ХИМИЧЕСКИЙ И МИНЕРАЛОГИЧЕСКИЙ СОСТАВ ГОРНЫХ ПОРОД

Магматические горные породы образуются в результате затвердевания магм, которые выходят в нижнюю часть земной коры или в верхнюю мантию. При подъёме вверх во время геотектонических процессов, магмы теряют температуру и затвердевают. При затвердевании до выхода их на поверхность земли, образуются породы, которые получили название интрузивных, или плутонических. Горные породы, образовавшиеся на большой глубине более 2 км, называются также абиссальными, или глубинными. Магмы достигшие земной поверхности в жидком состоянии и излившиеся из вулканов, образуют эффузивные, или вулканические, горные породы. Они называются также излившимися породами.

Вопрос о происхождении магмы и ее распространении в глубинах Земли окончательно пока не выяснен. Существуют гипотезы, по которым большинство частных магм происходит из двух-трех, первоначальных или из одной общей магмы. Согласно гипотезе Левинсона—Лессинга и более поздним работам [42], существуют две магмы — кислая, содержащая около 73% кремнекислоты, и основная с 50—53% кремнекислоты. Основанием для такого заключения послужило то, что именно такое содержание кремнекислоты имеют наиболее распространенные изверженные породы — кислые (граниты и др.) и основные (базальты и др.) [19]. По другой гипотезе [11, 18], первичной является только основная (базальтовая) магма, поскольку соответствующие ей породы распространены в виде продуктов вулканических извержений. Другие породы, в том числе и кислые, образовались за счет дифференциации базальтовой магмы — процесса распада однородной магмы на фракции разного состава, что и привело в конечном итоге к появлению разных пород. Дифференциация в жидкой фазе называется магматической (докристаллизационной); дифференциация, вызванная появлением кристаллов,— кристаллизационной. Магматическая дифференциация может быть вызвана ликвацией, газовым переносом и диффузией.

Теория кристаллизационной дифференциации предполагает, что разнообразные горные породы возникают в процессе кристаллизации родоначальной магмы. Равновесный процесс кристаллизации расплава жидкой магмы при охлаждении протекает в соответствии с законами физической химии. Вид выпадающих кристаллических фаз, порядок их выпадения при кристаллизации определяются химическим составом расплава и свойствами минералов данной физико-химической системы. Каждый минерал имеет определенную температуру кристаллизации, поэтому при охлаждении расплава первыми выпадают минералы с наиболее высокой температурой кристаллизации. В результате выделения кристаллов первого минерала состав жидкой фазы изменяется, вследствие чего при дальнейшем охлаждении выпадают кристаллы другого минерала, с более низкой температурой кристаллизации.

Среди горных пород в соответствии с главными геологическими процессами, которые приводят к их образованию, различают три генетические класса:

1) магматические горные породы — продукты затвердевания природных силикатных расплавов (магм);

2) осадочные горные породы — продукты преобразования осадков, накопившихся на земной поверхности в результате разложения других, ранее существовавших пород и жизнедеятельности организмов;

3) метаморфические горные породы — продукты перекристаллизации магматических и осадочных пород без их расплавления.

Среднее содержание минералов в магматических породах, по Т. Барту, приведено в табл. 1. Цифры таблицы представляют собой средние арифметические, рассчитанные из результатов анализов сотен пород. Ни одна реальная порода не может отвечать среднему составу по многим причинам, одной из которых является несовместимость кварца и нефелина.

    Таблица 1.1.1.1.

Средний минеральный состав магматических горных пород.

Из данных табл. 3 видно, что самыми распространенными минералами являются полевые шпаты, сумма которых составляет более 60% от общего объема всех магматических пород.

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

Таким образом, хотя минеральный состав и определяется в первую очередь химическим составом магмы, возможны некоторые его варианты, зависящие от условий образования породы. Поэтому минеральный состав, как наиболее существенная особенность магматических горных пород, положен в основу их классификации. Использование минерального состава вместо химического для классификации магматических пород имеет также то преимущество, что минералы доступны для непосредственного наблюдения и легко диагностируются с помощью поляризационного микроскопа.
Магматические горные породы (изверженные) образуются в результате остывания магмы и её кристаллизации.

Магма – это огненно жидкий силикатный расплав, содержащий различные элементы, их окислы и летучие компоненты (углекислота, вода, хлор, фтор и др. эл-ты).

 Если застывание магмы происходит в глубине земной коры под покровом вышележащих пород, то здесь остывание проходит медленно, вся магма успевает закристаллизоваться, образуя полнокристаллические зернистые породы. Когда процесс остывания магмы проходит на поверхности земли, то происходит отделение летучих компонентов. В этом случае породы иногда имеют стекловатую структуру, не являясь полностью закристаллизованными.  

Виды структур:

Полнокристаллические – интрузивные горные породы, образовавшиеся в глубоких недрах земли.

Полукристаллические – эффузивные (и некоторые гипобиссальные), образовавшиеся на небольшой глубине.

Стекловатые (геалиновые) – лавы.

Основные элементы состава магматических горных пород, являются следующие элементы: O, Si, Al, Fe, Ca, Mg, K, Na, Ti, H.

Виды структур:

Плосчатая – проявляется в чередовании различных по составу полос, образующихся при наследовании текстур осадочных пород или в результате инъекции.

Пятнистая – при наличии в породе участков (пятен), отличающихся по составу, цвету, устойчивости к выветриванию.

Массивная – при отсутствии ориентировки породообразующих минералов.

Плойчатая – когда под влиянием стресса порода собрана в мелкие складки.

Очковая – представляет собой более или менее округлые или овальные агрегаты среди сланцевой массы породы.

Катакластическая – отличается раздроблением и деформацией минералов.

В зависимости от содержания кремнезема и других оксидов изверженные горные породы делятся на следующие [31]:

ультраосновные, богатые MgO и FeO, но наиболее бедные (менее 45%) SiO2 (дуниты, пироксениты — в интрузивных и пикриты — в эффузивных комплексах);

основные, содержащие от 45 до 55% SiO2, богатые СаО и Аl2Оз, но более бедные MgO, FeO (габбро, нориты—в интрузивных и базальты и диабазы — в эффузивных комплексах);

среднекислые, содержащие от 55 до 65% SiO2, более бедные СаО, но обогащенные щелочами (диориты, кварцевые диориты — в интрузивных; порфириты, андезиты и другие — в эффузивных комплексах);

кислые, содержащие более 65% SiO2, еще более богатые щелочами и более бедные, по сравнению с предыдущими, СаО, MgO, FeO (гранодиориты, граниты — в интрузивных; липариты, кварцевые порфиры — в эффузивных комплексах).

Химический состав соответствующих интрузивных и эффузивных пород очень близок.

Химический и минералогический составы пород взаимосвязаны:

ультраосновные породы — плагиоклазов нет, присутствуют пироксены, оливины и рудные минералы (перидотит), оливины и рудные минералы (дунит);

основные породы — характерны основные плагиоклазы, темный минерал, иногда оливин (габбро, диабаз, авгитовый порфир, базальт) ;

среднекислые породы — щелочный полевой шпат, плагиоклаз, немного темных минералов (сиенит, ортоклазовый порфир, трахит), средний плагиоклаз и темный минерал (диорит, порфирит, андезит);

кислые породы — только кварц и полевые шпаты (аляскит), кварц, калиевый полевой шпат, кислый плагиоклаз, слюда и реже другие темные минералы (гранит, кварцевый порфир, липарит).

В приведенном описании минералогического состава пород к темным минералам отнесены: в кислых породах — биотит, реже пироксен или амфибол, в основных и средних—пироксен или амфибол, в ультраосновных — пироксен и оливин.

Таким образом, изверженные горные породы имеют различный химический и минералогический составы. Наиболее распространены кислые магматические горные породы (граниты и др.), содержащие свыше 65% SiO2 и состоящие из кварца, полевых шпатов (ортоклаза, микроклина, кислого плагиоклаза — олигоклаза и слюды), и основные (базальты и др.), содержащие 40— 52 % SiO2 и состоящие в основном из основных плагиоклазов (лабрадорита и др.) и пироксенов (авгитов переменного состава).

