Курс лекций для студентов специальности I 51. 01. 01 «Геология и разведка месторождений полезных ископаемых»
Текстуры и структуры магматических пород
жүктеу/скачать 1.74 Mb.
|
- Бұл бет үшін навигация:
- Структура магматических пород
- Структуры плутонических пород
- Структуры вулканических пород
- Текстура магматических пород
- Контрольные вопросы
Текстуры и структуры магматических породВнутреннее строение магматических горных пород определяется понятиями текстура и структура. Под текстурой понимается общий облик породы, зависящий от расположения и распределения минеральных агрегатов относительно друг друга, а также от способа заполнения ими пространства. Текстурные признаки связаны с процессами, происходящими до или во время кристаллизации расплавов, с формой отдельности, возникающей при охлаждении магмы или под влиянием внешних воздействий во время и после кристаллизации. Под структурой подразумеваются те особенности строения горной породы, которые обуславливаются размером, формой и взаимными отношениями составных частей (кристаллов и вулканического стекла, там, где оно имеется). В английской и американской литературе термины «структура» и «текстура» употребляются в противоположном смысле: texture – структура, а structure – текстура. Особенности текстур и структур магматических пород возникают в результате физических условий затвердевания и зависят от температуры магматического расплава, скорости затвердевания, глубины формирования, способствующей сохранению в расплаве летучих компонентов (флюидов). Так, например, гранит, кристаллизующийся на глубине из магмы кислого состава, богатой флюидами, обладает полнокристаллической структурой, в то же время риолит, образующийся из точно такой же магмы, но в поверхностных условиях, состоит почти нацело из вулканического стекла. Этот факт объясняется тем, что близ поверхности расплав теряет летучие компоненты и становится очень вязким. Следует также отметить, что структуры пород различного состава при прочих равных условиях неодинаковы, что объясняется в первую очередь различной способностью магм основного и кислого состава к раскристаллизации. Так, например, базальты, затвердевая в тех же условиях, что и риолиты, часто обладают полнокристаллическими структурами, т. е. не содержат вулканического стекла. Таким образом, структуры зависят также от химического состава магматических пород. Структура магматических породРассмотрение структур удобно проводить по следующим классификационным признакам:
I. По степени кристалличности различают три типа структур: полнокристаллические, полукристаллические и стекловатые. При полнокристаллической (голокристаллической) структуре горная порода целиком сложена кристаллами и не содержит вулканического стекла. При полукристаллической (гипокристаллической) структуре горная порода состоит из минералов и вулканического стекла. При стекловатой структуре горная порода целиком состоит из вулканического стекла, возможно, с единичными микролитами или зародышами кристаллов (кристаллитов) (рис. 6). II. По абсолютной величине составных частей, слагающих полнокристаллическую породу, структуры делятся на явнокристаллические, или фанеритовые (отдельные минералы хорошо видны невооруженным глазом), микрокристаллические (отдельные минералы с трудом видны невооруженным глазом) и скрыто - или криптокристаллические (составные части неразличимы невооруженным глазом) – так называемые афанитовые структуры. 
Рис. 6. Перлитовая структура в стекловатой породе. При одном николе. Видны потоки кристаллитов (по Е. А. Кузнецову, 1970).
III. По относительной величине минеральных зерен различают равнозернистую и неравнозернистую структуры. Среди неравнозернистых выделяются порфировидные и порфировые структуры. При определении равнозернистости породы сравнивают величину зерен одного и того же минерала или группы минералов, обладающих близкой формой. Известно, что размеры зерен отдельных минералов часто связаны с их кристаллографической формой, например, в граните зерна светлоцветных минералов – кварца и полевых шпатов – резко отличаются по величине от листочков биотита. Поэтому учитывают величину зерен преобладающих минералов. Часто при характеристике зернистости породы указывают интервал, в котором колеблется этот размер. Например, можно сказать, что горная порода обладает среднезернистой равнозернистой структурой с величиной зерен преимущественно от 2 до 3 мм. Порфировидная структура определяется наличием крупных кристаллов, погруженных в полнокристаллическую основную массу, которая может быть мелко-, средне- и даже крупнозернистой. Причем величина порфировидных выделений в несколько раз превышает размер зерен основной массы. Порфировидная структура наиболее типична для пород, кристаллизующихся на небольшой глубине – в гипабиссальных условиях, часто наблюдается в гранитоидах (рис. 7). 
