Изучение магматических горных пород

Магматические горные породы обязаны своим происхождением затвердеванию природных, в подавляющем большинстве, силикатных расплавов как внутри Земли, так и на ее поверхности. В зависимости от условий формирования и залегания они подразделяются на:

Интрузивные. Породы полнокристаллические, с ясно видимыми кристаллами. Слагают батолиты, лакколиты, штоки, силлы, и другие интрузивные тела.

Эффузивные. Плотные или почти плотные порфировые. Слагают лавовые потоки, но также и субвулканические интрузии.

Жильные. Порфировидные или мелко- до микро- кристаллические. Слагают жилы, силлы, краевые части интрузий, мелкие интрузии.

Пирокластические. Вулканический туф, тефра. Слагают слои, покровы.

Среди эффузивных выделяют кайнотипные и палеотипные разности.

Кайнотипные породы (породы почти или совершенно свежие) содержат водянопрозрачные, стекловидные, полевошпатовые вкрапленники (основная масса неразличима), бесцветные или восково-желтые, имеют шероховатый на ощупь (вследствие мелкой пористости) излом и однородную (без пятен, потеков, ржавчины) окраску основной массы.

Палеотипные породы (породы измененные) имеют всегда плотную основную массу, часто неравномерно окрашенную, причем полевошпатовые вкрапленники здесь мутные и окрашенные.

Классификация магматических горных пород основана на установлении их минералогического и химического состава, структурных и текстурных особенностей. В табл. 5 приведено среднее содержание минералов в магматических породах по Т. Барту. Цифры таблицы представляют собой средние арифметические, рассчитанные из результатов анализов сотен пород.

Таблица 5

Средний минеральный состав магматических горных пород

Минералы	Содержание, %
Кварц Щелочные полевые шпаты Плагиоклаз Оливин Пироксен Роговая обманка Биотит Мусковит Магнетит, гематит, ильменит Нефелин Апатит Сфен Хлорит и серпентин	12,4 31,0 29,2 2,6 12,0 1,7 3,8 1,4 4,1 0,3 0,6 0,3 0,6
Сумма	100,0

Самыми распространенными минералами являются полевые шпаты, сумма которых составляет более 60 % от общего объема всех магматических пород.

Минеральный состав горных пород зависит от химического состава магмы и от условий ее кристаллизации. Условия кристаллизации определяют появление тех или иных минералов, в частности образование полиморфных разновидностей. Так, калиевый полевой шпат в эффузивных породах кристаллизуется в форме санидина, а в интрузивных породах – ортоклаза или микроклина. Роговые обманки кристаллизуются только в глубинных условиях, а при застывании лавы на земной поверхности вместо них образуются пироксены. Такой минерал, как лейцит, может образоваться лишь в эффузивных породах, а в интрузивных породах он заменяется смесью ортоклаза и нефелина.

В качестве главнейших классификационных признаков магмати­ческих пород используется также их химический состав. Средние содержания (массовая доля) главных породообразующих оксидов маг­матических пород (по Ф. Кларку и Г.Вашингтону) представлены в табл. 6.

Таблица 6

Средние содержания породообразующих оксидов

маг­матических пород

Оксид	Содержание, %
SiO2 Al2O3 Fe2O3 FeO MgO CaO Na2O K2O H2O Всего:	59,12 15,34 3,08 3,80 3,49 5,08 3,82 3,13 1,15 98,01

Отношение суммы щелочей K₂O+Na₂O к глинозему Al₂O₃ опре­деляет щелочность породы: если она меньше единицы, то порода при­надлежит к нормальному ряду, а если больше, то к щелочному. Поро­ды со значительным содержанием щелочей считают щелочными. Для отнесения породы к одной из этих групп обычно не обязателен химический анализ, так как химический состав пород отра­жается в их минеральном составе. Чем больше в породе кварца, тем она кислее, с возрастанием количества темноцветных минералов она переходит в средние, затем основные и ультраосновные. При этом в ней увеличивается содержание железа, магния, кальция и уменьшается кремнезема. Для пород щелочного ряда характерно большое количество калиевого полевого шпата. В щелочных породах, как правило, присутствует нефелин и (или) лейцит, которые никогда не встречаются вместе с кварцем. По условиям образования магматические породы делятся на интрузивные и эффузивные. Интрузивные породы сформировались на относительно больших глубинах, эффузивные (излившиеся породы) затвердели непосредственно на дневной поверхности.

