Структуры интрузивных и эффузивных пород

По степени кристалличности выделяют: 1) стекловатую, 2) пол­нокристаллическую (иначе — голокристаллическую) и 3) неполнокри-сталлическую структуры, которые соответственно относятся к по­родам, состоящим из: 1) вулканического стекла; 2) кристаллических фаз; 3) сочетания стекла и кристаллов.

По крупности зерен различают крупнозернистую (размер зерен бо­лее 5 мм), среднезернистую (размер 1-5 мм), мелкозернистую (размер 0.1—1.0 мм) структуры. Породы, сложенные особенно крупными кристаллами, которые измеряются сантиметрами, называют грубозер­нистыми, гигантозернистьши или пегматоидными. Во всех этих слу­чаях отдельные зерна различимы невооруженным глазом, поэтому перечисленные структуры относят кявнокристамическим (зернистым, фанеритовым). Им противопостав­ляется афанитовая структура, при которой зерна на глаз неразли­чимы. Под микроскопом афанито-вые породы могут оказаться мик­розернистыми, т.е. крипто,— или скрытокристаллическими (размер зерен менее 0.1 мм), стекловатыми или неполнокристаллическими.

Рис. 1.4. Порфировая структура. Вкрапленник плагиоклаза резко выделяется на фоне афанитовой

По относительным размерам зе­рен выделяют равномерно- и нерав-номернозернистую структуры. Ее-ли в породе имеются более крупные кристаллы, которые рез-

² В литературе на английском языке термины structure и texture понимаются в прямо противоположном смысле.

Часть II. Магматические горные породы (петрография!

 

Рис. 1.5. Порфировидная структура, по СМ. Бескину, 1985 г. Крупные кристаллы полевого шпата выделяются на фоне мелкозернистого кварц-полевошпатового агрегата (1—4); 5 — равномернозернистая структура

Рис. 1.6. Идиоморфные кристаллы плагиок­лаза и ксеноморфные зерна клинопироксена. Николи скрещены, поле зрения 1 х 2 мм

ко выделяются по размерам на фоне ок­ружающей минераль­ной массы, то их рассматривают как вкрапленники, или фе-нокристаллы, а цемен­тирующий материал как основную массу, или базис. В тех слу­чаях, когда вкраплен­ники выделяются на фоне афанитовой ос­новной массы, го­ворят о порфировой структуре (рис. 1.4). Если крупные кристаллы погружены в агрегат ясно различимых зерен меньшего размера, структуру называют пор-фировидной (рис. 1.5). Породы с афанитовой структурой, лишенные вкрапленников, называют афировыми.

Л Условия и формы залегания магматических горных пород

Важным элементом структуры яв­ляется степень совершенства мине­ральных зерен. Кристаллы, имеющие собственные кристаллографические очертания, называют идиоморфными. Им противопоставляются ксеноморфные, или аллотриоморфные зерна, которые не имеют правильных кристаллографичес­ких форм (рис. 1.6). Ксеноморфные зер­на часто заполня­ют промежутки (интерстиции) между идио­морфными крис­таллами. Степень идиоморфизма — понятие относи­тельное. Напри­мер, плагиоклаз может быть иди-оморфен по от­ношению к ро­говой обманке, а последняя, в свою очередь, идиоморфна относи­тельно кварца. По степени идиомор­физма микрострукту­ры подразделяются на панидиоморфнозерни-стую (все минералы обладают высокой степенью идиомор­физма), гипидиоморф-нозернистую (одни кри­сталлы идиоморфны, а другие по отношению к ним ксеноморфны) и аллотриоморфнозернистую (все зерна ксеноморфны) (рис. 1.7, а-в).

Рис. 1.7. Панидио-морфнозернистая (а), гипидиоморф-нозернистая (б), аллотриоморфно-зернистая (в) мик­роструктуры Ол — оливин, ПР — ромбический пирок­сен, ПМ — моно­клинный пироксен, Мт — магнетит, Пл — плагиоклаз, Кл- кварц, КПШ-калиевый полевой шпат

Часть II. Магматические горные породы (петрография)

Затвердевание магм, излившихся на поверхность суши или дно моря, происходит очень быстро и по сути дела сводится к закалке расплава. Поэтому для эффузивных пород типичны афанитовые структуры базиса. Если к моменту окончательного затвердевания лав в них не было ранее образованных кристаллов, эффузивные поро­ды приобретают афировую структуру. Если же кристаллизация на­чиналась до закалки, например, в магматических камерах, располо­женных на той или иной глубине, то в эффузивной породе содержатся вкрапленники, и она имеет порфировую структуру.

