- основные породы - характерны основные плагиоклазы, темный минерал, иногда оливин (габбро, диабаз, авгитовый порфир, базальт);
- среднекислые породы - щелочный полевой шпат, плагиоклаз, немного темных минералов (сиенит, ортоклазовый порфир, трахит), средний плагиоклаз и темный минерал (диорит, порфирит, андезит);
- кислые породы - только кварц и полевые шпаты (аляскит), кварц, калиевый полевой шпат, кислый плагиоклаз, слюда и реже другие темные минералы (гранит, кварцевый порфир, липарит).
В приведенном описании минералогического состава пород к темным минералам отнесены: в кислых породах - биотит, реже пироксен или амфибол, в основных и средних-пироксен или амфибол, в ультраосновных - пироксен и оливин.
Таким образом, изверженные горные породы имеют различный химический и минералогический составы. Наиболее распространены кислые магматические горные породы (граниты и др.), содержащие свыше 65% SiO2 и состоящие из кварца, полевых шпатов (ортоклаза, микроклина, кислого плагиоклаза - олигоклаза и слюды), и основные (базальты и др.), содержащие 40-52% SiO2 и состоящие в основном из основных плагиоклазов (лабрадорита и др.) и пироксенов (авгитов переменного состава).
Интрузивные изверженные горные породы основной группы (габбро) обычно труднодоступны, эффузивные (базальты и диабазы), как правило, представлены мощными, легкодоступными поверхностными залежами.
Так как изверженная на поверхность земли в виде лавовых потоков магма быстро затвердевает, то образовавшаяся горная порода обычно имеет мелкокристаллическое строение и содержит значительное количество стекловидной фазы, что облегчает ее плавление. В связи с этим базальты как сырье представляют большой интерес.
В составе магматических пород могут участвовать минералы первичные или, собственно, магматические, и минералы вторичные или постмагматические. К первичным относятся минералы, которые были обнаружены в виде порфировых выделений в эффузивных породах и, следовательно, могут образоваться из магматического расплава. К вторичным, относятся все те минералы, которые не встречаются в форме порфировых выделений.
Первичные минералы по их количественной значимости в составе породы разделяются на главные и акцессорные. При классификации пород по минеральному составу в первую очередь учитывается присутствие или отсутствие главных минералов, их количество, особенности и взаимоотношения.
Главными минералами магматических горных пород являются силикаты и алюмосиликаты. По особенностям химического состава и окраски, обусловленной составом, среди главных минералов различаются цветные мафические или фемические, содержащие много железа и магния, и светлые фельсические или салические, содержащие много кремния и алюминия.
К фемическим минералам относятся оливины (форстерит-фаялит), пироксены (энстатит-гиперстен, диопсид, авгит, пижонит, эгирин), амфиболы (роговая обманка обыкновенная и базальтическая, арфведсонит, рибекит), биотит; к салическим - плагиоклазы (альбит-анортит), натри-калиевые полевые шпаты (санидин, ортоклаз, микроклин), кварц, фельдшпатиды (нефелин, лейцит, содалит), мелилит. В тех случаях, когда главные минералы входят в состав породы в небольшом количестве (менее 5%), они описываются как второстепенные составные части.
Акцессорные минералы, обычно составляющие не более 5% от общего объема породы, подразделяются на характерные, присутствующие только в определенных породах, и нехарактерные, встречающиеся в породах разного состава. Характерными акцессорными минералами являются хромит, шпинель, ортит, монацит, перовскит, эвдиалит, шорломит и другие; нехарактерными - апатит, циркон, титанит, магнетит.
Вторичные минералы могут образоваться в разное время после кристаллизации магмы. Иногда они возникают непосредственно из газов и растворов, выделившихся из магмы при ее кристаллизации, а чаще при взаимодействии этих газов и растворов с первичными минералами. Вторичные минералы, образовавшиеся сразу после кристаллизации магмы, получили название эпимагматических. То есть из эпимагматических минералов, которые замещают родственные главные минералы (например, мусковит, развивающейся по биотиту, или канкринит - по нефелину), называются викарирующими. [12]
Но вторичные минералы могут образоваться и значительно позже затвердевания магматического расплава, под влиянием растворов, не связанных с происхождением породы. Они могут возникнуть также при процессах выветривания - это экзогенные вторичные минералы.
Достоверное выяснение генезиса вторичных минералов возможно в том случае, если известны геологические условия нахождения горной породы. К вторичным минералам магматических горных пород относятся серпентин, иддингсит, тальк, хлорит, тремолит-актинолит, цоизит, эпидот, мусковит, серицит, каолинит, пренит, цеолиты, карбонаты и др.
