Помощничек
Главная | Обратная связь


Археология
Архитектура
Астрономия
Аудит
Биология
Ботаника
Бухгалтерский учёт
Войное дело
Генетика
География
Геология
Дизайн
Искусство
История
Кино
Кулинария
Культура
Литература
Математика
Медицина
Металлургия
Мифология
Музыка
Психология
Религия
Спорт
Строительство
Техника
Транспорт
Туризм
Усадьба
Физика
Фотография
Химия
Экология
Электричество
Электроника
Энергетика

ПЕТРОГРАФИЧЕСКИЕ ОПИСАНИЯ

ВВЕДЕНИЕ

Учебное пособие по петрографии магматических и метаморфических пород подготовлено в связи с началом подготовки в СибГИУ специалистов по прикладной геологии, недостаточным количеством в библиотеке СибГИУ и стране учебников и учебных пособий по петрографии и в связи с новыми принципами классификации магматических пород согласно Петрографическому кодексу 2008 года. В пособии изложены некоторые теоретические представления, связанные с особенностями генетических типов пород. Рассмотрены закономерности кристаллизации минералов из магмы, условия образования первичных магм, причины разнообразия магматических пород и их ассоциации.

В пособии представлены примеры кратких описаний минерального состава, структурно-текстурных особенностей основных типов горных пород, предлагаются упражнения и задачи для самостоятельной работы, проверки и закрепления теоретических положений. Для изучения основных положений и материалов рекомендуется обращаться к конспекту лекций, библиографическим источникам, указанным в конце пособия.

Пособие содержит необходимые сведения по вопросам, которые рассматриваются на лабораторных занятиях; позволяет студентам понять логику и последовательность макро- и микроскопического описания минералов и пород. Совместно с лекционным материалом оно даст ответ на многие вопросы программы.

 


 

 

МАГМАТИЧЕСКИЕ ПОРОДЫ

Магматические породы составляют большую часть земной коры (около 95 %) до глубины 16 км. По своей природе эти породы являются первичными, поскольку образуются из высокотемпературных магматических расплавов, возникающих в верхней мантии и глубоких горизонтах земной коры.

В процессе восходящего перемещения магматического расплава под воздействием перепада давления и ассимиляции вмещающих пород температура магмы понижается, вязкость ее увеличивается и при достижении определенного переохлаждения происходит зарождение кристаллических минералов, их рост, кристаллизационная дифференциация и окончательное затвердевание интрузивных магматических пород. Термодинамические условия кристаллизации магмы в значительной степени обусловлены ее химическим составом и глубиной, на которой происходит ее кристаллизация.

В зависимости от глубины (фациальности) формирования, магматические породы подразделяются на плутонические, гипабиссальные и вулканические.

Плутонические породыобразуются в процессе кристаллизации магмы на значительных глубинах под мощным покровом вмещающих пород. Охлаждение расплава происходит медленно и постепенно, что способствуют полной кристаллизации.

Вулканические породыобразуются при излиянии магмы на поверхность континентов, островов и водных бассейнов. В условиях низкого давления, магма быстро теряет летучие компоненты и превращается в лаву, которая, соприкасаясь с холодной воздушной или водной средой, быстро охлаждается. В переохлажденном расплаве кристаллизация происходит очень быстро, при этом образуются порфировые выделения и мелкие до криптокристаллических скелетные кристаллы, часть остаточного расплава затвердевает в форме вулканического стекла.

Гипабиссальные породы возникают, если магма останавливается на небольших глубинах от поверхности, где сравнительно невысокие температуры и относительно низкие давления. В таких условиях падение температуры магмы происходит довольно быстро и приводит к потере значительной части флюидных компонентов. В результате образуются мелкозернистые минеральные агрегаты, которые приобретают вулканический облик. К этому же классу относятся породы, образовавшиеся на том же уровне глубины в результате дезинтеграции расплава (или продуктов его кристаллизации и застывания) при магматических или флюидо-магматических эксплозиях.

Дальнейшее деление магматические пород основывается на комплексе признаков их минерального состава.

Классификация магматических пород - задача достаточно сложная и разные схемы классификаций подчеркивают различные стороны вопроса. Существуют схемы, основанные преимущественно на минеральном составе пород, другие - подчеркивают генетическое значение химического состава, третьи - главное внимание уделяют условиям залегания.

Согласно Петрографическому кодексу (2008), все магматические породы группируются в классы, отряды, подотряды, семейства, виды, а также разновидности.

Химические критерии как наиболее универсальные, применимые и для полнокристаллических, и для стекловатых горных пород, лежат в основе выделения отрядов, подотрядов и семейств.

При выделении видов и разновидностей используются преимущественно количественные минералогические и структурно-текстурные признаки пород.

По традиции результаты химических анализов горных пород обычно выражаются в весовых процентах девяти главных окислов: кислых - SiО2, AI2O3, Fe2О3: основных - FeO, MgO, CaO: щелочных Na2О, K2O, H2O. Кроме того, в большинстве случаев также приводятся некоторые обычно встречающиеся малые компоненты – TiО2, МnО, Р2О5, S.

Данные химических анализов горных пород играют важную роль при рассмотрении петрогенетических проблем магматизма. Для определения магматических пород и их классификации необходимо знать реальный минеральный состав или условный его эквивалент, вычисленный по пересчетам данный химического анализа. Реальный минеральный состав называется модальным, а вычисленный состав – нормативным. Для геологов более удобна классификация горных пород по минеральному составу.

Тип магматических горных пород подразделен по фациальным признакам (по глубине образования) на классы плутонических, гипабиссальных и вулканических пород.

Для выделения групп магматических пород использован химический признак - содержание кислых (RO2) кремнезема SiO2, основных (RO) и щелочных (R2O) компонентов, положенный в основу самых ранних классификаций изверженных пород и широко применяемый до сих пор в различных схемах классификаций.


По содержанию кремнекислоты SiО2 все магматические породы делятся на шесть отрядов (групп):

1. > 78 % - ультракислые (высококремнеземистые);

2. 64-78 % - кислые (К);

3. 53-64 % - средние (С);

4. 45-53 % - основные (О);

5. 30-45 % - ультраосновные (У);

6. < 30 % - щелочные, низко- и некремнеземистые

Магматические породы, наряду с разделением их на группы по кислотности-основности, могут быть подразделены по степени мафичности - по величине цветового индекса М, гда М - процентное содержание цветных минералов в горной породе.

По относительному содержанию суммы щелочей магматические породы разделяются на петрохимические подотряды (низкощелочные, нормальнощелочные, умеренно- щелочные, щелочные). Сумма щелочей (Na2О + К2О) в различных отрядах и подотрядах варьирует.

