Ковалёв С.Г. (и др.) Общая геология с основами гидрогеологии и гидрологии

Подождите немного. Документ загружается.

261

чить непосредственным определением. Это объясняется тем, что магма-

тические горные породы близкого химического состава могут иметь раз-

личный минеральный состав, так как последний зависит не только от хи-

мического состава магмы в случае магматических пород и исходной по-

роды в случае метаморфических пород, но и от условий их становления

(табл. 15 ).

Помимо того, состав породообразующих минералов является слож-

ным, в них входят рассеянные элементы, определение которых оптиче-

скими методами невозможно. Что касается стеклосодержащих вулканиче-

ских пород, то их вещественный состав можно определить только хи-

мическим путем. Таким образом, для установления вещественного соста-

ва горной породы необходимо определить как химический, так и ее мине-

ральный состав. Изучением химического состава магматических пород

занимается раздел петрологии, называемый петрохимией. Определение

химического состава горных пород осуществляется путем количественно-

го химического (силикатного) анализа.

Таблица 16

Средние составы магматических пород (по Р.А.Дэли)

Окисел Гранит Грано-

диорит

Диорит Габбро Базальт Пери-

дотит

Дунит

SiO

70,18 65,01 56,77 48,24 50,48 43,95 40,49

TiO

0,39 0,57 0,84 0,97 1,45 0,10 0,02

14,47 15,94 16,67 17,88 15,34 4,82 0,86

1,57 1,74 3,16 3,16 3,84 2,20 2,84

FeO 1,78 2,65 4,40 5,95 7,78 6,34 5,54

MnO 0,12 0,07 0,13 0,13 0,20 0,19 0,16

MgO 0,88 1,91 4,17 7,51 5,79 36,81 46,32

CaO 1,99 4,42 6,74 10,99 8,94 3,57 0,70

O 3,48 3,70 3,39 2,55 3,07 0,63 0,10

O 4,11 2,75 2,12 0,89 0,97 0,21 0,04

0,19 0,20 0,25 0,28 0,25 0,10 0,05

В составе магматических пород только восемь элементов играют в ко-

личественном отношении ведущую роль. Это О, Si, Аl, Fе, Мg, Са, Nа и К.

Г.Вашингтон назвал их петрогенными элементами. В подчиненном коли-

честве (десятые и сотые доли %) встречаются Тi, Р, С, Сl, S, Ва, Sr, Мn, Zr,

Ni, Со, V. Все остальные элементы, вместе взятые, составляют около

0,5%. Химический состав горных пород выражают оксидами соответст-

вующих химических элементов; для магматических пород главными бу-

дут SiO

Аl

, Fе

, FеО, МgО, СаО, Nа

О и К

O; их сумма равняется в

среднем 96,88 % массовой доли валового состава этих пород.

262

263

Кроме упомянутых петрогенных элементов, магма содержит (в рас-

творенном виде) летучие компоненты, иногда в существенном количест-

ве. При ее остывании последние обычно отделяются от нее, что видно при

наблюдении процессов современного вулканизма, а также при изучении

состава минералов пегматитовых даек, некоторых метасоматитов и др.

Эти компоненты играют заметную роль при процессах эндогенного поро-

дообразования. Еще в XIX веке Г.Абих в основу классификации магмати-

ческих пород положил содержание SiO

. В настоящее время по процент-

ному содержанию массовой доли SiO

выделяют: ультраосновные породы

(ультрамафиты), в которых SiO

составляет 30 – 44%; основные породы

(мафиты) – SiO

44 – 53%, средние породы – SiO

53 – 64 % и кислые по-

роды SiO

– 64 – 78 %. По молекулярному содержанию Аl

, СаО, Na

и К

О магматические породы делятся на три группы: нормальные, или

известково-щелочные (СаО + Nа

О + К

О) > Аl

> (Nа

О + К

О), пере-

сыщенные щелочами, или агпаитовые, (Nа

О + К

О) > Аl

и пересы-

щенные алюминием, или плюмазитовые – Аl

> (СаО + Na

O + K

O).

