книги из ГПНТБ / Шарфман, В. С. Структуры кислых вулканитов
.pdfзернистый или пойкилобластовый кварцево-полевошпатовый агрегат, образующийся в результате перекристаллизации стекловатого базиса и придающий структуре вторичный об лик. Реже встречаются структуры девитрификации, которые в отличие от структур перекристаллизации имеют относи тельно более мелкозернистый характер — криптокристалли ческий или фельзитовый. Они характеризуются тем, что ос новная масса оказывается сложенной криптокристалличе ским слабополяризующим кварцево-полевошпатовым агре гатом — продуктом расстеклования витрофирового базиса. О первичном витрофировом характере базиса говорят отсут ствие реликтов магматических кристаллических элементов и наличие в породе перлитовой отдельности.
Распространенные в силурийских и девонских вулкано генных породах Южного Урала метасферолитовые структуры не являются результатом девитрификации стекла, а образу ются за счет первичных сферолитов. В противоположность первым они имеют четкие очертания, которые для метасферолитов, образующихся в результате девитрификации, не характерны. Доказательством того, что метасферолиты в си луро-девонских субмаринных лавовых породах Южного Ура ла не являются следствием девитрификации стекловатой массы, служит и то, что метасферолитовые структуры никог да не сочетаются с перлитовой отдельностью, а следователь но, первично они, вероятно, не были стекловатыми. В боль шей части пород метасферолиты ассоциируют раздельно с микролитами и не отмечено, чтобы они вторично накладыва лись на микролиты.
О СИСТЕМАТИКЕ И ДВОЙНОЙ НОМЕНКЛАТУРЕ ДЛЯ ПАЛЕОТИПНЫХ СТРУКТУР
Выше мы отмечали, что породы кислого состава уже на начальной стадии регионального метаморфизма под влияни ем процессов девитрификации и перекристаллизации приоб ретают палеотипный облик, и это прежде всего выражается в изменении их первичных структур. Наряду с элементами, определяющими первичный облик структуры, появляются новообразования, усложняющие ее общий рисунок, а порой полностью перекрывающие и уничтожающие (перерабаты вающие) первичные магматические элементы структур. Как мы уже отмечали, наименее подверженными вторичной пе
20
реработке оказываются микролиты плагиоклаза, взаимное расположение которых, количество, состав и габитус опреде ляют наименование структуры большинства кайнотипных вулканитов. Всем хорошо известны витрофировые, гиалопилитовые, пилотакситовые, микролитовые и другие первичные структуры, возникающие в породах при кристаллизации из магматического расплава. Реликты этих и другого типа структур нередко сохраняются и в палеотипных кремнекис лых вулканитах. Они как бы просвечивают через рисунок вторичной структуры, усложненной, в сравнении с первичной, появлением зернистых, пойкилитовых и других новообразова ний, возникающих вследствие девитрификации и перекристал лизации преимущественно неравновесных составных частей основной массы. Для наименования таких новообразован ных структур, в которых отмечается сочетание элементов пер вичной структуры с наложенными для нее вторичными эле ментами, определяющими палеотипный облик породы, пред лагается двойная номенклатура. Ее первый член указывает характер первичной структуры, а второй — в сочетании с первым — ее палеотипный облик. Так, например, выделяют ся: гиалопилито-зернистая, гиалопилито-пойкилобластовая и другие структуры. В настоящее время, когда многие геологи отказываются от двойной номенклатуры для наименования палеотипных вулканогенных пород и переходят на кайнотипную терминологию, рациональность применения которой ши роко пропагандировалась Е. К. Устиевым, двойная номенк латура структур без дополнительных пояснений указывает на палеотипный характер породы. Одновременно она нахо дится в соответствии с двойной номенклатурой наименования вулканитов, прошедших стадию пале'отипного перерождения, поборником которой являлся А. Н. Заварицкий и которая в настоящее время все еще находит широкое применение в на шей стране.
