Iv группа гранитов риолитов и гранодиоритов -дацитов

Интрузивные представители рассматриваемой группы — граниты и гранодиориты— являются самыми распространенными среди магматических пород. Эффузивные представители встречаются не­редко, но в количественном отношении их намного меньше, чем базальтов.

В соответствии с высоким содержанием SiO₂, превышающем 65%, эти породы относятся к кислым, пересыщенным кремнезе­мом. В их химическом составе много щелочей (K2O + Na₂O 8,5— 9,0%), немного кальция (СаО 0,5—1,5%), несколько больше желе­за (Fe₂O₃ + FeO 2,0—6,0%) и очень мало магния (MgO<,0,5%).

Минеральный состав характеризуется постоянным содержа­нием значительного количества кварца и щелочных полевых шпа­тов и незначительным количеством феммческих минералов. Грани­ты имеют наименьший по сравнению с породами всех других групп цветной индекс.

Граниты и гранодиориты нередко имеют несомненные признаки магматического происхождения. Но в ряде случаев они образуются в результате метасоматического изменения ранее существовавших горных пород. Конечные продукты процесса «гранитизации» петро­графически очень сходны с магматическими гранитами. Поэтому ниже дана общая характеристика для всех гранитов и лишь пере­числены признаки, которые позволяют отличать магматические и метасоматические граниты друг от друга.

155

Интрузивные породы

Граниты и гранодиориты являются светлыми, крупно- и сред-незернистыми .породами, которые нередко имеют порфировидную структуру. В составе их невооруженным глазом можно легко раз­личить присутствие кварца, обычно -имеющего темно-серую окрас­ку, калиевого полевого шпата, обладающего розоватой, буроватой и реже белой окраской, плагиоклаза светло-серого цвета и черлых чешуек биотита или призмочек роговой обманки.

Рис. 55. Граниты и гранодиориты (по А. Н. Заварицкому, 1955)

и — гранит нормальный, биотитовый, Баян-Аульский район, Казахстан. В поле зрения олигоклаз немного серицитизированный, калиевый полевой штап с пертитовыми вроет-ками, кварц биотит и акцессорный магнетит. Типичная гипидиоморфная структура. ^=4,3 мм; б — гранодиорит, Ишим, Казахстан. Видны плагиоклаз, калиевый полевой шпат, кварц, роговая обманка и акцессорные магнетит и титанит. d—ЗЛ мм; в — гранит щелочной эгириновый, Бердяуш, Урал. Видны калиевый полевой шпат с жилковатым пертитом, неправильные округлые зерна кварца и густо окрашенный эгирип rf=4,0 мм.

Граниты отличаются от гранодиоритов главным образом по ха­рактеру преобладающего полевого шпата: в гранитах он представ­лен калиевым полевым шпатом, в гранодиоритах —• плагиоклазом. Граниты, в которых содержится равное количество калиевого по­левого шпата и плагиоклаза, называют а да м ел лит а м и.

Повышенное содержание плагиоклаза в гранодиоритах сопря­жено с увеличением его основности, увеличением количества фе­мических минералов в породе и изменением их характера (появле­ние роговой обманки, пироксена), а также с уменьшением содер­жания кварца. Все эти изменения показывают, что гранодиорит представляет собой породу, промежуточную по составу -между гра­нитом и диоритом.

Граниты в соответствии с особенностями химического и ми­нерального состава разделяются на нормальные, или известково-щелочные, и щелочные (рис. 55),

Нормальные граниты состоят из кварца (25—30 %), ка­лиевого полевого шпата (35—40%), плагиоклаза (20—25%) и био-

156

тита (5—10%). Акцессорные минералы представлены обычно апа­титом, цирконом, магнетитом, титанитом и реже ортитом, монаци­том, ксенотимом, рутилом.

