ВВЕДЕНИЕ.

Горными породами называют образования, состоящие из отдельных минералов и их ассоциаций, характеризующиеся относительно постоянным составом и образовавшиеся в определённых геологических условиях внутри Земли, или на её поверхности. Горные породы, содержащие  полезные    компоненты    и    отдельные    минералы,    извлечение которых    экономически целесообразно, называют полезными  ископаемыми.

Изучением состава, происхождения и физических свойств горных пород занимаются две связанные между собой науки -  петрография и петрология[1].

Всю историю развития петрографии можно условно подразделить на два основных этапа – до и после введения микроскопа.

До использования поляризационного микроскопа горные породы изучались сначала визуально, а затем посредством лупы и химических анализов, методика которых была далека от совершенства. В этот период, в 1742 г. М.В.Ломоносов опубликовал геологическую работу «О слоях Земли», где выделил три генетических класса горных пород: первичные (магматические) породы, вторичные хрупкие (т.е. осадочные, но не подвергшиеся диагенезу[2]) и вторичные плотные (породы, подвергшиеся диагенетическим преобразованиям – песчаника, известняки, глинистые сланцы).

Как самостоятельная наука петрография воз­никла в 1858 году, ког­да английский естествоиспытатель Генри Клифтон Сорби (1826-1908) впервые применил поляризаци­онный микроскоп для изучения тонких прозрачных срезов горной породы. Этот прибор продолжает ос­таваться одним из главных инструментов петрогра­фов и в наши дни.

В оптическую систему петрогра­фического микроскопа вставлены два поляроида с плоскостями поляризации света, повернутыми друг относительно друга на 90°. Если поместить шлиф[3] (рис. 1) между поляроидами, то при прохождении света сквозь кристаллы, составляю­щие горную породу, возникают эффекты преломле­ния и интерференции, позволяющие точно измерить оптические константы и по ним опреде­лить соответствующие минералы. Кроме того, под микроскопом можно выявить важные детали строения горных пород, которые не видны невоору­женным глазом.

 Применение поляризационного микроскопа позволило перейти от поверхностных визуальных наблюдений к точному научному ис­следованию горных пород, определению их полного минерального состава, структуры, а также изучению оптических свойств слагающих их минералов.

Петрографические открытия продолжались и на протяжении всего XX века, а самые последние из  них сделаны  всего несколько лет назад. В частности, такие магматические породы как коматиит, бонинит и онгонит  открыты и подробно изучены лишь в наши дни (Попов В.С., 1998).

Состав, строение и условия залегания горных пород зависят от формирующих их геологических процессов, происходящих в определённой обстановке внутри земной коры  или на её поверхности. В соответствии с главными геологическими процессами, приводящими к  образованию горных пород, среди них различают три генетических типа: магматические, осадочные и метаморфические.

Магматические[4] породы образовались непосредственно из магмы (расплавленной массы преимущественно силикатного состава), в результате ее охлаждения и застывания. В зависимости от условий застывания различают интрузивные (глубинные) и эффузивные (излившиеся) горные породы.

 



[1] Петрография (греч. петрос – камень, графо - пишу) – описательная наука, которая исследует состав и строение горных пород, разрабатывает классификации. Петрология (греч. петрос – камень, логос - учение) – теоретическая наука о происхождении и условиях формирования горных пород. Часто эти термины рассматриваются как синонимы

[2] Диагенез (от греч. dia - приставка, означающая здесь завершённость действия, и генез – происхождение, возникновение) -  совокупность природных процессов преобразования рыхлых осадков на дне водных бассейнов в осадочные горные породы в условиях верхней зоны земной коры.

[3] Шлиф – тонкий (до 3 мм) срез горной породы.

[4] Магма (от греч. mágma — густая мазь), расплавленная масса преимущественно силикатного состава, образующаяся в глубинных зонах Земли. Обычно магма представляет собой сложный взаимный раствор соединений большого числа химических элементов, среди которых преобладают кислород, Si, AI, Fe, Mg, Ca, Na и К. Иногда в магме растворено до нескольких процентов летучих компонентов, в основном воды, меньше — окислов углерода, сероводорода, водорода, фтора, хлора и пр. Летучие компоненты при кристаллизации магмы  на глубине частично входят в состав различных минералов (амфиболов, слюд и прочих). В редких случаях отмечаются магматические расплавы несиликатного состава, например щёлочно-карбонатного (вулканы Восточной Африки) или сульфидного.



Применение поляризационного микроскопа позволило перейти от поверхностных визуальных наблюдений к точному научному ис­следованию горных пород, определению их полного минерального состава, структуры, а также изучению оптических свойств слагающих их минералов.

Петрографические открытия продолжались и на протяжении всего XX века, а самые последние из  них сделаны  всего несколько лет назад. В частности, такие магматические породы как коматиит, бонинит и онгонит  открыты и подробно изучены лишь в наши дни (Попов В.С., 1998).

Состав, строение и условия залегания горных пород зависят от формирующих их геологических процессов, происходящих в определённой обстановке внутри земной коры  или на её поверхности. В соответствии с главными геологическими процессами, приводящими к  образованию горных пород, среди них различают три генетических типа: магматические, осадочные и метаморфические.

Магматические[1] породы образовались непосредственно из магмы (расплавленной массы преимущественно силикатного состава), в результате ее охлаждения и застывания. В зависимости от условий застывания различают интрузивные (глубинные) и эффузивные (излившиеся) горные породы.

Интрузивные породы возникли в результате постепенного остывания магмы, при высоком давлении внутри земной коры, благодаря чему образовались массивные плотные породы с полнокристаллической структурой (гранит, лабрадорит, габбро).

Эффузивные   породы   образовались   при   излиянии   лавы[2] которая     быстро   остывала   на   поверхности   земли,   при   низкой температуре и давлении. Времени для образования кристаллов было недостаточно, поэтому породы этой группы имеют скрыто- или мелкокристаллическую структуру и большую пористость (порфир, базальт, вулканический туф, пепел,  пемза и др.).  

Осадочные горные породы образуются в результате переотложения продуктов  выветривания и разрушения  различных горных пород, химического и механического выпадения осадка из воды, жизнедеятельности  организмов  или всех трёх процессов одновременно (песок, известняк, доломит и др.).

Метаморфические породы образовались путем преобразования магматических, осадочных и самих метаморфических горных пород под воздействием высокой температуры, давления и различных химических процессов (мрамор, кварцит, гнейсы, сланцы).

Магматические и метаморфические горные породы слагают около 90% объёма земной коры, остальные 10% приходятся на долю осадочных пород, однако последние занимают 75% площади земной поверхности.

Помимо генезиса горные породы различаются по  химическому,   и минеральному составу,  структуре[3] и  текстуре[4] пород.

Если горные породы состоят из одного главного минерала, их называют     мономинеральными,  а   если  из  нескольких – полиминеральными.

В настоящем пособии речь пойдет о макроскопическом определении пород по их внешнему виду.

 




[1] Магма (от греч. mágma — густая мазь), расплавленная масса преимущественно силикатного состава, образующаяся в глубинных зонах Земли. Обычно магма представляет собой сложный взаимный раствор соединений большого числа химических элементов, среди которых преобладают кислород, Si, AI, Fe, Mg, Ca, Na и К. Иногда в магме растворено до нескольких процентов летучих компонентов, в основном воды, меньше — окислов углерода, сероводорода, водорода, фтора, хлора и пр. Летучие компоненты при кристаллизации магмы  на глубине частично входят в состав различных минералов (амфиболов, слюд и прочих). В редких случаях отмечаются магматические расплавы несиликатного состава, например щёлочно-карбонатного (вулканы Восточной Африки) или сульфидного.

[2] Лава (итал. lava, от лат. labes — обвал, падение), огненно-жидкий, преимущественно силикатный расплав, изливающийся во время вулканических извержений на земную поверхность. Отличается от магмы отсутствием газов, улетучивающихся при извержении.

[3] Структура – совокупность признаков строения породы, обусловленных размерами, формой и взаимоотношениями ее составных частей.

[4] Текстура породы определяется распределением ее составных частей в пространстве.


МАГМАТИЧЕСКИЕ ГОРНЫЕ ПОРОДЫ.

Магматические породы образуются, как угже говорилось, путем кристаллизации магматического  расплава. В зависимости от того, на какой глубине происходит этот процесс, среди магматических пород выделяют:

Интрузивные (лат. "интрузио" - проникаю, внедрять)   (глубинные, абиссальные), которые кристаллизуются на больших глубинах в толще земной коры среди других горных пород. Интрузивные горные породы формируются в условиях медленного понижения температуры при высоком всестороннем давлении в глубинах земной коры, вследствие чего обладают полнокристаллической, крупнозернистой структурой;

Субвулканические  и   жильные   (полуглубинные, гипабиссальные), формирующиеся ближе к поверхности земли, при более быстрых снижениях температуры в условиях более низкого давления;

Эффузивные   (лат. "эффузио" - излияние) (излившиеся, вулканические), застывшие на дневной поверхности в результате излияния магмы в виде лавы при вулканических извержениях. Эффузивные горные породы вследствие быстрого застывания обычно мелкозернисты и частично, а иногда полностью состоят из стекла. Часто в них встречаются более крупные кристаллы вкрапленники.

Помимо генезиса,  магматические горные породы различаются  по  условиям залегания, химическому и минеральному составу, текстуре и структуре.


Генезис магматических горных пород.

Магма   (греч.— месиво, густая мазь) представляет собой при­родный, чаще всего силикатный, огненно-жидкий расплав, воз­никающий в коре или в верхней мантии и при остывании даю­щий магматические горные породы (рис. 2).



В магме содержатся практически все химиче­ские элементы таблицы Менделеева, среди которых: Si, А1, Fе, Са, Мg, К, Ti, Na, а также различные летучие компоненты (окислы углерода, сероводород, водород, фтор, хлор и др.) и  парообразная вода. Летучие компоненты при кристаллизации магмы на глубине частично входят в состав различных минералов (амфиболов, слюд и прочих). В редких случаях отмечаются магматические расплавы несиликатного состава, например щёлочно-карбонатного (вулканы Восточной Африки) или сульфидного. По мере продвижения магмы вверх,  количество летучих компонентов сокращается. Дегазированная магма, из­лившаяся на поверхность, называется  лавой.

Изучив распространение различных магматических пород на поверхности Земли и показав преимущественное распространение базальтов и гранитов, советский геолог Ф.Ю.Левинсон-Лессинг предположил, что все известные магматические породы образовались за счёт двух родоначальных магм: основной (базальтовой), богатой Mg, Fe и Ca с содержанием SiO2 от 40 до 55 весовых % и  кислой (гранитной), богатой щелочными металлами, содержащей от 65 до 78% SiO2.

Английский геолог А. Холмс выдвинул гипотезу о наличии помимо основной и кислой также  ультраосновной (перидотитовой) магмы, исторгаемой непосредственно из подкоровых очагов, содержащей менее 40% SiO2 обогащенной Mg и Fe. Позднее, когда в конце 20-х годов 20 века было установлено, что вулканы изливают главным образом основную магму (лаву), а кислые породы встречаются только в виде интрузивных образований, американский петролог Н. Боуэн высказал гипотезу о существовании лишь одной родоначальной магмы - базальтовой, а образование гранитов объяснял как результат кристаллизационной дифференциации базальтовой магмы в процессе её застывания. В конце 50-х годов Н. Боуэн доказал возможность существования гранитной магмы в условиях высоких давлений, присутствия воды (2-4%), при температуре около 600 0С.

