Файл: Шарфман, В. С. Структуры кислых вулканитов.pdf

яого кварца размером 0,2—0,4 мм, охватывающих равномер­ но всю площадь шлифа. Иногда эти пятна отчетливо обособ­ лены друг от друга. Они содержат многочисленные мелкие и точечные включения альбита, замутняющие кварц и указы­ вающие на образование пойкилобластового базиса за счет фельзитового материала, образовавшегося при девитрифика­ ции стекла (см. рис. 32, 33).

СТРУКТУРЫ СФЕРОЛИТОВОГО ТИПА

Структуры сферолитового типа очень характерны для вулканитов кислого состава. Исследования на Урале и в Мугоджарах показывают, что этого типа структуры встре­ чаются в кремнекислых породах разного состава — от ли­ паритов до дацитов, как эффузивных, экструзивных, так и субвулканических фаций и распространены во всех вулка­ ногенных формациях начальных этапов развития геосинклинальных зон.

В вязких магматических расплавах кислого состава соз­ даются благоприятные условия для образования сферолитов с радиально-лучистым строением. Однако в палеотипных по­ родах первичные сферолитовые структуры сохраняются ред­ ко. Как уже отмечалось, сферолиты обычно испытывают пе­ рекристаллизацию, превращаясь в метасферолиты. Послед­ ние, равно как и сферолиты, могут полностью заполнять ос­ новную массу или находиться в различных количественных отношениях с микролитами. Так возникают микролито-мета- сферолитовая, метасферолитовая и другие структуры сферо­

ры). Основная масса породы состоит из сферолитов, распре­ деленных по одному или группками из двух-трех индивидов, погруженных в фельзитовый, переходный к микрозернистому кварцево-полевошпатовый агрегат. Отличительной особенно­

очень мелкие (0,02 мм) сферолиты. Многие сферолиты сохра­ нили свое радиально-лучистое строение и крестообразное уга­ сание, однако более характерно секториальное угасание или угасание по кругу (когда гаснет какая-то одна зонка цели­ ком по кругу, а соседние — периферическая и центральная — остаются непогашенными). По В. И. Чернову (1955), секто-

32

риальное угасание и исчезновение лучистого строения явля­ ются признаками начавшейся перекристаллизации сферолитов.

сферолиты полностью слагают основную массу пород, обра­ зуя при равных размерах так называемую структуру «бил­ лиардных шаров». Они плотно примыкают друг к другу и отделены от соседних метасферолитов лишь очень тонкой бу­ роватой каемкой продуктов девитрификации стекла, «склеи­ вавшего» отдельные сферолиты. Межсферолитовые прост­ ранства, выполненные мелкочешуйчатым хлоритом, зпидотом, альбитом и кварцем, могут содержать единичные микролиты альбита. Для метасферолитовой структуры подводных кис­ лых вулканитов особенно характерны равные размеры инди­ видов и маленькая их величина (не более 0,2 мм).

Метасферолитовая структура образуется в результате эпигенетического изменения первично сферолитовой основ­ ной массы. Как мы уже указывали, метасферолиты в ре­ зультате перекристаллизации утрачивают черты, свойствен­ ные первичным сферолитам, кристаллизующимся из распла­ ва: радиально-лучистое строение, четкие сферические очерта­ ния и крестообразное угасание. Поэтому основная масса, состоящая из метасферолитов, зачастую совсем не похожа на сферолитовую и приобретает пятнообразный облик. Иног­ да такую структуру можно спутать с микрозернистой. От пос­ ледней метасферолитовая структура отличается более отчет­ ливым характером отдельных индивидов, особенно хорошо проявляющихся при одном николе. В метасферолитовой структуре обычно каждый индивид отделен от окружающих тонкой буро-зеленой каймой разложившегося стекловатого базиса, благодаря чему метасферолиты приобретают четкую индивидуализацию и часто напоминают, как мы уже гово­ рили, плотно упакованную «колоду биллиардных шаров». В микрозернистых структурах отдельные зерна не имеют отчет­ ливых границ, а при одном николе микрозернистое строение исчезает полностью. Кроме того, метасферолиты зачастую хорошо обнаруживают себя по характерной политизирован­ ной центральной и относительно чистым краевым частям.

