Текст книги в Djvu:       Скачать

Ф. Хэтч, А. Уэллс, М. Уэллс. Петрология магматических пород. - Перевод с английского П. П. СМОЛИНА. Издательство «Мир» Москва 1975

Популярное и неоднократно переиздававшееся университетское руководство по петрографии магматических пород. В последнем его издании учтены новейшие данные о роли магматической деятельности в развитии крупных структурных единиц земной коры, а также современные достижения физической химии применительно к магматическим процессам Руководство построено в плане классических учебников петрографии Описание горных пород отличается четкостью классификации, охватывает широкий круг разновидностей, умело подобраны иллюстрации Систематика горных пород, принятая в руководстве, соответствует унифицированной классификации пород, разрабатываемой в рамках Международного геологического конгресса
Эту книгу можно рекомендовать ие только в качестве учебного пособия для студентов геологических вузов, ио и как настольный справочник для широкого круга геологов различных специальностей.


ПРЕДИСЛОВИЕ

Предлагаемая вниманию читателя книга известных специалистов-петрографов Ф. Хэтча, А. Уэллса и М. Уэллса «Петрология магматических пород» представляет собой классическое руководство, на котором воспитывались несколько поколений геологов и петрографов английской школы. Начало 90-х годов прошлого столетия, когда вышло первое издание книги, было временем становления петрографии как науки; тогда для изучения горных пород впервые стал применяться микроскоп и были созданы первые классификации пород. Все последующие годы были годами бурного развития петрографии. Особенно плодотворными оказались последние десять-пятнадцать лет. В этот период развитие петрографического эксперимента и широкий размах региональных полевых исследований позволили по-новому осмыслить все основные проблемы петрографии и перейти к качественно новому этапу теперь стало возможным говорить не только о генезисе каждой отдельной породы, но и судить об особенностях магматизма того или иного региона в целом. В последующих изданиях книги авторы учитывали все изменения, происходившие в петрографической науке. Особенно большой переделке книга подверглась перед последним, тринадцатым изданием, когда были пересмотрены и по существу заново написаны все разделы, трактующие вопросы генезиса и условий застывания горных пород. В то же время авторы сохранили традиционную схему построения и общую систематическую направленность книги, которые во многом определяют ее содержание. Такое совмещение традиционной схемы изложения и нового содержания помогает читателю по-новому осмыслить весь опыт старых петрографических работ и знакомит его с новыми проблемами, стоящими перед современным исследователем.
При подготовке книги к изданию перед переводчиком и редакцией возник ряд вопросов, связанных с различиями русской и иностранной терминологии, причем в данном случае терминологические различия тесно переплетаются со смысловыми. Остановимся на некоторых, наиболее существенных моментах.

Советские и английские петрографы по-разному понимают с роль кремнекислоты, с одной стороны, и щелочей и щелочных земель, с другой, в магматических процессах. Советские ученые главную роль в формировании облика магматической горной породы отводят кремнекислоте, поскольку именно степень насыщенности кристаллизующейся магмы кремнекислотой определяет облик породы независимо от характера катионной части. За рубежом, напротив, большее значение придают катионному комплексу. Отсюда возникают и терминологические различия. Примером могут служить термины «ультрабазит» и «ультрама-фит», отражающие разные точки зрения, но являющиеся, по существу, синонимами, поскольку только исключительный дефицит кремнекислоты может привести к образованию пород, обогащенных магнием и железом. Мы предпочли более привычный советскому читателю термин «ультрабазит», хотя, конечно, эти породы одновременно обогащены и магнием и железом.
Затруднения возникают и при сопоставлении термина «риолит», используемого за рубежом, и «липарит», который употребляют советские петрографы. Формально эти термины являются синонимами, и в отечественной литературе термин «риолит» постепенно вытесняет термин «липарит». В действительности же между риолитами и липаритами существует некоторое различие: риолит — это кислая эффузивная порода, представляющая собой аналог гранитоидов вообще, тогда как липарит в понимании советских авторов — эффузивный ^аналог собственно гранита.
Остановимся еще на двух крупных проблемах — «проблеме толеита» и «проблеме спилита».
Как известно, все породы базальтового ряда, несмотря на существование многочисленных постепенных взаимных переходов, американские специалисты искусственно расчленили на щелочные, глиноземистые и толеитовые. Это разделение основывается на очень небольших химических различиях, выявляющихся при подсчете «нормы» по методу Кросса, Иддингса и Вашингтона. Теоретической основой такого деления является представление о возможности образования гранитной магмы в результате кристаллизационной дифференциации; по этим представлениям гранитная магма может образоваться только за счет толеитов. Однако эксперименты, проведенные в последние годы, показали несостоятельность таких предположений. Кроме того, полевые данные указывают на отсутствие каких-либо четких закономерностей в распределении этих разностей. Иначе говоря, выделение толеитов не имеет глубокого геологического смысла.
Спилиты ранее считались типичными породами, образовавшимися в подводных океанических условиях и теснейшим образом связанными с шаровыми лавами. Однако исследования, проведенные в последние годы крупными океанологическими экспедициями, уверенно показали, что в результате подводных извержений образуются такие же породы, как и на суше, и что спилиты ни в коем случае не могут считаться «типичными подводными образованиями»; они представляют собой продукт метаморфизма в условиях верхов зеленокаменной фации. Что же касается шаровых лав, то их подводное образование весьма вероятно, однако ассоциация шаровых лав со спилитами может возникнуть только при метаморфизме вулканической толщи, содержащей шаровые лавы.
Ряд замечаний редакции и переводчика, а также сведения о распространенности в Советском Союзе важнейших горных пород, описываемых в учебнике, даны в подстрочных примечаниях. В связи с тем, что в 1972 г. на русский язык была переведена книга Дж. Беннисона и А. Райта «Геологическая история Британских островов», редакция сочла целесообразным исключить из русского перевода данной книги последнюю (четвертую) часть, посвященную обзору магматизма Великобритании.
В качестве дополнения к настоящему предисловию дан список важнейших отечественных петрографических работ, которые помогут читателю более глубоко разобраться в некоторых рассматриваемых в этой книге вопросах.

Анортозиты СССР, сборник, «Наука», 1974.
Афанасьев Г. Д, Строение земной коры и некоторые проблемы петрографии, Изв АН СССР, сер геол, № 3, 1961.
Афанасьев Г. Д., К проблеме гранитов, в кн. «Проблемы магмы и генезиса изверженных горных пород», Изд. АН СССР, 1963.
Белоусов В. В, Земная кора и верхняя мантия материков, «Наука», 1966.
Беус А. А., Альбититовые месторождения, в кн. «Генезис эндогенных рудных месторождений», «Недра», 1968.
Богатиков О. А., Биркис А. П., Габбро-норит-аиортозитовый комплекс Западной Латвии, Изв АН СССР, сер. геол, № 8, 1970
Бородин Л. С, Лапт А В., Харченков А. Г., Редкометальные камафориты, «Наука», 1973
Буссен И. В, Сахаров А. С, Петрология Ловозерского щелочного массива, «Наука», 1972
Бутакова Е. Л., Егоров Л. С, Маймеча-Котуйский комплекс щелочных и ультраосновных формаций, в кн «Петрография Восточной Сибири», 1, Изд. АН СССР, 1962.
Гапеева Г. М., К. вопросу о генезисе лампрофиров и их положении в генетической классификации горных пород, Зап Всесоюзн. мин. о-ва, ч 89 вып. 5, 1960
Главнейшие провинции и формации щелочных пород, сб. под ред. Бородина Л. С, «Наука», 1974.
Даусон Дж. Б., Ол-Доиньо-Ленга^—действующий вулкан с потоками лав
натровых карбонатитов, в кн. «Карбонатиты», «Мир», 1969 Долгов Ю. А., Становление гранитных интрузий и образование камерных
пегматитов, Тр. ВНИИС, XI, 1969. Егоров Л. С, Мелилитовые породы Маймеча-Котуйской провинции, Труды
НИИГА, 159, «Наука», 1969. Елисеев Н. Д., Щелочные граниты массива Гремяха-Вырмес, в сб. «Щелочные
граниты Кольского полуострова», Изд. АН СССР, 1958. Ефремова С. В., Дайки в гранитоидных комплексах Центрального Казахстана,
«Наука», 1970.
Жидков А. Я., Сложная Сынырская интрузия сиенитов Северо-Байкальской щелочной провинции, «Геология и геофизика», № 9, 1962
Заварицкий А. Н., Изверженные горные породы, Изд. АН СССР, 1955.
Коптев-Дворников В. С, К вопросу о некоторых закономерностях формирования интрузивных комплексов гранитоидов (на примере Центрального Казахстана), Изв. АН СССР, сер. геол., № 4, 1952.
Коржинский Д. С, Проблема спилитов и гипотеза трансвапоризации в свете новых океанических и вулканологических данных, Изв. АН СССР, сер. геол., № 9, 1962.
Коржинский Д. С, Теоретические основы анализа парагенезисов минералов, «Наука», 1973.
Кузнецов Ю. А., Главные типы магматических формаций, «Недра», 1964. Куплетский Б. М., Формация нефелиновых сиенитов СССР, Изд. АН СССР, 1937.
Лавров В. М, Современный подводный вулканизм Срединного Атлантического хребта, Изв. АН СССР, сер. геол., № 2, 1973.
Левинсон-Лессинг Ф. Ю., Петрография, 1-е изд., ОНТИ, 1925; 6-е изд., Изд. АН СССР, 1955.
Любимова Е. А., Об условиях возникновения магматизма и роли вулканов в тепловом режиме земной коры, в кн. «Вопросы вулканизма», «Наука», 1962.
Магницкий В. А, Внутреннее строение и физика Земли, «Недра», 1965.
Магницкий В. А., Слой низких скоростей в верхней мантии Земли, Чтения им. Вернадского, № 8, 1968.
Масуренков Ю. П., Иванов Б. В., Богоявленская Т. Е. и др.. Формирование современных интрузий под некоторыми вулканами Курило-Камчатской зоны, в кн. «Материалы к III Всес. Вулк. совещ.», Петропавловск-Камчатский, 1969.
Наседкин В. В., Петров Б. П., Экспериментальное получение перлитовой структуры в вулканическом стекле, ДАН СССР, 146, № 2, 1962.
Петров В. П., Магма и генезис магматических горных пород, «Недра», 1972.
Свешникова Е. В., Магматические комплексы центрального типа, «Недра», М., 1973.
Туфовые лавы, сборник, Тр. лабор. вулканол., в. 14, 1957.
Удовкина Н. Г., Эклогиты полярного Урала, «Наука», 1971.
Устиев Е. К-, Проблемы вулканизма — плутонизма, вулкано-плутонические
формации, Изв. АН СССР, сер. геол., № 12, 1963. Ферсман А. Е., Пегматиты, Изд. АН СССР, 1940.
Шанкарев Н. Ф., О проблеме происхождения гранитов, Зап. Всесоюзн. мин.
о-ва, ч. 103, в. 4, 1974. Шейнманн Ю. М., Очерки глубинной геологии, «Недра», 1968 Шипулин Ф. К, О самостоятельных малых интрузиях, в кн. «Магматические
формации», «Наука», 1964.
В. Петров

ПРЕДИСЛОВИЕ АВТОРОВ

Первое издание этого учебника в виде небольшой книги объемом 128 страниц, написанной покойным Ф. X. Хэтчем, было опубликовано в 1891 г. В 1926 г. д-р Хэтч и А. К. Уэллс осуществили полную переработку учебника. Десять лет спустя после кончины д-ра Хэтча в очередном издании руководства еще более существенные изменения были внесены в схему классификации магматических пород; вместо условий залегания в качестве основного признака классификации была принята зернистость или степень кристалличности. В десятом издании изменился и другой важнейший классификационный признак. Содержание кремнезема, применявшееся ранее для расчленения пород, было заменено минеральным составом. Как и следовало ожидать, в. процессе многократных переизданий и переработок по существу весь текст и все иллюстрации первоначального варианта руководства были полностью заменены. А. К. Уэллс и М. К. Уэллс теперь вполне обоснованно могли бы считать книгу только своим произведением, однако представляется целесообразным сохранить прежний состав авторов, который стал уже привычным, в связи с использованием руководства многими поколениями студентов.
С целью высвобождения места для включения нового материала из глав, посвященных минералогии, были исключены некоторые кристаллографические и другие описания. Характеристика породообразующих минералов в настоящем издании специально приспособлена для использования при практическом изучении магматических пород и в таком виде представляет собой вводную часть ко всему руководству; без нее в значительной мере обесценились бы другие петрографические и петрологические части учебника. Многолетний опыт преподавания позволяет -считать, что студенты и впредь будут стремиться получить в одном томе сведения как о породообразующих минералах, так и о горных породах, несмотря на существование превосходных руководств по минералогии, к которым, естественно, следует обращаться для более систематичного и полного изучения предмета,

Со времени предыдущего издания учебника (1961 г.) были достигнуты крупные успехи в понимании главных структурных особенностей земной коры и роли магматической деятельности в их развитии. Значение новейших концепций глобальной геофизики и геологии для петрологии подчеркивается включением новой главы в раздел руководства, посвященный геологической обстановке магматизма.
Появление огромного количества данных о магматических породах всех частей света и непрерывное усовершенствование методик исследования приводит к серьезным изменениям в понимании многих фундаментальных проблем петрологии. Наиболее заметно это проявилось в трактовке природы и происхождения магм. Вопрос о происхождении базальтов и базальтовых магм, которые, как теперь установлено, возникают в результате частичного плавления верхней мантии, в последнее время привлекал столь же пристальное внимание, как проблема генезиса гранитов десять лет тому назад. В связи с новыми данными пришлось полностью переработать главу, посвященную распределению и происхождению базальтов. Аналогичным образом расширены и дополнены новыми материалами разделы о происхождении некоторых других групп пород, в особенности андезитов и трахитов.
Новые данные о распределении и генезисе различных групп пород составляют главную часть изменений, которые были произведены в этом издании учебника. Однако авторы пытались преподнести эти материалы таким образом, чтобы они не отвлекали внимания читателя от главной цели книги — показать основы магматической петрологии сквозь призму изучения самих горных пород. Петрогенетические теории часто в значительной мере базируются на данных, относительно далеких от непосредственного опыта большинства студентов. Опыт преподавания убеждает нас, что, несмотря на вполне естественную притягательную силу новых теорий для студентов, все-таки прежде всего необходимо прочное знание горных пород как таковых. В гсвязи с этим в учебнике основной упор сделан на петрографические аспекты петрологии: особенности минерального состава и структуры горных пород, которые читатель может выявить собственными наблюдениями. Наши личные знания о горных породах существенно увеличились при подготовке петрографических иллюстраций к учебнику. Мы надеемся, что приведенные в книге зарисовки шлифов, снабженные детальным описанием, будут направлять читателей по такому же пути в их собственных петрографических исследованиях.
В петрографии важное значение имеют точные наименования и классификация горных пород. В настоящее время в различных частях света используются сильно отличающиеся друг от друга классификационные схемы, что серьезно затрудняет многие аспекты петрологических исследований. В связи с этим мы всемерно приветствуем усилия подкомиссии Международного геологического конгресса, направленные на создание универсальной схемы классификации горных пород, которая может быть принята повсеместно. Наша свободная классификационная схема, эволюционировавшая в течение многих лет, по существу очень близка ко всем выдвинутым до настоящего момента предложениям комиссии конгресса. Учитывая конкретные предложения комиссии, мы и в этом последнем издании несколько видоизменили нашу классификацию, особенно в части кварцсодержащих пород. Эти и другие близкие вопросы, особенно касающиеся значения химического состава для определения содержания минералов в горных породах, детально рассматриваются в расширенной и по существу новой главе учебника, посвященной классификации горных пород.
Авторы выражают благодарность всем друзьям и коллегам, оказавшим великодушную помощь в подготовке этого издания руководства.
А. К. Уэллс М. К. Уэллс


СПИСОК ОСНОВНОЙ РЕКОМЕНДУЕМОЙ ЛИТЕРАТУРЫ

I. Balk R., Structural Behaviour of Igneous Rocks, Geol. Soc. of America, Memoir 5, 1937.
II. Bartk T. F. W., Theoretical Petrology, New York, 1952. (Имеется русский перевод: Барт Т., Теоретическая петрология, Издатинлит, 1956.)
III. Bowen N. L., The Evolution of the Igneous Rocks, Princeton, 1928. (Имеется русский перевод: Боуэн Н. Л., Эволюция изверженных пород, Гос. научн.-техн. горн.-геол.-нефт. изд-во ОНТИ, 1934.)
IV. Bowen N. L., The Later Stages of the Evolution of the Igneous Rocks, Journ. Geol., xxiii, Supplement, 91, 1915.
V. Bragg W. L., The Atomic Structure of Minerals, 1937. (Имеется рус-
ский перевод: Брэгг У. Л., Кристаллическое состояние, I, Общий обзор,
ОНТИ, М. —Л., 1938.)
VI. Cotton С. A., Volcanoes as Landscape Forms, Wellington, N. Z., 1944. VII. Daly R. A., Igneous Rocks and their Origin, New York, 1914. VIII. Daly R. A., Igneous Rocks and the Depths of the Earth, New York, 1933. (Имеется русский перевод: Дэли Р. А., Изверженные породы и глубины Земли, ОНТИ, М. — Л., 1934.) IX. Deer W. A., Howie R. A., Zussman /., Rock-forming Minerals, in five volumes, London; 1, 1962; 2, 1963; 3, 1962; 4, 1963; 5, 1962. (Имеется русский перевод: Дир У. А., Хауи Р. А., Зусман Дж., Породообразующие минералы, изд-во «Мир», I—V, 1965—1966.) X. Harher A., The Natural History of Igneous Rocks, 1909. XI. Holmes A., Petrographic Methods and Calculations, 1921. XII. Johanssen A., Descriptive Petrography of the Igneous Rocks, in four volumes, Chicago; I, 1931; II, 1932; III, 1937; IV, 1938, XIII. Kerr P. F., Optical Mineralogy, 3rd. ed., 1959.
XIV. Rittmann А , Volcanoes and their Activity, translated from the Second German Edition by E A Vincent, New York, 1962 (Имеется русский перевод Ритмам А, Вулканы и их деятельность, Издатинлит, 1964) XV. Shand S J, Fruptive Rocks, 3rd ed., 1947. XVI Smith H. G , Minerals and the Microscope, 4th ed., completely revised
by M К Wells, London, 1956 XVII. Turner F J, Verhoogen J, Igneous and Metamorphic Petrology, 2nd. ed., 1960. (Имеется русский перевод: Тернер Ф, Ферхуген Дж., Петрология изверженных и метаморфических пород, Издатинлит, 1961 ) XVIII. Wager L R, Brown G М, Layered Igneous Rocks, Edinburgh, 1968. (Имеется русский перевод Уэйджер Л, Браун Г., Расслоенные изверженные породы, изд-во «Мир», 1970)


ВВЕДЕНИЕ
ПРИРОДА МАГМАТИЧЕСКИХ ГОРНЫХ ПОРОД


Петрология — ветвь геологии, занимающаяся изучением горных пород земной коры. Горной породой называется минеральный агрегат, состоящий из одного или многих минералов, которые могут быть аморфными или кристаллическими. В одних случаях зерна минералов видны невооруженным глазом, в других — различимы лишь под микроскопом. При изучении горных пород в поле прежде всего необходимо установить условия их залегания и характер ассоциаций, в которых они участвуют. Затем следует определить слагающие их минералы и количественное соотношение последних и, наконец, сделать выводы о взаимоотношениях отдельных компонентов.
Принято различать три главные категории горных пород: осадочные, метаморфические и магматические, или изверженные. По поводу первой из этих трех групп в дальнейшем изложении практически не будет речи. Ко второй категории относятся породы, в которых в результате существенного изменения условий произошли соответствующие изменения минерального состава, структуры лли того и другого вместе Главные агенты метаморфизма — высокая температура и повышенное давление. При достаточно высоких температурах и давлениях возникают грубозернистые метаморфические породы, по многим признакам похожие на магматические. Граница между метаморфическими и магматическими породами нечеткая и постепенная. Определение «магматические породы» основывается на минеральных ассоциациях и особенностях структуры таких горных пород, для которых прямыми наблюдениями установлено образование в результате вулканической деятельности и в процессе консолидации магмы, а также на форме и условиях залегания магматических тел. Под магмой понимают более или менее жидкую субстанцию, поступающую с различных уровней глубин Земли, где она получила запас энергии, придающий ей подвижность, и в благоприятных условиях извергающуюся на дневную поверхность в виде лавы. Если можно говорить о том, что магма представляет собой потенциальную магматическую горную породу, например базальт, то образец последнего, который по существу есть омертвевшая, затвердевшая и остывшая лава, нельзя отождествлять с исходной магмой, поскольку часть ее вещества утрачивается в процессе транспортировки. Особенно это относится к так называемым летучим компонентам. Большая часть летучих истекает в атмосферу во время извержения, но некоторое их количество остается ниже поверхности Земли и оказывает существенное влияние иа породы, сквозь которые проникала магма, вызывая в иих изменения минерального состава. Такого рода изменения, сопровождающиеся привносом вещества магматического происхождения, называются метасоматическими. В благоприятных условиях в результате метасоматоза образуются породы, весьма напоминающие продукты кристаллизации магмы. Лава до излияния — это магма, однако последняя не обязательно должна быть полностью жидкой. Такое утверждение опять-таки вытекает из прямых наблюдений — магма часто поднимается к поверхности с большим количеством взвешенных в жидкости хорошо образованных кристаллов. Так, лавы, извергавшиеся из Везувия, иногда содержали взвесь кристаллов лейцита, а в лавах наиболее распространенного типа, базальтовых, часто присутствуют фенокристы оливина и авгита. Предполагается, что в определенных условиях магматические массы могут состоять практически из одних таких кристаллов, смоченных незначительным количеством жидкости, и, следовательно, обладать лишь очень ограниченной подвижностью.
К числу магматических пород относятся лавы широкого диапазона составов. Такие лавы тесно связаны с другими магматическими телами, консолидировавшимися ниже поверхности земли, в связи с чем процесс их формирования недоступен для непосредственного наблюдения. Однако, исходя из особенностей минерального состава и структуры, можно предполагать, что формировавшиеся на глубине породы возникли за счет той же субстанции, что и ассоциирующиеся с НИМИ лавы. Аргументацию в защиту этого положения можно развивать, идя от известных фактов к неизвестному. Рассмотрим, например, следующую серию сопоставлений. Базальт, образующий лавовые потоки, имеет достоверно магматическую природу. Наиболее типичный базальт состоит в основном из трех минералов — оливина, авгита и плагиоклаза. Последние два минерала часто образуют в базальтах характерные срастания, известные под названием офитовой структуры. Те же минералы в аналогичных структурных взаимоотношениях встречаются также в мелких пластообразных интрузивных телах (дайках и силлах). Тонкие пластообразные интрузивные тела могут слагаться базальтами, практически идентичными присутствующим в лавовых потоках. Однако более мощные интрузивы того же типа охлаждались медленнее, в связи с чем они приобрели несколько более крупнозернистое строение. Такие среднезер-нистые базальтовые породы называются долеритами. Однако, несмотря на то, что долериты получили особое название в связи с характером зернистости и условиями залегания, не вызывает никаких сомнений их образование за счет того же материала, из которого возникли базальты. Наконец, и в крупных интрузивах, обнажающихся при глубокой эрозии в корневых частях вулканических областей и сложенных преимущественно теми же тремя минералами, часто проявляется характерная офитовая структура. Эти грубозернистые породы одинакового с базальтами состава называются габбро. Они обнаруживают постепенные переходы к долеритам, тогда как последние постепенно переходят в базальты. Не может быть каких-либо сомнений в тесной генетической связи всех этих пород. Базальты, долериты и габбро по существу имеют одинаковый химический состав, тогда как некоторые различия в их структуре и в деталях минерального состава легко можно объяснить охлаждением в разных условиях. Эти три типа пород, несомненно, происходят из одной магмы и, следовательно, могут быть названы комагматичными (Дели) или генетически родственными (Харкер). Последний термин подчеркивает не столько магматическую природу, сколько общность происхождения пород — они «единокровны». Многие другие породы, сильно отличающиеся of базальтов по составу, связаны друг с другом точно таким же образом, как базальты, долериты и габбро Такие тесные генетические соотношения обычно характеризуют выделением соответствующих семейств горных пород. В рассмотренном выше конкретном случае мы имели дело с семейством габбро.
С внедрившейся в земную кору массой магмы поступает большое количество тепла, которое в конечном счете рассеивается в результате теплопроводности в породах кровли и боковых стенок интрузивного тела, обусловливая изменения их минерального состава и структуры. Такие изменения называются термальным метаморфизмом, а породы, претерпевшие эти превращения, относятся к категории метаморфических. Обычно различия между магматическими породами, вызвавшими метаморфизм, и метаморфическими породами, образовавшимися в результате воздействия магматических тел, бывают ясными и недвусмысленными. Метаморфизм проявляется в пределах ограниченной зоны, окружающей интрузив, что часто удается отразить на геологических картах. Такие изменения хорошо известны и понятны. Однако на относительно глубоких уровнях земной коры создаются весьма отличные условия. Здесь господствуют значительно более высокие температуры и давления. Прогрев достигает почти магматических условий, и вещество также находится в близмагматическом состоянии. Граница между метаморфическими и магматическими породами затушевывается, и отличить причину от следствия становится весьма трудно. Если породы таких глубинных горизонтов обнажаются на дневной поверхности, правильно интерпретировать их генезис зачастую оказывается затруднительным. Породы, кристаллизовавшиеся из расплава, в таких случаях тесно ассоциируются с материалом, находившимся в состоянии, близком к магматическому. К числу таких образований относятся очень характерные породы, состоящие из чередующихся полос (или жилок), явно представленных веществом двух различных типов. В таких гетерогенных толщах жилы или прожилки одного типа, в которых обычно удается лучше распознать признаки магматической породы, часто гра-нитоидного характера, образовались в процессе проникновения или пропитывания материала другого типа, отличающегося по минеральному составу и структуре. Такие породы называются мигматитами, а процесс пропитывания магматическим материалом называется мигматизацией.
Петрографы, естественно, интересуются происхождением изучаемых ими горных пород, т. е. петрогенезисом, однако, за исключением лав, мы никогда не можем знать с той же степенью определенности способ образования породы, как знаем и понимаем ее минеральный состав и структуру. В связи с этим авторы в этой книге прежде всего делают упор на наблюдаемые факты и описывают горные породы как таковые, не слишком глубоко вдаваясь в наиболее гипотетичные проблемы их происхождения
Широко бытующий термин магматические (igneous, дословно огнезданные) породы нельзя считать идеальным, однако, несмотря на его недостатки, он хорошо понятен. Несомненно, можно было бы предложить какой-либо новый термин, не подчеркивающий связи с огнем. Так, Шенд предпочитал пользоваться термином эруптивные (eruptive, т. е. изверженные) породы. Однако извержение в относительно узком и прямом смысле подразумевает появление на дневной поверхности, и, таким образом, по существу лишь излившиеся магматические породы (лавы) правильно относить к числу эруптивных. Но, помимо излившихся пород, мы рассматриваем также их аналоги, образовавшиеся внутри земной коры (а не на ее поверхности), которые собирательно называют интрузивными, хотя и это слово может вызывать неправильное впечатление. Детальные исследования полевых взаимоотношений свидетельствуют о том, что во многих случаях тела габбро, гранитов и т. д. заняли свое современное положение в земной коре в результате смещения ранее занимавших их место вмещающих пород. Такие породы можно действительно недвусмысленно называть интрузивными, т. е внедрившимися. Однако во многих других случаях доказательства механического воздействия отсутствуют, и, следовательно, полевые взаимоотношения если и не доказывают однозначно, то по крайней мере позволяют предполагать, что изучаемые породы заняли свое место не столько посредством смещения, сколько в результате замещения вмещающих пород. Чаще всего такие предположения высказываются в отношении пород, довольно обобщенно называемых «гранитами», по поводу которых Рид некогда сказал: «Существуют граниты и граниты», подразумевая наряду с прочим различные пути их образования. Важно, однако, ясна отдавать себе отчет в том, что, несмотря на различные способы образования, все эти породы в литологическом отношении, т. е. по составу и структуре, относятся к одному типу гранитов Мы предлагаем использовать определенные названия горных пород применительно к конкретным минеральным ассоциациям, не учитывая их происхождения В этом отношении происхождение имеет второстепенное значение по сравнению с петрографическим (литологическим) характером породы. Именно на последнем следует основывать систематическую классификацию и номенклатуру горных пород, тогда как другие признаки можно учитывать введением дополнительных определений. Так, граниты могут возникать в результате непосредственной кристаллизации из расплава, однако весьма сходные, хотя не обязательно полностью идентичные, породы могут образоваться и при гранитизации, например при перекристаллизации лавы или вулканического пепла соответствующего состава в корневых частях вулканических аппаратов Действительно, можно представить себе такой процесс изменения вмещающих пород газами и флюидами поднимающейся магмы, при котором в результате воздействия летучих образуются устойчивые в новых условиях минеральные ассоциации, напоминающие магматические граниты, а иногда от них неотличимые.
Читая петрологическую литературу, можно легко убедиться, что & ией устойчиво сохраняются противоречивые взгляды ва проблемы петрогенезиса Эти мнения часто высказываются очень уверенно и представляются весьма авторитетными. Так, в одном источнике можно узнать, что «все граниты магматические», а в другом, что «не существует магматических гранитов» Однако в действительности подобные утверждения отражают лишь личные взгляды авторов, которые не имеют общего реального значения Они не содержат противоречий в во^ просах о том, что представляет собою гранит как таковой и из чего он состоит. А такие вопросы относятся к области факто», в которых студент может убедиться прямыми личными наблюдениями.

Часть I
МАГМАТИЧЕСКИЕ ПОРОДООБРАЗУЮЩИЕ МИНЕРАЛЫ

Глава 1 МАФИЧЕСКИЕ МИНЕРАЛЫ
1 Синонимы магнезиально-железистые, цветные
2 Второстепенные минералы, присутствующие в породах в количестве до 10%, авторы не выделяют в самостоятельную группу, а относят к акцессорным В этом издании редакция старалась придерживаться подразделения, принятого в советской геологической литературе —Прим ред.



1. Введение. Классификация. Породообразующие минералы можно классифицировать различным способом в соответствии с ролью, которую они играют в структуре и составе пород. Удобно их подразделение на первичные и вторичные, причем среди первых еще выделяются главные и второстепенные, в том числе акцессорные2. Под главными минералами понимаются те их виды, присутствие которых определяет тип породы, тогда как наличие или отсутствие того или иного второстепенного или акцессорного минерала не влияет на принадлежность породы к тому или иному типу Так, кварц, полевой шпат и слюда представляют собою главные минералы большинства гранитов, тогда как циркон, сфен и апатит относятся к их акцессорным минералам. Следует ясно отдавать себе отчет в том, что один и тот же минерал в одной породе может играть роль второстепенного, а в другой — главного. Кварц, например, присутствует в качестве второстепенного минерала в некоторых габбро, но вместе с тем он является наиболее характерным минералом гранитов, к которым нельзя причислить ни одну бескварцевую породу Второстепенные и акцессорные минералы встречаются в горных породах в качестве рассеянной примеси.
Присутствие одного или двух из них иногда удается установить в штуфах макроскопически, однако обычно они обнаруживаются лишь при микроскопических наблюдениях. Более того, для выявления всех акцессорных минералов необходимо при помощи жидкостей с большим удельным весом из раздробленных образцов отделить тяжелую фракцию. Этот метод успешно применялся при изучении многих магматических пород, и результаты, полученные в процессе такого рода исследований, значительно увеличили наши знания о распределении относительно редких составных частей пород1. Многие из акцессорных минералов относятся к числу наиболее устойчивых и наименее разложимых составных частей горных пород. В связи с этим они часто сохраняются в неизмененном состоянии,' в то время как главные минералы разрушаются при выветривании. Это в свою очередь помогает по их присутствию в песках и других осадках оценивать природу исходных магматических пород. Детальное изучение акцессорных минералов в настоящее время представляет важную ветвь петрологии.
Вторичные минералы образуются в результате изменения или преобразования первичных. В сильно измененных породах как главные, так и второстепенные минералы могут быть замещены вторичными.
Опять-таки необходимо отметить, что минерал может относиться к числу первичных в одной породе и играть роль вторичного в другой. Так, кварц в гранитах неизменно бывает первичным, но во многих породах он образуется в результате изменения некоторых других породообразующих минералов.
В последующих разделах прежде всего рассматриваются главные первичные минералы магматических пород. При этом детальность их описаний определяется представлением авторов о том оптимальном количестве сведений, которые необходимы для уяснения соотношений главных особенностей минерального состава и общей природы горных пород. Особое внимание уделено внутренней кристаллической структуре минералов, которая контролирует различия их свойств, обусловленные взаимным замещением атомов в каждом минеральном «семействе».
Описания наиболее важных вторичных и акцессорных минералов имеют выборочный характер.
1 См. например, Rastall and Wilcockson, Quart. J. Geol. Soc, 71, 1915,
Поскольку приводимая ниже характеристика минералов ни в коей мере не претендует на то, чтобы подменить собой полные стандартные руководства по минералогии, многие детали, касающиеся физических свойств минералов, опущены. Такие более детальные сведения читатель может легко найти в одном из стандартных учебников, на которые приведены ссылки.
2. Общие сведения об атомной структуре минералов. В основе описания большинства породообразующих минералов в этой части руководства лежит их атомная структура, выявленная рентгеновским анализом. Методы этого анализа и строгая интерпретация полученных с его помощью экспериментальных данных — дело специалистов. Однако самые общие результаты этих исследований полезны для изучающих минералогию, особенно в части химических соотношений связанных друг с другом минеральных видов и зависимости физических свойств минералов от их внутренней атомной структуры. В связи с рассмотрением этих вопросов нам пришлось заимствовать материал из работы Брэгга [V], посвященной структурам минералов.' При обсуждении кристаллических структур возникает одна сложность: далеко не просто изготовить наглядные иллюстрации, отображающие сложные узоры размещения атомов в трех измерениях. Приведенные здесь иллюстрации этого рода следует рассматривать как схемы — они представляют собой лишь первое приближение к истине. Однако в качестве учебного пособия эти схемы выполняют свою роль хотя бы в том, что они способствуют уяснению химической конституции минералов.
Атомы или их группы удерживаются друг подле друга электрическими силами притяжения противоположно заряженных частиц мельчайшего размера. Частицы, несущие положительный заряд, называются катионами, тогда как отрицательно заряженные носят название анионов.
Среди главных минералов магматических горных пород преобладают силикаты, т. е. соединения, состоящие в первую очередь из комбинаций кремния (Si) и кислорода (О), которые в свою очередь связаны с различными катионами. Наиболее распространены в силикатах следующие катионы (в порядке увеличения ионного радиуса):

Значительно менее разнообразны анионы. Среди них главную роль играет кислород (О — 1,32), который в определенных минералах в ограниченной мере может замещаться гидрокси-лом (ОН—1,32) или фтором (F—1,33). Можно видеть, что эти анионы значительно крупнее большинства катионов, так что структуры минералов по существу можно рассматривать как состоящие из плотно упакованных анионов (преимущественно кислорода), в интерстициях между которыми располагаются мелкие катионы. В некоторых сложных по составу
минералах число видов атомов может увеличиваться, а узор атомной структуры — сильно усложняться. Однако как современный небоскреб строится из относительно простых мелках строительных блоков, так и эти сложные атомные структуры можно разложить на простые структурные единицы. Для наших целей необходимо различать лишь две такие единицы. В первой из них четыре иона кислорода, тесно упакованные-вокруг иона кремния, образуют группу Si04. Ионы кислорода занимают вершины тетраэдра, тогда как кремний имеет как раз такой размер, что плотно располагается в интерстиции меЖду ионами кислорода, как это показано на фиг. 1. Вторая важнейшая структурная единица состоит из тесно соприкасающихся шести ионов кислорода, приуроченных к вершинам октаэдра. В этой единице пространство между ионами кислорода больше, и в нем могут располагаться более крупные катионы, чем кремний, например магний, алюминий или железо, обычно находящиеся «в шестерной координации» с окружающими их анионами. Заряд любого катиона (будь он равен единице, двум, трем или четырем) делится между всеми непосредственно окружающими его анионами. Так, А13+ в центре октаэдрической кислородной группы имеет заряд в три единицы, который разделяется между шестью окружающими его ионами кислорода, т. е. на долю каждого иона кислорода приходится заряд +7г- С другой стороны, в тетраэдрической группе Si04 заряд иона кремния (+4) распределяется таким образом, что на долю каждого из окружающих его ионов кислорода приходится заряд +1. Рассмотренные соотношения называются принципом Полинга. В обоих упомянутых случаях кислород двухвалентен, т. е. имеет заряд, равный двум. Отсюда следует, что тетраэдрические и октаэдрические структурные единицы должны обладать остаточным зарядом. В целом же структура минералов представляет собой сооружение из таких единиц с промежутками, заполненными таким числом катионов, которое сможет нейтрализовать остаточные отрицательные заряды. В устойчивом минерале не должно оставаться остаточных зарядов. Таким образом, сбалансированностью суммы положительных и суммы отрицательных зарядов контролируется правильность формулы, отражающей химический состав минерала.
Во многих образцах горных пород можно видеть, что слагающие их зерна минералов имеют либо светлую, либо темную окраску. Этот простой факт служит основанием для подразделения главных породообразующих минералов на две категории: «светлые» и «темные» или соответственно на фельзические и мафические'. В группу мафических минералов входят маг-незиально-железистые силикаты — оливины, пироксены, амфиболы и слюды. Минералы этой группы рассматриваются ниже в порядке, соответствующем усложнению их кристаллической структуры. В следующей же главе описаны фельзические минералы, состоящие из двух «семейств» безводных алюмосиликатов— полевых шпатов и фельдшпатоидов, а также минералов группы кремнезема.

ОЛИВИНЫ
1 Такое деление породообразующих минералов не привилось в советской литературе Неточности его видны из следующего описания Например, мусковит практически не содержит ни магния, ни железа и явно является «светлым» минералом, ио рассматривается среди мафических; жадеит и кордиерит, напротив, могут содержать и магний и железо, ио обычно рассматриваются как фельзические компоненты породы Выгода использования этих искусственных терминов ничтожна, и мы оставляем их в этой книге, придерживаясь трактовки, принятой авторами. — Прим. ред.
В эту группу входит ряд важных породообразующих минералов, основной тип атомной Структуры которых одинаков и определяется изолированными тетраэдрами Si04, сгруппированными в линии, параллельные кристаллографическим осям. В каждой такой линии, параллельной какой-либо из осей, все тетраэдры одинаково повернуты (фиг. 2), но в смежных линиях тетраэдры попеременно повернуты налево и направо, как это показано на условной объемной диаграмме фиг. 3. Отдельные тетраэдры соединены друг с другом через катионы. Последние окружены, или, как говорят, координируются, шестью атомами кислорода, которые, как видно на диаграмме, принадлежат различным смежным тетраэдрам. Таким образом, единицей структуры является единичный тетраэдр Si04. На отрицательный заряд в 8 единиц, создаваемый атомами кислорода, приходится положительный заряд атома кремния в 4 единицы (Si4+). Следовательно, у каждого тетраэдра возникает оста-

Фиг. 3. Схема атомной структуры оливина.
Показаны два ряда тетраэдроз Si04 с ионами кислорода в плоскостях (100). Каждый
тетраэдр связан с тремя ионами металлов (Mg2+ и Fe2+). Такие тройки иоиов, как показано на фиг. 2, попеременно располагаются то несколько сзади, то несколько впереди тетраэдров. Большие кружки — ионы кислорода; самые мелкие — ионы кремния; черные кружки — ионы магния и железа.