Базальтовая (основная) магма, по-видимому, имеет боль­шее распространение. В ней содержится около 50 % кремне­зема, в значительном количестве присутствуют алюминий, каль­ции, железо и магний, в меньшем — натрий, калий, титан и фосфор.

 По химическому составу базальтовые магмы подразделяются на толеитовую (перенасыщенна кремнеземом) и щелочно-базальтовую (оливин-базальтовую) магму, (недонасыщенную кремнеземом, но обогащенную щелочами).

Гранитная (риолитовая, кислая) магма содержит 60—65% кремнезема, она имеет меньшую плотность, более вязкая, ме­нее подвижная, в большей степени чем базальтовая магма на­сыщена газами.

В зависимости от харак­тера движения магмы и места ее застывания различают два типа магматизма: интрузивный  и  эффузивный. В первом случае магма остывает и кристаллизуется на глубине, в недрах Земли, во втором — на земной поверхности.

Каким же образом магма превращается в горную породу? Кристаллизация происходит не мгновенно, а в определенном интервале температур (рис.3).



С падением температуры в точке 1 появляется кристалл, который сосуществует с жидкостью. Эта точка располагается на линии, примыкающей к жидкому расплаву,- линии ликвидуса, Дальнейшее падение температуры, происходящее в некотором интервале, будет приводить к кристаллизации новых минералов, находящихся в окружении остаточного расплава. Выделение минерала в точке 2 произойдет, когда весь расплав уже раскристаллизован, т.е. эта точка лежит на линии, примыкающей к твердому телу, называемой   линией солидуса или  солидусом. Охлаждение и потеря летучих компонентов оказывают на расплав одинаковое влияние.

Любой магматический расплав состоит из жидкости, газа и твердых кристаллов, которые стремятся к равновесному состоянию. В зависимости от изменения температуры, давления, состава газов и т.д. меняются расплав и образовавшиеся в нем ранее кристаллы минералов - одни растворяются, другие возникают вновь, и весь объем магмы непрерывно эволюционирует.
Классификация магматических горных пород.

История создания научной систематики восходит к прошлому столетию, классическим трудам К.Розенбуша[1], Ф.Ю.Левинсон-Лессинга и других основоположников современной петрографии-петрологии.

Координация петрографических и петрологических исследований в РФ возложена на Петрографический Комитет. Впервые он был создан в июле 1962 г.

В настоящее время он функционирует как Межведомственный Петрографический Комитет при Отделении Наук о Земле Российской Академии Наук по согласованию с Министерством природных ресурсов РФ и Министерством образования РФ и базируется в Москве, в ИГЕМ РАН.

Межведомственный Петрографический Комитет создал специальную комиссию по номенклатуре и терминологии магматических горных пород. Комиссия от имени комитета и от имении Отдела петрографии Института геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии (ИГЕМ РАН) (ныне Лаборатория петрографии им. акад. А.Н.Заварицкого) публиковала свои варианты "Классификации" в 1969, 1971, и 1983-84 гг. Последний вариант национальной классификации был утвержден МПК 28 декабря 1994 года и опубликован в "Петрографическом кодексе" 1995 года. Каждый из названных вариантов вносил дополнения и изменения в предыдущий, хотя принципиальные основы классификации в течение последних 15 лет не изменились.

В основу классификации магматических положен их генезис, химический и минеральный состав.

По генезису магматические горные породы подразделяются на эффузивные и интрузивные.

По степени вторичных  изменений   эффузивные  породы    делятся    на    кайнотипные,   «молодые», неизменённые, и    палеотипные,    «древние», в той или иной степени изменённые  и перекристаллизованные главным образом под влиянием времени. К эффузивным породам относятся также вулканогенно-обломочные породы, образующиеся при извержениях вулканов и состоящие из различных обломков (пирокластитов). Такие породы называются  пирокластическими.

В основе  химической классификации лежит процентное содержание кремнезёма (SiO2) в породе. По этому показателю выделяют ультракислые, кислые, средние, основные и ультраосновные породы, о чём подробно рассказывается при описании химического состава магматических горных пород.



[1] РОЗЕНБУШ (Rosenbusch) Карл Генрих Фердинанд (1836-1914) , немецкий петрограф и геолог. Один из авторов физико-оптического метода определения минералов в тонких прозрачных шлифах горных пород; усовершенствовал поляризационный микроскоп.

 


ФОРМЫ ЗАЛЕГАНИЯ МАГМАТИЧЕСКИХ ГОРНЫХ ПОРОД.
Формы залегания интрузивных пород.

Вне­дрение магмы в различные горные породы, слагающие земную кору, приводит к образованию интрузивных тел (интрузивы, интрузивные массивы, плутоны[1]).

Выделяют следующие типы глубинных тел (интрузий) (рис. 4): среди согласных – силл (залежь, пластовая интрузия), лополит, этмолит, лакколит, бисмалит, факолит; среди несогласных — хонолит, дайка, апофиза, центральная кольцевая интрузия (кольцевая дайка, субвулкан), батолит, шток и гарполит.



[1] Термин плутоническая порода употребляется для пород с явнокристаллической структурой, где кристаллы могут быть различимы невооруженным глазом. Предполагается, что такие породы формировались на значительных глубинах.



Батолиты  (греч. báthos - глубина и líthos - камень) - крупные неправильной формы массивы интрузивных пород, уходящие на значительную глубину. Площадь батолитов может достигать нескольких тысяч квадратных километров. Они часто встречаются в центральных частях складчатых гор, где их простирание в целом соответствует простиранию горной системы. Однако обычно батолиты секут основные структуры. Батолиты сложены крупнозернистыми гранитами. Поверхность батолита может быть очень неровной с наростами, выступами и отростками. К тому же в верхней части батолита могут располагаться большие призмы материнских пород, которые называются останцами кровли. Как и многие другие интрузивные тела, батолиты окружены зоной (ореолом) пород, измененных (метаморфизованных) в результате термического воздействия магмы. Образуются батолиты на значительной глубине и обнажаются в результате интенсивной эрозии. Форми­руются либо в результате внедрения гранитной магмы, либо в результате метасоматической гранитизации. Обычно процесс образования батолитов складывается из внедре­ния магмы, ее кристаллизации и последующего метасоматоза (см. рис. 4 [1]).

Штоки  (нем. «шток» — палка, ствол) – имеют округлую или эллипсообразную форму поперечного сечения. Сходны с батолитами, но имеют меньшие размеры. Условно штоки определяются как батолитовидные интрузивные тела площадью менее 100 км2. Некоторые из них представляют собой куполообразные выступы на поверхности батолита. Стенки штока обычно крутопадающие, неправильных очертаний. Размеры пло­щадей, занятых выходами штоков на земную поверхность, колеб­лются в значительных пределах, иногда достигая 200 км2. Штоки встречаются довольно часто  среди интрузивных пород  разного состава  (см. рис. 4 [2]).

Лакколиты (греч. lákkos — яма, углубление и líthos — камень) — имеют грибообразную или куполообразную форму вышележащей поверхности    и    относительно    плоскую    нижнюю   поверхность.    Они образуются вязкими магмами, поступающими либо по дайкообразным подводящим каналам снизу, либо из силла, и,  распространяясь по слоистости,   приподнимают  вмещающие   вышележащие породы,  не нарушая их слоистости    Лакколиты встречаются пооди­ночке, либо группами. Размеры лакколитов сравнительно небольшие — от сотен метров до нескольких километров в диаметре (см. рис. 4 [3]). Особую   разновидность     лакколитов    представляют    бисмалиты (греч. býsma — пробка и líthos — камень) представляет со­бой позднюю стадию формирования лакколита. В тех случаях, когда давление вязкой (кремнекислотной) магмы
превышает вес вышележащих слоев, в кровле лакколита может появится система трещин, куда внедряется магма с образованием секущего цилиндрического тела. Бисмалиты могут достигать поверхности Земли или оканчиваться в толще осадочных пород, приподнимая их в виде купола
(рис. 5).



Этмолит   (греч.   «этмос» — воронка) — чашеобразное те­ло с воронкообразным окончанием в нижней части, представляю­щим собой бывший магмоподводящий канал. Вмещающие осадочные слои по отношению к нижней крутопадающей поверхности этмолита наклонены вниз. Предполагают, что этмолит формируется на поздней стадии развития мощного силла по схеме силл → лополит → этмолит (рис. 6).



Лополиты (греч. lopás — миска, чаша  и líthos — камень) - блюдцеобразные тела, обычно вы­пуклые  вниз с опущенной центральной частью и приподнятыми краями. Предполагают, что лополит образуется в тех случаях, когда внедрившаяся в земную кору магма близко подходит к земной поверхности и подстилающие лополит осадочные породы прогибаются в область магматического очага. От силлов лополиты отличаются прогнутостью в средней части, напоминая гигантскую чашу с отношением мощности к диаметру примерно 1:10. Лополиты  также  не  нарушают  слоистость  вмещающих  пород (см. рис. 4 [4]). Они встречаются на платформах и приурочены к крупным синклинальным депрессиям.

Дайки[1]   -  пластинообразные     четко     ограниченные  параллельными стенками тела интрузивных магматических пород, которые пронизывают вмещающие их породы (или залегают несогласно с ними). В поперечнике дайки бывают от нескольких десятков сантиметров до десятков и сотен метров, однако, как правило, не превышают 6 м, а их протяженность может достигать нескольких километров. Одним из механизмов образования даек является заполнение магматическим расплавом трещин во вмещающих породах. Магма расширяет трещины и частично расплавляет и поглощает окружающие породы, формируя и заполняя камеру. Вблизи контакта с вмещающей породой из-за относительно быстрого охлаждения дайки обычно имеют мелкозернистую структуру. Вмещающая порода может быть изменена в результате термического воздействия магмы. Часто дайки более устойчивы к эрозии, чем вмещающие породы, и их выходы   на    поверхность     образуют    узкие гребни или стены (см. рис. 4 [5], 7, 8).



[1] Кроме даек, которые образованы путем заполнения магмой тектонических трещин и разломов и их раздвигания под давлением расплава, существуют также дайки, окончательное формирование которых в тектонических разломах завершается метасоматическим путем. К ним относятся дайки некоторых грани­тов, сиенитов, монцонитов, аплитов, пегматитов и других горных пород. Кроме того, известны экзогенные дайки, образованные пу­тем заполнения трещин осадочным материалом.



По характеру про­странственного размещения различают групповые дайки, нередко образующие пояса, радиальные дайки, расходящиеся из одного центра, и кольцевые дайки.

Силлы (пластовые интрузии) (англ. «силл» — порог) - пластообразные  тела, внедрявшиеся между пологозалегающими слоями вмещающей толщи. Они образуются при распространении легкоподвижной магмы вдоль напластования осадочных пород. Морфологически силл подобен вулканиче­скому покрову, с которым он обычно связан генетически. Силлы большого размера возникают при внедрении основной (базальто­вой) магмы. Поверхности, ограничивающие силлы сверху и снизу, на значительных расстояниях почти параллельны. Мощ­ность сила может достигать нескольких сот метров, а площадь распространения - тысяч квадратных километров (см. рис. 4 [6]).