По степени вторичных изменений эффузивные породы делятся на кайнотипные – "молодые", неизмененные и палеотипные – "древние", в той или иной степени измененные и перекристаллизованные глав­ным образом под влиянием времени. Существенные вторичные измене­ния претерпевают полевые шпаты, биотит и амфиболы. Эти изменения устанавливаются микроскопическими исследованиями.

Визуальное определение магматических горных пород не представляет больших трудностей и осуществляется по главным отличите­льным признакам. По этим признакам в первую очередь следует установить, явля­ется порода интрузивной, жильной или эффузивной. Для этого прежде всего изучают их текстурные и струк-турные особенности.

Различаются три вида текстур, возникающих в процессе кристаллизации магмы без влияния внешних факторов: однородная, или массивная, такситовая (неоднородная, пятнистая) и шаровая.

Такситовая (неоднородная, пятнистая, или шлировая) текстура отличается неоднородным распределением составных частей пород в различных участках. Эти участки могут отличаться друг от друга как по составу (наличие скоплений мафических минералов), так и по структуре. Среди текстур, возникновение которых происходит под влиянием кристаллизации в движении или других причин, различают линейную, полосчатую, гнейсовидную, трахитоидную, флюидальную.

Линейная текстура проявляется в линейной ориентировке в пространстве призматических или столбчатых минералов.

Трахитоидная текстура связана с субпараллельным расположением в породе таблитчатых или уплощенно-призматических кристаллов полевых шпатов. Эта текстура образуется при кристаллизации расплава в движении.

Флюидальная текстура вулканитов характеризуется потокообразным расположением зерен, микролитов, кристаллитов. Породы с флюидальностью часто характеризуются тончайшим переслаиванием разноокрашенных полос вулканического стекла. Микрополосчатость вытянута в направлении движения лавы, обтекает вкрапленники, как правило, смята в мельчайшие складки. Флюидальность возникает при продвижении вязкой застывающей лавы.

Гнейсовидная текстура полнокристаллических интрузивных пород с субпараллельным расположением преимущественно мафических минералов появляется в процессе кристаллизации магмы под воздействием одностороннего давления.

Полосчатая текстура наблюдается у пород, сложенных чередующимися слоями разного состава или разной структуры. Образование такой текстуры в интрузивных породах может быть связано с гравитационной дифференциацией или с процессами ликвации (разделение магмы на фракции в жидком состоянии), предшествовавшими кристаллизации. Полосчатая текстура вулканитов представлена чередованием полос различной окраски (обычно маломощных – первые сантиметры, а чаще миллиметры), незначительно отличающихся друг от друга по химизму, структуре основной массы, составу стекол.

Пузыристая текстура обусловлена наличием в породе незаполненных полостей, которые ранее были заняты пузырьками газа. Они фиксируют процесс отделения от магмы летучих компонентов при ее извержении. Объем пузырей в породе, их форма и размеры связаны с составом магмы (а соответственно и флюидной фазы), а также зависят от приуроченности породы к той или другой части вулканического тела, иногда значительно отличающейся режимом охлаждения и отделения летучих компонентов.

При дальнейшем развитии пород пузырьковые полости выполняются вторичными минералами и образуется миндалекаменная текстура. Миндалины могут быть сложены одним минералом (например, хлоритом, карбонатом, кварцем) или двумя-тремя, тогда они имеют концентрически-зональное строение – стенки пустот выполнены одним минералом, а центральные части – другими.