точный отрицательный заряд в 4 единицы, который должен быть сбалансирован введением в структуру необходимого количества катионов. В большинстве минералов группы оливина катионы представлены Mg2r и Fe2+ и значительно реже Мп2+ и Са2+. Если все необходимые катионы представлены одним Mg2+, формула минерала имеет вид Mg2Si04. Этой формуле соответствует природный минерал форстерит. Случаю же, когда катионы представлены только железом, отвечает минерал фаялит с формулой Fe2SiC>4. Эти два ортосиликата, как называют минералы такого типа, представляют конечные члены серии непрерывных вариаций состава, в которой отношение Mg: Fe меняется от 100:0 до 0:100. Такую серию можно условно подразделить на ряд минеральных видов с теми или иными интервалами составов. К сожалению, по поводу границ разновидностей оливинов и их числа до сих пор не существует общепринятой точки зрения. На фиг. 4 приведены две недавно предложенные номенклатуры оливинов. Для избежания неопределенностей необходимо в дополнение к названиям разновидностей или взамен их приводить символы, которые точно указывают состав в молекулярных процентах. Так, чистый форстерит обозначается символом Fo, а чистый фаялит — Fa, тогда как символ Fo52Fa48 дает исчерпывающую информацию о составе одного из представителей ряда оливинов. Небезынтересно отметить, что по номенклатуре Уэйджера и Дира минерал такого состава относится к гиалосидериту, по системе Том-кеева — к хризолиту, тогда как первоначально минерал был назван гортонолитом [1].
Состав промежуточных членов серии оливинов действительно удобно выражать в виде молекулярных соотношений конечных членов — фостерита и фаялита. Однако не следует умать, что такие самостоятельные молекулы реально присутствуют в минерале. Кремнекислородный каркас атомной структуры непрерывно протягивается в кристалле, а в нем равномерно распределяются ионы Mg2"1 и Fe2+. Таким образом, правильнее понимать состав с точки зрения взаимных замещений ионов в структуре, нежели в свете представления о твердом растворе одного молекулярного компонента в другом. В связи с этим наблюдается усиливающаяся тенденция к изображению составов в виде соотношений металлических катионов, например Mg52Fe48.
Равновесная кристаллизация членов серии оливинов была изучена экспериментально [2]. В лабораторных условиях температура кристаллизации колебалась в пределах примерно от 1890 °С для чистого форстерита до 1205 °С для чистого фаялита (фиг. 4). На диаграмме видно, что расплав, отвечающий оо составу оливину F050, начинает кристаллизоваться при температуре около 1650°С, но выделяющиеся при этом первые кристаллы оказываются значительно более магнезиальными, чем исходный расплавПо мере падения температуры состав выделяющихся кристаллов изменяется в сторону последовательного обогащения железом. При относительно быстром охлаждении слои последовательно кристаллизующегося вещества могут сохраниться в кристалле в виде зон различного состава. Ядро в таких зональных кристаллах должно быть относительно обогащено Fo, тогда как наиболее внешние зоны соответственно будут самыми железистыми. В зональных кристаллах оливинов отмечались различия в составе между ядром и внешней зоной порядка 20% Fo [3].
По аналогии с изложенным выше ранее кристаллизовавшиеся вкрапленники оливина в лавах должны быть богаче магнезиальным компонентом по сравнению с мелкими кристаллами основной массы, что действительно и наблюдается. Однако и среди зерен основной массы наиболее крупные, вероятно начавшие кристаллизоваться раньше при относительно высокой температуре, также оказываются более магнезиальными по сравнению с самыми мелкими зернами оливина, выделившимися позднее при меньшей температуре.
1 Из точки на горизонтальной оси, соответствующей составу 50%, проводим вертикальную линию до пересечения с кривой ликвидуса. Горизонтальная линия, проведенная через точку пересечения, укажет на вертикальной оси температуру, при которой начинается кристаллизация Проекция же точки пересечения этой горизонтальной линии с кривой солидуса на горизонтальную ось даст состав первых выделяющихся кристаллов.
Вариации состава последовательных генераций зерен оливина, так же как и зон в пределах крупных его монокристаллов, можно установить, умея точно определять состав этого минеродовой принадлежности минерала к серии оливинов, хотя и имеются способы косвенно уточнить его состав, исходя из приводимых ниже фактов, касающихся распределения различных членов этой группы.
Боуэн и Шерер экспериментально показали, что обогащенные магнием оливины — форстерит, хризолит и гортонолит неустойчивы в присутствии свободного кремнезема. Следовательно, в нормальных условиях эти члены группы не встречаются в ассоциации с кварцем, и, таким образом, в гранитоидных породах магнезиальные оливины присутствовать не могут. Однако сильно обогащенный железом оливин может существовать в присутствии свободного кремнезема, хотя даже и в этом случае имеются некоторые ограничения. Температура должна быть относительно низкой, с тем чтобы она оказалась в пределах термического интервала существования риолитовой магмы. Иначе говоря, в «гранитной» ассоциации может встречаться лишь единственная разновидность оливинов, а именно почти чистый фаялит. Этот минерал в настоящее время установлен в ряде кварцсодержащих пород, в том числе в обсидианах Аррана (Шотландия) и Иеллоустонского парка, кварцевых порфирах и риолитах Нигерии и т. д., но пока такие находки еще относительно редки. Оливины промежуточных составов (исключая форстерит и фаялит) — типичные минералы малокремнеземистых (основных и ультраосновных) магматических пород. В наибольших количествах они присутствуют в некоторых ультраосновных породах, сами названия которых — оливи-ниты и перидотиты 1 — прямо об этом свидетельствуют. Лишь несколько меньшими содержаниями оливина характеризуются такие Основные магматические породы, как оливиновые габбро, троктолиты и оливиновые базальты. В последних иногда присутствуют так называемые «оливиновые нодули», которые по существу представляют собой кусочки перидотитов, захваченные магмой во время ее подъема к поверхности. Хорошо известные проявления оливиновых нодулей приурочены к карбоно-вым базальтам Дербишира. Во всех этих породах оливины характеризуются преобладанием магния над железом. За немногими исключениями, можно говорить о существовании общего правила, в соответствии с которым неизменно в более основных породах присутствуют относительно магнезиальные, а в более кремнеземистых — относительно железистые оливины.
Конечный магнезиальный член серии оливинов форстерит по своему парагенетическому положению самостоятелен. Он представляет собой характерный продукт термального метаморфизма.
родовой принадлежности минерала к серии оливинов, хотя и имеются способы косвенно уточнить его состав, исходя из приводимых ниже фактов, касающихся распределения различных членов этой группы.
Боуэн и Шерер экспериментально показали, что обогащенные магнием оливины — форстерит, хризолит и гортонолит неустойчивы в присутствии свободного кремнезема. Следовательно, в нормальных условиях эти члены группы не встречаются в ассоциации с кварцем, и, таким образом, в гранитоидных породах магнезиальные оливины присутствовать не могут. Однако сильно обогащенный железом оливин может существовать в присутствии свободного кремнезема, хотя даже и в этом случае имеются некоторые ограничения. Температура должна быть относительно низкой, с тем чтобы она оказалась в пределах термического интервала существования риолитовой магмы. Иначе говоря, в «гранитной» ассоциации может встречаться лишь единственная разновидность оливинов, а именно почти чистый фаялит. Этот минерал в настоящее время установлен в ряде кварцсодержащих пород, в том числе в обсидианах Аррана (Шотландия) и Иеллоустонского парка, кварцевых порфирах и риолитах Нигерии и т. д., но пока такие находки еще относительно редки. Оливины промежуточных составов (исключая форстерит и фаялит) — типичные минералы малокремнеземистых (основных и ультраосновных) магматических пород. В наибольших количествах они присутствуют в некоторых ультраосновных породах, сами названия которых — оливи-ниты и перидотиты 1 — прямо об этом свидетельствуют. Лишь несколько меньшими содержаниями оливина характеризуются такие Основные магматические породы, как оливиновые габбро, троктолиты и оливиновые базальты. В последних иногда присутствуют так называемые «оливиновые нодули», которые по существу представляют собой кусочки перидотитов, захваченные магмой во время ее подъема к поверхности. Хорошо известные проявления оливиновых нодулей приурочены к карбоно-вым базальтам Дербишира. Во всех этих породах оливины характеризуются преобладанием магния над железом. За немногими исключениями, можно говорить о существовании общего правила, в соответствии с которым неизменно в более основных породах присутствуют относительно магнезиальные, а в более кремнеземистых — относительно железистые оливины.
Конечный магнезиальный член серии оливинов форстерит по своему парагенетическому положению самостоятелен. Он представляет собой характерный продукт термального метаморфизма.
Обычные более или менее магнезиальные оливины обладают тремя свойствами, помогающими отличать их от большинства остальных породообразующих силикатов: 1) небольшим содержанием Si02 (в чистом форстерите — 42 вес.°/о, тогда как в соответствующем магнезиальном пироксене, энстатите, 60%); 2) кристаллизацией при высокой температуре, в связи с чем у них проявляется тенденция выделяться из основной магмы в числе наиболее ранних минералов; 3) большим удельным весом (около 3,3 у обычного оливина). Вследствие взаимодействия всех этих трех свойств оливины играют важную роль з процессах дифференциации магмы; в частности, возможна сепарация ранних кристаллов оливина, которые благодаря большому удельному весу опускаются на дно магматического очага. Если учесть все эти особенности поведения оливина, то станет понятным, почему этот минерал является главным компонентом мантии.

Общая характеристика минералов группы
Все члены группы оливина кристаллизуются в ромбической сингонии. Хотя оливин и относится к числу обычных минералов, тем не менее его хорошо образованные кристаллы редко встречаются в коллекциях минералов. Совершенные, хотя и мелкие кристаллы оливина в большом количестве присутствуют в оливиновых песках, распространенных на некоторых участках побережий океанических островов, таких, как Гавайи. Здесь они концентрируются в результате размыва оливиновых базальтов, выходящих на поверхность вдоль береговой линии. Многие из таких мелких вкрапленников имеют таблитчатую форму с хорошо развитым пинакоидом (100) в комбинации с призмой (110) и диэдром (101). На фиг. 6 показаны другие характерные для оливинов кристаллографические формы. У магнезиальных оливинов в разных условиях развиваются различные кристаллографические формы.
1 У железистых оливинов, особенно у фаялита, проявляется спайность по пинакоидам (010) и (001).
В связи с обычным преобладанием кристаллов таблитчатого габитуса у зерен оливина в петрографических шлифах проявляется тенденция к образованию шестиугольных поперечных срезов специфического облика (фиг. 114). Для всех членов группы оливина характерны высокие показатели преломления и высокий рельеф в сочетании с" полным отсутствием окраски. Их Правильной диагностике способствует также преобладание криволинейных трещин над плохо выраженной спайностью1 и сильное двупреломление. Величину двупреломления у оливинов
известного состава можно определить по соответствующей кривой фиг. 5 Наибольшей величины оно достигает у фаялит». Все оливины подвержены характерным вторичным изменениям. В представительных коллекциях шлифов оливиновых базальтов можно наблюдать все стадии таких изменений от самых незначительных до полных псевдоморфоз вторичных продуктов по зернам оливина Наиболее обычные вторичные минералы — волокнистый антигорит и зеленый хризотил — вначале порознь или совместно развиваются вдоль трещин, а затем замещают весь кристалл Менее распространенными продуктами изменения оливина являются боулингит и иддингсит — «серпентины», окрашенные в шлифах в желтые и красновато-бурые тона. Иногда, особенно при выветривании базальтов на дневной поверхности, оливины замещаются окислами железа В лам-профирах, а изредка и в других породах по оливинам может псевдоморфно развиваться карбонат, иногда совместно с различными формами кремнезема — опалом, халцедоном или мозаичным кварцем Вероятно, к числу наиболее детально изученных псевдоморфоз по оливину относятся его измененные кристаллы из базальтов типа «Маркл» в Шотландии Эти псевдоморфозы состоят из хлорита типа пеннина (66%), гематита (32%) и кварца (2%) [4].
ПИРОКСЕНЫ
Пироксены — одна из наиболее важных групп породообразующих силикатов По сравнению с оливинами кремнезем в их состав входит в большем количестве относительно присутствующих оснований, так что пироксены относятся к метасиликатам. В различных членах группы в весьма разных соотношениях присутствуют железо, магний, кальций и натрий, совместно с меньшими количествами алюминия, марганца и титана.
Атомная структура и химизм
Рентгеновские исследования показали, что основу структуры пироксенов составляют тетраэдры Si04, соединенные общими атомами кислорода в вертикальные цепочки. Отдельные цепочки соединяются катионами Са2+, Mg2+, Fe2+ и т д, которые связаны со «свободными» (т е не участвующими во внутренних связях цепочек) ионами кислорода Во всех пироксенах цепочки ориентированы параллельно вертикальной кристаллографической оси и образуют слои, параллельные (100). Наиболее существенные особенности структуры пироксенов схематически отражены на фиг. 7 и 8.
Форма и положение в пространстве цепочек определяют ориентировку поверхностей спайности (фиг. 9). Эти поверхности параллельны граням призмы кристаллов пироксенов и пересекаются друг с другом под углом 87° (или 93°).
1 Хотя молекула метасиликата кальция СаБЮз, обозначаемая символом Wo, в значительных количествах входит в пироксены более сложного состава, существует также самостоятельный минерал волласто-нит, отвечающий этой формуле, который, однако, отличается по атомной структуре от пироксенов Волластонит обычно не встречается в магматических породах, а образуется при термальном метаморфизме известняков Хотя волластонит и не изоморфен с пироксенами, он по структуре близок к ним, в связи с чем называется «пироксе-ноидом».
Единица узора пироксеновой цепочки содержит группу Si206, остаточный электростатический заряд которой составляет —4. Этот заряд может быть сбалансирован введением в структуру двух двухвалентных катионов, роль которых в различных случаях могут играть Mg, Fe, Са, так что соответствующие минералы имеют формулы Mg2Si206 (энстатит, En), Fe2Si206 (ферросилит, Fs) или Ca2Si206 (волластонит, Wo)1. Если прене-

Фиг. 8. Структура диопсида.
Три параллельные лироксевовые цепочки, спроецированные на плоскость (010). Пунктиром оконтурена элементарная ячейка структуры, но на схеме показаны не все входящие в нее ионы. Мелкие черные кружочки — Si4+; крупные светлые кружки — О2-; кружки с крапом — Mg2+; заштрихованные кружки — Са2+.

бречь некоторыми малыми примесями, то состав всех пи-роксенов можно удобно выражать в виде комбинации из трех перечисленных выше конечных членов, что весьма наглядно изображается графически на треугольной диаграмме, в вершинах которой располагаются Wo, Еп и Fs, как это показано на фиг. 10. Фигуративные точки состава всех реальных пироксенов располагаются лишь в нижней половине этого треугольника. В иных словах кальциевый компонент Wo не может входить в состав пироксенов в количествах, превышающих 50 мол.%. Однако и в нижней половине треугольника фигуративные точки распределяются неравномерно. Один их хорошо выраженный максимум располагается между значениями W040 и W050, а другой тяготеет к основанию треугольника и располагается между Wo^ и Wo0. Основание треугольника охватывает все возможные соотношения Еп и Fs, перекрывая, таким образом, пределы колебаний состава важной группы ортопирйксенов, а также химически эквивалентной им группы моноклинных пироксенов. В природных минералах серии энстатит—ферро-силит присутствует небольшое количество, обычно 4—5%, кальциевого компонента Wo,

Фигуративная точка состава диопсида (Di) с формулой CaMgSi206 расположена на треугольной диаграмме точно посредине между Wo и Еп. Аналогичным образом точка состава его железистого аналога геденбергита (Не) CaFeSi206 лежит в том же треугольнике посредине между вершинами Wo и Fs. Важно уяснить, что точки Di и Не на диаграмме отвечают теоретическим составам «чистых» диопсида и геденбергита соответственно; в природных же минералах, носящих аналогичные названия, как показано на фиг. 10, допускается определенная изменчивость состава. На диаграмме между полями диопсида и геденбергита располагается полоса «салита» с непрерывно изменяющимся составом. Лишь очень немногие пироксены располагаются выше линии Di — Не. В нижней половине треугольника составов пироксенов между сериями диопсид — салит — геденбергит и энстатит — гиперстен — ферросилит располагаются две важные группы моноклинных пироксенов — авгита и пижонита. Минералы последней группы по составу очень

Фиг. 9. Соотношения атомной структуры и спайности у пироксенов. Кремнекислородные цепочки изображены в проекции на горизонтальную плоскость. Крапом обозначено пространство, занятое одной цепочкой и связанными с ней катионами (не показаны). Ослабленные плоскости показаны жнрнымн линиями, а обусловленные ими направления спайности — пунктиром. Указано столожение кристаллографических осей а и Ъ\ ось с перпендикулярна плоскости рисунка.
2 Зак. 407
близки к ромбическим пироксенам, но несколько обогащены по сравнению с ними кальциевым компонентом. По мнению Хесса, область состава пижонитов простирается от W05 до W015.
Таким образом, на обсуждаемой диаграмме видно, что в группе пироксенов выделяются пять серий:
а) серия энстатит — ферросилит, известная под собиратель-
ным названием «ромбических пироксенов», поскольку они кри-
сталлизуются в ромбической сингонии.
б) серия пижонита, характерная лишь для быстро охлаж-
дающихся основных магматических пород, особенно для неко-
торых разновидностей базальтов и близких к ним по химиче-
скому составу андезитов;
в) серия субкальциевый авгит — субкальциевый ферроавгит;
г) широко распространенная серия авгит — ферроавгит;
д) серия диопсид — геденбергит, представители которой
редко присутствуют в магматических породах, но весьма
обычны для метаморфических образований.
Далее приводится описание пироксенов в том порядке, в ко* тором они только что перечислены.
а. Ромбические пироксены (серия энстатит — ферросилит). Минералы, по составу варьирующие от MgSi03 до FeSi03, кристаллизуются либо в мноклинной, либо в ромбической сингонии. К. названиям минералов, принадлежащих серии моноклинных пироксенов, часто прибавляется приставка клино-(клиноэнстатит, клиногиперстен). Эти минералы устойчивы лишь при высоких температурах. В магматических породах они не встречаются, но известны в метеоритах и как продукты кристаллизации сухих расплавов в экспериментах. Гораздо более важное значение имеет вторая серия пироксенов, кристаллизующихся в ромбической сингонии. Ромбические пироксены широко распространены и встречаются во многих типах магматических пород. Соотношения между пироксенами двух серий экспериментально изучены Боуэном и Шерером [2], которые показали, что моноклинные разновидности превращаются в ромбические при температуре около 1000 °С'.
Для удобства изоморфную серию ромбических пироксенов подразделяют на шесть условных минеральных видов в зависимости от количественных соотношений MgSi03 и FeSiOe. В качестве границ между отдельными разновидностями приняты содержаний в 10, 30, 50, 70 и 90 мол.°/о, как это практикуется и в отношении оливинов и плагиоклазов.
1 Рентгеновское изучение препаратов MgSi03 непосредственно в момент полиморфных переходов при высоких температурах показало, что высокотемпературная модификация этого соединения представлена ромбическим прото-энстатитом, который при охлаждении превращается в моноклинный клино-энстатит. Возможно, главный фактор, обусловливающий кристаллизацию клииоэнстатита, это анизотропные механические напряжения (резкие механические шоки при падении метеоритов, натяжения кристаллов протоэистатита в процессе охлаждения и при истирании препаратов для съемки порошко-грамм и т. п.) (см. Смолин П. П., Известия АН СССР, сер. геол., № 11, 1968). — Прим,, перев.
Ромбические пироксены обычно образуют агрегаты зерен с блестящими поверхностями спайности бронзовой окраски, поэтому их кристаллы не удается изучить макроскопически. Однако в шлифах некоторых лав вкрапленники ромбического пироксена обладают идиоморфными очертаниями. Наиболее характерный облик имеют их базальиые сечения почти квадратной формы со срезанными углами, в которых наблюдается хорошо развитая спайность по призме, часто дополняющаяся спайностью по пинакоиду. В таких разрезах обнаруживается умеренный рельеф, минерал в них или бесцветен, или окрашен очень слабо и соответственно лишь крайне слабо плеохроирует, так что эту особенность можно легко пропустить. В относительно толстых срезах проявляется очень характерный плеохроизм от глубокого розового до голубовато-зеленого цвета. Причем интенсивность окраски и плеохроизма возрастает от энстатита к гиперстену по мере увеличения содержания железистого компонента. Двупреломление у ромбических пироксенов слабое и окраски интерференции ограничены тонами серого цвета. Погасание меняется в зависимости от ориентировки среза. Не следует думать, что у ромбических минералов во всех срезах должно проявляться прямое погасание. Оно наблюдается лишь в сечениях, параллельных кристаллографической оси, тогда как во всех остальных срезах минерал может погасать под углами, варьирующими в широких пределах. Таким же образом обнаружение в шлифе одного или двух пироксено-вых разрезов с серыми цветами интерференции не обязательно свидетельствует о присутствии ромбического пироксена, так как определенные сечения моноклинных пироксенов (например, авгита) будут давать такие же интерференционные окраски, если они ориентированы перпендикулярно оптической оси. Двойники в ромбических пироксенах проявляются лишь в тех случаях, когда они возникли в результате твердофазового превращения из пижонита.
Для ромбических пироксенов многих крупнозернистых магматических пород весьма характерны вростки моноклинного пироксена иного состава. Эти вростки представляют собой правильно ориентированные пластинки, иногда исключительно тонкие. Моноклинный пироксен вростков, обычно имеющий состав диопсидового авгита, отличается от вмещающего ромбического пироксена более интенсивным двупреломлением. Теоретическое значение этого явления рассматривается ниже в разделе, посвященном распаду пироксеновых твердых растворов.
Роль ромбических пироксенов как породообразующих минералов исключительно велика. Они встречаются в эффузивных, жильных и плутонических породах различного состава от кислых до ультраосновных.. Наиболее распространенными в природе ромбическими пироксенами являются энстатит, гиперстен и бронзит. Значительно реже встречаются существенно железистые ромбические пироксены. Так, ферросилит известен лишь в мелких пустотах риолитовых обсидианов [5].
Среди лав наиболее благоприятными породами для изучения энстатита и гиперстена в шлифах являются андезиты, в которых часто встречаются подходящие для этой цели зерна (см. фиг. 111). В группе среднезернистых магматических пород наиболее интересны с точки зрения проявлений ромбических пироксенов некоторые кварцевые долериты, в том числе Из хорошо известного английского силла Уин. В кварцевых доле-ритах гиперстен ассоциируется с другими пироксенами. В крупнозернистых породах ромбические пироксены имеют наибольшее значение в базитах и ультрабазитах, достигая особенно высоких содержаний в практически мономинеральных бронзи-тах. Другой пример пород, богатых ромбическим пироксеном, представляют бронзитовые перидотиты. Однако самыми распространенными породами, содержащими ромбический пироксен в качестве породообразующего минерала, являются нориты, в которых доминирующий пироксен представлен ГИ-перстеном или бронзитом.
Соотношения полей устойчивости отдельных пироксенов можно понять лишь после рассмотрения всех их порознь. Этому вопросу уделяется внимание в конце раздела.
б. Серия пижонита. Пижониты получили свое название от
местности Пиджен-Пойнт в Миннесоте. Они устойчивы лишь
при высоких температурах и, следовательно, ограничены
в своем распространении лавами и дайками преимущественно
базальтов и некоторых андезито-базальтов. При медленном
охлаждении моноклинная структура пижонита превращается
в ромбическую, и образующиеся при этом ромбические пиро-
ксены сохраняют определенные реликтовые признаки исходного
моноклинного минерала. Такие ромбические пироксены, изве-
стные под названием претерпевших инверсию пижонитов,
весьма характерны для многих габбро и некоторых относи-
тельно медленно охлаждавшихся долеритов. Детально эти фа-
зовые соотношения рассматриваются ниже.
Определенные трудности возникают в связи с тем, что пижонит редко появляется один: обычно он ассоциируется с авгитом, а иногда с авгитом и ромбическим пироксеном Поэтому важно точно определять все пироксены.
Пижонит в шлифах по своим оптическим свойствам очень похож на авгит, но отличается от последнего ориентировкой плоскости оптических осей и величиной угла оптических осей. Во многих случаях пижониты одноосны, но часто двуосны и обладают небольшим 2V(0—25°). Диагностика пижонита, как правило, основывается на измерении 2V. Для этой цели необходимо выбирать разрезы с серыми цветами интерференции (чем глубже серая окраска, тем лучше) и исследовать их в сходящемся свете, позволяющем наблюдать фигуры интерференции. Убедившись посредством определения величины 2V, что мы действительно имеем дело по крайней мере в одном исследованном зерне с пижонитом, можно далее, внимательно рассматривая остальные зерна пироксенов, найти другие кристаллы пижонита и оценить его относительную роль в породе.
в. Субкальциевые авгиты и субкальциевые ферроавгиты.
Пироксены этих двух групп занимают на треугольнике составов
промежуточное положение между пижонитами, располагаю-
щимися ниже, и авгитами и ферроавгитами, располагающи-
мися ближе к вершине. Как нижняя (W015), так и верхняя
(W025) границы поля субкальциевых авгитов являются услов-
ными. Выделение его произведено сравнительно недавно; ра-
нее считалось, что на этот интервал составов приходится раз-
рыв смесимости между ромбическими пироксенами и пижони-
тами, с одной стороны, и авгитами и диопсидами, с другой Число
известных анализов субкальциевых авгитов и ферроавгитов
очень невелико. В своем распространении они явно ограничены
основной массой базальтов, быстро закалившихся при высокой температуре.
г. Серия авгит—ферроавгит. Авгиты относятся к числу наиболее известных пироксенов. Коричнево-черные кристаллы авгита, подобные изображенному на фиг. 11, обычно используются как эталоны при изучении кристаллографических форм моноклинной сингонии. Обычный авгит — типичный минерал основных магматических пород и известен в различных базальтах, долеритах и габбро. Средний химический состав авгита отвечает формуле Wo40En45Fsi5. Однако такая формула не учитывает наиболее характерной особенности химизма авгита. Во всех его разновидностях ^асть кремния замещена алюминием, так что группу Si206 в формуле авгита приходится изображать как (Si,Al)206. В состав авгита, помимо катионов, предусмотренных тремя главными конечными молекулами, входят и другие катионы, а именно Fe3h, Na, Ti, а также некоторое дополнительное количество А1. Таким образом, формулу авгита правильнее писать (Са, Mg, Fe2+, Fe3+, Ti, Al)2(Si, A1)206. Авгиты, образующиеся на ранних стадиях консолидации и фракционирования основной магмы, обогащены магнием, а на последующих стадиях они прогрессивно обогащаются ферросилитовым

компонентом и в связи с этим выделяются в самостоятельный тип фер-роавгита. Следует отметить еще две обычные разновидности авгитов: титанавгит, называемый так в связи с повышенным количеством в нем титана, а также эгирин-авгит, разновидность с примесью натровой эгириновой молекулы.
Титанавгит отличается по составу от обычного авгита в трех отно-щениях: наиболее существенным является его обогащение титаном (обычно содержание Ti02 в нем составляет от 3 до 5%,-но иногда может достигать и 10%); наряду с этим в-титанавгите отмечаются- повышенные содержания А1 и Fe3+. Большинство фигуративных точек химического состава титанавгитов на фиг. 10 располагается в пределах поля диопсида, а некоторые из них ложатся даже выше линии W050. Титанавгит легко определяется под микроскопом. Он напоминает обычный авгит во всех отношениях, кроме одной специфической особенности — плеохроизма от лилового до светло-коричневого цвета. Титанавгит встречается в обогащенных щелочами основных магматических породах, например в шотландских эссекситах и лугарите, в шлифах которых очень хорошо проявляются специфические особенности оптических свойств этого минерала.
Эгирин-авгит — наиболее интенсивно окрашенная разновидность авгита. Даже в шлифах нормальной толщины он может быть густо-зеленым и плеохроичным. По этим свойствам он стоит ближе к эгирину, чем к обычному авгиту, но отличается от последнего большим углом погасания.
Эгирин и акмит. Эти два моноклинных пироксена, встречаются в обогащенных натрием магматических породах. Эгирин и акмит имеют одинаковый химический состав, отвечающий формуле- NaFe3tSi206. Оба они встречаются в виде черных блестящих вытянутых призм; кристаллы акмита венчаются острыми пирамидами. В шлифах у акмита преобладает бурая, а у эгирина зеленая окраска. Эгирин имеет сильный плеохроизм со схемой: Np — глубокий зеленый, Nm — желтовато-зеленый, Ng — коричневато-зеленый. В продольных разрезах удлинение отрицательное, а угол погасания обычно не превышает 10°.
С эгирином нередко ассоциируется нефелин, который трудно распознается в шлифах и легко может быть пропущен. Таким образом, появление очень характерного и легко определимого эгирина следует всегда рассматривать как признак возможного присутствия нефелина. Ассоциация эгирина с еще интенсивнее окрашенными амфиболами — арфведсонитом и рибекитом особенно характерна для крупнозернистых пород; эти амфиболы ча'сто находятся в реакционных отношениях с эгирином. При изучении эгиринсодержащих пород следует помнить и об упомянутых амфиболах, особенно об их характерном плеохроизме.
Жадеит наиболее удобно рассматривать как аналог эгирина (акмита), в котором Fe3+ нацело замещено алюминием. Таким образом, формула жадеита имеет вид NaAlSi206. Как видно из формулы, жадеит по составу близок, с одной стороны, к нефелину, а с другой стороны — к альбиту (см. стр. 67). Все проанализированные до сих пор жадеиты имели состав, близкий к идеальной формуле, хотя иногда наблюдалось некоторое слабое замещение алюминия трехвалентным железом.
Омфацит по своему химическому составу представляет собой разновидность, переходную от жадеита к диопсиду; это дает основание утверждать, что «омфацит содержит жадеито-вую молекулу». Такое утверждение имеет, конечно, как и в других случаях, фигуральный смысл. В действительности омфацит образуется в результате частичного замещения CaMg в дио-псиде на NaAl, а также вхождения в решетку некоторых количеств окисного и закисного железа, в связи с чем формула омфацита приобретает вид (Са, Na) (Mg, Fe, Al) Si206. Омфацит является одним из главных минералов очень интересных пород— эклогитов. Эти породы имеют особенно глубинное происхождение, в связи с чем предполагается, что омфацит может кристаллизоваться лишь в обстановке исключительно высоких давлений. Такое предположение подтверждается кристаллизацией жадеита в лабораторной обстановке лишь в условиях высоких давлений.
д. Серия диопсид — геденбергит. Идеальные составы членов этой серии на фиг. 10 изображаются точками, лежащими на горизонтальной линии, расположенной посредине между основанием и вершиной треугольника составов пироксенов. Фактически же составы природных образцов ложатся несколько ниже этой линии и в делом образуют поле, постепенно переходящее в поле авгитов. Условная граница между этими двумя сериями по предложению Хесса проводится на уровне состава W045. При меньшем содержании волластонитовой молекулы минерал не следует относить к серии диопсида [6].
Среди минералов серии диопсид — геденбергит в природе резко преобладают представители, обогащенные магнием. Сам диопсид — характерный минерал метаморфических пород. Однако диопсид-авгиты обычны и для магматических пород, в том числе для некоторых пегматитов. Разновидности хромдиопсид и хромавгит можно кратко рассмотреть совместно. Как об этом говорит само наименование этих моноклинных пироксенов, они отличаются от диопсида и салита лишь присутствием небольшого количества Сг203, что обусловливает их темно-зеленый цвет как в штуфах, так и в шлифах. В магматических породах эти минералы крайне редки и встречаются лишь в некоторых гипербазитах.
1 См., например, Brown О. М, Pyroxenes from the early and middle stages of fractionation of the Skergaard magma, Min. Mag., 31, 511, 1957.
Геденбергит, так же как и диопсид, более характерен для метаморфических, а не для магматических горных пород. Однако феррогеденбергит, промежуточный по составу между ге-денбергитом и ферросилитом, обычен для некоторых гранофи-ров, например входящих в состав Скергаардского комплекса в Гренландии [7], а также для других конечных продуктов дифференциации, обусловленной кристаллизационным фракционированием. Феррогеденбергит можно рассматривать как наиболее низкотемпературный член ряда кристаллизационного фракционирования авгит — ферроавгит — феррогеденбергит1.
Оптические свойства моноклинных пироксенов
В моноклинных пироксенах плоскость оптических осей совпадает с единственной кристаллографической плоскостью симметрии, параллельной (010) (фиг. 12, А, В). Исключение составляют некоторые пижониты, в которых она повернута на 90° к (010). Таким образом, максимальный угол погасания у моноклинных пироксенов измеряется в разрезах, параллельных (010). Углы погасания меняются в зависимости от состава, что позволяет их использовать для диагностики разновидностей моноклинных пироксенов, как это показано на фиг. 13. В левой части диаграммы приведены углы между следом спайности и направлением колебаний Ng. В правой части фигуры приведены дополнительные до 90° углы между следом спайности и направлением колебаний Np. Если не учитывать, по отношению к какому направлению колебаний мы измеряем угол, можно прийти к неправильным выводам. Кроме того, следует помнить, что диагностическое значение имеет лишь максимальный угол погасания. В разрезах авгита, параллельных пинако-иду (100), наблюдается прямое погасание (т. е. угол погасания равен 0°), тогда как максимальный угол погасания, измеренный в разрезе по (010), составляет 51°. Таким образом, в разрезах в зоне (100) — (010) можно наблюдать все значения углов погасания между приведенными двумя крайними величинами.

Кристаллизация пироксенов
Понижение температуры кристаллизации обусловливает последовательное изменение состава пироксенов слева направо на диаграмме фиг. 10, т. е. от обогащенных магнием к существенно железистым членам. Это прогрессивное обогащение железом проявляется тремя способами: 1) возникновением зональных кристаллов с магнезиальными ядрами и железистыми краевыми оторочками; 2) большей магнезиальностью ранее кристаллизовавшихся пироксеновых вкрапленников по сравнению с зернами и микролитами пироксенов в основной массе лав и даек; 3) большей магнезиальностью пироксенов в ранних дифферен-циатах серий пород, произошедших в результате последовательного фракционирования магмы.
Моноклинная кристаллическая структура типа диопсида устойчива в пределах широкого интервала температур. Поэтому авгит практически повсеместно присутствует в основных магматических породах, он также обычен и в средних породах, особенно в андезитовых лавах. Распространенность пижонитов и ромбических пироксенов более ограниченна, что объясняется двумя причинами. Во-первых, пижониты устойчивы лишь при относительно высоких температурах и превращаются при охлаждении в ромбические пироксены. Во-вторых, магнезиаль-но-железистые пироксены должны рассматриваться как заменители оливинов в определенных рассматриваемых ниже условиях.
Температура превращения пижонита в ромбический пироксен уменьшается от 1140° для магнезиальных конечных членов серии до 980 °С для железистых разностей порядка Fsso- Температура кристаллизации пироксена из магмы зависит от состава последней. В обогащенных магнием основных магмах кристаллизация пироксена начинается при температуре несколько ниже точки инверсии пижонит — ромбический пироксен, так что первые выделяющиеся в этом случае пироксены представлены энстатитами и бронзитами. С другой стороны, в более поздних обогащенных железом фракциях магмы кристаллизация пироксена начинается при температуре несколько выше точки инверсии, в связи с чем здесь первым выделяется пижонит (обычно в пределах интервала составов гиперстена). Иными словами, кривые зависимости температуры кристаллизации магмы и инверсии пироксенов от их состава взаимно пересекаются.
В свете изложенного должно быть очевидным, что тщательное изучение пироксенов в горной породе позволяет судить о температуре ее кристаллизации. Эта методика, предложенная впервые Хессом [6], была с успехом применена к изучению магматического комплекса Стиллуотер, Монтана. Здесь в ряду пород, образовавшихся в процессе кристаллизационной дифференциации, была установлена точка первого появления пижонита, фиксирующая момент пересечения двух упоминавшихся кривых. Был определен состав пижонита, и тем самым установлена температура магмы по кривой инверсии. В данном случае состав первых выделившихся кристаллов пижонита оказался En70Fs3o, что соответствует температуре магмы 1100 °С. Дальнейшее поведение пижонита зависит от скорости охлаждения. При быстром падении температуры, как это имеет место в лавах, пижонит может сохраниться в метастабильном состоянии, тогда как при медленном охлаждении в глубинных условиях он будет превращаться в ромбический пироксен. Такие «претерпевшие инверсию пижониты» легко распознаются по присутствию относительно толстых пластинчатых вростков распада, ориентированных параллельно плоскости (001) исходного пижонита (см. ниже).
Распад твердых растворов в пироксенах
В условиях медленного охлаждения в пироксенах проявляются характерные структурные особенности, отсутствующие у их высокотемпературных эквивалентов. Прежде всего при медленном охлаждении не может сохраниться пижонит, который превращается в ромбический пироксен. Как видно на диаграмме состава пироксенов, в пижонитах по сравнению с ромбическими пироксенами содержится несколько меньше Mg2+ и Fe2+, но соответственно больше Са2+ (около 9,5% СаО по сравнению с 1,6% в ромбических пироксенах). Таким образом, в момент превращения пижонита в ромбический пироксен возникает большой избыток СаО, который не может войти в структуру новообразующегося ромбического пироксена. Этот избыток входит в состав продуктов распада твердого раствора. В связи с ограниченной возможностью диффузии ионов сквозь твердый кристалл материал, не вошедший в решетку ромбического пироксена, формирует мельчайшие параллельно ориентированные пластиночки диопсида. Описаны два типа структуры сростков такого рода. Первый из них — «бушвелдский тип» — получил название по наименованию магматического комплекса, в котором он был описан. В таких сростках в преобладающей массе «минерала-хозяина» ромбического пироксена присутствуют тончайшие пластинчатые вростки моноклинного пироксена (количество которых достигает 100—250 на миллиметр поперечного сечения зерна), ориентированные параллельно плоскости (100) (см. фиг. 71). Второй, «стиллуотерский тип» (также по одноименному интрузиву) сростков отличается от бушвёльд-ского тем, что пластинчатые вростки здесь толще в 25—100 раз и ориентированы параллельно плоскости (001) исходного моноклинного пироксена. По мнению Хесса, более крупные пластинки по (001) образуются в тех случаях, когда распад твердого раствора осуществляется преимущественно в момент инверсии. И наоборот, тонкая пластинчатость по (100) отражает относительную трудность распада при температурах ниже точки инверсии. При комбинации пластинок распада по (001) с двойниками по (100) первые наклонены в сторону от двойниковой плоскости с образованием очень характерной структуры «в елочку». Наличие этой структуры доказывает, что изучаемый ромбический пироксен является претерпевшим инверсию пижо-нитом, поскольку двойникование по (100), весьма обычное в моноклинных минералах, в том числе авгите и пижоните, не может проявляться в ромбическом пироксене.
В авгитах из основных габброидных интрузивов также часто наблюдаются вростки распада, подобные только что описанным, но с прямо обратными взаимоотношениями моноклинных и ромбических пироксенов. В этом случае роль минерала-хозяина играет авгит, а пластинчатые вростки распада представлены ромбическим пироксеном. Эти вростки особенно отчетливы в связи с присутствием в них многочисленных волосовидных включений магнетита или возникшего за его счет лимонита. Волосовидные стерженьки железорудного минерала располагаются взаимно параллельно и обычно параллельно оси г пироксена-хозяина. Включения железорудного минерала создают бронзовый отлив у зерен пироксена, о котором в таком случае говорят как о претерпевшем «шиллеризацию». Такие шиллеризированные авгиты получили специальное название «диаллаг». Возникновение вро-стков распада в авгитах предположительно представляет собою прямое следствие изменения их состава с понижением температуры. Ранние высокотемпературные авгиты относительно обогащены MgFe2+ и соответственно содержат относительно немного Са2+ по сравнению с кристаллизующимися позднее при меньшей температуре их разностями. В действительности изменение состава авгитов по мере уменьшения температуры кристаллизации заключается не только в прогрессивном обогащении железом, но и в увеличении содержания кальция, так что точки состава на диаграмме фиг. 10 смещаются вправо и вверх в направлении к сечению диопсид — геденбергит. В ранних авгитах содержание кальциевого компонента составляет около 40%, а в поздних оно достигает 50%.

Соотношения оливинов и пироксенов
Выше уже указывалось, что между оливинами и ромбическими пироксенами существуют реакционные взаимоотношения. Оливины кристаллизуются при большей температуре, чем ромбические пироксены, однако эти ранее кристаллизовавшиеся оливины в дальнейшем могут реагировать с магмой, заимствуя из нее кремнезем в количествах, достаточных для превращения их в соответствующий ромбический пироксен. Однако для завершения такой реакции необходимо некоторое время, и если охлаждение происходило настолько быстро, что температурный интервал, в котором может осуществляться реакция, оказался пройденным в течение очень короткого времени, как это имеет место в лавах, кристаллы оливина могли сохраниться, несмотря на то, что кремнезема в магме было столько, что его хватило бы для полного превращения всего оливина в ромбический пироксен. В породах, возникших при кристаллизации относительно кремнеземистых магм, например андезитах, оливина обычно нет, а ромбические пироксены (гиперстены и энстатиты) могут присутствовать в заметных количествах и без всяких признаков образования за счет раннего оливина. Отсутствие в таких лавах пижонита является прямым следствием их кристаллизации из относительно низкотемпературной магмы (ниже точки инверсии пижонит — ромбический пироксен).
С другой стороны, базальтовые магмы относительно горячие. Так, в базальтовых «лавовых озерах» Гавайи прямо измерены температуры порядка 1100 °С. По составу эти магмы более основные, чем упомянутые выше андезитовые, и, следовательно, в породах, возникших за их счет, неминуемо должен присутствовать оливин, если только магма не была слишком богатой (для базальта) кремнекислотой. Вследствие кристаллизации оливина из магмы удаляется большое количество магния и железа, а это приводит к изменению состава кристаллизующегося в дальнейшем пироксена. В результате возникает ассоциация, свойственная многим оливиновым базальтам, в которых обогащенный Са2+ моноклинный пироксен (авгит) встречается совместно с обильным оливином. В составе авгита важную роль играют ионы Са2+ и А13+, которые также представляют главные компоненты плагиоклазов, сопровождающих оливины и пироксены в рассматриваемых породах. Примем для простоты, что по составу плагиоклазы отвечают анортиту CaAl2Si208. Ранняя кристаллизация значительных количеств анортита должна обеднять магму Са2+ и А13+, необходимыми для образования авгита, в связи с чем вместо последнего могут начать кристаллизоваться бронзит или гиперстен. Таким образом, оливин и анортит оказывают противоположное влияние на процесс кристаллизации магмы. На конкретное направление кристаллизации, помимо оливина и анортита, влияют еще некоторые факторы, которые пока нецелесообразно рассматривать детально.

