова-
формирования (рис. 15):
2* 35
I. Формы тел вулканитов, образовавшихся при извержении маг-
магматического материала на поверхность земли (эффузивов, лаво-
лавовых брекчий, игнимбритов, разнообразных типов туфов).
II. Формы тел вулканитов, сформировавшихся на некоторой
(небольшой) глубине (субвулканических образований). Каждое
из тел в момент его застывания не имело сообщения с дневной по-
Рис. 15. Формы залегания вулканических пород (по В. С. Коптеву-Дворникову
и др., 1967)
верхностью. По внешнему облику это те же эффузивы, лавовые
брекчии, игнимбриты, что и породы, кристаллизующиеся на по-
поверхности земли.
III. Формы тел вулканитов, слагающих выводные каналы (жер-
ловины). Тела имеют секущее по отношению к вмещающим поро-
породам залегание. В момент своего формирования имели сообщение
с поверхностью земли. Внешним обликом похожи на вулканиче-
вулканические породы.
Формы вулканических тел, застывших на поверхности земли.
Среди них выделяются лавовые покровы и потоки, характерные
для подвижных лав, экструзии — для вязких лав, а также пласты
и линзы разнообразных пирокластических пород.
Покровы лав связывают с трещинными извержениями. Они
нередко образуют громадные площади при относительно малых
мощностях. Покровы обычно слагаются базальтами — наиболее
подвижными лавами. Скорость течения этой лавы может дости-
достигать 40 км/ч, как например на вулкане Этна, или даже 60 км/ч,
как на Гавайях. Крупный покров, сформировавшийся при трещин-
трещинном излиянии базальтов вулкана Лаки в Исландии, занимает
площадь 565 км2. Известны также и другие крупные покровы,
площади которых могут достигать 1000 км2. Широким распростра-
распространением пользуются покровы игнимбритов — пород кислого соста-
состава, магма которых отличалась присутствием особых трудноотде-
трудноотделимых от расплава флюидов, что обеспечивало, несмотря на вы-
высокие содержания в расплавах SiC>2, высокую их подвижность.
Площади, занятые такими покровами, достигают десятков тысяч
36
квадратных километров при мощности отдельных потоков в 20—
30 км и суммарной мощности до первых километров.
Потоки — тела, имеющие в плане резко удлиненную форму.
Они образуются при извержениях центрального, реже трещинного
типов. Потоки сложены главным образом эффузивами, значитель-
значительно реже — лахаровыми брекчиями. Особенно протяженные потоки
представлены базальтами. А. К. Уотерсом описаны потоки базаль-
базальтов миоценового возраста в районе р. Колумбии до 80 км в длину
при мощности до 50 м. Иногда базальтовая магма образует и ма-
маломощные потоки. На вулкане Килауэ Гавайских островов наб-
наблюдался поток, который на протяжении 6,5 км имел толщину все-
всего лишь в несколько сантиметров. Потоки более вязких лав, та-
таких, как андезиты, а тем более дациты или липариты, короткие и
часто очень мощные; редкие из них относительно протяженные.
Например, Арагацкий обсидиан — перлитовый поток вулкана Ар-
тени (Армения) — достигает 7—8 км длины при средней мощно-
мощности 50—60 м и максимальной — 250 м. Большей же частью длина
их не превышает 1 км. Кроме вязкости лав на протяженность по-
потоков влияют формы рельефа, на который они изливаются — ук-
уклон склона вулканического сооружения, наличие долин и русел
рек, температура и скорость остывания лав. Как показывают наб-
наблюдения вулканологов Камчатки, температура изливающихся лав
Ключевского вулкана составляет 1100—1200°. Поверхность пото-
потока застывает быстрее, а внутренние его части могут оставаться
горячими еще в течение 2—3 лет. Продолжительность формиро-
формирования лавовых потоков и покровов обычно невелика. Длительность
излияния отдельных потоков не более 1 —1,5 лет, а покровы, пло-
площадь которых достигает десятков и сотен квадратных километров,
формируются от 1 до 10 лет.
Наряду с лавами в виде потоков или «языков» залегают и так
называемые «лахаровые брекчии» — породы, формирующиеся в
процессе извержения за счет грязевых потоков, его сопровождаю-
сопровождающих (см. ч. II, гл. 4).
Экструзии (рис. 16, 17) слагаются лавами, выжатыми на
земную поверхность и неспособными в связи с вязкостью расте-
растекаться. По составу они отвечают липаритам, трахилипаритам, тра-
трахитам, дацитам, андезитам. Экструзии базальтов не встречаются
(из-за большой подвижности базальтовой лавы).
Форма экструзий находится в прямой зависимости от их соста-
состава. Они образуют обелиски или иглы типа Мон-Пеле на о. Марти-
Мартиника, достигшей 400-метровой высоты, но при последующих из-
извержениях разрушившейся, или обладают формой куполов с раз-
различной крутизной склонов. Обычно размеры куполов невелики,
они возвышаются над землей на высоту порядка 100 м, размеры
их оснований достигают 1/2—1/3 их высот. Однако некоторые ку-
купола, например экструзия вулкана Шивелуч на Камчатке, имели
в основании диаметр около 1 км, на вершине — 0,5 км при высо-
высоте до 600 м. Как правило, экструзии окружены шлейфами облом-
обломков пород, слагающих их.
37
Пласты и линзы! сложены пирокластическим и вулкано
генно-осадочным материалом. Площади, покрываемые пирокласти-
пирокластическим материалом, измеряются в одних случаях единицами, в
других — сотнями и тысячами квадратных километров. Мощно-
Мощности отдельных пластов, связанных с данной эксплозией, колеб-
колеблются в широких пределах и зависят от многих факторов — рас-
расстояния от вулкана, размера обломков, силы и направления взры-
Рис. 16. Образование экструзий
на горизонтальном субстрате —
а и на наклонном субстрате — б
(по Г. А. Макдональду, 1972)
Рис. 17. Эволюция купола и щита
г. Мон-Пеле при извержении
1902—1903 гг. (по А. Лакруа)
ва и т. д. Объем выброшенного в воздух материала при одноакт-
одноактном взрыве может быть очень велик. Так, при извержении Шиве-
луча в 1964 г. общий объем взорванного материала составил
1,5 км3. В 100 км от вулкана в поселке Усть-Камчатский на каж-
каждый квадратный метр площади выпало 28 кг пепла. Площадь, по-
покрытая пеплом при этом извержении, оценивалась в 1 500 000 км2.
Следует отметить, что дальность воздушного переноса пирокласти-
ческого материала, выброшенного при взрыве, связана с его гру-
грубостью. По В. И. Влодавцу, тончайшая вулканическая пыль пе-
перемещается на расстояние до 100 тыс. км, тонкая пыль — до ты-
тысячи, вулканический песок — до сотни, лапилли — до нескольких
десятков и глыбы — до нескольких километров. При этом тонкооб-
тонкообломочные породы образуют пласты значительной протяженности,
а грубообломочные — линзы или быстро выклинивающиеся пла-
пласты. Особенно протяженными являются пласты витрокластических
38
туфов, мощность которых обычно невелика. Они часто использу-
используются в качестве маркирующих горизонтов.
Формы вулканических тел, образующихся на некоторой глубине
(субвулканических тел; см. рис. 15). Субвулканические тела кис-
кислого состава обладают обычно сложной формой, что связано со
значительной вязкостью магмы и, как следствие, затрудненностью
ее проникновения в трещины. Они слагают^ела, приближающиеся
в плане к изометричным, в разрезе обла^ют караваеобразными
формами, напоминающими лакколиты. В поперечнике эти тела
имеют обычно несколько сотен
меъров, редко первые километры.
Дайки, сложенные вулканическими
породами кислого состава, отлича-
отличаются значительной мощностью при
небольшой протяженности. Штоки
характеризуются небольшими раз-
размерами и сложной формой.
Магма, порождающая игнимбри-
ты, отличается подвижностью, так
«ак содержит ДОЛГО удерживающие- рис. i8. Схематическое изображе-
СЯ в магме флюиды. Субеулканиче- ние стратовулкана: / — магмати-
ские тела, сложенные породами это- ческая камера (вулканический
го типа, имеют значительную протя- Г-^^е^уГаГческ^ыб™'
женность, в особенности характер- сы> /__ главный кратер, 6 — ра-
раны силлы, занимающие иногда диальная трещина, 7 — кольцевая
большие площади при малых мощ- трещина, 8 — паразитический кра-
ностях теР с лавовым потоком (по X. Ра-
Аналогичные формы субвулка- сту>
нических тел типичны и для вул-
вулканических пород основного состава, для которых характерны сил-
силлы, согласно залегающие в разрезах, а также штоки и протяжен-
протяженные дайки.
Среди субвулканических даек любого состава иногда встреча-
встречаются кольцевые. Они появляются в том случае, когда вокруг ко-
конуса вулкана или по границе кальдеры образуется кольцевая тре-
трещина, в которую внедряется магматический расплав (рис. 18).
Некки часто секутся радиальными дайками, протяженность кото-
которых достигает первых километров.
Субвулканические тела среди молодых вулканических отло-
отложений наблюдать не удается, они обнаруживаются лишь в древ-
древних толщах, когда процессы эрозии выводят их на поверхность.
Формы вулканических тел, слагающих выводные каналы
(см. рис. 15).
Подобные тела по отношению к другим вулканическим обра-
образованиям встречаются редко; наблюдать форму и строение их
удается лишь в достаточно интенсивно эродированных древних
вулканических толщах. Тела, слагающие выводные каналы, т. е.
жерла, называются жерловинами. Наиболее обычной формой жер-
ловин являются некки, имеющие форму, близкую к трубообразной.
39
Иногда некки осложняются многочисленными апофизами. Они до-
достигают 400—500 м в поперечнике; по Р. Дэли, их размеры бы-
бывают от 4 до 1600 м. Он указывает, что объем извергавшегося ма-
материала мало зависит от размера выводного канала. По одному
небольшому жерлу могло проследовать значительное количество
вулканического материала. Некки — выводные каналы вулканов
центрального типа. Реже встречаются жерловины, имеющие в пла-
плане резко удлиненную форму, приближающуюся к дайкам. Такие
тела образуются при извержениях трещинного типа.
ВЛИЯНИЕ ВУЛКАНИЗМА
НА ФОРМИРОВАНИЕ СОВРЕМЕННОГО
И ДРЕВНЕГО РЕЛЬЕФА
Вулканизм — один из ведущих факторов формирования релье-
рельефа Земли. Особенно ясна роль вулканизма в рельефообразовании
в областях молодого вулканизма. Вулканическая деятельность не
только изменяет топографию земной поверхности, но и влияет на
ход других рельефообразующих процессов. Часто вулканические
извержения вызывают перестройку гидросети, благодаря им об-
образуются озера в кальдерах, а также при подпруживании вулка-
вулканическим материалом русел рек. Вулканическая деятельность спо-
способна интенсивно влиять на морскую абразию и аккумуляцию.
Вулканизм проявлялся на Земле начиная с ранних этапов ее
эволюции, поэтому этот фактор рельефообразования очень древ-
древний и продолжительный.
Разделим описание вулканического рельефа: на описание рель-
рельефа, связанного с образованием вулканических пород, и на описа-
описание рельефа, формирующегося при выводе на поверхность и раз-
разрушении вулканических пород в результате процессов эрозии.
В историческое время в наземных условиях возникло около 100
крупных и несколько тысяч мелких наземных вулканических соору-
сооружений. Количество вулканических построек на дне морей и океа-
океанов точно не установлено, однако предположительно их значитель-
значительно больше, чем наземных. Вулканы распределены на земной по-
поверхности не беспорядочно, а следуя определенным закономерно-
закономерностям. Они приурочены к подвижным зонам земной коры. Вулканы
особенно часто встречаются в переходных зонах от материков к
океанам, в пределах островных дуг, граничащих с глубоководны-
глубоководными желобами. На материках вулканы группируются вблизи глу-
глубинных разломов. В океанических впадинах они часто приуроче-
приурочены к срединно-океаническим хребтам и глубинным разломам, по-
поперечным к хребтам.
