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

Основная масса состоит из равного размера, округлых ойкокристаллов величиной 0,3—0,6 мм, содержащих беспо­ рядочно ориентированные микролиты альбита призматиче­ ской формы. Пойкилитовое строение не исчезает и при од­ ном николе. Границы между отдельными ойкокристаллами отчетливо видны благодаря хлоритизации стекловатого ма­ териала, разделяющего их.

Иногда микропойкилитовая структура несет признаки пе­ рекристаллизации, которые почти не меняют ее облика. Пе­ рекристаллизация сказывается в некотором увеличении пер­ вичных размеров ойкокристаллов, разрастании и слиянии от­ дельных индивидов, благодаря чему они приобретают изви­ листые очертания, в некотором незначительном перераспре­ делении самих пойкилитовых вростков и в изменении веще­ ства, соединяющего отдельные обособления (см. рис. 24, 25).

М и к р о п о й к и л о б л а с т о в а я с т р у к т у р а образует­ ся по первичной фельзитовой или витрофировой структуре и отличается от всех остальных структур рассматриваемой группы отсутствием первичных микролитов плагиоклаза. Ос­ новная масса состоит из разноориентированных нечетких вторичных обособлений кварца, включающих многочисленные мелкие вростки полевого шпата, замутняющие кварц (см. рис. 26). В более перекристаллизованных разностях вростки полевого шпата укрупняются и обосабливаются, за счет чего вторичные образования кварца очищаются. От магматиче­ ской микропойкилитовой структуры микропойкилобластовая отличается тем, что обособления кварца имеют более круп­ ные размеры и расплывчатые очертания, заметные лишь в скрещенных николях благодаря различной оптической ори­ ентировке, при одном же николе это строение исчезает пол­

Структура типична для кислых пород, преимущественно дацитовых порфиритов эффузивной и субвулканической фа­ ций. Характеризуется наличием в основной массе пород боль­ шого количества (не менее 60%) беспорядочно ориентиро­ ванных микролитов плагиоклаза и вторичных пятнообраз­ ных обособлений кварца, накладывающихся на первичную микролитовую структуру и включающих в себя помимо мик­ ролитов пойкилобластовые вростки вторичного альбита. Структура отличается тем, что обособления кварца обычно не разрастаются до больших размеров, а иногда оказыва­ ются разобщены друг от друга микролитами. Это объясняет­ ся тем, что первичная микролитовая структура содержит сравнительно небольшое количество стекла, зачастую мик­ ролиты плотно прилегают друг к другу и стекла как бы не хватало на перекристаллизацию. Микролиты, как правило, сохраняют свои очертания. Вторичное пойкилобластовое

30

строение наблюдается только в скрещенных чниколях, при од­ ном николе оно «пропадает» (см. рис. 27).

Пи л о т а к с и т о - п о й к и л о б л а с т о в а я с т р у к т у - р а. Основная масса состоит из большого количества микро­ литов, плотно прилегающих друг к другу и ориентированных субпараллельно, и вторичного пойкилобластового кварцево­ полевошпатового базиса, в виде разобщенных пятен пере­ крывающего первичную пилотакситовую структуру. Микро­ литы имеют в основном удлиненные, тонкие очертания с расщепленными окончаниями, иногда искривленные. Пилотакситовая структура, так же как и микролитовая, содержит небольшое количество первичного стекла, благодаря чему

тура. Структура характеризуется интерсертальноподобным расположением микролитов альбита. Интерсертально-пой- килобластовая структура основной массы отличается от вы­ шеописанной интерсертально-зернистой пойкилобластовым ха­ рактером перекристаллизации стекловатого базиса. Разногаснущие «облачные» обособления вторичного кварца, замут­

пространенной в данной группе структур и характеризуется обычно наиболее отчетливым вторичным пойкилобластовым базисом.