В пределах отрядов и подотрядов выделяются семейства горных пород в зависимости от содержания кремнезема и суммы щелочей. Для этого используется бинарная TAS-диаграмма (Петрографический кодекс России).

 
 

 

 


Рисунок 1. Классификация пород по содержанию мафических минералов (М).

 

Выделение семейств и видов проводят в значительной мере на основе общей договоренности и, по возможности, четких определений. Для характеристики семейств и установления их границ были использованы также и количественно-минералогические признаки, играющие здесь не меньшую роль, чем петрохимические показатели, структурно- текстурные особенности и др.

Минеральный состав магматических пород разнообразен, но в основном состоит из силикатов. Среди породообразующих минералов выделяются светлоокрашенные (салические) и темноцветные (фемические). Разделение минералов на 2 группы по их окрашенности имеет глубокий смысл, так как оно отражает их химический состав. Группа салических минералов богата SiО2 и АlО3, а также К и Na. Термин «салический» образован из начальных слогов латинских названий элементов Si и А1. Группа темноцветных минералов богата FeO, Fe2О3, MgO. Термин «фемический» - из начальных букв латинских названий Fe и Mg.

Среднее содержание минералов в магматических породах (100%):

Полевые шпаты 60 %

Кварц 12 %

Амфиболы и пироксены 17 %

Слюды 4 %

Прочие силикаты 6 %

Остальные минералы 1 %

Среди минералов различают главные, слагающие основную массу породы; второстепенные, присутствующие в меньшем количестве; акцессорные, присутствующие в небольшом количестве (до 5 %) и являющиеся характерной постоянной примесью.

По генетическому признаку минералы делятся на первичные и вторичные. Первичные образуются непосредственно из магматического расплава, вторичные возникают при постмагматическом изменении пород и замещают первичные минералы. Большое классификационное значение имеет состав темноцветных минералов. Для кислых пород характерен биотит, средних пород - роговая обманка, основных пород - пироксены, ультраосновных - пироксены и оливины. Щелочные породы характеризуются присутствием щелочных пироксенов и амфиболов.

Таблица 1.- Распространенные минералы магматических пород

Первичные Вторичные
главные Второстепенные Акцессорные
Фемические Салические
Оливин Пироксены Амфиболы Слюды   Кварц Калиевый полевой шпат Плагиоклазы Нефелин   В небольших количествах любые из главных минералов Циркон Рутил Апатит Сфен Монацит Ортит Магнетит Хромит и др. Альбит Эпидот Клиноцоизит Серицит Хлорит Тальк Актинолит Каолинит и др.

 

При классификации магматических пород важную роль играют содержание и состав салических минералов, особенно полевых шпатов.В кислых породах присутствуют кислые (натровые) плагиоклазы, средние породы содержат средние (натриево-кальциевые) плагиоклазы, основные породы содержат основные (богатые кальцием) плагиоклазы, ультраосновные породы не содержат плагиоклазов в числе главных минералов (рисунок 2).


 

 


Рисунок 2. Минеральный состав магматических пород.

 

Типичным минералом кислых пород является кварц, он ограниченно может присутствовать в средних и основных породах. кварц не встречается в магматических породах совместно с оливином и нефелином.Присутствие оливина в породе служит признаком недонасыщенности кремнеземом породы. Минералы группы оливина выделяется только из магм, в которых содержание этого оксида недостаточно для образования пироксена. В противном случае, при достаточном количестве в расплаве кремнезёма оливин превращается в энстатит согласно реакции:

Mg2SiО4 + SiО2 = Mg2Si2О6

форстерит энстатит

Аналогично образование и нефелина, типичного минерала щелочных пород, недосыщенных кремнезёмом. В случае, если магма насыщена в достаточной степени кремнезёмом, вместо нефелина образуется альбит по реакции:

NaAlSiО4 + 2SiО2 = NaAlSi3О8

нефелин альбит

Следует отметить, что общие особенности вещественного состава можно выделить уже при макроскопическом изучении породы. 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.

Классификация плутонических пород основывается на модальных параметрах и разделяется на три части:

1) если М меньше 90 %, порода классифицируется по ее фемическим минералам, двойной треугольник диаграммы QAPF (рисунок 3). Для использования QAPF должны быть известны модальные количества этих групп минералов, пересчитанные так, чтобы их сумма (без темноцветных) составляла 100 %;

 
 

 

 


Минералы и минеральные группы: Р - плагиоклаз (Ап5-100) и скаполит; Q - кварц;

А - щелочной полевой шпат» включая альбит (< Ans); F - фельдшпатоиды или фонды (нефелин, лейцит, нозеан и др); М - мафические (слюды, оливины, амфиболы, пироксены, рудные и др).

Рисунок 3. Классификация и номенклатура магматических пород соответственно модальному содержанию минералов в объемных %
2) Основные породы классифицируются по соотношениям плагиоклаза (Р1), пироксена (Рх), оливина (01), ортопироксена (Орх), клинопироксена (Срх) и роговой обманки (НЫ) (рисунок 4);

 
 

 

 


Рисунок. 4. Классификация и номенклатура габброидных пород: а) габброидные породы, состоящие из плагиоклаза, пироксена и оливина; б) габброидные породы, содержащие роговую обманку


3) Ультрамафическая порода имеет М больше или равно 90 % и классифицируется по ее мафическим минералам (рисунок 5).

 

 
 

 


Рисунок 5. Классификация и номенклатура ультрамафитовых пород: а) улътрамафиты, состоящие из оливина, ортопироксена и клинопироксена; б) улътрамафиты, содержащие роговую обманку


Вулканические породы классифицируются по следующей схеме:

1) если минеральная мода может быть определена, используется QAPF-диаграмма (рисунок 6);

 
 

 


Минералы: А - щелочной полевой шпат, включая альбит (< Ans); Q - кварц;

Р - плагиоклаз (Ап5-100) и скаполит; F - фельдшпатоиды или фонды (нефелин, лейцит и др); М - мафические и родственные им минералы {слюды, оливины, амфиболы, пироксеиы, рудные минералы, акцессории и др).

Рисунок 6. Классификация и номенклатура вулканических пород соответственно модальному содержанию минералов, использующая диаграмму QAPF (по Streckeisen, 1976)


2) если минеральная мода не может быть определена, используется классификация «сумма щелочей-кремнезем», или TAS (от англ. total alkali-silica) на базе химических анализов (валового химического состава пород). Если минеральная мода еще не определена, то может быть использована предварительная «полевая» классификация (рисунок 7). Если нет минеральной моды и химических анализов, используется упрощенная «полевая» классификация (рис. 8).