Интрузивные изверженные горные породы основной группы (габбро) обычно труднодоступны, эффузивные (базальты и диабазы), как правило, представлены мощными, легко доступными поверхностными залежами.

Так как изверженная на поверхность земли в виде лавовых потоков магма быстро затвердевает, то образовавшаяся горная порода обычно имеет мелкокристаллическое строение и содержит значительное количество стекловидной фазы, что облегчает ее плавление. В связи с этим базальты как сырье представляют большой интерес.

В составе магматических пород могут участвовать минералы первичные, или собственно магматические, и минералы вторичные, или постмагматические. К первичным относятся минералы, которые были обнаружены в виде порфировых выделений в эффузивных породах и, следовательно, могут образоваться из магматического расплава. К вторичным, относятся все те минералы, которые не встречаются в форме порфировых выделений.

Первичные минералы по их количественной значимости в составе породы разделяются на главные и акцессорные. При классификации пород по минеральному составу в первую очередь учитывается присутствие или отсутствие главных минералов, их количество, особенности и взаимоотношения.

Главными минералами магматических горных пород являются силикаты и алюмосиликаты. По особенностям химического состава и окраски, обусловленной составом, среди главных минералов различаются цветные — мафические, или фемические, содержащие много железа и магния, и светлые— фельсические, или салические, содержащие много кремния и алюминия. К фемическим минералам относятся оливины (форстерит-фаялит), пироксены (энстатит-гиперстен, диопсид, авгит, пижонит, эгирин), амфиболы (роговая обманка обыкновенная и базальтическая, арфведсонит, рибекит), биотит; к салическим— плагиоклазы (альбит-анортит), натри-калиевые полевые шпаты (санидин, ортоклаз, микроклин), кварц, фельдшпатиды (нефелин, лейцит, содалит), мелилит. В тех случаях, когда главные минералы входят в состав породы в небольшом количестве (менее 5%), они описываются как второстепенные составные части.

Акцессорные минералы, обычно составляющие не более 5% от общего объема породы, подразделяются на характерные, присутствующие только в определенных породах, и нехарактерные, встречающиеся в породах разного состава. Характерными акцессорными минералами являются хромит, шпинель, ортит, монацит, перовскит, эвдиалит, шорломит и другие; нехарактерными — апатит, циркон, титанит, магнетит.

Вторичные минералы могут образоваться в разное время после кристаллизации магмы. Иногда они возникают непосредственно из газов и растворов, выделившихся из магмы при ее кристаллизации, а чаще при взаимодействии этих газов и растворов с первичными минералами. Вторичные минералы, образовавшиеся сразу после кристаллизации магмы, получили название эпимагматических. Те из эпимагматических минералов, которые замещают родственные главные минералы (например, мусковит, развивающейся по биотиту, или канкринит — по нефелину), называются викарирующими. Но вторичные минералы могут образоваться и значительно позже затвердевания магматического расплава, под влиянием растворов, не связанных с происхождением породы. Они могут возникнуть также при процессах выветривания — это экзогенные вторичные минералы.

Достоверное выяснение генезиса вторичных минералов возможно в том случае, если известны геологические условия нахождения горной породы. К вторичным минералам магматических горных пород относятся серпентин, иддингсит, тальк, хлорит, тремолит-актинолит, цоизит, эпидот, мусковит, серицит, каолинит, пренит, цеолиты, карбонаты и др.

Кроме первичных и вторичных минералов, в магматических породах могут присутствовать ксеногенные — чуждые минералы, возникшие за счет загрязнения магмы растворенными в ней обломками осадочных пород.

Базальты являются свежими (кайнотипными) породами темно-серого (до черного) цвета с плотной, редко — пористой массой. Структура базальтов зависит от хода процесса кристаллизации магмы и времени образования породы. Диабазы представляют собой измененные (палеотипные) аналоги базальтов. Их состав, а иногда и структура изменены вследствие образования вторичных минералов, поэтому диабазы часто окрашены в зеленые оттенки.

В состав всех базальтов входят авгит и магнетит. В зависимости от содержания оливина базальты делятся на два типа: без оливина или с незначительным содержанием оливина — толеитовые и платобазальты (разли­чают еще оливиновый толеит); с оливином — оливиновые (щелочные оливиновые) или океанические. В природе существуют и переходные типы базальтов. На примере Камчатки и Большого Донбасса показано наличие тесной генетической связи между толеитовой и щелочной оливиновой магмами, что делает нецелесообразным такое деление базальтов на две группы.

Большее значение имеет классификация базальтов на основании химического состава, который находится в определенном соответствии с их минеральным составом: например, содержание SiO2 увеличивается от мелилититов к базальту обыкновенному. По содержанию SiO2 все базальты делятся на три группы: основные, нейтральные и кислые. В группу основных базальтов входят: мелилитит оливиновый, мелилитит, нефелинит оливиновый, нефелинит, а также лимбургит и авгитит, которые характеризуются наличием стекловидной фазы. По химическому составу к этой группе относятся базальтовые породы, содержащие до 42% SiO2. Следует отметить, что к группе основных базальтов должны быть отнесены образцы базальтов, доставленные с Луны. В их состав входит 40—42% SiO2. Иногда из группы основных базальтов выделяют ультраосновные (мелилититы и нефелиниты оливиновые) с содержанием SiO2 менее 40%.

В группу нейтральных входят базальты с 43—46% SiO2: базаниты, лейцититы и оливиновые лейцититы. В этих базальтах имеется полевой шпат. К группе кислых базальтов относятся базальт обыкновенный, базальт оливиновый и тефриты (свыше 46% SiO2).

Чтобы избежать путаницы, следует знать, что согласно классификации изверженных горных пород основные, нейтральные и кислые базальты относятся к основным магматическим горным породам.



Характеристики основных породообразующих минералов.

ОЛИВИН, группа минералов подкласса островных силикатов, члены изоморфных рядов форстерит Mg2SiO4 — фаялит Fe2SiO4 — тефроит Mn2SiO4. Желтовато-зеленый, оливковый. Твердость 6-7; плотность 3,2-4,4 г/см3. По происхождению магматический (главный минерал многих ультраосновных изверженных пород и каменных метеоритов).

ФОРСТЕРИТ — сырье для огнеупоров. Прозрачный золотисто-зеленый оливин — хризолит — драгоценный камень.

МАГНЕТИТ (магнитный железняк), минерал подкласса сложных оксидов, FeFe2O4. Железо-черные кристаллы, зернистые массы. Твердость 5,5-6,0; плотность 5,2 г/см3. Ферримагнетик. По происхождению метаморфический (встречается в кварцитах и кристаллических сланцах), контактовометасоматический, магматический (крупные скопления в основных породах). Главная руда железа.

АЛЬБИТ (от лат. albus — белый), породообразующий минерал группы плагиоклазов, Na[AlSi3O8]. Белые, желтоватые, розоватые кристаллы; агрегаты. Часты двойники. Твердость 6-6,5; плотность ок. 2,6 г/см3.

АНОРТИТ, минерал группы полевых шпатов, Ca[Al2Si2O8]. Цвет серый, розовый. Твердость 6-6,5; плотность ок. 2,8 г/см3.

АВГИТ (от греч. auge — блеск), породообразующий минерал подкласса цепочечных силикатов, (Ca, Mg, Fe2+, Fe3+, Al, Тi) [(Si, Al)2О6]. Примеси Na, K, Mn, реже Ni, V, Cr. Зеленые, бурые до черных кристаллы, сплошные зернистые массы. Твердость 5-6; плотность 3,2-3,6 г/см3. Составная часть преимущественно основных и ультраосновных горных пород.