Необходимо заметить, что более или менее отчетливый пойкилобластовый характер перекристаллизации стекла за­ висит в первую очередь от степени перекристаллизации ос­ новной массы породы. Кроме того, «отчетливость» структуры находится в зависимости от количества стекла в первичной основной массе: чем больше первичная структура содержит стекла, тем отчетливее пойкилобластовый характер перекри­ сталлизации основной массы. Это подчеркивалось нами при описании микролито-пойкилобластовой, пилотаксито-пойкило- бластовой и интерсертально-пойкилобластовой структур ос­ новной массы, пойкилобластовый характер перекристаллиза­ ции в которых, вследствие малого содержания стекла в пер­ вичной основной массе, выражен не отчетливо.

Гиалопилитовая структура отличается прёобладающим количеством стекла в основной массе пород, поэтому вто­ ричная гиалопилито-пойкилобластовая структура основной массы обладает наиболее отчетливым и характерным пой­ килобластовым обликом. Основная масса состоит из примы­ кающих друг к другу разноориентированных пятен вторич-

31

яого кварца размером 0,2—0,4 мм, охватывающих равномер­ но всю площадь шлифа. Иногда эти пятна отчетливо обособ­ лены друг от друга. Они содержат многочисленные мелкие и точечные включения альбита, замутняющие кварц и указы­ вающие на образование пойкилобластового базиса за счет фельзитового материала, образовавшегося при девитрифика­ ции стекла (см. рис. 32, 33).

СТРУКТУРЫ СФЕРОЛИТОВОГО ТИПА

Структуры сферолитового типа очень характерны для вулканитов кислого состава. Исследования на Урале и в Мугоджарах показывают, что этого типа структуры встре­ чаются в кремнекислых породах разного состава — от ли­ паритов до дацитов, как эффузивных, экструзивных, так и субвулканических фаций и распространены во всех вулка­ ногенных формациях начальных этапов развития геосинклинальных зон.

В вязких магматических расплавах кислого состава соз­ даются благоприятные условия для образования сферолитов с радиально-лучистым строением. Однако в палеотипных по­ родах первичные сферолитовые структуры сохраняются ред­ ко. Как уже отмечалось, сферолиты обычно испытывают пе­ рекристаллизацию, превращаясь в метасферолиты. Послед­ ние, равно как и сферолиты, могут полностью заполнять ос­ новную массу или находиться в различных количественных отношениях с микролитами. Так возникают микролито-мета- сферолитовая, метасферолитовая и другие структуры сферо­

ры). Основная масса породы состоит из сферолитов, распре­ деленных по одному или группками из двух-трех индивидов, погруженных в фельзитовый, переходный к микрозернистому кварцево-полевошпатовый агрегат. Отличительной особенно­

очень мелкие (0,02 мм) сферолиты. Многие сферолиты сохра­ нили свое радиально-лучистое строение и крестообразное уга­ сание, однако более характерно секториальное угасание или угасание по кругу (когда гаснет какая-то одна зонка цели­ ком по кругу, а соседние — периферическая и центральная — остаются непогашенными). По В. И. Чернову (1955), секто-

32

риальное угасание и исчезновение лучистого строения явля­ ются признаками начавшейся перекристаллизации сферолитов.

сферолиты полностью слагают основную массу пород, обра­ зуя при равных размерах так называемую структуру «бил­ лиардных шаров». Они плотно примыкают друг к другу и отделены от соседних метасферолитов лишь очень тонкой бу­ роватой каемкой продуктов девитрификации стекла, «склеи­ вавшего» отдельные сферолиты. Межсферолитовые прост­ ранства, выполненные мелкочешуйчатым хлоритом, зпидотом, альбитом и кварцем, могут содержать единичные микролиты альбита. Для метасферолитовой структуры подводных кис­ лых вулканитов особенно характерны равные размеры инди­ видов и маленькая их величина (не более 0,2 мм).