А.А.Маракушевым разработана систематика магматических пород по

данным сводок региональных петрографических работ. По кремнекислот-

ности и общей щелочности магматические породы подразделяются им на

четыре ряда или группы (рис. 90): 1) щелочноземельные породы; 2) ще-

лочные кварцсодержащие породы; 3) щелочные породы без кварца и

фельдшпатоидов; 4) фельдшпатоидные щелочные.

Характеристика магматических горных пород. Дунит – полнокри-

сталлическая глубинная ультраосновная порода, состоящая почти нацело

из оливина (свыше 90%), обычно содержащего 3–12% фаялитового ком-

понента. В акцессорных количествах присутствует идиоморфный высоко-

хромистый хромшпинелид (до 5%). Структура панидиоморфнозернистая,

у серпентинизированных разностей – петельчатая. Распространен в дунит-

гарцбургитовых и дунит-пироксенит-габбровых комплексах складчатых

областей, на древних платформах – в расслоенных интрузиях и кольцевых

щелочно-ультраосновных комплексах. По современным представлениям,

дуниты входят в состав офиолитовых комплексов, являющихся фрагмен-

тами древней океанической коры. Кроме того, они могут являться диффе-

ренциатами различных исходных расплавов (ультраосновного, основного,

щелочно-ультраосновного), а сходство их составов – результат конвер-

генции.

Пироксенит – собирательный термин для обозначения полнокристал-

лических интрузивных ультрамафитов нормальной щелочности, состоя-

щих главным образом из пироксенов (моноклинного, ромбического или

их комбинации), иногда с существенной примесью кальциевого амфибола

– клинопироксенитов, вебстеритов, ортопироксенитов, оливиновых пи-

264

роксенитов, роговообманковых пироксенитов. Согласно рекомендациям

Международной подкомиссии по систематике изверженных пород, к пи-

роксенитам должны быть отнесены породы, содержащие более 60% пи-

роксенов. В качестве породообразующих минералов могут присутство-

вать также гранат, ильменит, оливин, слюда, шпинель, плагиоклаз; веду-

щие акцессорные минералы – магнетит, хромшпинелиды. Состав пирок-

сенов в пироксенитах сильно варьирует: от энстатита до гиперстена и от

жадеита до диопсида. Структура обычно панидиоморфнозернистая; встре-

чаются и порфировидные разности. По петрохимическим особенностям

пироксениты занимают промежуточное положение между существенно

оливиновыми ультрабазитами (перидотитами) и основными породами –

габбро или норитами.

Пикрит – ультраосновная вулканическая или гипабиссальная порода.

Состоит из преобладающего оливина повышенной железистости (до 20%

фаялита) и подчиненного клинопироксена (авгита, титанавгита или диоп-

сид-авгита); иногда в значительном количестве присутствует амфибол (ба-

зальтическая роговая обманка, керсутит). Количество слюды (биотита или

флогопита) в пикритах нормального петрохимического ряда не превышает

10%; при большем ее содержании пикрит относится к щелочному семейст-

ву. Ведущие второстепенные и акцессорные минералы – основной плагиок-

лаз (Аn 70–90), присутствие которого является, согласно первоначальному

определению Чермака, наиболее важной диагностической особенностью

пикритов, ортопироксен (гиперстен), хромшпинелид, гранат пироп-

альмандинового состава, магнетит, титаномагнетит, апатит, перовскит,

сульфиды и ряд других. Структура нормальных пикритов обязательно зер-

нистая (от средне- до тонкозернистой), однако более обычны порфировид-

ные и порфировые пойкилитовые структуры. Помимо оливина, во вкрап-

ленниках почти постоянно присутствует клинопироксен, иногда амфибол и

слюда. Структура основной массы порфировых разностей микролитовая

или витрофировая. Основная масса сложена, как правило, клннопироксе-

ном, плагиоклазом, слюдой, рудными минералами, стеклом. Часто она

сильно разложена и замещена вторичными продуктами, среди которых пре-

обладает серпентин. В химическом отношении пикриты являются типич-

ными ультраосновными породами, с содержанием кремнезема 34–44 вес.%,

низкой щелочностью (Nа

О + К

О не превышает 2 вес. %) и высокой магне-

зиальностью. Постепенными переходами пикриты связаны с пикритоба-

зальтами, относящимися к группе основных пород. Пикриты являются

обычными спутниками базальтовых вулканических ассоциаций, а также

присутствуют в составе некоторых комплексов гипабиссальных, диффе-

ренцированных базитовых интрузий.

