54

Петрография Лекция 1, Предмет и основные методы петрографических исследований

Петрография описательная наука, область исследования которой охватывает все многообразие пород. Основным объектом изучения петрографии являются горные породы, слагающие верхнюю часть литосферы. В настоящее время накоплен значительный материал по петрографии метеоритов, что позволяет строить предположения и развивать гипотезы о строении космических объектов. В последние годы большое значение приобретает петрография техногенных породных образований, различного рода изделий и отходов. Минералого-петрографическим исследованиям подвергаются также каменные образования, формирующиеся в организмах животных и людей с целью установления причин их возникновения. То есть любой каменный материал, попадающий в руки петрографа, может быть им изучен для решения различных научных и прикладных задач.

Петрография наиболее тесно связана с такими дисциплинами как кристаллография, минералогия, без знания которых не возможно изучать петрографию, а также с геохимией, особенно в области петро- и рудогенеза.

Петрография включает самостоятельные подразделы: кристаллооптика, петрохимия и петрология, петрофизика и собственно петрография.

Кристаллооптика основана на знании законов прохождения света через различные кристаллические и аморфные среды. Служит для диагностики минералов и изучения горных пород под микроскопом – основным петрографическим методом исследования.

Петрохимия изучает химический состав горных пород и тесно связана с петрологией, которая на основе фактических данных химического и минерального состава пород, а также на базе экспериментальных данных моделирует условия их формирования. Из всей совокупности пород только для осадочных и вулканических процессы образования можно наблюдать непосредственно в полевых условиях. Остальные магматические и все метаморфические породы формируются в условиях, скрытых от глаз исследователя, и процессы их образования растягиваются на период от сотни тысяч до десятков млн. лет.

Петрофизика изучает физические свойства горных пород (плотность, магнитная восприимчивость, естественная радиоактивность, теплопроводность, электропроводность). Знания связей между этими показателями и типом горных пород позволяют более обосновано интерпретировать результаты геофизических исследований и прогнозировать месторождения полезных ископаемых (МПИ). На основе карт физических полей без проведения дорогостоящих буровых работ на какой-либо территории можно более обосновано судить о геологическом строении земной коры, об условиях залегания тех или иных геологических комплексов, о наличии или отсутствии МПИ.

Петрография в совокупности с другими геологическими дисциплинами позволяет: воссоздать механизм процессов формирования горных пород и соответственно более достоверно разобраться в истории геологического развития земной коры; увязать между собой различные геологические события и главное для геолога определить место в геологических процессах рудной и нерудной полезной для нужд людей минерализации, скопления которой в определенных участках земной коры могут представлять экономический интерес и рассматриваться в качестве месторождений полезных ископаемых. Для получения такой информации необходима упорная работа петрографа.

Предлагаемый курс лекций и лабораторных занятий включает изучение петрографических методов исследования горных пород и на их основе приобретение навыков определения основных типов магматических и метаморфических горных пород, которые вместе с осадочными образуют верхнюю часть земной коры.

Петрографические методы исследования горных пород

Полевые исследования

На всех стадиях геологоразведочного процесса от геологической съемки до детальной разведки необходимо умение в полевых условиях идентифицировать горные породы по ряду признаков, определяемых макроскопически, то есть визуально без применения специального лабораторного оборудования, вооружившись в лучшем случае лупой. Каждый тип выделенных пород детально описывается, степень детальности определяется квалификацией исследователя. Важное значение при этом имеет окраска породы. Наиболее распространены породы светло-серого, серого, темно-серого, серовато-зеленого, темно-зеленого, черного, розового, бурого, вишневого, сиреневого цветов. Нередко встречаются пестро окрашенные породы, где агрегаты различно окрашенных минералов имеют вполне закономерное взаимное расположение, которое подчеркивает структурно-текстурные особенности.

Внутреннее строение горных пород определяют через понятия текстуры и структуры. Для разных генетических типов пород они отличаются, так как зависят от условий образования. Знание этих взаимозависимостей позволяет исследователю по структурно-текстурным особенностям судить об условиях образования пород, определять генетический тип породы, а также последовательность выделения минералов и их ассоциаций.

Для магматических и метаморфических горных пород структура определяется степенью кристалличности, размером и формой зерен, их взаимоотношениями в минеральных агрегатах. Структура устанавливается на макро и на микро уровне. Текстура определяется пространственным взаиморасположением минеральных агрегатов, отличающихся друг от друга по цвету, форме, размерам, минеральному составу и структуре. Текстура может проявляться в крупном и мелком плане.

Для магматических горных пород на макроскопическом уровне исследования выделяют следующие структуры по степени кристалличности:

- полнокристаллические, когда значительная часть минералов отчетливо раскристаллизована;

- неполнокристаллические, когда отдельные зерна минералов заключены в скрытокристаллическую основную массу;

- скрытокристаллические (афанитовые), когда минеральный состав без микроскопа не устанавливается;

- стекловатые, преимущественно состоящие из вулканического стекла.

В зависимости от размера зерен среди полнокристаллических вылеляют:

• крупнозернистые со средним размером зерен > 5 мм;

• среднезернистые с размером зерен от 1 до 5 мм;

• мелкозернистые от 0,5 до 1 мм.