ПИРОКСЕНЫ, группа минералов подкласса цепочечных силикатов, М'М[Si2O6], где М' — Li, Na, Ca, Mg, Fe; М — Al, Ti, Cr и др. Кристаллизуются в моноклинной (клинопироксены), реже ромбической (ортопироксены) сингонии. Различают щелочноземельные (диопсид — геденбергит, авгит) и щелочные (эгирин, жадеит, сподумен) пироксены. Главные породообразующие минералы основных и ультраосновных, отчасти щелочных изверженных, реже метаморфических и контактовометасоматических горных пород.

ПЛАГИОКЛАЗЫ, породообразующие минералы подкласса каркасных силикатов. Непрерывный изоморфный ряд альбит Na[AlSi3O8] — анортит Ca[Al2Si2O8]. В зависимости от содержания анортитового компонента (в молекулярных %) различают: 0-10 альбит, 10-30 олигоклаз, 30-50 андезин, 50-70 лабрадор, 70-90 битовнит, 90-100 анортит. Твердость 6-6,5; плотность 2,6-2,8 г/см3.

КВАРЦ, SiO2, один из самых распространенных породообразующих минералов; по структуре — каркасный силикат. Кристаллические модификации: гексагональная (b-кварц, устойчив выше 573 °C) и тригональная (a-кварц, устойчив ниже 573 °С). Часты двойники, образует зерна, зернистые кристаллы, агрегаты и сплошные массы. Цвет разнообразный: бесцветный кварц — горный хрусталь, фиолетовый — аметист, дымчатый — раухтопаз, черный — морион, золотистый — цитрин и др. Твердость 7; плотность 2,65 г/см3. Пьезоэлектрик. Кварцевые пески и кварциты используются в керамической и стекольной промышленности; монокристаллы кварца — в оптическом приборостроении и как пьезоэлектрический материал; окрашенные разновидности кварца — в ювелирном деле.

ПОЛЕВЫЕ ШПАТЫ, группа самых распространенных породообразующих минералов подкласса каркасных силикатов; ок. 50% массы земной коры. Изоморфные смеси алюмосиликатов K, Na, Ca, Ba. Белые, розовые, серые и др. Твердость 6-6,5; плотность 2,6-2,8 г/см3. Различают полевые шпаты: кальциево-натриевые — плагиоклазы; щелочные (калиево-натриевые) — ортоклаз, микроклин, санидин и др. и калиево-бариевые.

РОГОВАЯ ОБМАНКА, породообразующий минерал подкласса цепочечных (ленточных) силикатов сложного химического состава. Темно-зеленые (до черных) удлиненные кристаллы, сплошные зернистые массы. Твердость 5,5-6,0; плотность 3,1-3,3 г/см3.

БИОТИТ, породообразующий минерал из группы слюд, K(Mg, Fe)3[AlSi3O10](OH,F)2. Черные, коричневые, бурые кристаллы, листоватые агрегаты. Твердость 2,5 — 3,5; плотность 2,7 — 3,3 г/см3; легко расщепляется на гибкие листочки. Распространен в изверженных и метаморфических породах; в пегматитах встречаются кристаллы площадью до 7 м2.

МУСКОВИТ, породообразующий материал группы слюд подкласса слоистых силикатов, KAl2[AlSi3O10](OH,F)2. Светло-коричневый, зеленоватый. Твердость 2-3; плотность 2,8-2,9 г/см3. Промышленные месторождения мусковита — главным образом в пегматитах. Крупнокристаллический мусковит — диэлектрик, применяется в радио- и электротехнике, молотый мусковит — в промышленности стройматериалов и при производстве электроизоляционной бумаги.

ГЕМАТИТ, минерал подкласса простых оксидов, Fe2O3. Примеси Ti (до 11%), Al (до 14%), Mn (до 17%) и др. Стально-серые до черных кристаллы (железный блеск, или спекулярит); буровато-красные скрытокристаллические массы (красный железняк). Твердость 6,0-6,5; плотность ок. 5,3 г/см3. По происхождению метаморфический, гипергенный и др.

ИЛЬМЕНИТ (титанистый железняк), минерал подкласса сложных оксидов, FeTiO3. Состав непостоянен; примеси Mg, Mn и др. Черные кристаллы, плотные массы. Твердость 5-6; плотность 4,8 г/см3. Встречается в основных, щелочных породах и в щелочных пегматитах; также в россыпях.

НЕФЕЛИН, минерал подкласса каркасных силикатов, KNa3[AlSiO4]4. Серые, красноватые и другие кристаллы, агрегаты с характерным жирным блеском. Твердость 5,5-6; плотность ок. 2,6 г/см3. Главный минерал щелочных изверженных пород.

АПАТИТ, минерал класса фосфатов, Ca5[PO4]3. (F,Cl, OH)2. Содержание P2O5 — 41-42%. Примеси CO2-, Mn, редкоземельных элементов, U, Sr и др. Белые, голубые, желтые, фиолетовые и другие кристаллы и зернистые агрегаты. Твердость 5; плотность ок. 3,2 г/см3

ТИТАНИТ (сфен), минерал подкласса островных силикатов, CaTi[SiO4]O. Примеси TR, Fe, Al, Mn, Nb, Sn и др. Медово-желтые, зеленоватые, бурые, бесцветные кристаллы. Твердость 5-5,5; плотность 3,5-3,6 г/см3. Прозрачные разновидности титанитов — ювелирные камни.

 

Таблица 2

Химический состав (% по массе) горных пород  различных месторождений[16,50,55].

  По классификации базальтов в зависимости от количества SiO₂ большинство базальтовых пород СНГ относится к группе кислых базальтов,   по  классификации  магматических   горных  пород — к группе основных пород — базитов. Основные магматические горные породы в СНГ очень распространены. Они занимают, с учетом Сибирских траппов, 44,5% площади территории СНГ и представляют большой интерес как сырье. Из­вестно более 200 месторождений базальтовых пород, из них более 50 месторождений эксплуатируются. В настоящее время базальты применяются не только в строи­тельстве (щебень, штучный камень, облицовка зданий и др.) но и для производства каменного литья, петроситаллов, базальтовых волокон, сырья для получения портландцементного клинкера.

Диагностика магматической породы невозможна без определе­ния количественных соотношений главных минералов, входящих в ее состав. Эти соотношения в большинстве случаев достаточно определить приблизительно, на глаз, причем такое определение облегчается, если для сравнения пользоваться рисунками — диа­граммами, на которых изображено относительное количество двух компонентов (рис. 20). Определение количественных соотношений главных минералов должно дать ответ на следующие вопросы. Какой цветной индекс (color index) породы, т. е. процентное содержание всех фемических минералов. Сколько в породе кварца или фельдшпатидов.

Рис. 20. Относительное количест­во порфировых выделений (в %) к общей массе породы.

Сколько полевых шпатов и каково соотношение между плагиоклазом и калиевым полевым шпатом.

Кроме количественных соотношений главных минералов, для характеристики горной породы обязательно определение состава плагиоклаза и фемических минералов, выявление особенностей калиевых полевых шпатов и фельдшпатидов, описание акцессорных и вторичных минералов.

Особенности внутреннего строения горных пород принято обозначать двумя понятиями: структура и текстура. К структуре относятся те признаки строения, которые характеризуют степень кристалличности, абсолютные и относительные размеры зерен, а также форму и взаимоотношение составных частей горной породы. Структурные признаки связаны с процессом кристаллизации и изменения минералов. К текстуре относятся те признаки строения, которые характеризуют   расположение    составных    частей   породы    относительно друг друга, а также способ заполнения ими пространства. Текстурные признаки связаны с перемещением минералов в процессе образования горной породы.

Рис. 21. Различия между структурой и текстурой:

а — аплитовая структура и гнейсовидная текстура в микрограните;  б — аплитовая структура и   массивная текстура в  микрограните;  в — гранит-порфировая структура   и массивная тек­стура   в  гранит-порфире.