Кварц в гранитах очень часто содержит многочисленные микро­скопические включения жидкости с газовыми пузырьками, а также мельчайшие включения минеральных зерен (рутила, турмалина, апатита). Погасание кварца обычно'волнистое.

Калиевый полевой шпат представлен в большинстве случаев; микроклином (едвойникованным, с характерным решетчатым строением, или без двойников), а также ортоклазом. Иногда орто­клаз и микроклин встречаются вместе в одной .породе. В микро­клине и ортоклазе нередко наблюдаются немногочисленные перти-товые вростки.

Плагиоклаз имеет состав олигоклаза № 10—30. Биотит пред­ставляет собой типО'Морфный минерал нормальных гранитов. Вме­сте с биотитом может присутствовать мусковит, который обычно развивается за счет биотита. Реже находится зеленая ротовая об­манка и еще реже диопсид и гаперютен.

В гранитах нередко развиваются пневматолитовые минералы, к которым относятся мусковит, литиевые слюды, турмалин, топаз, флюорит.

В зависимости от характера фемического минерала, а при зна­чительном 'Содержании пневматолитовых минералов также в соот­ветствии с составом последних, различают граниты биотитовые, роговообманковые, пироксеновые, мусковитовые, турмалиновые, литиеиитовые (с литиевой слюдой и топазом). Известны разно­видности гранитов, в которых .содержится по два характерных ми­нерала, например, двуслюдяные (биотит и мусковит), биотит-ро-говообманковые. Граниты, лишенные фемических составных ча­стей и богатые кварцем, получили "название а ляс к и то в.

К разновидностям нормальных гранитов относятся также пла-гио грани ты, в составе которых калиевый полевой шпат содер­жится в очень .небольшом количестве или полностью отсутствует. Плагиограниты состоят из кварца, плагиоклаза-олигоклаза и фе­мического минерала и внешне -сходны с кварцевыми диоритами. Они отличаются от последних более кислым составом плагиоклаза (в кварцевых диоритах плагиоклаз-андезин), а также большим содержанием кварца (более 20%) и меньшим — фемических мине­ралов (менее 15%).

Гранодиориты связаны с нормальными гранитами. Они со­стоят из кварца (20—25%), калиевого полевого шпата (20—25%), плагиоклаза (45—50%) и фемических минералов (15—20%). Акцессорные минералы те же, что в гранитах, но более часто встречается титанит. Плагиоклаз представлен андезином № 30—40 (иногда зональным), фемические минералы — зеленой роговой об­манкой и биотитом, обычно присутствующими вместе, и реже пи­роксеном, который в гранодиоритах встречается чаще, чем в гра­нитах.

1ST

Щелочные граниты в отличие от нормальных не содер­жат изввстково-натрового полевого шпата (плагиоклаза). Полевой шпат в них только щелочной, чаще .всего натри-калиевый (пертит). Щелочной полевой шпат составляет 65%. породы, кварц 30%, фе-мичаскме минералы 5—10%. Акцессорные минералы представлены обычно апатитом, цирконом, титанитом. Фемическими минералами щелочных гранитов являются биотит, иногда содержащий литий, щелочные пироксены (эгир'ин, эгирмн-авшт) и щелочные амфибо­лы (рибекит, арфведсонит). По характеру фемического минерала различаются биотитовые, арфведсонитовые, рибекитовые, эгирино-вые щелочные граниты. Кроме того, выделяется щелочной а л я с к и т — разновидность, лишенная фемических компонентов. Особой разновидностью гранитов является чарнокит — ги-перстеновый гранит, в котором плагиоклаз или отсутствует, или содержится в ничтожном количестве. Главным минералом чарно-кита является своеобразный микроклин-пертит, отличающийся тем, что в виде .вростков в нем находится не альбит, как обычно, а олигоклаз. Типичный чарнокит из района Мадраса в Индии имеет следующий минеральный состав: микроклин— 48%, кварц 40%, олигоклаз 6%, гиперстен 3%, магнетит 2%, биотит 1%. По внешнему виду чарнокиты представляют собой гнейсовидные поро­ды, и несомненно, что большинство из них имеет метаморфическое происхождение.