По относительным размерам зерен различают равномерно зернистые и неравномерно-зернистые структуры. Равномерно зернистые структуры характеризуются более или менее одинаковым размером зерен основных породообразующих минералов. Среди неравномерно-зернистых структур выделяют порфировидные и порфировые структуры. Порфировидные структуры обусловлены наличием относительно крупных кристаллов на фоне полнокристаллической основной массы.

Порфировые структуры относятся к неполнокристаллическим и характеризуются наличием хорошо образованных кристаллов – порфировых вкрапленников или фенокристаллов, погруженных в плотную афанитовую основную массу породы.

Иногда макроскопически можно определить форму минеральных зерен или кристаллографический габитус, кубический, призматический, таблитчатый, шестоватый, игольчатый, чешуйчатый. Более детально структуры разработаны при изучении пород под микроскопом, так называемые микроструктуры.

Среди текстур выделяют два главных типа: однородная и неоднородная.

Однородная или массивная отмечается при одинаковом строении и составе породы в любом участке.

Среди неоднородных текстур выделяются:

- такситовая или шлировая, когда отдельные участки пород отличаются по цвету, минеральному составу и структуре;

- полосчатая, когда наблюдаются чередования полос различных по цвету, минеральному составу и структуре;

- директивная, когда минеральные агрегаты, отличающиеся по цвету и структуре ориентированы субпараллельно;

- флюидальная, когда отчетливо видны следы течения лавы;

- брекчиевидная, когда остроугольные обломки пород заключены в отличающуюся по цвету, структуре и составу основную массу;

- пористая, когда наблюдается наличие округлых или неправильных пустот, возникших вследствие выделения газов при кристаллизации эффузивных пород;

- миндалекаменная, когда пустоты эффузивных пород заполнены вторичными минералами: опалом, халцедоном, хлоритом, карбонатами, кварцем и др.

В процессе определения структуры и текстуры пород тщательно изучается минеральный состав. Методы макроскопической диагностики изучаются в курсе минералогия. При петрографическом описании определяется цвет, формы выделения, размеры минеральных зерен и их относительное количество к общей массе породы.

Итогом изучения и описания образца, обнажения является определение типа породы ее идентификация.

Лекция 2. Петрография магматических горных пород

Образование магматических горных пород обязано магмообразующим процессам и обусловлено глубинным строением Земли

Строение и структурные элементы Земли

По сути все современные теории о внутреннем глубинном строении опираются на сейсмические данные, в связи с тем, что изменение плотности земного вещества с глубиной оказывает закономерное влияние на изменение скорости прохождения продольных (Р) и поперечных (S) волн.

На основе этих данных выделяются три основные области, различающиеся по плотности слагающего их вещества: кора, мантия и ядро. Предполагается, что возрастающая плотность земного вещества с глубиной происходит за счет увеличения концентрации тяжелых металлов (Fe, Ni, Co). Отмечается также уплотнение вещества при фазовых переходах (из твердого в жидкое и, наоборот) за счет сжатия под давлением вышележащих слоев и связанного с этим образования веществ и минералов большей плотности.

Границы выделяемых геосфер устанавливают по изменению плотности вещества Земли. Так земная кора распространяется на глубину 6-40 км (в среднем 33 км). Мантия, расположенная ниже земной коры – до глубины 2900 км, а ядро выделяется в интервале 2900-6370 км.

Граница между корой и мантией открыта Мохоровичем и называется в его честь Мохо, обозначается буквой «М». Граница между мантий и ядром открыта в 1914 г. Гутенбергом – граница «Г». Это наиболее резко проявленная граница раздела в недрах Земли, где плотность вещества возрастает скачком от 5,6 до 10 г/см³. Такая высокая плотность характерна для металлов: железа и никеля. Поэтому на основании исследований метеоритов, среди которых выделяются каменные, железокаменные и преимущественно железные или железоникелевые, и в соответствии с установленной плотностью ядра Земли, его вещество принято считать преимущественно железоникелевым по составу.

Кроме выделенных трех основных оболочек выделяют промежуточные границы. Так на глубине около 900 км между верхней и нижней мантией, на глубине 5100 км между наружным и внутренним ядром.

Высокая плотность мантийного вещества указывает на то, что оно находится в твердом состоянии. Однако в верхней мантии выделяется слой пониженной вязкости, называемый астеносферой, для которой допускается частично жидкое состояние. Под океанами этот слой имеет большую мощность и располагается на глубине 50-350 км, над складчатыми структурами на глубине 100-250 км. Наименьшую мощность он имеет под платформами и практически отсутствует под щитами древних платформ.

Раздел между мантией и земной корой (граница «М») интерпритируется переходом от существенно оливиновых бесполевошпатовых пород к породам земной коры, в которых полевые шпаты играют главную роль. Наиболее изучено глубинное строение верхней оболочки – земной коры.

В нижней части земной коры выделяют слой непостоянной мощности с плотностью 2,8-2,9 г/см³, соответствующий оливин-пироксен-плагиоклазовому составу, характерному для базальтов. Поэтому этот слой условно называют «базальтовым», хотя он сложен различными по составу породами. Его мощность меняется от 2-3 км под океанами до 6-20 км под континентами.