АМФИБОЛЫ
Амфиболы образуют крупную группу сложных метасилика-тов, близких по своему химизму к пироксенам. Существуют пары пироксенов и амфиболов с тождественным качественным составом и несколько различающиеся лишь по количественным соотношениям элементов. Однако наиболее важное различие заключается в том, что амфиболы в отличие от пироксенов содержат ион гидроксила (ОН) с отрицательным зарядом, равным единице. Гидроксильная группа имеет те же размеры и выполняет в структуре минералов те же функции, что и атом кислорода.
Химизм
Основу рентгеновской структуры амфиболов составляют ленты связанных друг с другом тетраэдров Si04. Каждая такая лента по существу состоит из двух пироксеновых цепочек.
соединенных общими атомами кислорода, как это показано на фиг. 16 и 17. Ленты амфиболовой структуры располагаются параллельно вертикальной оси, так же как и пироксеновые цепочки (см. фиг. 7).
Элементарной ячейке узора фиг. 16 соответствует состав Si40n(OH), однако формулы амфиболов основываются на сдвоенной ячейке, т. е Si8022(OH)2. Суммарный отрицательный электростатический заряд такой группы равен 46. Он лишь частично сбалансирован положительным зарядом 32, которым обладают входящие в группу атомы кремния Остаточный отрицательный заряд —14 должен нейтрализоваться введением в структуру необходимого числа катионов. Так, например, для

этого нужны семь ионов магния Mg2+, т. е. формула магнезиального амфибола имеет вид Mg7Si8022(OH)2. Если же роль такого катиона будет выполнять железо, то формула амфибола будет Fe7Si8022(OH)2. Эти две формулы отражают соответственно составы куп-ферита и грюнерита, которые представляют конечные члены серии непрерывно изменяющих состав амфиболов. В этой серии наиболее распространены ромбический антофиллит, сопоставимый с ромбическим пироксеном (гиперсте-ном), и моноклинный аналог антофиллита — куммингтонит
На фиг. 17 изображено в сильно упрощенном виде поперечное сечение ленты структуры амфибола, тремолита. В этом Фиг. 16. Атомная структура амфиболов. сечении можно видеть
Изображен фрагмент амфиболовой „ленты". Стрел- ТрИ РАЗЛИЧНЫХ катиона,
нами показаны связи „свободных" ионов кислорода АЯВИМЯШТИР FRFIM NPNFIKTP
с катионами Ионы кислорода налагающиеся на занимашщие LBUH ииииые
ионы кремния, также связаны с катионами, кото ПОЗИЦИИ В СТРУКТУРЕ,
рые, таким образом, изолируют каждую отдель- R ниж„рй чягти PYPIUW
ную кремнекислородную ленту от других. D нижней чаи и исмы
изображены два иона Са2+, которые занимают так называемые позиции X. В верхней части схемы располагаются пять ионов Mg2+, каждый из которых занимает позицию Y. Наконец, значительно более мелкие ионы Si занимают позиции Z Если взамен конкретных химических символов использовать условные символы X, У и Z, то формульная -единица амфиболов приобретет вид X2y5Z8022(OH)2. Исходя из плана этой общей формулы, можно изобразить состав любого амфибола, как бы он ни был сложен. Так, формула тремолита будет Ca2Mg5Si8022(OH)2, тогда как при замене в этой формуле Mg на Fe2+ получится формула актинолита. Для этих двух амфиболов характерно метаморфическое происхождение и применительно к предмету настоящей книги они имеют значение лишь как поздние или вторичные минералы габбро и долеритов.
Широко известна схема классификации амфиболов, построенная на признаках химического состава. Все амфиболы в этой схеме подразделяются на три группы в соответствии с природой катионов, занимающих положения X в структуре:
1) группа магнезиально-железистых (MgFe) амфиболов;
2) группа кальциевых (Са) амфиболов;
3) группа щелочных (Na) амфиболов
1) В группу магнезиально-железистых амфиболов входят упомянутые выше грюнерит и купферит, а также ромбический антофиллит и моноклинный куммингтонит. Последние два минерала занимают промежуточное положение в серии, конечные члены которой представлены купферитом и грюнеритом. Эти минералы, которые можно рассматривать в качестве аналогов ромбических пироксенов, главным образом имеют метаморфическое происхождение. Однако в некоторых основных магматических породах антофиллит и куммингтонит участвуют в позднемагматических срастаниях
2) Кальциевые амфиболы объединяют наибольшее количество представителей и имеют более важное значение по сравнению с другими группами амфиболов Сюда относят тремолит и тесно связанный с ним актинолит Кроме того, в эту группу входит обыкновенная роговая обманка (со всеми ее разновидностями)— наиболее широко распространенный амфибол. В числе разновидностей роговой обманки следует упомянуть зеленые (в шлифах) паргасит, гастингсит и феррогастингсит. Паргасит и феррогастингсит при этом представляют собой конечные члены непрерывной серии К роговым обманкам относятся бурая базальтическая роговая обманка (лампроболит) и керсутит, представляющий амфиболовыи аналог титанавгита, который можно было бы назвать Ti-роговой обманкой В эту группу входит и баркевикит Этот амфибол также обладает бурой окраской По мнению йоханссена, этот минерал по составу имеет промежуточный характер между арфведсонитом (интенсивно окрашенным зеленым Na-амфиболом) и обыкновенной роговой обманкой (Са-амфиболом) Таким образом, баркевикит как бы находится на границе двух групп амфиболов Такой же состав имеет катофорит, который обычно рассматривают как щелочной (Na) амфибол Однако в действительности в позициях X этого минерала находятся как Са, так и Na, причем первый значительно преобладает над вторым
3) К щелочным {Na) амфиболам относятся арфведсонит, глаукОфан и рибекит — конечные члены изоморфной серии и энигматит, прежде называвшийся кассиритом,— единственный триклинный амфибол

Кристаллографические и оптические свойства моноклинных амфиболов
Относительно крупные кристаллы амфиболов, которые читатель мог встретить в обычных коллекциях — это коричневато-черные кристаллы обыкновенной роговой обманки с ясным восковым блеском На фиг 18 и 19 показаны головки несдвойни-кованного и сдвойникованного кристаллов призматического габитуса За редким исключением, оптическая ориентировка амфиболов такая же, как и у пироксенов Плоскость оптических осей у них располагается параллельно (010) Углы погасания в различно ориентированных разрезах у амфиболов изменяются примерно так же, как и у пироксенов, что уже рассматривалось выше На фиг 20 показаны главные разрезы амфиболов в положении погасания На фиг 21 можно видеть, что наиболее простой способ разграничения отдельных членов группы амфибо-



лов — величина угла погасания в разрезах по (010) Углы, изображенные слева от средней линии, соответствуют углам между направлением Ng и спайностью, которая фиксирует положение вертикальной оси кристалла Справа от средней линии диаграммы изображены углы между спайностью и Np Важно подчеркнуть, что рибекит и глаукофан имеют одинаковые углы погасания, однако у первого из эгих минералов наименьший угол погасания расположен между направлением спайности и Np, а у второго — между направлением спайности и Ng
Специфика диагностики амфиболов
Ранее уже отмечалось, что некоторые амфиболы имеют очень сложный состав В связи с этим важно подчеркнуть, что в определенных условиях практически все химические компоненты основной магматической породы могут войти в состав какого-либо одного метаморфического амфибола При таком большом числе переменных, обусловленных атомными замещениями, очень трудно предложить вполне удовлетворительную схему классификации амфиболов и вариации их химического состава невозможно представить на двумерной диаграмме. Из предыдущего

также следует, что нельзя построить диаграмму корреляции химического состава и оптических свойств. Точные измерения одного оптического параметра, например показателя преломления или угла оптических осей, позволяют однозначно оценить состав оливина или плагиоклаза, в которых изменяется лишь соотношение двух компонентов (Mg/Fe в оливине и Na/Ca в плагиоклазе). Однако такие приемы совершенно неприме, нимы к амфиболам в связи с большим числом переменных в их составе. Конкретные оптические свойства- очень широко изменяются даже в отдельных образцах одного минерального вида. Судя по опубликованным данным, нет какого-либо химического показателя или оптического параметра, который позволял бы точно определить тот или иной амфибол. Не следует, конечно, думать, что оптические свойства вообще не имеют значения при диагностике амфиболов. Однако при изучении интенсивно окрашенных их разновидностей, особенно бурых, оптические параметры не дают однозначного решения и приходится обращаться к детальному химическому анализу. Раньше считалось нецелесообразным производить такие анализы, в настоящее же время при петрологических исследованиях, как правило, выделяют мономинеральные фракции амфиболов и подвергают их детальному химическому анализу.
Свойства отдельных видов амфиболов
В этом разделе удобнее сначала рассмотреть зеленые, затем бурые амфиболы, что позволит дать общую характеристику некоторых свойств и сопоставить особенности отдельных минералов.
Обзор амфиболов обычно начинают с обыкновенной роговой обманки, в которой проявляются интенсивные атомные замещения, характерные для амфиболов вообще. Позиции X в структуре обыкновенной роговой обманки бывают заняты в порядке уменьшения количества ионами Са2+, Na+, К+. В позициях У располагаются катионы Mg2+, Fe2+, Fe3+, А13+. В позиции Z обнаруживаются 6 атомов Si, тогда как остальные два атома, относящиеся к этой позиции, частично заняты Si, а частично А1. Отметим, что, несмотря на различие валентностей, А13+ в структуре обыкновенной роговой обманки заметно замещает Si4+, следовательно, суммарный заряд положений Z уменьшается с 32 до 31. Для сохранения баланса валентностей в другие части структуры, обычно в положения X, входят соответствующие количества Na+. Полная формула обыкновенной роговой обманки, учитывающая наиболее обычные замещения ионов, имеет вид (Са, Na, K)2-3(Mg, Fe2+, Fe3+, Al)5Si6(Si, Al)2022(OH,F)2.
К этой формуле необходимо дать пояснения относительно переменного количества (2—3) катионов в позиции X. На фиг. 17 показаны лишь два катиона, однако в действительности в структуре амфиболов имеется пространство для трех катионов. В некоторых амфиболах эта третья позиция X не занимается катионами и остается вакантной.
В связи со сложностью химического состава амфиболов условия их кристаллизации не удалось изучить эксперимент тально с такой же детальностью, как это сделано для оливинов

и пироксенов. Однако по этому поводу можно высказать ряд достаточно обоснованных предположений, исходя из взаимоотношений, наблюдающихся в шлифах. В случае одновременного присутствия в породе пироксенов и амфиболов последние обычно образуются позднее. Нередко роговая обманка окружает зерна авгита, и это может свидетельствовать или о ее более поздней кристаллизации из расплава, или о замещении авгита. В глубинной обстановке при температуре порядка 950°С и в присутствии должного количества воды роговая обманка вообще может кристаллизоваться взамен авгита. Амфиболы — продукты магм, обогащенных водой, в которых важную роль приобретают высокие концентрации флюсующих компонентов. Из наблюдений за распределением амфиболов в магматических породах делается вывод, что повышенные содержания воды свойственны магмам в глубинных, а не в вулканических условиях. Обыкновенная роговая обманка — наиболее типичный темноцветный минерал кислых и средних пород известково-щелочной серии: гранрдиоритов, тоналитов, монцонитов и диоритов. Она также образуется за счет первичных пироксенов основных пород (габбро и долеритов), подвергшихся региональному метаморфизму. Возникающие при этом породы называются амфиболитами.
Помимо обыкновенной роговой обманки, еще три амфибола обладают в шлифах зеленой окраской и поддаются определению при тщательном оптическом изучении: паргасит, гастинг-сит (и феррогастингсит) и арфведсонит. В состав всех этих минералов входят одни и те же химические элементы, но в разных количественных соотношениях:

Важно отметить различную роль Na и Са в феррогастинг-сите и арфведсоните. В первом минерале отношение Na/Ca составляет 1/2, а во втором — 5/1. Теоретически диагностика этих минералов как будто бы не должна вызывать затруднений, однако реально такие трудности возникают в связи с интенсивной окраской феррогастингсита и особенно арфведсонита. В отличие от всех остальных амфиболов у арфведсонита максимальная абсорбция, обусловливающая интенсивную голубовато-зеленую окраску, проявляется в направлении Np. У феррогастингсита максимальная абсорбция, обусловливающая оливковозеленую окраску, наблюдается в направлении Ng. У большинства амфиболов плоскость оптических осей располагается параллельно плоскости кристаллографической симметрии (010), однако у арфведсонита эти плоскости взаимно перпендикулярны. Кроме того* угол погасания у обоих этих минералов невелик (менее 15°), но у арфведсонита слабое двупреломление (максимальное 0,005), тогда как у феррогастингсита оно относительно сильное (0,028).
Паргасит — типичный метаморфический минерал; он наиболее характерен для термально метаморфизованных доломитов. Однако паргаситовая роговая обманка встречается и в магматических породах, например в гранитах типа рапакиви в Финляндии и других районах. Гастингсит часто отмечается в щелочных сиенитах, тогда как феррогастингсит, будучи амфи-боловым аналогом железистых пироксенов и оливинов (ферро-геденбергита и фаялита), встречается в обогащенных щелочами гранитах (например, третичных гранитах района Марско на острове Скай) [8].
Арфведсонит — вероятно, наиболее широко распространенный натровый амфибол, установленный в различных натровых сиенитах. В дитроитах и нефелин-содалитовых сиенитах он встречается (как член типичной натровой ассоциации минералов) в реакционных взаимоотношениях с эгирин-авгитом.
Вплоть до последних лет все интенсивно окрашенные бурые амфиболы, за исключением базальтической роговой обманки, было принято относить к баркевикитам. Такие определения основывались на оптических свойствах, а не на полных химических анализах. В Великобритании в качестве типичных барке-викитов в учебных коллекциях петрографических шлифов широко использовались определяемые таким образом амфиболы из пород дифференцированного Лугарского силла в Айршире, Шотландия. Позднее в Керсуте, Гренландия, был установлен и описан обогащенный титаном бурый амфибол, получивший название керсутит. После этого стало ясно, что некоторые амфиболы, прежде относимые к баркевикитам, в действительности представляют собой керсутиты. Это, например, выяснилось в отношении амфибола из минверита — одной из немногих пород, для минерального состава которой в течение многих лет считалось типичным присутствие баркевикита. Повторное определение этого амфибола с использованием новейших методов показало принадлежность его к керсутитам [9]. Для некоторых лампрофиров, в частности камптонитов, баркевикит ранее считался типоморфным темноцветным минералом. Однако к настоящему времени в камптонитах ряда районов установлен керсутит [10], так что, возможно, и во всех остальных случаях В породах этого типа амфибол также не является баркевикитом.
Сейчас керсутит обнаружен во многих породах, в частности в трахибазальтах, трахиандезитах, трахитах, базальтах и связанных с ними туфах. В последнем случае керсутит встречен в виде ксенокристов и здесь его, вероятно, на общих основаниях следует определять как базальтическую роговую обманку.
Базальтическая роговая обманка — лампроболит широко распространена в лавах, относящихся к известково-щелочному ряду магматических пород, — андезитах, латитах и дацитах. (В базальтах амфиболы довольно редки и обычно образуют ксенокристаллы, не всегда относящиеся к одному и тому же виду амфиболов ) По сравнению с другими бурыми амфиболами базальтическая роговая обманка характеризуется большим содержанием железа, высоким отношением Fe203/FeO, дефицитом (ОН) и присутствием кислорода, замещающего часть гидроксильных групп. Последнее обстоятельство послужило основанием называть,этот минерал окисленной роговой обманкой. Особенности состава базальтической роговой обманки не столько зависят от природы магмы, из которой она кристаллизовалась, сколько от воздействий, которым она подвергалась после образования. В связи с этим отметим, что обыкновенная роговая обманка превращается в базальтическую при нагревании примерно до 800 °С. Это позволяет предполагать, что и в природе она возникает в результате такого «прожаривания». Некоторые кристаллы базальтической роговой обманки окружены реакционными каемками мельчайших зернышек магнетита, а иногда полностью замещены железоокисными минералами или их смесью с тончайшими зернышками моноклинного пироксена (см. фиг. ПО), что свидетельствует о существовании неравновесных условий в процессе подъема магмы или несколько позже.
Катофорит — последний из числа бурых амфиболов, получивших самостоятельные наименования. Он был установлен в основных глубинных породах, обогащенных щелочами, — те-ралитах и шонкинитах, а также в их вулканических аналогах. Недавно катофорит был описан в трахитах, фонолитах и пан« теллеритах Африканской щелочной вулканической провинции в районе Восточно-Африканского рифта. В пантеллеритах он встречается как в виде вкрапленников, образовавшихся при относительно высоких температурах, так и в основной массе совместно с арфведсонитом.
Отметим в заключение энигматит, вероятно, наиболее своеобразный из бурых амфиболов. По существу этот минерал уже давно известен, но обычно под неправильным названием — кос-сирит. Коссирит рассматривался в качестве важного типоморф-ного минерала при первоначальном определении пантеллерита. В своем распространении энигматит ограничен ультращелочными вулканическими породами. Одна из разновидностей фонолитов, наиболее богатая энигматитом, выделялась в особый тип «апачита». Энигматит присутствует также в некоторых разновидностях ультращелочных сиенитов, в одних случаях в ассоциации с эгирин-авгитом, а в других — с рибекитом.
Бурые амфиболы содержат примерно одинаковое количество Si02 (40%), но по другим особенностям химического состава они сильно различаются. Для керсутита характерны особенно высокое содержание ТЮ2, повышенная величина отношения FeO/Fe203 и высокое содержание СаО. Катофорит отличается высоким содержанием А1203, MgO и СаО, отношение же FeO/Fe203 в нем является обратной величиной этому отношению в керсутите. Для образования энигматита необходимы высокие содержания ТЮ2, Na20 и особенно FeO при одновременной дефицитности А1203 и MgO.
Оценивая возможности идентификации различных бурых амфиболов, важно упомянуть мнение некоторых специалистов, которые считают, что даже после детального определения всех оптических параметров и при наличии полного химического анализа минерала лучше все-таки ограничиваться относительно общим определением — «бурый амфибол». В опубликованных данных видны широкие вариации оптических свойств «бурых амфиболов». В этом отношении характерна, в частности, величина 2V. У катофорита она от 0 до 50° и таким образом перекрывает весь интервал 2V баркевикита (40—50°), тогда как у базальтической роговой обманки и керсутита 2V изменяется в одних и тех же пределах — от 60 до более 80°. Подобным образом двупреломление у катофорита варьирует от слабого до умеренного (0,007—0,021), а у керсутита — от умеренного до сильного (0,019—0,083). Таким образом, если все зерна катофорита имеют двупреломление близкое к минимальному, а все зерна керсутита — близкое к максимальному, то простого наблюдения в скрещенных николях окажется достаточно для разграничения этих двух минералов: у катофорита окраска будет одинаковой при параллельных и при скрещенных николях, но у керсутита в скрещенных николях проявится мерцание, подобное характерному для кальцита, но наблюдающееся как бы сквозь коричневатый экран. В благоприятном случае одного этого наблюдения достаточно для диагностики, но чаще для этого требуется определение угла погасания, плеохроизма и даже оценка парагенезиса. Углы погасания не являются надежным диагностическим параметром для бурых амфиболов в связи с сильной абсорбцией ими света, а иногда также и сильной дисперсией. Тем не менее большие углы погасания катофорита (36—70°) отличаются от небольших углов погасания базальтической роговой обманки (в среднем 9°) и баркевикита
(11—18°). Плеохроизм имеет очень ограниченное использование как диагностический признак бурых амфиболов. Вариации схемы плеохроизма в пределах одного минерального вида столь же велики, как и у разных минералов. Лишь энигматит довольно постоянен в этом отношении.
Парагенезисы бурых амфиболов уже упоминались выше. В дополнение следует отметить, что в ассоциации с титанавги-том, ильменитом и сфеном из бурых амфиболов чаще всего встречается керсутит.
Глаукофан и рибекит — близкие по химическому составу амфиболы, различающиеся, однако, по парагенезису. Глаукофан характерен для продуктов регионального метаморфизма, осуществляющегося при низких температурах, но высоких давлениях. В отличие от него рибекит встречается в магматических породах. Если в формуле тремолита группу CaMg заменить на NaFe, то получится формула рибекита, которую можно записать следующим образом: Na2Fe;>+Fe3+Si8022(OH, F)2. Подобным образом замена CaMg на NaAl дает формулу глаукофана. Реальные природные образцы этих минералов занимают промежуточное положение между только что упомянутыми конечными членами.
Рибекит можно рассматривать как амфиболовый аналог пироксена эгирина. Это наиболее широко распространенный натровый амфибол. В отличие от остальных щелочных амфиболов он встречается в пересыщенных кремнеземом кварцсодержа-щих породах — гранитах, микрогранитах и риолитах некоторых щелочных комплексов, особенно в северной Нигерии [11]. В последнем районе в гранитных пегматитах, ассоциирующихся с щелочными магматическими комплексами, присутствуют очень крупные кристаллы рибекита. На фиг. 86 приведена зарисовка рибекитового микрогранита из северного Уэльса, а на фиг. 85 — разновидность породы того же типа из Ферт-оф-Клайд в Шотландии. Островок Роколл, расположенный западнее Шотландии в Северной Атлантике, также частично сложен эгирин-рибеки-товыми гранитами.
В шлифах рибекит интенсивно окрашен и обнаруживает характерный плеохроизм. Максимальная абсорбция наблюдается в направлении Np, обусловливая интенсивную индигово-синюю до почти черной окраску. Вследствие сильной дисперсии нецелесообразно точно измерять угол погасания рибекита. Однако он настолько характерно окрашен, что определяется, как говорится, с первого взгляда и редко для этого требуются какие-либо дополнительные подтверждения. Отметим также, что и у глаукофана проявляется чрезвычайно характерная схема плеохроизма: Np — светло-желтый, Nm — фиолетовый, Ng — синий (чистая берлинская лазурь).
СЛЮДЫ
Слюды образуют одну из наиболее важных групп природных силикатов. От уже рассмотренных выше групп минералов они по своему химическому составу четко отличаются двумя моментами: 1) во всех слюдах важную роль играют щелочные элементы; 2) в отличие от ряда амфиболов и пироксенов в слюдах отсутствует кальций. Весьма характерна для слюд и специфическая атомная структура, в которой ионы располагаются слоями

Атомная структура и вариации химического состава
В слюдах и некоторых других группах минералов, построенных по тому же плану, тетраэдры Si04 связаны друг с другом тремя вершинами и образуют таким образом бесконечные слои, в которых ионы различных элементов располагаются по гексагональному узору (фиг. 22). Такие слои, как показано на фиг. 23, в действительности сдвоены и несколько развернуты по отношению друг к другу, что приводит к симметрии, отвечающей моноклинной сингонии, хотя внешне кристаллы слюд имеют псевдогексагональный облик. Элементарная ячейка структурного узора, выделенная пунктиром на фиг. 22, имеет состав Si4O10(OH)2, однако для удобства она удваивается и приобретает вид Si802o(OH)4. На каждую элементарную ячейку приходится по четыре гидроксильные группы, которые располагаются в плоскостях со «свободными» кислородами. Используя тот же подход, как и при рассмотрении амфиболов, общую формулу слюд можно изобразить посредством символов X, У и Z, которыми обозначаются группы ионов, занимающих постоянные позиции в структуре. Позиции X занятые крупными отнбсительно слабо связанными с остальной частью структуры катионами, расположены в пределах «слоев К+» (фиг. 23) и между слоями, один из которых в плане изображен на фиг. 22. Позиции У заняты менее крупными катионами (Al3+, Mg2+, Fe2+) в октаэдрической координации, показанными на фиг. 23 кружочками с крапом. Наконец, позиции Z соответствуют ионам в тетраэдрической координации, показанным на фиг. 23 черными кружочками, которые формируют «слой Si4+, А13+». Количественные соотношения катионов групп X, Y и Z отражены в общей формуле слюд, приведенной ниже. В зависимости от того, какие катионы, двух- или трехвалентные, занимают в слюдах положения У, различаются два главных структурных типа слюд. Поскольку суммарный заряд группы У должен бытьраяен +12, в случае трехвалентных катионов их
число будет равно четырем, (У3+)4, а в случае двухвалентных — шести, (Y2+)6. В группу Z во всех слюдах входят одновременно Si и А1, часто в соотношении 6:2. Слюды с группой У4 называются диоктаэдрическими, а с группой Y6 — триоктаэдриче-скими. Соответственно их общие формулы имеют вид

Общие свойства слюд
Вследствие особенностей своей атомной структуры слюды обладают псевдогексагональной симметрией, хотя в действительности относятся к моноклинной сингонии. Внешне их инди
виды выглядят как обычные таблитчатые гексагональные кристаллы. Однако точные измерения показывают, что базопин-акоид таких кристаллов располагается не точно под прямым углом к граням призмы. «Угол бета», правда, отличается от 90° лишь на несколько минут. Равным образом и угол между гранями кажущейся гексагональной призмы почти, но не точно равен 60°. Изредка у слюд встречаются кристаллы с гемипир-амидальными и другими гранями, выдающими истинную синго-нию этих минералов. Кроме того, и фигуры удара, получаемые резким надавливанием тупой иглы на поверхность грани (001), доказывают, что симметрия минерала не гексагональная. При этом испытании возникает шестилучевая звезда, лучи которой, однако, различны. Лучи, ориентированные параллельно единственной плоскости симметрии слюд, оказываются длиннее остальных. При помощи этого испытания в слюдяных кристаллах можно легко находить положение плоскости оптических осей.
О
ФИГ. 23. Расположение слоев в разрезе сдвоенного листа слюды.
Наиболее важное физическое свойство всех слюд — совершенная базальная спайность, которая проявляется в плоскостях, занятых атомами щелочных элементов, и обусловливает отделение листочков, состоящих из сдвоенных слоев тетраэдров Si04 (фиг. 23). Такой характер спайности объясняется не только относительно небольшим количеством атомов калия в занятых ими слоях структуры, но также и очень слабой их связью с остальной постройкой; они находятся в двойной координации.

Состав обычных слюд
В слюдах нередко проявляется двойникование по так называемому слюдяному закону, в котором двойниковая плоскость приблизительно совпадает с (ПО), а плоскостями срастания могут быть или (001), или (ПО). В последнем случае базаль-ные спайности обеих частей двойника совпадают, но вследствие различной ориентировки двух частей наблюдаются резкие различия в абсорбции света, хорошо заметные при рассматривании сквозь спайную пластинку слюды яркого источника света под косым углом. В шлифах двойникование наблюдается редко.
Оптическая ориентировка
Выше уже подчеркивался псевдогексагональный характер симметрии слюд. Изучение оптических свойств под микроскопом также свидетельствует о том, что слюды не относятся к гексагональной сингонии. Все слюды двуосны, хотя величина 2V у них весьма изменчива. Плоскость оптических осей в одних случаях параллельна, а в других — перпендикулярна (010) (см. фиг. 24). Это различие в ориентировке служит основанием для подразделения слюд на две группы, в одну из которых
входят преимущественно светлые, а в другую — темные слюды. У всех слюд Np располагается перпендикулярно плоскости (001), а поскольку Np представляет острую биссектрису, все слюды оптически отрицательны.

Светлые (диоктаэдрические) слюды
а. Мусковит — серебристо-белая слюда, которую макроскопически видно в штуфах многих гранитов, особенно их щелочных разностей, а также в связанных с ними пегматитах и породах, слагающих малые интрузивные тела. В магматических породах мусковит распространен только в наиболее кремнеземистых разностях. Кроме того, мусковит широко развит в кристаллических сланцах и гнейсах.
Мусковит образуется не только в результате кристаллизации из расплава. В состав калиевых полевых шпатов входят те же элементы, что и в мусковит. Поэтому последний легко возникает в результате гидролиза калишпата. Наоборот, при метаморфизме магматических или осадочных пород присутствующая в них светлая слюда превращается в ортоклаз. Следует четко различать первичную светлую слюду, образующуюся в результате кристаллизации из расплава, и вторичную, возникающую при изменениях обогащенных щелочами силикатов. Светлая слюда второго типа называется серицитом. Хотя по составу серицит идентичен мусковиту, эти минералы резко различаются по формам проявления в горных породах и в какой-то мере — по физическим свойствам. Обычно серицит встречается в виде агрегатов мельчайших чешуек.
Аналог мусковита с Натрием вместо калия в позициях Х2 называется парагонитом и относится к числу главных минералов слюдяных сланцев, но очень редко встречается в других парагенезисах. По аналогии с серицитом можно было бы предполагать, что мелкослюдистые агрегаты, замещающие натровый плагиоклаз, должны состоять из парагонита. Однако во многих случаях было установлено, что и в плагиоклазах вторичная слюда представлена серицитом, образовавшимся за счет калиевого компонента альбита. Парагонит — одноосный или почти одноосный минерал, чем он существенно отличается от двухосного мусковита, величина 2V у которого составляет около 40°.
Под микроскопом мусковит легко узнается по сильному дву-преломлению (0,036). Такое двупреломление обусловливает в большинстве разрезов яркие цвета интерференции. Однако базальные срезы мусковита имеют светло-серую интерференционную окраску. Поскольку в таких разрезах характерная ба-зальная спайность отсутствует, их легко можно ошибочно принять за зерна какого-либо другого минерала. Однако в этих же разрезах мусковита проявляется хорошая фигура интерференции двуосного минерала, по которой легко определить оптический знак.
б. Лепидолит — литийсодержащая светлая слюда, в состав
которой входит до 5% Li20. В массе он имеет привлекательную
лиловую окраску. В некоторых сложных пегматитах присут-
ствуют крупные кристаллы лепидолита поперечником в десятки
сантиметров, однако чаще встречаются агрегаты мелких лис-
точков или чешуек этого минерала, о чем свидетельствует его
название. В редких, особенно эффектных образцах лепидолит
слагает связующую массу ярко окрашенных литиевых тур-
малинов. Общая оптическая ориентировка у лепидолита такая
же, как и у мусковита, однако угол 2V у него очень мал, а в не-
которых разновидностях лепидолит практически выглядит од-
ноосным. Лепидолит-—характерный минерал многих пегмати-
тов, где он тесно ассоциируется с литийсодержащими тур-
малинами.
Из таблицы состава слюд было видно, что лепидолит занимает промежуточное положение между ди- и триоктаэдриче-скими слюдами, что связано с замещением титаном части.алюминия в позициях У. Из других изоморфных замещений особенно характерно появление Sr, Rb и Cs вместо калия в позициях X. Присутствие в составе лепидолита стронция и рубидия делает его ценным материалом для определения радиометрического возраста по величине отношения 87Rb/87Sr.
в. Циннвальдит — также литийсодержащая слюда (около
3% Li20), отличающаяся от лепидолита заметным содержа-
нием железа. Циннвальдит встречается в пегматитах, играет
важную роль в грейзенах и связанных с ними оловорудных
касситеритовых жилах. Свое название он получил именно
в связи с последней ассоциацией от немецкого слова zinn—•
олово.

Темные (триоктаэдрические) слюды
Минералы этой группы резко отличаются от рассмотренных выше слюд не только по своему облику и оптической ориентировке, но также и по характеру проявления в горных породах.
Биотит и флогопит — конечные железистый и магнезиальный члены ряда слюд с непрерывными изменениями состава. Теоретически в позициях У конечного биотита присутствуют Mg2+ и Fe2+, тогда как в конечном флогопите эти позиции заняты лишь одним магнием. Границу между флогопитом и биотитом условно проводят у состава с отношением Mg/Fe = 2/1, однако на практике их различают по окраске: черной у биотита и красновато-бурой (бронзовой) у флогопита. Биотиты имеют чрезвычайно сложный состав. Отчасти это видно из таблицы, но в действительности проявляется еще ряд изоморфных замещений (калий может замещаться небольшими количествами кальция и натрия; в позициях У наряду с Fe2+ и Mg2+ обычно присутствуют также Fe3+, Al, Мп и Ti).
Лепидомеланом называется разновидность биотита с особенно высоким содержанием суммарного железа, встречающаяся в обогащенных кварцем гранитоидах и щелочных сиенитах.
На фиг. 24 показана оптическая ориентировка биотита. Угол 2V у него очень мал, в связи с Чем нужно быть очень внимательным, чтобы, наблюдая фигуры интерференции, заметить некоторое расхождение изогир при вращении столика. Кроме того, для этого испытания необходимо прибегать к очень сильному освещению, поскольку в базальных срезах биотита проявляется особенно сильная абсорбция света, так что они иногда выглядят как непрозрачный минерал. В разрезах биотита со спайностью наблюдается очень резкий плеохроизм. Параллельно Np наблюдается светлая соломенно-желтая окраска, тогда в направления* Nm и Ng, обычно неразличимых в этом отношении, проявляется темно-бурая, иногда почти черная окраска. Отсюда следует, что банальные разрезы неплеохроичны. При вращении их в поляризованном свете действительно не наблюдается заметных измене' ний окраски. Следует отметить, что неизмененный биотит иногда в шлифах имеет зеленую окраску и плеохроирует в зеленых И желтых тонах, вместо более обычных бурых и желтых. В биотите часто лучше, чем в других минералах, обнаруживается эффект внутренней бомбардировки а-частицами, выделяющимися радиоактивными элементами, входящими в состав включений циркона. Подобная бомбардировка обусловливает возникнове* ние вокруг включений циркона зон обесцвечивания, которые в шлифах выглядят как плеохроичные ореолы. Биотит довольно легко подвергается вторичным изменениям с образованием
3 Зак. 407
А — темные слюды из гранитных пегматитов, В — темные слюды из глубинных грани-тоидов (гранитов, гранодиоритов и т. д), С — темные слюды из тоиалитов и диоритов, D — темные слюды из габбро, Я — темные слюды из ультраосновиых пород, F ~ флогопиты из метаморфизозанных магнезиально карбонатных пород (по Хейириху, 1946).


светло-зеленого хлорита, который начинает развиваться по спайности, но в конечном счете может заместить все зерно.
Биотит встречается в самых различных парагенетических об-становках. Он Самый обычный минерал слюдяных сланцев и присутствует в магматических породах всего диапазона их составов от кислых до ультраоснбвных. По вариациям состава биотитов в магматических породах можно наметить явную аналогию с оливинами, пироксенами и амфиболами. Наиболее магнезиальные слюды встречаются в самых основных породах — перидотитах и пироксенитах, среди которых наиболее интересным примером следует считать слюдоносные кимберлиты (см. стр. 462). Эти слюды относятся к флогопитовой разновидности. 'Такой же состав имеют и слюды некоторых лампрофиров, представленные здесь весьма идиоморфными и четко зональными кристаллами. Обычный биотит распространен в многочисленных средних и кислых магматических породах, особенно в гранитах, в которых он иногда те,сно ассоциируется с мусковитом, за что эти породы получили название двуслюдяных гранитов. Слюды довольно редко обнаруживаются в кислых лавах, они более характерны для глубинных магматических пород и пегматитов. В некоторых пегматитах встречаются кристаллы слюд поперечником до метра.


Глава 2
ФЕЛЬЗИЧЕСКИЕ МИНЕРАЛЫ1
Термин «фельзические» (felsic) имеет мнемоническое значение, поскольку он объединяет полевые шпаты, фельдшпатоиды и минералы кремнеземаГлавные безводные алюмосиликаты, встречающиеся в магматических породах, для удобства перечислены в соответствии с их химическим составом:
Калиевые Натровые
KAlSi04 кальсилнт NaAlSi04 нефелин
KAlSi206 лейцнт NaAlSi206 жадеит2
KAlSi308 ортоклаз н т. д. NaAlSi308 альбит н т. д.
Необходимо отметить, что добавление кремнезема (ЭЮг) к каждому минералу верхней строки колонки дает состав минерала следующей строки. Минералы с группами Si04 и Si206 приведенного перечня неустойчивы в присутствии свободного кремнезема, в связи с чем их и называют недосыщениыми этим компонентом. В отличие от них ортоклаз и альбит устойчивы совместно с кварцем и называются насыщенными кремнеземом.
Учитывая наибольшее значение полевых шпатов в качестве породообразующих минералов, рассмотрим их в первую очередь, а затем фельдшпатоиды.

ПОЛЕВЫЕ ШПАТЫ
1 Синонимы светлые минералы, щелочные и щелочноземельные минералы и минералы кремнезема —Прим. ред.
а Жадеит помещен сюда как натровый аналог лейцита по химическому составу Однако в действительности он относится не к фельдшпатондам, а близок к пироксенам.
Полевые шпаты являются наиболее распространенными породообразующими силикатами. Все они относятся к числу алюмосиликатов (калиевых, натровых, кальциевых, изредка бариевых) и кристаллизуются в триклинной и моноклинной сингониях. Различаясь в деталях атомной структуры, все полевые шпаты тем не менее в общем очень сходны. Трехмерный каркас соединенных друг с другом тетраэдров Si04 можно расчленить на специфические «цепочки», которые связаны общими атомами
кислорода1 (фиг. 26, 27). Эти цепочки располагаются параллельно оси а (клинооси) кристалла. Две такие цепочки, ^зеркально симметричные относительно плоскости, параллельной (010), образуют элементарную ячейку.
1 Термин «цепочки» мы использовали лишь для облегчения интерпретации структуры полевых шпатов. В действительности эти структурные элементы не сопоставимы с настоящими цепочками пироксенов и лентами амфиболов, которые соединяются лишь посредством катионов, тогда как в полевых шпатах «цепочки» со всех сторон связаны друг с другом общими ионами кислорода тетраэдров Si04. [Сказанное говорит о большей правильности рассматривать структуру полевых шпатов как «каркасную» в отличие от «цепочечной» пироксенов, «ленточной* амфиболов и «слоистой» структуры слюд. — Прим. ред.)
Каждое звено цепи состоит из четырех тетраэдров SiOj, но, так как все ионы кислорода относятся одновременно к нескольким тетраэдрам, состав такого звена можно изобразить как Si408. А поскольку в каждом из звеньев один ион кремния замещен алюминием, формула приобретает вид (AlSi3)08. Такое замещение приводит к возникновению у отдельного звена отрицательного заряда, который в одной из групп полевых шпатов сбалансирован введением в структуру иона К+, что обусловливает формулу ортоклаза KAlSisCV В другой группе вместо ионов калия в структуру входят либо ионы натрия, что приводит к формуле альбита NaAlSi308, либо ионы Са. Поскольку Са двухвалентен, его вхождение в структуру обусловливает необходимость введения в нее второго иона А13+ вместо Si4-1, в связи с чем формула анортита имеет вид CaAl2Si208. В редких случаях роль кальция выполняет барий, что приводит к формуле цельзиана BaAl2Si208.
Поскольку ионы К и В а имеют приблизительно одинаковые радиусы, они могут взаимно замещать друг друга: в природе существуют полевые шпаты типа гиалофана, по составу промежуточные между ортоклазом и цельзианом. Ионы Са2+ и Na+ могут почти в любой степени замещать друг друга, обусловливая существование ряда минералов, промежуточных по составу между альбитом и анортитом и известных под собирательным названием плагиоклазов.
В противоположность этому Na и К не могут неограниченно замещать друг друга, в связи с чем гомогенная серия Na—К-по-левых шпатов, подобная плагиоклазам, отсутствует за исключением высокотемпературных условий (см. ниже).
Рассмотренные до сих пор формулы относились к конечным «чистым» идеальным полевым шпатам, которые в дальнейшем в этой книге выражаются символами Or, Ab, и An. В действительности природные полевые шпаты представляют собой

составы тройной системы с варьирующими количествами Or, АЬ и An. Их состав можно изобразить на треугольной диаграмме с тремя конечными компонентами в вершинах. На фиг. 28 стрелками показаны направления, по которым в порядке возрастания изменяются содержания трех компонентов на треугольной диаграмме состава. На диаграмме нанесены фигуративные точки состава нескольких сотен анализов полевых шпатов. Максимум их концентрации у вершины Or отражает пределы колебания состава природных калишпатов. Средний состав калишпатов приблизительно отвечает ОгубАЬгоАщ. Заметная концентрация точек непосредственно выше основания диаграммы отражает пределы колебания состава плагиоклазов. Необходимо отметить, что, хотя плагиоклазы действительно представляют преимущественно Na—Са-полевые шпаты, тем не менее в их состав входит около 5% Or. Отсутствие точек в поле 4 на фиг. 28 отражает обусловленную различиями атомных радиусов невозможность взаимных замещений Са2+ и К+ в структуре полевых шпатов.