В зависимости от степени охлаждения магм находиться и степень их кристаллизации:

1) при кристаллизации расплавов и магм в условиях оптимума получаются полнокристаллические структуры;

2) в наихудших условиях могут получиться совершенно или почти лишенные кристаллов стекловатые структуры;
3) в промежуточных условиях получаются структуры неполнокристаллические.

С условиями кристаллизации магм связана величина зерна в полнокристаллических породах. Если магма отвердевает медленно, то условия наиболее благоприятны для получения или наиболее крупных кристаллов (небольшое количество центров, достаточно быстрый рост), или, во всяком случае, кристаллов более или менее равномерных. Получаемые в результате структуры называются равномернозернистыми. При этом по величине кристаллов различают структуры:

– гигантокристаллические при величине кристалла свыше 2 см;

– крупнокристаллические при размере кристалла выше 5 мм;

– среднекристаллические с величиной кристалла от 1 до 5 мм;

– мелко- и тонкокристаллические – кристаллы видны невооруженным глазом;

– микрокристаллические – кристаллы видны в лупу или под микроскопом;

– скрытокристаллические – в породах под микроскопом обнаруживается только кристалличность, а отдельные зерна неразличимы.

При кристаллизации расплавов и, следовательно, при образовании горной породы сначала выделяется один минерал, который в дальнейшем растет, затем, при продолжающемся выделении этого минерала, начинает выделяться следующий и т.д. Кроме того, при наличии порядка кристаллизации отдельных минералов, совершенно неизбежно, что первые минералы, кристаллизуясь при более высокой температуре, находятся в более благоприятных условиях для роста, чем более поздние, выделяющиеся в более вязкой жидкости, и т.д. Наконец, может случиться и так, что часть магмы затвердевает в очень благоприятных для кристаллизации условиях на глубине, а не успевшая закристаллизоваться часть её вместе с выделившимися кристаллами изливается или в более высокие горизонты или на земную поверхность. Эти условия для кристаллизации менее благоприятны или весьма неблагоприятны как вследствие быстрого понижения температуры, так и вследствие выделения газов и паров.

Указанные обстоятельства, порознь или вместе, неизбежно влекут за собой неравномерность зерен минералов одних и тех же или разных видов в породе. Получается так называемая порфировая структура, при которой минералы породы весьма сильно отличаются друг от друга по величине.

Во всякой порфировой структуре различаются два элемента: более крупные кристаллы — порфиры или вкрапленники и мелкая масса, стекловатая или неполнокристаллическая, служащая как бы цементом для вкрапленников — основная масса.

Выделяют, кроме нормальной порфировой структуры, еще структуру порфировидную. Под порфировидной понимают такую структуру, при которой полнокристаллическая основная масса имеет легко различимое зернистое строение . Оно по размерам может соответствовать среднезернистой породе, как, например, в порфировидных гранитах.

Связь степени кристалличности и величины кристаллов с условиями отвердевания магмы определяется скоростью процесса остывания магмы. Магма затвердевает в породу не при определенной температуре, а в некотором интервале температур.

Неполнокристаллическую породу без четко выраженных крупных вкрапленников часто называют афировой.

Структура, в которой минералы прорастают друг друга, давая более или менее правильные грани называется письменная или пегматитовая. Если же при одновременном выделении минералы не прорастают друг друга, а соприкасаются, то получается структура аплитовая, в которой все минералы более или менее идиоморфны, более или менее изометричны. Эту структуру иногда называют сахаровидной.

Кластические структуры имеют такие породы как пирокластические вулканические туфы. В неизмененных или мало измененных туфах встречаются часто обломки стекла, имеющие нередко характерную форму дужек, лунок (в разрезе), совершенно неправильных тонкопористых частиц (вулканический пепел), придающих породе под микроскопом своеобразный облик.