Габбро – кристаллически зернистая основная интрузивная порода, со-

265

стоящая главным образом из комбинации основного плагиоклаза и моно-

клинного пироксена, с примесью ромбического пироксена или роговой об-

манки. Акцессорные минералы: апатит, магнетит, ильменит. Второстепен-

ные – биотит, иногда кварц, ортоклаз, шпинель. В отличие от диорита, в

габбро должен присутствовать плагиоклаз с содержанием более 50% анор-

титовой составляющей. Характерны аллотриоморфнозернистая и офитовая

структуры. Текстура массивная однородная, иногда полосчатая. Главней-

шие вторичные изменения – уралитизация и соссюритизация. Габбро слага-

ет различных размеров интрузивные залежи и дайки, лакколиты, лополиты

и штоки. Оно является глубинным эквивалентом базальта.

Базальт – основная порода, содержащая 44–53% кремнезема, обычно

излившаяся, иногда интрузивная (в виде даек и силлов), состоящая при-

мерно поровну из плагиоклаза (лабрадор или битовнит), железо-магне-

зиальных минералов (главным образом авгита или пижонита), стекла и

значительной примеси рудных минералов. Как правило, базальт имеет

скрытокристаллическую структуру, лишенную или содержащую порфи-

ровые выделения пироксена, оливина, плагиоклаза, и редко, роговую об-

манку. Для пород характерны ннтерсертальная структура и столбчатая

отдельность. Является эффузивным аналогом габбро и норита. Выделяют-

ся базальты нормального (Nа

О + К

О = 1,5–2,5%) и субщелочного (Nа

+ К

О = 2,5–9,5%) ряда. Для последних характерны титанавгит, эгиринав-

гит, калиевый полевой шпат и др.

Диорит – интрузивная кристаллически-зернистая порода, состоящая из

зонального плагиоклаза (Аn 25–50) в количестве 65–95%, кварца (до 5%),

калиево-натриевых полевых шпатов (до 10%). Темноцветные минералы

(до 40%) представлены роговой обманкой, моноклинным, реже ромбиче-

ским пироксеном. Рудные и акцессорные минералы: магнетит, ильменит,

апатит, сфен, реже циркон, ортит, редко турмалин и др. Принадлежат

нормальному и субщелочному рядам и соответственно относятся к семей-

ствам нормального и субщелочного рядов натриевой и калиево-натриевой

серий (Na

O/K

O = 0,4–31%). Диориты нормального ряда обычно наибо-

лее ранние представители сложных диорит-гранодиоритовых, габбро-

диорит-гранодиоритовых, а субщелочные диориты – диорит-монцодио-

рит-монцонит-гранодиорит-гранитных массивов. Оба вида характеризу-

ются большим содержанием ксенолитов глубинного происхождения,

большой пестротой состава и появляются в связи с главной фазой склад-

чатости, а также в начальные, средние и конечные этапы развития склад-

чатых областей.

Андезит – порфировая, очень редко афировая, массивной, пузыристой

или флюидальной текстуры вулканическая порода с гиалопилитовой,

микролитовой, пилотакситовой или витрофировой структурой основной

266

массы. В порфировых разновидностях вкрапленники составляют от 1 до

70%. Главные породообразующие минералы: плагиоклаз (во вкрапленни-

ках – от основного андезина до битовнита, а в основной массе до лабрадо-

ра), один или несколько цветных минералов (биотит, красновато-бурая

базальтическая, реже бурая роговая обманка), пироксены – ромбические

(бронзит, гиперсен, энстатит), моноклинные (диопсид, пижонит, авгит). В

основных разновидностях иногда наблюдается оливин, в более кислых –

кварц. Обычно присутствует вулканическое стекло. Рудные минералы:

магнетит; акцессорные – апатит, сфен. По химическому составу – эффу-

зивный аналог диорита нормального ряда. Содержание SiO

= 57–64%.

