Петрография магматических горных пород

Форма залегания смешанных туфогенно-осадочных  пород соответствует понятию слоя.

Диатремы, или вулканические трубки взрыва, представляют одну из форм залегания вулканических пород (см. рис. 5, д). Они бывают выполнены или вулканическими туфами и брекчиями, или лавами – базальтами, щелочными и ультраосновными породами. Алмазоносные трубки являются одним из примеров таких тел.

Экструзии слагаются лавами, выжатыми на земную поверхность и неспособными в связи с вязкостью растекаться. Из экструзивных форм наиболее распространены купола, а также иглы и  обелиски, когда вязкая лава выходит  из жерла вулкана, растекаясь в виде куполов, или сразу же застывает не растекаясь. Такие формы характерны для кислых и средних лав.

Отдельности

Образование магматических пород  происходит в условиях влияния различных тектонических процессов, причем постоянно меняется режим температуры. При охлаждении горные породы изменяют свой объем (в основном сжимаются), в результате чего подвергаются расколам и при этом образуются трещины отдельности. Излившиеся породы обладают большей частью столбчатой отдельностью. Остывание начинается с поверхности потоков. Образуются колонны обычно шести- или пятиугольного сечения, тесно соприкасаясь и располагаясь перпендикулярно поверхности охлаждения. Поэтому у горизонтально лежащих потоков столбы располагаются вертикально. Примером могут служить классические столбы Фингалова грота в Шотландии, многочисленные случаи столбчатых базальтов в Армении, у Коктебеля в Крыму или около г. Ровно в Украине. В дайках гипабиссальных или вулканических пород столбы имеют горизонтальное положение, наподобие поленницы дров.

Отдельности интрузивных пород  также являются результатом взаимодействия между силами сжатия при остывании и влиянием тектонического давления после охлаждения масс. Выделяют пластовую отдельность с более или менее пологим залеганием. Она имеет часто матрацевидную форму. Особенно она развита у гранитов. Кроме пластовой отдельности в интрузивных массивах возникают трещины с крутым падением, расположенные закономерно по отношению к силам давления. Они часто не бывают открытыми, так как блоки горных пород между этими трещинами силами давления прижимаются друг к другу. Перпендикулярно к этим плоскостям расположены поперечные трещины отдельности, идущие по направлению сил давления. Эти трещины могут быть открытыми и часто служить каналами для продвижения расплавленных масс или гидротермальных растворов, образуя дайки более поздних интрузивных пород или гидротермальные кварцевые и другие жилы, часто с промышленной минерализацией.

Текстуры  и  структуры  магматических  пород

Внутреннее строение магматических  горных пород определяется понятиями текстура и структура.

Под текстурой понимается общий облик породы, зависящий от расположения и распределения минеральных агрегатов относительно друг друга, а также от способа заполнения ими пространства. Текстурные признаки связаны с процессами, происходящими до или во время кристаллизации расплавов, с формой отдельности, возникающей при охлаждении магмы или под влиянием внешних воздействий во время и после кристаллизации.

Под структурой подразумеваются те особенности строения горной породы, которые обуславливаются размером, формой и взаимными отношениями составных частей (кристаллов и вулканического стекла, там, где оно имеется). В английской и американской литературе термины «структура» и «текстура» употребляются в противоположном смысле: texture – структура, а structure – текстура.

Особенности текстур и структур магматических пород возникают в результате физических условий затвердевания и зависят от температуры магматического  расплава, скорости затвердевания, глубины формирования, способствующей сохранению в расплаве летучих компонентов (флюидов). Так, например, гранит, кристаллизующийся на глубине из магмы кислого состава, богатой флюидами, обладает полнокристаллической структурой, в то же время риолит, образующийся из точно такой же магмы, но в поверхностных условиях, состоит почти нацело из вулканического стекла. Этот факт объясняется тем, что близ поверхности расплав теряет летучие компоненты и становится очень вязким. Следует также отметить, что структуры пород различного состава при прочих равных условиях неодинаковы, что объясняется в первую очередь различной способностью магм основного и кислого состава к раскристаллизации. Так, например, базальты, затвердевая в тех же условиях, что и риолиты, часто обладают полнокристаллическими структурами, т. е. не содержат вулканического стекла. Таким образом, структуры зависят также от химического состава магматических пород.