Обычно все присутствующие в основной массе сферолиты испытывают одинаковую степень перекристаллизации, и ре­ ликты неизменных сферолитов не сохраняются, то есть о пер­ вичной сферолитовой структуре мы можем судить лишь кос­

Эта структура характеризуется присутствием в основной мас­ се помимо метасферолитов, составляющих большую часть объема породы, микролитов альбита, погруженных в фель-

зитовый материал девитрификации, выполняющий проме­ жутки между сферолитами. Метасферолиты могут свободна размещаться в этом фельзитовом материале, а в отдельных участках могут плотно соприкасаться друг с другом. Они ни­ когда не перекрываются с микролитами, что говорит о томг что микролиты и сферолиты кристаллизовались одновремен­

составляет микрозернистый кварцево-полевошпатовый агре­ гат, образовавшийся за счет перекристаллизации стекла, со­ существовавшего в кайнотипной породе совместно со сферо­ литами. Кроме того, в последнем могут присутствовать еди­ ничные микролиты (см. рис. 42).

НЕКОТОРЫЕ СТРУКТУРЫ, ХАРАКТЕРНЫЕ ДЛЯ СУБВУЛКАНИЧЕСКИХ И ЖЕРЛОВЫХ ПОРОД

Пятая группа структур (см. табл. 1) характерна в основ­ ном для субвулканических кремнекислых пород. К этой группе авторы отнесли самостоятельно существующие микроаллотриоморфнозернистую, микропегматито-зернистую и интерсертально-гранофировую структуры. Все эти структуры

ра. Наблюдается преимущественно в породах крупных'лак­ колитов, штоков и даек, причем главным образом во внут­ ренних частях геологических тел, на уровне глубокого эро­ зионного среза. Микроаллотриоморфнозернистая структура в- кремнекислых вулканитах характеризуется тем, что состоит из плотно примыкающих друг к другу зерен кварца и поле­ вого шпата (альбита), не имеющих характерных кристалло­ графических очертаний, но обладающих отчетливой индиви­ дуализацией, что отличает ее от вторичных микрозернистых структур перекристаллизации (см. рис. 45)^ При интенсивном палеотипном перерождении микроаллотриоморфнозернистая структура перекристаллизовывается в гранобластовую.

М и к р о п е г м а т . и т о - з е р н и с т а я с т р у к т у р а ха­ рактеризуется присутствием в породах участков с гранофировыми и микропегматитовыми прорастаниями кварца и аль­ бита в сочетании с фельзитовым, микрозернистым или сферолитовым базисом. От этих участков следует отличать встречающиеся не только в субвулканических, но и в эффу­ зивных породах микропегматитовые обособления, по размеру и форме напоминающие вкрапленники или «миндалины» (см. рис. 37). Эти обособления являются первичными. Образуют­ ся они за счет кристаллизации магматического расплава по

34

принципу эвтектики в интрателлурическую стадию станов^ ления пород, в «пузырях», насыщенных летучими компонен­ тами. Для образования вулканогенных пород с гранофировыми и микропегматитовыми участками структур в основной массе необходимы определенные физико-химические условия. Как показали наблюдения, подобные структуры характерны для липаритов завершающих этапов кислого вулканизма кон­ трастных формаций, по составу наиболее близких к эвтектоидным и формирующихся при сравнительно высоком Рн,о>1 кб. Рассмотренные элементы структур являются первичными, тогда как цементирующий их фельзитовый или микрозернистый кварцево-полевошпатовый материал может быть как первичным, так и вторичным (см. рис. 46, 47).