 

Рисунок 7. Предварительная классификация интрузивных пород для использования при полевых работах Рисунок 8. Предварительная классификация вулканических пород для использования при полевых работах  

Интрузивный магматизм

 

Интрузивный магматизм - это процесс внедрения и кристаллизации магмы в земной коре с образованием на разных глубинах интрузивных форм магматических пород. Кристаллизации расплава происходит в замкнутом пространстве в условиях длительного снижения температуры и давления.

Образующиеся интрузивные тела разделяются по: глубине образования, форме залегания, механизму внедрения магмы, тектонической структуре вмещающих пород и характеру тектонических преобразований во время формирования магматических тел. В зависимости от перечисленных факторов выделяются формы залегания интрузивных (плутонических) и вулканических (эруптивных, эффузивных) пород.

По глубине формирования интрузивные массивы делятся:

1. на субвулканические (поверхностные) - первые сотни метров - 1,5 км;

2. гипабиссальные (среднеглубинные)- 1,0...3,0 км;

3. абиссальные (глубинные) - более 3,0 км.

Рисунок 9. Формы залегания магматических тел

По отношениям к вмещающим породам среди интрузивов выделяют согласные и несогласные интрузивные тела. На рисунке 9 показаны формы

 

К согласным относятся: силлы, лополиты, лакколиты, факолиты, акмолиты, мигматит-плутоны. Среди несогласных выделяют: батолиты, штоки, дайки, этмолиты, хонолиты. Пояснения к терминам можно найти в геологических словарях.

Наибольшей известностью среди интрузий пользуются:

· Бушвельдский массив в ЮАР, являющийся одним из самых больших согласных интрузивов;

· Сёдбери в Канаде - крупнейший дифференцированный лополит;

· Великая Дайка в ЮАР данной 2000 км - одна из самых протяженных даек на Земле;

· Крупнейшие батолиты в Северо-Американских Кордильерах (длина более 2000 км), в Андах Южной Америки (прослеживаются более чем на 1000 км при ширине около 100 км);

· Хибинский массив - уникальный магматический массив щелочных пород, расположенный в центральной части Кольского полуострова;

· Ангаро-Витимский (Баргузинский) гранитоидный батолит, расположенный в Забайкалье - один из крупнейших батолитов Центральной Азии;

· Скергардский интрузив (Гренландия) - расслоенная интрузия по которой были построены первые петрологические модели.

· Тыгыр Тыз (Поднебесные зубья в Кузнецком Алатау) – гранитный батолит с меридиональной протяженностью 250 км.

Магматические породы образуются в результате кристаллизации магмы, обогащенной летучими. По мере снижения температуры расплава начинают кристаллизоваться наиболее высокотемпературные по плавкости минералы, которые обедняют расплав тугоплавкими и обогащают легкоплавкими элементами. Порядок образования из магмы породообразующих минералов описывается реакционными рядами Боуэна. При понижении температуры магмы в каждом из рядов вышестоящий минерал сменяется образованием нижестоящего минерала (рисунок 10).

 
 

 

 


Рисунок 10. Реакционные ряды Боуэна

По мере снижения температуры из расплава начинают кристаллизоваться тугоплавкие ортосиликаты магния и кальциевые плагиоклазы. остаточный расплав обогащается кремнеземом, калием, натрием и летучими компонентами, которые составляют основу минералов кислых пород. Основная часть кремнезема, содержащегося в магматическом расплаве, расходуется на создание силикатных минералов, а его избыток на завершающем этапе магматического процесса образует кварц SiО2.

Реакционный ряд Боуэна представляет обобщенную модель развития процессов образования минералов, слагающих магматические горные породы. В природе встречаются породы на 90 % и более сложенные оливином или состоящие из ассоциаций: основные плагиоклазы + пироксены, средние плагиоклазы + роговая обманка + биотит и т. д., то есть далеко не во всех случаях конечным продуктом кристаллизации магмы будут являться нижние члены реакционного ряда. Это связано с несколькими причинами и, прежде всего, с исходным составом магмы.

Магматические расплавы поступают из верхних зон мантии или образуются в результате расплавления пород литосферы при погружении их на глубину с оптимальным соотношением температуры и давления. Как известно, химический состав верхней мантии и литосферы различны, что обуславливает и различие состава магм.

Магмы, возникающие за счет плавления мантийных пород, как и сами эти породы, обогащены основными оксидами - FeO, MgO, СаО, поэтому такие магмы называют, в зависимости от состава, ультраосновными и основными. При их кристаллизации образуются, соответственно, ультраосновные и основные магматические породы. Если плавлению подвергаются наиболее верхние участки мантии, то для полного плавления пород температура оказывается недостаточной и происходит частичное плавление мантийных пород с образованием магм среднего состава, содержащих повышенное количество кремнезема. Магмы, возникающие при расплавлении пород земной коры, обедненной основными окислами, но обогащенной кремнеземом, называют кислыми; при их кристаллизации образуются кислые породы. Таким образом, выделяют следующие семейства первичных магм: ультраосновные, основные, средние и кислые.

Однако, несмотря на существование всего четырех семейств первичных магм, образующиеся из них породы весьма разнообразны и насчитывают сотни разновидностей. Многообразие магматических пород объясняется разнообразными процессами эволюции магм, среди которых можно выделить три основных: кристаллизационная дифференциация, ликвация и дифференциация при взаимодействии расплава с вмещающими породами (т. е. твердыми породами, среди которых располагается расплавленная магма).

Магма может эволюционировать, меняя свой состав, при попадании в иные условия, чем те, в которых она образовалась. В результате происходит дифференциация (разделение) магмы на несколько частных магматических расплавов. Выделяют ликвационную дифференциацию (до её кристаллизации) или кристаллизационную дифференциацию (в процессе кристаллизации).

Ликвационная дифференциация может быть результатом ликвации магмы, т. е. разделением её на две несмешивающихся расплава, из которых один сульфидный, другой – силикатный.

Кристаллизационная дифференциация связана с выделением в начальные стадии затвердевания расплава тугоплавких минералов, которые по удельному весу отличны от него. Это приводит к опусканию одной части минералов (например, кристаллов хромита, оливина и авгита) и всплыванию другой (например, плагиоклаза). В результате в вертикальном разрезе магматических тел образуются породы различного состава. Возможно изменение состава магмы и при отжимании остаточной жидкости от выделившихся кристаллов.

Первоначально предполагалось, что магматическая дифференциация и взаимодействие с вмещающими породами (ассимиляция, контаминация) ведут к разнообразию магм. В настоящее время этими процессами чаще объясняют детали строения отдельных массивов магматических пород, полосчатое строение интрузивных тел, различия в составе лав, одновременно изливающихся из вулкана на разных гипсометрических уровнях, и смену составов лав, изливающихся из вулкана.