Рис. 7. Биотит-роговообманковый диорит с порфировидной структурой. Породу слагают: Plg – плагиоклаз, Rgb – роговая обманка, Bi – биотит; апатит, магнетит, сфен (по П. Ф. Емельяненко и Е. Б. Яковлевой, 1985). Порфировая структура близка к порфировидной за тем исключением, что в основной массе таких пород часто присутствует стекло (рис. 8). Она характеризуется наличием вкрапленников (фенокристаллов) и афанитовой основной массы, состоящей из мелких кристаллов (микролитов) или зерен тех же минералов – в этом случае она будет полнокристаллической. Если же в основной массе порфировой структуры присутствует вулканическое стекло, то она будет обладать полукристаллической структурой. Порфировая структура характерна для лав и многих жильных пород. IV. Большое значение в структурных рисунках пород имеет форма минералов. Каждому минералу присуща своя кристаллографическая форма; в магматических породах она может быть выражена по-разному, что зависит от ряда причин. 
а б Рис. 8. Структуры пород: а – общая структура – порфировая, структура основной массы – пилотакситовая (роговообманково-авгитовый андезит); б – общая структура –порфировая., структура основной массы, состоящей из табличек санидина – трахитовая (трахит). Px – пироксен; Rgb – роговая обманка; Plg – плагиоклаз; черное – рудный минерал (по А. Н. Заварицкому, 1955). По степени совершенства развитых граней минералы делятся на: 1) идиоморфные, имеющие форму кристаллов с хорошо выраженными гранями; 2) гипидиоморфные, обладающие хорошо выраженными формами по отношению к некоторым минералам, и, наоборот, полностью ксеноморфные по отношению к другим; 3) аллотриоморфные, или ксеноморфные, не обладающие собственными формами, а выполняющие пространство между кристаллами других минералов (интерстиции) (см. рис. 4). Структуры плутонических породЕсли все минералы в породе обладают собственными очертаниями, соответствующими их кристаллографической форме, или идиоморфизмом, то такую структуру называют панидиоморфнозернистой (рис. 9). Если все минералы, слагающие породу, аллотриоморфны (ксеноморфны), то структура будет паналлотриоморфнозернистой. Следует отметить, что главными факторами, влияющим на степень идиоморфизма минералов в магматических породах, являются порядок кристаллизации минералов из расплава, а также степень их кристаллизационной способности. 
Рис. 9. Оливинит с панидиоморфнозернистой, неравнозернистой структурой (по Ю. Ир. Половинкиной, 1968). Паналлотриоморфнозернистая структура характерна для мономинеральных или анхимономинеральных («анхи» – почти) пород, аллотриоморфнозернистая структура характерна для полиминеральных пород, но обе они свидетельствуют о том, что все минералы кристаллизовались одновременно. Однако полиминеральные полнокристаллические породы обладают, как правило, гипидиоморфнозернистой структурой, которая указывает на определенную последовательность выделения минералов в процессе кристаллизации (рис. 10). I. Среди гипидиоморфнозернистых структур выделяется множество разновидностей. Эти структуры наиболее типичные и распространенные, отличаются тем, что минералы в них обладают различной степенью идиоморфизма. Рассмотрим наиболее распространенные разновидности гипидиоморфнозернистых структур. Гранитовая структура встречается в породах, содержащих кварц, при этом полевые шпаты обычно идиоморфнее кварца (рис. 11). Офитовая структура свойственна основным породам, формирующимся в условиях быстрого остывания (малые интрузии, зоны эндоконтакта, субвулканические тела и даже лавы мощных потоков). Характеризуется резким идиоморфизмом плагиоклаза по отношению к фемическим минералам. В промежутках между плагиоклазами располагается по одному или несколько ксеноморфных зерен темноцветного минерала (рис. 12). 