Стекловатые эффузивные породы чаше всего возникают при затвердевании наиболее вязких магм. Если вязкость расплава неве­лика, то даже при быстрой закалке в основной массе зарождается множество мелких кристаллов. Так образуются микролиты — мел­кие кристаллы плагиоклаза, пироксена и других минералов, кото­рые обычно содержатся в базисе вулканических пород. Если доля микролитов не превышает 50% объема основной массы (осталь­ное занято стеклом), то микроструктуру называют гиалопилитовой, если же доля микролитов больше, чем 50 об.%, то говорят об интер-сертальной микроструктуре базиса в вулканитах.

Кристаллизация магмы в больших интрузивных камерах проте­кает в течение длительного времени, достаточного для образования полнокристаллических, часто крупнозернистых структур. Сохране­ние высокой температуры и межзернового водного раствора после затвердевания создает благоприятные возможности для последую­щей перекристаллизации твердых фаз и укрупнения ранее образо­ванных кристаллов. Изучая интрузивные породы, следует помнить, что форма и размер минеральных зерен в них отражают не только процесс выделения кристаллов из расплава, но и более позднюю со­бирательную перекристаллизацию минерального агрегата.

Следует подчеркнуть, что скорость охлаждения магматических тел определяется не столько глубиной их залегания, сколько разме­рами. Поэтому структура кристаллического агрегата прежде всего является функцией размера магматических тел и состава расплава, а не глубины, на которой происходит кристаллизация. Например, режим охлаждения маломощных даек и силлов, залегающих на глу­бине нескольких километров, мало чем отличается от остывания ла­вовых потоков на поверхности Земли, и структура пород, слагаю­щих силлы и дайки, во многих случаях почти не отличается от строения эффузивов. Учитывая это обстоятельство, интрузивные породы делят на два класса: плутонические и жильные. Первые сла-

__________ /■ Условия и формы залегания магматических горных пород_____

гают интрузивные тела больших размеров и обладают полнокрис­таллическими зернистыми (фанеритовыми) структурами. Вторые залегают в виде небольших интрузивных тел (так называемых малых интрузивов), чаще всего даек. Будучи интрузивными по условиям залегания, жильные породы отличаются мелко- и тонкозернис­тым, иногда неполнокристаллическим, строением и по структурным особенностям близки к эффузивам.

1.3.2. Текстуры интрузивных и эффузивных пород

Текстурные особенности горных пород выражаются в распреде­лении минералов в пространстве, а также в пространственной ори­ентировке минеральных зерен.

Массивная (однородная) текстура отличается равномерным рас­пределением всех минералов и их агрегатов в объеме породы и от­сутствием преобладающей ориентировки каких-либо кристаллов.

Пятнистая текстура характеризует наличие скоплений тех или иных минералов в виде более или менее изометричных пятен. Та­кие скопления часто образованы цветными минералами (пироксе-нами, амфиболами, биотитом). Темные пятна, обогащенные этими минералами, выделяются на более светлом фоне, где преобладают светлоцветные минералы. Скопления цветных минералов, кото­рые имеют несколько вытянутую или линзовидную форму, называ­ют шлирами (шлировая текстура).

Полосчатая текстура обусловлена чередованием полос различ­ного минерального состава или строения. Ширина полос обычно варьирует от миллиметров до десятков сантиметров. Примером могут служить габбро с чередованием полос, обогащенных плаги­оклазом и пироксеном. В некоторых интрузивных телах наблюда­ется повторяющееся ритмичное чередование полос разного соста­ва в интервалах, измеряемых десятками и сотнями метров (ритмично-полосчатая текстура). Если полосы выклиниваются на коротком расстоянии, говорят о линзовидно-полосчатой текстуре. В лавах можно наблюдать флюидально-полосчатую текстуру, в ко­торой в закаленном виде сохранилось взаимное расположение струй магматического материала, существовавших к моменту за­твердевания (рис. 1.8).