Для того чтобы пояснить разницу между структурой и текстурой породы, рассмотрим рис. 21, на котором приведены зарисовки микрогранитов (а, б) и гранит-порфира (в). Микрограниты сло­жены зернами минералов одинакового состава, размеров и формы. Эти два микрогранита имеют одинаковую аплитовую структуру, но текстура их разная, так как расположение минералов относительно друг друга различно. На рис. 21,6 оно беспорядочное — текстура массивная, на рис. 21, а черные пластинки биотита ориентированы в  одном  направлении — текстура  гнейсовидная.

Гранит-порфир (рис. 21, в) отличается от микрогранитов по структуре — он сложен зернами разного размера. Но в то же время гранит-порфир имеет одинаковую с микрогранитом, изображенным на рис. 21,б, массивную текстуру, поскольку зерна в нем расположены беспорядочно.

В приведенных примерах структура в текстура резко различны. Но в некоторых случаях нельзя провести четкого разграничения между этими понятиями, так как они перекрывают друг друга.

В соответствии со степенью кристалличности пород различают три типа структур:

1)    полнокристаллические,   или   голокристаллические;

2)   неполнокристаллические,    или    гипокристаллические;

3)   стекловатые,    или    гиалиновые.

По абсолютным размерам зерен различаются структуры фанеритовые и афанитовые.

Фанеритовыми, или явнокристаллическими называются структуры пород, состоящих из кри­сталлических зерен, хорошо различимых невооруженным глазом.

В соответствии с размерами зерен среди фанеритовых структур различаются:   гигантозернистые   (более 50 мм), круп­нозернистые   (50—5 мм), среднезернистые  (5—1 мм), мелкозернистые   (1—0,5 мм).

Афанитовыми называются структуры пород, состоящих из зерен, неразличимых невооруженным глазом. Породы с афанитовой структурой имеют такое плотное строение, что только под микроскопом можно установить, состоят ли они из мелких кристаллов, микролитов, кристаллитов или стекла.

Микролитами называются микроскопические кристаллы, состав которых может быть установлен по их оптическим свойст­вам. Кристаллитами принято называть зародыши кристаллов. Размеры кристаллитов настолько малы, что распознать природу их под микроскопом невозможно.

По относительным размерам зерен различаются равномерно-зернистые и неравномернозернистые структуры. Разновидностями неравномернозернистых структур являются: сериальная, порфировидная и порфировая.

Равномернозернистыми   называются  структуры  пород, в которых зерна одного и того же минерала имеют приблизительно одинаковые размеры, при этом зерна разных минералов, как правило, бывают неравными.

Неравномернозернистые структуры характеризуются тем, что зерна одного и того же минерала, входящего в состав породы, имеют разные размеры. Когда в породе присутствует минерал в зернах с постепенно уменьшающимися размерами, говорят о сериальной или серийной структуре.

Порфировидная структура характеризуется присутствием крупных кристаллов, погруженных в агрегат кристаллических зерен меньшего   размера  (рис. 23, б). Крупные   зерна   во    много раз превышают по размерам зерна включающего их агрегата. Эти крупные зерна называются фенокристаллами (фенокристами), или порфировыми выделениями, а агрегат, включающий фенокристаллы, называется основной массой. Основная масса в порфировидной структуре имеет фанеритовый характер и может быть мелко-, средне- и даже крупнозернистой.

Порфировая структура похожа на порфировидную. В строении пород с порфировой структурой также участвуют порфировые выделения и основная масса, но в отличие от порфировидной структуры основная масса является афанитовой.

В зависимости от размеров фенокристаллов различают эвпорфировую структуру (порфировые выделения видны невооруженным глазом) и микропорфировую (порфировые выделения различимы лишь под микроскопом).

Каждый минерал обладает характерным обликом и в соответствии с ним разрезы его в шлифах имеют определенные формы.

Различаются зерна изометричные — развитые равномерно в трех направлениях, таблитчатые и чешуйчатые — в двух направлениях и призматические, игольчатые, волокнистые — вытянутые в одном направлении. В том слу­чае, когда минералы растут свободно, они покрываются свойственными им гранями — приобретают идиоморфный облик.

Идиоморфными —  автоморфными, называются те минеральные зерна, которые огранены собственными кристаллическими гранями.

Аллотриоморфными или ксеноморфными, называются минеральные зерна, лишенные собственных граней.

Гипидиоморфными или гипавтоморфными, называются минеральные зерна, которые частично огранены собственными гранями, а частично гранями соседних зерен.

Некоторые минералы магматических пород постоянно встречаются в форме закономерных срастаний друг с другом. К таким срастаниям относятся: пертиты, антипертиты, пегматиты, мирмекиты и реакционные каймы.

Среди фанеритовых структур в соответствии с формой и взаимоотношением минеральных зерен различаются панидиоморфные, аллотриоморфные и гипидиоморфные.

Панидиоморфные структуры характеризуются тем; что породы состоят из зерен исключительно идиоморфнои формы. Эти редкие структуры встречаются среди мономинеральных пород. Они образуются при одновременной кристаллизации минералов, обла­дающих достаточно большой кристаллизационной способностью.

Аллотриоморфные структуры характеризуются тем, что породы полностью сложены зернами неправильной аллотриоморфной формы. Такие структуры более распространены, чем панидиоморфные.  Они    встречаются    в    полиминеральных    породах    и образуются     при     одновременной     кристаллизации     минералов.

Гипидиоморфные структуры характеризуются тем, что породы сложены зернами разной степени идиоморфизма. Эти структуры являются самыми распространенными, так как для большинства магматических пород характерно неодновременное, а последовательное образование минералов.

Дальнейшее разделение структур проводится с учетом формы и состава минеральных зерен. Так, среди аллотриоморфных структур различаются аплитовая — порода состоит из неправильных изометричных зерен полевых шпатов и кварца и габбровая — порода состоит из неправильных короткопризматических зерен плагиоклаза и пироксена.

Разновидностей гипидиоморфных структур очень много. Ниже перечислены    наиболее   типичные   представители   этих   структур.

Гранитовая структура характерна для пород, содержащих кварц. Степень идиоморфизма минералов убывает в таком порядке: фемические минералы, плагиоклазы, калиевые полевые шпаты» кварц.

Агпаитовая структура характерна для щелочных пород. В породах с агпаитовой структурой, в отличие от гранитовой, степень идиоморфизма салических минералов выше, чем фемических. Наиболее идиоморфным минералом является нефелин, затем полевые шпаты, затем эгирин.

Сидеронитовая структура встречается в ультраосновных и основных породах. Она характеризуется идиоморфным обликом силикатов и аллотриоморфным — рудных минералов, которые в виде цемента заполняют промежутки между первыми.

Офитовая (диабазовая) структура — типичная струк­тура основных пород. Она характеризуется тем, что порода сложена идиоморфными тонкотаблитчатыми кристаллами плагиоклаза, между которыми располагаются аллотриоморфные зерна пироксена, по одному индивиду в каждом промежутке.

Долеритовая (гранулито-офитовая) структура так­же типична для основных пород. Она похожа на офитовую, отличие только в том, что в промежутках между кристаллами плагиоклаза расположено не по одному, а по нескольку зерен - фемического минерала.

Несколько разновидностей гипидиоморфных структур, характе­ризующихся присутствием взаимных включений одних минералов в другие, могут быть выделены в отдельную группу пойкилитовых структур. В пойкилитовых структурах различают крупные зерна — ойкокристаллы и включенные в них мелкие зерна — хадакристаллы. Хадакристаллы обычно бывают идиоморфными, так как это более ранние выделения. Они располагаются не ориентированно. Ойкокристаллы могут образоваться двумя путями: из магматического расплава и при собирательной перекристаллизации из первоначально мелких зерен. Разновидностями пойкилитовых структур являются пойкилоофитовая и монцонитовая.

Пойкилоофитовая структура распространена в основных породах. Эта структура совмещает признаки офитовой и пойкилитовой структур. Она характеризуется присутствием идиоморфных тонкотаблитчатых кристаллов плагиоклаза, целиком включенных в более крупные зерна пироксена.