. Следует, однако, подчеркнуть, что двойная номенклатура предлагается не для всех видов и типов структур, а только для тех, в которых удается расшифровать реликты первич ного базиса. В классификационной схеме (табл. 1) выделя ются четыре основных типа (семейства) микроструктур. Это структуры крипто-микрозернистого, микролито-зернистого, микропойкилитового и сферолитового типов. Наименование типов произведено по их характерному внешнему виду с уче том первичного и, где в этом есть необходимость, вторичного облика структуры. Каждый тип включает в себя несколько видов. Между видами не всегда имеются резкие отличия, поскольку в одном и том же геологическом теле нередко наблюдаются породы со структурами переходного облика. Однако эти виды являются самостоятельными. Они широко развиты в вулканитах кремнекислого ряда, принадлежащих
21
Таблица I
Структуры основной массы палеотипных раннегеосинклинальных пород кремнекислого состава
П о р о д ы
|
|
В т о р и ч н ы е |
|
С т р у к т у р ы |
П е р в и ч н ы е |
CTDVKTVDbl Сде- |
|
с т р у к т у р ы |
в и т р и ф и к а ц и и , п е |
|
|
|
|
р е к р и с т а л л и з а ц и и ) э ф ф у з и в |
с у б в у л к а |
|
|
н ы е |
н и ч е с к и е |
Криптомикрозернистого типа
криптокристал- |
витрофиро- |
криптокристал- |
харак- |
__ |
лическая |
вая |
лическая (де- |
терна |
|
|
|
витрифика |
|
|
фельзитовая |
витрофиро- |
ции) |
редка |
редка |
фельзитовая |
||||
|
вая, фель (девитрифи |
|
|
|
микрозернистая |
зитовая |
кации) |
харак |
харак |
» |
микрозернистая |
|||
|
|
(перекрист.) |
терна |
терна |
Микро |
микролитовая |
микролито |
— |
лито- |
микролито-зер- |
вая |
микрозернистая |
зерни- |
» |
||
стого |
нистая |
пилотакси- |
(перекрист.) |
типа |
пилотаксито- |
» |
|
|
зернистая |
товая |
» |
|
интерсерталь- |
интеосер- |
|
|
но-зернистая |
тальная |
» |
|
гиалопилито- |
гиалопили- |
|
|
зернистая |
товая |
фельзитовая |
|
гиалопилито- |
гиалопили- |
|
|
фельзитовая |
.то-фель- |
(девитр.) |
|
|
зитовая |
|
—редка
харакхарактерна терна
редка
~
»
харак редка терна
»»
Микро- |
микропойки- |
микропой- |
— |
— |
редка |
пойки- |
литовая |
килито- |
|
|
|
лито- |
микропойкило- |
вая |
микропойКило- |
редка |
|
вого |
витрофиро- |
|
|||
типа |
бластовая |
вая, |
бластовая |
|
|
|
|
фельзито |
(перекрист.) |
|
|
|
микролито- |
вая |
|
харак |
харак |
|
микролито |
|
|||
|
пойкило- |
вая |
|
терна |
терна |
|
бластовая |
|
|
|
|
|
пилотаксито- |
пилотакси- |
» |
редка |
редка |
|
пойкило- |
товая |
|
|
|
|
бластовая |
|
|
|
|
|
интерсерталь- |
интерсер- |
» |
» |
|
|
но-пойкило- |
тальная |
|
|
|
|
бластовая |
|
|
|
|
|
гиалопилито- |
гиалопили- |
» |
харак |
редка |
|
пойкило- |
товая |
|
терна |
|
|
бластовая |
|
|
|
|
22
|
|
Продолжение табл. |
||
|
|
П о р о д ы |
||
|
|
В т о р и ч н ы е |
|
|
С т р у к т у р ы |
П е р в и ч н ы е |
с т р у к т у р ы (д е - |
|
|
в и т р и ф и к а ц и и , п е |
|
|||
с т р у к т у р ы |
с у б в у л к а |
|||
|
р е к р и с т а л л и з а ц и и ) э ф ф у з и в |
|||
|
|
|||
|
|
н ы е |
н и ч е с к и е |
Сферо сферолитовая литово метасферолиго ти товая па
микролито-ме- сферолито тасфероливая товая
микрозерни сто-метасфе ролитовая
метасфероли- |
редка |
редка |
харак |
харак |
|
товая (пере- |
терна |
терна |
крист.) |
|
|
» |
|
» |
» |
» |
» |
микроалло- |
|
|
редка |
триоморфно- |
|
|
|
зернистая |
|
|
|
микропегма- |
— |
— |
» |
тито-зерни- |
|
|
|
стая |
|
|
|
интерсерталь |
|
|
» |
но-гранофи |
|
|
|
ровая |
|
|
|
различным фациям и формациям геосинклиналей, в кото рых породы прошли стадию палеотипного перерождения.