Директивная текстура выражается в плоскостной или линей­ной ориентировке тех или иных минеральных зерен. Эта текстура отчетлива в породах, которые содержат минералы игольчатой (ро-

Часть II. Магматические горные породы (петрография)

Рис. 1.8. Флюидально-полосчатая тек­стура основной массы кислых лав. При одном николе, поле зрения 5 мм

говая обманка и др.), листо­ватой (слюды) или таблитча-гой (полевые шпаты) формы. Важные текстурные осо­бенности магматических по­род связаны с наличием в них пустот, возникающих в ре­зультате выделения газа из расплавов. Широко развиты пористые лавы с пузыристой текстурой, в том числе ша-ки и пемзы — вспененные ла­пы, состоящие из множества пустот, разделенных тонки­ми перегородками. Если пус­тоты, оставшиеся от газовых пузырьков, заполнены вто­ричными минералами (хал­цедоном, кальцитом,хлори­том и др.), то возникает миндалекаменная текстура (рис. 1.9). Пустоты, связан­ные с выделением газа при затвердевании интрузивных тел, называют миаролами, а возникающую при этом текстуру — миаролитовой.

Рис. 1.9. Миндалекаменная текстура основных лав. Внешняя часть минда­лин заполнена халцедоном, а внутрен­няя — кальцитом. При одном николе, поле зрения 5 х 10 мм

При подъеме магм к по­верхности и растекании их по суше или морскому дну рас­плавы захватывают ксеноли­ты — обломки боковых или подстилающих пород. Неко­торые расплавы содержат кристаллические включения (нодули) глубинного вещест­ва, вынесенные из зон маг-мообразования. Кроме того,

магматические породы могут содержать родственные кристалличе­ские включения, которые образуются в процессе затвердевания са-

1. Условия и формы залегания магматических горных пора

мого расплава. Примерами служат гло.меропорфировые сростки вкрапленников (автолиты, или гомеогенные включения), которые представляют собой скопления минеральных зерен, образованных на ранней стадии кристаллизации.

1.3.3. Методы изучения структур и текстур

Структуры и текстуры начинают изучать в процессе полевых исследований, и полученные результаты фиксируют при макро­скопическом описании пород. Проводя полевые наблюдения, осо­бенно важно обратить внимание на те крупные неоднородности, ко­торые нельзя увидеть не только в шлифах, но часто и в образцах, а также на пространственные изменения структур и текстур внут­ри лавовых потоков или интрузивных тел. Особое значение имеет изучение ксенолитов и иных включений, которые несут прямую информацию о глубинном строении территории, условиях зарож­дения и кристаллизации магм.

Не менее важно изучение и картирование контактов между по­родами с различной структурой и текстурой. Например, по наличию нижних краевых зон, сложенных тонкозернистыми и стекловаты­ми породами, и появлению пористых, пузыристых текстур в верх­них краевых зонах можно расчленять толщи эффузивов на отдель­ные лавовые потоки. Много полезной информации дают наблюдения в зонах интрузивных контактов, строение которых ме­няется в зависимости от перепада температур и состава соприкаса­ющихся пород.

Исследование пород под микроскопом позволяет получить количественные характеристики структур и текстур. Первые, при­близительные сведения о размерах зерен дает сравнение их с диа­метром (радиусом) поля зрения окуляра микроскопа. При исполь­зовании объектива ^х(8—10) и окуляра ^х10 диаметр поля зрения равен примерно 2 мм. Для точного измерения размеров зерен применя­ют специальные микрометренные линейки, которые вставляются в окуляр микроскопа. При этом всегда нужно указывать, какой раз­мер зерна измеряется: длина, ширина кристаллов, поперечник, максимальный размер зерен и т.п.

Для получения количественных характеристик структуры поро­ды необходимо большое количество замеров и их статистическая об­работка. Если эту операцию выполнять вручную, то она требует большого времени. В последние годы созданы полуавтоматические

Часть II. Магматические горные породы (петрография)

и автоматические приборы, которые не только ускоряют эту проце­дуру, но и позволяют получать такую количественную информацию, которая недоступна для простых визуальных наблюдений.

Дополнительная литература

Половинкина Ю.И. Структуры и текстуры изверженных и метаморфи­ческих горных пород. Т. 1. М.: Недра, 1966.

Тихомиров В.Г., Журавлев Б.Я., Федоров Т. О. Структурная геология маг­матических массивов. М.: Изд-во МГУ, 1992.