Выше залегают менее плотные горные породы (2,6-2,7 г/см³), соответствующие полевошпат-кварцевому составу, типичному для гранитов. Поэтому данный слой называют «гранитным». Кроме различных гранитоидов здесь выделяются метаморфические сланцы, гнейсы. Мощность слоя варьирует от10 до 50 км и развит он только в пределах континентов.

Верхняя часть земной коры представлена слоем осадочных пород (около 2,1 г/см³), которые на континентах залегают на гранитном слое и образуют мощность от 0 до 20 км, а в океанах непосредственно на базальтовом слое мощностью от 0 до 3 км.

Таким образом, различают два типа земной коры: континентальную, состоящую из базальтового, гранитного и осадочного слоев и океаническую, состоящую из базальтового и осадочного слоев.

Земная кора неоднородна не только на глубину, но и по площади. Как уже отмечалось выделяется континентальная и океаническая кора. Однако в пределах континентов и океанов выделяются с одной стороны подвижные сейсмически и вулканически активные пояса, а с другой стороны устойчивые в тектономагматическом смысле площади.

Проявление магматизма связывают с верхней частью мантии – астеносферой. Считается, что здесь зарождаются магматические расплавы, трансмагматические флюиды. Процессы, протекающие в этой части Земли определяют не только магматизм, но и в целом геотектоническое развитие земной коры.

Общие представления о магме и магматических горных породах

Магматические горные породы образуются в результате охлаждения и отвердения магмы – горячего подвижного вещества, состоящего полностью или в значительной мере из жидкой фазы, отвечающей по составу силикатному расплаву, очень редко карбонатному. Сульфидному или окисному.

Химизм этого расплава по аналогии с химическими анализами горных пород выражают в виде массовых процентов содержания двенадцати главных компонентов окислов: SiO₂, Al₂O₃, FeO, MgO, CaO, Na₂O, K₂O и др. Кроме того, в состав магм входят многочисленные элементы примеси (Mn, Ni, Sn, Ba, Rb, U, S, Cl, F и др.), содержания которых выражается в n _*10^-2,-4%. Наконец, в магмах присутствует важная группа второстепенных компонентов, в сумме составляющих не более нескольких массовых процентов и называемые в связи со способностью истечения из кристаллизующейся магмы – летучими или фугитивными. Главная роль среди них принадлежит H₂O и СО₂.

Во время становления в земной коре или при извержениях на поверхности магмы обычно бывают гетерогенны. Фаза расплава содержит взвешенные кристаллы, а также пузырьки, генерирующиеся по мере снятия давления, особенно при пересыщении расплава летучими компонентами.

Первичные магмы изменяют свой состав, попадая в новые термодинамические условия верхних частей Земли при их внедрении или извержении на поверхность. Это происходит в результате магматической дифференциации или эволюции, когда первично-однородная магма разделяется с образованием разных по составу производных магм. При этом образуются закономерные серии магматических пород.

Различают три главных процесса, в которых проявляется магматическая дифференциация:

• кристаллизация (кристаллизационная дифференциация)

• взаимодействие с флюидом (флюидно-магматическая или трансмагматическая дифференциация);

• взаимодействие с вмещающими (боковыми) породами (дифференциация в процессе магматического замещения и ассимиляции).

Наиболее полно проявлена в природе и изучена как в процессе эксперементальных исследований, так и при петрографических наблюдениях кристаллизационная дифференциация. Отделение кристаллов от расплава может происходить под влиянием различных причин:

• неравномерное охлаждение магматического расплава, вызывающие диффузию вещества, при которой вблизи контакта формируются ассоциации более тугоплавких минералов, а по направлению к центру интрузии – менее тугоплавких;

• отжимание расплава от кристаллов под влиянием тектонических сил;

• отделение расплава от кристаллов путем фильтрации расплава во вмещающие породы;

• отделение кристаллов под действием силы тяжести (гравитационное фракционирование).

Процесс гравитационной дифференциации является основным. При протекании этого процесса в спокойных тектонических условиях происходит последовательное обогащение различных горизонтов магматического очага минералами в соответствии с порядком реакционных серий Н. Боуэна. Сущность его заключается в том, что кристаллы, выделяющиеся из магмы, закономерно отличаются от нее по составу. Первые из них являются более основными и магнезиальными. Они отличаются от магматического расплава по плотности и поэтому отделяются от магмы, оседая на дно магматической камеры. Последующие кристаллы имеют менее основной состав и меньший удельный вес, поэтому располагаются в пределах интрузивного тела выше по уровню. В результате из однородной магмы формируется как бы расслоенная интрузия, сложенная различными по составу магматическими породами от гипербазитов на нижнем уровне до гранитоидов в верхних. С изменением состава остаточного расплава Боуэном была установлена последовательность выделения кристаллов из магм нормального щелочного ряда:

- железомагнезиальные минералы оливин—пироксен—роговая обманка—биотит (прерывистая реакционная серия);

- лейкократовые минералы основной--средний—кислый плагиоклазы (непрерывная реакционная серия), ортоклаз, кварц.

Ранние выделения темноцветов всегда боле магнезиальные, чем расплав, и соответственно более поздние минералы имеют преимущественно железистый состав.