Двойная номенклатура предлагается для структур трех типов: микролито-зернистого, микропойкилитового и частич но сферолитового. Для структур крипто-микрозернистого и некоторых разновидностей сферолитового типа характер первичного базиса обычно не устанавливается. Это те струк туры, для которых наиболее вероятной являлась как витрофировая, так и первично фельзитовая основа. Поэтому дан ные структуры именуются в основном по характеру вторич ного базиса (криптокристаллическая, фельзитовая, микрозернистая и микрозернисто-метасферолитовая структуры). Нет также надобности в двойной номенклатуре для метасферолитовой структуры, поскольку вполне ясно, что она обра зуется по первичной сферолитовой.
Кроме указанных выше четырех типов структур в атласе приведены некоторые структуры, характерные для субвул канических, корневых частей жерловых и экструзивных по род (микроаллотриом'орфнозернистая, микрозернистая, мик- ропегматито-зернистая и интерсертально-гранофировая струк туры) .
Ниже мы рассмотрим морфогенетические особенности пе речисленных выше структур.
23
ОСНОВНЫЕ ТИПЫ СТРУКТУР
структуры крипто-микрозернистого ТИПА
К этой группе структур относятся: криптокристаллическая, фельзитовая и микрозернистая структуры. Все эти структу ры характеризуются отсутствием микролитов и сферолитов в основной массе или наличием их в небольшом количестве (до 5%), что указывает в основном на первичный стеклова тый характер основной массы. Как уже отмечалось, вулкани ческое стекло, являющееся составной частью большинства кайнотипных эффузивов, в палеотипных породах не сохра няется. При девитрификации кислого стекла образуется вто ричный фельзитовый или криптокристаллический агрегат кварцево-полевошпатового состава, который в процессе даль нейших превращений перекристаллизовывается в микрозернистую основную массу.
К р и п т о к р и с т а л л и ч е с к а я структур а не является широко распространенной. Она нередко сочетается с перли товой текстурой, что указывает на первично стекловатый ха рактер пород. Стекловатая основная масса при палеотипном перерождении превращается в неделимый, слабо поля ризующий криптокристаллический агрегат кварцево-полево шпатового состава с примесью тонкодисперсного хлорита.
Породы с криптокристаллической структурой обычно со держат незначительное количество вкрапленников. В приме рах по Уральскому региону •— это породы дацитового и липаритового состава с фенокристаллами в количестве 1—2%.
Ф е л ь з и т о в а я структура может быть как первичной, образовавшейся при кристаллизации из расплава, так и вто ричной. Отличить первую от последней практически невоз можно. По-видимому, в лавовых потоках она чаще представ ляет собой результат девитрификации стекловатой массы, а в субвулканических породах может быть и первичной. Фель зитовая структура наиболее характерна для пород липаритового и липарито-дацит'ового состава и значительно реже встречается в дацитовых порфиритах. Структура характери зуется тем, что основная масса сложена агрегатом мельчай ших (менее 0,01 мм), плохо различимых зерен кварца и аль бита с примесью мелкочешуйчатого хлорита (см. рис. 5—13). Фельзитовые структуры в палеотипных геосинклинальных вулканитах встречаются сравнительно редко. Это в сущест венной степени связано с тем, что фельзитовый агрегат неус тойчив. В процессе палеотипного перерождения пород он ис пытывает дальнейшее изменение, связанное с процессом пе рекристаллизации. Этот процесс способствует образованию вторичных микрозернистых структур.
