2.2. Формы залегания  и отдельность магматических горных пород

     Формы магматических тел зависят от состава магмы, ее вязкости, количества флюидов, от места их формирования (геологической  и тектонической обстановки).

     Различаются тела интрузивных пород, образовавшихся на разных глубинах в земной коре, и  тела эффузивных пород, застывшие на земной поверхности или вблизи нее.

     Внутреннее  строение магматических тел связано  с их формой и обусловлено механизмом внедрения магмы, ее физическими  свойствами, глубиной остывания расплава, соотношением с вмещающими породами, характером движения магмы и вмещающих пород во время становления магматического тела, распределением летучих и условиями их отделения, а также от степени раскристаллизации расплава ко времени его формирования.

3.  КЛАССИФИКАЦИЯ  МАГМАТИЧЕСКИХ ГОРНЫХ  ПОРОД

     Все магматические горные породы различаются по условиям залегания и образования на глубинные (плутонические), жильные или дайковые и вулканические.

     Глубинные и жильные породы образуются путем  внедрения (интрузии) магмы внутри земной коры и называются еще интрузивными. Вулканические породы формируются  в результате  излияний или извержений магмы на поверхность земли или  дно океанов (эффузивные, или излившиеся, породы) и при затвердевании вблизи поверхности дегазированной магмы (субвулканические породы). Эффузивные породы нередко сопровождаются пирокластическими образованиями, состоящими из обломков эффузивов, их минералов и вулканического стекла, реже обломков посторонних пород.

     Химическая  классификация основывается на данных анализов, получаемых из лаборатории, которые не всегда имеются в распоряжении исследователя. Наиболее простым и  быстрым методом подразделения  горных пород является их классификация по минеральному составу. Минеральный состав пород во многом зависит от химического; для его определения в полнокристаллических породах обычно достаточно применения поляризационного микроскопа. Сложнее обстоит дело при определении полукристаллических или стекловатых пород. Минеральный состав здесь, как будет показано дальше, не может служить классификационным признаком.

3.1. Химическая классификация

     Главным оксидом магматических горных пород, присутствующим в значительных количествах  во всех породах, является кремнезем, содержание которого в породах — основной признак их кислотности. Принято относить породы с содержанием SiO2 менее 45% к ультраосновным; породы, в которых количество кремнезема колеблется от 45 до 52%> — к основным; 52—60% — к средним, более 65%—к кислым. Другой классификационный признак — суммарное содержание в породах щелочей; щелочность нарастает по мере увеличения содержания кремнезема.

     За  основу разделения магматических пород  по химическому составу примем диаграмму, построенную в координатах SiO2—(KaO + Na2O) (рис. 3.1.). По соотношению SiO2 и К2О+Na2O породы делятся на три ряда:

1. породы нормальной щелочности
2. породы повышенной щелочности
3. щелочные породы с щелочными темноцветными минералами (без фельдшпатоидов или фельдшпатоидные).

     В пределах каждого ряда находятся  петрохимические группы пород, выделяемые по содержанию кремнезема. В ряд пород нормальной щелочности входят группы дунитов, перидотитов, пироксенитов, габбро (рис. 3.2.), габбро-диоритов, диоритов, кварцевых диоритов, гранодиоритов, гранитов и их эффузивных аналогов (коматитов, пикритов, базальтов, андезито-базальтов, андезитов, дацитов, липаритов). Ряд пород повышенной щелочности включает в себя амфиболовые и слюдяные перидотиты, меймечиты, субщелочные габбро и трахибазальты, сиениты и трахиты, граносиениты и трахилипариты.

     Щелочные  породы: якупирангиты, ийолиты, уртиты и нефелиниты; эссекситы, шонкиниты, фергусситы и тефриты, базаниты; нефелиновые сиениты и фонолиты; щелочные граниты и пантеллериты, комендиты.

3.2. Количественно-минеральная  классификация

     Полнокристаллические  породы можно разделить на разновидности  по количественным соотношениям реальных минералов, слагающих их при нанесении  количественных составов на классификационные  треугольники.