Процесс дифференциации может происходить как на глубине в магматическом очаге, так и в более высоких горизонтах земной коры, в магматической камере. В результате дифференциации на глубине и последующего внедрения остаточного расплава в верхние горизонты коры образуются разнообразные по составу серии магматических пород. При дифференциации в пределах магматической камеры в спокойных тектонических условиях формируются весьма специфические псевдостратифицированные плутоны.

Теория дифференциации, разработанная Н. Боуэном предусматривала образование всех магматических пород, включая всю массу гранитов, из одной первичной родоначальной магмы основного состава.

Левинсон-Лессинг подверг сомнению возможность формирования всех пород, особенно близких по составу к гранитам, за счет дифференциации основной магмы. Он доказал невозможность возникновения огромных массивов гранитоидов в качестве конечного продукта дифференциации базальтовой магмы. Он развил теорию о существовании двух первичных магм: базальтовой и гранитной, образующих самостоятельные очаги, в пределах которых происходит дифференциация.

Многочисленные фактические данные, полученные при изучении условий образования магматогенных месторождений полезных ископаемых не находили объяснения с позиции этих представлений.

Д.С. Коржинский ввел понятие и разработал концепцию магматического замещения в процессе эволюции сквозьмагматических или трансмагматических флюидов глубинного происхождения. Возникновение ювенильных флюидов он связывал с дегазацией мантии. Продвижение трансмагматических флюидов происходит по зонам глубинных разломов. При этом движение теплового флюидного потока опережает продвижение магмы.

Механизм замещения выглядит следующим образом:

- проникая по зонам разломов высокотемпературные флюиды, состоящие из H₂O, CO_2, H_2,CO, F₂, Cl_2, CH_4, N₂, S₂, вступают в реакцию с окружающими породами;

- происходит замещение без перехода в жидкую фазу, то есть магматогенное

замещение, когда формируются минералы и структуры магматических пород;

- в дальнейшем происходит частичное или полное плавление пород с образованием магматических очагов, которые могут или оставаться на месте или отжиматься по зонам тектонических нарушений.

Этот механизм был подтвержден экспериментально. При этом велика роль воды в составе флюида. Чем выше ее давление, тем ниже температура плавления (кристаллизации) минералов и выше растворимость воды в расплаве, и больше подвижность расплава-раствора.

Так при увеличении давления воды от 1000 до5000 бар наблюдается понижение температуры плавления:

-у диопсида на 100⁰ С;

• у анортита на 300⁰ С;

• у альбита на 375⁰ С.

Меньше всего давление воды влияет на температуру плавления магнезиальных темноцветных минералов и более значительно понижает у лейкократовых. Исходя из этого, повышение давления Н₂О в наиболее легкоплавких составах магм темноцветные минералы должны вытесняться лейкократовыми.

Эти представления наиболее полно и непротиворечиво объясняют механизм становления и эволюции крупных гранитоидных массивов.

В целом по влиянию на кристаллизацию кислых магм компоненты флюидов располагаются в следующий ряд: CO₂ – NH₃ – SO₃ – H₂O – P₂O₅ – HF – Li₂O – B₂O₃.

В этом ряду последовательно нарастает растворимость компонентов в кислых магмах (магмафильность) и их особенность понижать температуру их кристаллизации. Одновременно снижается их «отделяемость» от расплавов. Компоненты, располагающиеся в начале ряда, концентрируются преимущественно во флюидной (газовой) фазе. Компоненты, располагающиеся в конце ряда, концентрируются в алюмосиликатных расплавах и уже при низком и умеренном давлении входят в состав расплавов в значительном количестве, существенно снижая температуру кристаллизации. Обогащение кислых расплавов водой, фтором и бором подтверждается масштабными проявлениями пневматолитово-гидротермальных постмагматических процессов вокруг гранитоидных массивов, при которых образуются разнообразные фториды и бораты.

При переходе от основного магматизма к среднему и кислому отмечается снижение температуры и усиление кислотных свойств трансмагматических растворов с повышенной химической агрессивностью по отношению к замещаемым породам. Поэтому развитие среднего и кислого магматизма сопровождается усилением процессов магматического замещения огромных объемов пород различного генезиса. Происходит ассимиляция – процесс полной переработке вмещающих пород, контактирующих с магмой или попадающих в магму в виде обломков (ксенолитов).

Химический и минеральный состав горных пород

Химический состав горных пород определяется так называемыми петрогенными элементами, содержания которых превышает 1%. Химический состав является одним из существенных признаков магм и имеет важное значение при определении эффузивных пород, которые обладают неполнокристаллической или стекловатой структурами, вследствие чего затруднена их диагностика по минеральному составу при изучении шлифов под микроскопом.

Раздел петрографии, изучающий особенности химического состава отдельных пород и их естественных рядов называется петрохимией. Все химические элементы по отношению к магматическим породам подразделяются на главные (петрогенные), второстепенные (входят в состав акцессорных минералов), микроэлементы (определяют геохимическую и металлогеническую специализацию).

Основное значение имеет SiO₂, благодаря чему магматические породы являются силикатными. Содержание SiO₂ в них варьирует от 35 до 75 весовых %.

Наиболее распространенными на материках являются два типа пород: базальты – 47-53% SiO₂ и граниты – 73-78% SiO₂. В породах среднего состава содержание SiO₂ варьирует от 53 до 64%.