Монцонитовая структура встречается в породах, содержащих значительное количество калиевого полевого шпата. Она характеризуется тем, что крупные аллотриоморфные зерна калие­вого полевого шпата включают в себя более мелкие идиоморфные кристаллы плагиоклаза и фемических минералов.

Особое положение занимают несколько структур, отличаю­щихся присутствием характерных прорастаний и срастаний минералов. К таким структурам относится пегматитовая, которая встречается в кислых породах, и друзитовая, наблюдающаяся в некоторых основных породах.

Пегматитовая (графическая) структура характери­зуется присутствием крупных зерен калиевого полевого шпата, содержащих закономерные вростки кварца.

Друзитовая (венцовая) структура отличается развити­ем магматических реакционных каемок вокруг зерен оливина или пироксена, занимающих центральное положение. Нередко вместе с магматическими каемками присутствуют келифитовые каемки, возникающие при постмагматических реакциях.

Афанитовые структуры, как об этом сказано выше, характеризуются мельчайшими размерами составляющих породы частиц, неразличимых невооруженным глазом.

В порфировых породах афанитовую структуру имеет только основная масса. Если порода является полностью афанитовой (не содержит порфировых выделений), она называется также афировой.

Под микроскопом афанитовые породы имеют различное строение, в соответствии с которым выделены многочисленные разновидности афанитовых структур.

В том случае, когда афанитовая порода обнаруживает полно­кристаллическое строение, структура ее получает такое же наиме­нование как фанеритовая, но с добавлением приставки «микро». Так, имеются структуры микропанидиоморфная, микроаллотриоморфная, микрогипидиоморфная, микрогранитовая и т. п.

Если порфировая порода имеет полнокристаллическую микро­зернистую основную массу, структура ее называется полнокристаллически-порфировая. Среди полнокристаллически-порфировых структур различают гранит-порфировую, лампрофировую и гранофировую.

Гранит-порфировая структура характеризуется тем, что порфировые выделения в породе, имеющей такое строение, представлены как фемическими, так и салическими минерала.

Лампрофировая структура — порфировые выделения представлены только фемическими минералами.

Дальнейшее разделение структур основной массы порфировых и афировых пород проводится по форме микролитов и соотношению их со стеклом.

Витрофировой называется структура основной массы в том случае, когда она представлена стеклом, в котором могут быть единичные микролиты или кристаллиты. Породы со стекловатой структурой нередко имеют флюидальную текстуру и тончайшую перлитовую трещиноватость, разбивающую стекло на перлы — мельчайшие шарики.

Гиалопилитовая (андезитовая) структура может быть образно определена как войлок микролитов, пропитанный стеклом. Микролиты игольчатой формы, расположенные беспорядочно, погружены в стекло, количество которого может быть различно, но обычно преобладает над количеством микролитов. Эта структура очень часто встречается в андезитах и потому назы­вается также андезитовой.

Интерсертальная структура отличается от гиалопилитовой меньшим содержанием стекла. В породах с интерсертальной структурой игольчатые микролиты плагиоклаза располагаются беспорядочно, образуя замкнутые участки, в которых находится стекло или продукты его девитрификации. По характеру расположения микролитов эта структура похожа на офитовую. Она встречается в базальтах.

Пилотакситовая структура характеризуется отсутствием или ничтожным содержанием стекла и субпараллельным расположением микролитов плагиоклаза, между которыми могут быть зерна пироксена и рудного минерала. Эта структура характерна для андезитов, иногда встречается в базальтах.

Трахитовая структура похожа на пилотакситовую. Отличие состоит в том, что субпараллельно расположенные микролиты в трахитовой структуре представлены калиевым полевым шпатом. Эта структура типична для трахитов.

Ортофировая структура также встречается в трахитах. Характеризуется отсутствием стекла и изометричной формой микролитов калиевого полевого шпата.

Фонолитрвая структура характеризуется тем, что в основной массе присутствуют бесчисленные короткопризматические микролиты нефелина, имеющие в шлифах квадратные или шести­угольные разрезы; стекла нет.

Оцелляровая структура также без стекла. Основная масса состоит из округлых зерен лейцита.

Фельзитовая структура наиболее распространенная в кислых эффузивных породах. Она характерна для основной массы, состоящей из субмикроскопических зерен кварца и полевого шпата. При скрещенных николях наблюдается «точечная» поляризация, обусловленная тем, что мельчайшие зерна диаметром менее толщины шлифа, накладываясь друг на друга, вызывают суммарный оптический эффект, вследствие чего основная масса при скрещенных николях в любых положениях столика микроскопа является слабо освещенной.

Сферолитовая структура также встречается в кислых эффузивных породах. Основная масса состоит из сферических обра­зований диаметром 0,1—0,3 мм, сложенных радиалыно расположенными волокнами калиевого полевого шпата.

Вариолитовая структура похожа на сферолитовую, но она характерна для основных эффузивных пород. Вариоли («оспины»), в отличие от сферолитов, сложены радиально расположенными волокнами плагиоклаза, между которыми -могут быть зерна пироксена, стекло или продукты его девитрификации. Размеры вариолей больше, чем сферолитов, и достигают в диаметре нескольких мил­лиметров.

Микропойкилитовая структура характеризуется тем что основная масса состоит из плотно прилегающих друг к другу зерен кварца с включенными в них микролитами полевого шпата. Такое строение обусловливает пятнистое погасание основной массы.

Текстура — это совокупность признаков строения, которые характеризуют расположение составных частей породы относи­тельно друг друга и способ заполнения ими пространства. Текстура связана с перемещением минералов в процессе образования породы, что может быть обусловлено как внутренними процессами кристаллизации магмы, так и влиянием внешних факторов.

Текстуры,  возникающие    в    результате  внутренних  процессов кристаллизации магмы  (без влияния внешних факторов), по при­знаку расположения составных частей породы относительно друг друга разделяются на три вида: однородные, или массивные, такситовые, или шлировые, и сферические, или шаровые.

Однородная, или массивная, текстура наиболее распространена в магматических породах. Она характеризуется тем, что в любой части породы зерна минералов располагаются равномерно, без какой-либо ориентировки.

Такситовая, или шлировая, текстура характеризуется тем, что отдельные участки породы отличаются друг от друга по составу или по структуре. Если участки отличаются по составу, текстура называется конституционно-такситовой, если по структуре — структурно-такситовой.

Такситовая текстура образуется или вследствие присутствия в породе ксенолитов — обломков чуждых пород, захваченных и переработанных магмой при ее внедрении, или накопления в опре­деленных участках минералов, образовавшихся в первые этапы кристаллизации магмы. Эти скопления определенных минералов называются шлирами. Шлиры могут иметь вид слоев, полос или совершенно неправильную форму. Если шлиры неправильной формы расположены беспорядочно и нечетко ограничены, текстуру породы называют атакситовой. Если скопления отдельных ми­нералов небольшие и из таких скоплений сложена вся порода, текстура ее называется гломерокристаллической.  Когда скопления образуют фенокристаллы в порфировой породе, текстура такой породы называется гломеропорфировой.

Сферическая, или шаровая, текстура близка к такситовой, отличаясь от нее тем, что минералы располагаются возле некоторых центров в виде концентрических слоев, имеющих разный состав.

Среди текстур, возникновение которых обязано влиянию внешнего давления, в соответствии с расположением составных частей породы относительно друг друга различаются следующие виды: директивные,  брекчиевидно-такситовые  и  полосчатые.

Директивные текстуры характеризуются субпараллельным расположением минералов в породе относительно какой-либо плоскости или линии. Особенно хорошо проявляются директивные текстуры в породах, в составе которых присутствуют минералы, имеющие вытянутую или плоскую форму.

Среди директивных текстур различаются гнейсовидная, трахитоидная, флюидальная.

Гнейсовидной называется текстура полнокристаллических интрузивных пород с субпараллельным расположением составных частей (главным образом фемических), которое возникает при кристаллизации магмы под воздействием одностороннего давления, а также в периферических частях интрузивов вследствие течения магмы вдоль контактовой поверхности.