Вулканические процессы приводят к образованию положитель-
положительных и отрицательных форм рельефа, а в ряде случаев нивелиру-
нивелируют, сглаживают ранее сформированную поверхность.
Формирование вулканического рельефа отличается чрезвычай-
чрезвычайной быстротой и ни в коей мере не может быть сопоставлено с
экзогенными процессами образования рельефа. С вулканическими
40
процессами в настоящее время связаны самые быстрые и значи-
значительные по площади и размаху высот изменения топографии зем-
земной поверхности. Как процессы накопления вулканического мате-
материала, так и процессы разрушения jj^fiee сформированного релье-
рельефа идут в геологическом понима-
понимании мгновенно — в течение лет,
месяцев, дней, часов, минут или
даже секунд.
Среди вулканических соору-
сооружений с положительными фор-
формами ^рельефа наиболее распро-
распространенными являются вулкани-
вулканические конусы — горы с несколь-
несколько усеченными вершинами. На
вершине такой горы находится
чашеобразное углубление (кра-
(кратер). Кратер соединяется с под- Рис. 19. Строение вулканического air-
водящим-каналом (жерлом), по паРата центрального типа: 1 — ко-
которому на поверхность земли Щ \ ~ ТЛа^еТкиГрГер^ар"
поступают вулканические про- 5 — лавовый поток, б - слой пиро-
дукты. Форму идеального конуса кластических образований, 7 — дай-
имеют, например, вулканы Тятя ка> 8 ~ силл> 9 ~ побочный (пара-
на Курилах, Ключевской, Вилю- зитический) КОНУС (по Д. П. Рэду-
чек и другие на Камчатке. у> j
Стратовулканы формируются при извержениях центрального
типа (рис. 19) и характеризуются сложным строением, склоны их
сложены чередующимися прослоями рыхлого пирокластического
материала и лавы. Крутизна склонов может быть различной
(рис. 20) и зависит от состава извергавшегося материала и харак-
Рис. 20. Профили некоторых стратовулканов (по Д. П. Рэдулеску, 1979I
тера извержений. Стратовулканы достигают иногда высоты 5
6 км, например высота такого стратовулкана, как Ключевской на
Камчатке, 4850 м. Скорость роста вулканических конусов бывает
очень велика. 20 февраля 1943 г. в Мексике родился вулкан Па-
рикутин (рис. 21). Первый довольно быстро двигавшийся E км/ч)'
поток глыбовой лавы мощностью 5 м появился через два дня пос-
после начала извержения, за это время вырос конус в 30—50 м вы-
высотой, за неделю он достиг 140 м. Потоки лав имели в дальней-
41
шем протяженность около 10 км, а их мощность вблизи конуса со-
составила 245 м.
Объем изверженного материала при образовании стратовулка-
нов обычно велик, в среднем в течение жизни вулкана это несколь-
несколько десятков кубических километров.
Вулканические конусы формируются также и в результате под-
подводных извержений. В 1963 г. близ южного берега Исландии воз-
возник о. Сартсей с высотой конуса около 200 м.
При излияниях из центрального канала достаточно подвижной
лавы образуются конусы с пологими склонами, так называемые
Рис. 21. Лавовый поток вулкана Парикутин. Видны лишь верхние части коло-
колокольни, затопленной лавой (по Ф. М. Буллард, 1963)
щитовые вулканы. Наиболее крупный щитовой вулкан планеты
Мауна-Лоа на Гавайях представляет собой вулканическое соору-
сооружение такого типа. Высота его надводной части 4170 м, а общая
высота достигает 9000 м.
С извержениями трещинного типа связаны вулканические пла-
плато, сложенные неоднократными излияниями базальтовых лав, ко-
которые нередко занимают огромные площади. Плато Колумбии в
США, например, слагает площадь в 500 тыс. км2.
Наиболее вязкая лава, как отмечалось выше, образует экстру-
экструзии, купола и обелиски, площадь и объем которых обычно невели-
невелики. Интересны изменения в рельефе, которые произошли в резуль-
результате извержения вулкана Усу на о. Хоккайдо в Японии. С декаб-
декабря 1943 по октябрь 1945 г. здесь появилась новая гора Шова-Шин-
зан. Высота горы 350 м, вслед за подъемом местности на '170—
200 м выжался экструзивный купол дацитового состава высотой
150 м с диаметром основания в 250—300 м.
42
Излияния жидких лав, выбросы рыхлого пирокластического ма-
материала, грязевые лахаровые потоки, заполняющие долины, при-
приводят к выравниванию поверхности земли и часто значительному
изменению рельефа. При извержении вулкана Шивелуч на Камчат-
Камчатке в 1964 г. была уничтожена река со значительным водостоком;
русло реки было засыпано вулканическими обломками и стало су-
сухим. При извержении вулкана Ксудач на юге Камчатки мощность
Рис. 22. Вулкан Безымянный (Камчатка) после взрыва 30 марта 1956 г. Чер-
Черная линия — очертание вулкана до извержения (по Г. Тазиеву, 1963)
накопившегося вблизи кратера пирокластического материала до-
достигла 10 м; мелкообломочный вулканический материал был отне-
отнесен от мест извержения на расстояние до 1000 км. При взрыве
вулкана Безымянного в 1956 г. в течение 17 с было выброшено
около 1 км3 обломочного материала, который мощным (до 40 м)
чехлом покрыл площадь в 35—40 км2. Здесь произошла коренная
перестройка рельефа (рис. 22). Многие глубоко врезанные долины
(например, долина р. Сухой Хапицы, врезанная на глубину 40—
50 м) оказались погребенными. Поверхность возникшей долины
имела холмистый характер с превышениями до 15—20 м.
Наряду с изменением рельефа местности выбросы вулканиче-
вулканического материала уничтожают растительность на больших простран-
пространствах. При извержении вулкана Безымянного в 1956 г. был унич-
уничтожен лес на площади 400 км2. Некоторые катастрофические из-
извержения вулканов приводят и к уничтожению поселков и горо-
городов и гибели людей. Широко известно извержение вулкана Там-
бора в 1815 г. на о. Суматра в Индонезии, унесшее до 60 тыс.
жизней.
Вулканическая деятельность может носить и деструктивный ха-
характер, в результате чего образовываются также и отрицательные
формы рельефа — вулканические депрессии, кальдеры, кратеры,
маары.
43
Вулканические депрессии. Наиболее крупные из них
представляют собой пологие прогибы, имеющие до 20—40 км в
поперечнике. Кальдеры представляют впадины округлой фор-
формы, достигающие до 30 км в поперечнике. Дно кальдер относи-
относительно ровное, стенки крутые. Происхождение кальдер может
быть различным. Известны эксплозионные кальдеры, кальдеры
обрушения, эрозионные кальдеры. Чаще кальдеры образуются при
комплексном воздействии этих факторов. На Восточной Камчатке
Рис. 23. Кратеры вулкана Крашенинникова (Камчатка, фото К. Н. Рудич, 1974)
в результате двух колоссальных взрывов и дальнейшего проседа-
проседания был уничтожен конус Узон, высота которого была 3 км. Сфор-
Сформировалась кальдера, достигающая 10—12 км в поперечнике.
Кальдера вулкана Ксудач, располагающегося на юге Камчатки,
имеет диаметр около 9 км, высота стенок кальдеры в некоторых
местах около 700 м. В 1400 г. до н. э. возникла кальдера обруше-
обрушения Санторин в Эгейском море. Она имеет площадь 83 км2, при ее
образовании выброшено 71 км3 материала. Наиболее свежим при-
примером является кальдера обрушения на вершине Плоского Толба-
чика, возникшая в течение 2—3 месяцев во время извержения
1975—1976 гг. Ее диаметр примерно 1,5 км, а глубина 400 м.
Дно кальдер обычно осложнено кратерами — воронкооб-
воронкообразными отверстиями, из которых происходят вулканические из-
извержения, и маарами — взрывными воронками вулканического
44
происхождения, образование которых не сопровождается извер-
извержениями вулканического материала. Кратеры имеют более мел-
мелкие, чем кальдеры, размеры, однако и они в поперечнике иногда
составляют несколько километров. При извержении вулкана Безы-
Безымянного на Камчатке в 1956 г. в результате направленного взрыва
была снесена вершина вулкана, которая понизилась на 200—
300 м, и появился кратер, имеющий до 2 км в поперечнике и 500—
600 м в глубину (рис. 23).
Кальдера вулкана Горелого на Камчатке размером 10X12 км
осложнена несколькими кратерами, часть из которых заполнена
водой и представляет собой кратерные озера. Кратер Голубой за-
заполнен водой голубого цвета, высота стенок кратера 250 м. Диа-
Диаметр кратера Чаша 200 м, на глубине 75 м в нем располагается
озеро, вода которого фиолетового цвета. Окраска воды зависит
от состава и количества летучих компонентов, растворенных в ней.
В районах распространения древних вулканических толщ в ре-
результате процессов древней эрозии, захоронения вулканических
сооружений, более поздних тектонических процессов первичный
вулканический рельеф обычно со-
сохраняется плохо. В этих областях
благодаря современной эрозии
вскрываются древние вулканиче-
вулканические породы, механические свойст-
свойства которых часто придают рельефу
некоторые особенности.
На современной поверхности
хорошо выделяются субвулка- Рис 24. Отпрепарированные силл
нические дайки (рис. 13, 24), (А—А) и дайка (S—Б) (по
которые В связи со значитель- О. К. Леонтьеву и др., 1979)
ной плотностью обычно хуже
поддаются выветриванию, образуя иногда серию параллель-
параллельных мелких, а иногда и более крупных хребтов. На скло-
склонах гор вскрытые эрозией силлы часто дают скальные вы-
выходы в виде уступов (см. рис. 24). В некоторых районах Казах-
Казахстана на выровненных поверхностях возвышаются конусовидные
вершины, представляющие остатки разрушенных жерловин — вы-
выводных каналов, по которым следовали к поверхности продукты
вулканизма — как расплавы, так и более поздние эманации; по-
последние, воздействуя на вулканические породы, подвергают их
изменениям. Наиболее плотными, хорошо сопротивляющимися
; эрозии породами являются окварцованные вулканогенные образо-
I вания кислого состава, которые часто образуют положительные
[ формы рельефа в областях развития древнего вулканизма.
Отдельность в вулканических породах приводится при характе-
' ристике пород соответствующих составов.
ГЛАВА 4
ТЕКСТУРЫ И СТРУКТУРЫ
МАГМАТИЧЕСКИХ ГОРНЫХ ПОРОД
Внутреннее строение магматических горных пород определяет-
определяется понятиями текстура и структура.
Под текстурой понимается общий облик породы, зависящий от
расположения и распределения минеральных агрегатов относитель-
относительно друг друга, а также от способа заполнения ими пространства.
Текстурные признаки связаны с процессами, происходящими до
застывания или во время кристаллизации расплава, с формой от-
отдельности, возникающей при охлаждении магмы или под влия-
влиянием внешних воздействий во время и после кристаллизации.
Структурные признаки определяются степенью кристаллично-
кристалличности и относительным количеством стекла, абсолютной и относи-
относительной величиной зерен минералов и их формой (кристаллографи-
(кристаллографическим обликом), степенью идиоморфизма, взаимоотношением со-
составных частей горных пород (порядком кристаллизации, реак-
реакционными взаимоотношениями, распадом твердых растворов). Эти
признаки обусловлены процессом кристаллизации и изменения
пород, в частности могут быть связаны с процессами разложения
вулканического стекла.