 Структура магматических пород

Рассмотрение структур удобно проводить  по следующим классификационным признакам:

1. по степени кристалличности;
2. по абсолютной величине минералов;
3. по относительной величине минералов;
4. по форме минералов.

I. По степени кристалличности различают три типа структур: полнокристаллические, полукристаллические и стекловатые. При полнокристаллической (голокристаллической) структуре горная порода целиком сложена кристаллами и не содержит вулканического стекла. При полукристаллической (гипокристаллической) структуре горная порода состоит из минералов и вулканического стекла. При стекловатой структуре горная порода целиком состоит из вулканического стекла, возможно, с единичными микролитами или зародышами кристаллов (кристаллитов) (рис. 6).

II. По абсолютной величине составных частей, слагающих полнокристаллическую породу, структуры делятся на  явнокристаллические, или фанеритовые (отдельные минералы хорошо видны невооруженным глазом), микрокристаллические (отдельные минералы с трудом видны невооруженным глазом) и скрыто - или криптокристаллические (составные части неразличимы невооруженным глазом) – так называемые афанитовые структуры.

 

Рис. 6. Перлитовая структура в стекловатой породе.

При одном николе. Видны потоки кристаллитов

(по Е. А. Кузнецову, 1970).

 

     Среди явнокристаллических  структур по абсолютной величине зерен выделяют гигантозернистую (диаметр зерен больше 10 мм), грубозернистую, или крупнозернистую, (диаметр зерен 5–10 мм), среднезернистую (диаметр зерен 1–5 мм) и мелкозернистую (диаметр зерен менее 1 мм) структуры.

III. По относительной величине минеральных зерен различают равнозернистую и неравнозернистую структуры. Среди неравнозернистых выделяются порфировидные и порфировые структуры.

При определении  равнозернистости породы сравнивают величину зерен одного и того же минерала или группы минералов, обладающих близкой формой. Известно, что размеры зерен отдельных минералов часто связаны с их кристаллографической формой, например, в граните зерна светлоцветных минералов – кварца и полевых шпатов – резко отличаются по величине от листочков биотита. Поэтому учитывают величину зерен преобладающих минералов. Часто при характеристике зернистости породы указывают интервал, в котором колеблется этот размер. Например, можно сказать, что горная порода обладает среднезернистой равнозернистой структурой с величиной зерен преимущественно от 2 до 3 мм.

Порфировидная структура определяется наличием крупных  кристаллов, погруженных в полнокристаллическую основную массу, которая может быть мелко-, средне- и даже крупнозернистой. Причем величина порфировидных выделений в несколько раз превышает размер зерен основной массы. Порфировидная структура наиболее типична для пород, кристаллизующихся на небольшой глубине – в гипабиссальных условиях, часто наблюдается в гранитоидах (рис. 7).

Рис. 7. Биотит-роговообманковый диорит с порфировидной структурой.

Породу слагают: Plg – плагиоклаз, Rgb – роговая обманка,

Bi – биотит; апатит, магнетит, сфен

(по П. Ф. Емельяненко и Е.  Б. Яковлевой, 1985).

 

Порфировая структура близка к  порфировидной за тем исключением, что в основной массе таких пород часто присутствует стекло (рис. 8). Она характеризуется наличием вкрапленников (фенокристаллов) и афанитовой основной массы, состоящей из мелких кристаллов (микролитов) или зерен тех же минералов – в этом случае она будет полнокристаллической. Если же в основной массе порфировой структуры присутствует вулканическое стекло, то она будет обладать полукристаллической структурой. Порфировая структура характерна для лав и многих жильных пород.

IV. Большое значение в структурных рисунках пород имеет форма минералов. Каждому минералу присуща своя кристаллографическая форма; в магматических породах она может быть выражена по-разному, что зависит от ряда причин.

                                          а                                                      б

    Рис. 8. Структуры пород: а –  общая структура – порфировая, структура основной   массы – пилотакситовая (роговообманково-авгитовый андезит);  б – общая структура –порфировая., структура основной массы, состоящей из табличек санидина – трахитовая  (трахит).  Px – пироксен; Rgb – роговая обманка;  Plg – плагиоклаз; черное – рудный минерал (по А. Н. Заварицкому, 1955).