Резкое преобладание среди эффузивных пород базальтов и малая распространенность риолитов (70% SiO₂) объясняется вязкостью расплавов, богатых SiO₂, которая препятствует излиянию на поверхность, а также спецификой кислого магматизма в целом.

Большое значение для формирования магматических горных пород, особенно кислого состава, имеют летучие компоненты: H₂O; CO₂; HF; HCl; H₂S; SO₂; B₂O₃; CH₄ и др.

Минеральный состав магматических пород определяется химическим составом магмы, а форма проявления минералов (размеры, морфология, идиоморфизм) определяется условиями кристаллизации магматического расплава. Медленное охлаждение с сохранением летучих компонентов способствует образованию полнокристаллических пород. Быстрое охлаждение ведет к образованию неравномерно-зернистых, скрытокристаллических или стекловатых пород.

По роли в составе магматических пород выделяют главные (или существенные), второстепенные (или несущественные) и вторичные (или эпигенетические).

Главные минералы определяют структурно-вещественные параметры породы. По ним идентифицируют горную породу. Например, в граните главными минералами являются полевые шпаты, кварц и биотит. Исчезновение или резкое уменьшение количества одного из них отражается на наименовании породы.

По химическому составу и окраске выделяются две группы главных минералов:

1. Салические минералы, называемые по главным элементам кремнию (силицию) и алюминию, входящим в их состав. Это главным образом алюмосиликаты натрия, кальция и калия – полевые шпаты, фельдшпатоиды и кварц. Они обычно светлоокрашены, в шлифах всегда бесцветны, поэтому их называют лейкократовыми (от греч. лейкос – бесцветный).

2. Фемические (мафические) минералы имеют высокое содержание магния и железа. Получили название от начальных букв слов феррум и магний. Сюда относятся оливин, пироксены, амфиболы, биотит. Их называют цветными, темноокрашенными или меланократовыми.

Среди главных минералов в магматических породах преобладают полевые шпаты, они входят в состав большинства магматических пород. Среди полевошпатовых разновидностей выделяются граниты, диориты, габбро, сиениты и др.

Деление магматических пород на семейства проводится главным образом по количеству и составу полевых шпатов. Кварц и фельдшпатоиды указывают на пересыщенность или недосыщенность пород SiO₂. Основные или ультраосновные типы пород выделяют по составу темноцветных минералов.

Второстепенные минералы присутствуют в незначительных количествах – менее 1% и не влияют на состав и название пород. Зачастую они проявляются в виде акцессорной рассеянной вкрапленности. Это такие минералы как циркон, монацит, апатит, рутил, сфен, ильменит, магнетит, хромит и другие. Проявление акцессорной минерализации типоморфно (свойственно) для определенного типа пород. Хромит для перидотитов, циркон и монацит для гранитов. Акцессорная минерализация определяет геохимическую и металлогеническую специализацию магматических пород.

Вторичные (эпигенетические) минералы проявлены достаточно широко во всех типах магматических пород, особенно в породах кислого состава. Это связано с эволюцией постмагматических флюидов, образующихся при дегазации кислой магмы (отделения летучих компонентов) в процессе ее остывания.

К ним относятся: мусковит, кварц, альбит, калишпат, актинолит, цоизит, скаполит, пренит, пумпеллиит, гранат, диопсид, турмалин, флюорит и другие. Магматические породы претерпевают пневматолитово-гидротермальные изменения в различной степени. Полно проявленные гидротермалиты контролируют разнообразные полезные ископаемые.

Основные микроструктуры магматических горных пород

В отличие от макроструктур микроструктуры определяются под микроскопом и отражают взаимоотношения между минералами. При этом определяющее значение имеют формы выделения минералов, их идиоморфизм, абсолютные и относительные размеры, степень кристалличности.

Форма минеральных зерен и их взаимоотношения зависят от кристаллографического габитуса и степени идиоморфизма минералов. Габитус создает общий структурный облик породы и может быть призматическим, таблитчатым, игольчатым, шестоватым, чешуйчатым, зернистым и др. Идиоморфизмом называется степень совершенства кристаллографических форм минералов, зависяшая от порядка их выделения и их кристаллизационной силы. По степени идиоморфизма выделяют минералы:

- идиоморфные, имеющие хорошо развитые грани;

- гипидиоморфные, имеющие частично проявленные собственные грани;

- ксеноморфные, не имеющие собственных граней, их контуры полностью подчинены формам других минералов. Степень идиоморфизма позволяет судить о последовательности выделения минералов.

Явнокристаллические микроструктуры

Панидиоморфнозернистая структура выделяется по достаточно совершенному идиоморфизму всех минеральных зерен, слагающих породу.

Гипидиоморфнозернистые структуры определяются различной степенью идиоморфизма минералов. Выделяют несколько разновидностей:

1. Офитовая (диабазовая) структура выделяется по резкому идиоморфизму плагиоклаза по отношению к фемическим минералам. Плагиоклаз образует узкие вытянутые кристаллы – лейсты.

2. Гранитовая структура, когда цветные минералы и плагиоклаз гипидиоморфны, а калишпат и кварц ксеноморфны.

3. Агпаитовая, когда нефелин и кали- натриевый шпат гипидиоморфны, а цветные минералы ксеноморфны.