Рассмотрим некоторые примеры, чтобы пояснить разницу меж-
между текстурой и структурой. Способ сложения гранита минераль-
минеральными агрегатами мы называем гранитной структурой, но в случае
их неравномерного распределения, когда образуются скопления
фемических минералов (шлиры), обособленные от лейкократовых
составных частей породы, следует говорить о такситовой (пятни-
(пятнистой) текстуре. Основная масса многих кайнотипных эффузив-
эффузивных горных пород представляет собой вулканическое стекло и вы-
вытянутые кристаллики (микролиты) полевого шпата примерно в
равных количествах — гиалопилитовая структура. Эти микроли-
микролиты могут располагаться в беспорядке или более или менее парал-
параллельно, часто огибая крупные выделения (вкрапленники) породы.
В случае ориентированного расположения микролитов мы гово-
говорим уже о флюидальной текстуре гиалопилитовой основной мас-
массы. Иногда при описании пород пользуются (наряду с понятием
текстура и структура) более общим термином — строение (сло-
(сложение) породы.
ТЕКСТУРЫ МАГМАТИЧЕСКИХ ПОРОД
Главную роль в образовании текстурных особенностей имеют
геологические условия формирования. В статических условиях
кристаллизуются породы однородной массивной текстуры. В про-
процессе магматического течения формируются ориентированные (на-
(направленные) — линейные, полосчатые, флюидальные и другие
текстуры пород.
46
Текстуры плутонических пород
Различаются три вида текстур, возникающих в процессе кри-
кристаллизации магмы без влияния внешних факторов: однородная,
или массивная, такситовая (неоднородная, пятнистая) и шаровая.
Однородная, или массивная, текстура образуется в ус-
условиях спокойной кристаллизации и отсутствия движений. Она ха-
характеризуется тем, что в любой части породы зерна минералов
располагаются равномерно, без какой бы то ни было ориентиров-
ориентировки. Однородные или массивные текстуры распространены в инт-
интрузивных породах наиболее широко.
Такситовая (неоднородная, пятнистая, или шлировая) тек-
текстура отличается неоднородным распределением составных частей
пород в различных участках. Эти участки могут отличаться друг
от друга как по составу (наличие скоплений фемических минера-
минералов, шлиров, ксенолитов), так и по структуре. Формирование так-
ситовых текстур обусловлено изменением физико-химических ус-
условий кристаллизации магмы (различием градиента температур
в отдельных участках породы, колебанием давления, в том числе
и давления флюидов, диффузией вещества в газово-жидкой сре-
среде), наличием переработанных ксенолитов (захваченных магмой
на разной глубине обломков окружающих пород).
Шаровая текстура характеризуется концентрическим рас-
расположением минералов вокруг некоторых центров. Состав концент-
концентрических слоев различный. Фор)ма образований шаровая или эл-
эллипсоидальная. Шаровые текстуры имеют некоторые габбро и гра-
граниты. Формирование таких текстур иногда объясняется процесса-
процессами ликвации.
Среди текстур, возникновение которых происходит под влияни-
влиянием кристаллизации в движении или других причин, различают
линейную, полосчатую, гнейсовидную, трахитоидную.
Линейная текстура проявляется в линейной ориентировке
в пространстве призматических или столбчатых минералов.
Полосчатая текстура наблюдается у пород, сложенных че-
чередующимися слоями разного состава или разной структуры. 06-
разввание такой текстуры в интрузивных породах может быть свя-
связано с гравитационной дифференциацией или с процессами лик-
ликвации, предшествовавшими кристаллизации. Примером пород с
полосчатыми текстурами являются габбро-норитовые расслоен-
расслоенные интрузивы древних платформ, а также некоторые полосчатые
породы дунит-гарцбургитовой ассоциации.
Гнейсовидная текстура полнокристаллических интрузив-
интрузивных пород с субпараллельным расположением преимущественно
фемических минералов появляется в процессе кристаллизации маг-
магмы под воздействием одностороннего давления.
Трахитоидная текстура связана с субпараллельным рас-
расположением в породе таблитчатых илиуплощенно-призматических
кристаллов полевых шпатов. Эта текстура образуется при кристал-
кристаллизации расплава в движении.
47
По способу заполнения пространства различаются плотные и
пористые текстуры. Плотные текстуры характеризуются тесным
примыканием кристаллов друг к другу, без пустот между ними.
Это самая распространенная текстура не только плутонических, но
и всех магматических пород. Пористые текстуры более свойст-
свойственны эффузивным породам. Но и в полнокристаллических инт-
интрузивных породах встречаются пустоты (миаролы), которые ча-
частично бывают заполнены поздне- или постмагматическими ми-
минералами. Миароловая текстура наблюдается в некоторых гра-
гранитах эндоконтактовых участков массивов.
Текстуры вулканических пород
Вулканические породы могут обладать текстурами, свойствен-
свойственными лишь вулканическим породам (перлитовая, флюидальная,
миндалекаменная), текстурами, встречающимися чаще в вулкани-
вулканических образованиях, хотя иногда и отмечающимися в интрузив-
интрузивных породах (пористая, пузыристая), а также текстурами в рав-
равной степени характерными для вулканических и интрузивных по-
пород (массивная, полосчатая), однако и эти текстуры обладают в
вулканических породах своими
особенностями.
Значительная часть вулкани-
вулканических пород имеет массив-
массивную текстуру с 'беспорядочным
расположением составных частей
пород, не подчиняющихся како-
какому-либо определенному центру,
направлению или плоскости.
Полосчатая текстура
представлена чередованием по-
полос различной окраски (обычно
маломощных — первые санти-
сантиметры, а чаще миллиметры), не-
незначительно отличающихся друг
от друга по химизму, структуре
основной массы, составу стекол.
вГя: to ДвГР™Та7Р^аГкГз; Часто в полосах отмечается суб-
амфибол и биотит. Основная масса параллельное границам раСПОЛО-
стекловатая с флюидальной текстурой жение МИКрОЛИТОВ.
(по А. Н. Заварицкому, 1955) Флюидальная тексту-
р а (рис. 25) (по некоторым авто-
авторам, структура эффузивных пород) характеризуется потокообраз-
ным расположением зерен, микролитов, кристаллитов. Породы с
флюидальностью часто характеризуются тончайшим переслаива-
переслаиванием разноокрашенных полос вулканического стекла. Микропо-
Микрополосчатость вытянута в направлении движения лавы, обтекает
вкрапленники, как правило, смята в мельчайшие складки. Флюи-
дальность возникает при продвижении вязкой застывающей лавы.
48
Пузыристая текстура (рис. 26,а) обусловлена наличи-
наличием в породе незаполненных полостей, которые ранее были заняты
пузырьками газа. Они фиксируют процесс отделения от магмы
летучих компонентов при ее извержении. Объем пузырей в поро-
породе, их форма и размеры связаны с составом магмы (а соответст-
соответственно и флюидной фазы), а также зависят от приуроченности по-
Рис. 26. Пузыристая текстура в базальте — а (по Ю. Ир. Половинкиной, 1968) ^
перлитовые трещинки в обсидиане — б (по Ф. Хэтч и др., 1975)
роды к той или другой части вулканического тела, иногда значи-
значительно отличающейся режимом охлаждения и отделения летучих.
При переходе пород в палеотипное состояние (см. ч. I, гл. 5, с. 71)
пузырьки выполняются вторичными минералами и образуется
миндалекаменная текстура. Миндалины могут быть сло-
сложены одним минералом (например, хлоритом, карбонатом, квар-
кварцем) или двумя, реже тремя минералами, тогда они имеют кон-
концентрически-зональное строение — стенки пустот выполнены од-
одним минералом, а центральные части — другими.
Перлитовая текстура (рис. 26,6) отличается присутст-
присутствием концентрических округлых или овальных трещин, часто груп-
группирующихся в пределах мелких блоков, ограниченных линейны-
линейными трещинками. Перлитовые трещинки развиваются по природным
вулканическим стеклам кислого, реже среднего состава. Иногда
эти трещины настолько совершенны, что макроскопически породы
кажутся агрегатом небольших ядрышек вроде жемчуга (отсюда
название текстуры), состоящих из многих луковицеподобных обо-
оболочек. В других случаях диаметр «перлов» так невелик, что онк
фиксируются лишь при микроскопическом изучении породы.
Промежуточное положение между текстурой и первичной от-
отдельностью магматических пород занимает шаровая тексту-
49
pa (рис. 27), широко распространенная в эффузивных породах
основного состава. Шаровыми называются лавы, распадающи-
распадающиеся в процессе остывания на отдельные сфероиды или шары от
десятков сантиметров до первых метров в поперечнике. Сфероиды
обладают концентрическим строением, обус-
обусловленным ориентированным распределением
в породе пузырей, уменьшением их количест-
количества и размеров и некоторым увеличением зер-
зернистости от периферии к центру шара, часто
в них отмечается радиальная трещиноватость.
Промежутки между шарами заполнены мел-
лава. СегментУедан"аЧЯ кими- ™огда скорлуповатыми обломками ба-
ной подушки (по зальтового стекла (гиалокластитами или па-
Р. Комптон, 1962): лагонитовыми брекчиями), осадочным, чаще
/ — стекловатая кор- всего кремнистым, а иногда глинистым или
яи'я пузырей"/—"ра- карбонатным материалом. Шаровые лавы свя-
диальные трещины заны постепенными переходами с так назы-
называемыми подушечными лавами, со-
состоящими из лавовых грибообразных наростов со стекловатой
коркой, которые не совсем отделяются друг от друга, а связаны
узкими лавовыми перемычками.
СТРУКТУРЫ МАГМАТИЧЕСКИХ ПОРОД
Образование структур магматических пород зависит как от
геологических условий становления, так и от химического состава
расплава. Неполнокристаллические, или стекловатые, породы фор-
формируются при быстрой потере летучих (что приводит к переохлаж-
переохлаждению) либо при излиянии магмы на поверхность, либо в мало-
малоглубинных условиях при формировании тел из дегазированной
магмы. При этом расплавы, богатые кремнеземом, кристаллизу-
кристаллизуются хуже, чем основные. На поверхности кислые расплавы часто
дают обсидианы, основные лавы в этих же условиях могут дать
породы с малым содержанием вулканического стекла или вообще
без него (долериты).
Рассмотрение структур удобнее провести по классификацион-
классификационным признакам. По степени кристалличности структу-
структуры магматических пород разделяются на полнокристаллические,
в которых вулканическое стекло отсутствует, неполнокристалли-
неполнокристаллические, содержащие наряду с кристаллами минералов вулканиче-
вулканическое стекло, и стекловатые, или гиалиновые (витрофировые), со-
состоящие из вулканического стекла с единичными микролитами или
зародышами кристаллов (кристаллитами).
По абсолютной величине кристаллов, слагающих
полнокристаллическую породу, структуры делятся на явнокристал-
лические (отдельные минералы видны невооруженным глазом),
микрокристаллические и скрыто- или криптокристаллические (со-
(составные части неразличимы невооруженным глазом). По разме-
размерам зерен среди явнокристаллических пород различаются ги-
гантозернистые (более 10 мм), крупнозернистые E—10 мм),
50
среднезернистые A—5 мм) и мелкозернистые (<1 мм). Микро-
и скрытокристаллические породы при макроскопическом определе-
определении обозначаются как афанитовые или тонкозернистые.
Относительная величина минералов, слагающих
породы, определяет их равномерно- или неравномернозернистые
структуры. В свою очередь среди неравномернозернистых выделя-
выделяются порфировидные структуры. Равномернозернистыми структу-
структурами называют такие, в которых
все составные части породы име-
имеют примерно одинаковую величи-
величину. В случае неравномернозерни-
неравномернозернистых структур минералы в поро-
породах варьируют по размерам. Пор-
Порфировидные структуры (рис. 28)
отличаются наличием крупных
кристаллов, находящихся в агре-
агрегате зерен меньшего размера.