Ассимиляцией называется процесс взаимодействия магмы с вмещающими породами, в результате чего магма полностью или частично плавит или растворяет вещество вмещающих пород и в результате изменяет свой состав. Благоприятными условиями для ассимиляции являются контрастный состав магмы и вмещающих пород, перегрев магмы и обилие в ней летучих компонентов. Ассимиляция может происходить у контакта интрузии или на глубине вследствие опускания обрушающихся частей кровли в магму.

Контаминация - это процесс переработки магмой горных пород различного генезиса, приводящее к частичному растворению последних и образованию гибридных пород, имеющих иной петрографический состав по сравнению с исходной магмой. Контаминация происходит на различных глубинах земной коры и наиболее ярко проявляется при взаимодействии магмы с породами контрастного по отношению к ней состава (например, гранитной магмы с известняками или ультраосновными породами). В отличие от процесса ассимиляции, включения постороннего материала при контаминации сохраняют реликты структуры первичных пород. Иногда сохраняются также границы включений, позволяющие судить об их первичной форме.

 


Вулканический магматизм

Лава - это магма, изливающаяся на земную поверхность при извержениях, а затем затвердевающая. Излияние лавы может происходить из основного вершинного кратера, бокового кратера на склоне вулкана или из трещин, связанных с вулканическим очагом (рисунок 11). Она стекает вниз по склону в виде лавового потока. В некоторых случаях происходит излияние лавы в рифтовых зонах огромной протяженности.

 

 
 

 

 


Рисунок 11. Строение вулкана

 

Породы, образующиеся при остывании лавы, содержат в основном SiO2, А12О3, FeO, Fe2O3, MgO, СаО, Na2О, К2О, ТiO2, МпО, фосфора Р2О5 и воду. Содержание этих компонентов в лавах превышает 1%, другие элементы присутствуют в меньшем количестве (таблица 2). Существует множество типов вулканических пород, различающихся по химическому составу. Чаще всего встречаются четыре типа, принадлежность к которым устанавливается по содержанию в породе диоксида кремния: базальт - 48-53 %, андезит - 53-64 %, дацит - 64-68 %, риолит - более чем 68 %. На рисунке 12 показана средняя концентрация каждого из основных элементов для четырех основных типов вулканических пород (рисунок 12). Породы, в которых количество диоксида кремния меньше, в большом количестве содержат магний и железо.

Таблица 2. Средний химический состав некоторых лав (%)

Оксиды Нефелиновый базальт Базальт Андезит Дацит Фонолит Трахит Риолит
SiO2 37,6 48,5 54,1 63,6 56,9 60,2 73,1
А12О3 10,8 14,3 17,2 16,7 20,2 17,8 12,0
Fe2O3 5,7 3,1 3,5 2,2 2,3 2,6 2,1
FeO 8,3 8,5 5,5 3,0 1,8 1,8 1,6
MgO 13,1 8,8 4,4 2,1 0,6 1,3 0,2
СаО 13,4 10,4 7,9 5,5 1,9 2,9 0,8
Na2О 4,4 2,3 3,7 4,0 8,7 5,4 4,3
К2О 1,4 0,8 1,1 1,4 5,4 6,5 4,8
Н2О 1,5 0,7 0,9 0,6 1,0 0,5 0,6
ТiO2 2,8 2,1 1,3 0,6 0,6 0,6 0,3
Р2О5 1,0 0,3 0,3 0,2 0,2 0,2 0,1
МпО 0,1 0,2 0,1 0,1 0,2 0,2 0,1

 

Рисунок 12. Содержание основных компонентов в вулканических породах

 

Лавы различаются по вязкости или текучести в зависимости от химического состава. Высокая вязкость характерна для риолитовых дацитовых и андезитовых лав с повышенным содержанием кремнезема. Вязкость магмы и лавы определяет характер извержения и тип вулканических пород.

Базальтовые лавы характеризуются пониженной вязкостью и повышенной подвижностью. Они состоят наполовину из кремнезема, а на другую половину из оксида алюминия, железа, магния и других металлов. Именно металлы обеспечивают высокую подвижность базальтового потока. Он обычно течет со скоростью около 2 м/с., но в мощных потоках и на склона движется с большой скоростью - 10... 18 м/с.

Поверхность текущего базальта чаще всего морщинистая (рисунок 13). Под поверхностью возникают полости, трубы и туннели, со сводов которых свисают лавовые сосульки. Более вязкие базальтовые потоки образуют поля остроугольных, шиповидных, обломков лав. Мощность лавовых потоков обычно составляет от 3 до 15 м при протяженности потоков более 100 км.

 

 

Рисунок 13. Морщинистая структура течения вязкой базальтовой лавы

 

Обширные базальтовые поля (траппы), выходящие на поверхность, часто разбиты отдельностью на ряды вертикальных 5- и 6-гранных призм. Это столбчатая отдельность образуется при медленном остывании большой массы однородного расплава. Базальт постепенно уменьшается в объеме и трескается по строго определенным плоскостям (рисунок 14).

 

 

Рисунок 14. Столбчатая отдельность в базальтах острова Кунашир

 

 

Чем больше в лаве кремнезема, тем она вязче. Так называемые средние лавы с содержанием кремнезема 53-64 % уже не так быстро текут и не столь горячи, как базальтовые. Их температура колеблется в интервале 800...900 °С, а скорость потока составляет несколько метров в день. Магматический расплав приобретает повышенную вязкость еще на глубине, что существенно влияет на излияние и движение лавы. Обычно на переднем крае более вязкого лавового языка образуется корка, которая трескается и осыпается. Осколки тут же подминаются напирающей позади горячей массой, но не успевают раствориться в ней, а застывают, образуя шаровые или подушечные лавобрекчии. Даже через десятки миллионов лет лавобрекчия сохраняет свое строение и свидетельствует о том, что в данном месте когда-то происходило вулканическое извержение.

Если количество кремнезема занимает более 63 % состава, расплав становится очень вязким и неповоротливым. Чаще всего такая кислая лава вообще не способна течь и застывает в подводящем канале или выдавливается из жерла в виде обелисков, «чертовых пальцев», башен и колонн (рисунки 15, 16).

Рисунок 15. Действующий вулкан. Магма прорывается к поверхности по столбо-образным жерлам или трещинам, извергаясь со взрывом образует из вулканических обломков, пепла и лав сопки с крутыми склонами.

Остывающий, потухший вулкан. Магма в жерлах затвердевает огромными столбами или стенами и плитами в трещинах сверху вниз

 

 

В процессе дунудации затвердевшие магматические породы образуют столбообразные и гребнеобразные останцы.

Рисунок 16. Шип Рок возвышается на 400 м над отложениями пустыни Нъю-Мехико. Образовался в результате застывания в канале продвижения магмы; в процессе длительной денудации стал выступать над поверхностью вместе с гребнем других останцов.