Общие свойства полевых шпатов
У моноклинных полевых шпатов простейшая комбинация граней состоит из базального пинакоида (001), бокового пина-коида (010) и призмы (ПО). На фиг. 29 показан несколько более сложный кристалл полевого шпата.
У триклинных полевых шпатов грани развиваются в тех же позициях и внешне их кристаллы похожи на моноклинные, однако более низкая симметрия приводит к тому, что моноклинная призма по существу состоит из двух гемипризм «т» и «М». Моноклинная гемибипирамида также заменяется триклинной чет-верть-бипирамидой. Наиболее совершенная спайность у всех полевых шпатов параллельна (001), однако немногим слабее проявлена спайность по (010). У моноклинных полевых шпатов эти две спайности, естественно, пересекаются под прямым углом, а в плагиоклазах — под углом приблизительно 93 и 94°.

Щелочные полевые шпаты

В эту группу входят калиевые и натровые полевые шпаты, а также их сростки, обычно называемые пертитами.

1. Калиевые полевые шпаты. Существует несколько специфических разновидностей или политипов калиевых полевых шпатов, имеющих по существу один и тот же состав KAlSi308, но несколько различающихся по положениям ионов в атомной структуре в зависимости от температуры кристаллизации. Санидин, ортоклаз и адуляр имеют моноклинную син* гонию, тогда как микроклин обладает триклинной симметрией^.
m
m
Фиг. 29. Кристалл ортоклаза карлсбадского габитуса.
с — шшаконд (001), Ь — пина-конд (010); m — ромбическая призма (ПО); х _и у — пинакоиды (201) и (101), о — ромбическая призма (111) в зоне х и Ъ; п — ромбическая приз» ма (011).
1 В основе различия этих минералов лежит явление упорядочения структуры. В данном случае оно сводится к порядку в положении ионов А1 и Si. — Прим. ред.
а. Ортоклаз Эта форма KAlSi308 встречается в виде кристаллов различного облика. Из них наиболее обычны кристаллы так называемого карлсбадско-го габитуса (фиг. 29), таблитчатые уплощенные параллельно граням бокового пинакоида (010), или кристаллы бавеи-ского габитуса с удлинением в направлении наклонной оси а (фиг.30,А).Третий, призматический габитус характерен для адуляра, у которого боковые пинакоиды
почти не развиваются. Такие кристаллы имеют кровлеподобные головки, образуемые двумя пинакоидами, наклоненными в противоположные стороны. Эти формы легко определяются по следам спайности (см. фиг. 30, В).
В кристаллах ортоклаза часто наблюдаются следующие законы двойникования (фиг. 31):
карлсбадский — обычно взаимопроникающие двойники, возникающие в результате поворота на 180" вокруг оси с; бавенский — с двойниковой плоскостью и плоскостью срастания параллельной (011);


манебахский — с двойниковой плоскостью и плоскостью срастания параллельной (001).
Наиболее часто проявляется первый из этих трех законов; двойникование по манебахскому и бавенскому закону нередко наблюдается у ортоклаза, но значительно реже у санидина.
Оптические свойства. Показатели преломления ортоклаза невелики; Ng = 1,525; Np = 1,519, т. е. ниже светопреломления канадского бальзама. Двупреломление слабое (0,007), несколько меньше, чем у кварца, который обычно сопровождает калишпаг в магматических породах. Плоскость оптических осей располагается перпендикулярно плоскости кристаллографической симметрии (010) и образует угол 5—8° с (001). Следовательно, угол погасания в плоскости (030) имеет такую же величину. Угол 2V у ортоклаза большой, но при нагревании он последовательно уменьшается, достигая 0° при определенной температуре, выше которой оптические оси раскрываются уже в плоскости симметрии (010) (см. фиг. 32).
1 В структуре санидина ионы Na и К занимают эквивалентные ПОЗИЦИИ И, хотя в большинстве санидинов преобладает К, в него может входить значительное количество Na. — Прим. ред.
б. Санидин. При нагревании до 900 °С ортоклаз превращается в санидин. С этим вполне согласуется присутствие санидина как высокотемпературной формы калишпата1 в быстро охладившихся лавах и некоторых дайках риолитов, трахитов, обси-дианов и т. д. В этих породах он может сохраняться в метаста--бильном состоянии неопределенно долгое время. Однако при медленном охлаждении в глубинных породах санидин превращается в ортоклаз. От последнего санидин отличается в шлифах лишь указанной выше ориентировкой плоскости оптических осей, а также гораздо меньшей величиной 2V. В свежем невыветрен-ном состоянии санидин прозрачен и имеет стекловидный облик.
в. Адуляр. Под этим названием выделяют разновидность ще-
лочных полевых шпатов, отличающуюся не столько составом,
сколько характерным габитусом кристаллов. Однако установ-
лено, что адуляры относятся преимущественно к микроклинам
(а не ортоклазам), содержащим около 10% альбитового ком-
понента. Для адуляра свойственны кристаллы призматического
габитуса, обычно образующие друзы в пустотах гидротермаль-
ных жил. Макроскопически он может быть стекловидным по-
добно санидину или непрозрачным как ортоклаз.
г. Микроклин — триклинная форма калишпата, но отличия
от моноклинной сингоИИи у него очень невелики (угол между
базальным и боковым пинакоидом составляет 89°50'), так что
в штуфах даже с использованием контактного гониометра не
удается отличить его от ортоклаза.
При микроскопических наблюдениях, однако, микроклин очень легко распознается по характерной сложной системе решетчатых полисинтетических двойников в разрезах по (001), ориентированных примерно под прямым углом друг к другу. Иногда такое двойникование проявляется лишь в части кристалла, а в некоторых зернах оно может и вовсе отсутствовать; однако если уж оно обнаружено, то можно быть уверенным, что присутствует именно микроклин. По величине показателей преломления (A/g" = 1,529; Np = 1,522) и двупреломления (0,007) микроклин очень близок к ортоклазу, однако вследствие три-клинной симметрии в разрезах по (001) он имеет косое погасание {угол погасания со следом спайности (010) составляет 15°].
В большинстве случаев микроклин обладает красноватой или бурой окраской, однако в пегматитах Колорадо и других районов распространена его разновидность амазонит ярко-зеленого цвета. В амазоните присутствуют примеси редких элементов — цезия и рубидия, от содержания которых, как полагают, прямо зависит интенсивность его окраски
1 По другим представлениям окраска амазонита связана с вхождением свирца в структуру полевого шпата. — Прим. ред..
Среди магматических пород распространение микроклина практически ограничено богатыми калием гранитами и пегматитами, однако этот минерал встречается во многих метаморфических породах, часто в виде крупных порфиробластовых кристаллов, возникших в результате калиевого метасоматоза. В гранитах чистый микроклин присутствует редко, и обычно в нем имеются вростки альбита в виде пертита, причем даже в тех образцах, где он кажется однородным, химическим анализом устанавливается некоторое замещение калия натрием.
Количество бариевого компонента, цельзиана (Cn) BaAl2Si20s, которое может войти в состав калишпатов, точно неизвестно, поскольку при обычных анализах барий отдельно не определяется. Однако повышенное содержание бария установлено в некоторых фельдшпатоидных лавах, в которых этот компонент предположительно входит & состав щелочных полевых шпатов. Отмечался, в частности, следующий состав «санидина» в этих породах: Ог73,0 АЬ22,9 Ап0,з Сп3>8 К
2. Натровые полевые шпаты. Для натрового полевого шпата NaAlSi308, так же как и для калиевого, установлен факт кристаллизации в разных структурных формах в зависимости от условий образования. Однако структурные различия определяются труднее, чем у калиевых полевых шпатов. По особенностям габитуса кристаллов можно выделить две разновидности —¦ альбит и клевеландит, из которых первый значительно более распространен.
а. Альбит играет в группе полевых шпатов несколько необыч-
ную двойственную роль. С одной стороны, он — конечный член
серии плагиоклазов и, следовательно, неотъемлемо входит.в этот
важнейший ряд минералоб. Однако, с другой стороны, альбит
по составу — аналог ортоклаза и образует с ним срастания в са-
мых различных соотношениях. В природных альбитах неизменно
присутствует некоторое количество калия, замещающего натрий.
Таким образом, его приходится в первую голову рассматривать
как щелочной полевой шпат, а не плагиоклаз.
Альбит устойчив в широком интервале условий. В качестве первичного минерала он встречается во многих породах, особенно в щелочных гранитах и сиенитах. Одна из разновидностей последних состоит практически из одного альбита и соответственно называется альбититом2. Вторичный альбит широко распространен в различных по составу породах, которые подверглись специфическим изменениям, называемым альбитиза-цией. Наконец, альбит в больших количествах присутствует в некоторых разновидностях кристаллических сланцев. По своим кристаллографическим и другим физическим свойствам альбит подобен всем остальным плагиоклазам.
1 Аналитик Скун [12].
2 Вопрос о первичной природе альбита в щелочных гранитах и некоторых сиенитах является дискуссионным. Многие исследователи в Советском Союзе и за рубежом считают альбит в магматических горных породах продуктом высокотемпературного послемагматического метасоматоза. — Прим. ред.
б. Клевеландит находится в таких же соотношениях с альби-
том, как адуляр с ортоклазом. Он встречается преимущественно
в пегматитах и некоторых гидротермальных жилах в виде агрегатов таблитчатых кристаллов, уплощенных по (010). Так же, как и в случае адуляра, клевеландит выделен скорее как морфологическая разновидность, так что его нельзя считать самостоятельным минеральным видом.
3. Калинатровые полевые шпаты: пертиты. Как уже отмечалось выше, и ортоклаз и микроклин проявляют склонность образовывать сростки с альбитом. Последний встречается в них в виде тонких пленок и более грубых, менее правильных пластинчатых и жилковатых обособлений. Пленочные вростки обычно имеют постоянную ориентировку, определяющуюся структурой минерала-хозяина (фиг. 33 и 34). Среди пертитов различают жилко-видные (наиболее обычные), пленочные и плетенчатые. В последних листочки альбита расположены параллельно граням призмы (НО) и (ПО), что сообщает базальным разрезам плетенчатый облик. У менее правильных пятнистых и шну-ровидных пертитовых вростков закономерная ориентировка отсутствует. Пертитовые срастания могут быть видны макроскопически или под микроскопом, а особенно тонкие из ник оказываются за пределами разрешающей способности микроскопа и определяются лишь рентгеновскими методами. В случае если преобладающая фаза представлена микроклином, к наименованию «пертит» добавляется название этого минерала. Так, например, микроклин-микропертитом называют микроклин с вростками альбитовых пластинок толщиной 5—100 микрон (различимыми лишь под микроскопом). Если же, наоборот, на-

блюдаются вростки калиевого полевого шпата в альбите, то говорят об антипертитах. Значение и пути образования пертитов рассматриваются ниже в разделе «Соотношения условий стабильности фаз».
Натровыми ортоклазами и натровыми микроклинами иногда называют криптопертиты, неразличимые под микроскопом.
Очень тонкие криптопертитовые срастания обусловливают возникновение у полевых шпатов замечательного оптического эффекта. Так, полудрагоценный лунный камень [13] ценится за голубоватую окраску, обусловленную срастанием ультратонких пластинок двух полевых шпатов с несколько различными показателями преломления. Этот эффект называется переливом или игрой цветов.


Ряд плагиоклазов
1 В литературе на русском языке чаще пользуются предложенной Е. С. Федоровым («Петрография», 1884 г) системой обозначения плагиоклазов номерами, которые соответствуют содержанию анортита. Таким образом, альбит может иметь номер от 0 до 10, олигоклаз — от 10 до 30 и т. д —• Прим. ред.
Уже давно установлено, что в этом ряду проявляются постепенные вариации состава между двумя конечными членами — альбитом и анортитом. В описательных целях удобно пользоваться подразделением ряда на шесть минералов, отвечающих отдельным интервалам вариаций состава. Игнорируя небольшие количества ортоклазового компонента, состав любого плагиоклаза можно выразить простыми символами, отражающими молекулярное содержание входящих в него альбитового и анор-титового компонентов, как это мы уже делали раньше. Таким образом, весь ряд плагиоклазов укладывается в пределы составов от АЬюоАпо до АЬоАпюо1. Границы между отдельными условно выделяемыми разновидностями плагиоклазов приняты у составов An 10, 30, 50, 70 и 90. Эти общепринятые границы определяют пределы колебаний состава соответственно альбита, оли-гоклаза, андезина, Лабрадора, битовнита и анортита. Ниже
Поскольку отношение молекулярных весов Ab/An составляет 1/1,061, относительные весовые содержания двух конечных членов в плагиоклазах можно достаточно точно определять прямо по их молекулярным соотношениям. Так, в плагиоклазе Ab60Ari40 содержится три пятых АЬ и две пятых An по весу. Из приведенной выше таблицы видно, что обогащенные натрием плагиоклазы также богаче кремнеземом, но беднее алюминием, тогда как существенно кальциевые их разности, наоборот, обеднены Si, но содержат больше А1 *.
Ранее полагали, что плагиоклазы представляют яркий пример совершенного изоморфизма с замещением во всех пропорциях группы Na+Si4+ (100% в альбите) на Са2+А13+ (100% в анортите). Теперь установлено, что это положение не совсем верно, и совершенный изоморфизм проявляется лишь в пределах отдельных интервалов этой серии. Между составами Апзо и Ап70 выявлен разрыв полной смесимости. Плагиоклазы, более бедные кальцием, чем Ап30, изоморфны, за исключением интервала от Ап5 до Ап17. Этому последнему соответствует разрыв смесимости, в котором кристаллизуются так называемые пери-стериты, красиво иризирующие альбито-олигоклазовые по валовому составу полевые шпаты. Плагиоклазы, более богатые кальцием, чем Ап70, т. е. битовниты и анортиты, также полностью изоморфны. В интервале составов Ап30 — Ап70 (т. е. андезин — Лабрадор) плагиоклазы гетерогенны и состоят из двух полевых шпатов, один из которых имеет состав и структуру альбита, а другой — анортита. Отдельные индивиды этих двух плагиоклазов имеют ультрамикроскопические размеры, однако об их существовании свидетельствуют данные рентгеновского анализа.
1 Эта особенность, имеющая крайне важное значение в петрографии, обычно подчеркивается в работах на русском языке: о богатых альбитом плагиоклазах обычно говорят как о кислых, об андезинах — как о средних, а о битовнитах и анортитах — как об основных плагиоклазах. — Прим. ред.
Несмотря на указанные разрывы смесимости, определенные точными методами, ряд плагиоклазов тем не менее можно считать для всех практических целей изоморфным. В частности, оптические свойства, с которыми приходится иметь дело петрографу, изменяются постепенно в зависимости от вариаций со-ства (см. стр. 83).

По своим кристаллографическим особенностям плагиоклазы отличаются от ортоклаза тем, что базальный пинакоид (и параллельная ему спайность) у них образует с боковым пинакои-дом (010) угол 86—87°, а не 90°, как у ортоклаза. В остальном облик и характер спайности у кристаллов плагиоклазов такие же, как и у щелочных полевых шпатов. У плагиоклазов проявляются все законы двойникования, свойственные ортоклазу, но, кроме того, известны еще два специфических закона. Плагиоклазы могут быть однократно или полисинтетически сдвойнико-ваны по альбитовому закону с двойниковой плоскостью и плоскостью срастания (010). Кроме того, у них проявляется двои-никование по периклиновому закону. Положение двойниковой плоскости и плоскости срастания в этом случае закономерно меняется в зависимости от состава плагиоклаза, как это показано на фиг. 35. Периклиновые, так же как и альбитовые, двойники обычно полисинтетические с тонкими правильными пластинками, что придает им очень характерный облик в скрещенных николях. Эти типы двойникования могут проявляться совместно с простыми двойниками по карлсбадскому закону. Иногда такие соотношения различимы невооруженным глазом или с помощью лупы, но для безошибочного определения их следует изучать в шлифах.
Статистическое изучение частоты встречаемости двойникова-ния по разным законам показало, что сложные двойники чаще проявляются в кальциевых, а не в натровых плагиоклазах. Сложное двойникование, представляющее собою комбинацию простого (по карлсбадскому и манебахскому законам) и полисинтетического (по альбитовому или периклиновому законам) двойникования обычно наблюдается под микроскопом у плагиоклазов основных магматических пород.
В кристаллах плагиоклазов часто присутствуют мельчайшие включения, которые могут быть распределены беспорядочно или в определенных плоскостях, параллельных граням зерен. Включения второго типа, представленные стеклом, девитрифициро-ванным стеклом или основной массой, характерны для вкрапленников плагиоклаза в базальтах. В глубинных породах, особенно в некоторых габбро и норитах, плагиоклазы иногда в штуфах интенсивно иризируют. В шлифах под микроскопом видно, что такая иризация обусловлена мириадами тончайших стержневидных включений, очевидно, железорудных минералов. Вероятно, при высоких температурах железо входило в состав плагиоклазов в качестве твердого раствора, замещая алюминий. При нагревании иризация исчезает, так как железо вновь входит в состав плагиоклаза, который при этом переходит в высокотемпературную форму.
У плагиоклазов в большей мере, чем у других минералов, выражено зональное строение кристаллов {14, 15, 16]. Оно обусловлено, изменением химического состава минерала в процессе роста кристалла. Чаще всего проявляется нормальная зональность, выражающаяся в постепенном переходе от обогащенного кальцием ядра к существенно натровым внешним оболочкам. Реже встречаются противоположные соотношения, получившие название обратной зональности. В некоторых же случаях состав плагиоклаза изменяется ритмически и многократно, обусловливая ритмическую зональность.
Причины возникновения ритмической зональности плагиоклазов объяснялись самым различным образом — от пульсациои-ной диффузии ионов, поступающих к растущему кристаллу, до переноса зерен потоками магмы в разные части магматической камеры, в которых соответственно были различные температуры, а следовательно, и условия стабильности кристаллизовавшихся фаз. По нашему мнению, ритмическая зональность, вероятнее всего, обусловлена колебанием давления паров воды, которое, как это показано на стр. 184, оказывает заметное влияние на устойчивость кристаллизующегося плагиоклаза. При такой интерпретации для объяснения ритмической зональности отпадает необходимость в предположениях об изменениях температуры и быстром перемещении растущего кристалла из одной обстановки в другую.
Плагиоклазы могут претерпевать вторичные изменения, иногда они полностью замещаются вторичной светлой слюдой, скаполитом, цеолитами или минералами группы эпидота, часто в ассоциации с кальцитом. Эпидотизация осуществляется при динамометаморфизме, сопровождаясь разделением натровой с кальциевой составляющих плагиоклазов. При этом альбит остается устойчивым, а кальциевая составляющая переходит в цоизит, клиноцоизит или эпидот. Вторичные кальциевые минералы обычно располагаются в связующей альбитовой массе. Такие агрегаты получили название соссюрита.

Распределение плагиоклазов в магматических породах
Плагиоклазы того или иного состава присутствуют почти во всех типичных магматических породах. Изредка они практически целиком слагают породу. Описаны мономинеральные пла-гиоклазовые породы, сложенные соответственно большинством разновидностей этого ряда, — альбититы, олигоклазиты, андези-ниты и лабрадориты (часто называемые анортозитами). Однако, за исключением последних, чисто плагиоклазовые породы очень редки.
Помимо мономинеральных пород, плагиоклаз в больших, часто преобладающих количествах входит в состав многих распространенных средних и основных пород. В общем по мере перехода от более кислых к более основным породам плагиоклаз последовательно все более и более обогащается анортитовым компонентом. Так, в сиенитах обычно встречается олигоклаз, для диоритов (и андезитов) типичен андезин, тогда как в габ-броидах (в том числе норитах и базальтах) присутствуют Лабрадор или битовнит. Анортит в магматических породах относительно редок. Этот плагиоклаз, правда, описан в некоторых габрои-дах, например алливалитах, однако он более характерен для метаморфических пород. Присутствие анортита наряду с другими кальциевыми минералами можно ожидать в термально метамор-физованных глинистых известняках.

Диагностика полевых шпатов в петрографических шлифах
Диагностика полевых шпатов под микроскопом относится к числу совершенно необходимых петрографу приемов исследования, поскольку определение этих минералов лежит в основе всей классификации и номенклатуры магматических горных пород.
Необходимо отдавать себе отчет в том, что в некоторых случаях ориентировка зерен не позволяет определить полевой шпат простыми приемами. Часто диагностическое значение имеет двойникование, особенно характернейшие решетчатые двойники микроклина или полисинтетические — плагиоклаза. Однако далеко не всегда микроклин и плагиоклаз характерно сдвойнико-ваны. Наконец, тюлевой шпат может быть совершенно лишен двойников. В других случаях зерно полевого шпата может быть ориентировано двойниковой плоскостью параллельно срезу шлифа. В таком случае оно, хотя и мнимо, представляется-простым, несдвойникованным. Такие «простые» кристаллы следует проверять особенно тщательно. Они могут оказаться ортоклазом, санидином, микроклином или плагиоклазом. Так что, перед тем как определить подобное зерно и отнести его, скажем, к несдвой-никованному ортоклазу, необходимо произвести контрольные испытания. В большинстве случаев наиболее полезной оказывается полоска Бекке, наблюдения за которой лучше всего проводить на зернах, располагающихся с краю шлифа, где возможно прямое сравнение показателей преломления зерна и монтировочной среды
Показатели преломления ортоклаза и микроклина значительно меньше, чем у монтировочной среды. В таблице на фиг. 36 приведены величины показателей преломления плагиоклазов.
Определения показателей преломления полевых шпатов должны производиться на зернах, выделенных из дробленых пород. Тщательное измерение светопреломления позволяет оценить состав полевых шпатов примерно с такой же точностью, как и химическим путем.
В тех случаях, когда предполагается присутствие в породе двух полевых шпатов, полезно помнить, что они непременно будут отличаться по «габитусу» зерен, а также по характеру и степени изменения (см фиг. 82 и 113).
1 Помните, что светлая полоска перемещается иа вещество с Меньшим показателем преломления при опускании тубуса микроскопа вккз. При этом наблюдать полоску Бекке лучше всего с хорошо задиафрагмированным снизу освещением [Полезно помнить мнемоническое правило- при опускании полоска движется в отрицательную (с меньшим показателем преломления) сторону, при подъеме — в положительную (с большим показателем преломления) сторону —Прим ред]
Если в породе установлено присутствие плагиоклаза, прежде чем дать ей точное название, необходимо детально определив последний. При изучении шлифов под микроскопом состав плагиоклаза определяется по максимальному углу погасания в ори
вотированных разрезах. Для этой цели удобно использовать разрезы, ориентированные перпендикулярно плоскости срастания альбитовых двойников. В таких разрезах двойниковые пластинки, будучи расположены параллельно вертикальной нити креста, одинаково освещены и имеют одинаковую серую интерференционную окраску. Кроме того, они должны симметрично погасать: углы погасания, измеренные в обе стороны от вертикальной нити креста, должны быть приблизительно одинаковыми. В процессе определения этим методом необходимо произвести несколько измерений на разных зернах, и лишь максимальный угол будет иметь диагностическое значение. Состав плагиоклаза определяется с помощью кривой «максимальные углы погасания в разрезах, перпендикулярных (010)» на фиг. 36. У олигоклаза состава Abg0An2o обе серии двойниковых пластинок будут погасать прямо. При обогащении его альбитовой составляющей угол погасания будет последовательно возрастать до 20°; аналогичный угол погасания проявляется и у андезина Ab62An38. Таким образом, при углах погасания менее 20° требуется какое-либо дополнительное испытание. Опять наиболее удобным оказывается наблюдение за полоской Бекке. Показатель преломления у андезина выше, а у альбита ниже, чем у канадского бальзама
Для определения состава плагиоклазов можно также пользоваться углами погасания сложных альбит-карлсбадских двойников. Эта и некоторые другие методики определения полевых шпатов рассматриваются в специальных руководствах по оптической минералогии.

Условия стабильности полевых шпатов
Уже давно известно, что санидин представляет собой вулканический аналог ортоклаза, присутствующего в глубинных породах. Оба эти калиевых полевых шпата имеют одинаковый состав, но санидин — высокотемпературная форма, присутствующая в «закаленных» быстро охладившихся породах, а ортоклаз — низкотемпературная модификация, кристаллизующаяся в крупнозернистых и медленно охлаждающихся магматических породах. Соотношения между ортоклазом и микроклином также зависят от физических условий температуры и давления, определяющих недостаточно ясные кинетические факторы кристаллизации. В пользу этого свидетельствует преимущественная приуроченность микроклина к наиболее низкотемпературным гранитам, гранитным пегматитам, а также кристаллическим сланцам и гнейсам. Поскольку зависящие от температуры различия атомной структуры плагиоклазов гораздо менее значительны, чем у каяишпатов, их удалось распознать лишь относительно недавно в связи с обнаружением различий оптических свойств у плагиоклазовых вкрапленников быстро консолидировавшихся лав и плагиоклазов из крупнозернистых глубинных пород. Наибольшие расхождения такого рода были установлены у существенно натровых плагиоклазов, но и они были настолько малы, что поддавались оценке лишь при точных измерениях на федоровском столике. Различия в структурных состояниях плагиоклазов были подтверждены рентгеновскими исследованиями. Однако эта проблема оказалась необычайно сложной, и, несмотря на многочисленность проведенных исследований, интерпретация многих данных до сих пор остается неудовлетворительной.
1 Метод определения состава плагиоклазов по симметричному погасанию альбитовых двойников особенно удобен при работе на федоровском столике.— Прим. ред.
Структурные различия полевых шпатов, обусловливаемые вариациями температуры, в деталях недостаточно известны и представляют интерес преимущественно для узких специалистов Однако один из главных аспектов этих превращений легко уяснить из упрощенной диаграммы атомной структуры на фиг. 26. На этой диаграмме показаны катионные позиции, занимаемые Si4+ и А13+. Последний в этом случае занимает положение вверху слева. Однако А1 может занимать любую из четырех катионных позиций. В высокотемпературных полевых шпатах ионы А13+ распределены случайно и структура их описывается как «неупорядоченная». Наоборот, у низкотемпературных полевых шпатов структура «упорядоченная», так как ионы А13+ занимают в ней одни и те же положения во всех ячейках (AlSi3).
1 Вопросы структур полевых шпатов освещены во многих статьях, см, например, Ferguson R. В, Trail R. J, Tailor W, H., Acta Cryst, 11, 331—348, 1958.
У конечных членов группы полевых шпатов — чисто калиевого, натрового и кальциевого — возможности вариаций структуры в сильной мере ограничены степенью упорядочения ионов А13+. Лишь в случае калиевых полевых шпатов легко удается обнаружить влияние такого упорядочения. Оно проявляется в различиях оптических свойств К-санидина и ортоклаза, а у микроклина выражается также и в кристаллографических отличиях от двух первых минералов. В серии из этих трех минералов ортоклаз занимает промежуточное положение между неупорядоченным санидином и упорядоченным микроклином. Ортоклаз действительно постепенно переходит в микроклин с увеличением так называемой триклинности кристаллов, поскольку по мере упорядочения структура становится более совершенной. Обычно максимальная триклинность у самого низкотемпературного микроклина сопровождается и наиболее совершенным проявлением решетчатых двойников, тогда как в кристаллах, переходных между ортоклазом и микроклином, это двойникование проявляется лишь в пределах отдельных пятен. При наивысших температурах, более 800 °С, устойчивая форма калишпата представлена «высоким санидином», который в деталях оптической ориентировки отличается от «низкого санидина», устойчивого в интервале температур 800—650°С. Примерно при 650 °С санидин превращается в ортоклаз. Температура соответствующего перехода высокого альбита в низкий около 720 °С. Температуры этих превращений указаны приблизительно, так как они зависят от давления, концентрации флюсов и содержания калишпато-вого компонента в твердых растворах.
Открытие переходных оптических и кристаллографических характеристик калиевых полевых шпатов имеет важное петрологическое значение: они свидетельствуют о первоначальной кристаллизации при высокой температуре и последующем медленном превращении высокотемпературных форм в низкотемпературные, в результате чего сохраняются отдельные реликтовые черты первых. Значительно менее информативны полевые шпаты, полностью отвечающие стабильным низкотемпературным формам. Такие структурные состояния полевых шпатов могут свидетельствовать о двух взаимоисключающих возможностях: а) первично высокотемпературный полевой шпат в процессе очень медленного охлаждения успел полностью перейти в низкотемпературную модификацию или б) первичная кристаллизация породы осуществлялась при температурах ниже точки инверсии. Каких-либо критериев для'различия этих двух случаев пока не установлено. Точно такое же положение существует и в отношении высокого и низкого альбита, хотя, как отмечалось выше, в этом случае и различия между структурными состояниями столь незначительны, что их удается установить лишь сугубо специальными методами.
У промежуточных полевых шпатов, которые наиболее распространены в природе, возможности проявления различных состояний упорядочения значительно возрастают по сравнению с чистыми конечными членами. В этом случае не только А13+, но и другие катионы занимают различные положения. Наиболее заметно эффекты упорядоченного — неупорядоченного распределения катионов проявляются у щелочных полевых шпатов. При высоких температурах Na+ и К+ занимают сходные и взаимоза-мещаемые позиции в структуре, которая, следовательно, имеет неупорядоченный характер. Это обусловливает существование единого типа гомогенной структуры для всего ряда щелочных полевых шпатов (санидин — анортоклаз). По мере уменьшения температуры взаимозамещаемость щелочных ионов становится ограниченной, в связи с чем Na+ и К+ постепенно принуждаются к локализации в различных частях структуры. В конечном счете это приводит к несмесимости (см. ниже) и росту обособленных структурных единиц натрового и калиевого полевых шпатов; при этом каждая из таких единиц переходит в более упорядоченное состояние, чем до распада.
Несмесимые щелочные полевые шпаты — это и есть пертиты, уже рассматривавшиеся выше. Пертиты, состоящие из преобладающего ортоклаза или микроклина с включениями альбита, образуются при медленном охлаждении санидина, тогда как анти-пертиты с преобладающим натровым плагиоклазом — это низкотемпературные аналоги анортоклаза.
Процесс распада твердого раствора может начаться при температуре ниже критической, соответствующей наивысшей точке на кривой сольвуса 1 (см. фиг. 78). Вначале при этом возникают ультрамикроскопические сростки фаз, определимые лишь рентгеновскими методами. Возможности дальнейшего обособления фаз зависят от скорости охлаждения. При быстром охлаждении санидин вообще может сохраниться в качестве метастабильного минерала. Медленное охлаждение — один из наиболее важных факторов, определяющих эффективность процесса распада. В общем наиболее грубые сростки встречаются лишь в очень медленно охлаждавшихся породах.
Все пертиты представляют собой сростки продуктов распада твердых растворов. Однако величина индивидов отдельных фаз в них чрезвычайно различна. Так, рентген-пертиты кажутся гомогенными при наблюдениях в оптический микроскоп при самых больших увеличениях, хотя рентгеновскими методами обнаруживается их неоднофазность. Криптопертиты также слагаются ультрамикроскопическими индивидами двух фаз, но уже проявляются в характерных оптических эффектах. К числу крипто-пертитов относятся разновидность щелочных полевых шпатов, называемая лунным камнем и отличающаяся красивым переливом цветов в голубоватых тонах, а также перистериты, натровые плагиоклазы с красивой иризацией, особенно на гранях (010). Термин микропертит ясен сам собой. Наконец, наиболее грубые сростки, различимые невооруженным глазом, следовало бы называть, строго говоря, макропертитами, но обычно их называют просто пертитами.
1 Эта кривая ограничивает область распада твердых растворов, т. е. область совместного существования двух несмесимых фаз Положение ее довольно неопределенно. При нагревании природных пертитов до состояния гомогенизации установлены максимумы температур сольвуса, очень отличающиеся от установленных для синтетических кристаллов.
Тончайшие сростки (рентген- и криптопертиты) можно получить экспериментально при медленном охлаждении гомогенного санидина до температур ниже точки распада твердого раствора. И наоборот, при повторном нагревании такие пертиты можно гомогенизировать. Более грубые пертиты экспериментально гомогенизировать не удается. Это обусловлено преимущественно фактором времени. Распад твердого раствора осуществляется посредством диффузии ионов в твердом веществе, протекающей с чрезвычайно малой скоростью. Грубые природные пертиты при медленном охлаждении кристаллизуются в течение периодов в сотни или даже тысячи лет. Такие условия невозможно реализовать при лабораторных опытах повторного нагревания.
Таттл {17, 18] выдвинул убедительные аргументы в пользу того, что процесс распада полевошпатовых твердых растворов не ограничивается образованием пертитов: помимо перечисленных выше стадий, он предположил существование еще двух дополнительных. Первая из них проявляется в миграции ионов Na в краевые части кристаллов калишпата, в результате чего у них возникают внешние альбитовые каемки. И наконец, на последней стадии полностью несмесимые альбит и калиевый полевой шпат могут перекристаллизоваться в виде обособленных кристаллов. Таким образом, вполне возможно, что ассоциация самостоятельных кристаллов натровых и калиевых полевых шпатов, встречающаяся в некоторых гранитах, возникла в результате длительного процесса распада и перекристаллизации в твердом состоянии первичной единой фазы натрово-калие-вого полевого шпата.
Эту интересную гипотезу нельзя экспериментально проверить применительно к полевым шпатам. Однако о ее справедливости можно судить, исходя из аналогий с некоторыми сульфидными системами, в которых распад твердых растворов происходит гораздо быстрее. Так, смеси борнита и халькопирита, нагретые до точки плавления, а затем закаленные при 600°, образуют гомогенные твердые растворы. Повторное нагревание до 600° с последующим охлаждением в контролируемых условиях в течение периодов от пяти минут до двадцати четырех часов дало серию продуктов распада, полностью аналогичную проявляющейся у полевых шпатов. Среди них были сростки с различной величиной индиьидов, подобные пертитам. Но при более продолжительном охлаждении возникали каемки подчиненного компонента во внешней части зерен преобладающей фазы. В конечном счете кристаллизовались агрегаты тесно ассоциирующихся дискретных зерен борнита и халькопирита, лишенные каких-либо признаков образования за счет высокотемпературного твердого раствора. Для петрографов, вероятно, наибольшее значение имеет последнее наблюдение {19].
Из приведенного выше очень краткого обзора должно быть видно, что при интерпретации процесса кристаллизации полевого шпата, исходя из современного состояния этого вопроса, возникают большие трудности. Подчеркнем хотя бы указание
Таттла и Боуэна на возможность обнаружения в щелочных полевых шпатах четырнадцати комбинаций фаз. Даже в одном кристалле могут присутствовать четыре распознаваемые фазы, например высокий альбит, низкий альбит, ортоклаз и микроклин.
ФЕЛЬДШПАТОИДЫ
В эту группу входит несколько минералов, тесно связанных с полевыми шпатами, о чем свидетельствует их собирательное название. В состав фельдшпатоидов входят те же элементы, что и в полевые шпаты, хотя и в несколько иных соотношениях, причем фельдшпатоиды прежде всего содержат значительно меньше кремнезема.
Лейцит, калиевый фельдшпатоид, похож по составу на ортоклаз. В структуре лейцита тетраэдры S1O4 связаны друг с другом общими вершинами. Единица структуры представлена тремя тетраэдрами и отвечает формуле Sis06. Однако в каждой единице один атом кремния замещен алюминием, так что формула такой единицы приобретает вид (AlSi2)06. Баланс суммы положительных и суммы отрицательных зарядов достигается вхождением в структуру одного иона К+, в связи с чем идеальной формульной единицей является K(AlSi2)06. Поскольку в природных лейцитах калий неизменно частично замещается натрием, их формулу правильнее давать в виде (К, Na)AlSi203.
В интерпретации кристаллографических особенностей лейцита долгое время существовали неясности. Во многих коллекциях лейцит представлен крупными кристаллами кубической сингонии — тетрагон-триоктаэдрами. Однако оптические свойства таких кристаллов свидетельствуют о том, что они не могут относиться к кубической сингонии. Оказалось, что эта форма, псевдотетрагон-триоктаэдр, возникает в результате сложного двойникования тетрагональных кристаллов, которые в несдвой-никованном состоянии не встречались в природе.
В петрографических шлифах лейцит обычно представлен характерными восьмисторонними разрезами, особенно если они проходят через центр кристаллов. Лейцит относится к числу породообразующих минералов, обладающих низкими показателями преломления (1,508). Спайность у него отсутствует. Однако мелкие включения могут располагаться по отдельным зонам или тангенциально, что особенно характерно для мельчайших зерен лейцита, встречающихся в основной массе некоторых лав. Наиболее важная особенность лейцита — очень специфическое двойникование (фиг. 38). В хороших разрезах, проходящих через центр кристалла, двойниковые пластинки, ориентированные в шести направлениях (параллельно граням псевдоромбододекаэдра), образуют своеобразный узор, хотя в связи с