И н т е р с е р т а л ь н о - г р а н о ф и р о в а я с т р у к т у р а . Это весьма своеобразная структура, которая по нашим наб­ людениям характерна для дацитовых и липарито-дацитовых субвулканических образований контрастных спилито-альби- тофировых формаций, слагающих дайки (гора Куянтау) и силлы (с. Сафарово). Структура отчетливо выделяется круп­ ными размерами лейст и удлиненно-призматическими кри­ сталлами плагиоклаза, составляющими около половины всей массы породы. Лейсты ориентированы так, что они, касаясь или почти касаясь друг друга концевыми гранями, создают «диабазовую канву». От диабазовой структуры интерсерталь­ но-гранофировая отличается присутствием в интерстициях между призмами плагиоклаза кварцево-плагиоклазового аг­ регата в гранофировом прорастании. Гранофировые сростки часто имеют сферолитоподобный вид. В этом случае отдель­ ные волокна располагаются по радиусам от центра, которым зачастую служит индивид плагиоклаза (см. рис. 48, 49).

Субвулканические тела с подобными структурами описа­ ны И. А. Буриковой и авторами на восточном склоне Южного Урала в Учалинском и Баймакском меднорудных районах. Установлено, что структуры подобного типа свойственны по­ родам, представляющим продукты поздних дифференциатов толеитовых расплавов.

ГОМЕОГЕННЫЕ ВКЛЮЧЕНИЯ

В последнее время исследователи, изучающие вулкано­ генные породы, стали проявлять интерес ко всякого рода включениям, которые описываются под наименованием ксе­ ногенных и гомеогенных. Последние иногда именуются род­ ственными, сегрегациями, желваками и т. д.

Интерес ко всем этим образованиям не случаен, ибо они несут дополнительную информацию о генезисе пород. О воз­

растающем интересе к включениям в эффузивах и их значе­ нии свидетельствует то, что этим включениям был посвящен специальный Всесоюзный симпозиум, состоявшийся в 1967 г.

В этом разделе мы не будем касаться дискуссии проис­ хождения ксенолитов и их характеристики, поскольку этот вопрос относительно ясен. Им посвящена обильная литера­ тура, особенно касающаяся ксенолитов ультраосновных по­ род (нодулей), встречающихся широко в молодых и совре­ менных вулканических породах из разных районов земного шара. Нодули рассматриваются в настоящее время большин­ ством исследователей как непосредственные отторженцы

верхней мантии.

Термин «гомеогенные включения» был предложен Лакрау в 1893 г. и применялся Ф. Ю. Левинсон-Лессингом (1940 г.). Это включения в эффузивных и субвулканических породах, отличающиеся от них по составу и строению и при­ дающие породе неоднородность.

Обычно имеются в виду полнокристаллические или со стеклом существенно полевошпатовые обособления диорито­ вого, габбрового и более основного состава, имеющие непра­ вильную форму и различные размеры. Подобные включения встречаются как в эффузивных, субвулканических, экстру­ зивных породах, так и в спекшихся пирокластах кислого сос­ тава.

Некоторые исследователи к гомеогенным включениям по­ мимо полнокристаллических образований относят всякого рода «подозрительные» вкрапленники или сростки минера­ лов, отличающиеся от «нормальных» фенокристаллов дроб­ ленным обликом, ступенчатостью границ и другими призна­ ками. Такие образования встречаются часто в эффузивных породах. Они обычно имеют оскольчатый габитус и нечеткие, как бы «растворенные» основной массой границы. Подобные кристаллы и сростки нами считаются ксеногенными, т. е. ре­ ликтами пород и минералов, существовавших и до формиро­ вания основного очага, магма которого их захватила, частич­ но ассимилировала и вынесла в более высокие уровни. Ксе­ ногенные включения и их разновидности нами описаны ниже и приведены в иллюстрациях в атласе.

Остановимся более подробно на гомеогенных включениях и подчеркнем их отличия от ксенолитов. Последние могут иметь самый разнообразный состав и размеры и обладают зачастую неравномерным распределением в пространстве, а именно приуроченностью преимущественно к контактам с вмещающими породами. Ксенолиты и вмещающие их породы часто характеризуются резко контрастным составом. Так, в субвулканических дацитовых крупнопорфировых порфиритах контрастных формаций Урала ксенолиты обычно представ­ лены диабазами, причем в зоне контакта с диабазами коли­

36