Кроме первичных и вторичных минералов, в магматических породах могут присутствовать ксеногенные - чуждые минералы, возникшие за счет загрязнения магмы растворенными в ней обломками осадочных пород.
Базальты являются свежими (кайнотипными) породами темно-серого (до черного) цвета с плотной, редко - пористой массой. Структура базальтов зависит от хода процесса кристаллизации магмы и времени образования породы. Диабазы представляют собой измененные (палеотипные) аналоги базальтов. Их состав, а иногда и структура изменены вследствие образования вторичных минералов, поэтому диабазы часто окрашены в зеленые оттенки.
В состав всех базальтов входят авгит и магнетит. В зависимости от содержания оливина базальты делятся на два типа: без оливина или с незначительным содержанием оливина - толеитовые и платобазальты (различают еще оливиновый толеит); с оливином - оливиновые (щелочные оливиновые) или океанические. В природе существуют и переходные типы базальтов. На примере Камчатки и Большого Донбасса показано наличие тесной генетической связи между толеитовой и щелочной оливиновой магмами, что делает нецелесообразным такое деление базальтов на две группы.
Большее значение имеет классификация базальтов на основании химического состава, который находится в определенном соответствии с их минеральным составом: например, содержание SiO2 увеличивается от мелилититов к базальту обыкновенному. По содержанию SiO2 все базальты делятся на три группы: основные, нейтральные и кислые.
В группу основных базальтов входят: мелилитит оливиновый, мелилитит, нефелинит оливиновый, нефелинит, а также лимбургит и авгитит, которые характеризуются наличием стекловидной фазы. По химическому составу к этой группе относятся базальтовые породы, содержащие до 42% SiO2. Следует отметить, что к группе основных базальтов должны быть отнесены образцы базальтов, доставленные с Луны. В их состав входит 40-42% SiO2. Иногда из группы основных базальтов выделяют ультраосновные (мелилититы и нефелиниты оливиновые) с содержанием SiO2 менее 40%.
В группу нейтральных входят базальты с 43-46% SiO2: базаниты, лейцититы и оливиновые лейцититы. В этих базальтах имеется полевой шпат. К группе кислых базальтов относятся базальт обыкновенный, базальт оливиновый и тефриты (свыше 46% SiO2).
Чтобы избежать путаницы, следует знать, что согласно классификации изверженных горных пород основные, нейтральные и кислые базальты относятся к основным магматическим горным породам.
Так же не менее важно различие по структурно-текстурным особенностям. [10]
вулканический текстурный эффузивный порода обсидиан
Глава 7. Структурно-текстурные особенности вулканических пород
7.1 Структуры вулканических пород
Они связаны с составом расплава, условиями его продвижения к поверхности земли и затвердевания, составом и режимом отделения летучих компонентов и другими физико-химическими факторами. Наиболее распространены полустекловатые породы, стекловатые разности встречаются значительно реже, а полнокристаллические структуры характерны главным образом для пород основного состава.
Стекловатые породы - это вулканические стекламорфное вещество, близкое по составу магматическому расплаву. Среди них наиболее обычны породы кислого состава. Быстрое продвижение магмы к поверхности земли, охлаждение расплава и отделение летучих компонентов являются непременным условием формирования вулканических стекол.
Породы полустекловатого строения могут быть порфировой и афировой структур. Вулканиты порфировой структуры состоят из вкрапленников и основной массы, имеющей в свою очередь стекловатое или полустекловатое строение. Фенокристаллы отличаются от минералов основной массы значительно более крупными размерами; они обычно обладают ясно выраженными идиоморфными очертаниями. В большинстве случаев кристаллизация пород с порфировой структурой происходит в два этапа: вкрапленники кристаллизуются на значительной глубине, затем магма быстро поднимается в верхние, более холодные зоны земной коры или изливается на поверхность. При этом оставшаяся жидкая часть магмы кристаллизуется быстро с образованием микролитов, а иногда застывает в виде стекла. Таким образом, возникают две генерации кристаллов часто одного и того же минерала. Иногда наряду с разрозненными фенокристаллами в породах находятся так называемые гломеропорфировые сростки, представляющие собой сростки одноименных минералов, реже сростки биминеральны.
Структуры основной массы вулканитов. Основная масса кристаллизуется в поверхностных или близ поверхностных условиях и может быть стекловатой или, значительно чаще, полустекловатой, содержащей наряду со стеклом мелкие минералы (микролиты).
Структура основной массы с резким преобладанием стекла носит название гиалиновойв породах среднего и основного составов, а в породах кислого состава - витрофировой.
В зависимости от соотношений кристаллической и стекловатой составляющих выделяется ряд структур основной массы.
