книги из ГПНТБ / Шарфман, В. С. Структуры кислых вулканитов

личием по меньшей мере двух генераций какого-либо мине­

структуры. Помимо этого выделяем мегафировую структуру

(более 5 мм).

Р е л и к т о в а я с т р у к т у р а и т е к с т у р а — син. ос- т а т о ч н а я , т. е. первичная структура или текстура впослед­ ствии метаморфизованной или испытавшей перекристаллиза­ цию породы, в которой наряду с новой структурой или тек­ стурой сохранились реликты первоначальной структуры и текстуры.

О й к о к р и с т а л л ы (греч. ойкос — дом) — при пойкилитовой структуре так называют более или менее крупные зерна минерала-хозяина, вмещающего незакономерные раз­ лично гаснущие вростки другого минерала.

С ф е р о л и т о ва я с т р у к т у р а — структура кислых вулканических пород или их основной массы, характеризую­ щаяся наличием сферолитов, т. е. сферических образований из радиально нарастающих вокруг некоторого центра воло­ кон полевого шпата и других минералов отдельно или в со­ вокупности друг с другом. Сферолиты располагаются пооди­ ночке или слагают основную массу полностью, могут быть правильными или неправильными (состоящими лишь из сек­ тора, сферы). В скрещенных николях в неизменных сферолитах наблюдается крестообразное угасание.

В палеотипных породах первичные сферолиты как-прави­ ло не сохраняются. Они испытывают перекристаллизацию, превращаясь в метасферолиты, лишенные радиально-лучи­ стого строения.

Считается, что сферолиты образуются при застывании сильно пересыщенных вязких расплавов. Кроме первичной сферолитовой структуры, обусловленной быстрой кристалли­ зацией из расплава вокруг многих центров, возможна вто­ ричная сферолитовая структура, являющаяся результатом девитрификации стекловатого базиса (Бэском, 1893).

Ф е л ь з и т о в а я с т р у к т у р а — микрокристалличе­ ская структура основной массы кислых эффузивов, состоя­ щей из мельчайших кристаллических образований — зерен, волокон и т. д.—и тонкораспределенного стекловатого мате­ риала. Структура может быть первичной — как результат быстрого остывания вязкой магмы, или вторичной — как ре­ зультат девитрификации стекловатого базиса. Вопрос в пользу ее вторичности однозначно решается при наличии перлитовой отдельности. Фельзитовая основная масса в па­ леотипных породах содержит мельчайшие кристаллические частицы кварца и полевого шпата и не содержит реликтов стекла.

10

М а с с и в н а я т е к с т у р а — характеризуется тем, что составные части породы расположены беспорядочно, не под­

в гомогенном материале благодаря сжатию при охлаждении и характеризуется появлением в нем системы неправиль­ ных, округлых и овальных трещин. Встречается главным об­ разом в естественных стеклах (перлитах).

П у з ы р и с т а я т е к с т у р а — обусловлена наличием в породе незаполненных полостей, которые ранее были заня­ ты пузырьками газа. Полости имеют шаровидную форму и гладкие стенки. Размеры пустот могут быть различными.

С ф е р о л о и д ы (Bryan, 1954) — особые шаровые обра­ зования в кислых лавах, не связанные с радиальной кристал­ лизацией, т. е. не имеющие ничего общего со сферолитами кроме сферической формы. Сферолоиды могут иметь разме­ ры от нескольких миллиметров до 1 м. Они или густо сидят в лаве, образуя в ней самостоятельные прослои по плоско­ стям течения, или распределены изолированно в липаритовом стекле. Сферолоиды бывают плотными или полыми внутри. Поверхность их или гладкая, или покрыта сосцевид­ ными бугорками.

Текстура пород, содержащих сферолоиды, носит название

минерального состава (Левинсон-Лессинг, 1891). Парал- лельно-такситовая структура обусловлена тем, что участки различного состава или структуры имеют форму слоев, рас­ положенных параллельно друг другу.

Ф л ю и д а л ь н а я т е к с т у р а — текстура эффузивных пород, имеющих потокообразное расположение зерен, микро­ литов или стекла основной массы. Возникает при движении вязкой застывающей лавы.