     В вершинах треугольника находятся главные породообразующие минералы изучаемой группы. Каждая сторона треугольника принимается за 100%. Для нанесения состава на треугольник рассчитывают на 100% те минералы, которые расположены в его вершинах. Откладывают содержание какого-либо минерала по стороне треугольника, через эту точку проводят линию, параллельную  основанию, противолежащему вершине минерала. Так же поступают с содержанием второго минерала. Точка пересечения проведенных линий покажет положение данной породы в треугольнике (рис. 3.3.).

     Рассмотрим  треугольник наиболее распространенных пород. Ультрамафиты состоят из оливина (Ol) и пироксенов (СРх — клинопироксен, ОРх — ортопироксен). Разновидности их по количественным  минеральным соотношениям видны на рис. 3.4. Породы, сложенные оливином, пироксенами и основными плагиоклазами (Рl), показаны на рис. 3.5., где орто- и клинопироксен объединены. Кварц-полевошпатовые породы классифицируются по соотношению кварца, плагиоклаза и калиевого полевого шпата (рис. 3.6.).

     Рассмотренные классификационные треугольники по количественному минеральному составу применяют при исследовании полнокристаллических пород.

3.3. Классификация  вулканогенных горных пород

     Единственным  достоверным способом классификации  вулканогенных пород является классификация по химическому составу. При наличии результатов химических анализов пользуются теми же критериями разграничения вулканитов, что и при классификации плутонических пород. Химический анализ должен контролироваться петрографическим исследованием пород, так как наличие крупных миндалин, включений посторонних обломков, метасоматические изменения могут в значительной мере его исказить.

     Классификация по минеральному составу в чистом виде может применяться лишь условно. В этом случае по результатам химического анализа вулканических пород вычисляется нормативный (теоретический) минеральный состав, позволяющий найти место им на классификационных треугольниках и сопоставить их по минеральному составу с соответствующими плутоническими породами.

     Невозможность использования минерального состава для точной диагностики вулканитов связана как с частым присутствием в этих породах вулканического стекла, так и главным образом с неравновесностью минералов — вкрапленников с составом пород. В общих чертах существует близость минерального состава плутонических и соответствующих им по химизму эффузивных пород. Например, присутствие вкрапленников кварца в вулканитах свидетельствует об их кислом составе, оливина и основного плагиоклаза — об основном. Однако не следует искать полной аналогии в минеральном составе вулканических и плутонических пород, так как он связан с разными условиями их кристаллизации, отличиями в составе флюидов и режиме их отделения, что влияет не только на структуру и порядок кристаллизации пород, но и на их минеральный состав и состав минералов. Так, например, амфибол, являющийся обязательным минералом в кварцевых диоритах, часто полностью отсутствует в андезитах; биотит, всегда встречающийся в нормальных гранитах, редок в липаритах; липарит — почти полный аналог по химизму гранита — может не содержать вкрапленников и микролитов калиевого полевого шпата (весь калий может войти в состав вулканического стекла); состав плагиоклаза во вкрапленниках липаритов более основной, чем в гранитах, и т. д. При отсутствии химического анализа вулканитов для их диагностики, а соответственно и отнесения в ту или другую группу, наряду с минеральным составом привлекается и ряд других косвенных признаков.

     Структура пород, в особенности основной массы  вулканитов, часто дает значительную информацию об их составах. Например, сферолитовые структуры основной массы эффузивов свидетельствуют об их кислом составе; офитовые и интерсертальные структуры обычны для основных пород.

     О составе вулканического стекла основной массы можно судить по продуктам  его разложения — кварц-полевошпатового для пород кислого состава и хлорит-альбит-эпидотового — для пород среднего и основного составов.

     В отличие от плутонических пород  вулканиты разделяются также  по своей сохранности на кайнотипные  и палеотипные разновидности, хорошо отличающиеся как в полевых условиях, так и при изучении их в лаборатории под микроскопом. В понятие кайнотипная, или палеотипная, порода не вкладывается возрастной смысл, а лишь петрографический облик пород, степень их измененности. Вулканиты кайнотипного ряда вне зависимости от их геологического возраста отличаются свежестью, сохранностью вулканического стекла; палеотипные — измененностью минералов и вулканического стекла. Полевые шпаты кайнотипных пород прозрачны, обладают ясным блеском по плоскостям спайности, цветные минералы темные; вулканическое стекло имеет стеклянный блеск и отличается вне зависимости от состава пород темной — черной, бурой, зеленой — окраской. При переходе пород в палеотипное состояние первым изменяется вулканическое стекло, распадающееся на агрегат вторичных минералов, состав которых связан с химизмом стекла.