В туфовых структурах нередко встречаются прекрасно образованные кристаллы, а также вкрапленники - капли застывшей лавы, выброшенной силой взрыва из жерла вулканов.

По структуре и текстуре породы определяют интрузивная она или эффузивная. Все интрузивные породы имеют полнокристаллическую структуру, массивную или пятнистую текстуру, а эффузивные – преимущественно стекловатую, порфировую, скрытокристаллическую структуру и массивную, шлаковую, миндалекаменную текстуры.

Задание 1. Изучение и описание отличительных признаков интрузивных пород.

Цвет. У интрузивных пород цвет самый разнообразный. Если некоторые минералы в породе образуют изолированные скопления, то окраска будет пятнистой, полосчатой и др. Породы, окрашенные в светлые тона, называются лейкократовыми (рис. 53 а), а темные – меланократовыми (рис. 53 б). Чем больше в породе темноцветных минералов, тем больше цветовое число (объемная доля, % темноцветных минералов).

а) б)

Рис. 53. Лейкократовая (а), меланократовая (б)

Текстура. Для интрузивных пород наиболее характерными яв­ляются массивная (рис. 54 а, б), полосчатая, пятнистая (рис. 55) и др. хорошо различимые при макроскопическом исследовании.

Рис. 54. Полнокристаллическая структура, массивная текстура:

а – гранит, б – диорит

Рис. 55. Пятнистая текстура – светлые и темные минералы в породе

сгруппированы отдельными пятнами. Габбро

Структура. У интрузивных пород без микроскопа хорошо разли­чаются следующие структуры: афанитовая (отдельные зерна породы неразличимы); мелкозернистая (кристаллы видны невооруженным глазом); среднёзернистая (от 1 до 5 мм); крупнозернистая (от 5 мм), гигантозернистая (более 2 см). Структуры могут быть равномерно-зернистыми и неравномерно-зернистыми, когда одни зерна по размерам резко отличаются от других. К послед­ним относится и порфировидная структура, образованная крупными кристаллическими зернами в мелкозернистом кристаллическом агре­гате. Графическая структура или пегматитовая представляет собой закономерное прорастание калиевого полевого шпата кварцем. Такая структура характерна для пегматита – крупнокристаллического калиевого полевого шпата с закономерно ориентированными клиновидными вростками кварца, напоминающими древние письмена (рис. 56). Вростки кварца в полевом шпате обычно клиновидные.

Рис. 56. Графическая или пегматитовая структура. Пегматит

Минеральный состав. С достаточной степенью точности объемные соотношения минералов можно определить на глаз. Акцессорными минералами часто бывают циркон, магнетит, апатит. Вторичные минералы – хлорит, серпентин и др.

Количественные соотношения главных минералов. Они выражаются в процентах по отношению ко всему объему породы.

Цветное число.Выражается в процентах.

Описание главных минералов. Это описание включает преобла­дающие размеры кристаллических зерен, их форму и те диагностические признаки, по которым можно безошибочно назвать минерал.

Задание 2. Изучение и описание отличительных признаков эффузивных пород.

Цвет. Описывается так же, как и при изучении интрузивных пород.

Текстура. Наиболее распространенные текстуры эффузивных
пород: массивная, полосчатая, слоистая, пятнистая, пузыристая
или миндалекаменная. Если пустоты, напоминающие по форме зерна миндаля, заполнены опалом, халцедоном, карбонатами, то текстура называется миндалекаменной (рис. 57).

Рис.57. Миндалекаменная текстура. Миндалекаменные базальты

В отличие от миндалекаменной пузыристая текстура характеризуется наличием пустот различной формы (рис. 58).

Рис. 58. Пузыристая текстура. Базальт

Если удлиненные по форме минералы ориентированы так, будто они находятся как бы в окаменевших потоках и струйках жидкой лавы или магмы, то текстура называется флюидальной, а будучи проявленной в щелочных ла­вах – трахитовой.