4. Габбровая определяется одинаковой степенью идиоморфизма зерен плагиоклаза и цветных минералов.

5. Пойкилитовая, когда наблюдаются многочисленные включения зерен одного или нескольких минералов в значительно более крупных зернах другого минерала. Включенные минералы более идиоморфны, так как образовались раньше.

6. Сидеронитовая, когда относительно идиоморфные зерна оливина, пироксена и плагиоклаза заключены в ксеноморфнозернистую массу рудного минерала.

7. Пегматитовая структура образована своеобразным прорастанием калиевого полевого шпата кварцем. Калишпат образует крупные кристаллы. Прорастания кварца могут быть моно- и полиминеральными, что устанавливается по характеру угасания одинаково ориентированных индивидов кварца.

8. Пертитовая структура выделяется закономерным прорастание калиевых полевых шпатов альбитом. По форме вростков различают шнуровидные, прожилковые, пятнистые и др. пертиты.

Аллотриоморфнозернистые структуры слагаются ксеноморфными зернами минералов. Среди них наиболее типична аплитовая структура, образованная ксеноморфными изометричными зернами полевых шпатов и кварца.

Скрытокристаллические и стекловатые микроструктуры

Структуры данной группы характеризуют основную массу плотных афанитовых пород, которая может быть сложена целиком микролитами – мелкими кристалликами размером <0,05 мм, микролитами и стеклом или только стеклом.

Разделение структур этой группы производится по форме микролитов, их расположению в пространстве и их количественному соотношению со стеклом, если оно присутствует. Выделяют:

1. Стекловатую (витрофировую) структуру, типичную для пород, состоящих в основном из вулканического стекла. Возможно присутствие редких микролитов.

2. Гиалопилитовую (андезитовую) структуру, когда беспорядочно расположенные игольчатые микролиты плагиоклаза пропитаны вулканическим стеклом, преобладающим над микролитами.

3. Интерсертальную (базальтовую) структуру, когда беспорядочно расположенные микролиты плагиоклаза образуют своеобразный сетчатый каркас, пропитанный вулканическим стеклом, которое выполняет межзерновое пространство.

4. Фельзитовую структуру, представленную тонкокристаллическим агрегатом кварца и полевых шпатов. Нередко среди тонкокристаллической массы встречаются радиально-лучистые срастания кварца и калишпата в виде сферических образований – сферолитов. В последнем случае ее определяют как сферолитовую структуру.

5. Трахитовую структуру, когда основная масса целиком сложена из мелких табличек (до 0,2 мм) калиевого полевого шпата. Отмечается субпараллельное расположение калиевых полевых шпатов, ориентированных по направлению потока лавы. Между зернами полевых шпатов располагаются мелкие зерна темноцветов.

6. Пилотакситовую структуру, которая характеризуется субпараллельным расположением микролитов плагиоклаза, между ними может быть стекло или зернышки пироксена. Типична для андезитов и базальтов.

Формы залегания магматических горных пород

Образование магматических пород в различных геолого-структурных обстановках отражается на форме магматических тел и их взаимоотношениях с вмещающими породами.

Интрузивные тела

Форма и размер любого интрузивного тела зависят от целого ряда факторов: состава и физических свойств магмы; геолого-структурных условий формирования; от способа или механизма внедрения магмы; количества одновременно поступающей магмы.

Очень большое значение имеют взаимоотношения интрузивного тела со слоями вмещающих осадочных пород. При этом различают согласные тела, образовавшиеся в результате внедрения магмы по плоскостям напластования осадочных пород и секущие или несогласные тела, прорывающие слои осадочных пород.

Согласные тела развиты в областях с горизонтально лежащими слоями осадочных пород. В складчатых областях преобладают секущие слоистость тела. Согласные интрузивные тела представлены силлами, лакколитами, лополитами и факолитами.

Силлы представляют пластообразные тела, залегающие согласно между горизонтально лежащими слоями осадочных пород при этом мощность залежи значительно уступает площадному распространению. Силлы характерны для залегания пород основного состава. Жидкая подвижная основная магма могла относительно свободно распространяться между слоями, не нарушая их горизонтального залегания. Относительно небольшие субгоризонтальные тела располагаются на разных уровнях. Группы тел занимают значительные площади в десятки тыс. кв. км. (траппы Сибирской платформы).

Лакколит – каравае образное тело с плоским основанием и куполообразной кровлей. Форма лакколита в плане, как правило, округлая, от сотен метров до нескольких км в диаметре, сложены породами как основного, так и кислого состава.

Лополит – чашеобразное тело обычно очень крупных размеров, чаще всего сложены породами основного и ультраосновного состава.

Факолит – линзовидное тело, залегающие в ядре складки и образующееся одновременно со складчатостью. Характерны небольшие размеры, встречаются редко и только в складчатых областях.

Среди несогласных тел наиболее распространены: дайки, жилы, инъекционные тела неправильной формы, штоки и батолиты.

Дайка – плитообразное вертикальное или крутопадающее тело, имеющее относительно небольшую мощность при большой протяженности по простиранию и падению. Размеры даек колеблются в широких пределах. Самая крупная – «Большая дайка» в Родезии имеет мощность от 5 до 10 км и протяженность до 500 км. Сложена породами основного состава. Как правило дайки встречаются группами, образуя серии субпараллельных, кольцевых или радиальных тел.