Жила -  протяжённое в двух направлениях геологическое тело, образовавшееся либо в результате заполнения трещины минеральным веществом, либо вследствие метасоматического замещения горной породы вдоль трещин минеральными веществами (см. рис. 4 [7]). В отличие от даек магматические жилы, имеют неправильную ветвистую форму и гораздо меньшие размеры.

Факолиты (греч. «фако» - линза) - согласно залегающие, двояковыпуклые, линзовидные тела, образующиеся обычно в гребнях антиклиналей или во впадинах (шарнирах) синклиналей (рис. 9).



 Форма факолита является следствием складчатости. 0н образуется во время складчатых деформаций осадочных слоев и особенно характерен для офиолитовых (альпинотипных) гипербазитов. Встречаются также факолиты, сложенные гранитоидами.

 Гарполит  (греч. «гарпос» — серп) - интрузивное тело серповидной формы, питающий канал которого расположен под одним из концов "серпа" (рис. 10). Образуются гарполиты  в результате внедрения магмы вдоль древнего кристаллического субстрата и залегающих на нем слабо дислоцированных толщ.


Апофиза  -  жилоподобное ответвление, отходящее от магматического тела во вмещающие породы, связь с которым можно непосредственно проследить. Она обычно сложена породой, сходной с главным магматическим телом, но отличается мелкокристаллическим или порфировидным строением. Апофизами иногда называют и мелкие рудные жилы, отходящие от главной жилы (см. рис. 4 [8]).

Xонолит (греч. «хрнево» — отливаю) — интрузив неправильной формы, образовавшийся в наиболее ослабленной зоне вмещающих пород, как бы заполняющий "пустоты" в толще. Хонолит сложен обычно гранитоидами (рис. 11).

 



В зависимости от того, как взаимодействуют интрузивные тела с вмещающими их горными породами выделяют: согласные (конкордантные) интрузивные тела, внедрявшиеся между слоями вмещающих пород (форма таких тел зависит от складчатой струк­туры вмещающей толщи), и  несогласные  (дискордантные), т.е. те, что прорывают и пересекают слоистые вмещаю­щие толщи и имеют форму, не зависящую от структуры послед­ней. Среди согласных выделяют: лакколиты, лополиты, факолиты, этмолиты, бисмалиты, силы; среди несогласных: батолиты, штоки, дайки, апофизы, хонолиты.


Формы залегания эффузивных пород.

Эффузивный магматизм сопровождается излиянием лавы на земную поверхность. Однако нередко извержения вулканов носят взрывной характер, при котором магма не изливается, а взрывается и на земную поверхность выпадают тонкораздробленные кристаллы и застывшие капельки стекла - расплава. Подобные извержения называются эксплозивными[1] (лат. "эксплозио" - взрывать) (рис. 12).



[1] Главной движущей силой эксплозивного извержения является тепловая энергия магмы и потенциальная энергия растворенных в ней летучих компонентов. Непосредственными причинами катастрофических извержений считаются пузырение и приконтактовое остывание, приводящие к понижению вязкости расплавов и закупорке подводящих каналов. Массовое самопроизвольное образование газовой фазы становится мощным охладителем, как только пузырьки приобретают возможность свободного перемещения. Поэтому раскаленная лава может сочетаться с выбросами относительно холодного пеплового материала в пределах даже одного вулканического аппарата. Обломочный материал  (тефра, лапилли, пепел) рассеивается в радиусе до 100-300 и более километров. Все зависит от направления и силы взрыва, а также от скорости и устойчивости атмосферного потока.

 



Излившаяся на поверхность магма образует различные эффузивные тела, среди которых выделяются: лавовый по­кров, лавовый поток, некк (жерловина), вулканический (экстру­зивный) купол (пик, игла) и диатрема (трубка взрыва), вулканический конус, стратовулкан, щитовидный вул­кан.

По типу извержений выделяют трещинные, или линейные, и центральные извержения, что также находит отражение в форме тел.

Эффузивный     магматизм   трещинного   типа проявляется в из­лиянии на земную поверхность базальтовой лавы по крупным трещинам или расколам земной коры. Базальтовые породы трещинных излияний обеднены кремнеземом (около 50%) и обогащены двухвалентным железом (8—12%). Лавы жидкие, подвижные, прослеживаются на многие десятки километров от места своего излияния. Мощность отдельных потоков 5—15 м. По-видимому, накопление километровых толщ происходило постепенно, пласт за пластом многие годы. Такие лавовые образования с плоской поверхностью и характерной ступенчатой формой рельефа получили название платобазальтов, или  траппов (швед.—лестница) (рис. 13).

 



Эффузивный магматизм центрального типа наиболее распространен в современных ус­ловиях. Он сопровождается образованием конусообразных вул­канических гор (вулканов).

По выражению в рельефе формы залегания эффузивных пород могут быть как положи­тельными (покровы, потоки, некки, вулканические купола, диатремы, вулканические конусы, стратовулканы, щитовидные вул­каны), так и отрицательными (кратеры, маары, лавовые колодцы, кальдеры).

Лавовый  покров — это плоское тело больших разме­ров, мощностью до 30 м. При повторных излияниях мощность покрова может увеличится до 1800 – 3000 м (рис. 4[10]).

Излияние лав базальтового или андезит-базальтового состава происходит спокойно, вследствие чего обломочный вулканический материал в  покровах почти не встречается.

Лавовые покровы особенно хорошо фиксируются на континентах. В геосинклиналях они образуют тела гораздо больших размеров, нежели на континентах, однако вследствие дислоцированности и  метаморфизации установление их морфологических особенностей затруднено.

Лавовы й   п о т о к   представляет собой сильно вытянутое тело, возникшее в результате движения лавы по наклонной поверхности рельефа; длина потока намного больше его ширины. Образуются они чаще при центральных извержениях, чем при трещинных.  По­токи    кислых   лав обычно более ко­роткие (1—10 км) и мощные (до 25—30 м), а потоки ос­новных лав достигают де­сятков километров (рис. 4[9], 14).  



Некк   (жерловина) (англ. «некк» — горлышко, шея) — столбообразное тело, выполняющее жерло вулкана (лаво- или магмоподводящий канал) вулканическим материалом — лавой, пирокластолитами, туфолавой, туфами, лавобрекчиями, вулканическими брекчиями и др. В поперечном сечении некки бывают округлыми, овальными и неправильных очертаний размером от нескольких метров до 1,5 км и более. При разрушении рыхлого вулканического о материала некки, сложенные обычно более твердыми породами остаются, образуя характерные столбы. Породы, слагающие некки обычно сильно изменены постмагматическими газо-гидротермами. Нередко некки являются рудовмещающими (рис. 4[12]).

Вулканический купол (пик,  игла) – куполовидное тело, имеющее высоту  до 700 – 800 м и крутые склоны (400 и больше). Образуются в результате  выжимания из вулканического  канала вязкой лавы. Вулканические купола встречаются на Мартинике (Мон-Пеле), на Яве (Мерапи), на Камчатке (Безымянный) и др. Вязкая лава закупоривает магмаподводящий канал, что стимулирует взрывную деятельность вулкана, выделение газов, раскаленных туч  и лавин. Сначала  образуется твердая корка, впоследствии выдавливаемая вверх; в результате быстрого остывания корка растрескивается, и лавы откатываются по склону. Внутренняя часть (ядро) вулканического купола охлаждается медленно, с образованием массивной  лавы. Порой на вершине купола в результате просадки охлажденного материала или снижения уровня лавы в жерле образуется чаше­образная впадина (рис. 15).

 



Д и а т р е м а  (т р у б к а    в з р ы в а) (греч. «диа» — через, «грэма» — отверстие, дыра) — трубообразный вулканический канал, имеющий в плане круглое или овальное очертание и обра­зующийся в результате однократного прорыва газов. При этом имеет место не излияние лавы, а ее внедрение в магмаподводящий канал, сложенный вулканической брекчией. Диаметр поперечного сечения диатрем до 1 км. Наряду с вулканическим материалом диатрема заполнена обломками горных пород из стенок канала (базальты, лимбургиты, вулканические туфы, кимберлиты и оса­дочные породы) (рис. 16).

 



Вулканический конус — вулканическая построй­ка, имеющая форму конуса; образуется путем отложения вулканического материала вокруг жерла (рис. 17, 18). Форма конуса обусловлена степенью текучести лавы, а также характером рыхлого материала (пепла, шлаков, лавобрекчии и др.). Обычно на вершине вулканического конуса находится кра­тер, вследствие чего вершины конусов срезаны. Крутизна склонов вулканического конуса определяется размерами обломков. При выбросе тонкого материала образуются склоны с углом от 30 до 35°; более грубый материал, естественно, скапливается вблизи кратера, создавая склоны с уклоном до 40° и более. Скорость роста шлаковых вулканических конусов весьма значительна. Так, вулканический конус Парикутин в Мексике, возникший на ровном месте, в течение недели вырос до 140 м, а к концу второго месяца высота его измерялась 300 м. На склонах главных конусов располагаются мелкие побочные (паразитические) конусы и тре­щины, из которых вытекают потоки лавы. Застывшая в трещинах лава образует дайки, значительно укрепляющие вулканическую постройку. Склоны крупных вулканических конусов бывают   из­борождены   барранкосами (исп. «барранко» — глубокий овраг, ущелье) — оврагами, радиально расходящимися от вершины к подножию вулкана, образовавшимися в результате размыва склонов дождевыми и талыми водами, а также выпахивающего действия сухих лавин, скатывающихся из кратера.

Стратовулкан   (смешанный вулкан) представляет собой вулканический конус, построенный из рыхлого мате­риала (бомб, лапиллей, пепла и др.), выбросы которого обычно предваряют вулканические извержения взрывного характера и лавовых потоков. Далее происходит периодическое чередование эксплозивной деятельности с почти чисто лавовой. Стратовулкан является наиболее распространенной формой центрального типа.

Щитовидный    вулкан — вулканическое сооружение, образовавшееся в результате многократных излияний жидкой лавы. Имеет форму очень пологого щита, падение склонов кото­рого в верхней части 7—8°, в нижней 3—6°. На вершине щитовид­ного вулкана располагаются кратеры, имеющие вид широких блюдцеобразных впадин с крутыми, часто вертикальными или террассобразно-ступенчатыми стенками. На дне кратеров действующих щитовидных вулканов находится жидкая (разливающаяся) лава в виде озер. В недействующих щитовидных вулканах лава застывшая.

К вулканическим телам с отрицательной морфологией отно­сятся: вулканический кратер, маар, лавовый колодец, кальдера.

 



Вулканический      кратер[1] — впадина в виде чаши или воронки, образованная главным образом в результате экспло­зивных извержений. Кратер тесно связан с вулканическим кана­лом и представляет собой поверхностное его проявление. Поперечник вулканического кратера обычно 2—2,5 км,  редко несколько больше, глубина  — от нескольких десятков до нескольких сот метров. Многократ­ные извержения создают вулканическую постройку — вулкани­ческий конус, на вершине которой находится вулканический кра­тер (рис. 19, 20). Возникающие на вершинах вулканических конусов стенки кратеров, часто крутые и скалистые, сложены лавой,  пирокластическими породами, либо тем и другим. Плоское дно кратера, если оно, не завалено обломками вулканических пород, имеет воронкооб­разную форму. В действующих вулканах на дне кратера находятся одно или несколько бокка[2], откуда выбиваются фумаролы (итал. «фумарола» — дым) — выходы вулканического газа и пара в виде струй или спокойно парящих масс из трещин или каналов на поверхности вулкана или из неостывших лавовых и пирокластических потоков и покровов.



