Структуры вулканических пород

Структуры 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.

а б

Рис. 14. Общая структура пород – порфировая. Структура основной массы: а – полукристаллическая (интерсертальная) (базальт); б – частично сферолитовая, а частично – фельзитовая (метариолит). Николи скрещены: черное – стекло, Ol – оливин, Plg – плагиоклазы, Px – пироксены (по Е. А. Кузнецову, 1970).

В шлифе сферолиты представлены круговыми сечениями, размер и количество которых могут быть различными, чаще они имеют или 0,01–0,1 мм или достигают 0,5–0,8 мм в поперечнике (рис. 14, б). В состав сферолитов могут входить волокна полевых шпатов (санидина и адуляра), альбита, тридимита, кристобалита, реже халцедона или кварца. В скрещенных николях в неизмененных сферолитах наблюдается крестообразное угасание.

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.