 

При подводном излиянии кислая лава до того сильно насыщается газами и парами воды, что буквально вскипает и становится пемзой. Пемза – очень легкий материал, с меньшей, чем у воды, плотностью, поэтому случается, что после подводных извержений мореплаватели наблюдают в океане целые поля плавающей пемзы.

По мере поднятия магмы к поверхности выделяющиеся газы образуют крошечные пузырьки диаметром чаще до 1,5 мм, реже до 2,5 см. Они сохраняются в застывшей породе. Так образуются пузырчатые лавы.

В процессе дифференционной эволюциииз одного и того же вулкана могут вытекать лавы разного состава, как, например, на Камчатке. Карбонатная лавы, состоящая из карбонатов натрия и калия, извергается в настоящее время в единственном на Земле вулкане - Олдоиньо-Ленгаи в Северной Танзании (рисунок 17). Температура расплава составляет 510 °С. Это самая холодная и жидкая лава в мире (течет подобно воде). Цвет горячей лавы - черный или темно-коричневый, но уже через несколько часов пребывания на воздухе карбонатный расплав светлеет, а спустя несколько месяцев становится почти белым. Застывшие карбонатные лавы - мягкие и ломкие, легко растворяются в воде, видимо, поэтому геологи не находят следов аналогичных извержений в глубокой древности.

 

Рисунок 17. Карбонатная лава вулкана Олдоиньо-Ленгаи в Танзании. Это самая холодная лава - ее температура не превышает 600 °С

 

 

При остывании лавы значительная часть расплава образует вулканическое стекло, в массе которого встречаются отдельные микроскопические кристаллы. Исключение составляют так называемые фенокристаллы - крупные кристаллы, образовавшиеся в магме еще в недрах Земли и вынесенные на поверхность потоком жидкой лавы. Чаще всего фенокристаллы представлены полевыми шпатами, оливином, пироксеном и кварцем. Породы, содержащие фенокристаллы, обычно имеют порфировую структуру. Цвет вулканического стекла зависит от количества присутствующего в нем железа: чем больше железа, тем оно темнее.

Кислые лавы представлены риолитами и дацитами. Состоят из кварца, кислых плагиоклазов, биотита, амфибола и ромбического пироксена. Для этих пород характерна флюидальная текстура.

Широко распространенные андезиты содержат плагиоклазы, биотит, реже роговую обманку, кварц и относятся к средним лавам.

Базальты, лавы основного состава, с вкрапленниками основного плагиоклаза, оливина и пироксенов наиболее распространены.

Ультраосновные лавы встречаются крайне редко, но были широко распространены в докембрии. Представлены коматиитами и содержат вкрапленники оливина и редко клинопироксена.

Таким образом, даже без химических анализов можно догадаться, что светлоокрашенная порода - это риолит или дацит, темноокрашенная - базальт, серого цвета - андезит. По различимым в породе минералам определяют ее тип. Так, например, оливин - минерал, содержащий железо и магний, характерен для базальтов, кварц - для риолитов.

 

 

ПЕТРОГРАФИЧЕСКИЕ ОПИСАНИЯ

Петрографические описания в зависимости от целевого назначения могут быть очень детальными и краткими. При детальном исследовании мгматического массива дается его географическая геологическая характеристика. Детально описывается минеральный состав начиная от главных породообразующих минералов и заканчивая единичными акцессорными минералами. Дается подробная текстурно-структурная характеристика магматической породы и их вариации во всех наиболее интересных участках интрузива. Проводятся петрохимические исследования и т. п. Такие описания могут составлять целее тома.

Чаще всего ограничиваются только названием породы и для хорошего специалиста этого оказывается вполне достаточно.

Наиболее распространены краткие описания горной породы. В этом описание дается очень краткая характеристика всех минералов слагающих породу, в обязательном порядке, но кратко описываются структуры и текстуры породы, несущие большую генетическую и технологическую информацию. Отмечается метод исследования и дается наиболее типичная для породы зарисовка или фотография. Далее приводятся примеры таких кратких описаний (рисунки 18- , заимствованные из различных литературных источников и в том числе из работ автора.

 

Рисунок 18. Без анализатора .; 40х.

Габбро состоит ксеноморфного клинопироксена и плагиоклаза средней основности (андезина), с примесью амфибола, эпидота, рудного минерала и кварца. Амфибол н эпидот — вторичные минералы — развиваются в виде двойных келифитовых каемок на границе пироксена и плагиоклаза. Амфибол замещает пироксен и нарастает на его зерна в виде волокон, перпендикулярных поверхности. Эпидот замещает плагиоклаз, вдаваясь в него мелкими призмами и зернами. Структура аллотриоморфно- зернистая, или габбровая, осложненная келифитовами каемками.

 

Рисунок 19. Без анализ.; увел.40. Оливиновое габбро состоит пз серпентинизированного оливина, небольшого количества нарастающего на него в виде каймы моноклинного пироксена и основного плагиоклаза, слагающего более половины породы и образующего зерна размером до 2,5—3 мм. Цветные минералы и плагиоклаз в равной степени аллотриоморфны. Структура аллотриоморфно-зернистаяя. или габбровая. Пироксен нарастает в виде каймы на ранее выделившийся оливин приближает структуру к первичным венцовым структурам.

 

Рисунок 20. Без анализ.; увел.40. Кварцевый габбро-диабаз состоит из в изометрично-зернистого клинопироксена и удлинено-идиоморфного основного плагиоклаза, неправильных зерен рудного минерала и ксеноморфного кварца. Структура габбро-диабазовая, от диабаза она отличается тем, что плагиоклаз образует не призматические, а таблитчатые индивиды, менее идиоморфен по отношению к пироксену; от габбровой - отличается идиоморфизмом плагиоклаза. Кварц в виде белых зернышек в средней части рисунка, образовался в породе последним.

 

 

Рисунок 21. Николи +; Увел 40х. Оливиновое габбросостоит из основного плагиоклаза в виде идиоморфных лейст, «диабазововых» ксеноморф-ных индивидов оливина и ромбического пироксена между плагиоклазами. Немного рудного минерала. Оливин идиоморфен по отношению к пироксену. Структура диабазовая, или офитовая. В нижней части рисунка два-три соседних промежутка выполнены пироксеном или оливином одинаковой оптической ориентировки. т. е. одним зерном, структура переходит в пойкилоофитовую.


Рисунок 22. Без анализ.; Увел. 40х. Диабаз мелкозернистый состоит из мелких беспорядочно расположенных лейст (около 0,25 -мм) основного плагиоклаза, угловатые промежутки между которыми заполнены авгитом и реже зеленым хлоритом. Много мелких зернышек рудного минерала. Авгит дает более крупные выделения, содержащие пойкилитовые включения плагиоклаза. Структура мелкодиабазовая, микропойкилоофитовая.