Метасферолитовая структура образуется в результате эпигенетического изменения первично сферолитовой основ­ ной массы. Как мы уже указывали, метасферолиты в ре­ зультате перекристаллизации утрачивают черты, свойствен­ ные первичным сферолитам, кристаллизующимся из распла­ ва: радиально-лучистое строение, четкие сферические очерта­ ния и крестообразное угасание. Поэтому основная масса, состоящая из метасферолитов, зачастую совсем не похожа на сферолитовую и приобретает пятнообразный облик. Иног­ да такую структуру можно спутать с микрозернистой. От пос­ ледней метасферолитовая структура отличается более отчет­ ливым характером отдельных индивидов, особенно хорошо проявляющихся при одном николе. В метасферолитовой структуре обычно каждый индивид отделен от окружающих тонкой буро-зеленой каймой разложившегося стекловатого базиса, благодаря чему метасферолиты приобретают четкую индивидуализацию и часто напоминают, как мы уже гово­ рили, плотно упакованную «колоду биллиардных шаров». В микрозернистых структурах отдельные зерна не имеют отчет­ ливых границ, а при одном николе микрозернистое строение исчезает полностью. Кроме того, метасферолиты зачастую хорошо обнаруживают себя по характерной политизирован­ ной центральной и относительно чистым краевым частям.

Обычно все присутствующие в основной массе сферолиты испытывают одинаковую степень перекристаллизации, и ре­ ликты неизменных сферолитов не сохраняются, то есть о пер­ вичной сферолитовой структуре мы можем судить лишь кос­

Эта структура характеризуется присутствием в основной мас­ се помимо метасферолитов, составляющих большую часть объема породы, микролитов альбита, погруженных в фель-

зитовый материал девитрификации, выполняющий проме­ жутки между сферолитами. Метасферолиты могут свободна размещаться в этом фельзитовом материале, а в отдельных участках могут плотно соприкасаться друг с другом. Они ни­ когда не перекрываются с микролитами, что говорит о томг что микролиты и сферолиты кристаллизовались одновремен­

составляет микрозернистый кварцево-полевошпатовый агре­ гат, образовавшийся за счет перекристаллизации стекла, со­ существовавшего в кайнотипной породе совместно со сферо­ литами. Кроме того, в последнем могут присутствовать еди­ ничные микролиты (см. рис. 42).

НЕКОТОРЫЕ СТРУКТУРЫ, ХАРАКТЕРНЫЕ ДЛЯ СУБВУЛКАНИЧЕСКИХ И ЖЕРЛОВЫХ ПОРОД

Пятая группа структур (см. табл. 1) характерна в основ­ ном для субвулканических кремнекислых пород. К этой группе авторы отнесли самостоятельно существующие микроаллотриоморфнозернистую, микропегматито-зернистую и интерсертально-гранофировую структуры. Все эти структуры

ра. Наблюдается преимущественно в породах крупных'лак­ колитов, штоков и даек, причем главным образом во внут­ ренних частях геологических тел, на уровне глубокого эро­ зионного среза. Микроаллотриоморфнозернистая структура в- кремнекислых вулканитах характеризуется тем, что состоит из плотно примыкающих друг к другу зерен кварца и поле­ вого шпата (альбита), не имеющих характерных кристалло­ графических очертаний, но обладающих отчетливой индиви­ дуализацией, что отличает ее от вторичных микрозернистых структур перекристаллизации (см. рис. 45)^ При интенсивном палеотипном перерождении микроаллотриоморфнозернистая структура перекристаллизовывается в гранобластовую.

М и к р о п е г м а т . и т о - з е р н и с т а я с т р у к т у р а ха­ рактеризуется присутствием в породах участков с гранофировыми и микропегматитовыми прорастаниями кварца и аль­ бита в сочетании с фельзитовым, микрозернистым или сферолитовым базисом. От этих участков следует отличать встречающиеся не только в субвулканических, но и в эффу­ зивных породах микропегматитовые обособления, по размеру и форме напоминающие вкрапленники или «миндалины» (см. рис. 37). Эти обособления являются первичными. Образуют­ ся они за счет кристаллизации магматического расплава по

34

принципу эвтектики в интрателлурическую стадию станов^ ления пород, в «пузырях», насыщенных летучими компонен­ тами. Для образования вулканогенных пород с гранофировыми и микропегматитовыми участками структур в основной массе необходимы определенные физико-химические условия. Как показали наблюдения, подобные структуры характерны для липаритов завершающих этапов кислого вулканизма кон­ трастных формаций, по составу наиболее близких к эвтектоидным и формирующихся при сравнительно высоком Рн,о>1 кб. Рассмотренные элементы структур являются первичными, тогда как цементирующий их фельзитовый или микрозернистый кварцево-полевошпатовый материал может быть как первичным, так и вторичным (см. рис. 46, 47).