[1] Существуют и кратеры космического происхождения. Метеоритные кратеры, или астроблемы (от греческого astron — звезда и blema — рана) - это округлое углубление на земной поверхности, возникшее в результате удара метеорита или (значительно реже) астероида, кометы. Вокруг кратера – кольцевая зона деформированных пород. Число известных метеоритных кратеров невелико,  по современным данным, их около 120.

[2] Бокка (итал. bocca - рот, отверстие) -  отверстие на дне кратера или на внешнем склоне вулкана, откуда происходят излияния лавы, выброс пепла или других продуктов извержения.




Нередко внутри большого (главного), более раннего кратера в результате сокращения объема вулканической деятельности образуются другие кратеры, развивающиеся над сокращенным в диаметре магмаподводящим каналом (жерлом). Различают также латеральные кратеры (побочные, паразитиче­ские), которые  располагаются на склоне главного вулкана (вулканического конуса) и представляют собой  поверхностное выражение дополнительного магмавыводного канала, отходящего от центрального (главного) магмавыводного канала.

Иногда на поверхности Земли встречаются кратеры метеоритного происхождения (рис. 21). В настоящее время известно около 120 таких кратеров.



Маар — относительно плоскодонный кратер взрыва с жер­лом без конуса, но окруженный невысоким валом из рыхлых продуктов извержения, представляющих собой горные породы, слагающие стенки жерла. Маары иногда заполнены водой. Поперек маара колеблется от 200 до 3200 м, глубина — от 150 до 400 м. Маары образуются в результате одного взрыва. Для них харак­терно незначительное развитие шлаковой постройки, отсутствие вытекающего из него лавового потока, короткий период извержения и большая сила взрыва.

Лавовый колодец  -  цилиндрический провал, обра­зующийся на дне кратера, на склонах щитовидных вулканов (Гавайские острова) и на некоторых базальтовых вулканических покровах.

Кальдера (порт. «кальдера» — котел) — циркообразная впадина с крутыми стенками и более или менее ровным дном (рис. 22), образовавшаяся вследствие провала вершины вулкана и в некоторых случаях прилегающей к нему местности. От кратера кальдера отличается происхождением и большими размерами (в поперечнике до 10—15 км и больше). Часто к кальдерам приурочены фумаролы и грифоны[1] (рис. 23).

 



[1] Грифон - Выход подземной воды из водоносной породы сосредоточенной струей, поднимающейся выше поверхности земли или  дна водоема.



При извержении вулкана выделяются различные продукты вулканической деятельности, которые могут быть га­зообразными, жидкими и твердыми.

Газообразные  продукты извержения, или фумаролы (рис. 24), со­стоят из водяных паров (75—90%),  диоксида углерода (CO2), оксида углерода (CO), азота (N2), диоксида серы (SO2), оксида серы (SO), газообразной серы (S2), водорода (H2), аммиака (NH3), хлористого водорода (HCl), фтористого водорода (HF), сероводорода (H2S), метана (CH4), борной кислоты (H3BO3), хлора (Cl), аргона (Ar), преобразованных H2O и СО2. Также присутствуют хлориды щелочных металлов и железа.



Состав газов и их концентрация зависят от температуры и от типа земной коры, поэтому они могут меняться в пределах одного вулкана. При извержении вулканов происходит мощное выделе­ние газовых струй, создающих в атмосфере огромные грибо­видные облака. В поверхностных условиях газы за счет своего расширения при снижении давления насыщают лаву пузырьками, вспенивают ее, образуя пористую лаву (вулканический шлак), которая при застывании дает   пемзу.

Жидкие продукты извержения лавы характеризуются температурами в пределах 600—1200 °С. Химический состав лав зависит от состава исходной магмы. Лавы также бывают двух типов: базальтовые (основные) и гранитные (кислые, риолитовые).

Основные лавы, обедненные кремнеземом, имеют жидкую консистенцию, они подвижны, свободно текут. Вытекающая из кратера жидкая лава стекает по конусу вулкана и заполняет пониженные    участки    поверхности    с    образованием    потоков  и покровов. При застыва­нии лавы на поверхности образуется корочка (рис. 25), под которой происхо­дит дальнейшее движение жидкости. Покровы обычно представлены базальтами и имеют темную окраску, значительную плот­ность.



Сравнительно меньше распространены кислые вязкие, низкотемпературные лавы (андезиты, дациты, риолиты), образующие короткие и мощные потоки. Кислые лавы обогащены кремнеземом. Они сравнительно легкие, вязкие, малоподвижные, содержат большое количество газов, остывают медленно. При выходе на поверхность такая лава быстро остывает, не растекается, и образует купола и конусы. Образующиеся при этом породы окрашены в светлые тона, имеют меньшую, чем основные лавы, плотность.

Твёрдые продукты извержения включают в себя вулканиче­ские бомбы, лапилли, вулканический песок и пепел. В момент извержения они вылетают из кратера вулкана со скоростью 500—600 м/с.

Вулканические бомбы крупные куски затвердевшей лавы размером в поперечнике от нескольких сантиметров до 1 м и более (рис. 26). Они образуются при быстром выделении из магмы содержащихся в ней газов. При этом охлажденный поверхност­ный слой магмы разрушается, давая материал для вулканиче­ских бомб. Внешняя форма вулкани­ческих бомб зависит от состава лавы: кислые лавы дают бомбы неправильных очертаний; основные — округлых и скрученных форм. Скопления вулканических бомб называются  агломератами.



Лапилли (лат.— камешек) — сравнительно мелкие обломки шлака величиной 1,5—3 см. Как и вулканические бомбы, они имеют разнообразные формы.

Вулканический песок состоит из сравнительно мелких частиц лавы (в пределах 0,5 см). Еще более мелкие обломки, размером от 1 мм и менее, образует вулканический пепел. Оседая на склонах вулкана или на неко­тором расстоянии от него, пепел уплотняется и образуются вулканические туфы (рис. 27). Сцементированные лавой твердые про­дукты извержения вулкана различного размера формируют вулканическую брекчию. Совокупность твердых продуктов из­вержения вулканов выделяют в качестве  пирокластических   пород.



Химический и минеральный состав магматических горных пород.

Изучением химического и минерального состава магматических горных пород занимается раздел петрологии, называемый петрохимией.


Химический состав.

Определение вещественного состава магматических горных пород  произво­дится путем установления в них процентного содержания химиче­ских элементов (их окислов) и породообразующих минералов. Химический[1] и минеральный[2] составы пород взаимо­связаны, но связь эта сложная, поэтому невозможно путем пере­счета химического состава горной породы получить ее минераль­ный состав, и наоборот. Это объясняется тем, что магматические горные породы близкого химического состава мо­гут иметь различный минеральный состав, так как последний зави­сит не только от химического состава магмы. Помимо этого, породообразующие минералы имеют довольно сложный состав, и содержат различные рассеянные элементы, установление которых оптическими мето­дами невозможно. Что касается стеклосодержащих вулканиче­ских пород, то их вещественный состав можно определить только химическим путем.

Список элементов, которые можно встре­тить в том или ином количестве в магматических породах, до­вольно обширен, в них  содержатся практически все химические элементы. Главными являются: кислород, кремний, алюминий, железо, каль­ций, магний, натрий, калий, титан и водород, но самый распро­страненный из них — кислород — составляет в среднем поло­вину веса магматических пород. Химический состав горных пород  выражают окислами соответствующих химических элементов: SiO2, Al2O3, Fe2O3, FeO, MgO, CaO, Na2O и K2O.

Химический состав пород не соответствует химическому составу магмы, из которой они образовались, т. к. многие составные части магмы (вода, углекислота, соединения Cl, F и другие летучие соединения) при застывании выделяются из нее.

Разнообразие горных пород объясняется процессами дифференциации магмы. Дифференциация (разделение) магмы - это совокупность различных физико-химических процессов, которые происходят на значительных глубинах и ведут к тому, что разные части единого магматического резервуара обогащаются различными компонентами. Различают магматическую и кристаллизационную дифференциацию.

Магматическая дифференциация (ликвация) представляет собой процесс  разделения силикатного расплава на две несмешивающиеся жидкости: тяжелую (обогащенную оксидами или сульфидами железа) и легкую (обогащенную летучими и солями). При охлаждении обоих расплавов они дают различные по составу породы. Это приводит к образованию ликвационных месторождений никеля и меди, важных в промышленном отношении.

Кристаллизационная дифференциация происходит благодаря процессам кристаллизации минералов и обусловлена перераспределением различных компонентов в магме.

Кристаллизация магмы сопровождается накоплением в расплаве кремнезема, щелочей и воды. Большую роль при образовании пород играют процессы ассимиляции[3], особенно в приконтактовых частях крупных магматических тел.

Магматические породы, как уже отмечалось,  исключительно разнообразны по химическому и минеральному составу, однако во всех присутствует кислород и кремний[4].

В основу классификаций магматических горных пород положен их химический состав.   За  основу  большинства  классификаций принято содержание окиси кремния (SiO2), которое и служит критерием для подразделения пород на группы. Для этого определяют валовой состав породы,  т.е.  процентное содержание всех элементов, входящих  в  состав  породы, выраженных в виде оксидов. Сумма всех элементов в виде  оксидов составляет 100%. Содержание SiО2 является диагностическим  критерием для классификации породы.

Если расположить все магматические породы по мере возрастания содержания в них кремнезёма, то получится практически непрерывный ряд. На одном конце его окажутся очень бедные кремнеземом (>45%) и в то же время богатые  магнием и железом, на другом — породы, богатые (<65%), но с малым содержанием магния и железа.

Процентное содержание  окиси  кремния в породе служит определенным  критерием ее кислотности, в связи с чем термином «кислая порода», стали обозначать породы,  богатые SiO2, а «основная порода» - бедные кремнеземом, но обогащенные  СаО, МgО, FеО. В таблице 1 приведено подразделение магматических пород по их кислотности. По мере увеличения кислотности пород содержания окислов железа и магния закономерно убывают.

Таблица 1

Группа пород

Содержание SiO2

Название пород

Ультраосновные

SiO2   < 45%

Дунит, перидотит, пироксенит

Основные

SiO2   45—52%

Габбро, лабрадорит, базальт, диабаз

Средние

SiO2    52—65%

Сиенит, диорит, трахит, андезит, полевошпатовый порфир, порфирит

Кислые

SiO2    65—70%

Гранит, липарит, кварцевый порфир

Ультракислые

SiO2     > 75%

Пегматит

 

В обозначенных группах изменяется состав минералов. Ультраосновные породы сложены только оливинами и пироксенами; в основных к ним присоединяется кальциевый плагиоклаз[5]. К средним породам относятся главным образом полевошпатовые породы с небольшой примесью железо-магнезиальных 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.

 


 



[1] Химический состав – это относительное количество содержащихся в породе элементов, обычно выраженное в виде весового процентного содержания окислов этих элементов.

[2] Минеральный состав -  это процентное содержание (объемное или весовое) слагающих породу минералов, химический состав которых известен. Минеральный состав дает возможность судить о характере соеди­нений, образуемых химическими элементами.