Рисунок 23. Увел. 40х

Диабаз а — структура диабазовая с идиоморфными крупными (до 2 мм) лейстами плагиоклаза состава андезин — лабрадора. Цветной минерал —клинопироксен, обрастает зеленовато-бурой роговой обманкой и реже биотитом. Ксеноморфный кварц, выполняет соседние промежутки (белое) Немного рудного минерала.

б — участки между крупными лейстами основного плагиоклаза выполнены микропегматитовым закономерным прорастанием калишпата и кварца. Калишпат пелитизирован и хорошо отличается от кварца. Цветной минерал замещен биотитом, хлоритом и рудными минералами. Структура породы диабазовая с микрографической основной массой.


Рисунок 24. Без анализа.,малый круг — николи +;Увел.40

Трахитоидое габбро Трахитоидная структура, обусловлена ориентированным расположением длинных индивидов плагиоклаза и пироксена. Структура — офитовая, в нижней средней части рисунка, переходная в габбровую. Длина индивидов плагиоклаза достигает 4 мм; в малом круге при скрещенных николях показан характер его двойникования. Промежутки между индивидами плагиоклаза выполнены клинопироксеном.

 

 

Рисунок 25. Без анализ.; увел. 40. Диабазсостоит из плагиоклаза и крупных зерен пироксена, с каймой из тонких шестоватых индивидов бесцветного амфибола. Рудный минерал окаймлен биотитом, цоизитом, серицитом и бесцветным игольчатым апатитом. Структура габбро-диабазовая или габбро-офитовая, промежуточная между габбровой с изометричными зернами плагиоклаза и диабазовой с удлиненными лейстовидными плагиоклазами. Наличие реакционных каемок амфибола на пироксене и биотита на амфиболе и рудном минерале позволяет связывать развитие этих каемок с воздействием растворов, несущих летучие.


Рисунок 26. Без. анализ.; Увел. 35. Диабазсостоит из лейст основного плагиоклаза, реликтовых зерен пироксена и неправильных зерен рудного минерала. В нем много вторичного мелкочешуйчатого биотита и тонкозернистого эпидота, который замещает плагиоклаз и пироксен. Биотит дает лучистые венчики на рудном минерале. Вторичные минералы маскирует диабазовую структуру, искажают формы и соотношения первичных минералов, вследствие чего структура реликтовая диабазовая и частично венцовая.

 

Рисунок 27. Без анализ.; увел 40

Габбро.Крупнозернистая порода, состоит из основного плагиоклаза, моноклинного пироксена и крупных зерен рудного минерала. Первоначальная габбровая структура изменена развитием вторичных реакционных каемок, состоящих из волокон бесцветного амфибола, нарастающих на зерна пироксена перпендикулярно к их поверхности. Они называются келифитовыми; структура породы габбровая, келифитовая. Келифитовые каемки возникают в результате метаморфизма; с ним же связывается побурение, запыление плагиоклаза, заметное в средней части рисунка. Около рудного минерала в небольшом количестве развивается биотит.


 

Рисунок 28. Николи +; увел. 80

Лабродоритсостоит из плагиоклаза - лабрадора в изометричных зернах с ксеноморфными контурами. Структура среднезернистая,ксеноморфнозернистая; размер зерна около 1 мм. и меньше.

 

 

Рисунок 29. Николи +; увел. 60.

Анортозит состоит из крупных (2—3 мм.) изометричных зерен плагиоклаза — лабрадора, сдвойникованного, по периклиновому закону. Характерны так называемые «висячие» двойники.

Структура аллотриоморфно-зернистая.


Рисунок 30. Николи; увел. 60.

Пироксеновый анортозит состоит из крупных (4—5 мм) индивидов основного таблитчатого плагиоклаза и небольшого количества пироксена. Идиоморфизм плагиоклаза возник в метасоматическом процессе. Пироксен (гиперстен и диопсид) при метасоматической собирательной перекристалли-зации подвергся замещению гиперстена диопсидом с образованием удлиненных вростков, отличающихся более низким светопреломлением. Структура гипидиобластовая, или метасоматическая.

 

 

Рисунок 31. Николи +;увел 36 . Долерит состоит основного плагиоклаза, серпентинизи-рованного оливина и акцессор-ных: рудного и коротко-призматического апатита. Первая генерация плагиоклаза — битовнит образует таблицы; вторая — лабрадор дает тонкие лейсты. Моноклинный пироксен образует неправильные призмы, с пойкилитовыми включениями лейст плагиоклаза. В интерстициях плагиоклаза второй генерации и пироксенами наблюдается хлорит. Структура гломеропорфировая, офитовая, пойкилоофитовая.


Рисунок 32: а — без анализ., б — николи +; увел. 136. Долерит. Интрузивный трапп. Фенокристаллы основного плагиоклаза и моноклинного пироксена, длинные пластинки рудного минерала в слабо раскристаллизованном буром стекле, содержащем тонкие микролиты плагиоклаза, рудного минерала и призмы пироксена. Основная масса породы при скрещенных николях почти не просветляется. В фенокристалле пироксена видны пойкнлитовые включения плагиоклаза (пойкилоофитовая структура). Структура толеитовая или гиалопойкилоофитовая.

 

Рисунок 33 . Без анализ.; увел. 80. Долерит.Гипабиссальная интрузия. Порода состоит из лейст слабо зонального основного плагиоклаза, длиной до 0,8 мм, широких призм моноклинного пироксена, проросших лейстами плагиоклаза, идиоморфных зерен оливина, замещающихся зеленовато-желтым иддингситом, рудного минерала и угловатых изолированных участков стекла, или полустекловатой основной массы с тончайшими микролитами тех же минералов. Структуратолеитовая.


Рисунок 34. Без анализ.; увел. 40. Порфировидное габбро. Плагиоклаз и пироксен образуют большое количество сравнительно крупных (около 1 мм) индивидов, которые часто касаются друг друга концами. Между ними наблюдаются более или менее замкнутые неправильные промежутки, называемые криптами. Они заполнены мелкозернистым агрегатом плагиоклаза, пироксена и в меньшей мере рудного минерала и кварца. Структура порфировидная, криптовая.

Рисунок 35. Без анализ.; увел. 40.

Базальт состоит из плагиоклаза, пироксена, рудного минерала и неправильно угловатых участков бурого стекла. Лейсты и таблички плагиоклаза расположены беспорядочно: более крупные из них (0,9 мм) фенокристаллы, более мелкие — микролиты. В интерстициях между плагиоклазами кроме скоплений зерен пироксена есть стекло; этим структура отличается от микродолеритовой. Структура интерсертальная;она настолько типична для базальтов, что ее нередко называют базальтовой.