24
Из всех структур данной группы наиболее распростра
ненной является |
м и к р о з е р н и с т а я . Основная масса с та |
кой структурой |
состоит из более крупного в сравнении с |
фельзитовым кварцево-полевошпатового материала с разме ром зерен 0,02—0,1 мм. С кварцем и альбитом в небольшом количестве ассоциируют минералы группы хлорита, эпидота и др. Микрозернистая структура в том понимании, в кото ром мы используем этот термин, всегда является вторичной, образовавшейся за счет перекристаллизации стекловатого1 базиса, криптокристаллического или фельзитового агрегата как первичного, так и вторичного. Какая из родоначальных структур служила первичной основой, установить не всегда возможно. При наличии перлитовой текстуры полагают, что родоначальная структура носила витрофировый характер.
Микрозернистые структуры встречаются в породах раз ного состава—от андезито-дацитов до липаритов независимо' от их фациальной принадлежности (см. рис. 14, 15).
Породы с микрозернистой структурой так же, как и с фельзитовой, могут содержать отдельные микролиты плагио клаза (менее 5%) и в незначительном количестве вторичные минералы из группы хлорита, эпидота и др., не влияющие на характер структуры. При интенсивной перекристаллиза ции микрозернистые структуры переходят в гранобластовые, но они встречаются редко.
СТРУКТУРЫ МИКРОЛИТО-ЗЕРНИСТОГО ТИПА
Наиболее распространенными структурами основной массы палеотипных кислых эффузитов являются структуры, содержащие в своем составе микролиты плагиоклаза как первичные образования и кварцево-полевошпатовый вторич ный агрегат зерен, сформировавшийся за счет девитрифика ции и перекристаллизации стекловатого базиса.
Микролиты плагиоклаза встречаются почти во всех вул канитах кислого состава независимо от их фациальной при надлежности. Своим расположением и количеством они фик сируют первичную структуру. При палеотипном перерожде нии пород микролиты плагиоклаза, как правило, не меняют
своей формы. Изменяется только их |
состав в сторону де |
||
кальцификации, перекристаллизация |
же |
сказывается |
лишь |
в некотором их растворении. При этом |
микролиты |
теряют |
четкость очертаний, приобретают расщепленные и зазубрен ные края. Новообразованный кристаллический агрегат, в ко торый погружены микролиты альбита, состоит обычно из не четко индивидуализированных зерен кварца и полевого шпа та, размером не более 0,1 мм, с примесью вторичных мине ралов: хлорита, эпидота, серицита и др. Кроме микролитов,
25
яе нарушая общего рисунка структуры, могут присутствовать метасферолиты, размеры которых обычно не более 0,1 мм.
В группе структур микролито-зернистого типа выделяют ся: микролитовая, микролито-зернистая, пилотаксито-зерни- ■стая, интерсертально-зернистая, гиалопилито-зернистая и гиалопилито-фельзитовая. Все эти структуры развиваются как в эффузивных, так и в субвулканических породах, но особенно они характерны для покровных андезито-дацито- вых, дацитовых и липарито-дацитовых порфиритов. Их отли чительной особенностью в сравнении с другими типами яв ляется то, что в них, как правило, видны реликты первичных структур, которые помогают выяснению первоначального сос
тава породы. |
встречается |
в |
Существенно м и к р о л и т о в а я структура |
||
породах относительно редко. Она является первичной и |
в |
|
таком виде сохраняется преимущественно в |
субвулканиче |
ских телах. Микролиты, как правило, имеют четкие грани и не несут следов перекристаллизации. С ними могут ассоции ровать мелкие зерна кварца и плагиоклаза с относительно четкими ограничениями, что может указывать на их первич ность. Небольшое количество этих зерен не меняет общий микролитовый характер структуры.
М и к р о л и т о - з е р н и с т а я структура характерна для дацитовых и липарито-дацитовых порфиритов, а также плагиопорфиров как эффузивных, так и субвулканических (см. рис. 16—18). Структура характеризуется наличием в основ ной массе большого количества, не менее 60%, микролитов плагиоклаза и, в подчиненном количестве, микрозернисгого кварцево-полевошпатового агрегата, образовавшегося за счет стекла, цементировавшего микролиты. Иногда в микролито зернистой основной массе отмечается относительное увеличе ние количества микролитов у больших вкрапленников, где они приобретают определенную ориентировку. В основном же микролиты размещены беспорядочно. Отдельные микро литы альбита могут плотно примыкать друг к другу или разделяться микрозернистым агрегатом кварца и полевого шпата (альбита), зерна которых не имеют четких очертаний. Микролиты также часто не имеют отчетливых граней, осо бенно когда они плотно примыкают друг к другу. В этом слу чае не всегда удается различить отдельные индивиды. Для микролитовой и микролито-зернистой структур характерны как удлиненные,' тонкие, иногда иголковидные микролиты, так и брусковидные, в которых зачастую можно увидеть двойниковое строение. Последние чаще наблюдаются в суб вулканических породах, тогда как первые встречаются в эф фузивных.