Зидиы двойники, ориентированные в шести направлениях. Стрелками и знаками вертикальности показана ориентировка двойниковых пластинок по отношению к разрезу.
аномально слабым двупреломлением (0,001) для их наблюдения необходимо очень сильное освещениеСам по себе факт ориентировки двойниковых плоскостей параллельно направлениям, которые в кристалле кубической сингонии могли бы быть плоскостями симметрии, свидетельствует против принадлежности лейцита к этой сингонии.
Мелкие зерна лейцита в стекловатой основной массе лав выглядят изотропными в скрещенных николях и на этом основании предположительно относятся к кубической сингонии. Эти наблюдения позволили предположить существование двух форм лейцита, из которых более высокотемпературная кристаллизуется в кубической сингонии. Экспериментально действительно установлена точка перехода при 625° С высокотемпературной кубической модификации в низкотемпературную тетрагональную, к которой относятся и псевдокубические вкрапленники лейцита, обнаруживающие описанное выше двойникование.
1 Это двойникование более четко проявляется при наблюдении в скрещенных николях с введенной гипсовой пластинкой.
Замечательные псевдоморфозы по лейциту описаны в резко обогащенных калием средне- и крупнозернистых магматических породах многих районов. Особенно четко они проявились в дайке лейцитового фонолита из гор Бэрпо в Монтане. Иногда прекрасно сохраняются первичные формы тетрагон-триоктаэдров, однако в других крайних случаях от них остаются лишь расплывчатые округлые пятна, сложенные агрегатами светлых минералов, которые на основании минерального состава именуются псевдолейцитами. Они состоят из ортоклаза или санидина, нефелина и небольшого количества инородного материала, соответствующего первичным примесям. В горах Бэрпо установлены следующие количественные соотношения минералов в псевдолейцитах (в %): санидин 66, нефелин 30 и эгирин 3 {20]. Эта ассоциация, видимо, соответствует химизму первичного минерала и обусловлена изменениями при постоянном объеме, осуществившимися в процессе медленного охлаждения. Следует подчеркнуть, что рассматриваемое превращение не связано с выветриванием, а отражает приспособление минерала к изменившимся условиям и по существу аналогично процессу распада твердого раствора. Псевдолейциты соответствуют конечной минеральной ассоциации, устойчивой при низких температурах и атмосферном давлении.
Псевдолейциты иллюстрируют один, из наиболее важных аспектов устойчивости лейцита. Этот минерал не может сохраниться в случае присутствия летучих. По мере того как концентрация летучих возрастает, поле устойчивости лейцита, как показано на фиг. 73, сокращается, и в конечном счете совершенно выклинивается независимо от степени недосыщенности магмы кремнеземом. В таких случаях о существенно недосыщенных магмах можно говорить -как о потенциально лейцитовых, тогда как в действительности вместо лейцита из них должен кристаллизоваться другой минерал или ассоциация минералов: для этой роли в силу особенностей своего состава больше всего подходит биотит.
Таким образом, распространение лейцита ограничено лишь породами, кристаллизовавшимися в условиях низких давлений, т. е. быстро остывшими лавами соответствующего состава. Из магм соответствующего состава (т. е. обогащенных калием) лейцит, очевидно, кристаллизуется одним из первых, о чем свидетельствует его неизменное появление в виде идиоморфных вкрапленников. При достаточно медленном охлаждении лейцит в результате реакции с кремнеземом расплава полностью или частично превращается в калишпат. Такое превращение по существу представляет процесс, обратный инконгруэнтному плавлению ортоклаза и осуществляется по реакции KAlSi206 + -J- Si02 = KAlSis08. Инконгруэнтное плавление ортоклаза установлено экспериментально [21]. Приблизительно при 1170°С ортоклаз плавится с образованием кристаллов лейцита и расплава с избытком Si02, высвобождающимся при этой реакции. Важно понять, что при высоких температурах лейцит может существовать в условиях избытка кремнезема. Если закалить расплав, находящийся в подобном состоянии, то лейцит сохранится в виде вкрапленников, тогда как жидкость затвердеет в виде стекла. Однако в условиях медленного охлаждения при соответствующей температуре лейцит будет превращаться в санидин, конечно, при условии достаточного содержания в магме кремнезема. При недостатке же кремнезема часть лейцита сохранится в ассоциации с ортоклазом. Таким образом, соотношение между лейцитом и ортоклазом во всех отношениях аналогичны соотношениям между оливином и пироксеном.
Итак, образование и сохранность лейцита контролируются тремя факторами: 1) степенью насыщенности кремнеземом существенно калиевой магмы, 2) скоростью охлаждения, 3) давлением паров воды. Отметим, что проявления нефелина определяются лишь первым из этих факторов. Этим объясняется значительно более широкое его распространение в магматических породах различной зернистости (разной глубинности). Лейцит лучше всего проявился в некоторых типах лав Римской вулканической провинции в Италии, а также в вулканических регионах Вайоминга (Лейцит-Хилс), округа Кимберли в Австралии и в лавовых полях Центральной и Восточной АфрикиПо нему -названы два типа пород — лейцититы и лейцитофиры. Наибольшей известностью пользуются хорошо образованные вкрапленники лейцита в некоторых лавах Везувия. Здесь они включены в темную основную массу базальтового облика. К числу таких лав относится, например, лейцитовый базанит. Особенно же интересна уникальная порода италит, состоящая почти исключительно из тесно прилегающих друг к другу кристаллов лейцита, легко отделяющихся от незначительных пленок связующей массы.
1 В СССР поля лейцитовых пород описаны в Закавказье (Гиссарский массив в Армении, Аджария в Грузии и Талыш в Азербайджане), а также в Казахстане по реке Ишиму и на Алдане среди молодых лавовцх куполов^ — {Трим, ред.
Наименее кремнеземистые щелочные алюмосиликаты представлены рядом твердых растворов, образуемых двумя конечными членами KAlSi04 (Ks) и NaAlSi04 (Ne). Калиевый конечный член называется кальсилитом, а натровый — нефелином. Чистый нефелин, видимо, не встречается в природе, и практически этим наименованием определяют серию твердых растворов с различными количественными соотношениями Ks и Ne, чем нефелин напоминает щелочные полевые шпаты. В большинстве случаев состав нефелинов из глубинных пород близок к формуле Na3KAI4Si40i6, для которой отношение Ne/Ks равно 3/1. В вулканической обстановке состав нефелинов весьма изменчив. В нефелинах, кристаллизовавшихся из резко обогащенных натрием магм- (фонолиты), содержание Ne может превышать 80%. Наоборот, в породах, кристаллизовавшихся из существенно калиевых магм, минералы серии Ks — Ne обогащены соответственно Ks, и в этом случае не существует ограничения: в некоторых редких вулканических породах Уганды и других районов Африки встречены кальсилиты с содержанием одноименного конечного члена до 98%. Интересная особенность состава минералов этой группы — присутствие в них некоторого избытка S1O2 по сравнению с теоретическим составом, до 6% в нефелинах и около 2% в кальсилите.
Кальсилит — один из очень немногих породообразующих минералов с названием, базирующимся на химическом составе. Первоначально он ошибочно определялся и описывался как нефелин, что было связано со сходством кристаллографических особенностей и оптических свойств этих минералов. Надежная его идентификация произведена лишь рентгеновскими методами.
Проявления кальсилита известны лишь в четырех районах. Три из них находятся в Центральной Африке, а один — в Италии Во всех случаях формы его проявления одинаковы. В ультраосновных лавах он образует сложные вкрапленники с перти-товидными вростками нефелина, которые тесно ассоциируются с лейцитом, а иногда и содалитом. Между нефелином и кальси-литом существуют такие же соотношения, как между альбитом и ортоклазом. При высоких температурах они образуют смешанные кристаллы, которые по мере снижения температуры распадаются. При этом установлена вся характерная серия сростков с различной величиной индивидов двух фаз — рентген-крипто- и микропертиты. Дальнейшее проявление процесса распада приводит к возникновению идиоморфных, кристаллов с внешней оторочкой нефелина и кальсилитовым ядром. Однако обе фазы продуктов распада содержат заметную примесь второго конечного члена. Ядра зерен имеют состав Ksgo, тогда как нефелин внешних каемок и в основной массе содержит от 25 до 50% кальсилита. Состав нефелина основной массы колеблется в пределах Ks25Ne75 — Ks4sNe55 {22].
1 В СССР кальсилитовые породы встречены у северной оконечности Байкала, где они входят в состав Сыннырского щелочного массива. — Прим. ред.
Диагностика нефелина. Кристаллы нефелина обычно удается наблюдать лишь в шлифах. Они принадлежат к одному из классов гексагональной сингонии с пониженной симметрией, однако в шлифах выглядят как простые укороченные гексагональные призмы с шириной и длиной примерно одной величины. Таким образом, для нефелина под микроскопом характерны почти квадратные вертикальные и шестиугольные базальные разрезы. В вертикальных разрезах наблюдаются цвета интерференции первого порядка (обычно серые) и, конечно, прямое погасание. Базальные разрезы изотропны и дают фигуру интерференции одноосного отрицательного минерала, по присутствию которой нефелин отличается от несдвойникованного полевого шпата, поскольку эти минералы можно легко спутать в связи с близкими рельефом (Np = 1,534; Ng — 1,537) и двупреломлением. Спайность проявляется различно. Иногда ее следы видны в квадратных разрезах, но отсутствуют в гексагональных. Такие соотношения говорят о наличии спайности по базальному пинакоиду (0001). Однако в других случаях сопоставление вертикальных и базальных разрезов явно свидетельствует о проявлении спайности по призме. Обычно следы спайности очень невыразительны, но в результате вторичных изменений нефелина могут стать более четкими. Нефелин может замещаться агрегатом чешуек светлой слюды, цеолитами или канкринитом. Особенно специфичен и легко распознается канкринит. Присутствие его оторочек вокруг зерен нефелина очень помогает диагностике этого минерала в сомнительных случаях.
Как и следовало ожидать, кристаллы нефелина часто зональ-ны, хотя различить такую зональность иногда можно лишь при умелом использовании микроскопа. Она проявляется более четко при обработке шлифа слабой кислотой с последующей окраской фуксином [23].
Роль нефелина в магматических породах. Нефелин присутствует в породах, богатых щелочами и алюминием, но бедных кремнеземом. Таким образом, он никогда не встречается в кислых породах, но может в значительных количествах присутствовать в средних и основных породах. В кислой магме, содержащей потенциально свободный кремнезем, последний комбинируется с компонентами нефелина:
Na (AISi) 04 + 2Si02 = Na (AlSi3) 08 (альбит).
Таким образом, в магмах с дефицитом кремнезема нефелин заменяет альбит, и в некоторых сиенитах нефелин может быть господствующим фельзическим минералом. Этот минерал иногда даже лучше, чем в шлифах, удается наблюдать макроскопически в штуфах нефелиновых сиенитов и габбро, особенно на выветрелых поверхностях. В свежих образцах нефелин имеет серую окраску и жирный блеск. Однако при выветривании приобретает интенсивный красный или красно-бурый цвет.
Наиболее распространенные нефелинсодержащие лавы, фо-нолиты (см. фиг. 104), по составу близки к нефелиновым сиенитам. Среди основных лав нефелин встречается в тефритах и ба-занитах. Основные лавы, совершенно лишенные полевых шпатов, называются нефелинитами.
Канкринит близок к нефелину по составу и в некотором смысле может рассматриваться как «карбонат-нефелин». По существу он состоит из NaAlSi04, в котором часть Na+ замещена Са2+ и дополнительными анионами (С03), (S04) и С1. Канкринит относится к гексагональной сингонии, но редко образует хорошие кристаллы. Под микроскопом он обычно наблюдается в бесформенных выделениях или на границах зерен нефелина; Канкринит бесцветный, оба его показателя преломления ниже, чем у канадского бальзама (N/5= 1,496; Ng = = 1,519). У этого минерала проявляется спайность по призме. По высокому двупреломлению (0,023) канкринит напоминает мусковит, но легко отличается от последнего по отрицательному рельефу и фигуре интерференции одноосного отрицательного минерала, а также по парагенетическим ассоциациям. Он является первичным минералом нефелиновых сиенитов и так называемых канкринитовых сиенитов, где присутствует в больших количествах. Чаще, однако, канкринит представляет собой продукт изменения нефелина или возникает в результате реакции этого минерала с зернами кальцита (см. фиг. 97). В Великобритании канкринит установлен в пегматитовой фации боро-ланита близ Лох-Боролан, Ассинт [24]. Канкринит — весьма характерный минерал процесса фенитизации, в частности он присутствует в широко известных щелочных комплексах Альнё и Фен. Кроме того, канкринит встречается в карбонатитах, где он, несомненно, относится к числу первичных минералов.
Три других минерала из группы фельдшпатоидов, содалит, нозеан и гаюин, часто ассоциируются с нефелином и очень близки к нему по химическому составу.
Содалит кристаллизуется в кубической сингонии и встречается обычно в виде зерен и интерстиционных выполнений в некоторых нефелиновых сиенитах. Изредка он относится к числу главных минералов породы и тогда различим в штуфах в виде ярко-синих пятен.
В шлифах содалит неизменно бесцветен и имеет очень низкий показатель преломления (1,48). Эта величина значительно ниже светопреломления полевых шпатов и нефелина, с которыми обычно ассоциируется содалит. В некоторых разрезах у содалита проявляется несовершенная спайность по додекаэдру. В скрещенных николях минерал изотропен. В связи с резким отрицательным рельефом диагностика содалита иногда трудна и в некоторых случаях возникает необходимость в микрохимических испытаниях. При малых содержаниях содалит можно установить в ультрафиолетовом свеге по ярко-желтой флуоресценции.
Состав содалита — Na8(AlSi04)6Cl2; ДЛЯ простоты запоминания его можно представлять как шесть молекул нефелина в комбинации с двумя молекулами NaCl.
Нозеан также относится к кубической сингонии и подобно содалиту кристаллизуется в виде ромбододекаэдров. В шлифах
он имеет очень светлую желтовато-серую окраску. Иногда встречаются характерные шестиугольные разрезы, однако в большинстве случаев нозеан интенсивно корродирован и имеет широкие темные каемки (фиг. 39). В связи с низким показателем преломления (1,495) у него проявляется отрицательный рельеф. Часто видны следы спайности по додекаэдру и весьма характерные извилистые каналы, пересекающие зерна нозеана.
По составу нозеан подобен содалиту, но вместо С1~ в нем присутствует анион (S04)2_. Таким образом, его формула имеет вид Na8Al6Si6024-SO4, так что и ее можно представить как шесть молекул нефелина в комбинации с Na2S04.
В своем распространении нозеан, видимо, ограничен вулканическими недосыщенными кремнеземом средними породами и особенно характерен для некоторых фонолитов и лейцитофи-ров. В Великобритании нозеановые фонолиты слагают Волчий Утес на Корнуэллском побережье.
Гаюин кристаллизуется в той же форме, как и содалит и нозеан, а именно в виде ромбододекаэдров. Состав гаюина можно представить как шесть молекул нефелина в комбинации с анионами (SO4). Значительная часть натрия в гаюине замещена на Са2+, в связи с чем для сбалансирования зарядов в его состав входит одна или две группы SO4, что и отражено в его формуле (Na,Ca)4-8(Al6Si6024) (S04)i_2.
Опять-таки, как и нозеан, гаюин проявляется лишь в быстро охладившихся вулканических породах, недосыщенных кремнеземом, например в фонолитах Римской вулканической провин* ции. Однако, кроме этого, гаюин встречается в ассоциации с ме-лилитом в основных лавах и дайках.
При большом сходстве состава и фактической тождественности структуры вполне естественным оказывается и близкий к нозеану облик кристаллов гаюина, у которых проявляются даже такие детали, как затемненные края, свойственные и нозеану. Оба эти минерала могут быть бесцветными, но обычно зерна гаюина бывают чистыми и обладают светлой небесно-го« лубой окраской.

АНАЛЬЦИМ
Анальцим играет в горных породах двойственную роль. Исходя из особенностей его состава этот минерал следует отнести к семейству водных алюмосиликатов щелочей — цеолитов. И действительно, в ассоциации с другими цеолитами анальцим широко распространен в жеодах и пустотах базальтовых и ан-дезитовых лав. Однако, помимо этого, он присутствует в различных магматических породах, изредка в виде вкрапленников, а чаще в основной массе некоторых лав, а также в качестве основного ^минерала некоторых глубинных основных магматических пород, таких, как тешениты. Необходимо, следовательно, решить, рассматривать ли анальцим здесь совместно с фельд-шпатоидами или позже вместе с другими цеолитами. Вероятно, все-таки целесообразнее описать его в этой главе, поскольку анальцим в роли фельдшпатоида может быть важным породообразующим минералом и как таковой уже рассматривался выше.
Состав анальцима можно выразить формулой NaAlSi206' •Н2О, которая, за исключением наличия в ней воды и замены К+ на Na+, соответствует формуле лейцита. Фактически в аналь-циме натрий частично замещается калием. Анальцим кристаллизуется в полносимметричном классе кубической сингонии. Единственная распространенная его форма — тетрагон-три-октаэдр. Кубическая симметрия свойственна высокотемпературной форме минерала, которая, так же как и у лейцита, при понижении температуры без изменения внешних форм кристаллов превращается в псевдокубическую тетрагональную или ромбоэдрическую, что сопровождается появлением оптических аномалий, похожих на встречающиеся у лейцита, а именно слабого двупреломления и полисинтетического двойникования. Подобного сходства двух минералов следовало ожидать в связи с близостью их атомной структуры, и нет ничего удивительного в том, что анальцим может псевдоморфно замещать лейцит. Синтезирован калиевый анальцим. Таким образом, можно предполагать, что вкрапленники анальцима в лавах первоначально
4 Зак 407
могли быть представлены лейцитом Однако какие-либо доказательства первичной кристаллизации или образования аналь-цима по лейциту в этом случае отсутствуют.
Существенно лейцитовая лава—италит — известна лишь в одном проявлении в Римской вулканической провинции, где этой породой сложены блоки, выброшенные из вулканического жерла. Необычайно близкая по облику лава, но состоящая на 90% из вкрапленников анальцима образовалась при эксплозивном извержении мелового вулкана в Альберте, Канада. Не представляет ли эта порода — блерморит — италитовую лаву, в которой весь лейцит замещен анальцимом?
Как уже отмечалось, анальцим и лейцит кристаллизуются в одинаковой форме. Оба минерала имеют одинаковый блеск, могут быть прозрачными и бесцветными, хотя обычно бывают мутно-белыми. В некоторых случаях анальцим имеет розовую окраску, а иногда, нацример в блерморите, интенсивно красную. Однако в отличие от лейцита, часто образующего идиоморфные вкрапленники, кристаллы анальцима редки. Последний более обычен в агрегатах с другими цеолитами.
Диагностика анальцима в шлифах иногда затруднительна в связи с его довольно сильным отрицательным рельефом. В типичных случаях это бесцветный и прозрачный минерал с низким рельефом (Л/ = 1,487). С помощью ирисовой диафрагмы у анальцима удается наблюдать следы спайности по кубу и полоску Бекке, поведение которой отчетливо свидетельствует о низком показателе преломления минерала. Выше уже отмечались оптические аномалии, видимые в скрещенных николях. В измененных породах анальцим может замещаться тонкозернистым агрегатом, обычно не поддающимся определению под микроскопом.
В тешенитах и близких к ним породах анальцим ассоциируется с ильменитом, Лабрадором, окрашенным в лиловый цвет тйтанавгитом и красно-бурым баркевикитом и относится к числу первичных, хотя и поздних минералов. В связи с относительно поздней кристаллизацией он обычно слагает неправильные участки в интерстициях между более ранними минералами. Однако при больших содержаниях анальцим может замещать плагиоклазы, вначале лишь по трещинкам спайности и отдельным секущим жилкам. Этот процесс анальцимизации по своей природе сопоставим с альбитизацией и осуществляется метасоматически.

МЕЛИЛИТ
Под этим названием понимают ряд редких силикатов кальция, алюминия и магния, довольно сложных по Составу. Отдельные представители этого ряда могут рассматриваться как смеси двух его конечных членов — акерманита (Ca2MgSi207) и геленита (Ca2Al2Si07). Первый напоминает диопсид, а второй — анортит, хотя существуют и четкие отличия этих минералов. Формулу акерманита можно представить в виде CaSi03-•MgSi03-CaO. В присутствии избыточного кремнезема СаО должна комбинироваться с кремнеземом в виде CaSi03, увеличивая содержание волластонитового компонента в пироксене. Аналогичным образом можно изобразить и формулу геленита — CaSi03-СаО-А1203. В присутствии свободного кремнезема СаО-•А1203 связывается в анортит. Таким образом, акерманит можно рассматривать как недосыщенный аналог существенно кальциевого моноклинного пироксена, а геленит отчасти — как недосыщенный анортит.
Мелилит можно относить как в группу фельдшпатоидов, так и к мафическим минералам. В связи с тем что по составу любой член ряда мелилита легко увязать с пироксеном, казалось бы логичным относить мелилиты к темноцветным минералам. Однако, с другой стороны, часть мелилитов представляет собой недосыщенные аналоги анортита, подобно тому как настоящие фельдшпатоиды являются аналогами щелочных полевых шпатов. Совместное рассмотрение мелилита с фельдшпатоидами удобно и с петрохимической точки зрения. Можно считать, что мелилит отражает крайнюю степень недосыщенности кремнеземом. Он встречается в очень основных и ультраосновных породах, обогащенных СаО, в которых другие компоненты, например щелочи, железо и магний также недосыщены кремне-кислотой.
Мелилит кристаллизуется в одном из классов тетрагональной сингонии, характеризующемся пониженной симметрией; хорошие кристаллы у него редки, так что его, как правило, можно наблюдать лишь в шлифах. Распространение мелилита ограничено ультраосновными лавами и дайками. В крупных лавовых полях Центральной и Восточной Африки обнаружено много проявлений мелилитсодержащих пород, в которых мелилит ассоциируется с лейцитом, кальсилитом, нефелином и акцессорным перовскитом, т. е. недосыщеиными кремнеземом минералами.
В шлифах мелилит весьма характерен. Он дает грубо прямоугольные разрезы с неровными краями. Рельеф умеренно высокий. Мелилит легко определяется по аномальному двупре-ломлению. Его типичная интерференционная окраска — глубокая чернильно-синяя, причем краевые зоны зерен окрашены несколько светлее по сравнению с их центральными частями, которые могут быть почти изотропными. Мелилит нельзя спутать ни с каким другим минералом. С ним постоянно ассоциируется перовскит Cafi03, образующий мелкие октаэдры с резкими темными краями, что обусловлено ею очень высоким показателем преломлени-я.
Условия образования мелилита изучены экспериментально. Они рассматриваются в петрографическом разделе книги.
МИНЕРАЛЫ КРЕМНЕЗЕМА
Несколько характерных минералов состоят из чистого кремнезема Si02. Они встречаются в виде идиоморфных кристаллов, образуют микро- и скрытокристаллические агрегаты; иногда в природе встречаются и аморфные формы кремнезема.
Каждый из трех минералов группы — кварц, тридимит и кристобалит — в свою очередь представлен двумя модификациями— высоко- и низкотемпературной, которые принято обозначать р- и а-кварц соответственно. Все шесть форм образуют в целом ряд модификаций, каждая из которых устойчива в определенном интервале физических условий.
Во всех минералах группы тетраэдры Si04 связаны друг с другом всеми своими вершинами. Фактическое расположение атомов в пространстве довольно сложное, так что его невозможно отобразить простыми схемами. Важное значение имеет спиральная связь тетраэдров в обеих формах кварца.JB высокотемпературной модификации эти спирали несколько более симметричны, чем в низкотемпературной. В связи с этим последняя кристаллизуется в полноосном (трапецоэдрическом) классе трйгональной сингонии, а высокотемпературный кварц относится к соответствующему классу гексагональной сингонии.
1 Двойникование устанавливается на толстых базальных разрезах кварца при погружении их в жидкость с таким же светопреломлением, как у кварца, и наблюдении в скрещенных николях [Двойники хорошо видны по фигурам травления и характеру излома —Прим. ред]
2 Обширные сведения о двойниковании и других свойствах кварца приведены в материалах Симпозиума по пьезокварцевым пластинкам, опубликованным в Amer. Mm, 30, 205, 1945.
Низкотемпературный кварц в основном встречается в жилах и в качестве продукта выполнения пустот. В магматических породах обычно первоначально кристаллизуется высокотемпературный кварц, который затем претерпевает инверсию. На фиг. 41 изображены кристаллографические формы низкотемпературного кварца. У него неизменно проявляется двойникование по различным законам, которое однако удается установить лишь в некоторых случаях по особенностям внешней формы кристаллов. Наиболее часто двойникование обнаруживается по присутствию формы (5161) на стыках прилегающих граней (фиг. 41,С). Двойникование в кварце выявляется также специальными оптическими испытаниямитогда как в шлифах нормальной толщины его установить невозможно2.
Высокотемпературный кварц [25] кристаллизуется в характерной форме гексагональной бипирамиды иногда в комбинации со слабо развитой гексагональной призмой. Эти формы типичны для полносимметричного класса гексагональной сингонии, однако в действительности по своей внутренней структуре минерал относится к трапецоэдрическому классу той же сингонии.
Двойникование высокотемпературного кварца в шлифах не наблюдается, но в действительности оно весьма обычно. В коллекции кристаллов молочно-белого высокотемпературного кварца из корнуэльских кварцевых порфиров очень часто можно видеть двойники с двойниковой плоскостью по грани ромбоэдра или трапецоэдра. Угол между осями с двух индивидов колеблете^ от 43 до 84°. Двойники этого типа называются японскими.
Инверсия высокотемпературной формы кварца в низкотемпературную сопровождается лишь небольшими изменениями в атомной структуре и поэтому легко осуществляется при строго
присутствуют также трапецоэдр (5161) и тригоиальиая бипирамида. С — двойной левосторонний дофинейский двойник. Крапом выделены грани трнгонального трапецоэдра.
определенной температуре, которую можно использовать в качестве геологического термометра. При атмосферном давлении эта инверсия происходит при 573°С, а с увеличением давления температура превращения несколько возрастает. В природе мы встречаемся с низкотемпературным кварцем, который либо кристаллизовался непосредственно в этой форме в жилах и пегматитах, либо претерпел инверсию после первичной кристаллизации в высокотемпературной форме. Первичный низкотемпературный кварц и кварц, претерпевший инверсию, вполне различимы. При нагревании первичного низкотемпературного кварца инверсия проявляется при температуре примерно на 1° выше, чем у кварца, претерпевшего инверсию. В этих опытах были использованы кристаллы из пустоток в известняках, судя по кристаллографическим свойствам, заведомо относящиеся к низкотемпературной форме, и гексагональный бипирамидаль

тересные и просто уникаль- у
ные кристаллографические
и электрические свойства Фиг. 42. Жидкие включения с газовыми
кварца, В оптических пара- пузырьками в низкотемпературном квар-
метрах этого минерала от- це (сильно увеличено),
1 Поскольку кварц — единственный породообразующий минерал постоянного состава, его показатели преломления и двупреломление используются в качестве стандартных для сопоставлений разного рода,
сутствует какая-либо специфичность. Кварц — одноосный положительный минерал. Показатели преломления у него невелики (1,553 и 1,544)1, в связи с чем отсутствует и рельеф; спайность не проявляется, двупреломление небольшое (0,009). У кварца в связи с его устойчивостью нет также каких-либо характерных продуктов изменения. Все перечисленные особенности свойственны как высоко-, так и низкотемпературному кварцу. Поэтому мы лишены возможности идентифицировать эти модификации с помощью наблюдений в шлифах. У обеих модификаций кварца могут присутствовать многочисленные включения, что может делать его непрозрачным или хотя бы молочно-белым. Часто такие включения представлены мельчайшими пузырьками газа или жидкости (фиг. 42), которые нередко располагаются по криволинейным поверхностям, соответствующим залеченным трещинам. В каждой пустотке, заполненной жидкостью, в свою очередь может присутствовать газовый пузырек, иногда подвижный, или даже мельчайший кубический кристаллик. Иногда пустотки ограничены плоскими поверхностями, образующими мельчайший, но совершенный отрицательный кристалл. В других случаях кварц содержит включения игольчатых кристаллов рутила. Особенно обильны такие тончайшие включения рутила в кварце из чарнокитовых гранитоидов. Эти включения сообщают кристаллам кварца голубую окраску. В меньших количествах включения рутила присутствуют в некоторых шотландских гранитах. Однако размеры его кристалликов здесь так малы, что лишь по аналогии с единичными более крупными призмочками их можно определить как рутил.
Тридимит — форма Si02, устойчивая при температурах более 870 °С. Наиболее совершенные кристаллы тридимита представлены ромбическими табличками очень правильной шестигранной формы. Однако чаще* всего он встречается в риолитах в виде агрегатов мельчайших сдвойникованных кристалликов. В Великобритании наиболее известно проявление тридимита в жеодках риолитов массива Тардри. От кварца тридимит отличается меньшим» показателями преломления (1,473 и 1,469) и более слабым двупреломлением (0,004). Однако наиболее характерные его диагностические особенности — узкие шелковидные кристаллы и двойникование.
Тридимит довольно легко пропустить при исследованиях под микроскопом, и в кислых лавах он, видимо, более распространен, чем обычно предполагается. Этот минерал кристаллизуется из газовой фазы и встречается преимущественно в газовых пустотках риолитовых лав, в том числе в игнимбритах (стр. 278).
1 Это положение является ошибочным: кристобалит встречается в кислых породах чаще, чем тридимит, и иногда совместно с ним; ои образует сферолиты в пустотах или замещает стекло. — Прим. ред.
Кристобалит в течение длительного времени был известен лишь как искусственный продукт, кристаллизующийся в дина-совых огнеупорных кирпичах. Он представляет собой наиболее высокотемпературную полиморфную модификацию кремнезема, и, следовательно, является типичным минералом высокомета-морфизованных кремнеземистых пород. В относительно редких проявлениях в кислых магматических породах кристобалит представлен, как правило, скрытокристаллическими агрегатами, так что его не удается определить под микроскопом даже при самых больших увеличениях и присутствие его можно доказать лишь рентгеновскими методами В риолитовых лавах, например Йеллоустонского национального парка, кристобалит образует сферолиты. В трещинах оливинового базальта из округа Плумас, Калифорния, кристобалит встречен в виде кубических и реже кубооктаэдрических кристалликов диаметром до половины миллиметра. Известны проявления кристобалита и в основной массе некоторых базальтовых лав. Очень интересно присутствие его в одной из лунных пород. По своему общему облику и минералогическому составу эта порода похожа на обычный офитовый долерит или базальт, но в угловатых интерстициях между кристаллами плагиоклаза и пироксена в ней присутствует агрегат кристобалита. Кристобалит, как и тридимит, имеет меньший удельный вес и менее плотную упаковку, чем кварц, так что их кристаллизации должно благоприятствовать небольшое давление.
Скрытокристаллический кремнезем встречается в виде нескольких разновидностей, обладающих различной окраской и используемых в качестве поделочного материала. Некоторые разности его характерны для продуктов выполнения пустот и жеод в лавах.
Халцедон — одно из очень древних минералогических названий, однако лишь сравнительно недавно удалось достоверно установить природу минералов, фигурирующих под этим названием. Аномалии некоторых физических свойств и точные определения оптических констант побуждали считать, что халцедон нельзя отождествлять с кварцем, однако данные рентгеновских анализов халцедона и кварца полностью совпадали. Разрешение этих противоречий стало возможным в результате электронно-микроскопического исследований халцедона. Оказалось, что последний действительно представлен кварцем, между тесно сросшимися кристалликами которого располагаются поры диаметром всего лишь 0,1 мкм. Чистый (без примесей) халцедон обладает светло-желтой окраской, обусловленной рассеиванием света микропорами. Однако эта же тонкая пористость сообщает минералу способность к абсорбции окрашенных частиц. Хорошо известные агаты и представляют собой ритмически окрашенные полосчатые халцедоны. Правда, считается, что в этом случае присутствует некоторое количество опалового кремнезема.


Глава 3
АКЦЕССОРНЫЕ И ВТОРИЧНЫЕ МИНЕРАЛЫ
Нецелесообразно резко разграничивать акцессорные и вторичные минералы, поскольку некоторые из них играют двойственную роль. Так, в некоторых породах хлориты замещают темноцветные силикаты, например авгит, роговую обманку и биотит, и, следовательно, несомненно, должны относиться к вторичным минералам. Однако в других случаях тот же хлорит может быть явно первичным минералом, хотя и возникшим на поздней стадии.
Некоторые минералы, вполне обоснованно рассматриваемые в этой главе в качестве акцессорных, изредка приобретают характер главных минералов. Так, гранаты, встречающиеся в виде акцессориев во многих магматических породах, в экло-гитах, состоящих из омфацита и красного граната, становятся важнейшими породообразующими минералами. Аналогичным образом апатит и сфен относятся к числу наиболее широко распространенных акцессориев; однако некоторые редкие породы щелочного комплекса Кольского полуострова состоят из сфена, погруженного в апатитовый агрегат.

ГРУППА ШПИНЕЛИ
Одну из наиболее важных групп акцессорных минералов представляют шпинели, к числу которых относятся магнетит и хромит. Магнетит особенно широко распространен в самых различных магматических породах. Хромит в своем распространении ограничен крупнозернистыми ультраосновными породами и местами образует в них промышленные скопления. Помимо этих двух минералов, играющих наиболее важную в количественном отношении роль, к группе шпинели относятся и другие минеральные виды, встречающиеся спорадически в основных и ультраосновных породах.
Шпинели кристаллизуются в полногранном классе кубической сингонии, обычно они встречаются в виде октаэдрических кристаллов, реже в других формах.
Наиболее простой состав имеют следующие члены группы шпинели: полудрагоценная «рубиновая» шпинель с формулой MgAl204, магнетит Fe2+Fe2+04) повсеместно распространенный железорудный минерал, описываемый в следующем разделе, и хромит FeCr204. Пикотит (хромовая шпинель) имеет формулу (Mg, Fe2+) (Fe3+, Al, Cr)204. Необходимо отметить, что «хромовая шпинель» и хромит — это различные минералы.
В виде малой примеси хром присутствует в большинстве магматических пород. Он входит в состав таких минералов, как хромовый авгит и хромдиопсид, но чаще участвует в образовании акцессорного хромита. В охлаждающейся основной магме еще при очень высокой температуре создается необходимая концентрация хрома и образуются скопления идиоморфных кристаллов хромита, которые вследствие большого удельного веса опускаются на дно магматической камеры, формируя базаль-ный слой хромитита, подобный описанному в гл. 14. Такие хро-мититы имеют большое промышленное значение и представляют собой единственный рентабельный источник хрома.
С точки зрения выявления шпинелей в петрографических шлифах полезно прежде всего запомнить, что чаще всего минералы этой группы встречаются в породах, богатых оливином. Таким образом, шлифы перидотитов и других близких к ним пород следует внимательно просмотреть, чтобы не пропустить в них шпинели, которая легко определяется по следующим признакам: 1) очень высокий рельеф, обусловленный большим показателем преломления; 2) интенсивная и характерная окраска в темно-зеленых, кофейно-коричневых или темно-фиолетовых тонах; 3) совершенная изотропность.

ЖЕЛЕЗОРУДНЫЕ МИНЕРАЛЫ
Непрозрачные железорудные минералы, такие, как магнетит, а также другие окислы и сульфиды, встречающиеся в магматических породах, можно изучить лишь с использованием рудного микроскопа, который в отличие от петрографического построен по принципу отраженного света. Идентификация непрозрачных минералов основана на окраске, отражательной способности и других оптических реакциях в отраженном свете. Эти свойства столь же характерны для непрозрачных минералов, как оптические свойства, определяемые в проходящем свете, для прозрачных. Мы не будем здесь рассматривать методику исследований в отраженном свете. Однако, если имеется рудный микроскоп, следует обратиться за консультацией к специалистам и при изучении горных пород уделять внимание непрозрачным минералам, с помощью которых можно правильнее оценить структурные взаимоотношения и последовательность кристаллизации. При отсутствии рудного микроскопа обычные рудные минералы можно определить, освещая верхнюю поверхность петрографического шлифа и преградив доступ проходящему свету.
В магматических породах встречаются преимущественно следующие железорудные минералы: магнетит, титаномагнетит, ильменит, пирит и реже пирротин. Первые три минерала представляют собой обычные акцессории горных пород весьма различного состава, а в некоторых случаях их количество настолько возрастает, что их следует относить к числу главнейших породообразующих минералов.
Магнетит — наиболее широко распространенный акцессорный минерал магматических пород. Именно он в большинстве случаев скрывается под названием «железорудный минерал» бесчисленных петрографических описаний. Магнетит непрозрачен даже в тончайших срезах, и при отсутствии кристаллографических форм его нелегко отличить от других непрозрачных рудных минералов. Однако в косом отраженном свете он обладает характерным стальным металлическим блеском. Магнетит имеет наиболее сильные магнитные свойства по сравнению с другими железорудными минералами и может быть отделен от них магнитной сепарацией.
Во многих магматических породах, особенно повышенной основности, магнетит может присутствовать в виде вкрапленников или микровкрапленников ранних стадий кристаллизации. Прекрасно оформленнные октаэдрические зерна магнетита в базальтах и других лавах представляют собою подобные образования. Однако в некоторых базальтах магнетит относится к числу наиболее поздно кристаллизующихся минералов; в этом случае он образует сложные дендритовые сростки в интерсти-ционном стекле (фиг. 43,5). Кроме того, магнетит образуется на различных стадиях эволюции магматических пород в результате изменения железосодержащих силикатов. Наиболее обычный пример такого рода — серпентинизация оливина. В процессе превращения амфибола в пироксен также высвобождается магнетит (фиг. 43,Л). Характер проявлений магнетита в расслоенных габброидных комплексах описывается ниже в разделе «Мономинеральные породы».
Ильменит по своему идеальному составу представляет собой титанат железа FeTi03, однако в реальных природных образцах наблюдается некоторое замещение титана железом, так что в анализе минерала присутствует до 30% РегОз. Ильменит кристаллизуется в тригональной сингонии, но его кристаллы встречаются редко, и обычно он представлен сплошными зернистыми скоплениями. Минерал непрозрачен и, следовательно, иногда довольно трудно отличим от магнетита, особенно в свежем состоянии. Его диагностика облегчается обычным присутствием продуктов изменения, поскольку ильменит постепенно превращается в лейкоксен. На ранней стадии этого превращения изменения захватывают только поверхностные части зерен, которые в связи с этим становятся в отраженном свете белыми. При более интенсивных изменениях ильменит становится полупрозрачным и приобретает светлую буровато-серую окраску. В таких случаях его зерна в шлифах рассечены ориентированными в трех направлениях черными полосами, подчеркивающими тригональную сингонию минерала (фиг. 44). В течение продолжительного времени полагали, что лейкоксен представляет собой вторичный сфен на незавершенных стадиях его образования, однако впоследствии было установлено, что он является гидратированной окисью титана TiCVttH20 [26].
По сравнению с магнетитом формы проявления ильменита в изверженных горных породах менее разнообразны. Обычно он присутствует в виде акцессорного минерала и особенно характерен для крупнозернистых основных магматических пород типа габбро. В расслоенных габброидных интрузивах содержание ильменита возрастает по направлению к подошве, иногда достигая концентраций, позволяющих относить его к главным породообразующим минералам, В Великобритании повышенное содержание ильменита особенно характерно для габбро массива Каррок-Фелл [X].
При описании свойств магнетита и ильменита необходимо
иметь в виду тесную ассоциацию этих двух минералов, особенно
в крупнозернистых основных магматических породах. Природу
этой ассоциации можно оценить только после изучения полиро-
ванных шлифов с помощью рудного микроскопа. При таких
наблюдениях обычно видно, что кажущиеся монокристалличе-
ские зерна фактически представляют собой агрегаты магнетита
и ильменита в самых различных пропорциях. Границы зерен
обычно угловатые или плавно искривленные. В дополнение
к таким агрегатам зерен этих двух рудных минералов обнару-
живаются также тонкие сростки и включения одного минерала
в другом. Такие включения представлены очень тонкими таб-
личками или пластинками, ориентировка которых определяется
кристаллической структурой «минерала-хозяина». Так, пла-
стинки ильменита в магнетите располагаются параллельно гра-
ням октаэдров кристаллов магнетита. В таких случаях на по-
лированной поверхности наблюдается решетка из двух или
трех серий пластинок в зависимости от ориентировки среза
кристалла. Пластинчатые вростки магнетита в ильмените ориен-
тированы лишь в одном направлении: параллельно базальному
пинакоиду (0001) ильменита. По своей природе эти срастания
совершенно аналогичны пертитовым сросткам полевых шпатов
и пироксенов, уже рассмотренным выше. Во всех этих случаях
мы, очевидно, имеем дело с продуктами распада твердых рас-
творов в процессе медленного охлаждения [27]. Подобное за-
ключение вытекает из структурных взаимоотношений этих двух
рудных минералов. Оно также подтверждается тем, что во мно-
гих базальтах, которые представляют собой высокотемператур-
ные эквиваленты габбро, присутствует лишь одна гомогенная
железорудная фаза — титансодержащий магнетит, или титано-
магнетит. !
Ильменомагнетит представляет собой негомогенный аналог титаномагнетита и является продуктом распада последнего. В ильменомагнетит в очень небольших количествах входят также некоторые другие окисные минералы, в частности гематит и шпинель. Включения этих минералов различимы лишь при больших увеличениях, и их идентификация в общем доступна лишь специалистам.
Из двух сульфидных минералов, которых мы здесь коснемся, наиболее распространен пирит. Этот минерал, видимо, не является первичной составляющей магматических пород, но он весьма обычен в качестве вторичного продукта изменения железосодержащих силикатов и встречается в ассоциации с кальцитом, хлоритом, вторичным кварцем и т. д., особенно в районах проявления сольфатарной деятельности. Так, в некоторых областях ордовикской вулканической деятельности в северном Уэльсе идиоморфные кристаллы пирита встречаются не только в аспидных сланцах, но и в большом количестве присутствуют в дайках.
Пирит обычно используется в курсах минералогии для иллюстрации кристаллографических особенностей одного из классов низкой симметрии кубической системы. Однако этот минерал может встречаться и в сплошных зернистых массах. В этом случае его можно определить по внешнему облику; в отраженном свете он похож на светлую латунь.
Пирротин имеет почти такой же химический состав, как и пирит, но кристаллизуется в гексагональной сингонии; хорошо образованные его кристаллы редки. Свежий пирротин напоминает пирит, хотя и имеет несколько более интенсивную окраску. При воздействии атмосферных агентов он тускнеет и в конечном счете приобретает характерный бронзовый облик. Еще одно различие двух рассматриваемых сульфидов железа состоит в том, что пирротин магнитен, хотя и в различной степени. Пирротин — важный акцессорий некоторых основных магматических пород; он также установлен в нефелинсодержащих породах и изредка встречается в гранитах. Наиболее известное проявление пирротина в магматических породах приурочено к «норитам» массива Садбери в Онтарио. Здесь пирротин выглядит как минерал поздней стадии кристаллизации, хотя предполагается, что сульфидное вещество отделилось от силикатного расплава на ранней стадии эволюции магмы в результате несмесимости. Это заключение основано преимущественно на формах выделения пирротина, часто представленных сложными глобулярными агрегатами, которые трактуются как капли не-смесимой жидкости.
Типичное проявление пирротина в Великобритании связано с гранитами массива Шэп, в которых он присутствует в виде акцессория. Зерна непрозрачного минерала, наблюдающиеся в шлифах этой хорошо известной породы, представлены не магнетитом, а именно пирротином.
В благоприятных случаях пирротин можно использовать в геотермометрии. Этот минерал представляет собой высокотемпературную форму сульфида железа, в связи с чем во всех случаях важно отличать его от пирита.