Широко известны также своеобразные -граниты — рапакивы, характеризующиеся присутствием крупных выделений калиевого полевого шпата в виде о вой до в, окруженных оболочкой из бли-гоклаза. Овоиды достигают нескольких сантиметров в длину и пе­реполняют породу. Между овоидами располагается агрегат более мелких зерен калиевого полевого шпата, плагиоклаза, кварца, сильно железистого биотита и роговой обманки. В качестве акцес­сорных минералов обычно присутствуют апатит, магнетит, флюо­рит, а также встречаются ортит, монацит и иногда сильно желе­зистый оливин, заключенный внутри зерен роговой обманки.

Структура нормальных гранитов типичная гипидиоморфная, гранитовая: наиболее идиоморфны в них акцессорные минералы, за ними следуют фемические минералы и плагиоклаз, а калиевый полевой шпат и кварц являются ксеноморфными. Однако такой порядо-к идиоморфизма полностью не соответствует порядку кри­сталлизации минералов из магмы.

Акцессорные минералы и биотит, в который они обычно вклю­чены, нередко располагаются в промежутках между зернами пла­гиоклаза и микро-клина, что свидетельствует об относительно позд­нем образовании их из остаточного расплава, обогащенного лету- -чим'и компонентами.

В щелочных гранитах пироксены и амфиболы имеют неправиль­ные, лапчатые очертания. Они образовались, по-видимому, позднее полевых шпатов или одновременно с ними.

. В гранитах можно часто наблюдать следы постмагматических !58

реакций, разъедания одних минералов другими. Так, весьма рас­пространены мирмекиты, образующиеся при замещении калиевых полевых шпатов плагиоклазами, замещение микро'клином плагио­клаза, разъедание кварцем биотита, графические срастания квар­ца с мусковитом.

Текстура гранитов чаще всего массивная, но также гнейсовид-ная и атакситовая, что особенно характерно для пород, залегаю­щих вблизи контактов. Изредка встречается шаровая "текстура.

В гранитах, сформировавшихся в гипабиссальных условиях, встречается миаролитовая текстура, характеризующаяся присутст­вием небольших пустот, стенки которых покрыты друзами поле­вых шпатов и кварца. Нередко пустоты нацело выполнены мине­ралами, образованными из остаточных расплавов.

• При высокотемпературных автометаморфических процессах гра­ниты превращаются в грейзены — кварцево-слюдяные породы, содержащие в 'качестве примеси апатит, турмалин, топаз, флюорит, рутил, касситерит, вольфрамит и др. Под влиянием более низко­температурных растворов в гранитах развиваются серицит, каоли­нит, хлорит, эпидот, лейкоксен, кальцит. При выветривании грани­ты превращаются в глины с остаточными зернами кварца или в латериты.

Условия залегания и происхождение. Граниты и гранодиориты, как отмечено выше, самые распространенные магматические поро­ды. Они слагают огромные участки земной коры. Если считать, что они образовались из магмы, возникает вопрос о том, куда были вытеснены горные породы, место которых «занято» гранитами (проблема пространства). Необходимость разрешения этого вопро­са, невозможность получения огромного количества гранитов в ка­честве дифференциатов базальтовой магмы и наличие ряда геоло­гических и петрографических особенностей некоторых гранитов привели к разработке гипотезы о метасоматическом происхожде­нии гранитов из осадочных горных пород. В настоящее время для некоторых гранитов доказано метасоматическое происхождение, но большинство гранитных тел представляет собой магматические образования, возникшие в результате кристаллизации кислой магмы.

По условиям залегания, форме и размерам гранитные тела мо­гут быть разделены на четыре типа.

1. Граниты, залегающие в форме мигматит-плутонов и занимаю­щие огромные площади среди древних кристаллических сланцев 'в докембрийских щитах.