П и л о т а к с и т о - з е р н и с т а я с т р у к т у р а . Структура, близкая по содержанию микролитов к микролито-зернистой,
.26
но отличающаяся от последней определенным расположени ем микролитов. Основная масса пород, обладающих такой структурой, состоит из преобладающего количества микроли тов альбита и небольшого количества микрозернистого квар цево-полевошпатового агрегата, разделяющего в некоторых участках микролиты.
Для структуры характерны плотное расположение микро литов, зачастую «спутанное», и ориентировка их в одном направлении, подчеркивающая направление течения распла ва. Причем характерна не только пространственная ориен тировка микролитов, но и одинаковая их оптическая ориен тировка. Микролиты имеют удлиненные нечеткие очертания, иногда изогнутые, двойникового строения не обнаруживают.
Пилотаксито-зернистая структура менее типична, чем пре дыдущая. Она наблюдается в потоках дацитовых, андезито-
дацитовых плагиоклазовых порфиритов всех формаций, |
но |
|
особенно характерна для пород среднего состава |
(см. |
|
рис. 19). |
с т р у к т у р а . |
Эта. |
И н т е р с е р т а л ь н о - з е р н и с т а я |
структура наблюдалась нами в эффузивных дацитовых порфиритах и является для них в некоторой степени аномальной. Она обладает первичной интерсертальноподобной ориенти ровкой микролитов альбита. Микролиты, составляющие в основной массе преобладающее количество, характеризуют ся удлиненной формой и расположены так, что касаются друг друга краями, образуя остроугольные интерстиции. Промежутки между микролитами заняты вторичным кварце во-полевошпатовым зернистым материалом, причем строгого ограничения размеров зерен нет. Зерна могут быть крупнее отдельных промежутков, занимать промежуток полностью или пересекать микролиты и выходить за их пределы. Такое размещение кварцево-полевошпатовых зерен подчеркивает их вторичный характер.
Рассматриваемый тип структур является необычным для кислых пород. Нами он наблюдался только в породах конт растных формаций, которые отличаются еще целым рядом особенностей, вытекающих из специфики магматического рас плава. Породы, о которых идет речь, представлены обычно редкопорфировыми (2—3%) плагиоклазовыми дацитовыми порфиритами с единичными фенокристаллами пироксена. На примере одного из участков Уральского региона, располо женного в районе оз. Банного в Магнитогорском мегасинклинории, они образуют потоки мощностью до 100 м и длиной до 3 км, что, как известно, не характерно для кислых отно сительно вязких лав. Кроме того, они обладают отчетливой миндалекаменной текстурой, количество миндалин в них может составлять 10—20%• Еще одной отличительной осо бенностью этих пород является наличие двух генераций
27
вкрапленников плагиоклаза, поздняя из которых обладает весьма характерным габитусом. Это фенокристаллы пла гиоклаза, имеющие резко удлиненную призматическую фор му. Такие фенокристаллы по удлинению достигают 4 мм, по короткой стороне не превышают 0,4 мм (см. рис. 22). Иногда они бывают изогнутыми. Микролиты в основной массе также характеризуются удлиненными формами. Все эти черты—зна чительная протяженность потоков, миндалекаменные тексту ры, удлиненные лейстовидные микролиты, резко асимметрич ные изогнутые фенокристаллы плагиоклаза и др.— говорят о том, что расплав, из которого происходила кристаллизация, поступал на поверхность в относительно перегретом состоя нии и представлял наиболее глубинные коровые выплавки,, формирующиеся в относительно сухих условиях при Рн2о~0,5 кб. Эти условия обусловили сохранение летучих
врасплаве до излияния магмы на поверхность, что привело
вконечном итоге к образованию миндалекаменных текстур.