ЦИРКОНСОДЕРЖАЩИЕ АКЦЕССОРИЙ
Циркон, силикат циркония ZrSi04 — один из наиболее известных минералов, кристаллизующихся в тетрагональной сингонии. На фиг. 45 представлены типичные формы его кристаллов,
Циркон — обычный акцессорный минерал гранитов, сиенитов и диоритов; в основных породах он встречается значительно реже. Как правило, он присутствует в виде микроскопических зерен, бесцветных в шлифе, с очень высоким показателем преломления (Np = 1,927; Ng = 1,982). Двупреломление у него также очень сильное (0,055). Поскольку циркон кристаллизуется при высоких температурах, его зерна часто образуют включения в более поздних минералах.
1 Голубая окраска дорогостоящих ювелирных цирконов не является природной, а придается им искусственно посредством нагревания,
В некоторых нефелиновых сиенитах циркон образует значительно более крупные зерна и иногда играет роль породообразующего минерала. Особенно высокие содержания его характерны для крупнозернистых сиенитовых пегматитов. Циркон представляет интерес с нескольких точек зрения. Прежде всего это важный акцессорий многих изверженных пород, и часто в тяжелой фракции магматических пород в изобилии встречаются его прекрасно образованные мелкие кристаллы. Эти кристаллы преимущественно бесцветны и прозрачны, но иногда они полупрозрачны и окрашены в фиолетовые, желтоватые и коричневатые тона 1. С другой стороны, вследствие некоторой радиоактивности циркон был одним из первых минералов, использованных при определении абсолютного возраста магматических пород. Для этой цели использовались биотитовые граниты, в которых включения циркона в слюде бывают окружены плеохроичными ореолами («плеохроичными двориками».— Ред.). Не исключено, что детальное изучение формы кристаллов циркона может пролить свет на петрогенетические проблемы, особенно если учесть возможность образования этого минерала путем замещения. Такого рода исследования были проведены рядом петрографов, однако полученные при этом результаты трудны для интерпретации. В некоторых случаях в породах магматического облика присутствуют округлые зерна циркона предположительно осадочного происхождения. Такого рода находки могут означать, что вмещающая их порода образовалась в результате замещения in situ. Однако такие зерна могли появиться и в результате захвата магмой цирконсодержащего осадка и последующей полной его ассимиляции, при которой сохранились лишь химически устойчивые зерна циркона. С другой стороны, было показано, что в породах некоторых крупных батолитов присутствуют идиоморфные зерна циркона, явно образовавшиеся при высоких температурах в качестве нормальных акцессориев, кристаллизовавшихся из магмы. Установлено, что габитус кристаллов циркона в пределах каждого члена магматического комплекса является относительно устойчивым и находится в зависимости от условий охлаждения пород [28].
Эвдиалит1 — один из наиболее характерных представителей ряда сложных цирконосиликатов, встречающихся в качестве акцессорных минералов в нефелиновых сиенитах, особенно в их пегматитовых фациях. В относительно основных нефелинсодер-жащих породах содержание эвдиалита может возрастать так, что он приобретает характер породообразующего минерала. К числу таких пород относятся так называемые эвдиалитовые сиениты южной Гренландии. Содержание эвдиалита в этом типе пород иногда достигает 7з их объема. Важную роль эвдиалит играет также в близких породах Кольского полуострова в СССР. В Великобритании эвдиалит установлен в жилах кварцевых сиенитов, приуроченных к известнякам близ Барна-вав, Ирландия.
Эвдиалит кристаллизуется в тригональной сингонии. В штуфах он обладает весьма характерным обликом и обычно имеет розовую окраску и стеклянный блеск. В шлифах он часто бесцветен, но может иметь розовую окраску с плеохроизмом в розовых и желтых тонах. Светопреломление минерала умеренное: Np = 1,609, Ng—\fi\\. Двупреломление очень слабое, порядка 0,002.

ТИТАНСОДЕРЖАЩИЕ АКЦЕССОРИИ
1 По последним анализам состав эвдиалита отвечает формуле (Na, Ca)5ZrSi60i7(0, ОН, С1); в состав минерала входит также 0,6% (Nb,Ta),Oe.
Присутствующий в магматических породах ТЮ2 может входить в состав ряда темноцветных минералов. К числу таких минералов, как уже отмечалось выше, относятся титансодержа-щие пироксены, амфиболы и слюды. Однако, кроме этого, ТЮ2 может концентрироваться и в акцессорных минералах, в частности в окислах — рутиле, анатазе и бруките, а также в силикатной форме в виде сфена (CaTiSi05). Кристаллизация сфена происходит лишь при условии достаточного содержания СаО и Si02, тогда как в недосыщенных кремнеземом породах вместо сфена кристаллизуется перовскит (СаТЮ3). Наконец, ТЮ2 может встречаться в комбинации с железом в титаномагнетите и ильмените.
1) Рутил, анатаз и брукит. Рутил — наиболее устойчивая из трех перечисленных выше кристаллических форм Ti02 и наиболее часто встречается в качестве акцессория, особенно в относительно кислых породах. Он кристаллизуется в виде тонких тетрагональных призм и иголок, которые часто сдвойникованы с образованием коленчатых и сердцевидных форм. Как в штуфах, так и под микроскопом рутил обладает желтым или красным цветом. Этот минерал замечателен своими исключительно высокими показателями преломления (2,61 и 2,90), а также наивысшим по сравнению со всеми остальными породообразующими минералами двупреломлением.
В гранитах, подвергшихся пневматолитической переработке, рутил часто появляется в качестве продукта разрушения сложных титансодержащих минералов, например биотита и сфена. В таких случаях он может образовывать взаимопересекающиеся сростки правильно ориентированных иголок, известные под названием сагенита. В кристаллах кварца некоторых гранитов присутствуют огромные количества исключительно мелких иголочек, видимо представляющих собой выделения рутила. Предположения о рутиловой природе таких иголочек прежде всего возникают по аналогии с присутствием крупных красновато-бурых игольчатых кристаллов рутила в кварце некоторых пегматитов. Довольно крупные кристаллы рутила встречаются также в эклогитах.
Анатаз и брукит также относятся к числу нормальных акцессорных минералов гранитов, но встречаются они гораздо реже, так что их очень редко удается встретить в шлифах. Однако эти минералы весьма обычны в тяжелой фракции, получаемой при изучении речных песков в области развития грани-тоидов. Типичные проявления этих двух минералов в Великобритании приурочены к пескам, связанным с выходами Дартмурского массива гранитов.
Анатаз весьма изменчив по внешнему облику (фиг. 46). Кристаллы этого минерала в одних случаях бывают бесцветными, но иногда обладают тусклой голубой, зеленой или бурой окраской. Показатели преломления анатаза очень большие (2,49
и 2,56), двупреломление сильное (0,07). В связи с очень характерным обликом минерала редко нужны какие-либо специальные определения. Можно, однако, отметить, что таблитчатые кристаллы анатаза в сходящемся свете дают фигуру интерференции одноосного положительного минерала.
Брукит встречается в виде тонких пластинчатых кристаллов светло-бурой или желтой окраски. Эти кристаллы относятся к ромбической сингонии, причем наиболее сильное развитие в них получили грани пинакоида (100). Эти грани обычно покрыты частой параллельной штриховкой, обусловленной взаимодействием пинакоида и вертикальной призмы при неравномерном росте этих двух граней. Иногда небольшие призмы развиты на ребрах кристаллов анатаза. Наиболее характерной особенностью анатаза является отсутствие погасания в скрещенных николях, что обусловлено перекрещенной дисперсией плоскости оптических осей. Это свойство минерала приводит к тому, что при вращении столика микроскопа интерференционные окраски непрерывно меняются в последовательности ньютоновского спектра.
2) Сфен, или титанит. Сфен — силикат титана и кальция CaTiSiOs. В некоторых музейных коллекциях его можно встретить в виде хорошо образованных кристаллов, однако он больше известен как характернейший и широко распространенный акцессорный минерал, присутствующий в виде микроскопических зерен в самых различных породах. В штуфах грано-диоритов, сиенитов и диоритов зерна сфена иногда можно различить невооруженным глазом и почти всегда с помощью лупы. Минерал кристаллизуется в моноклинной сингонии, обладает алмазным блеском, окраска его колеблется от светло-желтой до зеленой или бурой.
В шлифах сфен может быть бесцветным, но обычно имеет серовато-бурую окраску и обладает слабым плеохроизмом. Показатели преломления сфена очень большие (2,01 и 1,90), в связи с чем в шлифах у зерен минерала наблюдается резкий
рельеф. Двупреломление сфена также исключительно высокое: его интерференционная окраска относится к так называемым белым цветам высшего порядка. Такая интерференционная окраска, налагаясь на собственную окраску минерала, по существу не меняет его цвет в скрещенных николях. Одна эта особенность позволяет однозначно идентифицировать сфен.
В качестве акцессория магматических пород сфен обычно встречается в виде мелких рассеянных кристаллов. Однако на Кольском полуострове обнаружены исключительно своеобразные породы, представляющие собой крупные кристаллы сфена, погруженные в апатитовый агрегат.
В разных породах сфен может находиться в весьма различных соотношениях с другими минералами. В качестве нормального акцессория он обычно легко распознается по характерным идиоморфным очертаниям (фиг. 47). Гораздо реже он встречается в неправильных выделениях. Так, в некоторых диоритах форма зерен сфена определяется гранями плагиоклаза и амфибола [29]. Этот сфен также первичный, но относится к более поздней стадии кристаллизации. Наконец, сфен в ассоциации с другими минералами может встречаться в псевдоморфозах по одному из первичных минералов. Например, в некоторых диоритах острова Джерси, пролив Ла-Манш, присутствуют псевдоморфозы хлорита типа пеннина с обильной примесью сфена по идиоморфным титанистым амфиболам. В состав сфена входят титан и кальций, которые не могли войти в состав хлорита. В редкой породе бороланите присутствуют зерна граната с большим количеством включений сфена, имеющих почти такую же окраску, как и вмещающий их гранат — меланит.
В этом случае, очевидно, вначале кристаллизовался обогащенный титаном гранат, по-видимому шорломит, который позднее в результате изменений условий становился неустойчивым и переходил в бедный кальцием и титаном гранат и сфен.
3) Перовскит относится к числу относительно редких акцессорных минералов, однако в некоторых породах он играет важную роль. Перовскит — титанат кальция СаТЮ3, и кристаллизуется в кубической сингонии. Единственная хорошо развитая форма его кристаллов — это октаэдры Мелкие кристаллы перов-скита изотропны, и принадлежность их к кубической сингонии не вызывает сомнений. Однако относительно крупные кристаллы обладают аномальным, иногда довольно сильным дву-преломлением. Самое характерное оптическое свойство этого минерала — очень большой показатель преломления (2,38), так что в шлифах сразу же обращают на себя внимание даже очень мелкие его кристаллы. У наиболее мелких кристаллов перов-скита эффект очень резких границ обусловливает их практическую непрозрачность. Для перовскита характерна совершенная спайность, параллельная граням куба.
Перовскит присутствует лишь в бедных кремнеземом и богатых кальцием породах, для которых он весьма характерен. Здесь он постоянно ассоциируется с мелилитом и встречается в виде мелких серых октаэдрических зерен, иногда сдвойнико-ванных. Наиболее известные проявления перовскита приурочены к основным лавам Уганды. Для этих лав характерно необычайно высокое содержание перовскита, достигающее 6,2%. Кристаллы перовскита здесь вместо более обычной серой имеют золотисто-бурую, желтую или зеленую окраску.
АПАТИТ
Фосфор, определяемый при химическом анализе в виде Р2О5, очевидно, присутствует во всех магматических породах и практически целиком входит в состав апатита, повсеместно присутствующего акцессорного минерала. Апатит — фосфат кальция с небольшими количествами фтора, хлора или гидроксила. В зависимости от преобладания того или иного элемента различают фтор- и хлорапатиты. Первая из этих разновидностей гораздо шире распространена в магматических породах. Апатит кристаллизуется в гексагональной сингонии, в классе, у которого отсутствуют вертикальные плоскости симметрии. Однако последняя кристаллографическая особенность не обращает на себя внимания, поскольку апатит кристаллизуется в очень простых формах, комбинациях призмы с бипирамидой и базальным
1 Во многих породах кубические кристаллы перовскита встречаются гораздо чаще, чем октаэдрические. — Прим. ред.
пинакоидом. Апатит может быть бесцветным, но в штуфах часто обладает голубоватой, бурой или зеленой окраской. В шлифах большинства магматических пород апатит обычно встречается в виде мельчайших идиоморфных призматических кристалликов. В крупнозернистых сиенитах, особенно в сиенит-пегматитах, встречаются относительно крупные кристаллы апатита, тогда как в других случаях он может образовывать волосовидные иголочки, плохо различимые при обычных увеличениях под микроскопом. В шлифах минерал обычно бесцветен, но может казаться голубоватым и весьма часто имеет замутненные ядра (см. фиг. 99 и 100).
Апатит можно определить по форме зерен, умеренному рельефу (показатель преломления около 1,63), очень низким цветам интерференции (серым первого порядка) и изотропным базальным разрезам. Призматические кристаллы апатита часто рассечены перпендикулярно удлинению трещинками базальной отдельности. Особенно запоминается апатит своими неизменно совершенными формами кристаллов, наблюдающимися в петрографических шлифах. Судя по тому, что идиоморфные кристаллы апатита пересекают границы всех других минералов, можно было бы предполагать, что он кристаллизовался первым. Однако в действительности апатит кристаллизуется из остаточного расплава поздней стадии, как это определенно имеет место в кварцевых долеритах. Идиоморфизм кристаллов апатита объясняется высоким кристаллизационным давлением этого минерала.
Берилл — силикат бериллия и алюминия. Этот минерал кристаллизуется в полногранном классе гексагональной сингонии. Обычно кристаллы этого минерала используются для иллюстрации кристаллографических особенностей упомянутого класса. Такого рода прекрасно образованные кристаллы характерны для гранитных пегматитов. В некоторых пегматитах встречаются кристаллы берилла огромных размеров. Кристаллы берилла гораздо меньших размеров отмечаются в пустотах гранитов, в частности, они известны в горах Маурн в северо-восточной Ирландии и на острове Ланди. Следует отметить, что даже образование очень мелких кристаллов представляет собой исключительно интересный факт с точки зрения концентрации бериллия в природе. Этот элемент относится к числу так называемых малых элементов, содержание которых в горных породах составляет несколько частей на миллион. Обычно эти ничтожные количества элемента входят в структуру породообразующих минералов, однако при образовании берилла и других, еще более редких минералов пегматитов малые элементы концентрировались в количествах, обусловливающих кристаллизацию самостоятельных соединений.
ГРАНАТ
Гранаты — это силикаты алюминия, железа, марганца, хрома, кальция и магния. Кристаллическая структура их состоит из изолированных групп Si04, количество которых в каждой структурной ячейке составляет 3. В связи с этим в формуле любого граната присутствует группа S13O12. У этой группы существуют 12 свободных связей, с помощью которых к ней присоединяются другие ионы в соответствии со схемой:
M2+R3+(Si3012),
где М — двухвалентные, a R — трехвалентные элементы. Ниже в таблице приведены разновидности гранатов, содержащие различные катионы. Эти разновидности в значительной мере гипотетические. Природные гранаты обычно имеют сложный состав и представляют смеси этих «чистых» конечных членов. В большинстве случаев их можно рассматривать как смеси преимущественно трех первых или трех последних конечных членов в различных количественных соотношениях. Таким образом, обычные красные гранаты по химическим анализам содержат преимущественно Mg2+, Fe2+, Mn?f и могут быть соответственно представлены в молекулярных процентах компонентов пиропа Ру, альмандина А1 и спессартина Sp. Обе группы из трех форм образуют непрерывные серии, однако при высоких давлениях гроссуляр и пироп имеют ограниченную смесимость.

В шлифах все гранаты характеризуются высоким рельефом, что связано с их большими показателями преломления. Приведенные в таблице величины показателей преломления следует рассматривать как приблизительные в связи со сложным составом гранатов. Как и можно было ожидать, в сечениях зерен граната нередко видна зональность, отражающая изменения состава в процессе роста кристаллов (фиг. 48). Гранаты часто
подвергаются различным изменениям. Так, в породах, претерпевших контактовый метаморфизм, они могут псевдоморфно замещаться кордиерйтом. Наиболее обычным продуктом их изменения является хлорит. В процессе замещения хлоритом ти-тансодержащих гранатов (шорломитов) образуется также сфен.
Гранат может встречаться в качестве нормального акцессория в различных магматических породах. Так, в гранитоидных дайковых породах иногда присутствуют акцессорные зерна гранатов первой группы, часто обогащенные марганцем. В сиенитовых породах с фельдшпатоидами, нефелином и лейцитом довольно часто появляются гранаты, близкие по составу к ме-ланиту (андрадит). Как и можно было ожидать, в ультраосновных магматических породах типа перидотита обнаруживаются акцессорные гранаты, обогащенные магнием. В процессе сер-пентинизации ультрабазитов красные кристаллы таких гранатов обычно сохраняются без изменения.

ПНЕВМАТОЛИТИЧЕСКИЕ МИНЕРАЛЫ
Турмалин — сложный водный боросиликат алюминия, магния и натрия с небольшой примесью калия, лития и фтора. В некоторых турмалинах присутствует значительное количество железа, марганца и кальция. В турмалине содержится около 10% борной кислоты и от 3,5 до 4% воды. Минерал кристаллизуется в тригональной сингонии (фиг. 49).
Турмалин интересен с нескольких точек зрения. По своим кристаллографическим особенностям турмалины относятся к минералам с ярко выраженной полярной симметрией. Обычно две головки одного и того же кристалла имеют различную природу. У кристаллов, ограниченных с обоих концов простыми и горизонтальными поверхностями, разнотипность последних обнаруживается в резких различиях их физических свойств. Так, если одна из них блестящая и имеет стекловатый облик, то другая может быть матовой или сильно корродированной. Полярная симметрия минерала во многих случаях обнаруживается и в несимметричной окраске кристаллов.
В шлифах турмалин иногда бесцветен, но обычно обладает голубой, бурой или зеленой окраской с сильным плеохроизмом. Турмалин гораздо интенсивнее абсорбирует свет в направлении обыкновенного луча, чем необыкновенного. Поэтому в разрезах кристаллов турмалина по призме наиболее интенсивная окраска наблюдается, когда его главная ось располагается под прямым углом к направлению колебания поляризатора микроскопа
В базальных разрезах, часто имеющих форму сферических треугольников, обычно наблюдается зональность, даже в тех случаях, когда кристаллы представляют собой мельчайшие иголочки. В сходящемся свете в таких разрезах наблюдается фигура интерференции отрицательного одноосного минерала.
Турмалин — характернейший минерал так называемых пневматолитовых пород и гранитных пегматитов. Так, он очень широко распространен вокруг гранитных массивов Западной Англии. Частично турмалины относятся к продуктам первичной кристаллизации, но в значительной мере они возникают за счет
ранее существовавших слюд и полевых шпатов. В последнем случае кристаллы турмалина имеют характерный резко удлиненный габитус и образуют радиальные сростки или войлоко-подобные скопления (см. «Пневматолиз» и фиг. 81).
Топаз — фторосиликат алюминия A12(F, OH)2Si04. Кристаллизуется в полногранном классе ромбической сингонии. На фиг. 50 изображены типичные кристаллы топаза.
Ювелирный топаз из некоторых месторождений Бразилии обладает очень характерной медово-бурой окраской. Однако другие разновидности бывают окрашены в нежно-голубой цвет, а во многих случаях совершенно бесцветны. В монокристаллах топаза наблюдается совершенная спайность, параллельная базальной плоскости, однако минерал с трудом расщепляется по ней.
Для топаза характерны умеренные показатели преломления, Np — 1,615, Ng = 1,625. По величине двупреломления он очень похож на кварц (0,009), однако отличается от последнего значительно более высоким рельефом.
Топаз встречается в виде неправильных зерен или губчатых агрегатов в пневматолитических породах, он особенно распро: странен в грейзенах, где может образовывать большие концентрации. Так, в «топазфельзе» из Шнехеншгейна, Саксония, содержание топаза достигает 80%. В гранитах топаз изредка встречается в качестве первичного минерала, однако в Англии известны его проявления лишь в виде неправильных друз в гранитах гор Маурн и на острове Ланди.

КОНТАМИНАЦИОННЫЕ АКЦЕССОРИИ
В этом разделе рассматриваются некоторые минералы, которые обычно присутствуют в метаморфических породах. Однако иногда они образуются и в магматических породах в результате ассимиляции осадочного материала и таким образом имеют контаминационное происхождение. Таков генезис корунда в некоторых магматических породах. Довольно обычный контаминационный акцессорий — андалузит. К этой же группе относятся кордиерит и некоторые разновидности шпинелей. Исходя из состава этих минералов, можно определенно полагать, что они возникли в результате ассимиляции осадочных пород повышенной глиноземистости. Таким образом, «контаминацион-ные акцессорий» аккумулируют избыток алюминия, который не мог войти в состав полевых шпатов и других обычных алюми-нийсодержащих силикатов магматических пород.
Корунд представлен тремя очень характерными разновидностями — обычным корундом и прозрачными рубином и сапфиром, являющимися драгоценными камнями. Все разновидности кристаллизуются в ромбоэдрическом классе тригональной сингонии, но имеют очень изменчивый облик. Кристаллы обычного корунда могут быть таблитчатыми, бипирамидальными с очень неправильными гранями (фиг. 51, В) или призматическими (фиг. 51,С).
Состав всех разновидностей по существу одинаков. Различия заключаются в присутствии ничтожных количеств
элементов-примесей, действующих в цветных разновидностях в качестве хромофоров. Если не учитывать эти ничтожные примеси, то корунд представляет собой кристаллический глинозем А1203.
Для корунда характерна очень высокая твердость (9 по шкале Мооса). В кристаллах у него наблюдается отдельность, параллельная грани (0001). Минерал обладает характерным и очень высоким показателем преломления (Np = 1,760, Ng =» = 1,768) и слабым двупреломлением (0,008), почти таким же, как у кварца. Обычно корунд в шлифах бесцветен, но интенсивно окрашенные сапфиры имеют светло-голубой цвет и слегка плеохроируют. Корунд одноосный отрицательный.
Корунд относится к типичным минералам термально мета* морфизованных -глиноземистых осадков, однако изредка он встречается и в некоторых магматических породах. В ксенолитах глинистых пород, включенных в основные породы третичных интрузивов острова Малл и Арднамерхана описаны мелкие голубые сапфиры. Корунд встречается лишь в бескварцевых магматических породах и, видимо, приурочен лишь к тем из них, которые претерпели десилицификацию, т. е. вынос кремнезема в прилегающие породы. К числу таких образований относятся некоторые сиениты и диориты района Банкрофт в Онтарио и ряда районов Южной Африки.
Андалузит — единственный из силикатов алюминия, встречающийся в магматических породах. По своему составу—¦ Al2SiOs— он идентичен силлиманиту (более высокотемпературной модификации) и кианиту (модификации высоких давлений). Андалузит относится к ромбической сингонии, но кристаллы его псевдотетрагональны.
Андалузит легко определяется в шлифах по очень характерному плеохроизму. Наиболее интенсивная окраска — персиково-розовая — наблюдается у него по Ng, тогда как в направлении Np и Nm андалузит бесцветен или окрашен в очень слабый голубовато-зеленый цвет. Эта схема плеохроизма по существу очень похожа на наблюдающуюся у гиперстена. Во многих случаях, однако, андалузит не плеохроирует. Показатели преломления минерала умеренные: Np = 1,635, Ng= 1,643 (средние значения); двупреломление слабое, колеблющееся в различных образцах от несколько более низкого до несколько более высокого по сравнению с кварцем. В базальных разрезах наблюдаются две системы трещин спайности по призме, ориентированные друг к другу почти под прямым углом. В этих разрезах обычно присутствуют многочисленные мелкие включения других минералов, которые иногда трудно определить.
Кордиерит — силикат магния, алюминия и железа, встречающийся в породах самого различного состава. Диагностика его в связи с отсутствием характерных оптических свойств довольно трудна. Формула кордиерита A^AUSisOig напоминает формулу берилла, в которой один ион алюминия замещен ионом кремния. В связи с этим следует отметить, что, хотя кордиерит относится к ромбической сингонии, у него проявляется псевдогексагональность, особенно в сдвойникованных кристаллах. Хорошо образованные природные кристаллы, имеющие призматический габитус, встречаются относительно редко. Свежий кордиерит имеет фиолетовую окраску и плеохроирует. Устаревшее название минерала «дихроит» связано как раз с особенностями его плеохроизма, которые, однако, наблюдаются лишь в толстых пластинках, а не в петрографических шлифах. Настоящая спайность у кордиерита отсутствует и проявляется лишь характерная базальная отдельность.

Оптические свойства кордиерита изменяются в зависимости
от содержания железа. Обычно в шлифах он бесцветен, показа-
тели преломления невелики: Np г= 1,535, Ng = 1,544. Поскольку
один показатель преломления кордиерита такой же, как
у кварца, то рельеф этих двух
минералов оказывается очень
близким. По двупреломлению кор-
диерит также практически не от-
личается от кварца. Решающее
диагностическое значение имеет
характер двойникования кордие-
рита. В идеальном случае двой- Фиг. 53. Разрезы кристаллов кор.
ники этого минерала состоят из диеРита с векториальными двой-
v никами из кордиеритового норита,
трех или шести секторов, однако Банф.
Обычное КОЛИЧеСТВО СеКТОрИЭЛЬ- Николи скрещены.
ных индивидов оказывается изменчивым (фиг. 53), к тому же на них накладываются, усложняя картину, пластинчатые двойники. Поскольку двойниковыми плоскостями служат грани призмы, двойники кордиерита в вертикальных разрезах похожи на простые двойники полевых шпатов, тогда как пластинчатое двойникование весьма напоминает полисинтетические двойниковые срастания плагиоклаза, что затрудняет его диагностику. Для кордиерита весьма характерна тесная ассоциация с шпинелью, часто представленной скоплениями мелких темно-зеленых октаэдров. Весьма типичны желтые плеох-роичные дворики вокруг мельчайших включений циркона и более редких акцессориев. Кордиерит в разной степени вплоть до полных псевдоморфоз замещается вторичным агрегатом светлой слюды и хлорита, получившим название «пи-нит».
По способу образования и распространению кордиерит представляет собой типичный продукт термального метаморфизма глинистых осадков. Он встречается также, хотя и значительно реже, в основных и кислых магматических породах, являясь в этих случаях реликтовым минералом не полностью переработанных ксенолитов глинистых пород. Хороший пример такого рода — кордиерит-гранатовые нориты Абердина (30]. В гранигг ном массиве Лендс-Энд присутствуют идиоморфные зеленовато-серые пинитовые псевдоморфозы по кордиериту размером до дюйма. Гораздо реже минерал встречается в базальтовых и андезитовых лавах, где он опять-таки обычен для ксенолитов. Отдельные кристаллы кордиерита или их агрегаты часто крупные, встречаются также в пегматитах ряда районов. Такие пегматиты локализуются в кислых и основных магматических породах или метаморфических толщах, в которых, как правили, кордиерит отсутствует. Поэтому предполагается, что кордиерит в пегматитах кристаллизуется непосредственно из магматической остаточной жидкости, а не за счет захваченного ксеноли-тового вещества.

ЦЕОЛИТЫ
Цеолиты составляют группу водных силикатов алюминия с Na, К, Са и реже Ва и, таким образом, очень близки по составу к полевым шпатам и фельдшпатоидам. Обычно они образуются в результате поздних гидротермальных изменений более высокотемпературных минералов. И наоборот, при нагревании в условиях термального метаморфизма цеолиты очень легко превращаются в полевые шпаты. В группу цеолитов входит большее число видов, чем в любую из ранее рассмотренных минеральных групп. Однако, несмотря на их многочисленность, цеолиты играют незначительную роль среди породообразующих минералов.
При изучении цеолитов интересы исследователей концентрируются преимущественно на их кристаллографических особенностях, однако за недостатком места мы не будем здесь подробно рассматривать этот вопрос. Для многих цеолитов характерна псевдосимметрия. При поверхностном изучении кажется, что они относятся к одной кристаллографической сингонии, тогда как при точных измерениях обнаруживается их более низкая симметрия. Для нескольких минеральных видов группы характерны волокнистые агрегаты, в которых каждое «волокно» представляет собой сильно удлиненный призматический кристалл. Отдельные минералы группы макроскопически очень похожи друг на друга, но под микроскопом они различимы по оптическим свойствам. Некоторые цеолиты легко определяются по специфическим кристаллографическим особенностям, сведения о которых можно найти в минералогических руководствах.
Наиболее часто цеолиты встречаются в качестве продуктов выполнения жеод и неправильных каверн в лавах, особенно в базальтах (стр. 157). К таким образованиям относятся многочисленные великолепные музейные образцы цеолитов. Классическим примером проявления цеолитов в Великобритании является Мостовая Гигантов в Антриме. В результате систематических исследований распределения цеолитов в третичном вулканическом районе Антрим [31] выяснилась зональность их распространения, проявляющаяся в различных масштабах от лавового поля в целом до отдельного потока. Кроме того, установлены различия в ассоциациях цеолитов, приуроченных к лавам разных петрографических типов. По распределению ассоциаций цеолитов выделяются зоны, поддающиеся картированию. Такие зоны, очевидно, отражают различия температурного режима. Предполагают, что цеолитизация связана с циркуляцией вод преимущественно метеорного происхождения, но прогревшихся в процессе активной вулканической деятельности. Цеолитовые зоны, располагающиеся гипсометрически ниже, очевидно, формировались при больших температурах, чем вышележащие, однако определенное влияние на цеолитообразование оказывало также и давление. Полагают, что цеолиты формировались под лавовым покровом мощностью от 150 до 300 м.
Для того чтобы еще раз подчеркнуть зональное распределение цеолитов, охарактеризуем их по отдельным ассоциациям.
1) Шабазит-томсонитовая ассоциация. Шабазит образует агрегаты тригональных кристаллов ромбоэдрического габитуса, внешне очень похожих на кубические, тогда как томсонит, наиболее широко распространенный цеолит, относится к числу волокнистых. По составу это натрово-известковый цеолит, в связи с чем он представляет характерный продукт гидротермального изменения плагиоклаза.
2. Стильбит-гейландитовая ассоциация. Эти два минерала могут встречаться отдельно, но обычно тесно ассоциируются друг с другом в красивых агрегатах кристаллов. Наиболее характерной физической особенностью их является перламутровый блеск, обусловленный совершенной спайкостью по боковому пинакоиду. Для стильбита очень типичны сложные кристаллы, сжатые посредине и в общем похожие на снопы пшеницы. Гей-ландит обычно образует совершенные таблитчатые монокристаллы моноклинной сингонии. Стильбит-гейландитовая ассоциация обычно приурочена к сильно пористым окисленным (окрашенным в красный цвет) самым верхним частям потоков оливиновых базальтов. В средних, более компактных и менее кавернозных частях таких потоков вместо этих двух цеолитов присутствует томсонит.
3) Натролит-анальцимовая ассоциация. Эти два минерала близкого состава вместе характеризуют одну из зон цеолитиза-ции, хотя по существу они в той или иной мере взаимоисключают друг друга. Натролит — волокнистый цеолит, само название которого свидетельствует о его существенно натровом составе, определяющем его тесное сходство с альбитом и нефелином. Достаточно крупные хорошо образованные кристаллы натролита выглядят как простые тетрагональные призмы с головками, представленными одной бипирамидой, однако в действительности эти кристаллы относятся к ромбической сингонии. Выше (стр. 97) уже приводились сведения о минералогии, химическом составе и оптических свойствах анальцима. От других цеолитов анальцим легко отличается кристаллографическими особенностями. Даже в тонкокристаллическом агрегате, высти-. лающем стенки каверн в базальтах, легко различимы простые трапециевидные грани тетрагон-триоктаэдра, которые однозначно определяют этот минерал.

ГРУППА ЭПИДОТА
В эту группу входят ромбический цоизйт и моноклинные кли-ноцоизит, эпидот, пьемонтит и ортит (алланит).
Состав цойзйта характеризуется формулой (OH)Ca2Al3Si3Oi2. В случае замещения алюминия некоторым количеством железа у этого соединения проявляется тенденция к кристаллизации в моноклинной сингонии в виде клиноцоизита. Этот минерал представляет собой конечный член непрерывного ряда, в другом конце которого располагается гипотетический «железистый эпидот» (OH)Ca2Fe3Si3Oi2. Члены этого ряда, содержащие не более 10% железистого компонента, относят к клиноцоизитам, тогда как при содержании железистого компонента от 10 до 40% минерал называют эпидотом. Природных эпидотов, содержащих более 40% железистого компонента, не встречено. В некоторых случаях эпидотовые минералы заметно обогащены марганцем. Марганецсодержащий цоизит получил название тулит, тогда как марганцовистый эпидот с формулой (ОН)Са2(А1, Mn)3Si30i2 называют пьемонтитом. Относительно бедный марганцем пьемонтит называют витамитом. Наконец, к группе эпидота относится также ортит, или алланит, в состав которого в значительных количествах входят редкоземельные элементы, в основном церий и иттрий.
Клиноцоизит — эпидот. Все моноклинные представители этой группы образуют кристаллы, удлиненные по оси Ь. Обычно нелегко определить характер граней в главной зоне, параллельной этому направлению.
Оптические и другие физические свойства минералов этой группы постепенно изменяются в зависимости от содержания железистого компонента. Ниже приводятся наименьшие и наибольшие величины показателей преломления и двупреломления минералов серии клиноцоизит — железистый эпидот

Таким образом, у железистого эпидота в шлифах нормальной толщины (0,03 мм) наивысшая интерференционная окраска должна быть тускло-желтой третьего порядка. Величина двупреломления быстро возрастает по мере увеличения содержания железа. Если содержание этого элемента небольшое, минерал в шлифах бесцветен, но при его увеличении у эпидоговых минералов появляется светло-желтая окраска и слабый плеохроизм. Весьма примечательная особенность эпидота и других минералов этой группы — заметная изменчивость двупреломления даже в пределах отдельных небольших кристаллов. Для клиноцоизита характерно аномальное двупреломление, обусловленное сильной дисперсией: интерференционные окраски у этого минерала бывают темно-синими или бурыми, напоминающими цвета интерн ференции пеннина.
Плоскость оптических осей у эпидотовых минералов располагается перпендикулярно удлинению кристаллов. Таким образом, во всех разрезах, параллельных главной кристаллографической оси, должно проявляться прямое погасание. Однако в разрезах, располагающихся перпендикулярно удлинению, угол погасания [между направлением спайности (001) и Ng] может возрастать до 30°,
Вследствие особенностей оптической ориентировки эпидота выходы оптических осей в обломочных зернах располагаются вполне определенно. Одна из них выходит приблизительно под прямым углом к грани (100), на которую обычно ложатся мелкие кристаллы и их обломки. Другая же ось располагается почти перпендикулярно базальной спайности. Таким образом у эпидотовых минералов в упомянутых сечениях в сходящемся свете удается наблюдать фигуру, характерную для разрезов, перпендикулярных оптической оси. При этом такие наблюдения возможны как на обычных кристаллах, так и на спайных обломках.
Ортит, или алланит, в шлифах также имеет интенсивную окраску и интенсивно плеохроирует от темно-желтого до интенсивного красно-бурого цвета1. Для ортита, как и для других эпидотовых минералов, характерны простые двойники. Ортит часто тесно ассоциируется с другими минералами своей группы, иногда образуя отдельные зоны кристаллов.

Распространение и происхождение
Все представители этой группы минералов, за исключением цоизита, образуются при динамометаморфизме и очень характерны для его продуктов. В процессе динамометаморфизма темноцветные силикаты и плагиоклазы разлагаются с образованием новых устойчивых ассоциаций, среди которых обычны минералы группы эпидота. На месте зерен плагиоклаза могуг возникать совершенные псевдоморфозы, состоящие из плотного агрегата призматических кристаллов цоизита. В некоторых случаях в центральной части крупных зерен плагиоклазов присутствуют хорошо образованные кристаллы цоизита или скопления его зерен, окруженные агрегатом альбита.
Клиноцоизит можно рассматривать как эквивалент анортита, обладающий более высокой плотностью. При отсутствии при-вноса железа анортит, очевидно, может замещаться лишь цои-зитом или клиноцоизитом (в особенности последним). Как в обычном авгите, так и в роговой обманке присутствуют компоненты эпидота, который и образуется за счет этих минералов в ассоциации с хлоритом в тех же условиях, при которых происходит замещение анортита. Процесс замещения высокотемпературных минералов часто называют эпидотизацией.
1 Вследствие сильной абсорбции часто в эпидотовых минералах бывает трудно или даже невозможно обычным способом (с использованием кварцевого клина) определить направление колебания Ng или Np.
Наряду с рассмотренными вторичными эпидотовыми минералами в некоторых пегматитах и реже в гранитах и других нормальных магматических породах иногда встречается первичный эпидот.
В районах, не подвергавшихся региональному метаморфизму, эпидот и другие минералы его группы часто могут возникать в результате некоторого приспособления минерального состава к новым условиям на позднемагматической стадии становления магматических пород. Такой эпидот выделяется при разложении мафических минералов, в особенности роговой обманки и авгита, которые часто псевдоморфно замещаются хлоритом типа пен-нина. В состав последнего не может входить ион кальция, за счет которого (совместно с другими необходимыми компонентами) и Тфисталлизуется эпидот, часто непосредственно включенный в связующую массу хлорита.

КАРБОНАТЫ
Ниже перечислены главнейшие ромбоэдрические карбонаты, а также приведены их химические формулы и оптические свойства.—
Химические анализы свидетельствуют о том, что в природных карбонатах существует широкая смесимость между приведенными конечными членами, а также с МпС03 (родохрозит).
Под микроскопом практически не удается обычными способами различать отдельные члены группы карбонатов, однако они относительно легко определяются с использованием микрохимических испытаний, которые описаны в соответствующих руководствах по петрографическим методам исследования. Как можно видеть в приведенной выше таблице, карбонаты обладают исключительно сильным двупреломлением. В связи с этим в шлифах нормальной толщины они имеют интерференционную окраску высоких порядков и часто выглядят испещренными очень нежными «водянистыми» розовыми и зеленоватыми пятнами. У кальцита один из показателей преломления ниже, а другой значительно выше, чем у канадского бальзама, гак что в любых разрезах его зерен (помимо базальных, в которых проявляется лишь один показатель преломления) рельеф резко изменяется при вращении столика микроскопа При этом в некоторых положениях показатели преломления света, проходящего через зерно и канадский бальзам, становятся равными и минерал практически исчезает, границы его становятся незаметными. Однако если столик микроскопа из этого положения повернуть на 90°, то границы зерна станут очень четкими, а рельеф резким. Быстрое появление и исчезновение резкого рельефа по мере вращения столика микроскопа представляет собой специфическое диагностическое свойство кальцита, получившее название «мерцания».
Карбонаты представляют собой весьма характерные продукты изменения магматических пород, особенно повышенной основности. В крайних случаях такого изменения сохраняются лишь незначительные признаки первичной структуры породы. Все минералы замещаются кальцитом с небольшими количествами других вторичных минералов. В основном кальцит образуется в результате выветривания, или гидротермального изменения обогащенных кальцием силикатов, преимущественно основных плагиоклазов. Кроме того, кальцит встречается в очень характерной ассоциации с цеолитами, хлоритом и халцедоном в кавернах и миндалинах лав.
Для двух групп пород присутствие карбонатов имеет особое значение. Так, в некоторых нефелиновых сиенитах кальцит, судя по всем признакам, относится к числу первичных минералов. Он встречается здесь в виде ксеноморфных зерен, окруженных другими первичными минералами и включенных в них. Все эти минералы, включающие кальцит, кажутся образовавшимися позднее. Такие соотношения имеют важное значение в связи с проблемой происхождения магматических пород этого типа и более подробно рассматриваются в соответствующих разделах книги. Еще более интересны интрузивные жилы, дайки и особенно штоки кристаллических карбонатных пород, тесно ассоциирующиеся с нефелиновыми породами, образующими кольцевые комплексы. Такие интрузивные карбонатные породы называются карбонатитами; проблема их образования, имеющая очень важное петрологическое значение, обсуждается далее в специальной главе.
Существует еще один тип магматических пород, лампрофиры, в которых количество кальцита может быть настолько значительным, что они вскипают при воздействии на них разбавленной соляной кислотой. В этом случае кальцит является поздне-магматическим вторичным минералом; он часто образует псевдоморфозы по первичным силикатам.