И н т е р с е р т а л ь н о - г р а н о ф и р о в а я с т р у к т у р а . Это весьма своеобразная структура, которая по нашим наб­ людениям характерна для дацитовых и липарито-дацитовых субвулканических образований контрастных спилито-альби- тофировых формаций, слагающих дайки (гора Куянтау) и силлы (с. Сафарово). Структура отчетливо выделяется круп­ ными размерами лейст и удлиненно-призматическими кри­ сталлами плагиоклаза, составляющими около половины всей массы породы. Лейсты ориентированы так, что они, касаясь или почти касаясь друг друга концевыми гранями, создают «диабазовую канву». От диабазовой структуры интерсерталь­ но-гранофировая отличается присутствием в интерстициях между призмами плагиоклаза кварцево-плагиоклазового аг­ регата в гранофировом прорастании. Гранофировые сростки часто имеют сферолитоподобный вид. В этом случае отдель­ ные волокна располагаются по радиусам от центра, которым зачастую служит индивид плагиоклаза (см. рис. 48, 49).

Субвулканические тела с подобными структурами описа­ ны И. А. Буриковой и авторами на восточном склоне Южного Урала в Учалинском и Баймакском меднорудных районах. Установлено, что структуры подобного типа свойственны по­ родам, представляющим продукты поздних дифференциатов толеитовых расплавов.

ГОМЕОГЕННЫЕ ВКЛЮЧЕНИЯ

В последнее время исследователи, изучающие вулкано­ генные породы, стали проявлять интерес ко всякого рода включениям, которые описываются под наименованием ксе­ ногенных и гомеогенных. Последние иногда именуются род­ ственными, сегрегациями, желваками и т. д.

Интерес ко всем этим образованиям не случаен, ибо они несут дополнительную информацию о генезисе пород. О воз­

растающем интересе к включениям в эффузивах и их значе­ нии свидетельствует то, что этим включениям был посвящен специальный Всесоюзный симпозиум, состоявшийся в 1967 г.

В этом разделе мы не будем касаться дискуссии проис­ хождения ксенолитов и их характеристики, поскольку этот вопрос относительно ясен. Им посвящена обильная литера­ тура, особенно касающаяся ксенолитов ультраосновных по­ род (нодулей), встречающихся широко в молодых и совре­ менных вулканических породах из разных районов земного шара. Нодули рассматриваются в настоящее время большин­ ством исследователей как непосредственные отторженцы

верхней мантии.

Термин «гомеогенные включения» был предложен Лакрау в 1893 г. и применялся Ф. Ю. Левинсон-Лессингом (1940 г.). Это включения в эффузивных и субвулканических породах, отличающиеся от них по составу и строению и при­ дающие породе неоднородность.

Обычно имеются в виду полнокристаллические или со стеклом существенно полевошпатовые обособления диорито­ вого, габбрового и более основного состава, имеющие непра­ вильную форму и различные размеры. Подобные включения встречаются как в эффузивных, субвулканических, экстру­ зивных породах, так и в спекшихся пирокластах кислого сос­ тава.

Некоторые исследователи к гомеогенным включениям по­ мимо полнокристаллических образований относят всякого рода «подозрительные» вкрапленники или сростки минера­ лов, отличающиеся от «нормальных» фенокристаллов дроб­ ленным обликом, ступенчатостью границ и другими призна­ ками. Такие образования встречаются часто в эффузивных породах. Они обычно имеют оскольчатый габитус и нечеткие, как бы «растворенные» основной массой границы. Подобные кристаллы и сростки нами считаются ксеногенными, т. е. ре­ ликтами пород и минералов, существовавших и до формиро­ вания основного очага, магма которого их захватила, частич­ но ассимилировала и вынесла в более высокие уровни. Ксе­ ногенные включения и их разновидности нами описаны ниже и приведены в иллюстрациях в атласе.