 

По степени совершенства развитых граней минералы делятся на: 1) идиоморфные, имеющие форму кристаллов с хорошо выраженными гранями; 2) гипидиоморфные, обладающие хорошо выраженными формами по отношению к некоторым минералам, и, наоборот, полностью ксеноморфные по отношению к другим; 3) аллотриоморфные, или ксеноморфные, не обладающие собственными формами, а выполняющие пространство между кристаллами других минералов (интерстиции) (см. рис. 4).

Структуры плутонических пород

Если все минералы в породе обладают собственными очертаниями, соответствующими их кристаллографической форме, или идиоморфизмом, то такую структуру называют панидиоморфнозернистой (рис. 9). Если все минералы, слагающие породу, аллотриоморфны (ксеноморфны), то структура будет паналлотриоморфнозернистой. Следует отметить, что главными факторами, влияющим на степень идиоморфизма минералов в магматических породах, являются порядок кристаллизации минералов из расплава, а также степень их кристаллизационной способности.

 

Рис. 9. Оливинит с панидиоморфнозернистой, неравнозернистой структурой

(по Ю. Ир. Половинкиной, 1968).

 

Паналлотриоморфнозернистая структура  характерна для мономинеральных или анхимономинеральных («анхи» – почти) пород,    аллотриоморфнозернистая структура характерна для полиминеральных пород, но обе они свидетельствуют о том, что все минералы кристаллизовались одновременно. Однако  полиминеральные полнокристаллические породы обладают, как правило, гипидиоморфнозернистой структурой, которая указывает на определенную последовательность выделения минералов в процессе кристаллизации (рис. 10).

I. Среди гипидиоморфнозернистых структур выделяется множество разновидностей. Эти структуры наиболее типичные и распространенные, отличаются тем, что минералы в них обладают различной степенью идиоморфизма. Рассмотрим наиболее распространенные разновидности гипидиоморфнозернистых структур.

Гранитовая структура встречается в породах, содержащих кварц, при этом полевые шпаты обычно идиоморфнее кварца (рис. 11).

Офитовая структура свойственна основным породам, формирующимся в условиях быстрого остывания (малые интрузии, зоны эндоконтакта, субвулканические тела и даже лавы мощных потоков). Характеризуется резким идиоморфизмом плагиоклаза по отношению к фемическим минералам. В промежутках между плагиоклазами располагается по одному или несколько ксеноморфных зерен темноцветного минерала (рис. 12).

 

Рис. 10. Кварцевый диорит с гипидиоморфнозернистой, неравнозернистой

структурой: Plg – зональный плагиоклаз, Rgb – роговая обманка,

Q – кварц, Sf – сфен (по А. Н. Заварицкому, 1955).

 

                                  а                                                   б

 

                  

 Рис. 11. Гранитовые структуры: а – биотитовый гранит,                 

                   б – роговообманковый  гранодиорит. Гранитовая структура относится к                              гипидиоморфнозернистым. Темные зерна: а – биотит, б – роговая обманка;  зерна без    рисунка – кварц; с продольной штриховкой – плагиоклаз; остальные – калиевый полевой шпат и мелкие зернышки акцессорных минералов (по Х. Вильямсу и др., 1957).

 

Пойкилитовая структура представляет разновидность гипидиоморфнозернистой и характеризуется наличием включений одних минералов в другие. Среди этих структур наиболее распространены пойкилоофитовая и монцонитовая.

Пойкилоофитовая структура также типична для основных пород. В ней идиоморфные мелкие кристаллы плагиоклаза включены в более крупные кристаллы фемических минералов (пироксена или оливина) (рис. 12, а).

                                     а                                 б                                    в

Рис. 12. Офитовые структуры в долеритах: а – пойкилоофитовая; б – офитовая (диабазовая); в – сидеронитовая структура в магнетитовом оливините. Все эти структуры относятся к гипидиоморфнозернистым (по А. Н. Заварицкому, 1955).

 

Монцонитовая структура наблюдается в породах, содержащих значительное количество калиевого полевого шпата. Их крупные ксеноморфные зерна включают более мелкие идиоморфные кристаллы плагиоклаза и фемических минералов.

Агпаитовая структура характерна для щелочных пород и характеризуется идиоморфизмом нефелина по отношению к щелочным фемическим минералам (рис. 13).

Сидеронитовая структура встречается в ультрамафитовых и основных породах, богатых рудным минералом. Для нее отмечается идиоморфизм силикатов относительно рудных минералов. Последние в виде цемента заполняют промежутки между силикатами (см.  рис. 12,  в).