 |
Структуры плутонических пород
|
|
|
|
Если 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).
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).
а б
Рис. 11. Гранитовые структуры: а – биотитовый гранит,
б – роговообманковый гранодиорит. Гранитовая структура относится к гипидиоморфнозернистым. Темные зерна: а – биотит, б – роговая обманка; зерна без рисунка – кварц; с продольной штриховкой – плагиоклаз; остальные – калиевый полевой шпат и мелкие зернышки акцессорных минералов (по Х. Вильямсу и др., 1957).
Пойкилитовая структура представляет разновидность гипидиоморфнозернистой и характеризуется наличием включений одних минералов в другие. Среди этих структур наиболее распространены пойкилоофитовая и монцонитовая.
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).
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 габбровые.
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.
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.
|
|
|