[3] Ассимиляция - это захват и переплавление пород, в которые внедряется магма и которые приводят к изменению ее состава.

[4] Магматические горные породы, не содержащие силикаты (например, карбонатиты), очень редки.

[5] Плагиоклазы представляют собой непрерывный ряд изоморфных смесей двух составных частей: альбита Ab – Na[Al2Si3O8] и анортита An - Ca[Al2Si2O8].

 

Содержание, %

Ab – Na[Al2Si3O8]

An - Ca[Al2Si2O8]

 

Альбит

100-90

0-10

Кислые плагиоклазы (натриевые)

Олигоклаз

90-70

10-30

Андезин

70-50

30-50

Средние плагиоклазы

(натриево-кальциевые)

Лабрадор

50-30

50-70

Основные плагиоклазы (кальциевые)

Битовнит

30-10

70-90

Анортит

10-0

90-100

 


Минеральный состав.

Минеральный  состав магматических горных пород также разнообразен: полевые шпаты, кварц, амфиболы, пироксены, слюды, в меньшей степени – оливин, нефелин, лейцит, магнетит, апатит и другие минералы.

К породообразующим минералам[1] магматических горных пород, на долю которых приходится около 99% их общего состава  относятся: кварц, калиевые полевые шпаты, плагиоклазы, лейцит, нефелин, пироксены, амфиболы, слюды, оливин и др. Среди акцессорных минералов следует указать: циркон, апатит, рутил, монацит, ильменит, хромит, титанит, ортит и другие; иногда присутствуют и рудные минералы (магнетит, хромит, пирит, пирротин и др.). Выделяют также элементы-примеси, которые присутствуют в породах в очень малых количествах (сотые доли процента): литий, бериллий, бор, олово, медь, хром, никель, хлор, фтор и др.

По происхождению минералы магматических пород делятся на первичные, образованные в результате кристаллизации самой магмы и вторичные, образовавшиеся в результате дальнейшего их преобразования, за счет процессов вторичного минерало-образования: серицитизация, каолинизация, хлоритизация, серпентинизация и т. д. Под действием этих процессов происходят различные химические реакции, в частности, плагиоклазы преобразуются в  серицит, цеолит; пироксены и амфиболы переходят в  хлорит, эпидот.

Большое классификационное значение  имеет также состав темноцветных минералов. Так, оливин — минерал, недонасыщенный кремнекислотой, встречается главным образом в ультраосновных породах. В средних по­родах обычно присутствует роговая обманка, а в кислых — биотит. Щелочные породы характеризуются присутствием  амфиболов.

Не менее важную роль при классификации магматических играют содержание и состав салических минералов, особенно полевых шпатов. Так, состав плагиоклазов отвечает оп­ределенной по кислотности группе пород: ультраосновные породы не содержат плагиоклазов в числе главных мине­ралов,  основные породы  содержат основные (богатые кальцием) плагиоклазы, средние породы содержат средние (натриево-кальциевые) плагиоклазы, а для кислых пород характерны кислые (кальциевые) плагиоклазы. Кварц является типичным минералом кислых пород, хотя он может присутствовать и в средних и основных породах. Он образуется тогда, когда содержание SiO2 в магме превышает то, которое должно вступить в соединение с металлами для образования силикатов. В то же время,  Так, кварц не встречается (за редким исклю­чением) в магматических породах совместно с оливином, не встречаются в одной породе кварц и нефелин.

Присутствие оливина в породе служит признаком того, что порода недонасыщена кремнеземом. Это минерал  выделяется только из магм, в которых содержание этого окисла недостаточно для образования пироксена. В противном случае оливин не образуется, так как при достаточном количестве в расплаве кремнезёма оливин превращается  в энтатит:

 

Mg2SiO4

+

SiO2

=

Mg2Si2O6

Форстерит

(ненасыщенный минерал)

 

 

 

Энстатит

(насыщенный минерал)

 

Аналогичным путем образуется нефелин, который присутствует лишь в щелочных породах, недосыщенных кремнезёмом. В случае насыщенности магмы кремнезёмом вместо нефелина образуется альбит:

 

NaAlSiO4

+

2SiO2

=

NaAlSi3O8

Нефелин

(ненасыщенный минерал)

 

 

 

Альбит

(насыщенный минерал)

 

Однако не следует смешивать два понятия: содержание в породе SiO2 и насыщенность ее состава этим окислом. Последняя зави­сит как от процентного содержания кремнезема, так и от того, какие основания и в каком относительном количестве cодержатcя в породе. Действительно,  ультраосновные породы недосыщены кремнеземом (на это указывает присутствие оливина), а кислые пересыщены этим окислом (это видно из присутствия кварца), однако достаточно бедные кремнеземом основные породы далеко не всегда им недосыщены. Насыщенные кремнезе­мом (следовательно, не содержащие оливин и нефелин) разно­сти часто встречаются среди основных и типичны для средних пород.

Следует отметить, что общие особенности вещественного состава заметны уже при макроскопическом знакомстве с по­родой. Вместе с тем иногда недостаточность макроскопического ме­тода очевидна, так как, пользуясь им исследователь не может дать точного определения названия горной породы, поскольку неизвестен состав слагающих ее плагиоклазов и особенностей состава темноцветных минералов.



[1] Породообразующие минералы содержатся в породах в количестве более 5 %; акцессорные – в количестве менее 5 %


Цвет магматических горных пород.

Цвет магматических пород зависит от их минерального и химического состава, т.е. от содержания в них темно- и светлоокрашенных минералов.

Светлоокрашенные породы, как правило, не содержат цветных минералов, или же они присутствуют в них в очень небольшом количестве. Такие породы называются   лейкократовыми (рис. 28). Темноокрашенные породы же, состоящие из темноокрашенных минералов, называются    меланократовыми (рис. 29).

Если некоторые минералы в породы образуют изолированные скопления – шлиры или полосы, то окраска будет пятнистой, полосчатой и т.д.

Чем более темная порода, тем больше в ней содержится темноокрашенных минералов, и тем больше  цветное число, под которым понимают количество (объёмную долю, %) темноцветных минералов в породе. Цветное число отражает кислотность породы: ультраосновные породы – 95-100%, основные – около 50%, средние – порядка 30%, кислые – 10%. Это находит отражение в окраске пород. В неизменённых разностях ультраосновные породы  имеют чёрный цвет, основные – тёмно-серый, средние – серый, кислые – светло-серый, светло-розовый до белого.

Однако в природе нередко встречаются отклонения от указанных средних содержаний. Так, кислая порода может содержать цветных минералов значительно больше, чем их указанное среднее количество, а основная, наоборот, оказаться значительно светлее нормального типа.



Если некоторые минералы в породы образуют изолированные скопления – шлиры или полосы, то окраска будет пятнистой, полосчатой и т.д.

Чем более темная порода, тем больше в ней содержится темноокрашенных минералов, и тем больше  цветное число, под которым понимают количество (объёмную долю, %) темноцветных минералов в породе. Цветное число отражает кислотность породы: ультраосновные породы – 95-100%, основные – около 50%, средние – порядка 30%, кислые – 10%. Это находит отражение в окраске пород. В неизменённых разностях ультраосновные породы  имеют чёрный цвет, основные – тёмно-серый, средние – серый, кислые – светло-серый, светло-розовый до белого.

Однако в природе нередко встречаются отклонения от указанных средних содержаний. Так, кислая порода может содержать цветных минералов значительно больше, чем их указанное среднее количество, а основная, наоборот, оказаться значительно светлее нормального типа.


Структура магматических пород.

Под   структурой (лат. structura - строение, расположение, порядок),   подразумеваются те особенности строения горной породы, которые обусловливаются размером, формой и взаимными отношениями составных частей (кристаллов и вулканического стекла, там где оно имеется).

Структурные признаки магматических пород зависят от степени их кристалличности и связаны с условиями кристаллизации магмы.

Различают полнокристаллическую, неполнокристаллическую и  стекловатую  структуры   магматических   горных пород (табл.2).

Полнокристаллическая (зернистая) – порода сложена исключительно кристаллами различных минералов и не содержит вулканического стекла.

По относительной величине кристаллов полнокристаллическая структура бывает равномернозернистой и неравномернозернистой (рис. 30, 31).

Таблица 2

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 (скрыто-кристал-лическая)

менее 1 мм

Неравномерно-зернистая

Порфировидная

Гипабиссальные (полуглубинные)

Пегматитовая

Неполнокристаллическая 

Эффузивные, главным образом палеотипные

Стекловатая

Эффузивные

 

В случае равномернозернистой структуры кристаллы, входящие в состав породы, имеют примерно одинаковые размеры (см. рис. 30). В зависимости от размеров кристаллов она может быть крупнозернистой (размеры кристаллов более 5 мм), среднезернистой (5-3 мм) и мелкозернистой (менее 3 мм). Такая структура свойственна глубинным (абиссальным) породам.

Неравномернозернистая структура характеризуется неравномерным    расположением    минеральных    масс   в породе. Различают    порфировидную  и  пегматитовую структуры.

Порфировидная характерна для пород, состоящих целиком   из   кристаллов двух различных размеров, когда крупные кристаллы располагаются среди основной массы кристаллов    незначительных    размеров (см. рис. 31).

 



Пегматитовая (графитовая)  структура характерна для пород, когда зерна одного минерала правильно ориентированы в теле кристалла другого    минерала, при этом кристаллы обоих минералов взаимно    прорастают    друг  в   друга (рис. 32). Эти   структуры  присущи субвулканическим и жильным (полуглубинным, гипабиссальным) породам.

Неполнокристаллическая (порфировая) структура присуща породам,   состоящим из кристаллов  и вулканического стекла в различных количественных соотношениях, когда среди основной стекловатой или скрытокристаллической массы выделяется значительное количество хорошо выраженных кристаллов  отдельных  минералов.  Такой  структурой  обладают эффузивные палеотипные  и   жильные породы (рис. 33).

Стекловатая структура  характерна для пород с аморфной, некристаллической массой. Породы такой структуры  представляют собой плотную или пузырчатую массу стекловатого строения (вулканическое стекло). Они отличаются стеклянным блеском и раковистым изломом.  Характерна для эффузивных пород (рис. 34).

 

 



Текстура магматических горных пород.

Текстура (лат. textura - ткань, строение, сплетение), определя­ется пространственным расположением минеральных зёрен, степенью сплошности породы.

Различают несколько типов текстур: массивная, полосчатая, пятнистая, пузыристая,  флюидальная,  миндалевидная и др.

Массивная   (однородная) текстура характеризуется тем, что в любой части породы зёрна минералов распределены равномерно, без какой-либо ориентировки. Эта текстура указывает на то, что условия кристаллизации во всех участках горной породы были одинаковыми (см. рис.30).

Полосчатая текстура сложена чередующимися полосами различного состава или иногда разной структуры (рис. 35). В интрузивных породах полосчатая текстура возникает как результат течения магмы.



Пятнистая   текстура обусловлена пятнистым  распределением различных минеральных масс в породе (рис. 36).

Пузыристая         (пористая,  шлаковая) текстура возникает в лавах благодаря удалению газа, скапливающегося первоначально в виде пузырьков. Эти пустоты имеют шарообразную или эллипсоидальную форму.    При  большом   количестве этих пустот   образуется  пемзовая   текстура (рис. 37). В этом случае объём пустот превышает объём материала породы.