Крупные зерна называются
вкрапленниками (фенокристалла-
ми) или порфировыми выделе-
выделениями, а агрегат, включающий
их, '— основной массой. В поро-
породах с порфир обидной структурой
основная масса может быть мел-
мелко-, средне- и даже крупнозерни- Рис. 28. Биотит-роговообманковый
стой, а размеры вкрапленников диорит с порфировидной структурой.
в несколько пяч бопмпр rptihiim ПоР°ДУ слагают: плагиоклаз — пл,
в несколько раз оольше величи- обыкновенная роговая обманка — ро,
ны зерен ОСНОВНОЙ массы. биотит — би, магнетит, апатит (па
Большое значение в структур- Ф- Хэтч и др., 1975)
ных рисунках пород имеет ф о р-
м а минералов. Широко применяется разделение минералов в за-
зависимости от степени совершенства их огранки (идиоморфные,.
гипидиоморфные, ксеноморфные). Различают также зерна по ха-
характерному облику (габитусу): изометричные, развитые равно-
равномерно в трех направлениях, таблитчатые и пластинчатые (или че-
чешуйчатые) — в двух направлениях и призматические, игольча-
игольчатые, волокнистые, вытянутые в одном направлении. Иногда один
и тот же минерал в зависимости от условий кристаллизации име-
имеет различную форму кристаллов. Например, плагиоклаз в глубин-
глубинных породах имеет изометричные очертания, которые с повышени-
повышением скорости остывания расплава меняются на таблитчатые (лей-
сты) — в эффузивных породах.
Структуры плутонических пород
Для интрузивных пород в соответствии с морфологическими
особенностями и взаимоотношениями минералов друг с другом
различаются панидиоморфнозернистые, гипидиоморфнозернистые
и паналлотриморфнозернистые структуры.
51
Рис. 29. Оливииит с панидиоморфнозернистой структурой — а (по Ю. Ир. По-
ловинкиной, 1968); диаллагит с панидиоморфнозернистой структурой — б (по
А. Н. Заварицкому, 1955)
Панидиоморфнозернистая структура (рис. 29, 35 6)
•обусловлена идиоморфными очертаниями всех минералов, входя-
входящих в состав горной породы. Эти структуры встречаются в моно-
мономинеральных породах (дунитах, анортозитах и др.) и образуются
при одновременной кристаллизации
всех минералов.
Гип и диомо.рфн о зернистая
структура свойственна породам, ми-
минералы которых обладают различной
степенью идиоморфизма (рис. 30, 31).
Эти структуры — наиболее типичные
и распространенные, так как в боль-
большинстве плутонических пород наблю-
наблюдается последовательная кристаллиза-
кристаллизация минералов из расплава. Гипидио-
морфнозернистые структуры имеют
много разновидностей.
Гранитовая структура встреча-
встречается в породах, содержащих кварц,
при этом полевые шпаты обычно идио-
морфнее кварца (рис. 32).
Офитовая структура свойствен-
свойственна основным породам, формирующим-
формирующимся в условиях быстрого остывания (ма-
(малые интрузии, зоны эндоконтакта, суб-
субвулканические тела и даже лавы мощ-
мощных потоков), и характеризуется рез-
резким идиоморфизмом плагиоклаза по
отношению к фемическим минералам.
В промежутках между плагиоклазами
5Z
Рис. 30. Различная степень
идиоморфизма минералов (пл—
плагиоклаз, кв — кварц, ро —
роговая обманка): / — идио-
морфный, 2 — гипидиоморф-
ный, 3 — ксеноморфный
располагается по одному или несколько ксеноморфных зерен тем-
темноцветного минерала (рис. 33). Если в промежутках между идио-
идиоморфными кристаллами плагиоклаза находится не одно, а не-
Рис. 31. Кварцевый диорит с гипидиоморфнозернистой структурой — а. Р1 —
зональный плагиоклаз, А — амфибол, q — кварц, т — сфен (по Е. А. Кузне-
Кузнецову, 1960); роговообманковый сиенит — б. Гипидиоморфнозернистая структура.
Порода сложена калиевым полевым шпатом, плагиоклазом, роговой обманкой
и акцессорными минералами (по А. Н. Заварицкому, 1955)
¦сколько зерен фемического минерала, структура будет называть-
называться долеритовой.
Пойкилитовая структура представляет разновидность ги-
пидиоморфнозернистых и харак-
характеризуется наличием включений
одних минералов в другие. Сре-
Среди этих структур следует указать
наиболее распространенные пой-
килоофитовую и монцонитовую.
Пойкилоофитовая струк-
структура (см. рис. 33, а) также обыч-
обычна для основных пород. В ней
идиоморфные мелкие кристаллы
плагиоклаза включены в более
крупные кристаллы фемических
минералов (пироксена или оли-
оливина). Как видно из названия, эта
структура совмещает признаки
офитовой и пойкилитовой струк-
структур. Рис. 32. Биотитовый гранит. Состоит
МонцонитоваЯ структу- из кварца, микроклина, плагиоклаза
ра наблюдается В породах СОдер- « биотита. Структура гранитовая,
жащих значительное" количество %™ ^"ирТп^иЛЖ
калиевого полевого шпата. Их 1968)
53
крупные ксеноморфные зерна включают более мелкие идио-
морфные кристаллы плагиоклаза и фемических минералов.
Агпаитовая структура распространена в некоторых щелоч-
Рис. 33. Офитовые структуры в диабазах: а — пойкилоофитовая (по Б. Н. Ла-
Лапину, 1965); б — диабазовая (по А. Н. Заварицкому, 1955); в — сидеронито-
вая структура в магнетитовом оливините (по А. Н. Заварицкому, 1955)
ных породах и характеризуется идиоморфизмом нефелина по от-
отношению к щелочным фемическим минералам (рис. 34).
Сидеронитовая структура (см. рис. 33, е) встречается в
ультрамафитовых и основных породах, богатых рудным минера-
минералом. Для нее отмечается идиоморфизм силикатов относительно
рудных минералов, которые в виде цемента заполняют промежут-
промежутки между первыми.
П а н а л л о т р и о м о р ф « о-
зершист а я структура харак-
характерна для полиминеральных 'по-
'пород и отличается тем, что вое сла-
слагающие эти породы минералы
имеют ксеноморфные очертания.
Эта структура возникает при од-
одновременной кристаллизации ми-
.нералов. К разновидностям панал-
лотриоморфнозернистых структур
относятся аплитовые и габб-
ровые.
Для аплитовой структуры
(рис. 35, а) отмечается непра-
неправильная форма изометричных по-
полевых шпатов и кварца, а также
более идиоморфные зерна по-
последнего.
54
Рис. 34. Агпаитовая структура в ур-
тите. Бесцветный — нефелин, со
штриховкой ¦— эгирин
В случае габбровой структуры породы состоят из непра-
неправильных изометричных или короткопризматических кристаллов
плагиоклаза и пироксена (рис. 36, а). Иногда в породах встреча-
Рис. 35. Гранит-порфир — а. Структура порфировидная, основной массы микро-
аплитовая; б — анортозит с панидиоморфнозернистой структурой (по Ю. Ир. По-
ловинкиной, 1968)
ется промежуточная между габбровой и офитовой — габбро-
офитовая (рис. 36,6) структура. Плагиоклаз при этом облада-
обладает несколько более отчетливым идиоморфизмом по отношению к
фемическим минералам.
Существует ряд структур, обусловленных характерными прора-
прорастаниями и срастаниями минералов. Эти структуры могут быть
первичными, сформированными в процессе кристаллизации рас-
расплава (пегматитовая, или графическая, друзитовая, или венцовая),
но чаще они вторичные, появившиеся в результате постмагмати-
постмагматических процессов (келифитовые структуры, мирмекиты, структуры
распада твердых растворов: пертиты и антипертиты, а также дру-
другие срастания минералов).
Пегматитовая (графическая) структура (см. рис. 3)"—
это закономерные вростки кварца в крупные кристаллы калиево-
калиевого полевого шпата. Микропегматитовая структура называется
гранофировой. Она часто встречается в основной массе гранит-
порфиров. Форма кварца в пегматитовых сростках клиновидная,
в гранофирах они характеризуются неправильной формой.
Друзитовые (венцовые) структуры отличаются разви-
развитием магматических реакционных каемок вокруг зерен оливина
или пироксена, занимающих центральное положение. Иногда вме-
вместе с магматическими каймами находятся келифитовые каем-
каемки, образующиеся при постмагматических реакциях.
Самый распространенный вид структурных преобразований в
результате охлаждения — распад твердых растворов с образова-
55
нием пертитов (вростки альбита в калиевом полевом шпате,,
см. рис. 31), антипертитов (вростки калиевого полевого шпата в
плагиоклазе), сростков клино- и ортопироксена и др.
Рис. 36. Габбро — а. Структура габбровая. Р1 — плагиоклаз, Р — пироксен,
А — каемки роговой обманки, b — биотит (по Е. А. Кузнецову, 1970); б —
габбро-долерит. Структура габбро-офитовая (по Ю. Ир. Половинкиной, 1978}
Мирмекиты (см. рис. 31) — это червеобразные вростки
кварца в плагиоклазе, приуроченные к границам плагиоклаза с
калиевым полевым шпатом. Они образуются в постмагматическую
стадию.
Структуры кайнотипных эффузивов
Структуры вулканических пород связаны с составом расплава,
условиями его продвижения к поверхности земли и затвердевания,
составом и режимом отделения флюидов и другими физико-хими-
физико-химическими факторами. По структурным признакам различают стек-
стекловатые, полустекловатые и полнокристаллические разновидности
вулканитов. Наиболее распространены полустекловатые породы,
стекловатые разности встречаются значительно реже, а полнокри-
полнокристаллические структуры характерны главным образом для пород
основного состава.
Стекловатые породы — это вулканические стекла — аморф-
аморфное вещество, близкое по составу магматическому расплаву. Сре-
Среди них наиболее обычны породы кислого состава. Быстрое про-
продвижение магмы к поверхности земли, охлаждение расплава и
отделение летучих компонентов являются непременным условием
формирования вулканических стекол.
Породы полустекловатого строения могут быть порфиро-
порфировой (рис. 37, а) и афировой (рис. 37,6) структур. Вулканиты
порфировой структуры состоят из вкрапленников и основной мас-
56
сы, имеющей в свою очередь стекловатое или полустекловатое сло-
сложение. Фенокристаллы отличаются от минералов основной массы,
значительно более крупными размерами; они обычно обладают яс-
Рис. 37. Роговообманковый андезит — а. В крупных вкрапленниках базальтиче-
ская роговая обманка и плагиоклаз. В более мелких — плагиоклаз и моноклин-
моноклинный пироксен. Основная масса имеет гиалопилитовую структуру; б — спилит.
Интерсертальная структура с резко удлиненными лейстами плагиоклаза (па
А. Н. Заварицкому, 1955)
но выраженными идиоморфными очертаниями. Условия кристал-
кристаллизации вкрапленников значительно отличаются от условий форми-
формирования минералов основной массы, что сказывается не только
на внешнем облике минералов, но и на их составах. Например,
фенокристаллы плагиоклазов имеют форму широких табличек, ре-
реже лейст, в основной массе эти же минералы встречаются лишь в
виде микролитов. Нередко в вулканических образованиях отмеча-
отмечается несколько генераций вкрапленников, образующих определен-
определенные ассоциации. Иногда наряду с разрозненными фенокристалла-
ми в породах находятся так называемые гломеропорфиро-
в ы е сростки, представляющие собой сростки одноименных мине-
минералов, реже они биминеральны. В некоторых случаях в эффузи-
вах встречаются более крупные сростки, напоминающие участки
полнокристаллических пород сходного с ними состава. Такие вклю-
включения обычно именуются гомеогенными, или родствен-
родственными, либо носят наименование «протосегрегаций». В. А. Зава-
рицкий A955) считал их включениями ранее застывших частей
той же магмы.