ХЛОРИТЫ И СЕРПЕНТИНОВЫЕ МИНЕРАЛЫ
Строго говоря, с точки зрения атомной структуры серпентины и хлориты относятся к самостоятельным группам минералов, однако ввиду большого химического сходства и часто тесной ассоциации в тонких срастаниях серпентины и хлориты удобно рассмотреть совместно. Обе группы минералов относятся к слоистым силикатам, основой атомной структуры которых являются слои соединенных друг с другом тетраэдров SiO^, подобные слоям, характерным для структуры слюд. Однако в составе серпентинов отсутствует алюминий, играющий важнейшую роль в структуре слюд. Кроме того, как в серпентинах, так и хлоритах отсутствует калий. Серпентины представляют собой гидроксилсодержащие силикаты магния, по составу отвечающие приблизительно формуле Mg6(Si4Oi0) (ОН)8. Структуру серпентинов [IX] можно трактовать как перемежаемость слоев тетраэдров Si04 со слоями ионов Mg и (ОН), которые в связи с их составом обычно называют «бруситовыми слоями». Размеры элементарных ячеек, измеренные в плоскостях этих перемежающихся слоев, несколько различны, что обусловливает слабое искривление структуры, подобное изгибу при нагревании пластинки, состоящей из полос двух металлов с разным коэффициентом термического расширения. В мельчайших индивидах серпентиновых минералов эти искажения тем или иным образом компенсируются, однако при увеличении размера кристаллов происходит значительное накопление напряжений, которые препятствуют образованию относительно крупных кристаллов. В соответствии с проявлением трех способов компенсации напряжений, возникающих в структуре серпентинов, существуют три полиморфные разновидности минералов этой группы. В антиго-рите вогнутости бруситового слоя чередуются с выпуклостями, так что в целом возникает совместная конфигурация слоев структуры, подобная гофрированному листу железа. Однако эта гофрировка видна лишь при очень сильных увеличениях, тогда как при обычных увеличениях слои кажутся совершенно плоскими. В связи с этим отдельные кристаллические индивиды антигорита имеют чешуйчатый или пластинчатый габитус. Ан-тигорит часто встречается в тесной ассоциации с волокнистым серпентином — хризотилом, В последнем искривление смежных слоев структуры осуществляется в одном и том же направлении, в связи с чем они закручиваются в трубчатые образования вокруг оси, параллельной макроскопически различимой волокнистости. Наконец, в лизардите напряжение, возникающее в процессе роста кристаллов, попросту ограничивает его размеры: эта полиморфная модификация представлена лишь ультрамикроскопическими индивидами, агрегат которых представляется аморфным. В штуфах и под микроскопом серпентиновые минералы обычно обладают светло-зеленой окраской, которая, однако, легко изменяется при окислении на желтовато-зеленую, красную или бурую. Эта гамма окрасок обусловливает декоративную ценность серпентиновых пород (серпентинитов). В связи с обычным очень тонкокристаллическим строением или даже аморфным характером агрегатов серпентиновых минералов идентификация их минеральной природы возможна лишь при использовании точных специальных методов, однако общее определение принадлежности к группе серпентинов возможно и при элементарных микроскопических наблюдениях, поскольку эти минералы почти всегда содержат реликты или реликтовые черты оливинов и пироксенов, по которым они развиваются. Процесс замещения высокотемпературных минералов серпентинами, а также условия устойчивости последних рассматриваются в разделе «Серпентиниты» (стр. 472). Псевдоморфозы серпентина по ромбическому пироксену обычно имеют очень характерную форму и специфический блеск, в связи с чем они получили самостоятельное название бастит.
Структура хлоритов состоит из сдвоенных слоев тетраэдров Si04, соединенных ионами Mg, располагающимися между ионами кислорода и гидроксила, как это имеет место и в структуре слюд, показанной на фиг. 23. В отличие от слюд в хлоритах место слоя ионов калия занимает бруситовый слой. Если бы магний в хлоритах был единственным металлическим катионом, то по составу они были бы вполне идентичны антигориту. Однако в природных хлоритах всегда присутствует некоторое количество А1 и Fe. Алюминий частично замещает Si, а частично занимает положение Mg; железо замещает магний. Таким образом, хлориты можно рассматривать как группу минералов, образованных тремя конечными членами: антигоритом Mg6(Si4Oio) (ОН)3, амезитом (Mg4Al2) (Al2Si2O10) (ОН)8 и дафни-гом (Fe4Al2) (AI2S12O10) (ОН)8. Как и следовало ожидать, кристаллические формы и спайность у хлорита очень похожи на проявляющиеся у слюд. Кристаллы хлоритов относятся к моноклинной сингонии, но их плоскости спайности (001) имеют псевдогексагональный облик.
Пеннин — один из наиболее обычных хлоритов. Он очень широко распространен в качестве продукта изменения слюд, амфиболов и пироксенов. Пеннин относится к числу маложелезистых хлоритов и довольно беден алюминием. По составу — Anteo-so Am40-2o — он наиболее близок к антигориту. В шлифах пеннин имеет светло-зеленую окраску и слегка плеохроирует. Он часто образует волокнистые агрегаты радиально-лучистого и даже сферолитового строения. Показатели преломления пен-нина: Np = 1,575, Ng = 1,576; двупреломление крайне слабое (0,001). Эти оптические свойства совместно с сильной дисперсией обусловливают аномальную интерференционную окраску минерала, которую обычно называют чернильно-синей или «ультрасиней». Помимо наиболее типичной чернильно-синей, иногда у пеннина наблюдается также темно-фиолетовая или темно-КО-

ричневая аномальная окраска. Поскольку острая биссектриса в минерале располагается перпендикулярно (001), а следовательно, и поверхностям спайности, во всех разрезах со следами спайности будет наблюдаться отрицательное удлинение.
Клинохлор, так же как и пеннин, имеет ограниченное содержание железа, но относительно богат алюминием. Его состав можно выразить примерно равными количествами антигорито-вой и амезитовой молекул Ant6o-4oAm40-6o- Оптическая ориентировка этого минерала в общем такая же, как и у пеннина, однако у него наблюдается несколько косое (2—9°) погасание по отношению к следу спайности, за что минерал и получил свое название. Рельеф у клинохлора примерно такой же, как и у пеннина, но двупреломление немного выше (0,004—0,011).
Иддингсит и боулингит. В базальтах некоторые вкрапленники оливина могут быть частично или полностью превращены в интенсивно окрашенные желтоватые или красновато-бурые пластинчатые агрегаты одного из этих минералов. Точный состав их не известен и, видимо, изменчив. Эти псевдоморфные образования легко претерпевают дальнейшие изменения в лимонит.
По данным рентгеновских исследований иддингсит состоит из нескольких минералов, причем, помимо гётита, водного окисла железа, остальное вещество имеет аморфный характер. Примерно такой же состав имеет и боулингит. Он интенсивнее окрашен, чем иддингсит, обычно в его окраске преобладают красные тона.
Хлорофеит. Под этим названием описывался интенсивно окрашенный хлоритовый минерал базальтов и долеритов карбоно-вого возраста из Шотландии. Важнейшая его отличительная особенность — интенсивная зеленая окраска, однако хлорофеит очень быстро окисляется и приобретает бурый цвет.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1 Wagner P. A., Platinum Deposits and Mines of South Africa, 55, 1929.
2. Bowen N. L., Schairer J. F., The system MgO—FeO—Si02, Amer. J. Sci., 29, 151, 1935.
3. Tomkeieff S. /., Zoned olivines and their petrogenetic significance, Min. Mag., 25, 229, 1939.
4. Smith W. W., Min. Mag., 32, 324, 1959.
5. Bowen N. L., Ferrosihte as a natural mineral, Amer. J. Sci, 29, 151, 1935.
6. Hess H. H, Pyroxenes of the common mafic magmas, Amer. Min., 26, 515—535, 1941; Amer Min., 34, 621, 1949.
7. Wager L. R., Deer W. A , Petrology of the Skaergaard Intrusion, Medd. om Grenland, 105, N 4, 209, 1939.
8. Thompson R. N., Quart. J. Geol. Soc, 124, 349, 1969.
9. Kempe D. R. S., Kaersutite from the minverite of Cornwall, Min. Mag, 36, 874—876, 1968,

10. Vincent E. A., Quart. J. Geol Soc, 109, 143, 1955.
11. Jacobson R. E„ Macleod W. N., Black R., Geol. Soc. Special Mem., N 1, 1958.
12. Tilley С. E., Amer. Min., 43, 758—761, 1958.
13. Spencer E. E., Min. Mag., 22, 291, 1930.
14. Phemister J., Min. Mag., 23, 541, 1934.
15. Fries C, Amer. Min., 24, 782, 1939
16. Hills E. S„ Geo!. Mag., 73, 49, 1936.
17. Tuttle O. F., J. Geol., 60, 107—152, 1952.
18. Tuttle O. F., Bowen N. L., Origin of granite in the light of experimental studies in the system NaAlSi308—KAlSi308—Si02—H20, Geol. Soc. Amer. Mem., 74, 17, 1958.
19. Schwartz G. M., Intergrowths of bornite and chalcopyrite, Econ. Geol., 26, 186—201, 1931.
20. Zies E. G., Chayes F., Pseudoleucites in tinguaite from the Bearpaw Mts., Arkansas, J. Petrol., 1, 86—98, 1960.
21. Morey G. W., Bowen N. L., The melting of orthoclase, Amer. J. Sci., 1—22, 1922.
22. Sahama T. G., Kalsilite in the lavas of Mt. Nyiragongo, Belgian Congo, J. Petrol., 1, 146, I960.-
23. Shand S. J.. Staining of feldspathoids and on zonal structure in nepheline, Amer. Min., 24, 508, 1939.
24. Stewart F., Min. Mag., 26, 1, 1941.
25. Drugman J., On |3-quartz twins from some Cornish localities, Min. Mag., 21, 336, 1927.
26. Edwards А. В., Min. Mag., 26, 273, 1942.
27. Buddington A. F., Fahey J., Vlisidis A., Thermometric and petrogenetic significance of titaniferous magnetite, Amer. J. Sci., 253, 497, 1955.
28. Larsen L. H., Poldervaart A., Min. Mag., 31, 544, 1957.
29. Wells A. K., Bishop A. C, Quart. J. Geol. Soc, 111, 143—166, esp. Figs 5, 10, 12, 1955.
30. Read H. H., The geology of Banff, Huntly and Turriff, Mem. Geol. Surv., [2g 137 1923
31. Walker G. P. L, Min. Mag., 32, 503, 1960.

Часть II
ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ОБСТАНОВКА МАГМАТИЗМА, УСЛОВИЯ ЗАЛЕГАНИЯ МАГМАТИЧЕСКИХ
ПОРОД И КОНСОЛИДАЦИЯ МАГМЫ




Глава 1
ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ОБСТАНОВКА МАГМАТИЗМА

Введение
После выхода в свет предыдущего издания этой книги получили развитие важные концепции раздвигания морского дна и тектоники плит, которые революционизировали геологическое мышление и позволили впервые создать единую картину структурной эволюции Земли. Мы не будем здесь рассматривать геологические и геофизические факты, положенные в основу этих концепций, поскольку они изложены в опубликованных недавно книгах и обзорных статьях
1 Bott М. Н. P., The Interior of the Earth, 1971 (геофизический обзор); Hart P. J-, Ed., The Earth's Crust and Upper Mantle, Amer. Geophys. Union Monogr., 13, 1969; hacks В., Oliver }., Sykes L. R., Seismology and the new global tectonics, J. Geophys. Res., 73, 1968; Bullard E. C, Continental drift, Quart. J. Geol. Soc, 120, 1—33, 1964; также обзорные статьи в Scientific American: Wilson G. Т., Continental drift, № 868, 1963; Heirtzler I, R., Sea-floor spreading, N° 875, 219, 60—70, 1968.
Коснемся лишь двух аспектов этой увлекательной концепции структурной эволюции Земли, которые имеют важное значение для петрологии магматических пород. Первый из них относится к формированию магмы в результате частичного плавления мантии (см. фиг. 54), а второй — факторов, определяющих пространственное размещение проявлений магматизма, в том числе гигантских, преимущественно подводных, цепей вулканических гор в Атлантическом, Индийском и Тихом океанах, орогениче-ских поясов американских континентов и островных дуг, окаймляющих Тихий океан (фиг. 55).
Глобальное распределение магматических пород
Вулканические породы можно подразделить на четыре крупные группы: базальты, андезиты, трахиты и риолиты (липариты). Базальты содержат наименьшее количество кремнезема (в среднем несколько менее 50%) и относительно повышенное количество Fe, Mg и Са, тогда как риолиты — наиболее кремнеземистые вулканические породы с содержанием около 70% S1O2, относительно обогащенные натрием и калием, но бедные Fe, Mg и Са. Андезиты и трахиты занимают промежуточное положение между базальтами и риолитами. Однако если анде-

Фиг. 55. Распределение областей вулканической активности в зависимости от главнейших структурных элементов Земли.
Жирными линиями обозначены гребни океанических хребтов, изломы этих лниий указывают иа смещения, обусловленные поперечными разломами. На схеме отображены также соотношения между океаническими желобами (черные полосы с белым крапом) и поясами третичной—современной складчатости континентов и островных дуг (крап). Точки указывают иа местоположение некоторых действующих вулканов. Черное — главнейшие районы массовых излияний молодых третичных платобазальтов.

зиты это относительно богатые кальцием породы и содержат много плагиоклаза, то трахиты обогащены щелочами и сложены преимущественно щелочными полевыми шпатами.
Превосходный исчерпывающий обзор распространенности и распределения различных типов магматических пород приведен в работе Дели «Магматические породы и глубины Земли», опубликованной в 1933 г. '.Дели отмечал, что в целом на поверхности Земли базальты преобладают над всеми остальными типами вулканических пород. Базальты чрезвычайно резко господствуют в пределах океанических бассейнов, где, если не принимать во внимание островные дуги, по существу совершенно отсутствуют андезиты (в общепринятом понимании этого типа пород) и рио-' литы, а трахиты и близкие к ним породы встречаются лишь в незначительных количествах. Базальты также широко распространены на континентах, особенно в неорогенных условиях. Излияния базальтов занимают гигантские площади в штатах Айдахо, Орегон и Вашингтон, в бассейне реки Параны в Бразилии и на плато Декан в Индии, где базальтовые лавы, известные под названием деканских траппов, покрывают площадь свыше 500 000 км2 и достигают суммарной мощности более 1000 м. Такие проявления покровных базальтов, или платобазальтов, состоят из многих потоков, каждый из которых имеет небольшую мощность (2—50 м), но очень большое распространение по площади, и извергался из трещины. В историческое время извержения такого рода, известные под названием трещинных, происходили в Исландии. Подобные базальты обычно очень однородны по составу и представлены преимущественно относительно кремнеземистыми толеитами (см. стр. 394). Лавы иного состава, например риолиты, среди них встречаются исключительно редко [1]. Большие площади потоков и отсутствие среди них пирокластических пород эксплозивного вулканического происхождения свидетельствуют о том, что во время извержения базальтовые магмы были очень жидкими.
1 Эту книгу можно порекомендовать читателям, желающим рассмотреть современные достижения региональной петрологии и петрогенезиса в их историческом развитии.
2 Это убедительно проиллюстрировано в книге Thorarinsson S., Surtsey, The New Island in the North Atlantic, 1969.
Судя по расположению Исландии на продолжении Сре-динно-Атлантического хребта (фиг. 55), подводные базальты в большинстве случаев по типу извержения должны быть аналогичны континентальным платобазальтам. Современная вулканическая деятельность сконцентрирована преимущественно в центральной рифтовой зоне Исландии [2] (что в особенности подтверждается возникновением нового вулканического острова Суртсэй в 1963г.1*2. Существуют многочисленные данные, говорящие о том, что аналогичные вулканически активные рифто-вые зоны протягиваются вдоль гребней срединно-океанических хребтов [3].
Мощность земной коры под океанами составляет примерно 6—10 км. До настоящего времени знания о породах коры, развитых выше поверхности прерывности Мохоровичича, основаны на данных об их плотности (в среднем около 2,8 г/см3) и скоростях поперечных волн, возникающих при землетрясениях и увеличивающихся с глубиной от менее 5 км/с до примерно 6,8 км/с, а также на результатах исследования непрерывно возрастающего количества проб горных пород, отобранных с океанического дна или полученных в результате подводного бурения. В настоящее время буровые скважины проникают лишь на незначительную глубину ниже уровня дна океанов, однако, к счастью, природа изредка сама доставляет нам образцы с глубоких уровней в виде обломков пород (ксенолитов), включенных в лавы, извергнутые океаническими вулканами. Все эти данные свидетельствуют о том, что океаническая кора сложена преимущественно базальтовыми породами. В верхних ее частях преобладают базальтовые лавы, уступающие на больших глубинах место интрузивным породам сходного состава. В направлении к основанию земной коры породы должны находиться во все более разогретом состоянии и претерпевать тот или иной метаморфизм в зависимости от их геологической истории. До настоящего времени, однако, непрерывно дебатируется вопрос о величинах температур на глубоких горизонтах коры.
Концепция раздвигания морского дна, развиваемая в работах многих геологов и геофизиков, но в особенности связанная с именами Хесса, Вайна и Мэтьюза, находится в прекрасном соответствии с многочисленными фактическими данными и сейчас уже вполне может быть положена в основу рассмотрения магматической деятельности в океанических бассейнах. В сущности главное положение этой проблемы заключается в том, что океаническая кора формируется в настоящее время в результате непрерывного увеличения объема магматических пород, внедрившихся в виде даек или иной формы магматических тел, а также излившихся в виде подводных лав в срединной зоне океанических хребтов или в непосредственной близости от нее. Эта зона относительно интенсивной вулканической и сейсмической деятельности находится в состоянии растяжения, поскольку океаническая кора по обе стороны от срединной линии раздвигается в противоположных направлениях со скоростью 1—6 см в год. Кора по обе стороны от рифтовой зоны образует наиболее верхнюю часть так называемой «плиты» кристаллических пород, или литосферы, общая мощность которой достигает примерно 100 км
С точки зрения временных масштабов человеческой жизни скорость прироста океанической коры неощутимо мала, однако на протяжении нескольких сотен миллионов лет эффект аккумуляции материала оказывается гигантским. Доказательства этого видны в том, что вулканы, которые в отдаленном прошлом действовали в рифтовой зоне, в настоящее время обнаруживаются на большом удалении от нее, возвышаясь над дном океана в виде подводных гор. При этом установлено, что более удаленные от современных рифтовых зон вулканы имеют последовательно все более древний возраст. Наиболее точные данные о величине и скорости раздвигания морского дна получены на основе изучения характера магнитных аномалий, симметрично распределенных относительно срединной линии океанического хребта (например, в районе южнее Исландии). Эти аномалии обусловлены влиянием периодических изменений магнитного поля Земли на магматические породы, консолидирующиеся в рифтовой зоне 2.
Магматическая деятельность в орогенических поясах и островных дугах определяется тектоническим режимом, резко контрастным по отношению к режиму океанических бассейнов. Вместо непрерывного образования новой коры в областях растяжения по мере постепенного раздвигания плит, как это имеет место в океане, кора в орогенических поясах сжимается и увеличивает мощность, по мере того как плиты литосферы сдвигаются друг с другом. Движения этих плит не прекращаются после их соприкосновения. Океаническая плита, достигнув позиции, фиксируемой одним из глубоководных желобов на дне океана (фиг. 56), загибается вниз и поддвигается под противостоящую ей континентальную плиту. Круто наклоненные поверхности соприкосновения плит трутся друг о друга, что приводит к многочисленным землетрясениям, приуроченным к так называемой зоне сейсмической активности Бениоффа.
1 Литосфера состоит из пород коры относительно небольшой мощности (со скоростью прохождения сейсмических волн не более 7 км/с), расположенных выше поверхности прерывности Мохоровичича/ и гораздо более мощной массы кристаллического материала мантии со скоростью сейсмических волн более 7 км/с, расположенных ниже поверхности прерывности.
2 За недостатком места мы не рассматриваем здесь это явление в деталях. Материалы по этому вопросу можно найти во многих статьях и книгах, опубликованных после 1963 г. [см., например, Vine F, G„ Sea-floor spreading, In Understanding the Earth, ed. Gass I. G., Smith P. J., Wilson R. C. L„ 233—249, 1971].
Подобные тектонические условия благоприятствуют образованию большого количества пород, относительно богатых кремнеземом по сравнению с породами океанических бассейнов.
Здесь в благоприятной обстановке также могут происходить извержения базальтов, однако обычно они резко подчинены количественно андезитам и риолитам. В результате изостатиче-ского подъема и последующей эрозии во многих орогенических регионах на больших площадях обнажаются интрузивные эквиваленты вулканических пород. Обычно такие интрузивы представлены массивными телами крупнокристаллических магматических пород и относятся к так называемому плутоническому классу интрузивов, рассмотренному в следующей главе. Интрузивные породы этой группы в большинстве случаев содержат в значительных количествах кварц и часто собирательно называются гранитами, хотя по существу состав их заметно колеблется примерно в тех же пределах, как и у вулканических пород орогенических поясов.
История эволюции сектора континентальной коры в пределах какого-либо орогенического пояса может обнимать период в несколько десятков миллионов лет, в течение которого может возникнуть чрезвычайно сложная структура этого блока и резкая гетерогенность его состава. В среднем плотность магматических, метаморфических и осадочных пород, слагающих континентальную кору, составляет примерно 2,85 г/см3. Плотности горных пород и скорости прохождения сейсмических волн в континентальной коре возрастают по направлению к ее основанию. В нижних горизонтах коры их величины сопоставимы с наблюдающимися в базальтовой «коре» под океанами. В связи с этим ранее было принято различать на континентах самостоятельный более основной слой, который Дели называл сила, тогда как располагающийся выше него слой называли гранитным или обозначали термином сиаль. Реально мы очень мало что знаем о природе глубинных горизонтов континентальной коры, однако современные наши знания позволяют полагать, что плотности и упругие свойства горных пород в большей мере определяются высокими давлениями и температурами, воздействующими на них, нежели их составом. Таким образом, можно полагать, что в континентальной коре на всех уровнях существуют породы различного состава и по существу отсутствуют выделяющиеся ранее обособленные гранитный и базальтовый слои. Средняя мощность континентальной земной коры составляет около 30 км, но в орогенических поясах она может превышать 50 км. Интенсивная эрозия, вскрывающая корни древних горных цепей, позволяет судить, каким образом в пространстве и во времени изменялись геологические условия таких мощных сегментов земной коры. При рассмотрении этих условий в связи с дискуссией о происхождении гранитов было выдвинуто положение о том, что в глубоких частях земной коры температуры могут повышаться до величин, обусловливающих плавление некоторых минералов с образованием гранитных магм в обстановке очень высокой ступени метаморфизма. С течением времени геологические условия могли изменяться, земная кора относительно охлаждалась и становилась хрупкой, в связи с чем возникшая в глубоких горизонтах магма могла проникать к поверхности по трещинам такого же типа, что и в океанической обстановке.
Изучение гранитных батолитов и других крупных глубинных интрузивов позволяет считать, что условия, благоприятствующие движению и подъему магматического породообразующего вещества, т. е. магмы в широком смысле слова, в континентальной коре могли быть весьма различными. В некоторых случаях восходящее движение огромных масс частично закристаллизовавшейся магмы, объем которых иногда достигал сотен кубических километров, происходило исключительно медленно. Эти массы затем консолидировались в виде крупных интрузивов. Пространство, занимаемое интрузивным материалом, в этом случае создавалось в результате взаимодействия ряда процессов, к числу которых прежде всего относятся механическое смещение вмещающих пород, а также их замещение в результате химических реакций и взаимного обмена с веществом магмы.
Как и следовало ожидать, существенные различия геологических условий, в которых проявляется магматическая деятельность в орогенических регионах, являются причиной большого разнообразия состава и характера возникающих при этом пород.

Причины различий состава магматических пород
Если составы всех магматических пород некоторого региона нанести на вариационную диаграмму (см. фиг. 75), то обычно становится очевидной их несомненная связь друг с другом. Точки состава, за редкими исключениями, ложатся на плавные вариационные кривые или по соседству от них, а не распределяются случайно в поле диаграммы. Такое химическое родство пород свидетельствует о том, что все они возникли из общего источника, т. е. из единой родоначальной магмы или образовались в результате прогрессивного развития некоторого единого процесса. Изучение химического состава огромного числа горных пород из различных районов мира и построение соответствующих вариационных диаграмм показало, что породы отдельных провинций относятся преимущественно к одной из двух серий:
1) известково-щелочной (или субщелочной), характерной для орогенических регионов и включающей ряд вулканических пород: базальт, андезит, дацит и риолит, а также их интрузивные аналоги;
2) щелочной серии, включающей следующие вулканические породы: щелочной оливиновый базальт, гавайит, муджиерит и трахит, а также их интрузивные аналоги. Эта группа пород особенно типична для океанических бассейнов, в связи с чем ее часто называют «океанической серией». Однако в действительности эти породы встречаются также в континентальных неорогенических регионах и особенно хорошо представлены в областях рифтовой тектоники, например в Восточной Африке.
Факты, полученные из многих источников (полевые наблюдения о взаимоотношениях ассоциирующихся друг с другом пород, петрографические особенности отдельных пород и эксперименты по кристаллизации силикатных расплавов), отчетливо показывают, что существенные различия магматических пород обусловлены двумя факторами, влияющими на состав магм во время их восхождения сквозь земную кору, а именно магматической дифференциацией и синтексисом.
Первый фактор — магматическая дифференциация обнимает процесс образования ряда различающихся фракций магмы, которые появляются в высоких горизонтах земной коры или извергаются на поверхность и происходят из единой родоначальной магмы глубинных уровней. Наши представления об этом процессе во многом определяются исследованиями замечательного экспериментатора-петролога Боуэна [III], который, как упомянуто в гл. 3, убедительно показал важное значение фракционной кристаллизации различных групп породообразующих силикатов в период охлаждения и консолидации магмы. В процессе понижения температуры между минералами, выделившимися из магмы при высоких температурах, и окружающей их жидкостью происходит химическое взаимодействие (реакция). Если образовавшиеся на ранней стадии кристаллы могут тем или иным способом отделиться от магмы, из которой они кристаллизовались, то состав оставшегося расплава, обедненный компонентами, вошедшими в состав кристаллических фаз, будет отличаться от состава первичной, или родоначальной, магмы. Обычно фазы ранних стадий кристаллизации бывают плотнее жидкости, из которой* они выделились, и при наличии благоприятных условий могут оседать на дно магматической камеры. Это наиболее вероятный способ отделения кристаллов от магмы. Явные признаки его проявления часто удается видеть даже в пределах некоторых ограниченных по размерам конкретных интрузивов. К числу наиболее хорошо известных примеров проявления этого процесса относится силл Пали-сейдс, у подошвы которого располагается слой, обогащенный кристаллами оливина, осадившимися из магмы, что привело к обогащению верхней части интрузива кремнеземом [4]. В этом случае мы имеем дело с простым примером дифференциации, которая обусловлена удалением лишь одного минерала оливина и эффективность которой невелика в связи с небольшими размерами интрузивного тела. Логично, однако, предположить, что в процессе продвижения сквозь земную кору магмы могут претерпевать прогрессивную дифференциацию, сопровождающуюся фракционированием с кристаллизацией и отделением целого ряда минералов. В соответствии с первоначальным положением Боуэна все вариации химического состава пород в пределах некоторой магматической провинции могут быть обусловлены дифференциацией родоначальной магмы базальтового состава.
Второй главный фактор, определяющий состав магмы, — это синтексис (ассимиляция. — Ред.), под которым собирательно понимаются любого рода реакции между восходящей магмой и породами коры. В противоположность дифференциации в случае синтексиса за счет двух исходных источников (магмы и вмещающих боковых пород или пород кровли) возникает одна магма промежуточного состава. Признаки такого взаимодействия особенно многочисленны в андезитах и их интрузивных аналогах диоритах.
До 1950 г. теории петрогенезиса магматических пород основывались почти исключительно на этих двух процессах. Исходной точкой петрологического мышления неизменно была уже готовая магма, располагающаяся на неведомой глубине в «магматической камере» или «магматическом резервуаре». Эти по существу мифические резервуары использовались петрологами в своих рассуждениях в качестве последнего средства, когда все аргументы, основанные на наблюдающихся фактах, оказывались исчерпанными. В этот период еще отсутствовали данные, которыми можно было бы должным образом обосновать спекулятивные гипотезы происхождения магм и показать реальную природу магматических резервуаров.

Образование магм в результате частичного плавления ранее существовавших пород
Исследования в области проблемы происхождения гранитов привели к появлению и развитию новых идей о происхождении магм в результате частичного или полного плавления ранее существовавших пород. Этот интересный дискуссионный вопрос более пол-но рассмотрен в следующих главах. Здесь же достаточно отметить, что изучение полевых взаимоотношений грани-тоидов, слагающих глубоко эродированные комплексы горных пород (например, докембрийские щиты), в комбинации с экспериментальными исследованиями и геофизическими данными позволяет предполагать возможность расплавления горных пород на глубоких уровнях континентальной коры при относительно низких температурах в присутствии должного количества воды, приводящего к образованию гранитных расплавов. Понадобился довольно длительный период времени, прежде чем этот процесс, уже признанный в отношении гранитов, стали принимать во внимание также и при объяснении происхождения основных магм на больших глубинах. Это может показаться странным, так как уже давно существовали геофизические данные, свидетельствующие о том, что в земной коре и мантии присутствует лишь кристаллический материал и нет каких-либо постоянных жидких слоев, которые могли бы служить источником магмы. Из этих данных следовало, что магмы возникают посредством плавления горных пород. Таким образом, частичное плавление следует считать явлением, имеющим фундаментальное значение в петрогенезисе. В связи с этим в этой книге кратко рассмотрены некоторые факторы, контролирующие этот процесс, особенно применительно к происхождению базальтовых магм (гл. 8).
Магматические породы, кристаллизовавшиеся на поверхности или в близповерхностных условиях, по существу лишены каких-либо признаков происхождения их родоначальных магм. В них запечатлены почти исключительно поздние моменты магматической эволюции, и, естественно, именно они представляют главный объект наших интересов. Трудности же интерпретации ранних этапов эволюции магмы частично обусловлены особенностями процесса фракционного плавления. При соответствующем прогреве породы, когда начинают плавиться ее составные части, последовательно возникают фракции жидкости, которые по своему химизму неотличимы от расплавов, образующихся в результате дифференциации некоторой исходной магмы: разница заключается лишь в прямо противоположной последовательности возникновения жидкостей. Это определяется тем, что взаимоотношения между кристаллами и жидкостями регулируются одними и теми же законами физической химии Исходя только из пределов колебаний состава некоторой серии вулканических пород, невозможно судить, в какой мере изменения химизма обусловлены дифференциацией, а в каком —-различием условий частичного плавления. К счастью, геологический и геофизический опыт помогает в определенной степени различать эти случаи.

Мантия как исходный субстрат магм
1 Изучение фазовых взаимоотношений в силикатных расплавах основано почти исключительно на данных об их кристаллизации. Исследование обратного процесса представляет серьезные практические трудности. Этот процесс фракционного плавления читатель может попытаться оценить на основании фазовых диаграмм силикатных систем, рассмотренных в гл. 3, «читая» их в обратном порядке, т е. прослеживая изменения, происходящие с кристаллическим твердым веществом по мере повышения температуры.
Представления о составе мантии в значительной мере осно^ ваны на косвенных данных и вытекают из совместного рассмотрения результатов экспериментов при высоких давлениях и температурах, сведений о петрологии пород земной коры и геофизических материалов о плотности и скоростях прохождения сейсмических волн и т. Д. Непосредственное представление о мантийном веществе дают лишь случайные обломки горных пород, которые, судя по их минеральному составу, рассматриваются как возникшие на больших глубинах, а затем переместившиеся на поверхность в виде ксенолитов (иногда называемых «нодулями» в связи с их округлой формой), и так называемые альпинотипные перидотиты, образующие самостоятельные крупные тела. При изучении ксенолитов и перидотитовых интрузивов прежде всего необходимо удостовериться в том, что они действительно отражают состав мантии, а не возникли иными путями. Так, ксенолиты в базальтах могут быть возник
шими на мантийных уровнях, где генерировалась магма, но могут также представлять собой естественные обособления ранних высокотемпературных продуктов кристаллизации базальтовой магмы, а в континентальных условиях их источником могут быть метаморфические породы коры [5]. В общем существует довольно согласованное мнение исследователей о том, что мантия сложена преимущественно оливиновыми породами, в которых могут присутствовать переменные количества пироксенов и гранатов. По петрографическим особенностям такие породы относятся к числу перидотитов, описанных в главе 14 [6]. Характер ксенолитов позволяет предполагать, что самые верхние части мантии под древней континентальной корой, вероятно, сильно отличаются по составу от верхних частей океанической мантии. Эта разница прежде всего заключается в значительной роли эклогитов в составе первых. Данные о глубинах, на которых происходит частичное плавление мантии с образованием магм, преимущественно имеют сейсмологический характер. Скорость прохождения сейсмических волн в земной коре и верхних частях мантии увеличивается с глубиной. Однако на глубине порядка 50 км выделяется нечеткая зона, в которой происходит некоторое уменьшение скорости сейсмических волн. Эта зона приурочена к кровле слоя мощностью в несколько десятков ки* лометров, называемого астеносферой, в котором горные породы
приобретают способность к деформации посредством пластического течения. Такое понижение скоростей сейсмических волн и прочности горных пород можно объяснить тем, что вещество в этой зоне находится в состоянии более близком к температурам плавления, чем на уровнях, расположенных выше и ниже ее. Таким образом, астеносфера, очевидно, существует в условиях, при которых легко может осуществляться частичное плавление. Более надежное указание на плавление и образование магматических масс, способных к инъекции в расположенную выше земную кору, получено на основании сейсмических данных иного рода. В результате непрерывных точных наблюдений над сейсмической активностью на Гавайских островах оказалось возможным обнаруживать первые движения магмы под вулканами на глубине около 60 км и прослеживать последующий ее подъем, продолжающийся в течение периода в несколько месяцев и завершающийся извержением на земную поверхность [7]. На уровнях нескольких километров от земной поверхности магматическая масса проявляет тенденцию к разделению на ряд мелких интрузивов, которые представляют собой мелкие магматические камеры, расположенные на глубине всего лишь 2—3 км от вершины вулкана (фиг. 57). Расширение такой камеры приводит к вздутию наземной вулканической постройки (фиг. 58). После извержения вздутие прекращается, вулканическая постройка приобретает, хотя и не полностью, прежнюю форму [8]. Магматические камеры высоких уровней, аналогичные установленным на Гавайских островах, представляют большой интерес для геологов, поскольку они непосредственно могут отражать стадии образования комплексов субвулканических интрузивов, подобных центральным массивам, описанным в последнем разделе этой книги.
Получив представление о подъеме магмы из мантии, мы обратимся в следующей главе к рассмотрению условий формирования эффузивных покровов, возникающих при извержении магмы на поверхность, и интрузивных тел различной формы, образующихся в результате ее консолидации на некоторой глубине.
Глава 2
УСЛОВИЯ ЗАЛЕГАНИЯ МАГМАТИЧЕСКИХ ПОРОД
Введение
Несмотря на успехи лабораторного изучения горных пород, решение любой петрологической проблемы невозможно без детального исследования пород в поле. Только при полевых наблюдениях можно получить совершенно необходимые сведения об условиях, в которых происходило извержение лавы, и о взаимосвязи во времени и в пространстве данной вулканической породы с другими продуктами вулканической деятельности исследуемого района. Для оценки интрузивной породы желательно знать форму, размеры и способ становления интрузива, степень его однородности по составу и причины вариаций последнего (дифференциация или реакция магмы с вмещающими породами). В особых случаях для разграничения пород, кристаллизовавшихся из магмы или образовавшихся з результате полной метасоматической переработки ранее существовавших пород, может потребоваться очень детальное полевое картирование.
Логической исходной точкой при изучении условий залегания магматических пород должны быть действующие вулканы, поскольку лишь в этом случае процесс становления магматических пород можно наблюдать непосредственно. Однако в настоящей книге мы можем коснуться лишь нескольких аспектов вулканизмаимеющих наиболее важное значение для оценки условий консолидации вулканических пород и которые в конечном счете определяют их петрографические особенности. Более правильным представляется сконцентрировать внимание на особенностях древних вулканов, поскольку именно с ними скорее всего придется встретиться читателю в дальнейшем. В Великобритании имеются прекрасные объекты для изучения вскрытых корневых частей древних вулканов. Это прежде всего третичные кольцевые комплексы а западной Шотландии и Северной Ирландии,

Природа вулканической деятельности
Характер вулканических извержений определяется преимущественно составом магмы, особенно содержанием в ней С02 и Н20. По мере увеличения содержания кремнезема в магме возрастает ее вязкость. Базальтовая магма обычно изливается в виде жидких лав, которые относительно легко растекаются на большие расстояния. Классическим примером этого могут служить упоминавшиеся выше покровы платобазальтов. В этом случае лава спокойно изливается через трещины и образует по существу озера базальтов с плоской верхней поверхностью.
При извержениях центрального типа серии последовательно излившихся базальтовых потоков могут формировать щитовые вулканы типа Мауна-Лоа (фиг. 57).
1 При изучении вулканов особенно эффективным оказывается метод фотодокументации (см., например, The Earth and its Satellite, ed. Guest J. E., 1971). Превосходное введение в проблему вулканизма представляет собой гл. 12 книги А. Холмса «Принципы физической геологии» {Holmes A., Principles of Physical Geology, 2nd ed., 1965).
Извержения более кремнеземистых и, следовательно, более вязких андезитовых магм часто сопровождаются эксплозивной деятельностью, в связи с чем, помимо лав, на поверхности появляется вулканический обломочный материал, несколько вольно называемый вулканическим пеплом. Вулканический пепел — это одна из разновидностей пирокластических пород, описанных далее в специальной главе. Он накапливается непосредственно вокруг жерла, и предельный угол, при котором его частицы удерживаются на склонах, не скатываясь вниз, определяет коническую форму, обычно свойственную вулканам. В вулканических постройках этого типа обычно пласты лав чередуются с пластами пирокластического материала.
Наиболее богатые кремнеземом риолитовые магмы настолько вязки, что не способны образовывать лавовых потоков. Они застывают в жерлах вулканов или в непосредственной близости к ним. Однако в подавляющем большинстве случаев риолитовый материал имеет пирокластический характер и часто представлен игнимбритами или туфовыми потоками, детально описанными в следующих главах.
Размеры вулканов очень изменчивы, так же как весьма различно и их строение. Самые мелкие и простейшие вулканы образуются в результате однофазового извержения (моногенные вулканы. — Ред.), они питаются через трубчатые жерла или вулканические некки грубо округлого поперечного сечения. По окончании вулканической деятельности срезы таких некков могут сохраняться длительное время, после того как весь изверженный материал удален эрозией. Выполнение жерла может быть представлено штоком лавы или пирокластическими породами, состоящими из различных по размеру обломков: от крупных блоков (агломераты) до вулканического пепла, часто смешанных в различных пропорциях.
В скальных обрывах тектонического эскарпа Кампси-Феллс в Срединной долине Шотландии наблюдаются штокообразные тела базальтов, представляющие собой выполнения жерл, некогда питавших сложенные пеплом вулканические постройки. В той же части Шотландии хорошо известны специфические формы рельефа, образованные трахитовыми некками. Породы, выполняющие вулканические жерла, по составу и структуре обычно неотличимы от поверхностных лавовых потоков.
Срединная долина Шотландии примечательна большим количеством вулканических жерл, особенно часто встречающихся, в Файфе и Айршире. В первом из этих районов на побережье часто удается наблюдать поперечные сечения жерл. Известным примером такого рода образований является так называемая Седловина Артура, которая расположена на окраине города Эдинбурга и представляет собой род возвышенности, господствующей над окружающей местностью (фиг. 59, 60).
Крупнейшие вулканы, подобные Мауна-Лоа и Этне, имеют' значительно более сложное строение. Их формирование происходило на протяжении сотен тысяч лет в результате многочисленных извержений. Для большинства вулканов такого масштаба характерны многократные проседания близвершинной области с образованием так называемых кальдер. Просевшие блоки часто достигают в диаметре 5—10 км и ограничиваются системой дугообразных кольцевых разломов, подобных установи



ленным на Килауэа (фиг. 58). Нетрудно найти черты сходства таких кальдер с кольцевыми интрузивными комплексами, примером которых может служить интрузия острова Малл. Весьма соблазнительно предположить, что такого рода интрузивный комплекс может обнажится на Килауэа, когда эрозия вскроет глубокие части вулканического аппарата. Не являются ли современные магматические камеры высоких уровней будущими кольцевыми интрузивами?
Перейдем теперь к рассмотрению текстур отдельных лавовых потоков, обратив особенное внимание на базальты.