Жила – отличается от дайки извилистой формой, наклонным или горизонтальным залеганием и, как правило, меньшими размерами.

Инъекционные тела неправильной формы – очень разнообразны и имеют большое число названий. Выделяют цилиндрические, воронкообразные, линзовидные, серповидные тела. Тела совершенно неправильной формы называют хонолитами.

Шток – интрузивное тело, приближающееся к цилиндрической форме, с крутопадающими контактами. Площадь выхода на земную поверхность не превышает 100 км². Штоки широко распространены и сложены различными по составу породами.

Батолит – огромное тело с куполообразной кровлей, осложненной углублениями и выступами. Батолиты сложены породами гранитного состава и приурочены обычно к осевым частям антиклинориев. Площадь выходов на земную поверхность составляет десятки и сотни тысяч км².

Форма залегания эффузивных горных пород

Форма тел эффузивных пород зависит от характера вулканического извержения, от степени вязкости лавы и от рельефа земной поверхности, в пределах которой происходило излияние.

Выделяют две группы эффузивных тел:

1. Тела, связанные с излиянием по трещинам – покровы. Подводящие каналы проявлены в виде даек. Покров – плоское тело, имеющее большое более 1000 км² площадное распространение, и сравнительно небольшую менее 100 м мощность. Покровы характерны для подвижных текучих лав основного состава, способных заливать огромные площади. При многократных излияниях образуются многочисленные наслоения покровов, занимающих большие площади, получившие названия базальтовых плато. Известны в Индии, Сибири, Африке и Южной Америке.

2. Тела, возникающие в результате деятельности вулканов центрального типа, имеют небольшие размеры и представлены потоками, куполами, иглами, конусами, некками и диатремами.

Поток – узкое, длинное тело, образованное застывшей лавой. Потоки образуются по склонам вулканов. Состав лавы определяет форму и размеры потока. Кислые вязкие лавы образуют короткие мощные потоки. Основные подвижные лавы формируют потоки меньшей мощности и большей протяженности.

Купол – караваеобразное, конусовидное тело, образованное лавой кислого, щелочного или среднего составов.

Игла (пик) – тело, вытянутое по вертикали, с небольшой площадью сечения и крутопадающими боковыми поверхностями. Такие тела возникают при извержении вязких лав. Пик Мон-Пеле (остров Мартиника Малые Антильские острова) высотой 375 м, диаметром 100 м.

Конус – образуется вокруг кратера вулкана в результате неоднократного излияния вязкой лавы, переслаивающейся с рыхлыми продуктами вулканической деятельности (пирокластами, пеплом, туфолавами, туфами и др. вулканогенно-осадочными породами). Высота конуса вулкана Ключевская сопка на Камчатке – 4750 м.

Некк – формируется в результате заполнения подводящего канала – жерла вулкана лавой.

Диатрема – морфологически аналогична некку, но сложена не только лавой, но и пирокластическим материалом, включающим обломки окружающих пород. Они возникают в результате взрывов вулканических газов при большом давлении и высокой температуре.

Классификация магматических горных пород

Единой общепризнанной классификации магматических пород нет. Это объясняется разнообразием условий формирования пород, что способствует образованию широкого спектра магматитов, который характеризуется постепенными переходами между их основными типами по химическому и минеральному составам. В этой связи существует более тысячи наименований горных пород, хотя даже специалисту нужна лишь сотня из них.

Поэтому было предложено большое число классификационных схем, основанных на различных признаках. Можно выделить три наиболее широко признанных подхода:

1. Геолого-генетическая классификация, исходя из условий образования, залегания и структурно-тектонической обстановки формирования пород.

2. Классификация по химическому составу.

3. Классификация по количественному и структурному соотношениям основных породообразующих минералов (по В. А. Заварицкому) или классификация.

Геолого-генетическая классификация

В ее основе лежит понятие о фации (М.А. Усов). Она отражает основные геологические особенности среды, в которой происходит формирование магматических пород.

Основными факторами, определяющими фацию, являются: глубина образования пород; объемы и формы остывающих магматических масс, контролируемых определенными тектоническими структурами. В зависимости от условий образования выделяют фации интрузивные и эффузивные. Среди интрузивных в зависимости от глубины формирования выделяют глубинные (абиссальные или плутонические) и полуглубинные (гипабиссальные или субвулканические). При одинаковом химическом составе фациальные разновидности пород выделяются по структурам и минеральному составу.

Классификация по химическому составу основана на количественном содержании в составе пород кремнезема. По этому принципу выделяют:

• ультраосновные, менее 45% кремнезема;

• основные, 45-52% кремнезема;

• средние, 52-65% кремнезема;

• кислые, более 65% кремнезема.

Кроме этого по соотношению других петрогенных компонентов – глинозема, оксидов кальция, натрия и калия, выделяют ряды:

• Известково-щелочной или нормальный, где CaO+Na₂O+K₂O>Al₂O₃>Na₂O+K₂O;

• Пересыщенный щелочами, где Na₂O+K₂O>Al₂O₃

• Пересыщенный глиноземом, где Al₂O₃>CaO+Na₂O+K₂O

Особенности химического состава отражаются на их минеральном составе. Породы, пересыщенные кремнеземом, содержат кварц. Породы, пересыщенные щелочами, имеют повышенное содержание щелочных полевых шпатов. Для них типичны щелочные темноокрашенные минералы эгирина, арфведсонита, возможно появление фельдшпатоидов – нефелина и др.