Трахитоидная  текстура   проявляется   в   субпараллельном, поточном расположении полевых шпатов. Эта текстура образуется при   движении  магмы,  при  котором  кристаллы  полевых шпатов ориентируются как бревна по течению реки. Трахитоидная текстура может образоваться также в силу того, что таблитчатые кри­сталлы  при   размещении    в   ограниченном  пространстве взаимно ориентируют друг друга, что создает видимость застывшего потока. В этом случае трахитоидная текстура относится к первому виду текстур, обусловленных внутренними процессами кристаллиза­ции магмы, а не влиянием внешних факторов.

Флюидальная текстура характерна для стекловатых и полустекловатых эффузивных пород, в которых кристаллиты и микролиты располагаются субпараллельно, вытягиваясь в направлении течения лавы.

Брекчиевидно-такситовая текстура характеризуется неправильно-пятнистым расположением минералов, обусловлен­ным тем, что породы с таким сложением образуются в два приема: после кристаллизации части расплава происходит разламывание затвердевших участков и затем цементация обломков минеральным агрегатом несколько отличного состава, кристаллизую­щимся из остаточной магмы. Как правило, состав цемента является более кислым, чем обломков. Иногда   остаточный расплав проникает   в   ранее закристаллизовавшуюся породу в виде про­жилков.

Полосчатые текстуры имеют породы, сложенные чередующимися слоями разного состава или разной структуры.

По способу заполнения пространства выделяются следующие текстуры.

Плотная текстура характеризуется тесным примыканием зерен друг к другу, без каких-либо свободных промежутков меж­ду ними. Это самая распространенная текстура магматических горных пород.

Пористая текстура — порода имеет пустоты сферической или неправильной формы, не заполненные минералами. В зависимости от размеров и количества пустот различаются три разновидности пористых текстур: собственно пористая — поры не обильны и не крупнее 2 мм в диаметре; пузыристая — много пустот размером более 2 мм; пемзовая —объем пустот превышает объем материала породы. Пемзовую текстуру имеет застывшая пеноподобная лава.

Пористые текстуры наблюдаются в эффузивных породах. Поры представляют собой пустоты от газов, отделившихся при кристал­лизации. В том случае, когда пустоты заполнены вторичными минералами, текстура  породы   называется   миндалекаменной.

Миаролитовая текстура характерна для полнокристаллических интрузивных пород, имеющих пустоты или полости. Как правило, миаролы (пустоты) бывают частично заполнены продуктами кристаллизации остаточных расплавов или пневматолитовыми и гидротермальными минералами. Кристаллы минералов, выполняющие миаролы, часто обладают более крупными размерами, чем минеральные зерна, слагающие породу, в которой они находятся.

ГРУППА ГАББРО —БАЗАЛЬТОВ

Из группы габбро — базальтов наибольшее распространение имеют эффузивные представители — базальты. Они, как было ска­зано выше, занимают первое место по распространенности среди эффузивных пород. Базальты превышают по объему все остальные излившиеся породы в 5 раз, а вместе с пироксеновыми андезитами в 50 раз.

Большое распространение имеют также жильные асхистовые породы этой группы (диабазы), в то время как интрузивные представители встречаются значительно реже.

В соответствии с содержанием кремнезема (45—52%) породы группы габбро—базальтов относятся к основному типу. Для них характерно высокое содержание кальция (СаО 10,5—11,5%), же­леза (Fe₂O₃ + FeO 10,5—12,0%) и магния (MgO 6,5—8,5%), не­большое содержание натрия (Na₂О до 2,5%) и незначительное количество калия (K₂O 1 %).

Характерными особенностями минерального состава их является присутствие основного плагиоклаза и приблизительно равное с ним содержание фемических компонентов.

Основная магма по сравнению с кислой является менее вязкой и лепко кристаллизуется, давая полнокристаллические породы даже в условиях застывания на земной поверхности. В связи с этим структуры эффузивных и гипабиссальных пород не имеют резких отличий между собой, и определение условий образования по структурным особенностям для пород этой группы является трудным и часто невозможным делом.

Породы группы габбро-базальтов геологически и петрографически Связаны постепенными переходами с породами групп перидотитов, диоритов-андезитов, сиенитов-трахитов и щелочных габбройдов-базальтоидов.

Интрузивные представители группы габбро—базальтов явля­ются равномерно-, крупно- или среднезернистыми породами, состоящими из двух главных компонентов — основного плагиоклаза и фемического минерала. Классификация пород производится на основании характера фемического компонента. Среди интрузивных пород различаются следующие разновидности (рис. 46).

Рис. 46. Интрузивные породы группы габбро—базальта  (заимствовано из

книги А. Н. Заварицкого, 1955)      

а — габбро нормальное, состоящее из плагиоклаза, пироксена, обрастающего амфиболом (справа), единичных пластинок биотита, рудного минерала и апатита. Типичная габбровая структура, d-7,0 мм; б — оливиновый норит, Монча-Тундра; в—роговообманковое габбро. Серебрянка, Северный Урал. Габбровая   структура.  d-3,0 мм.

Габбро   нормальное   состоит  из   основного   плагиоклаза— лабрадора и моноклинного пироксена — диаллага, реже диопсида и авгита. По Б. М. Куплетскому, в нормальном габбро плагиоклаз составляет 53%, пироксен 47%. Если в габбро присутствует примесь оливина в количестве бо­лее 5%, порода получает название оливинового габбро. Разновидности габбро с очень основным плагиоклазом — битовнитом— получили название эвкритов.

Нориты состоят из основного плагиоклаза — лабрадора и ромбического пироксена — бронзита или гиперстена. Если в норите находится примесь оливина, порода называется оливиновым   норитом. В том случае, когда наряду с ромбическим пироксеном присутствует моноклинный, порода получает -    название габбро-норита.

Троктолиты состоят из основного плагиоклаза — битовнита и оливина.

Анортозиты   состоят   на   90%   из   основного   плагиоклаза  и примеси оливина, пироксена и титаномагнетита. Разновидность анортозитов, в которой плагиоклаз представлен лабрадором, получила название лабрадорита.

Роговообманковое габбро состоит из основного плагиоклаза и обыкновенной роговой обманки, чаще всего бурой, с остатками моноклинного пироксена. Минералы, входящие в состав габбровых пород, имеют следующие особенности. Плагиоклаз обычно незональный и часто окрашен в темно-серый цвет вследствие микроскопических включений титаномагнетита. Моноклинный пироксен представлен чаще всего диаллагом, который характеризуется наличием тончайшей отдель­ности по первому пинакоиду. Иногда в диаллаге присутствуют вростки ромбического пироксена и в некоторых случаях вокруг его зерен  наблюдается кайма  бурой роговой  обманки.  Ромбический пироксен нередко развивается в виде каемок на зернах оливина. Роговая обманка чаще всего бурая и реже буро-зеленая. В ней нередко сохраняются остатки моноклинного пироксена, свидетельствующие об образовании роговой обманки за счет реакции меж­ду пироксеном и магмой. Оливин присутствует как второстепенный минерал и только в троктолитах он является главным. Зерна оливина округлы, заключены в оболочку из ромбического пироксена. По времени образования оливин занимает первое место.

В качестве второстепенных минералов могут встречаться так­же биотит, калиевый полевой шпат, кварц.

Типичная структура габбро — габбровая. Она характеризуется толстотаблитчатым обликом зерен плагиоклаза при равной степе­ни идиоморфизма их с зернами пироксена и образуется вследствие одновременной кристаллизации плагиоклаза и пироксена из расплава, имеющего эвтектический состав.

Характерной особенностью габбровых пород является также та, что магнетит и титаномагнетит в них всегда ксеноморфны и в разновидностях, богатых рудными компонентами, наблюдается сидеронитовая структура. Наиболее распространенными текстурами габбро являются, массивная и полосчатая. Кроме того, встречается такситовая и шаровая.