2. Граниты, гранодиориты и другие гранитоиды, слагающие ба­толиты и приуроченные к складчатым областям.

3. Гранитоиды, образующие дайки, лакколиты и штоки, внед­рившиеся- по расколам как в складчатых, так и в платформенных участках земной коры.

4. Граниты, входящие в состав сложных интрузивов вместе с магматическими породами других групп.

/ - ам'фиболиты; 2 - очковые гнейсы; 3 — гнейсовидный гранит; 4 - грубочешш-стый массивный гранит " "..... "

породами, переходят к локальным областям почти чистых грани­тов. -Чистые граниты могут занимать центральное положение в плу-тоне или располагаться отдельными участками среди обширных митматитовых полей (рис. 56).

Жилы и прослои гранитов в мигматитах весьма разнообразны по мощности и форме,-но располагаются преимущественно парал­лельно поверхностям сланцеватости вмещающих пород.

Очень часто гранитные жилы не прямолинейны, а смяты в очень 360

сложные мелкие складки, получившие название пт-игматито-

В Ы X.

Происхождение мигматит-плутонов является спорным вопросом, по которому расходятся мнения «магматистов» и «трансформи­стов». Первые предполагают магматическое происхождение миг­матит-плутонов с инъекцией кислой магмы вдоль ослабленных поверхностей (сланцеватость, трещины). С этой точки зрения об­ширные мигматитовые толщи в докембрийских щитах представ­ляют собой инъекционные зоны ниже расположенных огромных гранитных интрузивов.

Имеется также третья точка зрения на образование мигматит-плутонов, согласно которой на глубине происходит анатекеис— дифференциальное плавление осадочных пород, в результате чего возникает низкоплавкая гранитная магма, распределенная в по­родах в виде прерывистых прослоек и жил. Охлаждение и затвер­девание этой па лин генной (возрожденной) магмы приводит к образованию гранитной составляющей мигматит-плутонов.

При дальнейшем развитии процесса плавления палингенная магма может приобрести подвижность и затвердеть в форме ин­трузивных тел, удаленных от пород, которые послужили материа­лам для ее образования. Возможно, таким образом получаются огромные массы кислой магмы, идущие на образование батолитов.

Батолиты складчатых областей формируются на глубинах не­сколько меньших, чем мигматит-плутоны. Предполагается, что глу­бина формирования батолитов равна 10—15 км. Процесс образо­вания батолитов чаще всего имеет многостадийный характер и по времени совпадает со складчатостью или происходит позже нее. В соответствии со строением среди батолитов можно выделить три типа.

Батолиты первого типа характеризуются большой неоднород­ностью. Они образовались во время складчатости, имеют, в об­щем, согласные контакты с вмещающими породами, хотя местами пересекают их. Вмещающие породы превращены в кристалличе­ские сланцы и в непосредственном контакте с гранитами перехо­дят в мигматиты. Граниты близ контактов имеют гнейсовидный характер, рассланцованы и содержат многочисленные ксенолиты вмещающих пород. В зоне контакта (происходил взаимный обмен материала между гранитом и вмещающей породой, в связи с чем контакт имеет постепенный характер. Примером таких тел может служить герцинский батолит двуслюдяных гранитов, обнажающий­ся по побережью Карского моря на Таймырском полуострове.

Батолиты второго типа более однородны. Они обычно образу-

1/2 6 ^А- ^м- Даминова

161

Кроме тел, имеющих характерные особенности батолитов пер­вого или второго типа, известны массивы, которые обладают при­знаками обоих типов. Так, некоторые девонские батолиты Таймыр­ского полуострова .сложены массивными и гнейсовидными порода-

из книги Р. Дэли, 1936)

ми, местами контаминированными и переполненными 'ксенолитами вмещающих пород, а местами совершенно свободными от ксеноли­тов. Контакты их отчасти резкие, отчасти постепенные. Там, где контакты проходят согласно со сланцеватостью вмещающих пород, развиваются роговики, а там, где контакт пересекает сланцева­тость, вмещающие породы инъецированы магмой и превращены в мигматиты и кристаллические сланцы.