Знание химического состава породы не достаточно для ее идентификации. Необходимо определение минерального состава и структуры.

Структурно-вещественная классификация или классификация по минеральному составу (В. А. Заварицкий) основана на количественном соотношении главных породообразующих минералов, их структурных взаимоотношениях с учетом химического состава и геолого-структурных условий образования.

Породы классифицируются по содержанию типоморфных минералов и их ассоциаций. При этом определяющими признаками являются: содержания полевых шпатов, количественное соотношение плагиоклазов и калиевых полевых шпатов; содержание кварца; количество и состав железо-магниевых силикатов; наличие фельдшпатоидов и ассоциируемых с ними минералов.

По содержанию главных породообразующих минералов В.А. Зпаврицкий разделил все магматические породы на 7 групп, в каждую из которых входят близкие по минеральному и химическому составу породы интрузивной, эффузивной и субвулканической фаций. Название каждой группы составлено из названий наиболее распространенных интрузивных пород и их эффузивных аналогов:

1. Группа перидотитов-пикритов (ультраосновных пород).

2. Группа габбро-базальтов (основных пород).

3. Группа диоритов-андезитов (средних пород).

4. Группа гранитов-риолитов и гранодиоритов-дацитов (кислых пород).

5. Группа сиенитов-трахитов (средних субщелочных пород).

6. Группа нефелиновых сиенитов-фонолитов (ультращелочных пород).

7. Группа щелочных габброидов-базальтоидов (основных щелочных пород).

Особенностью интрузивных пород является их полнокристаллическая структура, позволяющая с высокой точностью определять количественные соотношения слагающих ее минералов.

Особенности класификации эффузивных пород

Процесс формирования эффузивных пород сопровождается быстрым остыванием магмы и ее дегазацией, накладывает отпечаток на минеральный состав и структурный облик породы. Для них характерны скрытокристаллические и неравномерно-зернистые порфировые структуры.

Для систематики эффузивных пород важное значение имеет степень их измененности, зависящая от возраста. Выделяют кайнотипные или свежие неизмененные и палеотипные или измененные.

Для кайнотипных пород характерно:

1) наличие вулканического стекла в виде изотропной массы; 2) калишпат представлен санидином; 3) типична базальтическая роговая обманка в шлифе бурая; 4) цвет породы в штуфе белый, светло-серый для кислых, темно-серый и черный для средних и основных пород; 5) текстура пород массивная, отсутствуют прожилково-вкрапленные агрегаты; 6) вторичная минерализация отсутствует.

Для палеотипных аналогов характерно: 1) замещение вулканического стекла вторичными минералами; 2) калишпат представлен ортоклазом или микроклином; 3) по плагиоклазу развиваются альбит, серицит, землистые агрегаты эпидота, кальцит; 4) базальтическая роговая обманка не встречается; 5) оливин серпентинизирован; 6) широкий спектр вторичных изменений, представленный актинолит-эпидотовыми, хлорит-эпидотовыми ассоциациями для основных и средних пород и хлорит-серицит карбонатными ассоциациями для кислых; 7) вследствие широко проявленных вторичных изменений кислые породы приобретают буроватый оттенок, основные – зеленоватый.

По составу полевых шпатов, присутствующих в порфировых вкрапленниках и в основной массе, выделяют:

1. порфириты, не содержащие натрий калиевых полевых шпатов;

2. порфиры, имеющие в составе натрий калиевые полевые шпаты.

К порфиритам относятся эффузивные разности пород основного и среднего составов, к порфирам – кислого и щелочного составов.

Особенности классификации пород субвулканической жильной фации

Жильные породы разделяются на две подгруппы: асхистовые (нерасчлененные) и диасхистовые (расчлененные).

Асхистовые породы по минеральному составу соответствуют глубинным породам, аналогами которых они являются, отличаясь от них только по структуре. Названия пород этой фации образуется добавлением приставки микро, слов порфир или порфирит к названию соответствующей по минеральному составу породы. Приставка микро обозначает, что породы имеют микрокристаллическую структуру. Порфир или порфирит определяется также как для эффузивных пород.

Диасхистовые породы не имеют интрузивных аналогов и разделяются на лейкократовые (светлые) – аплиты, пегматиты и меланократовые – лампрофиры.

Аплиты – мелкозернистые светлоокрашенные породы, состоящие из полевых шпатов и кварца.

Пегматиты отличаются от аплитов крупной зернистостью, нередко имеют гигантозернистую структуру. Основу минерального состава определяют кварц и калишпат, имеют зональное строение и большое число разнообразных минералов: мусковит, лепидолит, турмалин, топаз, берилл и др.

Лампрофиры бедны кремнеземом, отличаются повышенной концентрацией щелочей железа и магния, что определяет высокое содержание темноцветных минералов. Окраска темно-серая, черная у свежих, бурая или темно-зеленая у измененных. Во вкрапленниках всегда только темноцветные минералы.