Флюидальная (текучая) текстура образуется в результате течения застывающей лавы, когда минералы в породы ориентируются по направлению движения лавового потока (рис. 38). Присуща многим эффузивным породам.

Миндалевидная  (миндалекаменная) текстура возникает при заполнении пустот вторичными минералами. Миндалины обычно заполнены хлоритом, эпидотом, кальцитом, кварцем и другими вторичными минералами (рис. 39).



Формирование текстуры и структуры магматических пород обусловлено  физическими условиями затвердевания магматического расплава и зави­сит от температуры; скорости затвердевания, глубины формирования, способствующей сохранению в магме минерализаторов. Так, например, гранит, кристаллизующийся из кислой магмы, богатой минерализаторами, на глубине обладает полнокристаллической структурой, в то время как  липарит, образующийся из магмы того же состава в поверхностных  условиях, состоит почти нацело из вулканического стекла.  Это объясняется тем,  что  кислая магма  при излиянии теряет   свои  минерализаторы   и   становится   очень вязкой. В то же время, структуры пород различного состава при прочих равных условиях неодинаковы, что объясняется в первую очередь различной способностью магм основного и  кислого состава к раскристаллизации. Так, например, базальты, затвердевая в тех же условиях, что и липариты, часто обладают полнокристаллическими структурами, т. е. не содержат вулканического стекла,  характерного для липаритов. Таким образом, структуры зависят также от химического состава магматических пород.


Отдельность.

В крупных  магматических телах, остывающих на глубине, характерно появление трещин, параллельных, перпендикулярных и диагональных контакту с вмещающими породами. По этим трещинам горная порода расчленяется на отдельности.

Отдельность - характерные формы блоков, глыб и обломков, на которые делятся горные породы при естественном и искусственном раскалывании. Форма её обусловлена ориентировкой и частотой ограничивающих её трещин отдельности; размеры различны (от сантиметров до метров в поперечнике). Образование трещин отдельности при охлаждении происходит с такой силой, что иногда крупные зерна минералов, входящих в состав горной породы, разрываются этими трещинами на части.

В магматических породах развиты призматическая (столбчатая), шаровая,  плитчатая, матрацевидная отдельности, возникающие при охлаждении и сжатии лав и интрузивных тел.

Призматическая  (столбчатая) отдельность.  В пластообразных интрузивных телах или потоках лав благодаря более интенсивному сокращению в плоскости потока образуются трещины, перпендикулярные к нему, которые разбивают поток на отдельные столбы или призмы. Наиболее типична для потоков базальтов (рис. 40).



Шаровая  (сфероидальная) отдельность – возникает в условиях подводного излияния преимущественно основных лав. В этом случае  вокруг многочисленных центров кристаллизации магмы развиваются концентрически расположенные трещины, разделяющие породу на шары. Диаметр шаровых отдельностей от нескольких сантиметров до нескольких метров (рис. 41).



Ромбическая отдельность  -  куски,   близкие   к  ромбоэдрам (рис. 42).



Плитчатая отдельность - отдельные тонкие плитки у тонкослоистых пород (рис. 43).

Подушечная - части пластов и обломки имеют неправильно-сфероидальную, иногда искривленную сфероидальную форму.

Матрацевидная отдельность  - большие продолговатые пласты с закругленными краями (характерна для массивно-кристаллических горных пород) (рис. 44).



Параллелепипедальная  отдельность – образуются обломки, близкие к параллелепипеду.

Плитообразная - образуются крупные более или менее ровные плиты.

Пластовая отдельность – связана с магматической тектоникой и с процессами разрыва при охлаждении породы, благодаря чему порода  разделяется как бы на пласты. Присуща кислым породам (гранитам).

 


Удельный вес (плотность) магматических пород.

  Удельный    вес[1]. Существенное значение при классификации магматических пород имеет определение их удельного веса.

Так как твёрдая составляющая горных пород обычно включает минералы, различные по удельному весу, то удельный вес породы определяется величиной средневзвешенного удельного веса составляющих её минералов и рассчитывается по формуле:

 

 

 

i=n

 

 

 

 

 

 

 

 

 

DT

=

Σ

DiVi

=

DT1V1

+

DT2V2

+

+

DTnVn

 

 

i=1

 

 

 

 

 

 

 

 

 

где n – число минералов, составляющих породу; DТ1, DТ2, …,  DTn  и V1, V2, …, Vn – удельные веса и объёмы, занимаемые отдельными минералами в единице объёма породы.

Удельный вес магматических горных пород изменяется в широких пределах (от 2,4 до 3,35 г/см3). Он возрастает от кислых к основным и ультраосновным породам, что объясняется увеличением в этом направлении содержания железисто-магнезиальных минералов (оливин, пироксены, роговые обманки, биотит, мусковит и др.) со значительной плотностью (от 3,1-3,5 г/см3). Ультраосновные (перидотит) имеют удельный вес от 3,1 до 3,25; основные (габбро) – от 2,9 до 3,1; средние (диорит) – от 2,7 до 2,9; кислые кристаллические породы  - от 2,5 до 2,7. Среди эффузивных пород основные (базальт) имеют удельный вес от 2,7 до 2,8; средние – от 2,5 до 2,6; кислые (обсидиан) – от 2,3 до 2,4.

Исключением является сиенит, удельный вес которого ниже, чем у гранита, что объясняется повышенным содержанием в нём нефелина и пониженным  содержанием железисто-магнезиальных минералов.

Можно отметить также некоторую зависимость удельного веса пород от её структуры. Например, при одинаковом минеральном составе удельный вес  пород с кристаллической структурой выше, чем  пород со стекловатой структурой.

 


 



[1] Удельный вес, отношение веса тела Р к его объёму V, то есть величина g = P/V. Удельный вес. может быть определён также по формуле (g=rg, где r - плотность вещества, g - ускорение свободного падения. В отличие от плотности удельный вес не является физико-химической характеристикой вещества, так как зависит от значения g в месте измерений. Внесистемной единицей измерения удельного веса является г/см3. В геологической литературе удельные веса иногда оцениваются безразмерными единицами – отношением веса породы к весу воды, занимающей тот же объём.


ОПИСАНИЕ ОСНОВНЫХ МАГМАТИЧЕСКИХ ПОРОД.
Интрузивные породы.

Гранит (лат. granum – зерно) (рис. 45 - 48).

Кислотность. SiO2  65-75 % - кислая порода.

Химический состав. Кварц, калиевые полевые шпаты, кислые плагиоклазы, примеси слюды, реже роговой обманки, авгита. Иногда встречается эпидот, турмалин и гранаты.

Цвет. Розовый, красноватый, светло-серый, желтоватый  и др.

Структура. Полнокристаллическая, равномерно кристаллическая, средне- и крупнозернистая.

Текстура. Массивная

Удельный вес. 2,7

Форма залегания. Залегают чаще всего в форме батолитов, штоков,  реже образуют, дайки, лакколиты и жилы.

Отдельность. Характерна пластовая матрацевидная, столбчатая и параллелепипедная отдельности.

Генезис. Интрузивная (плутоническая) порода.

Месторождения. Карелия, Украина, Кавказ, Урал, Средняя Азия, Сибирь, Финляндия и др.

Практическое значение. Используется для внешней облицовки зданий и сооружений, а также для скульптурных работ. С гранитными телами связаны месторождения различных ценных металлов (олова, вольфрама, молибдена, свинца, цинка и др.).

Разновидности. Рапакиви   (фин. – гнилой камень) – крупнозернистые биотитороговообманковые граниты с крупными кристаллами ортоклаза. Гранит–порфир – когда на фоне основной мелкозернистой массы гранита выделяются отдельные крупные кристаллы полевых шпатов. Чарнокит – гиперстеновый гранит, часто встречается среди гранитов докембрийского возраста. Аляскиты – характерно высокое содержание калиевых полевых шпатов, превышающее содержание плагиоклаза; практически отсутствуют темноцветные минералы, а если и встречается биотит, содержание его всегда ниже 5%; кварц составляет 35-40% объёма породы. Гранодиориты – отличаются от гранитов тем, что плагиоклаз представлен не олигоклазом, а андезином, который всегда преобладает над калиевым полевым шпатом; кварц составляет порядка 20%; из темноцветных минералов наряду с биотитом присутствует роговая обманка. Тоналиты – отличаются от гранодиоритов тем, что калиевый полевой шпат в них либо отсутствует, либо является второстепенным минералом. В их составе присутствует андезин, роговая обманка,   реже  биотит    и кварц, составляющий 25-30% объёма пород. Плагиограниты – в отличие от гранита практически не содержат калиевые полевые шпаты; в их состав входит кислый плагиоклаз, кварц, роговая обманка.

Диагностика. В отличие от схожего сиенита содержит кварц.


Сиенит (от Syene - Сиена, греческое название древнеегипетского города Сун, ныне Асуан) (рис. 49, 50).

Кислотность. SiO2  52-65 % - средняя порода.

Химический состав. Калиевый полевой шпат, плагиоклаз, с примесью цветных минералов: роговой обманки, биотита, пироксена, изредка оливина. В отличие от гранита практически не содержит кварца (менее 5%). В зависимости от содержания цветных минералов сиениты называют роговообманковыми, слюдяными, кварцевыми и др. В химическом отношении сиениты характеризуются содержанием кремнезёма от 55 до 65%, а по содержанию щелочей разделяются на нормальные и щелочные. В нормальных сиенитах плагиоклазы представлены олигоклазом и андезином; в щелочных -  присутствуют калиевые полевые шпаты, реже - альбит.

Цвет. Светлоокрашенные породы, сероватые и розоватые, в зависимости от цвета калиевого полевого шпата и содержания темноцветных минералов.

Структура. Полнокристаллическая, равномерно кристаллическая, иногда порфировидная,  мелко- и среднезернистая.

Текстура. Массивная.

Удельный вес. 2,6

Форма залегания. Дайки, штоки.

Отдельность. Пластовая или параллелепипедальная.

Генезис. Интрузивная (плутоническая) порода.

Месторождения. Украина (Волынская область), Урал, Казахстан, Кавказ, Средняя Азия, США, Канада, Германия, Норвегия и др.

Практическое значение. Строительный материал.

Разновидности. При содержании кварца более 5% порода называется    кварцевым  сиенитом. Сиениты, содержащие щелочные   пироксены   и   амфиболы,   выделяются   как   щелочные  сиениты,   а   фельдшпатоиды  -  как  фельдшпатоидные  сиениты.

 Диагностика. В отличие от гранита «не блестит», так как практически не содержит кварца.



Диорит (франц. diorite, греч. diorízo - разграничиваю, различаю) (рис. 51-55).

Кислотность. SiO2  52-65 % -  средняя порода.

Химический состав. Плагиоклаз (андезин или олигоклаз), роговая обманка, реже авгит и биотит, иногда присутствует кварц. Второстепенные минералы представлены титанитом, апатитом и магнетитом

Цвет. Обычно тёмно-зеленый или  коричнево-зеленый.

Структура. Полнокристаллическая, равномерно кристаллическая, среднезернистая.

Текстура. Массивная.

Удельный вес. 2,7-2,9

Форма залегания. Штоки, жилы, лакколиты и др. интрузивные массивы.

Отдельность. Пластовая, параллелепипедальная.

Генезис. Интрузивная порода.