Андезиты широко развиты в складчатых областях, развивающихся в ост-

роводужном режиме. Являются типичными для вулканических районов

среди непрерывных серий от базальтов до риолитов.

Гранит – полнокристаллическая, равномернозернистая (или порфи-

ровидная) плутоническая, реже метасоматическая, кислая порода, со-

стоящая из плагиоклаза (альбита, олигоклаза – An 10–25, реже андези-

на), калиево-натриевого полевого шпата, кварца (от 20 до 40, реже до

60%) и темноцветных минералов: биотита, мусковита, железистой рого-

вой обманки, моноклинного пироксена (диопсид-геденбергитового и

авгитового состава, редко гиперстен), турмалина, топаза, магнетита,

ильменита, апатита, циркона, сфена, флюорита, монацита и др. Структу-

ра гранитов гипидиоморфнозернистая. По петрохимическим признакам

они подразделяются на граниты (SiO

68–73%) и лейкограниты (SiO

73–

78%). Все многообразие гранитов соответствует двум сериям: калиево-

натриевой (Nа

О/К

О – 0,4–4) и натриевой (Nа

О/К

О более 4). К–Nа

граниты нормального и субщелочного ряда обычны во всех складчатых

поясах и на платформах; калиевые граниты типичны для ранних этапов

их развития; граниты щелочного ряда формируются в посторогенную

стадию или в стадию активизации платформ, образуя как крупные, так и

небольшие трещинные интрузивы.

Риолит – вулканический эквивалент лейкогранита. Афировые, порфи-

ровые горные породы, содержащие во вкрапленниках плагиоклаз (обычно

олигоклаз, реже андезин), калиево-натриевый полевой шпат (санидин,

ортоклаз), цветные минералы: биотит, пироксен (обычно авгит), бурая

роговая обманка, вулканическое стекло. Основная масса стекловатая или

микрофельзитовая (результат девитрификации стекла), реже сферолито-

вая. Вулканического стекла от 50 до 100%. Содержание SiO

более 73%.

Принадлежит к горным породам нормального и субщелочного ряда, соот-

ветственно семействам риолитов или субщелочных риолитов (Nа

О/К

более 8%), калиевой (Nа

О/K

О менее 0,4), калиево-натриевой (Nа

О/К

= 0,4–4) или натриевой (Nа

О/К

О более 4) сериям.

267

Морфология тел магматических пород. По морфологическим осо-

бенностям тела магматических пород объединяют в две группы – тела

эффузивных (излившихся) и тела интрузивных (глубинных) пород. В

свою очередь, в пределах каждой из этих групп форма тел определяется

геологической обстановкой области или стадией геологического развития

участка земной коры, в которой происходит магматический процесс.

Морфология тел эффузивных пород. По выражению в рельефе эти

формы могут быть как положительными (покровы, потоки, некки, вулкани-

ческие купола, вулканические конусы, стратовулканы, щитовидные вулка-

ны и др.), так и отрицательными (кратеры, маары, лавовые колодцы, каль-

деры и др.). Среди тел, образующих положительные формы, выделяют про-

стые тела и сложные. К числу первых относятся: лавовый покров, лавовый

поток, некк (жерловина), вулканический (экструзивный) купол (пик, игла);

к числу вторых – вулканический конус, стратовулкан, щитовидный вулкан.

По типу извержений выделяют трещинные, или линейные, и центральные

извержения, что также находит отражение в форме тел.

Лавовый покров – это плоское тело больших размеров (рис. 91), мощ-

ность которого по сравнению с площадью невелика, обычно 6–30 м. При

повторных излияниях суммарная мощность тела может достигать 1800–

3000 м. Протяженные и мощные базальтовые покровы (вулканические

плато) известны в Бразилии (750000 км

), на плоскогорье Декан (650000

км

), в Сибири (270000 км

). Излияние лав базальтового или андезитоба-

зальтового состава происходит спокойно, вследствие чего обломочный

вулканический материал в покровах встречается относительно редко.