Рис. 10. Кварцевый диорит с гипидиоморфнозернистой, неравнозернистой структурой: Plg – зональный плагиоклаз, Rgb – роговая обманка, Q – кварц, Sf – сфен (по А. Н. Заварицкому, 1955).
Пойкилоофитовая структура также типична для основных пород. В ней идиоморфные мелкие кристаллы плагиоклаза включены в более крупные кристаллы фемических минералов (пироксена или оливина) (рис. 12, а). 
а б в Рис. 12. Офитовые структуры в долеритах: а – пойкилоофитовая; б – офитовая (диабазовая); в – сидеронитовая структура в магнетитовом оливините. Все эти структуры относятся к гипидиоморфнозернистым (по А. Н. Заварицкому, 1955). Монцонитовая структура наблюдается в породах, содержащих значительное количество калиевого полевого шпата. Их крупные ксеноморфные зерна включают более мелкие идиоморфные кристаллы плагиоклаза и фемических минералов. Агпаитовая структура характерна для щелочных пород и характеризуется идиоморфизмом нефелина по отношению к щелочным фемическим минералам (рис. 13). Сидеронитовая структура встречается в ультрамафитовых и основных породах, богатых рудным минералом. Для нее отмечается идиоморфизм силикатов относительно рудных минералов. Последние в виде цемента заполняют промежутки между силикатами (см. рис. 12, в). II. Паналлотриоморфнозернистая структура характерна для полиминеральных пород и характеризуется ксеноморфными очертаниями всех минералов. Эта структура возникает при одновременной кристаллизации минералов. 
Рис. 13. Агпаитовая структура в уртите, относится к гипидиоморфнозернистым. Бесцветный – нефелин, со штриховкой – эгирин (по П. Ф. Емельяненко и Е. Б. Яковлевой, 1985). К разновидностям паналлотриоморфнозернистых структур относятся аплитовые и габбровые7. Для аплитовой структуры отмечается неправильная форма изометричных полевых шпатов и кварца. В случае габбровой структуры породы состоят из неправильных изометричных или короткопризматических кристаллов плагиоклаза и пироксена. Иногда в породах встречается промежуточная между габбровой и офитовой – габбро-офитовая структура. Плагиоклаз при этом обладает несколько более отчетливым идиоморфизмом по отношению к фемическим минералам. III. Структуры прорастания. Существует ряд структур, обусловленных характерными прорастаниями и срастаниями минералов. Эти структуры могут быть первичными, сформированными в процессе кристаллизации расплава (пегматитовая, или графическая, друзитовая, или венцовая). Однако чаще такие структуры являются вторичными, появившимися в результате постмагматических процессов (реакционные каймы, мирмекиты, структуры распада твердых растворов: пертиты и антипертиты, а также другие срастания минералов). Пегматитовая (графическая) структура – это закономерные сростки кварца и калиевого полевого шпата. Микропегматитовая структура называется гранофировой. Она часто встречается в основной массе порфировидных гранитов. Форма кварца в пегматитовых сростках клиновидная, в гранофировой структуре – неправильная. Реакционные каймы наблюдаются на фемических минералах. Они возникают или в результате реакции ранее кристаллизовавшихся минералов с магматическим расплавом или под воздействием гидротермальных растворов. Магматические реакционные каймы в породах нормального ряда нарастают в следующем порядке: оливин, ромбический пироксен, моноклинный пироксен, амфибол, биотит. В породах щелочного ряда эгирин (щелочной пироксен) нередко окаймляет щелочную роговую обманку. Каждая магматическая реакционная кайма представляет собой монокристалл, заключающий реликтовое зерно ранее выделившегося минерала. Характерные магматические реакционные каймы образуют друзитовую, или венцовую, структуру. Постмагматические реакционные каймы называются келифитовыми. Они отличаются от магматических тем, что состоят не из одного кристалла, а из множества индивидов. Такие каймы, сложенные иголочками актинолита, иногда вместе с гранатом или шпинелью образуются вокруг оливина или пироксена, в результате взаимодействия их с плагиоклазом. В некоторых габброидах можно наблюдать келифитовую кайму из актинолита, наросшую