ВОПРОСЫ ГЕНЕЗИСА СТРУКТУР И ПРИНЦИПЫ ИХ КЛАССИФИКАЦИИ

ПРИЧИНЫ РАЗНООБРАЗИЯ СТРУКТУР

Как мы уже подчеркивали, изучение микроструктур для вулканогенных пород имеет принципиальное значение, по­ скольку они в той или иной мере являются индикатором ус­ ловий кристаллизации магматического расплава и отражают

11

его родоначальный состав. Известно, например, что количе­ ство микролитов в основной массе излившихся пород в зна­ чительной степени зависит от основности магматического расплава. Для андезито-дацитов, андезитов и базальтов ха­ рактерны микролитовые, гиалопилитовые, пилотакситовые, интерсертальные структуры основной массы, с относительно высоким содержанием микролитов плагиоклаза. Для пород с большим количеством кремнезема — липаритов, липаритодацитов и дадитов — более характерны стекловатые, фельзитовые, сферолитовые, микропойкилитовые структуры с не­ значительным содержанием микролитов.

Вязкость расплава также оказывает влияние на характер структуры, а именно на ориентировку микролитов, вкраплен­ ников и других элементов, определяющих структурно-тек­ стурные особенности пород. В относительно менее вязких расплавах микролиты располагаются субпараллельно нап­ равлению течения, формируя пилотакситовые структуры и флюидальные текстуры.

В пересыщенных кремнеземом и богатых летучими рас­ плавах, особенно в случае, когда расплав не достигает по­ верхности (в субвулканических телах), при кристаллизации возможно образование таких структур, как микропегматитовая и гранофировая. Когда такая магма кристаллизуется на поверхности, она обычно не дает подобных структур, но образует нередко характерные миндалекаменные текстуры.

На текстуру и структуру эффузивных пород оказывает влияние количество воды в расплаве, из которого та или иная порода кристаллизуется. При определенном содержании пос­ ледней в стекловатой породе при быстрой кристаллизации образуется перлитовая отдельность.

Таким образом, по структуре и текстуре пород можно в значительной мере судить о составе породы, об относитель­ ной вязкости расплава, из которого происходила кристалли­ зация, об относительном содержании в нем летучих.

Структура зависит и от условий формирования породы, быстроты подъема магмы к поверхности, глубины зарожде­ ния расплава, его первоначальной температуры (степень пе­ регрева магмы), кристаллизации на поверхности или на суб­ вулканическом уровне. В зависимости от этого в породах, образовавшихся из родоначальной магмы одного и того же состава, образуются порфировые, стекловатые или кристал­ лические структуры, массивные, миндалекаменные или флюидальные текстуры.

Все вышеперечисленные особенности без особого труда наблюдаются при микроизучении кайнотипных (неизменен­ ных) вулканитов. В палеотипных же породах характер мик­ роструктур осложняется процессами перекристаллизации, накладывающимися на первичные структуры в эпимагмати­

12

ческую стадию. Появляются новые, более сложные структу­ ры. Особенно это касается эффузивных пород кислого соста­ ва, так как кислое стекло наиболее подвержено процессам перекристаллизации. Но как показало изучение под микро­ скопом, процессы перекристаллизации, хотя и играют суще­ ственную роль в формировании структур палеотипных крем­ некислых пород, однако не стирают основные черты их пер­ вичного строения. В породах практически всегда можно ус­ тановить реликты магматических структур, нередко же хо­ рошо сохраняется первичная структура, лишь слегка затро­ нутая процессами перекристаллизации.

В отношении определения фациальной принадлежности вулканитов их микроизучение показывает, что многие струк­ туры одновременно встречаются как в экструзивных, субвул­ канических, так и в эффузивных породах. Субвулканический уровень формирования пород—это тот уровень, который еще не позволяет провести резкую грань в физико-химических ус­ ловиях кристаллизации пород. Это тот уровень, который яв­ ляется связующим звеном между условиями формирования из­ лившихся и интрузивных пород, в структурах которых отме­ чаются резкие различия. Однако детальное петрографическое изучение эффузивных и субвулканических пород кремнекис­ лого состава позволяет нам говорить о структурах, более характерных для пород эффузивной фации, или структурах,

•свойственных преимущественно субвулканическим образова­ ниям. Так, например, микропегматитовая, гранофировая, микроаллотриоморфнозернистая, микропойкилитовая структуры встречаются главным образом в субвулканических породах, а в эффузивных, как правило, не наблюдаются.