Структуры основной массы вулканитов. Основная мас-
масса кристаллизуется в поверхностных или близповерхностных ус-
условиях и может быть в свою очередь стекловатой или значитель-
значительно чаще полустекловатой, содержащей наряду со стеклом мелкие
минералы. Структура основной массы с резким преобладанием
57
стекла носит название гиалиновой в породах среднего и ос-
основного составов и витрофировой для вулканитов кислого со-
состава. В зависимости от соотношений кристаллической и стекло-
стекловатой составляющих выделяется ряд структур основной массы
(рис. 37,38).
Для гиалопилитовой структуры (см. рис. 37, а) характер-
характерны примерно равные количества стекла и микролитов. Микролиты
Рис. 38. Роговообманково-авгитовый андезит — а. Общая структура порфиро-
порфировая, основной массы — пилотакситовая (по Ф. Хэтч и др., 1975); базальтовый
порфирит — б. Структура порфировая, в основной массе апоинтерсертальная
(по А. Н. Заварицкому, 1955)
располагаются в породе беспорядочно и не соприкасаются друг с
другом. Микролитовые структуры отличаются преобладанием
микролитов, беспорядочно расположенных в вулканическом стек-
стекле и соприкасающихся друг с другом главным образом по длин-
длинной стороне; в случае, когда отмечается ориентировка микроли-
микролитов плагиоклаза вдоль линий течения и происходит обтекание
вкрапленников микролитами, структура носит наименование пи-
лотакситовой (рис. 38, а).
Интерсертальная структура (см. рис. 37,6; 38,6) основ-
основной массы отличается резким преобладанием микролитов над вул-
вулканическим стеклом. Микролиты плагиоклаза располагаются под
углом друг к другу, образуя в разрезах замкнутые или полузамк-
полузамкнутые треугольники, внутренняя часть которых выполнена вулка-
вулканическим стеклом, а иногда вулканическим стеклом и мелкими зер-
зернышками моноклинного пироксена. Гиалиновая, гиалопилитовая,
микролитовая, пилотакситовая и интерсертальная структуры ос-
основной массы связаны между собой постепенными переходами, их
разграничение носит несколько условный характер.
Сферолитовая структура (рис. 39, а) характеризуется при-
присутствием значительного количества сферолитов — шариков ра-
58
диально-лучистого строения, растущих вокруг некоторых центров.
В шлифе сферолиты представлены круговыми сечениями, размер
и количество которых могут быть различными, чаще всего они
имеют или 0,01—0,1 мм или достигают 0,5—0,8 мм в поперечнике.
Сферолиты обладают биминеральным строением, однако в неиз-
неизмененных сферолитах с помощью поляризационного микроскопа
не удается различать их строение. Исследования В. В. Наседки-
Рис. 39. Кислый эффузив — а. Основная масса обладала первичной сферолитовой
структурой, подверглась перекристаллизации (по А. Н. Заварицкому, 1955);
интенсивно корродированные вкрапленники кварца в кислом палеотипном эффу-
зиве — б. Основная масса имеет фельзитовую структуру (первично стекловатая;
по Ф. Хэтч и др., 1975)
на и других авторов показывают, что при кристаллизации распла-
расплава образуются волокна полевых шпатов (санидина или адуляра),
альбита, тридимита, кристобалита, реже халцедона или кварца.
В скрещенных николях в неизмененных сферолитах наблюдается
крестообразное угасание.
Фельзитовая структура (рис. 39,6) обнаруживается при
просмотре шлифов под поляризационным микроскопом с двумя ни-
Колями; наблюдается слабо поляризующее поле, в котором отдель-
отдельные минеральные составляющие, участвующие в этой структуре,
не диагностируются. При применении электронного микроскопа
удается установить, что в строении фельзитовой структуры при-
принимают участие мельчайшие зернышки кварца и полевого шпата,
скрепленные незначительным количеством вулканического стекла.
Не всегда можно выявить, образовалась ли фельзитовая структу-
структура в процессе застывания расплава (т. е. структура первичная)
или после затвердевания породы при разложении вулканического
стекла (т. е. структура вторичная).
Трахитовая структура по внешнему виду напоминает пи-
лотакситовую, здесь так же, как в пилотакситовой, наблюдается
59
ориентировка микролитов по движению расплава, обтекание мик-
микролитами вкрапленников, однако в строении трахитовой структуры
участвуют микролиты калиевого полевого шпата, а не плагиокла-
плагиоклаза, как в пилотакситовой. Количество вулканического стекла,
скрепляющего микролиты, невелико.
Ортофировая структура отличается наряду с ничтожным
количеством вулканического стекла присутствием микролитов ще-
щелочного полевого шпата, представленного изометричными зерныш-
зернышками и короткопризматическими столбиками.
Как видно из изложенного выше, большинство структур основ-
основной массы пород содержит то или иное количество вулканического
стекла, однако в некоторых вулканических породах встречаются
и полнокристаллические разновидности, отличающиеся специфи-
специфическим обликом; это так называемые офитовые структуры, сре-
среди которых выделяется ряд разновидностей. Структуры эти встре-
встречаются и в интрузивных породах (описаны выше).
Структуры палеотипных эффузивов
Среди вулканических пород земного шара значительно преоб-
преобладают палеотипные породы, отличающиеся некоторыми особен-
особенностями структур.
Палеотипные разновидности вулканитов, как было отмечено
выше( отличаются от кайнотипных отсутствием изотропного стекла.
Вулканические стекла представляют неустойчивую фазу сущест-
существования вещества, вследствие чего оно очень медленно, но само-
самопроизвольно раскристаллизовывается, а атомы перегруппировыва-
перегруппировываются в закономерные кристаллические системы. Этот процесс обыч-
обычно носит название расстеклования, раскристаллизации, или девит-
рификации. Преобладающая часть палеотипных вулканических по-
пород вовлекалась в тектонические процессы, они подвергались воз-
воздействию флюидов, повышенных температур и давлений (однако
ниже пределов метаморфизма), что убыстряет процессы разложе-
разложения стекла и приводит к его перекристаллизации, накладываю-
накладывающейся на уже девитрифицированные разности. Таким образом, в
палеотипных породах мы можем говорить лишь о реликтах пер-
первичных структур, сформировавшихся при кристаллизации пород,
их называют реликтовыми или добавляют к названию структур
приставку «апо». Например, реликтовую первичную структуру в
палеотипных породах называют не интерсертальной, а релик-
реликтовой интерсертальной, или апоинтерсертальной
(см. рис. 38,6), не гиалопилитовой, а реликтовой гиалопи-
л и т о в о й или апогиалопилитовой и т. д. В палеотипных
разновидностях пород, как правило, одновременно или несколько
позже разложения стекла изменяются и минералы, которые пол-
полностью или частично замещаются агрегатами вторичных минера-
минералов. О первоначальном составе минералов и составе горных пород
приходится тогда судить по косвенным признакам. Немалую роль
для определения наименования пород в этом случае играют их ре-
60
ликтовые структуры, иногда решающее значение приобретают
вторичные структуры, развившиеся после затвердевания пород.
В палеотипных породах андезитового и базальтового составов
реликтовые структуры различаются хорошо. Это связано с тем,,
что вулканическое стекло замещается агрегатом минералов, сре-
среди которых значительную роль играют минералы группы хлорнтаг
зпидота, мелкие изометричные зернышки альбита, серицит, лей-
коксен и другие минералы, легко отличающиеся от микролитов
Рис. 40. Дацитовый порфирит — а. Структура порфировая. Основная масса об-
обладала первично сферолитовой структурой. Стекло разложено в кварц-полевошпа-
кварц-полевошпатовый агрегат микрогранобластового строения (по Е. А. Кузнецову, 1970);.
6. Структура порфировая. Основная масса обладала первично гиалопилитовой
структурой. Стекло разложено и превращено в кварц-полевошпатовый агрегат
микропойкилобластового строения — зерна кварца с тончайшими вростками по-
полевого шпата (по Ю. Ир. Половинкиной, 1968)
плагиоклаза, определяющих первичные структуры основной массы
андезитов и базальтов. Наряду с реликтовыми к структурам па-
палеотипных вулканических пород основного состава относится так-
также спилитовая, характеризующаяся тем, что основная масса
пород состоит из беспорядочно расположенных длинных тонких
лейст плагиоклаза, промежутки между которыми заполнены мел-
мелким агрегатом вторичных и отчасти первичных минералов — хло-
хлорита, лейкоксена, рудного минерала.
В палеотипных породах кислого состава по стеклу развивается
кварц-полевошпатовый агрегат, что в значительной мере изменя-
изменяет облик первичных пород, делает реликтовые структуры трудно
различимыми (рис. 39, а, б; 40, а, б); в некоторых случаях вторич-
вторичные структуры, развивающиеся по первично стекловатой массе, на-
напоминают мелкозернистые первично кристаллические структуры
жильных пород — гранит-порфиров, гранодиорит-порфиров. Это
затрудняет отличие субвулканических тел кислого состава, сложен-
сложенных палеотипными породами, от пород жильных серий и сходных
61
¦с ними по морфологии тел. Разделение этих групп пород являет-
является принципиальным и особенно важным в пределах рудных по-
полей и месторождений, где они могут иметь разное отношение к
оруденению. Таким образом, следует тщательно подходить к вы-
выявлению вторичных структур кислых вулканитов, тем более что
типы этих структур дают возможность делать некоторые выводы
о приуроченности рассматриваемых пород к определенным этапам
развития земной коры.
Текстуры палеотипных пород наследуются от кайнотипных. Не-
Некоторые из них, например такие, как флюидальная и перлитовая,
иногда вследствие развития агрегатов вторичных минералов в па-
леотииных породах определяются хуже. Другие, такие, как полос-
полосчатая, пузыристая (в палеотипных породах — миндалекаменная),
различаются лучше.
Полосчатость проявляется более ясно, так как даже из-за не-
небольшой разницы в первичном составе стекол (иногда может быть
только в составе летучей фазы) по отдельным полосам развива-
развиваются несколько отличающиеся вторичные структуры.
Пузыристые текстуры, переходя в палеотипных породах в
миндалекаменные, хорошо различаются от вмещающей их породы
минеральным составом. Полые в кайнотипных породах пузыри вы-
выполняются здесь такими минералами, как кварц, карбонат, эпи-
дот, хлорит и целым рядом других.
СВЯЗЬ ТЕКСТУР И СТРУКТУР
ЭФФУЗИВОВ С СОСТАВОМ МАГМ
И УСЛОВИЯМИ ФОРМИРОВАНИЯ ПОРОД
Эффузивы содержат вкрапленники в том или ином количестве
или являются афировыми. Степень «порфировости» пород может
в какой-то мере свидетельствовать об условиях передвижения маг-
магмы к поверхности. Магма, быстро продвигающаяся к земной по-
поверхности в перегретом состоянии, дает афировые разновидности;
при задержке ее в промежуточном очаге формируется порфировый
тип пород. Многоэтапное выделение фенокристаллов свидетельст-
свидетельствует о неоднократных остановках расплава по мере продвижения.
Многие структуры основной массы пород косвенно указывают
на их состав.