на магматическую реакционную кайму из пироксена, которая, в свою очередь, окружает оливин. К постмагматическим образованиям относятся также альбитовые каемки, развивающиеся на плагиоклазах вдоль контакта с микроклином, и симплектиты – прорастания слюд мелкими неправильными зернами кварца. Пертиты представляют собой закономерные срастания калиевого полевого шпата с альбитом, в которых альбит в виде вростков располагается внутри кристаллов калиевого полевого шпата. В зависимости от величины альбитовых вростков различают просто пертиты (видимые простым глазом), микропертиты (различают под микроскопом) и криптопертиты (субмикроскопические, неявные). По форме вростков различаются волокнистые, пленочные, жилковатые и пятнистые пертиты. По происхождению могут быть пертиты распада и замещения. Пертиты распада образуются из твердых растворов калиевого полевого шпата и альбита, способных смешиваться при высокой температуре и распадающихся при охлаждении. Этот тип пертитов самый распространенный. Пертиты замещения возникают в результате отложения вещества альбита в калиевом полевом шпате после образования последнего. Антипертиты – плагиоклазы (обычно кислые) с вростками калиевого полевого шпата. Как правило, вростки калиевого полевого шпата имеют более или менее изометричные очертания. Мирмекиты представляют собой зерна плагиоклаза, проросшие по границе с калиевым полевым шпатом червеобразными вростками кварца. Граница между полевыми шпатами, как правило, выпуклостью обращена в сторону калиевого полевого шпата. Образование мирмекитов – процесс постмагматический. Кварцевые вростки в плагиоклазе появляются при замещении плагиоклазом калиевого полевого шпата, в результате чего освобождается кремнезем. Такое объяснение генезиса мирмекитов предложил Ф. Бекке, но имеются также и другие гипотезы. Структуры вулканических породСтруктуры вулканических пород связаны с составом расплава, условиями его продвижения к поверхности земли и затвердевания, составом и режимом отделения летучих компонентов и другими физико-химическими факторами. Наиболее распространены полустекловатые породы, стекловатые разности встречаются значительно реже, а полнокристаллические структуры характерны главным образом для пород основного состава. Стекловатые породы – это вулканические стекла – аморфное вещество, близкое по составу магматическому расплаву. Среди них наиболее обычны породы кислого состава. Быстрое продвижение магмы к поверхности земли, охлаждение расплава и отделение летучих компонентов являются непременным условием формирования вулканических стекол. Породы полустекловатого строения могут быть порфировой и афировой структур. Вулканиты порфировой структуры состоят из вкрапленников и основной массы, имеющей в свою очередь стекловатое или полустекловатое строение (см. рис. 6, 8). Фенокристаллы отличаются от минералов основной массы значительно более крупными размерами; они обычно обладают ясно выраженными идиоморфными очертаниями. В большинстве случаев кристаллизация пород с порфировой структурой происходит в два этапа: вкрапленники кристаллизуются на значительной глубине, затем магма быстро поднимается в верхние, более холодные зоны земной коры или изливается на поверхность. При этом оставшаяся жидкая часть магмы кристаллизуется быстро с образованием микролитов, а иногда застывает в виде стекла. Таким образом, возникают две генерации кристаллов часто одного и того же минерала. Иногда наряду с разрозненными фенокристаллами в породах находятся так называемые гломеропорфировые сростки, представляющие собой сростки одноименных минералов, реже сростки биминеральны. Структуры основной массы вулканитов. Основная масса кристаллизуется в поверхностных или близповерхностных условиях и может быть стекловатой или, значительно чаще, полустекловатой, содержащей наряду со стеклом мелкие минералы (микролиты). Структура основной массы с резким преобладанием стекла носит название гиалиновой в породах среднего и основного составов, а в породах кислого состава – витрофировой. В зависимости от соотношений