 

 

Рисунок 36. Без анализ.; увел. 40. Базальт состоит из клино- пироксена, плагиоклаза, оливина, рудного минерала и основного вулканического стекла. Структура порфировая. Фенокристаллы: несколько разложенный оливин и крупный пироксен, проросший тонкими лейстами плагиоклаза. Микропойкилоофитовый пироксен (около 1 мм) с включениями плагиоклаза (0,2 мм), выделяется пятнами на фоне кристаллической основной массы из тонких лейст плагиоклаза и стекла интерсертальой структуры.

 

Рисунок 37. Без анализ.; увел. 30. Долерито-базальт состоит из тонких лейст и широких таблиц плагиоклаза, скоплений мелких изометричных зерен моноклинного пироксена, неправильных зерен рудного минерала, анальцима и хлоритизированного стекловатого базиса. Анальцим образует базис в средней части рисунка; он характеризуется очень низким светопреломлением (отрицательный рельеф), благодаря чему включенный в него плагиоклаз резко выделяется. Промежутки между лейстами плагиоклаза выполнены стеклом. Структура породы толеитовая.


Рисунок 38. Без анализ.; увел. 100.Базальт тонкозернистый из тонких лейст плагиоклаза, скоплений округлых изометрических зерен моноклинного пироксена, рудного минерала и угловатых участков стекла, выполняющего промежутки между минералами и содержащего дендриты рудного минерала. Наличие замкнутых участков стекла определяет структуру как толеитовую.

 

 

Рисунок 39. Без анализ., увел. 180. Вариолит-базальт состоит радиально-волокнистого вариолей, связанных стекловатой основной массой с перлитовой отдельностью флуктуационного сложения. Вариоли состоят из радиально расположенных волокон и микролитов плагиоклаза и зажатых между ними мельчайших зерен пироксена и иголок актинолита. У края вариолей наблюдаются псевдокристаллы, пересекающие волокна плагиоклаза и представляющие собой полости сжатия, выполненные в процессе кристаллизации. Вокруг вариолей образуется зеленая хлоритовая оболочка. Пустотки и трещинки выполнены эпидотом и актинолитом. В большой вариоле видна небольшая миндалинка. Структура вариолитовая. характеризующаяся четкими границами вариолей.

Рисунок 40: а — без анализ., б - николи +; увел. 50. Мендалекаменный базальт стекловатой, гиалопилитовой структуры основной массы, в которой различимы мельчайшие пластинки альбитизированного плагиоклаза (n< 1,54), мелкие и тонкие зерна рудного минерала и хлорита. Миндалины соединены проводниками и выполнены цеолитами. В скрещенных николях видно, что они нарастают на стенки пустот. На миндалины нарастает тонкая железистая пленка. Текстураминдалекаменная

 

 

Рисунок 41. Без анализ.; увел. 35. Лавовый базальт заключает в стекле длинные фенокристаллы основного плагиоклаза и мелкие призмы пироксена и рудного минерала. Миндалины аморфные, зональные, сложены более темным хлоритом, чем стекло основной массы; они очень слабо двупреломляют и имеют радиальноволокнистое строение. На миндалины нарастают корочки хлорита в виде кружевных аморфных масс. Структура порфировая; текстура миндалекаменная, перлитовая.


Рисунок 42. Без анализ.; увел. 20. Базальтовый туф состоит из округлых пепловых частиц размером до 3,5 мм и частиц витрофировых пузыристых базальтов, лимонитизированных шлаковых образований, свежих базальтов различной степени раскристаллизации. Связующая масса — анальцим или карбонат в крупных зернах. Структура витрокластическая; структура участков карбоната с включением многочисленных обломков пойкилокластическая.

 

 

Рисунок 43. Без анализ.; увел. 40. Дунит - оливинит состоит из свежих, крупных идиоморфных зерен оливина с редкими тонкими серпентиновыми прожилками и небольшого количества мелкокристалли-ческого хромита. Структура панидиоморфнозернистая.


 

Рисунок 44. Без анализ.; увел. 50. Дунит серпентинизарованный состоит из оливина и волокнистого серпентина — хризотила и редких крупных зерен хромита (вверху). Ссрпентин образует как бы сеть, в петлях которой заключены реликтовые зерна оливина, уцелевшие от серпентинизации. Местами серпентиннзация более интенсивна, оливина почти не остается, и такие участки почти полностью сложены волокнистым серпентином. Структура петельчатая, участками тонковолокнистой.

 

 

Рисунок 45. Без анализ.; увел. 40. Гранатовый лерцолит состоит из очень крупных (6—7 мм) зерен моноклинного пироксена, более мелких (до 3 мм) зерен оливина. По границам пироксенов и оливина развиваются округлые зерна и цепочки зерен граната—пиропа, сливающиеся в прожилки и каемки. В оливине заметна незначительная серпинтинизация (в нижней части рисунка). Структура реакционная,аллотриоморфнозернистая.

 


Рисунок 46. Без анализ.; увел. 35. Гранатовый пироксенит состоит из очень крупных (2 см) широких призм моноклинного и ромбического пироксена. Между индивидами пироксенов, и вдаваясь в них по трещинам отдельности и по спайности, развивается гранат — пироп. Структура реакционная, аллотриоморфнозернистая.

 

Рисунок 47. Без анализ.; увел. 70. Пироксенит – окварцованный гиперстенит. На рисунке показана часть крупного зерна гиперстена, замещающегося мелкими округлыми зернами кварца и частью скоплениями зёрен его (внизу и справа). Окварцевание сопровождается отложением рудного вещества в виде мелких зерен и неправильных масс магнетита. Структура замещения пойкилобластовая. Порода соответствует начальной стадии превращения ультрабазита в железистый кварцит.

 


Рисунок 48: а — без анализ.; б — николи +; увел. 50. Апопироксеновый серпентинит. В породе наблюдаются тонкие пересекающиеся под различными углами полоски серпентина. Полосы, слагающие решетку, состоят из хризотила, волокна которого располагаются перпендикулярно длине полос. Отверстия решетки выполнены различными разновидностями серпентина — серпофитом, хризолитом, антигоритом — и карбонатом. Структура решетчатая, петельчатая.

Рисунок 49. Николи +; увел. 50. Серпентинит гарцбургитовый. Видны крупные индивиды бастита, частью стоящие на погасании, и тонкозернистая связующая их серпентиновая основная масса. Бастит замещает порфировидные выделения ромбического пироксена; наличие этих псевдоморфоз делает структуру бластопорфировидной. Основная масса мелких листочков серпентина (аитигорита) имеет микролепидобластовую струк-туру. Она развилась по более мелким зернам оливина и пироксена.