Рис 91. Морфология тел эффузивных пород

Лавовый поток

представляет собой сильно вытянутое тело, возникшее в ре-

зультате движения лавы по наклонной поверхности рельефа; длина потока на-

268

много больше его ширины (рис. 91). Нередко потоки заполняют ущелья рек и

долины. Образуются они чаще при центральных извержениях, чем при тре-

щинных. Потоки кремнекислых лав обычно более короткие (1–10 км) и мощ-

ные (до 25–30 м), а потоки основных лав достигают десятков километров.

Некк (жерловина) (англ, «некк» – горлышко, шея) – столбообразное

тело, выполняющее жерло вулкана (лаво- или магмоподводящий канал)

вулканическим материалом – лавой, пирокластолитами, туфолавой, туфа-

ми, лавобрекчиями, вулканическими брекчиями и др. В поперечном сече-

нии некки бывают округлыми, овальными и неправильных очертаний

размером от нескольких метров до 1,5 км и более (рис. 91). При разруше-

нии рыхлого вулканического материала некки, сложенные обычно более

твердыми породами, остаются, образуя характерные столбы.

Вулканический купол (пик) – куполовидное тело, имеющее высоту до

700–800 м и крутые склоны (40° и больше). Образуется в результате вы-

жимания из вулканического канала вязкой лавы. Примерами таких купо-

лов являются Мон-Пеле на Мартинике, Мерапи на Яве, Безымянный на

Камчатке и др. Строение вулканического купола правильно-слоистое, ли-

бо веерообразно-слоистое. Порой на вершине купола в результате просад-

ки охлажденного материала или снижения уровня лавы в жерле образует-

ся чашеобразная впадина.

Диатрема (трубка взрыва) (греч. «диа» – через; «трэма» – отверстие, ды-

ра) – трубообразный вулканический канал, имеющий в плане круглое или

овальное очертание и образующийся в результате однократного прорыва га-

зов. При этом лава не изливается, а внедряется в магмоподводящий канал,

сложенный вулканической брекчией. Диаметр поперечного сечения диатрем

достигает 1 км. Наряду с вулканическим материалом диатрема заполнена

обломками горных пород из стенок канала. Особый интерес представляют

алмазоносные диатремы, сложенные кимберлитовой брекчией. Между от-

дельными трубками на глубине существует связь в виде даек, являющихся их

корнями, раздувы которых они представляют.

Вулканический конус – вулканическая постройка, имеющая форму кону-

са; образуется путем отложения вулканического материала вокруг жерла

(рис. 91). Форма конуса обусловлена степенью текучести лавы, а также ха-

рактером рыхлого материала (пепла, шлаков, лавобрекчии и др.). Обычно

на вершине вулканического конуса находится кратер, вследствие чего вер-

шины конусов срезаны. Крутизна склонов вулканического конуса опреде-

ляется размерами обломков. При выбросе тонкого материала образуются

склоны с углом от 30 до 35°; более грубый материал, скапливается вблизи

кратера, создавая склоны с уклоном до 40° и более. Скорость роста шлако-

вых вулканических конусов весьма значительна. Так, вулканический конус

Парикутин в Мексике, возникший на ровном месте, в течение недели дос-

269

тиг 140 м, а к концу второго месяца высота его измерялась 300 м. На скло-

нах главных конусов располагаются мелкие побочные (паразитические)

конусы и трещины, из которых вытекают потоки лавы.

Стратовулкан (смешанный вулкан) представляет собой вулканический

конус, построенный из рыхлого материала (бомб, лапиллей, пепла и др.),

выбросы которого обычно предваряют вулканические извержения взрыв-

ного характера и лавовых потоков. Далее происходит периодическое че-

редование эксплозивной деятельности с почти чисто лавовой. Стратовул-

кан является наиболее распространенной формой центрального типа.