Месторождения. Северная Америка (Кордильеры). Распространен в Великобритании, Центральной Азии (Казахстан), России (Урал) и других районах мира.

Практическое значение. Служит строительным материалом, используется для облицовки зданий, изготовления ваз, столешниц, постаментов и т.д. В Древнем Египте и древней Месопотамии использовался и как скульптурный материал (см. рис. 53). В связи с диоритами часто развиваются золотоносные кварцевые жилы.

Разновидности. Различают разновидности: кварцевые, бескварцевые, роговообманковые, авгитовые и биотитовые.

Диагностика. Окраска диорита боле светлая, чем у габбро, иногда имеют совершенно лейкократовый облик.

 



Габбро (итал. gabbro) (рис. 56 - 59).

Кислотность. SiO2  45-52 % - основная порода.

Химический состав. Плагиоклаз, моноклинный пироксен, а качестве акцессорных присутствуют апатит, ильменит, магнетит, иногда хромит.

Цвет. Чёрная, тёмно-зелёная, иногда пятнистая порода.

Структура. Полнокристаллическая, равномерно кристаллическая, крупно- и среднезернистая.

Текстура. Массивная, иногда пятнистая, полосчатая.

Удельный вес. 2,9-3,1

Форма залегания. Крупные лакколиты, лополиты, дайки и штоки.

Отдельность. Пластовая, параллелепипедальная.

Генезис. Интрузивная порода.

Месторождения. Распространены в различных районах Великобритании, в Северной Америке (в горах Адирондак) и вдоль побережья п-ова Лабрадор (Канада), в ЮАР, Франции, Шотландии  (Великобритания) и др.; крупные массивы габбро известны на Урале, Украине, Кольском полуострове, в Закавказье и др.

Практическое значение. Габбро иногда содержат скопления рудных минералов и в этих случаях могут использоваться как руды меди, никеля и титана. Часто применяются в качестве строительного и облицовочного камня высокой прочности, для наружной и внутренней облицовки, преимущественно в виде полированных плит и для приготовления щебня и дорожного камня.

Разновидности. Анортозиты – лишены темноцветных минералов, нориты – состоят из плагиоклаза и ромбических пироксенов, троктолиты -  состоят из плагиоклаза и оливина. Если в габбро вместе с пироксеном присутствует оливин, порода носит название оливиновые  габбро. Богатые плагиоклазом (85-90%) габбро выделяются под названием плагиоклазитов. Из них известны лабрадориты, плагиоклазы которых обладают часто красивой голубоватой или зеленоватой игрой цветов.

Диагностика. Более темная порода по сравнению с диоритом.



Лабрадорит  (назван по месту первой находки – на п-ове Лабрадор в Северной Америке) (рис. 60 - 64).

Кислотность. SiO2  45-52 % - основная порода.

Химический состав. Состоит преимущественно из плагиоклаза — лабрадора с незначительной примесью (не более 5—7%) пироксенов и рудных минералов.

Цвет. Обычно серый, коричневатый или почти черный. Но встречаются и светлые разновидности.

Структура. Полнокристаллическая, равномерно кристаллическая, крупнозернистая.

Текстура. Массивная.

Удельный вес. 2,7

Форма залегания. Лакколиты, лополиты, дайки,  штоки.

Отдельность. Пластовая, параллелепипедальная.

Генезис. Интрузивная порода.

Месторождения. Один из наиболее распространенных минералов группы плагиоклазов, встречается в изверженных породах основного состава (анортозитах, габбро и др.). Распространен в горах Адирондак (США, шт. Нью-Йорк) и Уичито (США, шт. Оклахома). Крупные массивы лабрадорита имеются  в Канаде (п-ов Лабрадор), Финляндии, на Украине.

Практическое значение. Применяется как высококачественный облицовочный камень в основном в монументальной архитектуре, хотя некоторые образцы с яркой голубой и зеленой иризацией используются как декоративно-поделочные камни. Им облицованы многие станции Московского метрополитена и здания города (часть цоколя гостиницы "Москва", отделка Мавзолея и аллеи городов-героев в Александровском саду и др.). Чаще всего это лабрадориты Головинского и Турчинского месторождений Украины.

Разновидности. Является разновидностью габбро.

Диагностика. Синий отлив на гранях слагающих кристаллов.



Дунит (назван по имени горы Дун (Dun) в Новой Зеландии) (рис. 65, 66).

Кислотность. SiO2  <45 % - ультраосновная  порода.

Химический состав. Почти мономинеральная  оливиновая порода. В виде второстепенных примесей  встречается хромит или магнетит, иногда платина. Случайные минералы – гранат, корунд. Почти всегда присутствует серпентин.

Цвет. Чёрный, тёмно- или светло-зелёный.

Структура. Полнокристаллическая, равномерно кристаллическая, среднезернистая.

Текстура. Массивная.

Удельный вес. 3,1-3,25

Форма залегания. Штоки.

Отдельность. Пластовая, параллелепипедальная.

Генезис. Интрузивная порода.

Месторождения. Урал, Кавказ, Англия, Южная Африка и др.

Практическое значение. Иногда содержат хромит и платину в промышленных масштабах.

Разновидности.  Хромитовые  дуниты – богатые хромитом дуниты.  Сидеронитовый  дунит  - дунит с магнетитом.

Диагностика. Тёмно-зелёная окраска, связанная с большим количеством оливина.



Перидотит (от франц. péridot - перидот, или оливин) (рис. 67).

Кислотность. SiO2  <45 % - ультраосновная  порода.

Химический состав. Состоит главным образом из оливина (70-30%) и пироксенов (30-70%), иногда с роговой обманкой. В виде второстепенных минералов встречаются: магнетит, ильменит, пирротин, хромит, шпинель, гранат и др.; иногда перидотиты содержат платину и некоторые никелевые минералы.

Цвет. Порода тёмной окраски, чаще всего зелёного или зеленовато-серого цвета.

Структура. Полнокристаллическая, равномерно кристаллическая.

Текстура. Массивная, часто афанитовая (плотная).

Удельный вес. 3,2

Форма залегания. Штоки.

Отдельность. Пластовая, параллелепидальная.

Генезис. Интрузивная порода.

Месторождения. Северная Шотландия и др.

Практическое значение. Перидотит в  ассоциации с другими ультраосновными и основными горными породами образуют пояса и зоны значительной протяжённости, к которым приурочены месторождения хромита, платиновых и силикатных никелевых руд, хризотил-асбеста, талька и др. полезных ископаемых.

Разновидности. Перидотит   с   ромбическим   пироксеном называется   гарцбургитом   (саксонитом), с моноклинным – верлитом;     с   моноклинным   и   ромбическим  одновременно – вебстеритом   (лерцолитом).

Диагностика. Темно-зеленая окраска.



Пироксенит (от франц. péridot - перидот, или оливин) (рис. 68, 69).

Кислотность. SiO2  <45 % - ультраосновная  порода.

Химический состав. Пироксен, роговая обманка, из акцессорных минералов присутствует  оливин, биотит, магнетит, ильменит, иногда хромит.

Цвет. Тёмные, зеленовато-серые, иногда  с буроватым оттенком, черные.

Структура. Полнокристаллическая, равномерно кристаллическая, средне- и крупнозернистая.

Текстура. Массивная, часто афанитовая (плотная), иногда порфировидная.

Удельный вес. 3,1-3,25

Форма залегания.  Небольшие массивы.

Отдельность. Пластовая, параллелепипедальная.

Генезис. Интрузивная порода.

Месторождения.  Шотландия.     

Практическое значение. К пироксенитам приурочены месторождения  сульфидных руд, никеля.

Разновидности. Косьвиты – пироксениты, состоящие из моноклинного пироксена со значительной примесью магнетита.

Диагностика. По сравнению с перидотитами и дунитами более тёмно окрашены (почти чёрные), имеют  более крупнокристаллическое строение.



Эффузивные породы.
Кайнотипные (неизменённые).

Липарит (итал. Lipari - Липарские острова, где он впервые был обнаружен) (рис. 70).

Кислотность. SiO2  65-75 % - кислая порода.

Химический состав. Вулканическое стекло, полевые шпаты. Кварц встречается и реже и практически незаметен. Из темноцветных минералов встречаются блестящие листочки биотита, реже удлинённые или игольчатые кристаллы роговой обманки. Тонкозернистый аналог гранита.

Цвет. Светлые, почти белые.

Структура. Порфировая или стекловатая.

Текстура. Стекловатая или порфировая.

Удельный вес. 2,3 – 2,4

Форма залегания. Встречается в виде лавовых потоков, вулканических куполов, пепловых накоплений.

Отдельность.

Генезис. Эффузивный аналог гранита. Кайнотипные (неизменённые).

Месторождения. Распространены во всех вулканических областях мира.

Практическое значение. Используется для покрытия дорог и для строительных целей.

Разновидности. Риолиты (греч. rhýax - поток, лава и líthos – камень), кайнотипная эффузивная горная порода, богатая кремнезёмом (68-77%);    обладает порфировой структурой, содержит вкрапленники кварца, калиевого полевого шпата, плагиоклаза, реже биотита или пироксена, погруженные в стекловатую основную массу обычно флюидальной текстуры (рис. 71). Обсидиан – стекловатая (почти без вкрапленников)   разность липарита (рис. 72). Они часто темного, бурого, коричневого и черного цвета. Перлиты – скорлуповатые разности обсидианов.   Пемзы – светлые,   очень пористые, легкие    кислые   излившиеся породы (рис. 73). Пемзы       продукт   подводных    излияний.    Пехштейны – чёрные, красные, бурые, зеленоватые, иногда желтоватые, реже белые вулканические стёкла со смоляным блеском.

Диагностика. Неровный, шероховатый излом.

Трахит (греч. trachys шероховатый, неровный) (рис. 74, 75).

Кислотность. SiO2  52-65 % - средняя порода.

Химический состав. Главным компонентом является калиевый полевой шпат, преобладающий над кислым плагиоклазом; из темноцветных минералов присутствуют в небольшом количестве биотит, а также амфибол и пироксен. Вкрапленники представлены стекловидным санидином, менее кислым плагиоклазом, из темноцветных — биотитом и амфиболом.

Цвет.  Серовато-белый, серый, розоватый,  желтоватый или коричневатый.

Структура. Порфировая,  скрытокристаллическая.

Текстура. Полосчатая, пористая, флюидальная

Удельный вес. 2,5

Форма залегания. Потоки, купола, щитовидные вулканы, небольшие гипабиссальные интрузии и дайки.

Отдельность. Столбчатая.

Генезис. Эффузивный аналог сиенита. Неизменённая (кайнотипная) порода.

Месторождения. Белоруссия, Чехия, Франция, Северная Италия, Армения, Кавказ и др.

Практическое значение. Красиво окрашенный трахит является декоративным и поделочным камнем.

Разновидности. Породы, переходные между липаритами и трахитами называются   трахилипаритами. Среди горных пород трахитового состава встречаютс также вулканические стёкла, обсидианы и пехштейны.

Диагностика. Макроскопически очень похожи на липариты, но отличаются от них по отсутствию порфировых выделений кварца. Имеют шероховатый излом.



Андезит  (от названия горной системы Анды Andes в Южной Америке) (рис. 76  - 78).

Кислотность. SiO2  52-65 % - средняя порода.

Химический состав. Плагиоклаз, вкрапленники полевых шпатов, роговой обманки, биотита

Цвет.  Тёмно-серый или почти чёрный.