Рисунок 50. Николи +; увел. 50. Серпентинит антигоритовый гарцбургитовый. По исходному гарцбургиту и оливину развиваются вначале длинные лучистые индивидов актинолита, а позднее вся порода серпентинизировалась с развитием пластинчатрго антигорита, различно ориентированного в пределах каждого зерна исходной породы, так что границы этих зерен хорошо видны. Особенно четко выделяются псевдоморфозы по длинным индивидам актинолита. Структура псевдоморфно-пластинчатая.

Рисунок 51. Николи +; увел 40. Серпентинитсостоит из угловатых обломков серпентинита размером до 2—2,5 мм., связанных волокнистым или пластинчатым серпентином. В обломках заметна неясная решетчатая структура, что дает основание считать, что в породе, подвергшейся серпентинизации, содержался пироксен. Наличие в породе обломков и связующего их вещества создает брекчиевидную текстуру; которая возникает в результате эндотектонического процесса в связи с увеличением объема породы при ее серпентинизации.


Рисунок 52. Николи +; увел. 130. Серпентинит антигоритовый мелкозернистый состоит из тонколистоватого антигорита. В скрещенных николях видно, что неправильные листочки его имеют зубчатые ограничения и распределены беспорядочно. Реликтов структуры исходной породы не наблюдается. Структура листоватая.

Рисунок 53. Николи +; увел. 50.

Серпентинит хризотиловыйа — вся масса породы сложена весьма тонкими параллельно-волокнистым хризотилом.

Серпентинит антигоритовыйб — порода состоит из пластинок антигорита, имеющих вид лучей и собранных в пучки в виде метелок. Структура метельчато-лучистая.

 

Рисунок 54. Николи +; увел. 50. Серпентинит хризотиловый состоит из крупных волокон хризотила, большей частью расположенных параллельно. В отдельных участках, как, например, в центре рисунка, наблюдается перекрещенное расположение волокон; структура таких участков является перекрещенно-волокнистой.

Рисунок 55. Николи +; увел. 60.Серпентинит полосчатый. Чередуются тонкие полоски пластинчатого серпентина - антигорита и крупные, но прерывистые полоски волокнис-того серпентина. Полоски пластинчатого серпентина (светлое) угасают одновременно по всему шлифу; в их составе бурый карбонат образует скопления у края полос. Волокнистый серпентин образуют веерообразные пучки с тонкими рудными минералами вдоль волокон. Он образовался раньше пластинчатого серпентина. Структура волокнистая и пластинчатая; текстура тонкополосчатая.

Рисунок 56: а — николи +; б, в без анализ.; увел. 12.

а. - Серпентин-карбонатный лиственит измелкозернистого гранобластового магнезита и субпараллельного округленно-удлиненного антигорита с решетчатой структурой. б — Хлорит-кварц-карбонатный лиственитиз линзовидногое гранобластового карбоната с примесью бесцветного хлорита и рудного минерала. Через буроватый карбонат проходят жилки светлого карбоната. в — Кварц-карбонатный лиственит в темный карбонат включены более светлый с резкой псевдоабсорбцией и мелкозернистого кварца.

 

Рисунок 57. Без анализ.; увел.40. Диорит роговообманко-кварцевый состоит из плагиоклаза, кварца и идиоморфной роговой обманки; акцессорные — рудный, апатит и сфен. Таблитчатый плагиоклаз гипидиоморфный, он ограничен контурам роговой обманки. Зерна кварца (белое) совершенно ксеноморфны и заполняют промежутки между роговой обманкой и плагиоклазом. Структура гипидиоморфно-зернистая.


Рисунок 58. Без анализ.; увел.40. Гиперстеновый диорит состоит из идиоморфно-таблитчатого плагио-клаза и призматических зёрен гиперстена (резкий рельеф), частью замещенного бледно-зеленым волокнистым актинолитом. Гиперстен и его псевдоморфозы также имеют призматические формы. Примесь рудного минерала и единичных пластинок биотита (тонкая частая штриховка). Структура призматически-зернистая, типичная для диоритов и часто называемая также диоритовой.

 

 

Рисунок 59. Николи +; увел. 40. Кварцевый диоритовый порфирит порфировой структуры, характеризующуюся обилием фенокристаллов, которые представлены зональным плагиоклазом и в меньшем количестве оплавленным кварцем (справа внизу), роговой обманкой и биотитом. Такая порфировая структура называется невадитовойилиполифировой. Основная полнокристаллическая мелкозернистая масса состоит из мелких табличек плагиоклаза, призм роговой обманки, ксеноморфного кварца, чешуек хлоритизированного биотита, рудного минерала. Структура её микроаллотриоморфнозернистая.


Рисунок 60: а — без анализ.; б — николи +; увел. 60. Кварцевый диоритовый порфирит. Структура порфировая.Фенокристаллы основного плагиоклаза двух генераций достигают 2 мм, зональны и соссюритизированы. В кристалле полукруглые зоны роста подчеркнуты продуктами выветри-вания. и также обрастают кислой оболочкой. Второй генерации принадлежат мелкие (0,5 мм) свежие плагиоклазы и буровато-зеленая роговая обманка, замещенная хлоритом и рудным минералом. Структура основной массы микродиоритовая полнокристаллическая, гипидио-морфнозернистая.

Рисунок 61. Без анализ.; увел. 40. Роговообманковый андезит Фенокристаллы представлены двумя генерациями плагиоклаза и одной генерацией более мелких призм коричневой роговой обманки с тонкой опацитовой каемкой. Размер крупных фенокристаллов плагиоклаза первой генерации около 1 мм. Основная масса представляет собой тонкий войлок микролитов плагиоклаза, не обнаруживающих никакой ориентировки в своем расположении и склеенных стеклом. Структура порфировая с микролитовой основной массой.


Рисунок 62. Баз анализ.; увел. 40. Пироксеновый андезит. Фенокристаллы представлены плагиоклазом — андезином размером от 0,15 до 1,5 мм. и двумя пироксенами — авгитом и гиперстеном — также различных размеров. Более крупные фенокристаллы плагиоклаза оплавлены и содержат включения основной массы. Различные размеры фенокристаллов позволяют называть структуру сериально-порфировой. Основная масса состоит из очень тонкого агрегата микролитов полевого шпата, склеенных стеклом; структура криптокристаллическая.

 

 

Рисунок 63. Без анализ.; увел.80. Андезитовый порфирит. Мелкие (около 0,5 мм) фенокристаллы разложенного плагиоклаза и единичные псевдоморфозы вторичных минералов по цветному минералу (в ве




©2015 studopedya.ru Все права принадлежат авторам размещенных материалов.