Щитовидный вулкан – вулканическое сооружение, образовавшееся в

результате многократных излияний жидкой лавы. Имеет форму очень по-

логого щита, углы падения склонов которого в верхней части 7–8°, в ниж-

ней 3–6°. На вершине щитовидного вулкана располагаются кратеры,

имеющие вид широких блюдцеобразных впадин с крутыми, часто верти-

кальными или террасообразно-ступенчатыми стенками. На дне кратеров

действующих щитовидных вулканов находится жидкая лава в виде озер.

Различают два типа щитовидных вулканов: исландский и гавайский. Вул-

каны первого типа редко достигают в высоту 1000 м (часто менее 100 м),

их поперечник в десятки раз больше высоты; вершинное плато обычно

отсутствует. Щитовидные вулканы гавайского типа обладают гигантски-

ми размерами и отличаются от вулканов исландского типа меньшим уг-

лом наклона склонов и наличием вершинного плато.

К вулканическим телам с отрицательной морфологией, как отмечено

выше, относятся: вулканический кратер, маар, лавовый колодец, кальдера.

Вулканический кратер – впадина в виде чаши или воронки, образованная

преимущественно в результате эксплозивных извержений (рис. 91). Кратер

тесно связан с вулканическим каналом и представляет собой поверхностное

его проявление. Поперечник вулканического кратера обычно 2–2,5 км, редко

больше, глубина – от нескольких десятков до нескольких сотен метров.

Кальдера (порт. «кальдера» – котел) – циркообразная впадина с кру-

тыми стенками и более или менее ровным дном, образовавшаяся не в ре-

зультате вулканической активности, как это имеет место при кратеро-

образовании, а вследствие провала вершины вулкана и в некоторых слу-

чаях прилегающей к нему местности. От кратера кальдера отличается

происхождением и большими размерами (в поперечнике до 10–15 км).

Морфология тел интрузивных пород. Выделяют следующие мор-

фологические виды интрузивных тел: среди согласных (конкордантных) –

силл (залежь, пластовая интрузия), лополит, этмолит, лакколит, бисмалит

и факолит; среди несогласных (дискордантных) – хонолит, дайка, апо-

физа, центральная кольцевая интрузия (кольцевая дайка, субвулкан), ба-

толит, шток и гарполит.

270

Силл (интрузивная залежь, пластовая интрузия) (англ. «силл» – по-

рог) – пластообразное интрузивное тело, залегающее в горизонтально ле-

жащих или слабо дислоцированных осадочных толщах (рис. 92). Морфо-

логически подобен вулканическому покрову, с которым он обычно связан

генетически. Силлы большого размера возникают при внедрении основ-

ной (базальтовой) магмы. Размер силлов зависит от объема внедрившейся

магмы, ее напора, температуры и сцепляющей способности слоев. Мощ-

ность может колебаться от небольшой до нескольких сотен метров. Пло-

щадь, на которую распространяется силл, достигает многих тысяч квад-

ратных километров. Например, на Сибирской платформе один из силлов

занимает десятки тысяч квадратных километров; в провинции Карру на

юге Африки площадь силла составляет 570000 км

Лополит (греч. «лопос» – чаша, плоское глиняное блюдо) по происхо-

ждению близок к силлам. Состав пород базитовый. От силлов лополиты

отличаются прогнутостью в средней части, напоминая гигантскую чашу с

отношением мощности к диаметру примерно 1:10 (см. рис. 92). Лополиты

встречаются на платформах. Можно допустить, что они представляют

собой осложненную форму силла вследствие прогибания слоев, вмещаю-

щих крупное магматическое тело. В качестве примера можно привести

лополит Садбери (пров. Онтарио, Канада), площадь которого составляет

×30 км, а мощность неизвестна.

Рис. 92. Морфология интрузив-

ных тел

___________________________

Лакколит (греч. «лаккос» –

полость, углубление) – грибо-

образное или караваеобразное

тело, расположенное согласно с

вмещающими осадочными

слоями (см. рис. 92). Форма его

в плане близка к круговой или

эллиптической. Дно лакколита

более или менее горизонталь-

ное, а кровля выпуклая (при-

поднятая вверх) наподобие сво-

да, что вызвано давлением вяз-

кой (кислой) магмы, которая,

проникая между слоями, не способна распространяться на значительное рас-