кристаллической и стекловатой составляющих выделяется ряд структур основной массы. Гиалопилитовая структура характеризуется примерно равным количеством стекла и микролитов. Микролиты располагаются в породе беспорядочно и не соприкасаются друг с другом. Микролитовые структуры отличаются преобладанием микролитов, беспорядочно расположенных в вулканическом стекле и соприкасающихся друг с другом главным образом по длинной стороне. В случае, когда отмечается ориентировка микролитов плагиоклаза вдоль линий течения и происходит обтекание вкрапленников микролитами, структура носит название пилотакситовой. Интерсертальная структура основной массы отличается резким преобладанием микролитов над вулканическим стеклом. Микролиты плагиоклаза располагаются под углом друг к другу, образуя в разрезах замкнутые или полузамкнутые треугольники, внутренняя часть которых выполнена вулканическим стеклом (рис. 14, а). Гиалиновая, гиалопилитовая, микролитовая, пилотакситовая и интерсертальная структуры основной массы связаны между собой постепенными переходами, их разграничение носит условный характер. Сферолитовая структура характеризуется присутствием значительного количества сферолитов – шариков радиально-лучистого строения, растущих вокруг некоторых центров.
Фельзитовая структура обнаруживается при просмотре шлифов под поляризационным микроскопом с двумя николями; наблюдается слабо поляризующее поле, в котором отдельные минералы, участвующие в этой структуре, не диагностируются. При применении электронного микроскопа удается установить, что в строении фельзитовой структуры принимают участие мельчайшие зернышки кварца и полевого шпата, скрепленные незначительным количеством вулканического стекла (рис. 14, б). Трудно установить, образовалась ли фельзитовая структура в процессе застывания расплава (структура первичная) или после затвердевания вулканического стекла при его разложении (структура вторичная). Трахитовая структура по внешнему виду напоминает пилотакситовую, здесь так же, как в пилотакситовой, наблюдается ориентировка микролитов по движению расплава, обтекание микролитами вкрапленников, однако в строении трахитовой структуры участвуют микролиты калиевого полевого шпата, а не плагиоклаза, как в пилотакситовой (см. рис. 8, б). Ортофировая структура отличается наряду с ничтожным количеством вулканического стекла присутствием микролитов щелочного полевого шпата, представленного изометричными зернышками и короткопризматическими столбиками. Среди вулканических пород земного шара значительно преобладают не свежие (устаревший термин – кайнотипные) разновидности пород, а в той или иной степени их измененные аналоги. Раньше в отечественной литературе они назывались палеотипными, хотя в иностранной литературе магматические породы никогда не делились по степени изменения на кайнотипные и палеотипные. В настоящее время в русскоязычной литературе в целях упрощения классификаций магматических пород также придерживаются этих правил. Достаточно сильно измененные породы должны быть отнесены к категории метаморфических образований. Однако в ряде случаев при слабой степени метаморфизма удается установить первично магматический генезис таких образований. И вполне естественно рассматривать и описывать такие породы как магматические. При названии измененных магматических пород к собственному названию породы добавляют приставку «мета», например, метагаббро, метадолерит. Необходимо знать признаки, позволяющие отличить свежие неизмененные (кайнотипные) породы от измененных (палеотипных). Измененные разновидности вулканитов отличаются отсутствием вулканического стекла. Вулканические стекла представляют собой неустойчивую фазу существования вещества, вследствие чего оно очень медленно, но самопроизвольно раскристаллизовывается, а атомы перегруппировываются в закономерные кристаллические системы. Этот процесс называется расстеклованием, или девитрификацией. Преобладающая часть измененных вулканитов вовлекалась в тектонические процессы, они подвергались воздействию флюидов, повышенных