ПОРФИРОВЫЕ И АФИРОВЫЕ СТРУКТУРЫ

Для кислых вулканитов геосинклинальных формаций ха­ рактерны за редким исключением структуры порфирового типа. Даже в случае, когда основные члены формаций не со­ держат вкрапленников, кремнекислые члены этих же форма­ ций включают в себя породы с порфировыми структурами, но порфировость этих пород специфична. Рассматривая сте­ пень порфировоети последовательного ряда пород раннегеосинклинальных формаций какого-либо региона, можно заме­ тить, что наибольшее количество вкрапленников отмечается в кислых вулканитах, которые принадлежат к непрерывным формациям, и наименьшее в породах однородных и контраст­ ных формаций. Так, например, фенокристаллы в силурийских и девонских породах контрастных формаций Магнитогорско­ го мегасинклинория Южного Урала обычно меньшего раз­ мера и занимают меньший объем, чем в сходных по составу кислых вулканитах из непрерывных формаций того же ре­

13

гиона. Это позволило Д. С. Штейнбергу (1964) выделить са­ мостоятельные афировые и порфировые типы формаций, вкладывая в эти термины определенный генетический смысл. К первым он отнес, например, диабазо-спилитовые и конт­ растные спилито-альбитофировые формации, магматические расплавы которых генерируются на значительных глубинах и в перегретом состоянии относительно быстро, преимущест­ венно в обстановке общего прогибания, продвигаются к по­ верхности, что препятствует интрателурическому этапу мас­ сового формирования порфировых выделений. Ко вторым от­ носятся непрерывные формации, такие, как базальт-андезит- дацит-липаритовые, андезит-дацит-липаритовые и другие, магматические расплавы которых генерируются на разных глубинных уровнях, испытывают дифференциацию, задержки в промежуточных магматических очагах более высокого уров­ ня, ассимилируют вмещающие образования и продвигаются к поверхности в условиях более устойчивого тектонического режима — компенсированного прогибания или поднятия. Все это приводит к более длительному интрателурическому эта­ пу формирования фенокристаллов, следствием которого яв­ ляется формирование обильно и крупнопорфировых лавовых пород.

Таким образом, кремнекислые лавовые породы почти всег­ да имеют то или иное количество вкрапленников, как прави­ ло, относительно меньшее в эффузивных (2—10%) и боль­ шее в субвулканических (10—25%) породах. Довольно ха­ рактерна гломеропорфировая структура, при которой фенокристаллы образуют мономинеральные или биминеральные сростки. Как показали наблюдения, гломеропорфировая структура встречается и в эффузивных и в су.бвулканических образованиях, однако для последних она более характерна, что связано с более длительным периодом их становления. Этим же объясняется и относительно большее содержание вкрапленников в субвулканических породах, где наряду с интрателурическими вкрапленниками имеются часто вкраплен­ ники более молодых накоплений, сформировавшиеся в процес­ се продвижения магматического расплава к поверхности и от­ стоя его в промежуточных магматических камерах. По раз­ меру вкрапленников выделяются мелко- (до 2 мм), средне- (2—3 мм) и крупнопорфировые (4—5 мм) разности пород. В субвулканических породах дацитового и плагиолипаритового состава, слагающих штоки и тела больших размеров, разви­ ваются нередко мегафировые структуры, в которых отдель­ ные фенокристаллы достигают размера 1—1,5 см. Характер­ ной их особенностью является то, что, несмотря на присут­ ствие во вкрапленниках большого количества крупных выде­ лений кварца, их химический состав нередко отвечает дацитам, а не липаритам.

14

Первичные порфировые структуры в палеозойских палеотипных породах кислого состава всегда сохраняются. Хотя минералы вкрапленников и испытывают изменения, реликты их в преобладающем большинстве случаев наблюдаются от­ четливо. Неизменными остаются обычно лишь фенокристаллы кварца, но и вокруг них часто возникают вторичные но­ вообразованные каймы того же состава. Плагиоклаз во всех палеотипных породах, как правило, декальцифицирован и представлен альбитом. По нему развивается серицит, менее характерны эпидот и пренит. Присутствующие зачастую в дацитовых порфиритах темноцветные минералы (роговая об­ манка и пироксены) также редко остаются в первозданном виде. Обычно они нацело замещаются вторичными минера­ лами, такими, как эпидот, хлорит, пумпеллиит, пренит, и лишь по характерным псевдоморфозам и характеру замеще­ ния можно судить о том, какой темноцветный минерал — пироксен или роговая обманка—присутствовал в породе пер­ вично.

ТЕКСТУРЫ

Для кислых вулканитов раннегеосинклинальных форма­ ций характерны в основном массивные текстуры. Распростра­ нены также флюидальные, миндалекаменные и пузыристые. Флюидальность особенно свойственна липаритовым плагиопорфирам экструзивной фации. Значительно реже встреча­ ются вулканиты кислого состава со сферолоидами. Послед­ ние формируются при застывании наиболее вязких кремне­ кислых расплавов. На примере изучения вулканитов Ураль­ ского региона и Мугоджар можно отметить, что лавы сферолоидной текстуры развиты главным образом в континенталь­ ных вулканитах поздних стадий развития этого региона — в контрастных формациях калиевого и калий-натрового типа и не характерны для пород ранних стадий развития геосинклинальных зон с их специфичными формациями натрового ря­ да.