Степень кристалличности для структур основной массы, содер-
содержащей микролиты, т. е. соотношения в ней микролитов и стекла,
в значительной степени зависит от химизма расплава, как правило,
чем он более основной, тем более кристаллична структура. Для
пород среднего и основного составов наиболее часты гиалопили-
товая, микролитовая, пилотакситовая и интерсертальная структу-
структуры, причем последняя преимущественно распространена в базаль-
базальтах. Офитовые структуры, отличающиеся от интерсертальной пол-
полным отсутствием стекла, формой выделений плагиоклаза, который
здесь представлен лейстами, а не микролитами, как в интерсерталь-
интерсертальной структуре, встречаются исключительно в породах основного
62
состава. Гиалиновая (стекловатая) структура в этих породах рас-
распространена незначительно. Она образуется только в условиях
особенно быстрого остывания. Такие же структуры, как сфероли-
товая и фельзитовая, в породах основного и среднего составов
вообще не отмечены, они характерны лишь для кислых эффузи-
вов. Для этих пород типичны структуры с большим количеством
первичного стекла — витрофировая с тем или иным (однако не-
незначительным) содержанием микролитов и сферолитов. Гиалопи-
литовые структуры встречаются иногда только в дацитах. Нараста-
Нарастание количества микролитов в кислых породах происходит по мере-
понижения содержания кремнекислоты от липаритов к дацитам.
Трахитовая и ортофировая структуры наблюдаются лишь в тра-
трахитах.
Значительное влияние на структуру основной массы пород,
кроме состава исходной магмы, оказывает также режим отделения
флюидов и охлаждения расплава. Особенно явно подобная зави-
зависимость проявляется в эффузивах основного состава, магма кото-
которых обладает большой кристаллизационной способностью. В этих
случаях породы маломощных быстро остывающих тел содержат
больше стекла, чем породы мощных потоков. Изменение структур
в пределах тела по направлению к его центру осуществляется из-
изменением структур основной массы, гораздо реже увеличивается
размер вкрапленников за счет нарастания на них наружных кайм.
Текстуры эффузивов также в какой-то мере связаны с соста-
составом пород и условиями их формирования. Так, например, флюи-
флюидальная текстура, типичная для лав кислого состава, редка в сред-
средних и основных эффузивах. Развитие в породах полосчатых тек-
текстур, полосы в которых несколько различаются по химическому"
составу, вероятно, вызвано ликвацией расплавов. Шаровая тексту-
текстура характерна для быстро остывающих базальтов, при излиянии
их под водой или на снег. Пузыристые текстуры отмечаются сре-
среди эффузивов любого состава. Однако в базальтах и андезито-
базальтах пузырей больше и они крупнее, чем в любых иных эф-
эффузивах. В лавах кислого состава пузырьки микроскопически ма-
малые, правильной шаровой формы, редко встречаются округлые,,
разрозненные пузыри, достигающие 1—2 см в поперечнике.
ГЛАВА 5
КЛАССИФИКАЦИЯ МАГМАТИЧЕСКИХ
ГОРНЫХ ПОРОД
Все магматические горные породы различаются по условиям-
залегания и образования на глубинные (плутонические), жиль-
жильные или дайковые и вулканические.
Глубинные и жильные породы образуются путем внедрения
(интрузии) магмы внутри земной коры и называются еще интру-
интрузивными. Вулканические породы формируются в результате
излияний или извержений магмы на поверхность земли или дно
океанов (эффузивные, или излившиеся, породы) и при
затвердевании вблизи поверхности дегазированной магмы (суб-
(субвулканические породы). Эффузивные породы нередко со-
сопровождаются пирокластическими образованиями, состоя-
состоящими из обломков эффузивов, их минералов и вулканического
стекла, реже обломков посторонних пород.
Химическая классификация основывается на данных анализов,
получаемых из лаборатории, которые не всегда имеются в рас-
распоряжении исследователя. Наиболее простым и быстрым методом
подразделения горных пород является их классификация по ми-
минеральному составу. Минеральный состав пород во многом зави-
зависит от химического; для его определения в полнокристаллических
породах обычно достаточно применения поляризационного мик-
микроскопа. Сложнее обстоит дело
при определении полукристалли-
полукристаллических или стекловатых пород.
Минеральный состав здесь, как
будет показано дальше, не может
служить классификационным
признаком.
ХИМИЧЕСКАЯ КЛАССИФИКАЦИЯ
Главным оксидом магматиче-
„ ., „ ских горных пород, ттисутствую-
Рис. 41. Петрохимическая классифи- чнячителнных количества*
кация магматических горных пород щим в значительных количествах
по их кремнекислотности (вес. % во всех породах, является крем-
SiO2) и содержанию щелочных ме- незем, содержание которого в по-
таллов (вес. % K2O + Na2O; по родах — основной признак их
ta^KSSiS-. эф- кислотности. Принято относить
¦фузивных пород: / — дуниты, пери- породы с содержанием SiO2 ме-
дотиты и коматиты; 2 —¦ амфцболо- нее 45% к ультраосновным; по-
вые и флогопитовые перидотиты и роды, в которых количество крем-
меймечиты; 3 - плагиоклазовые пе- незема колеблется ОТ 45 ДО
ридотиты и пикриты; 4 — якупиран- <-Xw en vni
гиты; 5 — мельтейгиты; 6 - ийолиты 52%> — « основным; 52—6о% —
и меланократовые нефелиниты; 7 — к средним, более 65%—к кис-
уртиты и нефелиниты; 8 — пироксе- лым. Другой классификационный
ниты и пироксенитовые коматиты; признак — суммарное содержа-
9 — габбро и габброиды, базальты и r J r »
долериты; 10 - субщелочные габбро ние в породах щелочей; щелоч-
и субщелочные базальты; ;/ — те- ность нарастает по мере увеличе-
ралиты, тефриты и базаниты; 12 — Ния содержания кремнезема,
диориты и андезито-базальты; 13 — За ОСНОВУ разделения магма-
кварцевые диориты и андезиты; 14 — J ~
монцониты и латиты; 15 - сиениты тических пород по химическому
и трахиты; 16 — нефелиновые сие- составу примем диаграмму, ПО-
ниты и фонолиты; 17 — гранодиори- строенную в координатах ЭЮг—
ты и дациты; /8 - граниты и липа- _(KaO + Na2O) (рис. 41).
риты (риолиты); 19 — граносиениты чгт ' vr c-r> vrvi
и трахилипариты; 20 - щелочные По соотношению ЬЮ2 И К2О +
граниты, пантеллериты и комендиты +Na2O породы делятся на три
64
ряда: 1) породы нормальной щелочности, 2) породы повышенной
щелочности и 3) щелочные породы с щелочными темноцветными
минералами (без фельдшпатоидов или фельдшпатоидные). В пре-
пределах каждого ряда находятся петрохимические группы пород,
выделяемые по содержанию кремнезема. В ряд пород нормальной
щелочности входят группы дунитов, перидотитов, пироксенитов,
габбро, габбро-диоритов, диоритов, кварцевых диоритов, грано-
диоритов, гранитов и их эффузивных аналогов (коматитов, пикри-
тов, базальтов, андезито-базальтов, андезитов, дацитов, липари-
липаритов). Ряд пород повышенной щелочности включает в себя амфи-
боловые и слюдяные перидотиты, меймечиты, субщелочные габбро
и трахибазальты, сиениты и трахиты, граносиениты и трахили-
трахилипариты.
Щелочные породы: якупирангиты, ийолиты, уртиты и нефели-
нефелиниты; эссекситы, шонкиниты, фергусситы и тефриты, базаниты; не-
нефелиновые сиениты и фонолиты; щелочные граниты и пантелле-
пантеллериты, комендиты.
КОЛИЧЕСТВЕННО-МИНЕРАЛЬНАЯ
КЛАССИФИКАЦИЯ
Полнокристаллические породы можно разделить на разновид-
разновидности по количественным соотношениям реальных минералов, сла-
слагающих их при нанесении количественных составов на класси-
классификационные треугольники.
Рис. 42. Схема нанесения составов
на треугольные диаграммы. Точки
соответствуют следующим соста-
составам, в %: / — 25 А, 30 В, 45 С;
2 — 70 А, 20 В, 10 С; 3 — 20 А,
80 С
Рис. 43. Классификация ультрама-
фитов. Пояснения в тексте
В вершинах треугольника находятся главные породообразую-
породообразующие минералы изучаемой группы. Каждая сторона треугольника
принимается за 100%. Для нанесения состава на треугольник рас-
рассчитывают на 100% те минералы, которые расположены в его
3 Зак. 443 E
вершинах. Откладывают содержание какого-либо минерала по
стороне треугольника, через эту точку проводят линию, парал-
параллельную основанию, противолежащему вершине минерала. Так
же поступают с содержанием второго минерала. Точка пересече-
пересечения проведенных линий покажет положение данной породы в тре-
треугольнике (рис. 42).
Рассмотрим треугольник наиболее распространенных пород.
Ультрамафиты состоят из оливина @1) и пироксенов (СРх —
клинопироксен, ОРх — ортопироксен). Разновидности их по коли-
количественным минеральным соотношениям видны на рис. 43: дуниты
Рис. 44. Классификация габброи-
дов и ультрамафитов. Пояснения
в тексте
Рис. 45. Классификация гранито-
идов. Пояснения в тексте
и оливиниты (поле /), перидотиты (поля 2—4: 2 :— верлиты, 3 —
лерцолиты, 4 — гарцбургиты) и пироксениты (поля 5—10: 6 —
клинопироксениты, 8 — вебстериты, 10 — ортопироксениты), сре-
среди которых выделяются также оливиновые разновидности (поля
5, 7, 9).
Породы, сложенные оливином, пироксенами и основными пла-
плагиоклазами (Р1), показаны на рис. 44, где орто- и клинопироксен
объединены. На этих треугольниках выделяются поля ультрама-
ультрамафитов A—6: 1 — дуниты и оливиниты; 2 — плагиоклазовые ду-
дуниты и оливиниты; 3 — пироксениты; 4 — плагиоклазовые пиро-
пироксениты; 5 — перидотиты; 6 — плагиоклазовые перидотиты), габ-
броидных меланократовых (8, И, 14: 8 — троктолиты, // — оли-
оливиновые габбро-нориты; 14 — габбро-нориты), их мезократовых
G, 10, 13) и лейкократовых (9, 12, 15) разновидностей, а также
анхимономинеральные плагиоклазовые породы (анортозиты и пла-
гиоклазиты, поле 16).
Кварц-полевошпатовые породы классифицируются по соотноше-
соотношению кварца, плагиоклаза и калиевого полевого шпата (рис. 45).
Для нанесения состава гранитоида на классификационный тре-
треугольник по реальному содержанию кварца проводится линия,
параллельная стороне треугольника, противолежащей вершине Q.
Количество плагиоклаза и калиевого полевого шпата принимается
66
в сумме за 100% и рассчитывается процентное содержание одного
из них от их суммы. Эта величина откладывается на стороне тре-
треугольника PI—Or, из найденной точки в вершину Q проводится
прямая, точка пересечения которой с линией содержания кварца
и отвечает фигуративной точке породы.
Пример: гранит содержит кварца 35%, плагиоклаза — 20,
калиевого полевого шпата — 40%. В треугольнике (см. рис. 45)
проводим линию, отвечающую 35% кварца, параллельную сторо-
стороне Р1—Or. Сумму полевых шпатов — 60 — принимаем за 100%;
/ 40 х 100 \
процент калиевого полевого шпата от суммы ) равен
66,6. Эту величину от вершины Р1 откладываем в сторону Or и из
точки, соответствующей 66,6% Or, проводим прямую в верши-
вершину Q. Точка пересечения этого луча с линией, отвечающей 35%
кварца, попала в поле 2 (см. рис. 45, точка Г).
По кварцу выделяются: бескварцевые и кварцсодержащие по-
породы (кварца 0—5%), кварцевые породы (кварца 5—15%), пе-
переходные к гранитам (кварца 15—25%) и граниты (кварца более
25%)- Содержание кварца 55% определяет верхнюю границу
поля гранитов (более богатые кварцем магматические породы не-
неизвестны).