- Гиалопилитовая структура характеризуется примерно равным количеством стекла и микролитов. Микролиты располагаются в породе беспорядочно и не соприкасаются друг с другом.
- Микролитовые структуры отличаются преобладанием микролитов, беспорядочно расположенных в вулканическом стекле и соприкасающихся друг с другом главным образом по длинной стороне.
- В случае, когда отмечается ориентировка микролитов плагиоклаза вдоль линий течения и происходит обтекание вкрапленников микролитами, структура носит название пилотакситовой.
- Интерсертальная структура основной массы отличается резким преобладанием микролитов над вулканическим стеклом. Микролиты плагиоклаза располагаются под углом друг к другу, образуя в разрезах замкнутые или полузамкнутые треугольники, внутренняя часть которых выполнена вулканическим стеклом. Гиалиновая, гиалопилитовая, микролитовая, пилотакситовая и интерсертальная структуры основной массы связаны между собой постепенными переходами, их разграничение носит условный характер.
- Сферолитовая структура характеризуется присутствием значительного количества сферолитов - шариков радиально-лучистого строения, растущих вокруг некоторых центров. В шлифе сферолиты представлены круговыми сечениями, размер и количество которых могут быть различными, чаще они имеют или 0,01-0,1 мм или достигают 0,5-0,8 мм в поперечнике. В состав сферолитов могут входить волокна полевых шпатов (санидина и адуляра), альбита, тридимита, кристобалита, реже халцедона или кварца. В скрещенных николях в неизмененных сферолитах наблюдается крестообразное угасание.
Рис. 9. Общая структура пород - порфировая. Структура основной массы: а - полукристаллическая (интерсертальная) (базальт); б - частично сферолитовая, а частично - фельзитовая (метариолит). Николи скрещены: черное - стекло, Ol - оливин, Plg - плагиоклазы, Px - пироксены (по Е.А. Кузнецову, 1970). [9]
- Фельзитовая структура обнаруживается при просмотре шлифов под поляризационным микроскопом с двумя николями; наблюдается слабо поляризующее поле, в котором отдельные минералы, участвующие в этой структуре, не диагностируются. При применении электронного микроскопа удается установить, что в строении фельзитовой структуры принимают участие мельчайшие зернышки кварца и полевого шпата, скрепленные незначительным количеством вулканического стекла (рис. 10). Трудно установить, образовалась ли фельзитовая структура в процессе застывания расплава (структура первичная) или после затвердевания вулканического стекла при его разложении (структура вторичная).
- Трахитовая структура по внешнему виду напоминает пилотакситовую, здесь так же, как в пилотакситовой, наблюдается ориентировка микролитов по движению расплава, обтекание микролитами вкрапленников, однако в строении трахитовой структуры участвуют микролиты калиевого полевого шпата, а не плагиоклаза, как в пилотакситовой.
- Ортофировая структура отличается наряду с ничтожным количеством вулканического стекла присутствием микролитов щелочного полевого шпата, представленного изометричными зернышками и короткопризматическими столбиками.
Среди вулканических пород земного шара значительно преобладают не свежие (устаревший термин - кайнотипные) разновидности пород, а в той или иной степени их измененные аналоги. Раньше в отечественной литературе они назывались палеотипными, хотя в иностранной литературе магматические породы никогда не делились по степени изменения на кайнотипные и палеотипные. В настоящее время в русскоязычной литературе в целях упрощения классификаций магматических пород также придерживаются этих правил. Достаточно сильно измененные породы должны быть отнесены к категории метаморфических образований. Однако в ряде случаев при слабой степени метаморфизма удается установить первично магматический генезис таких образований. И вполне естественно рассматривать и описывать такие породы как магматические. При названии измененных магматических пород к собственному названию породы добавляют приставку «мета», например, метагаббро, метадолерит. Необходимо знать признаки, позволяющие отличить свежие неизмененные (кайнотипные) породы от измененных (палеотипных). Измененные разновидности вулканитов отличаются отсутствием вулканического стекла. Вулканические стекла представляют собой неустойчивую фазу существования вещества, вследствие чего оно очень медленно, но самопроизвольно раскристаллизовывается, а атомы перегруппировываются в закономерные кристаллические системы. Этот процесс называется расстеклованием, или девитрификацией. Преобладающая часть измененных вулканитов вовлекалась в тектонические процессы, они подвергались воздействию флюидов, повышенных температур и давлений, что убыстряет процессы разложения стекла и приводит к его перекристаллизации. Таким образом, в измененных разностях мы можем говорить о реликтах первичных структур, сформировавшихся при кристаллизации пород. Такие структуры называют реликтовыми или добавляют к названию магматических структур приставку «апо», например, реликтовая пилотакситовая или апопилотакситовая. [8]