Следует быть внимательным, чтобы не принять за флюидальность тонкую слоистость осадочных пород или гнейсовидность – метаморфических: флюидальность отличается крайней невы­держанностью, отдельные "слои" здесь на небольшом расстоянии меняются по толщине, прерываются, изгибаются в различные складки.

Структура. Наиболее типичными являются порфировая структура, характеризующаяся наличием в очень мелкозернистой или скрытокристаллической основной массе отдельных, крупных кристаллов – вкрапленников (рис. 59), и афировая, свойственная порфировым породам, в которых нет вкрапленников.

Рис. 59. Порфировая структура (порфир)

Минеральный состав вкрапленников (если они есть в породе).

Характер распределения и количественные (объемные) соотно­шения (в %) вкрапленников друг с другом и с основной массой.

Описание вкрапленников. В описании должны быть отражены размеры вкрапленников, форма зерен и диагностические признаки минералов.

Зеленые оттенки основной массы могут указывать на интенсивные вторичные изменения (палеотипные разновидности).

Наличие стекла в основной массе, наоборот, сви­детельствует о кайнотипном облике породы. Если нельзя уверенно отнести породу к кайнотипной или палеотипной, то ее следует опре­делять как кайнотипную.

Задание 3. Описание магматических горных пород и определение их с помощью определителя.

Магматических пород насчитывается более 1000, но лишь немно­гие из них распространены в земной коре достаточно широко. Для интрузивных пород характерны различные формы полнокристаллических структур, эффузивные, как правило, обладают неполнокристаллическими структурами (табл. 7).

Таблица 7

Структуры магматических горных пород

Структура	Породы
Полнокристал-лическая	Равномерно-зернистая	Крупно-зернистая	более 5 мм	Интрузивные породы (глубинные, абиссальные)
Средне-зернистая	5–3 мм
Мелко-зернистая	3–1 мм
Афанитовая (скрытокристал-лическая)	менее 1 мм
Неравномерно-зернистая	Порфировидная	Гипабиссальные (полуглубинные)
Пегматитовая
Неполнокристаллическая	Эффузивные, главным образом палеотипные
Стекловатая	Эффузивные

За основу большинства классификаций принято содержание оксида кремния (SiO₂), которое и служит критерием для подразделения пород на группы (табл. 8).

При макроскопической диагностике магматических пород после определения их структурных и текстурных характеристик изучается минералогический состав, который позволяет оценить содержание в породе оксида кремния.

Основные и ультраосновные породы обычно не содержат кварца(SiO₂). Цветное число основных пород достаточно велико, им свойственна окраска с преоб­ладанием темно-серых тонов (лабра-дор – полевой шпат основных пород – имеет темно-серый цвет, а ультраосновные породы обычно окраше­ны в цвета, близкие к черным или темно-зеленым).

У средних пород преобладает серая окраска, кварца мало или нет совсем. Средние породы распознаются по большому количеству калиевого полевого шпата.

Кислые породы светлоцветные, с большим количеством кварца. По мере увеличения кислотности пород содержания окислов железа и магния закономерно убывают.

Ультраосновные породы сложены только оливинами и пироксенами; в основных к ним присоединяется кальциевый плагиоклаз. К средним породам относятся главным образом полевошпатовые породы с небольшой примесью железомагнезиальных минералов. В кислых породах уменьшается содержание магнезиально-железистых и кальциевых силикатов и появляются щелочные полевые шпаты и кварц. В ультракислых породах доля кварца значительно возрастает.

Таблица 8

Группы магматических горных пород

Группа пород	Содержание SiO2	Название пород
Ультраосновные	SiO2 < 40 %	Дунит, перидотит, пироксенит
Основные	SiO2 40–52 %	Габбро, лабрадорит, базальт, диабаз
Средние	SiO2 52–67 %	Сиенит, диорит, трахит, андезит, полево-шпатовый порфир, порфирит
Кислые	SiO2 67–75 %	Гранит, липарит, кварцевый порфир
Ультракислые	SiO2 > 75 %	Пегматит

Кислые породы.