В классификационном треугольнике (см. рис. 45) выделено
16 полей: /—4 граниты (/ — аляскиты — лейкократовые граниты,
в которых полевые шпаты представлены калиевыми разновидно-
разновидностями; 2 — граниты, в которых калиевый полевой шпат преобла-
преобладает над плагиоклазом; 3 — граниты, в которых плагиоклаз пре-
преобладает над калиевым полевым шпатом; 4 — плагиограниты с
содержанием калиевого полевого шпата менее 10%, с плагиокла-
плагиоклазом от альбита до олигоклаза и тоналиты, содержащие плагио-
плагиоклаз — андезин). При уменьшении содержания кварца плагио-
плагиограниты и тоналиты сменяются трондьемитами (поле 8), затем
кварцевыми диоритами (поле 9) и диоритами и их кварцсодер-
жащими разновидностями (поле 10). Существенно калиево-поле-
вошпатовые породы, бедные кварцем, представлены граносиени-
тами (поле 5), кварцевыми сиенитами (поле 15), сиенитами и
кварцсодержащими сиенитами (поле 16).
Рассмотренные классификационные треугольники по количест-
количественному минеральному составу применяют при исследовании пол-
полнокристаллических пород.
В табл. 2 приведена классификация магматических горных по-
пород, в которой сочетаются химические составы по кремнекислот-
ности с реальным содержанием минералов.
КЛАССИФИКАЦИЯ
ВУЛКАНОГЕННЫХ ГОРНЫХ ПОРОД
Единственным достоверным способом классификации вулкано-
вулканогенных пород является классификация по химическому со-
составу. При наличии результатов химических анализов пользу-
3* 67
'Eodou хияээышохЛьч! kit» оячтох hhbE aoiredaHHW хнихэви эинвя^эЮо и авхооо иннчи^эниэд •эинвьэи^ц
niHd хихоид хвитии-вя
-ифEои энаохиТшК нхиПвК gj HXHdoHffoiiBdj 'вянвидо BBaojod хэн 'евгаоилв1ш nmitfeda
нНйф (нппгойН) хвшШ1/вя wan
-dou gnaoxHdBUHL1 mndBUHir oi—S Nxmredj хихоид хэн 'евююихвн-ц И141гэин -deaM э
нхиКнвюи I 2^ otr j FUHdoHtfodda»}) | ниаиич) 'HaaxodHu
ях^иф хихоир кэй
-dou энаохи?э»нв ихиеэСнв ОБ niHdcmtf эияэпйвня 'вннвидо BBaojod хэн eEFMOHJEiru HHHlfedo -deaxo
Iчxиdифdou эна нхчи-ВЕвд
-охчтеЕвд-охиеэЯнЕ -охиеэКнв Og HXHdoHtf вннвкдо BBaojod хэн еигиоилв1ги HHHtedo хэн
gl Off NXHEOxdOHB
иевдвиВ 'нxиdиф HXHd3iiioff rumroxHodx 'NXHdoH ebitx
-dou энаохч!;вЁВ9 'тчигевд о/.—OS -odggBj 'nxndoH 'odggBJ нипи^о 'HH93HodHU хэн -ohjbitu ионаонэо хэн
iqxudaxagaa (a
'HXHH3OModHUOHHifM (g
HXHd 'HXHH93HodHUoxdo (в
-Hcj>dou 3HaoxHdsHu RXHdxHu 001—36 :нхинээмс^иц ниаи1го 'HHaoxodHU хэн хэн хэн
j 001 HXHffH3irgHdoj I вннвидо BBaojod | хэн хэн | хэн
-ифdou 9iqaoxHdHHu HxndxHU 08—01 |HXHxoffHdauaiqaoEBi;soHjBifu| MHaoHodHU 'ниаи^о I хэн |ёВ1гмоиле1ш ионаонэо хэн
HXHirondair (a
'iqxHirdaa (g
'HXHjdAgtidBJ (в
nxHdHib :HXHxoli'Hd3U NHsaHodnu и ниаи^о
-doi| энаохихвиоя hxhxbwoh oOl—?6 нхиниешго 'нхинАК ниаи1/о хэн хэн хэн
-xaati эин
Z впи1;двх
68
мdифdoц HaHHBUBd вннвидо хвиши^вя 'ebith w9ii
SHaOXHdBUHIfHXBdX WXHdBUHITHXBdX Q\ Otf 'HXHH9H30HBdj BBSOJOd 'ХИХОИр ХЭН -ОИЛВ1Ш ИИ1ГЭИЯ ^ВЭЯ D
(Iqdифoxdo) wd
-ифdou 9iqaoxHXBdx
'IчdифdoLl эяаохих nxHXBdx нхинэиэ хвитиь'вя '(oj oifBra
-bit энаэЫвая 'iqd 'hxhxbi; эня 'нхиноТшои эна хихоид 'вннвидо -оь^зин off ojohhoh И1ги
-ифdou Э1чаохихв1г -9tidBaH 'нхихвь1 OS -andBaH 'нхинопнои BBaojod 'нээяodиu хэн -эо хо) ebl'hohjbi/'u хэн
iqxHdsifoffHXBdx
'i4X4ifBEBgHXBdx
'(нхч1ГВЕвд
ИЕвдвиВ энньоц1 энаониаи^о)
-э1пдАэ 'Iчxиdифdou мхчггвевд вянвидо BBaojod хвитиь-вя 'евкя
9i4aox4ifBEBgHXBdx эиньои'э'тдЛэ OS odpgBj 3i4Hhoi/3tngAo 'нивигго 'H90H0dnu хэн -оихви'и ионаонэо хэн
I4XHH33HOdfflI И 1ЧХИХ
Hxnd нхигални -offnd3u энаохииохо^ф хииолоь-ф
-ифdou энаохйяии 'нxиц•dэgl"Jия 'HXHHSOxodnu и нхих 'вннвкдо BBaojod
3i4Hhoif9LngX3 'нхиьэииэи 001—36 -offndaij энаоь'одифив 'Iчнээяodиu 'ниаи1со хэн хэн хэн
-хэап эин
эинаиеЛффе яеюоэ цннчиваэнии
ихэоньои*эш уоннэпгиаои iql/odoij
69
nd нэояойии ион
-ифёои sneomd ихиЯнэкон -ьсжэтл 'годифив хвцтшвя N9ti
-вишг aHHhoiratn 'mHd3ifireXHBU oi—S тинвйл эмныжэ'т iioHhoireln 'хихоид хэн 'ebimiohjbi;u итгэин -dBax э
ndncjidoii эиа ихинэиэ энаохи'пиэь' HBif
-охиьюноф 'nd -оКаээи и энаохиТшэц1 -swoVhusb1 'HasHod хин сэр
-ифdou энаохих ихиь'оноф 'тих oi °Я 'пхинэиз эивоншгэфэн -ии ионыжэ'т ига шги иивйиох хвитштЕя
-Bdx эяньои'э'т -Bdx эиньоц'э'т об i0 'ихинэиэ энныжйп 1ГО9ифив ионьслгэТп -¦вшпйчиэф э 'emrxoHJeim инкэим хэн
нх
-чивевд этом!!
-иэи1 'нхинвевр
и Iчxиdфэx эна OS нхиэА^эф
-охи^иэи1 'ихин дд otf hxhcJAodhw 1годифив HoHhoiratn хин еэд хвитшсвя '(олэн
иЕЕдв -вевд и нии1фэх ихининнот 'хилав-нвхих 'ин И1ги иив^иох -ITada otf сионаон
-М эиньо^эТл энаони1гэфэн 03—SS 'Nxmredax 'пхиэмээзе -aosodHU 'ниаиго -вшпКч1гэф э -оо хо) EBtfHOiuBini хэн
ихинии-эфэн
'нхихипиаи 51—01 HxuxdA
Iчxиdифdou 'HxndHHU энн OS ихи!гоии хин сэд
SmOXHdHHU ЭНН -КИОХВЦШНЧ1ГЭф 2,/, 1ЧХИЛИЭХЧ1ГЭН HHd И1ГИ ИИВЙИОХ
-1Гиохвит1?ч1;эф 'wxHjdAgwHi; 001—06 шилнвёииАнв -иле 'хилавнвхих -вишНчь'эф э хэн хэн
-laali эин ^
энняисАффе явхэоз иянч1гвс!энии
nttodou aHHhoifa'fn
2 -vgvi anwoKVOQodu
70
ются теми же критериями разграничения вулканитов, что и при
классификации плутонических пород. Химический анализ должен
контролироваться петрографическим исследованием пород, так
как наличие крупных миндалин, включений посторонних облом-
обломков, метасоматические изменения могут в значительной мере его
исказить.
Классификация по минеральному составу в чис-
чистом виде может применяться лишь условно. В этом случае по
результатам химического анализа вулканических пород вычисля-
вычисляется нормативный (теоретический) минеральный состав, позволя-
позволяющий найти место им на классификационных треугольниках и
сопоставить их по минеральному составу с соответствующими плу-
плутоническими породами.
Невозможность использования минерального состава для точ-
точной диагностики вулканитов связана как с частым присутствием
в этих породах вулканического стекла, так и главным образом
с неравновесностью минералов — вкрапленников с составом по-
пород. В общих чертах существует близость минерального состава
плутонических и соответствующих им по химизму эффузивных
пород. Например, присутствие вкрапленников кварца в вулкани-
вулканитах свидетельствует об их кислом составе, оливина и основного
плагиоклаза — об основном. Однако не следует искать полной
аналогии в минеральном составе вулканических и плутонических
пород, так как он связан с разными условиями их кристаллиза-
кристаллизации, отличиями в составе флюидов и режиме их отделения, что
влияет не только на структуру и порядок кристаллизации пород,
но и на их минеральный состав и состав минералов. Так, напри-
например, амфибол, являющийся обязательным минералом в кварцевых
диоритах, часто полностью отсутствует в андезитах; биотит, всегда
встречающийся в нормальных гранитах, редок в липаритах; ли-
липарит — почти полный аналог по химизму гранита — может не
содержать вкрапленников и микролитов калиевого полевого шпа-
шпата (весь калий может войти в состав вулканического стекла);
состав плагиоклаза во вкрапленниках липаритов более основной,
чем в гранитах, и т. д. При отсутствии химического анализа вул-
вулканитов для их диагностики, а соответственно и отнесения в ту
или другую группу, наряду с минеральным составом привлекается
и ряд других косвенных признаков.
Структура пород, в особенности основной массы вул-
вулканитов, часто дает значительную информацию об их составах
(см. ч. II гл. 4). Например, сферолитовые структуры основной
массы эффузивов свидетельствуют об их кислом составе; офито-
офитовые и интерсертальные структуры обычны для основных пород.
О составе вулканического стекла основной массы можно су-
судить по продуктам его разложения — кварц-полевошпатового для
пород кислого состава и хлорит-альбит-эпидотового — для пород
среднего и основного составов.
В отличие от плутонических пород вулканиты разделяются
также по своей сохранности на кайнотипные и палеотипные раз-
71
новидности, хорошо отличающиеся как в полевых условиях, так
и при изучении их в лаборатории под микроскопом. В понятие
кайнотипная, или палеотипная, порода не вкладывается
возрастной смысл, а лишь петрографический облик пород, степень
их измененности. Вулканиты кайнотипного ряда вне зависимости
от их геологического возраста отличаются свежестью, сохранно-
сохранностью вулканического стекла; палеотипные — измененностью ми-
минералов и вулканического стекла. Полевые шпаты кайнотипных
пород прозрачны, обладают ясным блеском по плоскостям спай-
спайности, цветные минералы темные; вулканическое стекло имеет
стеклянный блеск и отличается вне зависимости от состава пород
Темной — черной, бурой, зеленой — окраской. При переходе пород
в палеотипное состояние первым изменяется вулканическое стек-
стекло, распадающееся на агрегат вторичных минералов, состав ко-
которых связан с химизмом стекла.