Наконец, батолиты третьего типа представляют собой огром­ные массивы гранитоидов, которые занимают как бы стратифици­рованное положение, располагаясь строго между определенными толщами пород. В этих массивах сохраняются реликты осадочных пород с ненарушенным залеганием. Гранитоиды по простиранию постепенно переходят в осадочные толщи. В последних вблизи контактов наблюдаются новообразования кристаллов калиевого полевого шпата, совершенно подобных вкрапленникам гранитов. Примером такого батолита может служить массив Бретани, описанный Г. Барроу (рис. 57).

162
Глубина распространения разных батолитов может быть раз­лична. Если Р. Дэли предполагал, что эти тела «бездонны» и идут на огромные глубины без какого-либо изменения, то Г. Клоос уста­новил, что ряд батолитов имеет подошву и подстилается вмещаю­щими породами.

Такое разнообразие батолитов можно объяснить тем, что они образуются разными путями. Большинство батолитов — тела маг­матические. Магма, которая послужила материалом для создания их, поднималась из глубин при тектонических подвижках и, ве­роятно, при этом происходили обрушения кровли.

Немногочисленные батолиты третьего типа имеют, по-видимому, метасоматическое происхождение. Они образовались, вероятно, в результате переработки благоприятных вмещающих пород глубин­ными растворами, приносившими компоненты, .входящие в состав гранитов.

Гранитоиды, залегающие в форме даек, лакколитов и штоков, приуроченных к расколам в земной коре, имеют, несомненно, маг­матическое происхождение. Эти тела формировались на сравни­тельно небольшой глубине (первые километры ниже поверхности земли) и в ряде мест обнаруживают связь с кислыми эффузивами. На их магматический генезис указывают также следующие фак­ты: резкие контакты, микрозернистая структура пород в краевых частях с постепенным увеличением крупности зерен к центру тел, тепловое воздействие на вмещающие породы и реакции взаимо­действия с ними в непосредственном контакте (образование скар­нов в карбонатных породах, гранитизация песчаников и сланцев, контаминация магмы и образование гибридных пород). Примером таких гранитных тел может служить хорошо изученный массив Мунглу в Казахстане, форма и строение которого установлены как геологическими, так и геофизическими методами (рис. 58).

Граниты, принимающие участие в строении сложных интрузив­ных тел совместно с другими, явно магматическими породами, имеют бесспорно магматическое происхождение.

Суммируя наблюдения за разными типами гранитов, можно перечислить следующие главные геологические и петрографиче­ские признаки магматических и метаморфических гранитов. К при­знакам, доказывающим магматическое образование гранитов, от­носятся:

1. Связь интрузивных гранитных массивов с кислыми эффузи­вами такого же химического состава.

2. Резкие контакты гранитных массивов, пересекающие струк­туры вмещающих пород. В эндоконтакте наблюдаются афанитовые или мелкозернистые структуры пород, свидетельствующие о закал­ке, а в экзоконтакте — деформация и метаморфизм вмещающих пород.

3. Залегание гранитов в сложных массивах 'совместно с дру­гими породами (диориты, габбро), которые имеют, бесспорно, маг­матическое происхождение.

5. Гипидиоморфная структура гранитов, отличная от кристал-лоблаетических структур метаморфических пород.

6. Присутствие зональных плагиоклазов. Метасоматическое происхождение гранитов доказывается на

основании следующих признаков:

1. Залегание гранитных массивов согласно со структурами вме­щающих пород >и сохранение следов этих структур внутри мас­сивов.

2. Присутствие в гранитных массивах маломощных пластов вмещающих пород, прослеживающихся на сотни метров без ка­ких-либо следов деформации.