Миндалекаменные текстуры также малохарактерны. По­ роды с подобными структурами имеют локальное развитие. В качестве примера может быть приведен участок распрост­ ранения пород контрастной формации на восточном склоне Южного Урала, в районе оз. Банного. (Здесь имеется типич­ ный разрез спилито-альбитофировой формации, в . котором развиты обильно миндалекаменные потоки дацитового соста­ ва протяженностью до трех километров. Встречаются участки, в которых миндалины составляют до 50% объема породы. Пу­ зыристая текстура в рассматриваемых лавах сочетается с флюидальностью, которая подчеркивается субпараллельной ориентировкой микролитов альбита. Главными минералами

15

миндалин являются кварц, карбонат, эпидот, альбит, пумпеллиит, встречающиеся самостоятельно или в различных соче­ таниях друг с другом. 'В комагматичных субвулканических образованиях широко развиты структуры с гранофировыми и микропегматитовыми участками, что указывает на суще­ ственное содержание летучих в магматических расплавах, формировавших эффузивные и субвулканические фации в этом районе.

В пределах того же участка в лавах двух потоков дацитовых порфиритов встречена еще одна интересная текстура основной массы, сравнительно редко сохраняющаяся в палеотипных породах других районов, — перлитовая. Текстура характеризуется наличием в основной массе концентрических трещинок отдельности, возникших в результате растрескива­ ния и уменьшения водонасыщенной стекловатой массы при охлаждении.

В заключение о текстурах надо отметить, что присущие кайнотипным разностям текстурные особенности в палеотип-

.ных породах сохраняются. Процессы перекристаллизации иногда несколько затушевывают текстурные признаки пород, но практически их всегда можно установить макроскопиче­ ски или при исследовании шлифов под микроскопом. Иногда же некоторые особенности, напримерфлюидальность и «таксичность», наоборот, становятся более отчетливыми и как бы «проявляются» благодаря перекристаллизации основной массы. Миндалекаменность практически всегда обнаружи­ вается в образце. Микропузыристая текстура вследствие мик­ роскопических размеров пор обнаруживается лишь под мик­ роскопом. Перлитовую отдельность в образце породы, пре­ терпевшей палеотипное преобразование, установить трудно. На примере дацитовых порфиритов участка оз. Банного (Юж­ ный Урал) лавы, имеющие перлитовую текстуру, макроско­ пически выглядят слегка брекчированными. Перлитовая тек­ стура обнаруживается хорошо лишь под микроскопом при ■одном николе. В скрещенных николях она наблюдается с трудом. Перлитовые трещинки в палеотипных «стеклах» хо­ рошо выявляют себя благодаря выполнению их халцедоном или хлоритом. Еще более отчетливо перлитовая отдельность наблюдается, когда стекловатый базис испытывает пелитизацию.

ДЕВИТРИФИКАЦИЯ И ПЕРЕКРИСТАЛЛИЗАЦИЯ И ИХ РОЛЬ В ФОРМИРОВАНИИ ВТОРИЧНЫХ СТРУКТУР

Если порфировый характер структур и текстурные осо­ бенности пород не испытывают существенных изменений на ранних стадиях регионального метаморфизма, то структуры