температур и давлений, что убыстряет процессы разложения стекла и приводит к его перекристаллизации. Таким образом, в измененных разностях мы можем говорить о реликтах первичных структур, сформировавшихся при кристаллизации пород. Такие структуры называют реликтовыми или добавляют к названию магматических структур приставку «апо», например, реликтовая пилотакситовая или апопилотакситовая. В измененных разновидностях пород, как правило, одновременно или несколько позже разложения стекла изменяются и минералы, которые полностью или частично замещаются агрегатами вторичных минералов. О первоначальном составе минералов и составе горных пород часто судят по косвенным признакам: характерным кристаллографическим формам, характерным продуктам изменения, характерной спайности, трещиноватости. В измененных вулканитах андезитового и базальтового составов реликтовые структуры различаются хорошо. Это связано с тем, что вулканическое стекло такого состава замещается агрегатом минералов, среди которых значительную роль играют минералы группы хлорита, эпидота, мелкие изометричные зернышки альбита, серицит, лейкоксен и другие минералы, легко отличающиеся от микролитов плагиоклаза, которые определяют первичные структуры основной массы андезитов и базальтов. Наряду с реликтовыми структурами существуют и специфические структуры, свойственные измененным породам. Например, спилитовая структура характеризуется тем, что основная масса пород состоит из беспорядочно расположенных длинных тонких лейст плагиоклаза, промежутки между которыми заполнены мелким агрегатом вторичных минералов – хлорита, лейкоксена, рудного минерала. В некоторых случаях вторичные структуры, развивающиеся по первичной стекловатой массе вулканических пород, внешне сходны со структурами гипабиссальных (жильных) пород, которые имеют мелко- или тонкозернистую основную массу, например, с габбро-порфиритами, гранит-порфирами, диорит-порфиритами. Разделение этих групп пород является принципиальным и особенно важным в пределах рудных полей и месторождений, где они могут иметь разное отношение к оруденению.
В статических условиях кристаллизуются породы однородной массивной текстуры. В процессе магматического течения формируются ориентированные (направленные) – линейные, полосчатые, флюидальные и другие текстуры пород. Текстуры, возникающие в процессе кристаллизации магмы без влияния внешних факторов, бывают трех типов: 1) массивная, или однородная; 2) такситовая, или неоднородная, пятнистая, шлировая; 3) шаровая, или сферическая. Массивная (однородная) текстура характеризуется тем, что в любой части породы зерна минералов распределены равномерно, без какой-либо ориентировки. Эта текстура указывает на то, что условия кристаллизации во всех участках горной породы были одинаковыми. Массивные текстуры распространены в плутонических породах наиболее широко. Такситовая (неоднородная, пятнистая или шлировая) текстура выражается в неравномерном пятнистом распределении составных частей. Причем отдельные участки горной породы отличаются друг от друга не только по составу, но и по структуре. Формирование такситовых текстур обусловлено изменением физико-химических условий кристаллизации магмы (различием градиента температур в отдельных участках породы, колебанием давления, в том числе и давления флюидов, диффузией вещества в газово-жидкой среде), наличием переработанных ксенолитов (захваченных магмой на разной глубине обломков окружающих пород). Шаровая (сферическая) текстура наблюдается как в плутонических породах, так и в лавах. Минералы в породах с такой текстурой располагаются концентрическими зонами вокруг некоторых центров. При этом в отдельных зонах минералы принимают радиально-лучистое расположение. В результате в горных породах наблюдаются шаровые тела концентрического и радиально-лучистого строения. Образование этой текстуры обусловлено тем, что при кристаллизации минералов происходит попеременное пересыщение магмы то одним, то другим компонентом. Разновидностью шаровой текстуры вулканических пород является