3. Присутствие во вмещающих породах кристаллов калиевого полевого шпата, подобных тем, которые образуют вкрапленники в гранитах.

4. Постепенный характер контактов с образованием смешанных пород — мигматитов. Следует, однако, иметь в виду, что мигма­титы могут образоваться не только метасоматическим путем, но и в результате инъекции магмы и выплавления из вмещающих пород кислого силикатного расплава. Поэтому на основании толь­ко постепенного характера контактов нельзя утверждать, что гра­ниты метасоматические. Но если в гранитных участках мигмати­тов обнаруживаются какие-либо особенности химизма, характер­ные для замещаемой породы (например, повышенное содержание железа или углерода), это может служить веским доказательст­вом метаеоматичаского образования.

5. Непостоянство состава и структуры гранитов, а также сохра­нение следов осадочной структуры (обломочные зерна кварца, ока­танный циркон, графитовые прослойки, подчеркивающие первич­ную слоистость). Эти признаки, как и перечисленные в пункте 4, могут привлекаться лишь в качестве дополнительных, так как по­добными же особенностями обладают гибридные породы, образо­ванные с участием магмы. Поэтому для отнесения гранитов к ме­тасоматическим породам 'необходимо пользоваться совокупностью всех признаков.

Процесс образования магматических гранитов происходит пу­тем 'Кристаллизации расплавов, которые возникают в земной коре при частичном или полном плавлении глубоко расположенных горных пород. Небольшие массы кислой магмы могут образовать­ся также за счет дифференциации базальтовой магмы, на что ука­зывает присутствие гранофировых пород в верхних частях неко­торых мощных трапповых силлов.

Процесс образования метасоматических гранитов во многом не ясен. Согласно мнению одних исследователей, граниты обра­зуются из осадочных пород в твердом (состоянии вследствие диф­фузии атомов вдоль границ зерен или через кристаллические ре-

6 А. М. Даминова

шетки. Теоретически этот процесс возможен, но экспериментально не доказан. Более того, петрографические данные (гетерогенная природа мигматитов, ксенолиты в гранитах, зональность плагио­клазов и т. п.) свидетельствуют о том, что в условиях, господст­вующих в зоне образования гранитов, диффузия в твердом состоя­нии эффективна только на небольших расстояниях.

По мнению других «трансформистов», гранитизацию вызывают подвижные флюиды (растворы, эманации, ихор), которые подни­маются из глубин и не обязательно связаны с магмой. Флюиды привносят во вмещающие породы все те элементы, которые необ­ходимы для образования гранитов (щелочи, кремнезем, алюми­ний), и выносят избыточные компоненты (железо, магний), поэто­му впереди фронта гранитизации продвигается фронт базифика-ции. Следует отметить, что не всегда граниты сопровождаются основными породами, а если и встречается такое сочетание, то количественные соотношения огромных массивов гранитов с не­большим объемом основных пород не может доказывать предпо­лагаемую метасоматиетами связь между гранитизацией и бази-фикацией пород.

Д. С. Коржинский выдвинул гипотезу об образовании грани­тов путем магматического замещения с участием «сквозьмагмати-ческих» растворов «ли «колонн фильтрации» (по П. Термье). Он считает, что граниты не могут иметь метасоматический генезис, так как при интенсивном метасоматозе должна образоваться мо­номинеральная порода (по Д. С. КоржинскО'Му, число равновес­ных минералов определяется числом инертных компонентов, тогда как при гранитизации все компоненты подвижны).

«Скво'зьмагматические» растворы сначала вызывают регио­нальный метаморфизм горных пород, затем расплавление их. Про­ходя далее сквозь магму, они проявляются в виде пневматолито-вых и гидротермальных растворов.

Эти представления Д. С. Коржинского близки к изложенным выше представлениям об эволюции мигматитов и образовании палингенной магмы.