Г иал опил и т о - з е р н и с т а я и |
г и а л о п и л и т о - |
ф е л ь з и т о в а я с т рук т уры. Структура |
характерна преи |
мущественно для эффузивных дацитовых порфиритов и менее типична для субвулканических. Основная масса таких пород характеризуется реликтовой гиалопилитовой структурой, ко торая обусловлена тем, что микролиты альбита свободно размещены в преобладающем зернистом или фельзитовом кварцево-полевошпатовом материале, развившемся по пер вичному стекловатому базису.
В отличие от описанных выше двух структур, в данной —
микролиты альбита характеризуются более |
отчетливыми,, |
укороченными (0,02—0,03 мм) брусковидными |
очертаниями |
и часто двойниковым строением, особенно в |
субвулканиче |
ских породах. Количество их не превышает 40%. Микрозернистый агрегат, составляющий базис структуры,,
образованный нечетко обособленными зернами кварца и альбита, зачастую содержит значительное количество хлори та, эпидота, серицита.
В гиалопилито-зернистой основной массе могут присутст вовать единичные мелкие метасферолиты размером 0,02 — 0,04 мм.
Структурой, близкой к только что описанной, является гиалопилито-фельзитовая. Она отличается от первой тем, чтопервичный стекловатый базис породы испытал девитрифика цию и не подвергся дальнейшей перекристаллизации (см. рис. 21). Фельзитовая часть структуры является здесь вто ричной. Не исключено, что фельзитовый материал в основ ной массе может в отдельных случаях иметь и первичную природу. Для такой структуры характерна сравнительно вы сокая степень раскристаллизации основной массы, которая состоит из микролитов в количестве около 30% и фельзито-
28
вого тонкозернистого материала с отдельными более крупны ми зернами кварца и альбита, которые образуются также при кристаллизации из расплава. Микролиты размером 0,03 мм обладают часто отчетливой призматической формой (см.
рис. 20).
СТРУКТУРЫ ПОЙКИЛИТОВОГО ТИПА
Эта группа структур, так же как и предыдущая, широко представлена в палеотипных кислых породах геосинклинальных формаций и по типу реликтовых первичных структур близка к вышеописанным, отличаясь от них лишь «пойкилобластовым» характером перекристаллизации стекловатого ба зиса. Структуры в общем характеризуются наличием микро литов альбита, погруженных в кварцево-полевошпатовый пойкилобластовый мезостазис. Пойкилобластовый характер перекристаллизации выражается в появлении в фельзитовой основной массе разноориентированных обособлений вторич ного кварца, с включениями мельчайших зерен полевого шпата (альбита), «замутняющих» его. Эти мельчайшие вростки альбита в процессе перекристаллизации постепенно ук рупняются и обосабливаются, а кварц как бы очищается. Пойкилобластовые обособления не имеют четких очертаний. Они наблюдаются только в скрещенных николях благодаря разной оптической ориентировке отдельных образований. При одном николе «пятнистое» строение основной массы ис чезает полностью.
В структурах, обусловленных наличием в основной массе микролитов и стекла, пойкилобластовый базис, развиваю щийся по стеклу, накладывается на первичную «микролитовую» структуру. В результате формируются характерные палеотипные структуры, основная масса которых состоит из разногаснущих, пятнообразных обособлений вторичного квар ца, содержащих пойкилитовые вростки микролитов плагио клаза. Поскольку-микролиты могут находиться в различной пространственной ориентировке и в различном количестве, то в зависимости от характера первичной структуры (микролитовой, пилотакситовой, гиалопилитовой) образуются палеотипные микролито-пойкилобластовая, пилотаксито-пой- килобластовая, гиалопилито-пойкилобластовая, интерсерталь- но-пойкилобластовая структуры.
В этой группе мы рассматриваем также микропойкили-
товую структуру, понимая под последней |
первичную струк |
||
туру основной массы, неизмененную или |
испытавшую лишь |
||
незначительную перекристаллизацию. |
|
Первичная |
|
М и к р о п о й к и л и т о в а я |
с т р у к т у р а . |
микропойкилитовая структура основной массы, не испытав шая перекристаллизации, встречается редко (см. рис. 23—25).
29