     В вулканитах кислого состава первично стекловатая масса приобретает  светлые — желтовато-зеленоватые, розовые — окраски; стекла вулканитов среднего и основного составов становятся зелеными, фиолетовыми, интенсивность окраски их увеличивается с повышением основности пород. Преображаются и минералы: плагиоклазы замещаются агрегатом вторичных минералов, в результате чего мутнеют, калинатриевые полевые шпаты приобретают темно-красные окраски, амфиболы и пироксены утрачивают блеск на плоскостях спайности и имеют зеленоватые и грязно-бурые окраски. Пузыри в пузыристых эффузивах выполняются агрегатом вторичных минералов, слагающих миндалины.

     В СНГ широко распространена двойная номенклатура палеотипных пород, когда к преобладающему большинству палеотипных пород  добавляется слово «порфир» (для пород, в которых содержание K>Na) или «порфирит» (для пород с обратными соотношениями К и Na). Наиболее распространенными палеотипными разновидностями с добавлением слова «порфир» являются вулканиты кислого состава, «порфирит» — среднего и основного составов нормальной щелочности. Например, если кайнотипная порода кислого состава называется липарит, палеотипная — носит название липаритовый порфир; базальты — породы основного состава — имеют палеотипными аналогами базальтовые порфириты3. Исключения, когда палеотипная порода имеет самостоятельное наименование, редки (хотя они относятся, например, к такой широко распространенной породе, как диабаз — палеотипному аналогу долерита).

     Как известно, к вулканическим породам  наряду с образованиями лавового облика относятся вулканогенно-обломочные породы, в основу их разделения, так  же как и любых других магматических  пород, положен их химический состав; в соответствии с этим выделяют породы липаритового, андезитового, базальтового и других составов. Вулканогенно-обломочные породы часто содержат примесь чужеродного материала, объем которого, как правило, превышает тот, что содержится в эффузивах, однако, в общем, количество его обычно невелико, и он мало влияет на состав пород в целом. Дальнейшее подразделение вулканогенно-обломочных пород производится по характеру скрепляющей обломки массы, которая может быть эффузивной, отсутствовать совсем (в спекшихся разностях) или может быть представлена гидрохимически переработанным пепловым цементом. Среди пород с лавовым цементом широко распространены лавовые брекчии, т. е. лавы, содержащие значительное количество обломков чаще всего сходного со скрепляющей массой состава. Лавовые брекчии не принято подразделять по величине обломков, так как их размерность не имеет принципиального значения.

     В группу обломочных пород с лавовым  цементом попадают, по современным  представлениям, и породы, выделяющиеся под названием игнимбриты. Генезис  этих образований до сих пор во многом дискуссионен, на их характеристике мы остановимся позже при описании вулканогенных пород кислого состава.

     К следующему типу вулканогенно-обломочных пород относятся пирокластические породы — породы, образовавшиеся из обломков, выброшенных во время извержения. Рыхлый пирокластический материал носит название тефры. В связи с неустойчивостью вулканического стекла, играющего значительную роль среди пирокластического материала, тефра чрезвычайно быстро литифицируется и превращается в консолидированную плотную породу — туф. Пирокластические породы подразделяются по величине обломков. Размерность обломков имеет важное значение, так как по ней можно судить о близости или удаленности от центров извержения.

     По  агрегатному состоянию туфы делятся на витрокластические, состоящие из осколков тонкораспыленного вулканического стекла, т. е. вулканического пепла; кристаллокластические, сложенные преимущественно осколками минералов, и литокластические, состоящие в значительной мере из обломков пород. В чистом виде встречаются лишь витрокластические разности. Преобладающее большинство туфов состоит из всех трех слагающих — вулканического пепла, осколков минералов и обломков пород; в этом случае нет надобности вводить в наименование туфа указание его агрегатного состава. Это необходимо лишь тогда, когда исследователь хочет подчеркнуть какую-то характерную черту туфа, т. е. значительное преобладание в нем тех или иных составляющих.