Остановимся более подробно на гомеогенных включениях и подчеркнем их отличия от ксенолитов. Последние могут иметь самый разнообразный состав и размеры и обладают зачастую неравномерным распределением в пространстве, а именно приуроченностью преимущественно к контактам с вмещающими породами. Ксенолиты и вмещающие их породы часто характеризуются резко контрастным составом. Так, в субвулканических дацитовых крупнопорфировых порфиритах контрастных формаций Урала ксенолиты обычно представ­ лены диабазами, причем в зоне контакта с диабазами коли­

36

чество ксенолитов увеличивается. Гомеогенные включения обычно не обнаруживают какой-либо приуроченности к кон­ тактам, они характеризуются хотя и отличным, но близким

кматеринской породе составом и содержатся в ней иногда

взначительных количествах (до 1,5%). Включения имеют, как правило, небольшие размеры, не превышающие иногда размеры вкрапленников, и вследствие этого обнаруживаются

лишь под микроскопом.

Рассмотрим некоторые примеры описания гомеогенных включений, приведенные в литературе. Большая часть оте­ чественных работ посвящена характеристике гомеогенных включений в лавовых образованиях Камчатских вулканов. По данным Г. Е. Богоявленской и Э. Н. Эрлиха (1967), они.об­ наружены в кислых спекшихся пирокластах послекальдерной стадии развития вулкана Немо (остров Онекотан) и в посткальдерных образованиях вулкана Заварицкого (остров Симушир). Включения, описанные как гомеогенные (в той же работе под синонимом родственные), имеют округлую, яй­ цевидную или шаровидную форму, размеры до 30—40 мм и однообразный состав. Они характеризуются панидиоморфнозернистой структурой и на 70% состоят из агрегата идиоморфных кристаллов плагиоклаза, в интерстициях между ко­ торыми располагаются оливин, ромбический пироксен и стек­ ло. Близ контакта с вмещающими породами состав включе­ ний не изменяется. Это обстоятельство, а также наличие стек­ ла во включениях и мелкозернистой каймы вокруг них поз­ волили сделать вывод, что рассматриваемые образования являются не ксенолитами, а родственными включениями. В. А. Ермаков и А. В. Колосков (1967) в своей работе ха­ рактеризуют гомеогенные включения в экструзиях вулкана Безымянного. Они отмечают, что эти включения разнообраз­ ны по структуре и составу и представляют собой как полно­ кристаллические образования основного состава, так и обра­ зования типа порфировых андезитов, сходных по составу с вмещающими породами, но отличающихся от них несколько большей основностью. Авторы подсчитали, что в количест­ венном отношении гомеогенные включения составляют до 1,5% от общей массы породы. Для них характерно обилие пор (до 20%), повышенное содержание роговой обманки, апатита, кристобалита. Помимо микрозернистых меланократовых гомеогенных включений В. А. Ермаков и А. В. Колос­ ков отмечают присутствие в экструзивных породах ксеноли­ тов габбро и пироксенитов, вокруг которых наблюдаются оторочки, аналогичные по составу рассматриваемым вклю­ чениям.

В. И. Влодавец (1967), рассматривая угловатые и сфери­ ческие включения в лавах Дариганги, допускает существо­ вание в последних как ксенолитов (дуниты, перидотиты, эк-

37

логитоподобные породы), так и гомеогенных включений — оливиновых или оливиновых с примесью пироксена сегрега­ ций.

Что же представляют собой включения, отнесенные нами к типу гомеогенных? Мы столкнулись с последними при изу­ чении кислых вулканитов раннегеосинклинальных непрерыв­ ных формаций восточного склона Южного Урала, для кото­ рых присутствие гомеогенных включений оказалось харак­ терным признаком. Кислые вулканиты здесь представлены полным фациальным набором пород дацитового и плагиолипаритового состава. Максимальное количество гомео­ генных включений встречено в субвулканических образова­ ниях.