Среди жильных пород труппы габбро-базальтов различаются породы, тесно связанные в своем распространении с глубинными массивами габбро и залегающие независимо от последних. К асхи-стовым жильным породам, связанным с -массивами габбро, отно­сятся микрогаббро (беербахит) и габбро-порфириты, к диасхистовым — диабаз-пегматиты (габбро-пегматиты) и лампрофиры (гареваиты и иситы).

Микро габбро имеет состав, аналогичный габбро, и микро-габбровую структуру (рис. 48,а). При отнесении породы к микро­габбро следует специально отметить условия ее залегания, так как на эту породу очень похожи плагиоклаз-пироксеновые роговики метаморфического происхождения. Даже беербахит, первоначаль_: но описанный как жильная микрогаббровая порода, при тщательном исследовании оказался роговиком.

Габбро-порфириты отличаются от микрогаббро только структурой. На фоне агрегата мельчайших зерен, образующих микрогаббровую основную массу, выделяются фенокристаллы моноклинного пироксена и плагиоклаза (рис. 48,6).

Диабаз-пегматиты характеризуются крупно- и гиганто-зернистой структурой. В составе породы участвуют плагиоклазы, как правило, более кислые, чем в габбро и обычно измененные пироксены, замещенные амфиболом, биотит, ортоклаз, кварц (в микропегматитовом прорастания) и всегда примесь титаномагнетита и апатита в количествах, более значительных, чем в габбро.

Рис. 48. Жильные породы группы габбро-базальта

а —беербахит (микрогаббро). Микрогаббровая структура d=2,2 мм; б — габбро-порфирит. Крупные фенокристаллы моноклинного пироксена с зонально расположенными включениями рудного минерала находятся в мелкозернистой микрогаббровой массе, состоящей из того же пироксена  и основного плагиоклаза. d=4,7 мм

Рис. 49. Диабазы.

а-типичная офитовая  структура; б- пойкилоофитовая структура; в – долеритовая структура.

Гареваиты — полнокристаллически-порфировые породы с фенокристаллами диопсида неосновной массой, состоящей из оли­вина, пироксена, Лабрадора и магнетита.

Иситы — мелкозернистые породы с габбровой структурой, состоящие из бурой роговой обманки и основного плагиоклаза, близкого к анортиту, а также примеси пироксена, магнетита и апатита. Жильные породы, залегающие независимо от интрузивных массивов габбро, представлены диабазами и долеритами.

Диабазы и долериты имеют состав, аналогичный габбро и отличаются от последних только структурой. Обычно структура . их    мелкозернистая,    офитовая,    пойкилоофитовая,    долеритовая (рис. 49), Различие между диабазами и долеритами состоит в степени измененности: диабазы— породы палеотипные,   долериты — кайнотипные. В связи с большим развитием вторичных зеленых минералов диабазы в образцах имеют темно-зеленый цвет, тогда как долериты представляют собой черные породы. Из вторичных минералов в диабазах особенно обильны хлорит, актинолит, эпидот, альбит, карбонаты.

Среди эффузивных представителей группы габбро-базальтов различаются кайнотипные породы—базальты и эффузивные долериты и палеотипные — базальтовые порфирита и эффузивные диабазы. Кроме того, к палеотипным разновидностям относятся особые породы получившие название спилитов.

Различие между базальтами и эффузивными долеритами и соответственно базальтовыми порфиритами и эффузивными диабазами заключается только в степени их кристалличности и зернисто­сти. Базальты содержат стекло, а в случае полнокристаллического строения сложены микролитами длиной обычно не более 0,5 мм. Эффузивные долериты являются полнокристаллическими порода­ми с размером зерен более 0,5 мм. Нередко базальты и эффузивные долериты залегают в разных участках одного и того же потока. Но в связи с тем, что долериты и д иабазы чаще всего залегают в гипабисеальных телах — дайках и силлах, названия их без прилагательного «эффузивный» относятся   к   жильным   породам.

В соответствии с химическим и минеральным составом принято различать два типа базальтов: оливйновые, ненасыщенные кремнеземом (SiO₂ 45 %), так называемые океанические базальты, и безоливиновые или с незначительным содержанием оливина, насыщенные и слабо пересыщенные кремнеземом (SiO₂ 50%). Стекло в породах второго типа при раскристаллизации образует кварц и щелочные полевые шпаты. Эти базальты получили название плато базальтов, или толеитовых  базальтов.

Оливиновые базальты (рис. 50,а) представляют собой черные, плотные порфировые породы. В порфировых выделениях находятся оливин, пироксены, зональный   плагиоклаз  

Рис. 50. Базальты и спилиты.

а — оливиновый базальт. Порфи­ровая структура. В фенокристаллах оливин (вверху), пироксен (слева) и плагиоклаз (внизу). Основная масса состоит из плагиоклаза, моноклинного пироксена и магне­тита. d=2,6 мм; б —толеитовый базальт. Афировая структура. Порода состоит только из основной интерсертальной мас­сы, сложенной пироксеном, плагиоклазом, рудным минералом и стеклом. d=4,0 мм; в — спилит. Афировая структура. Порода состоит из  удлиненных лейст  альбита,  зерен  авгита  и хлорита. d=3,0 мм

Основная масса обычно имеет интерсертальную структуру. Она состоит из равного количества микролитов плагиоклаза и моноклинного пироксена с подчиненной примесью магнетита, ильменита и стекла. Моноклинный пироксен основной массы, как правило, имеет малый угол оптических осей и относится к пижониту, тогда как в порфировых выделениях он чаще всего является авгитом. Ромбический пироксен порфировых выделений представлен гиперстеном. Изредка в виде фенокристаллов встречается так же базальтическая роговая обманка.

Толеитовые базальты (рис. 50, б) внешне сходны с оливиновыми базальтами и отличаются от них лишь отсутствием или весьма незначительным содержанием оливиновых фенокристаллов, а также преобладанием пижонитового пироксена и присутствием стекла, которое при раскристаллизации дает смесь кварца и калиевого полевого шпата часто в виде гранофира.

Структура толеитовых базальтов чаще всего афировая. Основная масса имеет интерсертальную и реже полнокристаллическую микроофитовую структуру. Изредка встречаются базальты с гиалопилитовой и стекловатой структурой (риалобазалъты). Разности, целиком состоящие из стекла, образуются на поверхности потоков, покрывая их в виде корки. Если такие стекла почти безводны, они называются та хилитами, если содержат воду, абсорбированную в процессе затвердевания, — палагонитами.

Эффузивные долериты отличаются от базальтов только более крупнозернистой структурой. В базальтах основная масса сложена микролитами плагиоклаза, имеющими в длину 0,1—0,3 мм, а в долеритах находятся лейсты плагиоклаза длиной 0,5—2,0 мм. Характерными структурами их являются офитовая, долеритовая очень часто пойкилоофитовая.

            Среди долеритов различаются оливиновые и толеитовые разно­сти. В толеитовых, долеритах содержится примерно равное количество плагиоклаза и моноклинного пироксена (авгит и пижонит), 5—10% магнетита и ильменита, до 5% микропегматита, небольшое количество бурой роговой обманки, биотита, апатита и может быть оливин, но не свыше 3—5%.

Базальтовые порфириты и эффузивные диабазы характеризуются сильной разложенностью всех магматических минералов, которые совершенно аналогичны по составу минералам базальтов и долеритов. В палеотипных породах отсутствует стекло, оно замещено минералами из группы хлорита. Плагиоклаз соссюритизяровая, альбитизирован, а иногда хлоритизирован, пиро­ксен замещен актинолитом, хлоритом, оливин серпентинизирован. Кроме того, обычно развиваются минералы группы эпидота, карбонаты, пренит и др. Из-за большого количества вторичных мине­ралов зеленого цвета палеотипные породы приобретают зеленый оттенок в окраске и этим отличаются в образцах от кайнотилных пород, имеющих черный цвет.