подушечная (эллипсоидальная) текстура. Подушечная текстура характерна для лав, изливающихся в подводных условиях (пиллоу-лав), то есть для лав, имеющих подушечную отдельность. Отдельные подушки в этих лавах образуются в виде гигантских капель при излиянии лавы в морскую воду. Цементом подушек служит кремнистый материал. Среди текстур, которые возникают при кристаллизации под влиянием внешних факторов (внешнего давления или других причин), выделяют директивные (флюидальная, трахитоидная, гнейсовидная, линейная), брекчиевидно-такситовые и полосчатые. Директивные текстуры характеризуются субпараллельной ориентировкой минералов в горных породах относительно какой-либо плоскости или линии. Среди них наиболее распространенными текстурами являются флюидальная, трахитоидная и гнейсовидная. Флюидальная текстура характерна для вулканических пород. Это текстура течения – все микролиты в основной массе лавы ориентированы отдельными потоками. Часто эти потоки изменяют свое направление, огибая наиболее крупные вкрапленники. Трахитоидная (или текстура «сплавного леса») текстура отличается от флюидальной тем, что в ее строении принимают участие таблитчатые или уплощенно-призматические зерна калиевого полевого шпата. Это текстура вулканических пород повышенной щелочности. Гнейсовидная текстура характерна для плутонических пород. Отличается субпараллельным расположением преимущественно фемических минералов. Образуется в процессе кристаллизации магмы под воздействием одностороннего давления. Брекчиевидно-такситовая текстура характеризуется пятнистым расположением минералов, образующих скопления неправильной формы. Эта текстура свойственна горным породам, образующимся в два этапа: при кристаллизации расплава происходит разламывание затвердевших участков и затем цементация обломков расплавом, имеющим несколько иной состав, чаще более кислый. Полосчатая текстура сложена чередующимися полосами различного состава или иногда разной структуры. В плутонических породах полосчатая текстура возникает в результате дифференциации магмы в стационарном очаге либо при ее течении. По способу заполнения пространства выделяют плотные и пористые (пузыристые, миндалекаменные, миароловые, перлитовые) текстуры. Плотные текстуры характеризуются тесным примыканием кристаллов друг к другу, без пустот между ними. Это самая распространенная текстура как плутонических, так и вулканических пород. Пористая (пузыристая, пемзовая) текстура возникает в лавах благодаря удалению газа, скапливающегося первоначально в виде пузырьков. Объем пузырей в породе, их форма и размеры связаны с составом магмы и ее летучих компонентов, а также зависят от приуроченности породы к той или другой части вулканического тела. 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. При изменении пород пузырьки выполняются вторичными минералами и образуется миндалекаменная текстура. Миндалины могут быть сложены одним минералом (например, хлоритом, карбонатом, кварцем) или двумя, реже тремя минералами, тогда они имеют концентрически-зональное строение – стенки пустот выполнены одним минералом, а центральные части – другими. Пористая текстура более характерна для вулканических пород, но встречается также и в гипабиссальных и плутонических породах (в последних – в виде миароловых пустот, частично заполненных поздне- или постмагматическими минералами). Миароловая текстура наблюдается в некоторых гранитах эндоконтактовых участков массивов. Перлитовая текстура отличается присутствием концентрических округлых или овальных (скорлуповатых) трещинок отдельности, часто группирующихся в пределах мелких блоков, ограниченных линейными трещинками. Перлитовая отдельность образуется в результате отделения газовой фазы от лав кислого состава при быстром охлаждении, при этом лава застывает в виде стекла. Иногда эти трещинки настолько совершенны, что макроскопически породы кажутся агрегатом небольших ядрышек вроде жемчуга (отсюда и название текстуры), состоящих из многих оболочек (подобно луковице).
жүктеу/скачать 1.74 Mb. Достарыңызбен бөлісу:
|