Гомеогенные включения составляют до 1,5% объема по­ роды, иногда приближаясь к количеству вкрапленников, и придают породе неоднородность. Включения имеют вид пол­ нокристаллических обособлений, заключенных в эффузивной основной массе. Характерны небольшие размеры (0,5—3 мм), не превышающие величины вкрапленников, и разнообразная форма включений — неправильная, округлая, удлиненная, или сложная — «ветвящаяся». По составу и строению вклю­ чения довольно однообразны. Главную часть их составляет агрегат идиоморфных кристаллов плагиоклаза, преимуще­ ственно удлиненной формы размером не более 0,3 мм, про­ межутки между ними заняты хлоритизированным и эпидотизированным темноцветным минералом. По характерным очертаниям во включениях устанавливаются реликты пиро­ ксена и роговой обманки. В существенно плагиоклазовых включениях интерстиции между удлиненными кристаллами альбита выполнены хлоритом, микроструктурные соотноше­ ния с которым иногда напоминают таковые со стеклом в кайнотипных породах. Возможно, что некоторые включения со­ держали первоначально вулканическое стекло. К отдельным включениям, особенно содержащим большее количество тем­ ноцветного компонента, нередко приурочены апатит и руд­ ные минералы (см. рис. 50—56). Включения имеют отчет­ ливые границы по отношению к включающей их основной массе, образованные контурами кристаллов, слагающих их краевую зону. Лишь иногда на контакте с включением наб­ людается более мелкозернистая оторочка основной массы. Изредка включения имеют «рыхлое» строение, особенно по краям, и основная масса как бы «пропитывает» их (см.

рис. 53,а ).

Гомеогенные включения обычно не содержат кварца, даже если он есть в «материнских» породах и во вкрапленниках, и в основной массе. То есть включения имеют хотя и сход­ ный состав, но отличаются несколько большей, чем сама по­ рода, основностью. Причем связь с составом расплава, оче-

38

видно, все же существует, так как наблюдается закономер­ ность, состоящая в изменении состава включений в зави­

дискусионны. Прежде всего это объясняется тем, что под на­ именованием «гомеогенные включения» нередко описываются различные образования, придающие породам неоднородность. Выше мы подчеркивали, что ксенолиты и ксенокристаллы мы исключаем из понятия «гомеогенные включения», однако следует подчеркнуть, что мы не всегда можем определить, с чем имеем дело: е ксенолитом или гомеогенным «желваком». Очевидно, это обстоятельство наряду с другими факторами объективного и субъективного характера привело к тому, что одни исследователи продолжают относить описанные выше включения в вулканогенных породах к ксенолитам, плавлен­

склонны считать рассматриваемые образования протосегре­ гациями минералов (родственными включениями), сформи­ ровавшимися из того же расплава, что и включающая их порода. Кроме того, исследователи, которые считают гомео­ генные включения образующимися in situ, по-разному объ­ ясняют их генезис. Так, например, Г. Е. Богоявленская и Э. Н. Эрлих (1967), изучая охарактеризованные выше по­ левошпатовые включения в спекшихся пирокластах вулкана Немо и кальдеры Заварицкого, пришли к выводу, что они являются родственными включениями, образовавшимися в результате аккумуляции кристаллической фазы (анортита) в магматической колонне, поставлявшей кислый пирокласти­ ческий материал в посткальдерную стадию.

Другие исследователи (Ермаков, Колосков, 1967) пред­ ложили схему образования гомеогенных включений путем ликвации расплава. Они подчеркивают, что в отдельных участках расплав, из которого кристаллизовались включения, был обогащен летучими и имел меньшую вязкость, чем ос­ тальная масса. В менее вязких участках скорость роста кри­ сталлов резко преобладала над скоростью зарождения цент­ ров кристаллизации, за счет чего образовывались вкрапле­ ния, несколько отличные по своей структуре от вмещающей среды, а более основной состав включений говорит об их об­ разовании в раннюю интрателлурическую стадию. Посколь­ ку условия несмесимости расплавов температурно ограниче­ ны, В. А. Ермаков и А. В. Колосков (1967) полагают, что кристаллизация включений происходит быстро и незадолго

39