Текстура базальтов массивная, пористая, миндалекаменная. До­лериты обычно имеют массивную текстуру.

Спилиты (рис. 50, в) — афанитовые зеленовато-серые палеотипные породы, отличающиеся от базальтовых порфиритов тем, что плагиоклаз в них нацело альбитизирован, а стекло полностью замещено хлоритом. В некоторых разностях хлорит развивается также за счет первичного пироксена. Структура спилитов афировая или с очень небольшим количеством фенокристаллов. Основная масса интерсертальная или спилитовая. Спилитовая структура отличается от интерсертальной тем, что беспорядочно расположенные микролиты платиоклаза имеют сильно удлиненную форму и в промежутках между ними находится мелкий агрегат вторичных и частью первичных минералов, главным образом хлорита, кальцита, лейкоксена, магнетита.

Текстура часто миндалекаменная: бывшие в породе пустотки выполнены хлоритом, кальцитом, реже кварцем, халцедоном, цеолитами, актинолитом, эпидотом.

ГРУППА ДИОРИТОВ — АНДЕЗИТОВ

В группе диоритов — андезитов, так же как в группе габбро — базальтов, эффузивные породы резко преобладают над интрузивными. Андезиты и андезитовые порфириты составляют 23%, а диориты всего 1,8% от общей массы магматических пород.

В соответствии с содержанием кремнезема (52—65%) породы этой группы относятся к среднему типу. Как правило, они насы­щены кремнеземом, а некоторые разности несколько, пересыщены и содержат кварц. Содержание кальция, железа и магния несколько меньше, а щелочей больше, чем в породах группы габбро—ба­зальтов: СаО 8,0—8,5%; F₂O₃ + FeO 9,0—10,0%; MgO 4,5—6,0%: Na₂O около 3,5%;.КгО до 1,5%⁽.              :

Геологически и петрографически они тесно связаны, с одной стороны, с «породами группы габбро — базальтов, с другой, — с породами группы гранитов — риолитов. Известны также разновидности, переходные к группе сиенитов — трахитов.

Среди интрузивных пород одинаковым распространением поль­зуются как собственно диориты — бескварцевые породы, так и кварцевые диориты.

Диориты — среднезернистые, редко порфировидные серые по­роды, состоящие на 30—35% из фемических и на 65—70% из са­лических минералов (рис. 51).

Главным салическим минералом диоритов является плагиоклаз, который очень часто обладает зональным строением: в центре   находится   лабрадор,    по   периферии — основной    олигоклаз. В среднем состав плагиоклаза отвечает андезину. Второстепенные светлые минералы (кварц и калиевый полевой шпат) присутствуют довольно часто, но содержание каждого из них незначительно (не превышает 5%).

Главным фемическим минералом обычно является зеленая ро­говая  обманка  и иногда  обыкновенная  бурая  роговая обманка.

Рис. 51. Диориты.

а — диорит меланократовый (меланодиорит); б — биотит-гиперстеновый диорит. в — кварцевый диорит биотитовый.

Нередко присутствуют также пироксены —гиперстен, диопсид, авгит, которые обычно образуют сростки с. роговой обманкой или находятся в последней в виде реликтов. Биотит бурый, как правило, развивается путем замещения роговой обманки.

Акцессорные минералы в диоритах находятся в значительном количестве, составляя до 5% общего объема породы. Они представлены апатитом, магнетитом, титанитом, реже ильменитом, цир­коном, ортитом. В гибридных диоритах встречаются ксеногенные минералы — гранат, силлиманит, кордиерит и др. Вторичные ми­нералы представлены соссюритам, серицитом, хлоритом, уралитом, эпидотом, лейкоксеном, каолинитом.

Структура диоритов гапидиоморфная, причем плагиоклаз обыч­но идиоморфнее фемических минералов. Если присутствуют орто­клаз и кварц, то они всегда находятся в промежутках между глав­ными минералами, а ортоклаз иногда образует каемки вокруг кристаллов плагиоклаза (см. рис. 51, в). Текстура диоритов массивная, гнейсовидная и нередко такситовая. Изредка встречается шаровая текстура.

По характеру главного фемического минерала выделяют несколько разновидностей диоритов: гиперстеновый, авгитовый, биотит-гиперстеновый и просто диорит, содержащий роговую обманку. При содержании фемических минералов менее 30%  диориты называются лейкократовыми (лейко диориты), а более 35%—меланократовыми (меланодиориты). Меланодиориты имеют большое сходство с лейкократовыми габбро, от которых отличаются по составу плагиоклазов: в диоритах он представлен андезином, в габбро — Лабрадором. Меланодиориты с плагиоклазом называют также габбро-диоритами.

Кварцевые диориты отличаются от диоритов присутствием значительного количества кварца, составляющего от 5 до 15% породы. Среди кварцевых диоритов выделяют биотитовые, биотитово-роговообманковые, биотитово-гиперстеновые, авгитовые и роговообманковые или собственно кварцевые диориты.

Жильные породы, относящиеся к группе диоритов — андезитов, довольно широко распространены. Они представлены как асхисто-выми, так и диасхистовыми разновидностями. Среди асхистовых пород, имеющих точно такой же состав, что и диориты и кварцевые диориты, различаются: микродиориты и кварцевые микродиориты, характеризующиеся микрозернистой структурой и диорит-порфириты и кварцевые дио­рит-порфир и ты, имеющие полнокристаллически-порфировую структуру.

Эффузивные породы среднего состава — андезиты — имеют непрерывные переходы к породам основного состава — базальтам. В связи с этим для точного разграничения андезитов и базальтов следует сделать химический анализ. При микроскопическом изуче­нии не всегда возможно отличить андезит от базальта и многие породы приходится относить к андезито-базальтам.

Рис. 54. Андезиты

а — авгито-гиперстеновый андезит; б — роговообманковый андезит; в — пироксеновый андезит с фенокристаллами пироксена и плагиоклаза.

Андезиты имеют обычно порфировую структуру и довольно разнообразную окраску основной массы. В разностях, переходных к базальтам, основная масса темно-серая, почти черная, в кислых андезитах—светло-серая,  желтовато-серая.   Порфировые выделения представлены прозрачными плагиоклазами и черными фемическими минералами (рис. 54).

По характеру преобладающего во вкрапленниках фемического минерала среди андезитов различают: авгитовые, гиперстеновые, роговообманковые и слюдяные разности. Нередко встречаются разновидности, в которых содержатся в одинаковом количестве два или более фемических минералов. В соответствии с фемическими минералами такие андезиты получают название пироксеновых (если одновременно присутствуют два вида пироксенов), гиперстен-роговообманковых и т. п. Оливин в типичных андезитах от­сутствует, а появляется лишь в разностях, переходных к базаль­там — андезито-базальтах.

В составе основной массы андезитов, кроме микролитов плагиоклаза, очень часто присутствует стекло, имеющее светло-бурый цвет и показатель преломления около 1,54. Микролиты пироксена и непрозрачные зерна рудных минералов (магнетита и титаномаг-нетита) находятся в очень небольшом количестве, что отличает андезиты от базальтов. Из акцессорных минералов встречаются иголочки апатита. В кислых андезитах в пустотах нередко наблю­даются агрегаты тридимита и кристобалита.

Структура основной массы андезитов весьма характерна. Это гиалопилитовая, получившая также название андезитовой, и пилотакситовая. Значительно реже встречается витрофировая структу­ра. Текстура андезитов — массивная и пористая.

Характерные черты типичных андезитов, по которым можно отличить их от базальтов под микроскопом, следующие: 1) количество фемических минералов не более 30% общей массы породы (в базальтах 50%); 2) значительное преобладание в фенокристаллах плагиоклаза (обычно зонального) над фемическими минерала­ми; 3) присутствие в фенокристаллах базальтической роговой обманки и биотита; 4) андезиновый состав микролитов (в базальтах микролиты представлены лабрадором); 5) гиалопилитовая и пилотакситовая структуры основной массы.