Структура. Неполнокристаллическая (порфировая), мелкозернистая.

Текстура. Плотная или пористая, флюидальная.

Удельный вес. 2,5

Форма залегания. Потоки, купола.

Отдельность. Столбчатая.

Генезис. Эффузивный аналог диорита. Кайнотипная (неизменённая) порода.

Месторождения. Кавказ (Армения), Камчатка, Курильские острова, Украина, Грузия, Камчатка, Кавказ, Средняя Азия, Приморье и др.

Практическое значение. Строительный и кислотоупорный материал.

Разновидности. По составу темноцветных минералов во вкрапленниках различают  авгитовые, гиперстеновые, роговообманковые  и   биотитовые андезиты.

Диагностика. В свежем изломе андезиты менее шероховаты, чем трахиты и обладают занозистой поверхностью.



Базальт  (лат. basaltes, basanites, от греч. basanos - пробный камень; по другой версии, - от эфиоп. basal - железосодержащий камень) (рис. 79 -  82).

Кислотность. SiO2  45-52 % - основная  порода.

Химический состав. Представляет собой смесь плагиоклаза (лабрадор, битовнит), пироксена и железисто-магнезиальных минералов (главным образом авгита). Иногда присутствует оливин в значительном количестве. Базальты часто пористые; поры заполнены халцедоном, агатом, хлоритом, кальцитом и особенно цеолитами.

Цвет.  Чёрный, тёмно-серый.

Структура. Порфировая или афировая.

Текстура. Флюидальная, пузыристая, пористая, миндалекаменная.

Удельный вес. 2,7-2,8

Форма залегания. Покровы, потоки, некки, дайки, силлы, купола, траппы и др.

Отдельность. Пластовая, столбчатая, шаровая, призматическая.

Генезис. Эффузивная, кайнотипная порода.

Месторождения. Западная Шотландия, Исландия, Ирландия, Гренландия, Камчатка, Курилы, Сицилия и др.

Практическое значение. С базальтами связан исландский шпат[1]  – ценное оптическое сырьё, месторождения меди, никеля, платины. Высокая прочность базальта позволяет использовать его  как строительный и облицовочный материал;  в качестве  сырья для каменного (базальтового) литья, в виде щебня – как железнодорожный балласт, в виде щебня и брусчатки – в дорожном строительстве. Базальтовые столбы находят применение в портовых сооружениях.

Разновидности.   Долериты     (греч. «долерос» - обманчивый) – базальты    с    долеритовой   (полнокристаллической)   структурой. Гиалобазальты    разновидности базальтов с большим количеством вулканического стекла  в основной массе. По минеральному и химическому составу среди базальтов различают оливиновые  - обогащены вкрапленниками оливина (до 40% массы пород) и недонасыщенные кремнекислотой  и  толеитовые  (греч. «толос» - ил, грязь) базальты, отличающиеся повышенным содержанием кремнекислоты. Характерной особенностью толеитовых базальтов является наличие кварца и часто щелочного полевого шпата; во вкрапленниках содержат оливины.

Диагностика. Цвет, вещественный состав вкрапленников, шероховатый излом, иногда видны поры.



[1] Исландский шпат - прозрачная разновидность кальцита.



Палеотипные (изменённые).

Кварцевый порфир (порфир - от греч. porphýreos — пурпурный, называется по цвету одной из разновидностей порфира) (рис. 83 -  85).

 Кислотность. SiO2  65-75 % - кислая порода.

Химический состав. Полевошпатово-кварцевая основная масса, частично замещённая вторичными минералами, и порфировыми включениями (в основном кварца, ортоклаза, часто с примесями плагиоклаза, биотита, роговой обманки, авгита).

Цвет. Розово- или красно-серый до тёмно-серого, иногда с зеленоватым оттенком.

Структура. Порфировая.

Текстура. Массивная или флюидальная.

Удельный вес. 2,3 – 2,4

Форма залегания. Потоки, покровы, купола, реже дайки и лакколиты, жилы и небольшие штоки. Иногда выполняют кальдеры или образуют лавовые озёра.

Отдельность. Столбчатая.

Генезис. Эффузивная, палеотипная (изменённая).

Месторождения. Чехословакия, Новая Зеландия, Северная Америка, Япония, Казахстан, Средняя Азия, Алтай и др.

Практическое значение. Строительный материал. Туфы, обсидианы  и пемзы липаритового состава употребляются как гидравлические добавки к цементу.

Разновидности. Фельзиты – без вкрапленников, с афировой структурой. Кварцевые альбитофиры – породы, содержащие исключительно альбит. Встречаются туфы, обсидианы и пемзы липаритового состава.

Диагностика. В отличие от липаритов значительно выветрены, они более плотные, обладают матовым изломом.



Полевошпатовый порфир (порфир - от греч. porphýreos — пурпурный, называется по цвету одной из разновидностей порфира) (рис. 86).

Кислотность. SiO2  52-65 % - средняя порода.

Химический состав. Полевой шпат; стекло не содержится, или содержится в ничтожном количестве; биотит, амфибол, пироксен, каолинит, серицит и др.

Цвет. Тёмный, буроватый, светло-серый.

Структура. Порфировая.

Текстура. Массивная.

Удельный вес. 2,5 – 2,6

Форма залегания. Купола, потоки.

Отдельность. Столбчатая.

Генезис. Эффузивная, палеотипная (изменённая).

Месторождения. Сибирь, Восточная Фергана, Алдан, Кавказ, Урал, Казахстан, Алтай и др.

Практическое значение. Строительный материал.

Разновидности. Ортофиры  -  матовые, желтоватые или красноватые; вкрапленники состоят из мутного ортоклаза; тёмные минералы в значительной степени разрушены.

Диагностика. В отличие от трахитов значительно выветрены.



Порфирит  (порфир - от греч. porphýreos — пурпурный, называется по цвету одной из разновидностей порфира) (рис. 87 – 89).

Кислотность. SiO2  52-65 % - средняя порода.

Химический состав. Плагиоклаз, вкрапленники полевого шпата; биотит, роговая обманка, пироксен; изредка встречаются вкрапленники оливина.

Цвет. В зависимости от степени изменения основной массы бывают серовато-зелёного и темноокрашенные порфириты, обычно тёмно-бурого цвета.

Структура. Порфировая.

Текстура. Массивная.

Удельный вес. 2,5 – 2,6

Форма залегания. Купола, потоки.

Отдельность. Столбчатая, плитчатая.

Генезис. Эффузивная, палеотипная (изменённая).

Месторождения. Сибирь, Восточная Фергана, Алдан, Кавказ, Урал, Казахстан, Алтай и др.

Практическое значение. Строительный материал.

Разновидности. Ортофиры  -  матовые, желтоватые или красноватые; вкрапленники состоят из мутного ортоклаза; тёмные минералы в значительной степени разрушены.

Диагностика. В отличие от трахитов значительно выветрены.



Диабаз  (франц. diabase) (рис. 90 -  93).

Кислотность. SiO2  45-52 % - основная порода.

Химический состав. Плагиоклаз (чаще всего лабрадор), пироксен, оливин. Акцессорные минералы – магнетит, ильменит, апатит, иногда биотит и роговые обманки. Иногда присутствует кварц

Цвет. Тёмно-зелёный, зеленовато-серый

Структура. Скрытокристаллическая, мелко- и среднезернистая

Текстура. Массивная, плотная.

Удельный вес. 2,7

Форма залегания. Жилы, дайки, покровы,  силлы.

Отдельность. Столбчатая, шаровая.

Генезис. Эффузивная, палеотипная (изменённая).

Месторождения. Распространены очень широко. Кавказ, Армения, Карелия, Закавказье, Украина, Урали др.

Практическое значение. Строительный материал.

Разновидности. Спилиты – образуются в результате подводных  морских излияний. Конгадиабаз  (кварцевый диабаз) –   диабаз   с   кварцем.    Долериты  -   диабазы,   в   которых присутствуют   продукты   разрушения. Пикрит–базальты  (океаниты) –   оливиновые   базальты   и   переходные   к   перидотитам   породы.  При наличии вкрапленников диабазы называются  диабазовыми  порфиритами.

Диагностика. Цвет, структура.



Гипабиссальные (жильные) породы.

Пегматит (еврейский камень, письменный гранит) (греч. pégmatos - скрепление, связь) (рис.94 - 98).

Кислотность. SiO2  >75 % - ультракислая порода.

Химический состав. Полевые шпаты, чаще всего калиевые, кварц, слюда. Характерно присутствие берилла, турмалина

Цвет. Розовый, красноватый, светло-серый, желтоватый  и др.

Структура. Полнокристаллическая, крупнозернистая. В пегматитах часто развиваются своеобразные структуры закономерного прорастания полевого шпата правильно ориентированными зернами кварца - пегматитовая (графическая) структура.

Текстура. Массивная.

Удельный вес. 2,5–2,7.

Форма залегания. Жилы, штоки, линзы. Размеры пегматитовых жил сильно варьируют и могут достигать нескольких километров в длину при нескольких метрах по мощности.

Отдельность. Пластовая.

Генезис. Гипабиссальные,  преимущественно жильные породы.

Месторождения. Бразилия (Минас-Жерайс), Норвегия (Гитерё близ Арендаля, Крагерё в Телемарке), Швеция (Иттерби). Карелия и др.

Практическое значение. Пегматиты являются основным источником полевых шпатов для керамической и стекольной промышленности, слюды и пьезокварца - для электротехнической промышленности, а также драгоценных камней. В них содержатся  редкометальные и редкоземельные минералы (сподумен, берилл, колумбит, танталит, лепидолит, касситерит, поллуцита, ураноториевых и др.).

Разновидности. Гранит–пегматиты – связаны с гранитной магмой.

Диагностика. Цвет, структура.



Данные об описанных магматических породах для наглядности сведены в единую таблицу:


Условия образования

Формы залегания

Характерные

Магматические горные породы.

текстура

структура

Кислотность (процентное содержание   SiO2)

Кислые

SiO2 65-75%

 

Средние

SiO2  52- 65%

 

Основные

SiO2  45-52%

Ультраоснов- ные

 SiO2<45%

Эффузивные

Кайнотипные (неизмененные)

Покровы, потоки, купола, обелиски, некки

Плотная, пористая, флюидальная

Стекловатая, афанитовая, порфировая

Липарит (риолит)

 

Трахит

Андезит

Базальт,

долерит

         

Палеотипные (измененные)

Кварцевый порфир

Полевошпатовый порфир

Порфирит

Диабаз

 

Интрузивные

Батолиты, штоки, лакколиты, лополиты, факолиты, дайки, силлы

Массивная

Полнокри-
сталлическая, порфировидная

Гранит

 

Сиенит

 

Диорит

Габбро,

лабрадорит

Дунит,

перидотит,

пироксенит

Вулканические

породы

Пемза, туф, стекло – имеют переменный химический состав

Минеральный состав

(главные породообразующие минералы)

Светлые

Кварц

 

Средние плагиоклазы

Основные плагиоклазы

Отсутствуют

Калиевый полевой шпат, кислый плагиоклаз

Кислый плагиоклаз, калиевый полевой шпат

Цветные

Биотит, роговая обманка

Роговая обманка, биотит, пироксены (авгит)

Пироксены, роговая обманка, оливин

Оливин, роговая обманка, пироксены