16

ным содержанием кремнезема, как подчеркивал А. Н. Заварицкий (1956), представляет собой вязкий переохлажденный расплав, в котором атомы и группы атомов расположены в беспорядке, как в жидкости, и не образуют закономерно по­ строенных упорядоченных систем решеток, свойственных твердому кристаллическому веществу. Такое состояние яв­ ляется неустойчивым, и стекло медленно, но самопроизвольно раскристаллизовывается. Стекло, как говорят, расстекловывается, испытывает девитрификацию, превращаясь в агрегат мельчайших кристаллических элементов. Д. П. Григорьев (1956) под термином «раскристаллизация» понимает обра­ зование кристаллов за счет перекристаллизации аморфного вещества, каким и является стекловатый базис. В. В. Насед­ кин (1963) «расстеклованием» называет раскристаллизацию твердого стекла, утратившего способность к перемещению. Все эти понятия — «девитрификация», «раскристаллизация», «расстеклование»—'близки между собой и означают самопро­ извольный процесс преобразования стекловатого аморфного вещества в кристаллическое. Благодаря этому процессу из­ вестно сравнительно малое количество палеозойских горных пород с сохранившимся стеклом. В результате девитрифи­ кации витрофировая основная масса кислого состава пре­ вращается в кварцево-полевошпатовый микрокристалличе­ ский агрегат. В. В. Наседкин выделяет четыре типа струк­ тур девитрификации: сферолитовый, аксиолитовый, фельзитовый, кристаллитовый. Для «стекловатых» пород раннегеосинклинальных формаций характерен криптокристаллический и фельзитовый тип девитрификации вулканического стекла. Сферолитовые, аксиолитовые и кристаллитовые структуры девитрификации авторами не наблюдались. Этим рассмат­ риваемые породы отличаются от палеотипных лав наземного орогенного вулканизма, в которых, по данным Е. Б. Яковле­ вой (Коптев-Дворников и др., 1967), указанные структуры распространены широко.

На девитрификации процесс преобразования первичного стекла, как правило, не заканчивается. Дальнейшее измене­ ние стекловатой массы сказывается в ее перекристаллиза­ ции. Под «перекристаллизацией агрегатов понимаются явле­ ния роста в агрегате одних составляющих его индивидов за счет вещества других того же вида, без привноса материала со стороны» (Григорьев, 1961). Криптокристаллический или фельзитовый агрегат зерен, возникший в результате девитри­ фикации стекла, испытывает в дальнейшем перекристаллиза­ цию, которая выражается в укрупнении зерен. Д. С. Коржинский (1937) указывает, что причиной перекристаллизации является стремление к уменьшению поверхностной энергии кристаллического вещества. Это достигается за счет укруп­ нения зерен этого вещества, так как запас энергии крупных

18

кристаллов всегда меньше, чем у того же количества веще­ ства, но в раздробленном виде.

Для перекристаллизации всегда необходимы благоприятная среда и присутствие растворов. Е. Б. Яковлева отмечает, что «наиболее благоприятной средой для перекристаллизации яв­ ляется кислое обогащенное кремнеземом и щелочами стекло, так как по таким стеклам особенно охотно развиваются бластические структуры» (Коптев-Дворников, Яковлева и др., 1967). Стекла же основного состава обладают, по-видимому, меньшей способностью к перекристаллизации, вследствие чего в них не наблюдаются такие зернистые структуры, ко­ торые характерны для палеотипных пород кислого состава. Благодаря особой способности кислого стекла к перекристал­ лизации в палеотипных эффузивах кислого состава мы не имеем возможности наблюдать первичные структуры, обра­ зующиеся при кристаллизации из расплава. Обычно в таких породах первичные структуры сохраняются в качестве ре­ ликтов в структурах девитрификации или перекристаллиза­ ции основной массы. Е. Б. Яковлева при характеристике па­ леотипных пород кислого состава наземных извержений вы­ деляет три типа структур: 1) реликтовые, образовавшиеся при кристаллизации породы из расплава, 2) реликтовые, об­ разовавшиеся при девитрификации стекла, 3) структуры пе­ рекристаллизации. В то же время она отмечает, что граница между перекристаллизованными и расстеклованными разно­ стями может быть проведена лишь условно. Как показали наблюдения над палеотипными породами Казахстана, в пре­ обладающем большинстве случаев в кислых эффузивах при­ ходится иметь дело со структурами перекристаллизации. Пер­ вичные структуры и структуры девитрификации в этих поро­ дах сохраняются редко.

Наблюдения авторов показывают, что в палеозойских по­ родах кислого состава Урала в преобладающем большинст­ ве случаев мы имеем дело скорее со структурами перекри­ сталлизации, нежели со структурами девитрификации или первичными структурами, которые сохраняются лишь в иск­ лючительных случаях, а обычно наблюдаются в качестве ре­ ликтов. При этом в палеотипных структурах лучше сохраня­ ются и наблюдаются реликтовые первичные структуры, об­ разовавшиеся при кристаллизации породы из расплава, чем структуры девитрификации, которые, так же как и структу­ ры перекристаллизации, являются вторичными. Это объяс­ няется тем, что очень распространены такие первичные структуры, как гиалопилитовая, интерсертальная, микролитовая и пилотакситовая, то есть структуры, содержащие в сво­ ем составе микролиты плагиоклаза, которые без труда наб­ людаются в палеотипной основной массе. Наряду с микроли­ тами в кислых эффузивах почти всегда присутствует микро­