Кислые интрузивные пароды нормального рада представлены гранитами. К этому основному названию обычно добавляется опреде­ление, которое дают по преобладающему темноцветному минералу – биотитовые, роговообманковые, и др. граниты. Разновидностью биотитовых или биотит – роговообманковых гранитов являются рапакиви, в которых калиево-натриевый полевой шпат образует круп­ные округлые фенокристаллы (овоиды), окруженные оболочкой зеле­ного олигоклаза. Разновидности пироксеновых гранитов представляют собой чарнокиты – гиперстен-биотитовые граниты. С гранитами тесно связаны гранодиориты, содержащие по сравне­нию с гранитами меньше кварца и значительно меньше калиевого полевого шпата. Граниты и гранодиориты, а иногда и диориты объединяют в группу гранитоидов.

К эффузивным породам кислого состава относятся липариты и их палеотипные разновидности – кварцевые порфиры. Структура этих пород, как правило, порфировая, вкрапленники представлены кварцем (присутствует постоянно), калиевым полевым шпатом и кислым пла­гиоклазом. В основной масce нередко отмечается стекло. Визуаль­ное определение степени вторичных изменений кислых эффузивов затруднено, поэтому в первом приближении можно (учитывая редкость липаритов) все кислые излившиеся породы относить к кварцевым порфирам. Стекла кислого состава – обсидианы похожи на обычное стекло, окрашенное в различные, часто очень темные (до черного) цвета. К стеклам относятся также пехштейн, имеющий жирный смоляной блеск, и пемза – легкая, очень пористая порода.

Средние породы.

Средние интрузивные породы нормального ряда – диориты в "чистом" виде встречаются редко. От гранитов отличаются отсут­ствием или низким (< 5 %) содержанием калиевого полевого шпата и большим (до 20) цветным числом. Кварцевые диориты, содержащие более 5 % кварца, представляют собой породы, переходные от диори­тов к гранодиоритам. Средние эффузивные породы нормального ряда – андезиты и андезитовые порфириты – имеют порфировую структуру, вкрапленники в виде зерен плагиоклаза и темноцветных минералов; косвенным признаком для отнесений породы к андезитовым порфиритам может слу­жить зеленый оттенок основной массы. Средние интрузивные породы щелочного рада – сиениты – со­держат большое количество калиевого полевого шпата и, в отличие от гранитов, практически лишены кварца. Средние эффузивные поро­ды щелочного рада – трахиты и ортофиры имеют порфировую или афировую структуру и почти целиком состоят из калиевого полево­го шпата.

Щелочные породы.

Щелочные интрузивные породы – нефелиновые сиениты – внешне похожи на средние, но содержат нефелин. Нефелин можно легко спу­тать с кварцем, поэтому следует помнить, что кварц и нефелин в породах никогда не встречаются вместе.

Основные породы.

К основным интрузивным породам относится габбро – темноокрашенные крупнокристаллические породы, в состав которых входит пла­гиоклаз. Разновидностью основных интрузивных пород является лабрадорит, состоящий из темно-серых кристаллов лабрадора, кото­рые при определенных поворотах к свету начинают иризировать – светиться синим цветом.

Эффузивные породы основного состава распространены в зем­ной коре очень широко. Базальты – породы с четко выраженной порфировой структурой, более темные, чем андезиты; вкрапленники базальтов на почти черном фоне основной массы выделяются очень рез­ко, будучи представлены плагиоклазом и темноцветными минералами. Палеотипные разновидности базальтов, также как и андезитов, отличаются зеленым оттенком. Если в таких пародах есть вкрапленники, то это будут базальтовые порфириты; аналогичные породы без вкрапленников с очень мелкозернистым, скрытокристаллическим строением именуются диабазами.