В вулканитах кислого состава первично стекловатая масса
приобретает светлые — желтовато-зеленоватые, розовые — ок-
окраски; стекла вулканитов среднего и основного составов стано-
становятся зелеными, фиолетовыми, интенсивность окраски их увели-
увеличивается с повышением основности пород. Преображаются и ми-
минералы: плагиоклазы замещаются агрегатом вторичных минера-
минералов, в результате чего мутнеют, калинатриевые полевые шпаты
приобретают темно-красные окраски, амфиболы и пироксены утра-
утрачивают блеск на плоскостях спайности и имеют зеленоватые и
грязно-бурые окраски. Пузыри в пузыристых эффузивах выпол-
выполняются агрегатом вторичных минералов, слагающих миндалины.
В Советском Союзе широко распространена двойная номен-
номенклатура палеотипных пород, когда к Преобладающему большин-
большинству палеотипных пород добавляется слово «порфир» (для пород,
в которых содержание K>Na) или «порфирит» (для пород с
обратными соотношениями К и Na). Наиболее распространенны-
распространенными палеотипными разновидностями с добавлением слова «пор-
«порфир» являются вулканиты кислого состава, «порфирит» — сред-
среднего и основного составов нормальной щелочности. Например,
если кайнотипная порода кислого состава называется липарит,
палеотипная — носит название липаритовый порфир; базальты —
породы основного состава — имеют палеотипными аналогами
базальтовые порфириты1. Исключения, когда палеотипная порода
имеет самостоятельное наименование, редки (хотя они относятся,
например, к такой широко распространенной породе, как диабаз —
палеотипному аналогу долерита).
1 Необходимо подчеркнуть, что слова «порфир» и «порфирит» употребляются
в петрографической литературе в двояком смысле: 1) применительно к палеотип- ¦
ным вулканическим породам вне связи с их структурами (например, липарито-
вые порфиры могут быть как порфировые, так и афировые); 2) применительно
к первично полнокристаллическим породам — исключительно в структурном по-
понимании. Здесь этот термин применяется для пород с порфировидными струк-
структурами (например, гранит-порфиры отличаются от гранитов только порфировид-
ной структурой).
72
Как известно, к вулканическим породам наряду с образова-
образованиями лавового облика относятся вул ка ногенно-обл омоч-
ные породы, в основу их разделения, так же как и любых
других магматических пород, положен их химический состав; в
соответствии с этим выделяют породы липаритового, андезитового,
базальтового и других составов. Вулканогенно-обломочные поро-
породы часто содержат примесь чужеродного материала, объем ко-
которого, как правило, превышает тот, что содержится в эффузивах,
однако, в общем, количество его обычно невелико, и он мало вли-
влияет на состав пород в целом. Дальнейшее подразделение вулкано-
генно-обломочных пород производится по характеру скрепляющей
обломки массы, которая может быть эффузивной, отсутствовать
совсем (в спекшихся разностях) или может быть представлена
гидрохимически переработанным пепловым цементом. Среди по-
пород с лавовым цементом широко распространены лавовые
брекчии, т. е. лавы, содержащие значительное количество об-
обломков чаще всего сходного со скрепляющей массой состава.
Лавовые брекчии не принято подразделять по величине обломков,
так как их размерность не имеет принципиального значения.
В группу обломочных пород с лавовым цементом попадают,
по современным представлениям, и породы, выделяющиеся под
названием игнимбриты. Генезис этих образований до сих пор во
многом дискуссионен, на их характеристике мы остановимся поз-
позже при описании вулканогенных пород кислого состава.
К следующему типу вулканогенно-обломочных пород относят-
относятся пирокластические породы — породы, образовавшиеся
из обломков, выброшенных во время извержения. Рыхлый пиро-
кластический материал носит название тефры. В связи с не-
неустойчивостью вулканического стекла, играющего значительную
роль среди пирокластического материала, тефра чрезвычайно бы-
быстро литифицируется и превращается в консолидированную плот-
плотную породу —- туф. Пирокластические породы подразделяются
по величине обломков. Размерность обломков имеет важное зна-
значение, так как по ней можно судить о близости или удаленности
от центров извержения.
По агрегатному состоянию туфы делятся на витрокласти-
ч е с к и е, состоящие из осколков тонкораспыленного вулканиче-
вулканического стекла, т. е. вулканического пепла; кристаллокласти-
ч е с к и е, сложенные преимущественно осколками минералов, и
литок ластические, состоящие в значительной мере из об-
обломков пород. В чистом виде встречаются лишь витрокластиче-
ские разности. Преобладающее большинство туфов состоит из
всех трех слагающих — вулканического пепла, осколков минера-
минералов и обломков пород; в этом случае нет надобности вводить в
наименование туфа указание его агрегатного состава. Это необ-
необходимо лишь тогда, когда исследователь хочет подчеркнуть ка-
какую-то характерную черту туфа, т. е. значительное преобладание
в нем тех или иных составляющих.
Остановимся на некоторых особенностях агрегатных состав-
73
ляющих туфов. Вулканический пепел (тонкораспыленное
вулканическое стекло) встречается во всех разновидностях, раз-
размеры отдельных частичек очень малы, обычно они достигают до-
долей миллиметра, благодаря чему устанавливаются лишь при изу-
изучении пород под микроскопом. Форма частичек пепла в туфах
кислого состава весьма характерна: они обладают рогульчатой,
Рис. 46. Пепловые частички в туфе — а (по К. С. Росс и Р. О. Смит, 1961);
форма пирокластических обломков вулканического стекла (пепловых части-
частичек) — б. Размер частиц в миллиметрах (по О. Н. Белоусовой и др., 1972)
серповидной и копьевидной формами (рис. 46). Осколки стекол
среднего или основного состава не имеют столь типичных форм.
Кристаллы минералов чаще всего встречаются в виде оскол-
осколков, однако иногда выбрасываются и совершенно идиоморфные
крупные кристаллы. Так, например, на Камчатке при извержении
вулкана Плоский Толбачек выбрасывались таблички плагиоклаза
правильных кристаллографических очертаний. Отличительная осо-
особенность туфов — незакономерное распределение минералов в
породе. Обычно даже в пределах одного шлифа можно видеть
кучные скопления минералов разных размеров и форм. Обломки
родственных вулканических пород (обломки лав) могут иметь
остроугольную или лепешкообразную расплющенную форму в
зависимости от степени консолидации выброшенного расплава.
Размер обломков пород разный (от микроскопически малого до
громадных глыб (рис. 47), группирующихся вблизи жерловин).
Часто при выбросе пластичного материала происходит его вра-
вращение в воздухе и образуются лапилли, имеющие до 2 см в дли-
длину, или бомбы — крупнее 2 см (рис. 48).
Наряду с широко распространенными туфами, имеющими
скрепляющую массу — гидрохимически переработанный пепло-
вый материал, встречаются разности туфов, не содержащие це-
цемента и образующиеся за счет спекания раскаленных обломков.
74
Рис. 47. Вулкан Шивелуч. Извержение 1964 г. Глыба, переброшенная на 12 км
от места взрыва (фото К. Н. Рудич, 1974)
Рис. 48. Вулканическая бомба. Остров Парамушир, вулкан Эбеко (фото А В Гу-
Гущина, 1978) ' ' *
К группе спекшихся туфов следует относить сравнительно
редкие литокластические туфы основного состава, так называемые
агглютинаты. Они образуются в результате выброса раска-
раскаленного полупластичного материала. Агглютинаты сложены гру-
бообломочным материалом, спекшимся в прочную массу, с ком-
комковатой поверхностью и с хорошо различимыми отдельными об-
обломками, между которыми видны пустоты.
К пирокластическим породам примыкают породы смешанного
происхождения, в состав которых в значительных количествах
входит осадочный материал. Принято смешанные породы относить
к туффитам, если примесь осадочного материала в них не
превышает 50%, или к вулканогенно-осадочным поро-
породам (туфогенным конгломератам, туфогенным песчаникам, ту-
фогенным алевролитам — в зависимости от их размерности), если
- этого материала более 50%. Туффиты и вулканогенно-осадочные
породы отличаются от чисто осадочных образований, сформиро-
сформировавшихся за счет разрушения вулканических пород, сингенетич-
ностью с процессом извержения. В геологическом понимании они
образуются одновременно с извержениями за счет перемещения
рыхлого нелитифицированного пирокластического материала —
тефры и перемешивания его с осадочным материалом. Пепловые
частички, хотя частично и утрачивают в связи со своей хрупкостью
острые концы, все же сохраняют специфический «пепловый об-
облик», в особенности пепловые частички кислого состава. Осадоч-
Осадочные вулкано-терригенные породы состоят из окатанных и отсор-
отсортированных обломков лав, туфов и других литифицированных
вулканических пород, образование которых было оторвано во вре-
времени от формирования осадочных пород. В цементе этих пород
пепловые частички не содержатся, осколки кристаллов пирокла-
пирокластического происхождения редки, чаще встречаются окатанные
обломки туфов или лав.
КЛАССИФИКАЦИЯ ЖИЛЬНЫХ ПОРОД
К жильным породам относятся породы, кристаллизующиеся
из магматических расплавов, заполняющих контракционные тре-
трещины (трещины остывания) в плутонических массивах, тектони-
тектонические трещины в интрузивах и вмещающих их породах, или раз-
развивающиеся по ним вследствие магматического замещения. Фор-
Форма залегания их — жилы и дайки (см. рис. 12, 13). Особенно
широко жильные породы распространены в гранитоидных масси-
массивах. Метасоматические жилы к жильным породам не относятся.
Не относятся к ним и субвулканические образования, которые, как
отмечалось выше, в отличие от пород жильных серий, формиру-
формируются из значительно дегазированных расплавов вулканических
камер.
Жильные породы разделяются на две подгруппы: асхисто-
асхистовые (нерасщепленные) и диасхистовые (расщепленные)
породы.
76
Асхистовые породы по минеральному составу аналогичны глу-
глубинным породам материнских интрузий и отличаются от них мел-
мелкозернистой структурой. Для жильных пород, имеющих мелко-
или микрозернистую структуру, сохраняется название глубинной
породы, иногда употребляется приставка микро (жильный гранит,
жильный диорит, жильное габбро и т. д.; микрогранит, микросие-
микросиенит, микронорит и т. д.). Если в жильных породах содержатся
крупные порфировые выделения, к названию глубинной породы
добавляется слово порфир или порфирит в зависимости от состава
пород (гранит-порфир, сиенит-порфир, диорит-порфирит, габбро-
порфирит и т. д.).
Диасхистовые породы разделяются на лейкократовые — апли-
ты и пегматиты и меланократовые — лампрофиры. Эти породы
по минеральному составу не имеют аналогов среди глубинных
пород.
Аплиты — светлоокрашенные тонкозернистые породы. Они
состоят из тех же светлых (салических) минералов, из которых
состоят генетически родственные им глубинные породы, отлича-
отличаясь от них полным или почти полным отсутствием цветных ми-
минералов (гранит-аплиты, диорит-аплиты, сиенит-аплиты, габбро-
аплиты и т. д.).
Пегматиты обладают светлыми окрасками крупно— до
гигантозернистой пегматитовой или гранофировой структурой.
Они формируются при участии флюидов и кроме салических ми-
минералов, аналогичных материнской интрузии, обогащены крупны-
крупными кристаллами мусковита, биотита, лепидолита, турмалина, апа-
апатита, топаза и др. Существуют гранит-пегматиты, сиенит-пегма-
сиенит-пегматиты, нефелин-сиенит-пегматиты и т. п.
Лампрофиры — темноокрашенные мелкозернистые иногда
порфировидные породы. Крупные выделения в них представлены
•исключительно фемическими минералами. Основная масса сложе-
сложена примерно поровну фемическими и салическими минералами.
Среди лампрофиров существует много разновидностей. Наиболее
распространенными являются плагиоклаз-роговообманковые (спес-
сартиты), плагиоклаз-биотитовые (керсантиты), калиево-полево-
шпатово-роговообманковые (вогезиты) и калиево-полевошпатово-
биотитовые (минетты) породы.