Текстуры лав
Прямыми наблюдениями можно различить ряд характерных лавовых потоков. В субаэральных условиях лавовые потоки могут напоминать беспорядочные массы шлака. Такие лавы, называемые блоковыми, возникают в~ результате вскипания летучих в магме еще в период, когда она находится в жерле до извержения. При сравнительно быстром подъеме с Меньшей потерей летучих поверхность отвердевающей лавы сминается в извилистые складки, характерные для потока вязкого материала. Такие лавы называются канатными. Для подводных лав всех возрастов необычайно характерна так называемая подушечная (или шаровая) текстура. Подушечные лавы представляют собою нагромождение изолированных подушкообразных блоков, причем пространство между ними выполнено осадочным материалом — кремнем, известняком или глинистым веществом (фиг. 61). У отдельных подушек наблюдаются концентрически расположенные пустотки, а иногда также центральная округлая каверна. Подушечная текстура проявляется у базальтовых и андезитовых лав, но особенно характерна для спилитов. При подводных извержениях летучие не выделяются из лавы, которая в связи с этим вспучивается, становится губчатой и сохраняет многочисленные пустоты, что значительно уменьшает ее плотность. Вероятно уже в момент извержения лава разобщается на отдельные сфероиды, каждый из которых порознь
обволакивается оболочкой пара, так что лава, текущая по поверхности морского дна, до тех пор пока не застынет, представляет собой подвижный слой перекатывающихся сфер, лишь изредка соприкасающихся друг с другом. У субаэральных лав типичная подушечная текстура не наблюдается. Последнюю можно рассматривать в качестве признака морского подводного извержения. Однако близкую текстуру имеют третичные базальты острова Малл, образовавшиеся в результате извержения лавы в кратерные озера. Совершенно свежие толеитовые подушечные лавы в области Срединного Атлантического хребта предположительно образовались в результате извержения из трещин рифтовой долины. Краевые зоны некоторых подушек в этих лавах представлены закаленным стеклом (тахилитом), хотя в других случаях такие оторочки закалки сложены рас-кристаллизованным материалом (см. фиг. 119). Характер залегания и особенности современных подушечных лав в Срединном Атлантическом хребте были изучены с помощью подводного фотографирования. В Великобритании наиболее типичные подушечные лавы встречаются в докембрийских и ордовикских толщах,
Об условиях излияния некоторых лав можно судить по текстурам течения, обусловленным перекатыванием и растаскиванием полузатвердевшей массы. В результате таких процессов возникают очень характерные внутренние текстуры лав, детально рассмотренные далее. Для других лав характерна ячеистая или шлаковая текстура, обусловленная удалением паров воды и других газов в момент извержения.
Базальтовая магма обычно обладает относительно небольшой вязкостью, в связи с чем при извержении, когда давление на магму уменьшается, растворенные газы могут в больших количествах удаляться в воздух. Такой процесс можно назвать вскипанием лавы. Однако с уменьшением количества летучих веществ, которые действуют в растворенном состоянии как флюс, вязкость лавы быстро увеличивается и многочисленные пузырьки газа задерживаются в отвердевающей лаве, особенно в верхней части ее потока. Такие газовые пустотки имеют обычно сферическую или эллипсоидальную форму, но в результате течения лавы могут уплощаться или^длиняться. Диаметр газовых пустоток обычно колеблется от первых миллиметров до одного или нескольких сантиметров, хотя иногда встречаются более крупные и менее правильные каверны.
Во всех современных или очень молодых лавах пустотки содержат лишь газы, но в более древних базальтах они обычно выполнены низкотемпературными минералами — кальцитом, халцедоном и цеолитами. Агрегаты этих светлоокрашенных минералов по форме и размерам часто похожи на миндаль, за что они и получили свое название амигдалоидов (или миндалин) от латинского amygdalus — миндаль.
Миндалекаменные базальты часто приурочены к нижним частям лавовых толщ. Вероятно, минералы, выполняющие миндалины, осаждались из циркулирующих грунтовых вод, которые прогревались за счет вулканического тепла под изолирующим покровом лавовых потоков. Статистическое изучение распределения минералов, выполняющих миндалины, показало, что в конкретных вулканических областях оно обнаруживает некоторую зональность, предположительно обусловленную изменением температуры. Для отдельных зон характерны свои, отличающиеся от других ассоциации минералов (фиг. 62). Вместе с тем, как и можно было ожидать, для различных лав характерны свои ассоциации минералов в миндалинах [9]. В Великобритании прекрасные примеры минеральных ассоциаций вулканических миндалин, особенно цеолитов, известны в лавах девонского возраста Шотландии (Олд-Дамбартон) и третичного возраста из Мостовой Гигантов (графство Антрим).
В лавах различных частей мира описывались трубчатые пустоты. Обычно они приурочены к основанию потока и имеют
форму длинного узкого конуса, сужающегося кверху. Протяженность их достигает 30 см, а диаметр — около 1*5 см. Выполнение таких трубчатых образований представлено теми же минералами, которые встречаются и в обычных миндалевидных амиг-далоидах. По-видимому, они возникают в результате истечения вверх пара с влажной поверхности, над которой протекала лава. Это предположение основано на том, что трубчатые пустоты обычно встречаются в тех случаях, когда обнаруживаются признаки извержения лавы на влажные тонкие илы [10, 11].
Вследствие уплотнения, обусловленного охлаждением (контракции), во многих магматических породах возникают правильные системы пересекающихся трещин отдельности. В некоторых основных лавах и мелких интрузивах эти трещины формируют прекрасную столбчатую отдельность. Столбчатые обособления очень часто имеют значительную высоту и правильную форму в поперечном разрезе. Они ограничены тремя, четырьмя, пятью или шестью поверхностями, которые образуют1 трехгранные, четырехгранные, пятигранные и шестигранные призмы. Шестигранные призмы преимущественно проявляются в породах с однородной текстурой, так как в этом случае центры уплотнения располагаются на равных расстояниях друг от друга, а в такой ситуации углы шестигранных призм наиболее плотно, без каких-либо промежутков подгоняются друг к другу; при гексагональном расположении трещин отдельности отношение площади к периметру имеет наибольшую величину. Длинные оси столбчатых обособлений ориентированы перпендикулярно поверхностям отступающих в процессе охлаждения изотерм. В соответствии с этим правилом в горизонтальных силлах и потоках столбы располагаются вертикально, тогда как в вертикальных дайках они ориентированы горизонтально. Во многих лавовых потоках, особенно основных, удается различить три грубо параллельных слоя: верхний — шлаковидный и пористый; центральный — с довольно неправильными небольшими в поперечнике столбами и базальный слой — с более крупными правильными гексагональными колоннами. Последние развиваются вверх от медленно охлаждающегося основания потока, тогда как относительно тонкие «волнистые» столбчатые обособления развиваются вниз от быстрее охлаждающейся верхней поверхности лавового потока. Столбы расчленяются на сегменты дополнительными поперечными трещинами отдельности. Подобная сегментация сопровождается трещинами шаровой отдельности. К числу наиболее впечатляющих примеров столбчатой отдельности базальтов Великобритании относятся Мостовая Гигантов в Антриме [12] и Фингалова пещера на Гебридских островах.

Интрузивы. Общие положения
Взаимоотношения интрузивов с вмещающими породами, а также их размеры и форма весьма изменчивы в зависимости от состава интрудирующей магмы, а также геологической и структурной обстановки. В самом общем виде они подразделяются в зависимости от размеров на «крупные» и «малые» интрузии, а в зависимости от глубинности проявления—на так называемые глубинные (плутонические, абиссальные) и гипабиссаль-ные (интрузии малой глубины). Ни одну из этих классификаций нельзя считать совершенной. Подобная категоризация интрузивов по существу препятствует прогрессу в развитии представлений об их происхождении и особенностях. Вероятно, наиболее четкую границу можно провести между интрузивными телами, обычно встречающимися в орогенической обстановке и сформированными в условиях сжатия земной коры, и телами, формировавшимися в неорогенической обстановке, в условиях растяжения земной коры. Как уже отмечалось выше, интрузии первой группы представлены телами раскристаллизованной магмы, внедрившейся в верхние уровни коры насильственно, с расталкиванием вмещающих пород, залегающих на их пути. В качестве характерной формы интрузивов орогенной обстановки следует рассматривать батолиты. Наоборот, в неорогенной обстановке земной коры создаются условия, допускающие относительно легкий подъем жидкостной магмы, образующей крупные свиты даек регионального распространения. Типичные неороген-ные интрузивы имеют пластообразную форму и ограничены параллельными поверхностями. В некоторых случаях удается установить, что локально распределенные напряжения и тектонические разломы в породах коры подготовили пространство для так называемого пассивного («допущенного», permitted, по Риду) внедрения магмы в отличие от вышерассмотренного насильственного внедрения. Следует однако подчеркнуть, что и эти два типа представляют собой самые общие схематизированные категории. Характер интрузивов в каждом конкретном случае определяется локальной структурой и особеностями распределения ориентированного давления во вмещающих породах, а также общим давлением и другими физическими условиями, проявляющимися в момент внедрения магмы. В связи с этим и в орогенной обстановке часто обнаруживаются дайки и другие формы малых интрузий, тогда как, наоборот, в неорогенной вулканической обстановке интрузивы иногда могут приобретать сходство с батолитами.
На следующих страницах различные интрузивы для удобства описания группируются друг с другом преимущественно по признакам их формы и механизма становления.

Плистообразные интрузивы
а) Дайки. К этой категории мы относим все пластообразные Интрузивы, в момент внедрения располагавшиеся вертикально или близвертикально. Мощность даек колеблется от долей сантиметра до сотен метров, но в среднем, вероятно, составляет 0,3—1 м. Выходы даек в связи с их условиями залегания не зависят от топографических особенностей местности. Поэтому на геологических картах они обычно изображаются в виде почти прямолинейных полос, сохраняющих одно и то же направление на больших интервалах. Часто дайки довольно хорошо видны На местности, так как они отличаются по способности к выветриванию от пересекаемых ими пород. В легко эродируемых осадках дайки могут выступать в виде стен, а в более устойчивых к выветриванию породах они образуют траншееобразные понижения. В последнем случае их предпочтительная эрозия может быть обусловлена поперечными трещинами отдельности, которые проявляются в большинстве даек и обычно располагаются перпендикулярно их контактам.
В любой обстановке магматической деятельности, когда создаются условия для проникновения магмы в локальные трещины вмещающих пород, возникают мелкие дайки. Однако существуют очень крупные дайки, образующие региональные свиты, которые трудно отнести к «малым интрузиям». Кливлендская дайка, например, входящая в состав лайкового пояса острова Малл и продолжающаяся в северную часть Англии, имеет протяженность более 200 км. Пояс третичных даек острова Малл является наиболее детально изученной в мире системой даек. В некоторых береговых обрывах дайки этой системы настолько хорошо обнажены, что удалось получить некоторые количественные данные. В одном из таких разрезов в пределах интервала, несколько превышающего 1,6 км, установлено 115 даек. Пространство, занимаемое этими дайками, соответствует растяжению земной коры на 9% [13].
Характер распределения даек этой свиты в пространстве свидетельствует о том, что резервуар, из которого они питались, представлял собой гребневидный выступ в пределах общего уровня плавления вещества мантии, располагающийся непосредственно ниже оси свиты. Радиометрические определения возраста даек показали, что их становление происходило в течение длительного периода. Некоторые наиболее ранние дайки представляют собой питающие каналы крупнейших лавовых покровов, тогда как наиболее поздние секут интрузивные комплексы центрального типа. Характер распределения даек вокруг центров интрузивной и вулканической деятельности может быть более разнообразным. В ряде случаев восходящая масса магмы оказывала на вмещающие породы давление, направленное во все стороны, что приводило к образованию радиальных серий даек. Прекрасный пример такого рода имеется на острове Рам. Различного рода интрузивы концентрического строения описываются ниже; однако здесь следует отметить, что слагающие их конические слои представляют собой своего рода дайки, залегающие не вертикально, а наклонно, причем их положение в пространстве определяется особенностями формы магматической камеры/
Последовательные инъекции однотипной магмы в одну и ту же трещину приводят к образованию многократных даек. Изредка в одну трещину последовательно внедряются магмы различного состава, в результате чего возникают сложные дайки. Чаще всего вначале внедряется базальтовая магма, а затем гранитная. Порода, возникшая при первой инъекции, обычно имеет черный цвет и тонкокристаллическое строение, тогда как более поздний гранитоидный материал окрашен значительно светлее, часто в красные тона, и во многих случаях содержит относительно крупные кристаллы кварца и полевого шпата.
Примеры как многократных, так и сложных даек третичного возраста известны в Арране [14] и на острове Скай [15], а также в северо-восточной свите даек южной части Джерси.
Большинство петрографов полагает, что внедрение даек происходит в периоды, когда земная кора находится в условиях стресса или растяжения. Первая стадия становления свит даек наиболее очевидна и заключается в образовании систем параллельных трещин предположительно в результате сколовых движений. Однако независимо от того, каким путем образовались трещины, для того чтобы в них мог поступать базальтовый расплав, они должны впоследствии приоткрываться. Такое приот-крывание, очевидно, должно происходить в условиях растяже-.ния под воздействием усилий, направленных под прямым углом к данной трещине. Суммарное «растяжение» исходного участка соответствует общей мощности всех даек свиты и в некоторых случаях может быть весьма большим.
б) Силлы. Трехмерная форма силла такая же, как и дайки, однако условия залегания иные. Силлы возникают в тех условиях, когда структура земной коры и распределение в ней напряжений создают возможность более легкого продвижения магмы в боковом, а не в вертикальном направлении. Подобная ситуация наиболее часто создается в тех случаях, когда восходящая магма поступает в толщу стратифицированных пород в близповерхностной обстановке. На определенном уровне магматическое давление может превысить давление нагрузки, развиваемое вышележащими породами, в связи с чем магма легче распространяется; вдоль поверхностей напластования, нежели продвигается вверх в направлении к земной поверхности. Силлы обычно залегают согласно с напластованием вмещающих пород и, следовательно, в полого залегающих толщах встречаются, в виде почти горизонтальных пластовых тел, хотя в наклонно залегающих или складчатых породах они могут приобретать любое положение, в том числе и вертикальное. Вследствие этого в обнажениях такие интрузивы выглядят как неотъемлемая часть стратиграфического разреза, и нередко трудно решить, имеем ли мы дело с пластообразным интрузивом или лавовым потоком. В некоторых случаях отличить интрузив от лавы помогают характерные текстуры лав (см. стр. 155), хотя иногда необходимы дополнительные наблюдения. Силлы на больших расстояниях могут приурочиваться к одному горизонту, но в некоторых случаях они внезапно, перемещаются вверх или вниз по разрезу стратифицированной толщи, что отличает их от лавового потока. Кроме того, у силлов проявляются жилоподоб-ные апофизы, отщепляющиеся преимущественно в породы кровли. Однако в тех случаях, когда силлы внедряются в неконсолидированные илы на морском дне, они могут весьма напоминать лавы вследствие возникновения в них многочисленных каверн, обусловленных соприкосновением с прилегающим насыщенным водой осадочным материалом.
Размеры некоторых силлов достаточно велики, для того чтобы в них могли проявиться отчетливые литологические различия: 1) по размерам зерен слагающих их пород и 2) по химическому составу вследствие дифференциации магмы in situ или до внедрения. В последнем случае силлы относятся к типу сложных. Изложенное выше легко можно было бы проиллюстрировать соответствующими примерами, однако общие положения не нуждаются в особых пояснениях. Достаточно крупный силл, внедрившийся в относительно холодные породы, должен обладать тонкозернистыми оторочками закалки. Если силл образовался в результате внедрения основной магмы, его краевые части будут сложены базальтами, практически неотличимыми от поверхностных лав соответствующего состава. В направлении к средним частям силла размеры зерен минералов должны последовательно возрастать и базальт должен постепенно переходить в долерит, а возможно, даже и в габбро. Структурная изменчивость в пластовых интрузиях усугубляется в результате проявления двух процессов. Первый из них — это восходящее движение летучих, особенно воды, которые могут скапливаться на некотором расстоянии от верхней поверхности интрузива, где обогащенные водой фракции будут кристаллизоваться с образованием пегматоидной фазы, отличающейся особенно крупными размерами зерен. Одновременно происходит второй процесс — осаждение выделившихся ранее кристаллов оливина, обусловленное гравитационными силами. Эти кристаллы накапливаются в виде обогащенного оливином слоя в нижней части силла, хотя и не обязательно у самой его подошвы. Такого рода соотношения, как мы уже видели, наблюдаются в силле Палисейдс.
Так же как и дайки, силлы могут быть многократными, а в других случаях — сложными. Они состоят преимущественно из консолидированной базальтовой магмы. Силлы широко развиты в толщах, подстилающих гигантские базальтовые излияния, о которых упоминалось выше. Широко известны силлы в области Карру в Южной Африке. Здесь размеры отдельных пластовых интрузивов достигают очень болъщих величин, отдельные силлы иногда занимают площадь от 7500 до 13 000 км2. На фиг. 63 показаны вскрытые эрозией выходы одного из таких гигантских пластовых тел. Для этого интрузива необходимо отметить заметную волнистость, обусловливающую возникновение бассейнооб-разных и куполовидных структур, в общем не характерных для силлов.
В Англии наиболее крупный силл Грейт-Уин распространен на значительной площади в ее северо-восточной части и хорошо обнажается в районе Тисдеил, где его выходы образуют водопад, известный под названием Хай Форс. Очень эффектно выглядит почти горизонтальное мощное тело черных долеритов, внедрившееся в ярко-красные граниты, образующие скальные выходы в северной части острова Джерси К числу других хорошо известных силлов относятся кварцевые порфиры (гранито-идные породы) третичного возраста, обнажающиеся на побережье южного Аррана (силлы Диппин) в западной Шотландии.
Линзовидные интрузивы
а) Лакколиты Интрузивы этого типа возникают в тех слу-
чаях, когда внедрение вязкой магмы вдоль ослабленной поверх-
ности обусловливает выгибание вверх стратифицированной тол-
щи в кровле магматического тела В идеальном случае подошва
таких тел остается плоской В классическом описании лакко-
лита, обнажающегося в горах Генри, штат Юта, содержится
предположение о наличии трубообразного подводящего канала
в его центральной части [16] Однако это предположение имеет
чисто гипотетический характер, и не менее вероятным представ-
ляется, что интрузив питался таким же способом, как и обычные
силлы Полагают, что гидростатическое давление магмы вызы-
вало выгибание кровли вверх Таким образом, в общем виде
считается, что лакколит имеет форму плоско-выпуклой линзы,
плоская сторона которой располагается снизу
Длина и ширина силлов несравненно больше их мощности, а к лакколитовым интрузивам относят такие тела, v которых мощность составляет от 7з до 1h диаметра Лакколиты могут быть многократными
б) Факолиты Так называются линзовидные интрузивы вы-
пукло-вогнутой формы, приуроченные к ядрам антиклиналей
Форма факолита обусловлена его внедрением в ранее смятую
в складки толщу, тогда как лакколит теоретически сам вызы-
вает выгибание кровли К факолитам относится, в частности
габбровая (или долеритовая) интрузия Корндон в районе Шелв,
графство Шропшир [X, 17]
1 Обстоятельное петрологическое описание Бушвелдского, Стиллуотер-ского (Монтана) и других лополитовых интрузивов приводится в книге Wager L R, Brown G М, Layered Igneous Rocks, 1968 [Есть русский перевод Уэйджер Л Р, Брауи Г М, «Расслоенные изверженные породы», М, гМир», 1970]
в) Лополиты Эти интрузивы также имеют выпукло-вогнутую
форму, но в отличие от факолитов выпуклостью обращены вниз.
К ним относятся некоторые крупнейшие основные интрузивы,
например лополит Садбери (Онтарио) и Дулутский (Минне-
сота) габброидный комплекс [18] Термин «лополит» впервые
был применен к Дулутскому интрузиву, который образует сер-
повидный выход близ одноименного города, ограничивая с за-
пада озеро Верхнее. Серповидная в плане форма интрузива об-
условлена наклоном лополита Однако форма Бушвелдского ло-
полита, являющегося крупнейшей в мире интрузией основных и
ультраосновных пород, не связана ни с каким наклоном [19]1
Этот массив протягивается в широтном направлении примерно на
500 км и занимает площадь более 50 ООО км2 Прекрасная обна-
женность этого массива позволила выявить чрезвычайную

Архей

серия Претория • ссиллами долеритов'

Фиг. 64. Схематический широтный разрез через Бушвелдский комплекс
Трансвааль (по Дели). Красные „граниты" перекрывают основные породы, преимущественно нориты. Лополит внедрился в породы траисваальской системы, в состав которой входят кварциты Блэк-Риф (точки) и породы толщи Грейт-Доломнт (поперечные черточки); выходы пород серии Претория, перекрывающих интрузив, обозначены р р р.

изменчивость слагающих его пород (фиг. 64). В Бушвелдском комплексе наблюдается резкая расслоенность. Породы различного состава по-разному подвергаются выветриванию и эрозии, в связи с чем более устойчивые из них образуют хребты, приблизительно параллельные границе лополита и структурным направлениям в толще кварцитов, падающих под интрузив. Общая мощность лополита, по-видимому, составляет около- 10 км. Таким образом, в этом случае из мантии в высокие горизонты земной коры поступили огромные массы магмы. В результате изо-статическое равновесие в этом участке земной коры было нарушено, что и привело к проседанию вниз центральной части лополита. Пути питания лополита до сих пор остаются неизвестными.
Некоторые крупные интрузивы расслоенных габброидов обладают воронкообразной формой, что установлено по условиям залегания как их внешних контактов, так и внутренней расслоенное™. Примером таких массивов может служить комплекс Фритаун в Сьерра-Леоне [20, 21]. Углы падения поверхностей расслоенности резко увеличиваются по направлению к центру этого интрузива, а по геофизическим данным и буровым скважинам можно предполагать, что таким же образом ведет себя и подошва массива. Отметим, в частности, что во внешних частях Фритаунского комплекса, где расслоенность наклонена относительно полого, на поверхности видны такие же эскарпы, как и в Бушвелдском комплексе. Таким образом, Фритаунский комплекс, где проявляются многие особенности крупных основных лополитов, следует трактовать скорее всего как интрузив воронкообразного типа.
Воронкообразные интрузивы [22] обычно имеют гораздо меньшие размеры, чем фритаунский, и представляют собой округлые выходы диаметром в первые мили. Типичным примером интрузивов этого типа может служить комплекс Кортленд или Пикс-килл, штат Нью-Йорк, где установлены три фокуса, относительно которых ориентированы сходящиеся книзу поверхности расслоенности. Другие интрузивы такого же типа описаны в Нью-Гэмпшире. Для них предполагается насильственное внедрение магмы, создававшей себе пространство при поднимании и расталкивании в стороны вмещающих пород. Вероятно, таким же образом происходило становление и некоторых третичных габ-броидных интрузивов Шотландии.
Наиболее впечатляющий и детальнее других изученный интрузив воронкообразной формы — это Скергаардский массив в восточной Гренландии (23], Большая часть этого комплекса представлена расслоенной серией габброидов, состав которых сильно изменяется снизу вверх. Причины колебаний состава и возникновения расслоенности будут рассмотрены в дальнейшем. Пространство, занятое интрузивом, вероятно, было создано в результате вулканической деятельности эксплозивного типа. По своему диаметру Скергаардский массив сопоставим со многими кальдерами.
Таким образом, воронкообразные интрузивы довольно различны. В предельном случае они очень слабо отличаются от пла-стообразных лополитов, тогда как в других случаях имеют крутые и несогласные контакты, которые позволяют предполагать их близкое родство с описываемыми ниже кольцевыми комплексами.
Кольцевые комплексы
Выше отмечалось, что лавы по типу извержения подразделяются на покровные (или платолавы) и комплексы центрального типа (конические или центральные вулканы). Аналогичным образом можно классифицировать и интрузивные образования. К первому типу следует относить свиты даек и широко распространенные силлы, которые представляют резкий контраст с комплексами центрального типа, возникшими в результате сосредоточения всей магматической деятельности в некотором фокусе в пределах небольшой площади. Классический район хорошо изученных комплексов второго типа — Внутренние Гебридские острова Шотландии. Крупнейшие отдельные центры здесь выявлены на островах Малл, Скай и полуострове Арднамерхан. Интрузивный комплекс острова Малл предположительно представляет собой корневую часть сильно эродированного крупного вулкана центрального типа.
В процессе становления центральных комплексов в земной коре действовали силы, обусловливающие формирование характерных серповидных интрузивных тел. Здесь мы рассмотрим лишь наиболее общие особенности кольцевых комплексов, которые детальнее описываются в последнем разделе книги.
а) Кольцевые дайки [24]. Под этим понятием подразумевают интрузивы, образующие на поверхности дугообразные выходы с радиусом, редко превышающим 3—5 км. Внешний и внутренний контакты таких интрузивов либо параллельны, либо разли
чаются по степени кривизны, так что при прослеживании по простиранию они в конце концов пересекаются, образуя в целом тело серповидной формы. Лишь очень редко такие дайки образуют полные кольца, как это имеет место для кольцевой дайки в горах Оссипи в Нью-Гэмп-шире [25]. Боковые стенки кольцевых даек обычно круто наклонены или ориентированы вертикально, хотя наблюдений по этому поводу имеется очень немного. Для гебридских кольцевых даек предполагается крутое падение наружу. Считается, что становление их обусловлено проседанием центрального блока по кольцевому разлому. Именно такое проседание могло обусловить возникновение потенциальных пустот, в которые внедрялась магма. Предположение о подобном механизме возникновения даек впервые было высказано Клафом и др. для девонской кольцевой интрузии Гленко в Шотландии, а впоследствии детально рассмотрено Ричи в связи с интерпретацией многих третичных кольцевых даек Шотландии. Такая интерпретация природы кольцевых комплексов вполне решает проблему пространства, особенно в тех случаях, когда удается установить падение даек наружу. Однако имеются случаи, для которых подобное объяснение неприменимо. Ширина выходов некоторых кольцевых интрузивов в Гебридской провинции достигает одной мили, а для их внутреннего строения характерны текстуры течения, несовместимые с простой гипотезой проседания. В некоторых случаях установлено, что контакты таких тел, по крайней мере местами, падают внутрь. Возможно, что кольцевые разломы сопровождаются оперяющими зонами трещиноватости и брекчирования, в которые также может проникать магма.
Кольцевые дайки иногда встречаются поодиночке, но чаще образуют кольцевые комплексы, состоящие из нескольких обособленных интрузивных тел, располагающихся концентрически относительно общего центра. Последовательность внедрения отдельных членов такого комплекса может быть установлена по включениям обломков ранних пород в более поздние. Иногда наблюдаются оторочки закалки в более поздних породах в контакте с ранними. Однако подобные соотношения встречаются редко, что, очевидно, объясняется становлением всего кольцевого комплекса в относительно короткий период времени. Смежные кольцевые дайки могут разделяться тонкими перегородками. вмещающих пород.
Породы, слагающие кольцевые дайки, часто крупнозернисты и по этому признаку должны быть отнесены к глубинным породам, однако, несомненно, многие, если не все, комплексы кольцевых даек были непосредственно связаны с проявлением поверхностного вулканизма, в особенности с кальдерами. Близ-поверхностный характер этих пород также нередко виден по таким их особенностям, как тонкозернистость, полосчатость течения и эксплозивное брекчирование [26].
Теоретически кольцевые дайки могут быть представлены породами самого различного состава, однако в действительности они обычно сложены гранитоидами. Возможно, это объясняется относительно небольшим удельным весом гранитной магмы. Яркие примеры кольцевых комплексов открыты и описаны в последние годы в разных частях Африки. Во многих из них присутствуют типичные щелочные породы — рибекитовые граниты [27], карбонатиты и нефелинсодержащие породы. Среди британских массивов этого типа особый интерес представляет тройной кольцевой комплекс полуострова Арднамёрхан в западной Шотландии В нем участвуют три крупные группы пород — габброи-ды и «эвкриты», монцониты и, наконец, более кислые породы гранитоидного типа, в том числе тоналиты.
б) Интрузивы кальдер проседания; бисмалиты В этом разделе следует отметить еще один тип интрузивов, также связанных с кольцевыми разломами. По определению Иддингса [28], бисмалиты представляют собою инъекционные тела, имеющие коническую или цилиндрическую форму, либо достигавшие дневной поверхности, либо ограниченные сверху куполообразным вздутием стратифицированной толщи вмещающих пород, как это имеет место для лакколитов. Примерно такое же содержание вкладывает Расселл [29] в понятие «плутонический шток». Для интрузий этого типа характерны вертикальные смещения по разломам. В качестве примеров таких интрузивов Иддингс упоминал массив Маунт-Холмс в Иеллоустонском национальном парке.
На фиг. 66 можно видеть, что в случае, если грубоцилиндри-ческая трещина не достигает поверхности, а просевший по ней блок ограничен сверху горизонтальной ослабленной плоскостью (X на фиг. 66), то над таким блоком возникнет пространство, которое может быть заполнено магмой. При этом может возникнуть интрузив цилиндрической формы с округлым поперечным сечением и плоской подошвой (уровень А на фиг. 66). Однако на нижних уровнях (В) тот же интрузив будет представлен кольцевой дайкой. Такие образования называются «кальдерами проседания», а обусловливающие их трещины — «поршневыми разломами». В Британии классический пример интрузивов этого рода известен близ Гленко в юго-западной Шотландии. Можно
полагать, что становление интрузии происходило рассмотренным выше способом в том случае, если соблюдены следующие условия: 1) тектоническая обстановка допускает режим возникновения кольцевых разломов; 2) выходы интрузива имеют примерно округлую форму; 3) диаметр массива составляет 8—25 км; 4) контакты массива резкие и круто наклонены наружу или ориентированы вертикально; 5) окружающие породы не нарушены или в них наблюдаются локальные искривления, по знаку соответствующие проседанию центрального цилиндрического блока. Дополнительным доказательством именно такой природы интрузива может служить частичное обнажение на поверхности его подошвы и особенно наличие резкого перехода от крутых стенок к плоской кровле.
в) Конические слои. Среди третичных интрузивов Гебридской провинции имеются многочисленные базальтовые «дайки», удачно названные Бейли коническими слоями. Этот, так сказать, трехмерный термин заменяет двумерное определение Хар-кера «наклонные слои». Мощность конических слоев обычно не превышает нескольких метров. Пока нигде не удалось наблюдать замкнутого выхода конических слоев. На фиг. 67 отражены главнейшие особенности интрузивов рассматриваемого типа: искривленный выход на дневной поверхности, соответствующий сегменту круга, а также падение внутрь к единому фокусу. Во всех случаях детального картирования образований такого рода установлена четкая параллельность отдельных конических слоев, концентрическое их расположение относительно общего центра и очень устойчивое падение. Экстраполяцией вниз угла падения, наблюдающегося на поверхности, можно оценить глубину расположения магматической камеры, из которой поступала магма, сформировавшая свиту конических слоев. Для гебридских интрузивных центров эта глубина «оставляет от 5 до 8 км от современной поверхности.
Механизм внедрения конических слоев ясен из приведенной диаграммы. Верхняя поверхность конического слоя (висячий бок) отделяется от нижней (лежачий бок) мощностью самой дайки, внедрение которой должно сопровождаться некоторым подъемом внутреннего блока; величина этого подъема в благоприятных случаях поддается оценке и измерению. Поскольку при внедрении каждого отдельного конического слоя внутренний конический блок каждый раз приподнимается, то суммарный подъем последнего при многочисленности конических слоев может достигать одного километра. Таким образом, внедряющаяся магма должна находиться под значительным давлением и развивать механические усилия, обусловливающие надвиговые Перемещения блока кровли. Эти условия прямо противоположны проявляющимся в случае внедрения кольцевых даек, образование которых происходит при пониженном магматическом давлении. Очень интересно, что в некоторых гебридских вулканических центрах наблюдаются перемежаемость кольцевых даек и конических слоев и чередование их внедрения во времени.
Отражены главнейшие особенности его формы и соотношения с вмещающими породами. Прн сравнении фиг. 66 и 67 следует помнить о различиях размеров кольцевых даек и конических слоев. Сходящиеся боковые стенки последних, несомненно, достигают магматической камеры в некоторой точке под вер-
За пределами Гебридской вулканической провинции комплексы конических слоев редки, однако относительно недавно подобные образования обнаружены среди щелочных массивов, в составе которых отмечаются нефелиновые породы и карбона-титы. Последние в некоторых случаях образуют центральный шток и связанные с ним конические слои. По форме и положению в пространстве конические слои ка'рбона-титов идентичны более изученным базальтоидным образованиям этого типа. Конические слои карбонати-тов установлены в массиве Альнё в Швеции и некоторых африканских щелочных комплексах. Во всех случаях образование концентрических конических трещин, в которые инъецировали карбонатиты, вероятно, связано с эксплозивной вулканической деятельностью, что в данном случае вполне объяснимо высокой концентрацией летучих, несомненно необходимых для образования этих специфических щелочных пород.
Крупные кольцевые дайки и тела гранитоидов, внедрившиеся в результате смещений по кольцевым разломам, представляют собой как бы переходные образования между описанными выше интрузивными телами, механизм становления которых достаточно ясен, и очень крупными интрузивами глубоких уровней с крутыми секущими контактами, протягивающимися на неизвестную глубину, в толковании которых существуют многочисленные противоречия и неясности. Имеются определенные основания для различных мнений в отношении этой важной для петрологии проблемы.

Плутоны глубоких уровней
К этой группе относятся крупные интрузивы, у которых при геологических наблюдениях не удается установить подошву. Боковые «стенки» таких интрузивных тел обычно круто наклонены и в пределах, доступных наблюдению, падают наружу, так что у них проявляется тенденция к увеличению размера с глубиной. Породы, слагающие плутоны, обычно содержат кварц и классифицируются как гранитоиды. Таким образом, приводимые ниже описания можно рассматривать как характеристику способов проявления гранитоидов в отличие от основных интрузивов, которые обычно встречаются в природе в виде даек, силлов, воронкообразных интрузий и лополитов, рассмотренных выше. Безусловно, имеются исключения из этого общего правила.
а) Батолиты. Этим термином Зюсс определил крупные, располагающиеся на глубоких уровнях интрузивы, приуроченные обычно к крупнейшим горным цепям и, как правило, вытянутые параллельно их осям. Грандиозные батолиты встречаются в складчатых горных цепях западной части Северной Америки. Батолит Берегового хребта Аляски и Британской Колумбии протягивается на 1800 км при ширине от 130 до 200 км и занимает площадь около 300 000 км2. Батолит Сьерра-Невады вытянут на 650 км и имеет ширину от 60 до ПО км. Проблема батолитов тесно связана с вопросом происхождения слагающих их гранитоидов и подробнее рассмотрена дальше в специальной главе. Здесь мы ограничимся обсуждением главнейших физических особенностей батолитов. В целом батолиты слагаются несколькими разновидностями горных пород, образующих самостоятельные тела. Возрастная последовательность таких самостоятельных интрузивов часто достаточно четко устанавливается при полевых наблюдениях по включениям ксенолитов ранних пород в более поздние, характеру пересечения апофиз, оторочкам закалки и т. д. Важные сведения о реальной форме, механизме становления и истории формирования каждого интрузивного тела можно получить при изучении описываемых ниже текстур течения и трещиноватости в слагающих его породах.
Полнота геологических исследований, конечно, во всех случаях ограничена степенью обнаженности. В предельном случае крупная интрузия может вообще не обнажаться на дневной поверхности, хотя о ее существовании на некоторой глубине можно предполагать по проявлениям метаморфизма и минерализации в породах кровли.
На ранних стадиях эрозии батолита вскрываются лишь изолированные неправильные выходы магматических пород, у которых, помимо их петрографического сходства, не наблюдается признаков принадлежности к единому гигантскому плутону, располагающемуся ниже. При более интенсивной эрозии такие изолированные выходы сливаются воедино, и, наоборот, между ними сохраняются обособленные участки сильно метаморфизован-ных пород кровли. Признаком расположенного на глубине батолита могут быть его сателлитовые интрузивы, проявляющиеся в виде магматических «куполов» Получены убедительные доказательства, что изолированные выходы гранитоидов юго-западной Англии представляют собой такие купола, связанные на глубине в единый батолит.
В районах с сильно расчлененным рельефом, например в Скалистых горах или в Альпах, особенности строения гранитных батолитов удается наблюдать в пределах вертикального интервала в 3—4 км. По геофизическим данным устанавливается распространение батолитов на еще большую глубину. В общем имеющиеся в распоряжении геологов материалы свидетельствуют о том, что батолиты протягиваются практически бесконечно на самые глубокие уровни земной коры, так что по мере эрозии площади, занимаемые гранитоидами, должны увеличиваться. Эти представления в последние годы подтверждаются геофизическими исследованиями. По сравнению с большинством других пород гранитоиды имеют относительно небольшую плотность, что создает над их массивами отрицательные аномалии силы тяжести, легко определимые при гравиметрических исследованиях. Сопоставление результатов гравиметрических исследований [30] с сейсмическими данными [31] показало, что гранитный батолит юго-западной Англии протягивается на глубину порядка лишь 10—12 км и подстилается другими породами со значительно большей плотностью. Таким образом, в данном случае установлено, что батолит представляет собой массив гранитоидов, вытянутый параллельно структурному направлению армориканской складчатости и ограниченный в своем вертикальном распространении лишь верхней частью континентальной земной коры. Характер пород, расположенных под его подошвой, остается неясным. Вероятнее всего предполагать, что это кристаллические сланцы и гнейсы, подобные встречающимся в глубоко эродированных участках кристаллических щитов. Геологи, изучавшие батолит юго-западной Англии, исходя из геофизических данных, предполагают, что в корневых частях его присутствует нерасплавившийся остаток материала нижней части земной коры, сохранившийся на месте после мобилизации гранитоидного материала. Примерно такую же картину рисуют Гамильтон и Майерс {43]1 в обзоре, посвященном батолитам запада континента Америки. В этом случае также предполагается приуроченность крупных массивов к верхней части земной коры в результате подъема гранитной магмы, обусловленного малой ее плотностью.
в) Штоки отличаются от батолитов лишь размерами. К ним
принято относить интрузивные тела глубоких уровней площадью
не более 100 км2. Для них, так же как и для батолитов, харак-
терны круто погружающиеся контакты и отсутствие видимой
подошвы.
г) Куполами (boss) называют штоки с округлым поперечным
сечением. Становление некоторых куполов и штоков, несомнен-
но, происходило в связи с развитием кальдер проседания.
Внутренние структуры плутонов глубоких уровней
Для внутреннего строения плутонов наиболее важное значение имеют линейность, обусловленная соответствующим расположением отдельных кристаллов" и включений и связанная с течением магмы, а также отдельность, представляющая собой трещиноватость, возникшую после консолидации интрузивов. Эти структурные элементы впервые были изучены Клоосом [33], а методика их исследования рассмотрена в работе Болка [I].
1 См. также Fyfe W. S., Some thoughts on granite magmas, in Mechanism of Igneous Intrusion, ed. N email G., Rast N., Geol. J. Special Issue, 2, 201—216, 1970.
Текстуры течения обусловлены ориентировкой кристаллов и ксенолитов в процессе внедрения магмы. Наилучшим образом они проявляются в ориентировке уплощенных таблитчатых кристаллов, в особенности вкрапленников полевых шпатов. В Великобритании текстуры течения наиболее четко проявлены в гра-нитоидах западной Англии, в Дартмурском массиве и интрузиве Лендс-Энд. Формы ксенолитов в гранитоидах часто оказываются расплывчатыми. В таких случаях их относят к шлирам, которые представляют собой полосообразные обособления темного материала в нормальном граните. Текстуры течения обычно параллельны боковым стенкам интрузива. В интрузивах с куполообразно приподнятой кровлей плоскопараллельные текстуры течения наклонены наружу от центра тела и круто погружаются на глубину согласно с его контактами. В периферических частях штоков и куполов текстуры течения могут быть практически вертикальными.
При хорошо выраженных текстурах течения в краевых зонах интрузивов может возникать полосчатость, обусловленная гетерогенностью минерального состава и похожая на проявляющуюся обычно в регионально метаморфизованных породах. Однако в этом случае такая гнейсовидная полосчатость имеет первичный характер, на что указывает отсутствие характерных признаков метаморфизма, в частности доказательств проявления ориентированного давления и катаклаза.
По ориентировке призматических кристаллов, например роговой обманки, и удлинению шлиров можно определить реальное направление течения магмы. Такие линейные текстуры течения могут проявляться совместно с расслоенностью или независимо от нее. Для разграничения этих двух типов текстур течения необходимы наблюдения в трехмерных обнажениях. Следует иметь в виду, что текстуры течения проявляются преимущественно в краевых частях интрузивов. Ближе к центральным частям они затушевываются и породы становятся массивными, так что даже вкрапленники полевых шпатов в них, если они присутствуют, располагаются без ориентировки.
Трещиноватость. Как только внешняя корка подвижной магматической массы отвердевает, дальнейшие проявления течения в ней становятся невозможными. Однако внутренние еще неконсолидированные части интрузивного тела могут оказывать давление на затвердевшую краевую зону, вызывая в ней растяжение и возникновение трещиноватости. Поскольку растягивающие усилия ориентированы в том же направлении, что -и линейные элементы течения предшествующей стадии пластического состояния магматической массы, трещины отдельности развиваются перпендикулярно направлению линейности.
В гранитных массивах проявляется несколько систем трещин отдельности. Их интерпретация прежде всего связана с правильным пониманием текстур течения. Перечислим наиболее важные системы первичной магматической отдельности:
а) Поперечная трещиноватость, уже охарактеризованная
выше.
б) Продольная трещиноватость, ориентированная параллель-
но линиям течения и, вероятно, обусловленная наличием ослаб-
ленных поверхностей, возникающих в связи с взаимно парал-
лельным расположением зерен минералов.
в) Диагональная трещиноватость, ориентированная к линиям
течения под углом приблизительно 45° и. возникающая в резуль-
тате сжатия, перпендикулярного направлению течения.
г) Пологая трещиноватость, происхождение которой остается недостаточно ясным.
С —поперечные трещины отдельности; d—диагональная трещиноватость; f—пологие трещины; I — продольные трещины.
К трещинам магматической отдельности могут быть приурочены жилы аплитов и пегматитов. На их стенках могут кристаллизоваться гидротермальные минералы, свидетельствующие о первичной природе трещин. При отсутствии такой минерализации разграничить первичную магматическую трещиноватость, непосредственно связанную с внедрением магмы, и трещины более позднего происхождения очень трудно. Среди последних наиболее обращают на себя внимание плоскости, развивающиеся параллельно поверхности Земли и довольно неудачно называемые трещинами отслоения или слоистости. К этой системе относятся весьма четко выраженные трещины, далеко отстоящие друг от друга и прослеживающиеся в горных породах на значительную глубину от дневной поверхности. Для определения возможной формы интрузива имеет ценность лишь первичная магматическая трещиноватость. Особенное значение при этом имеет совместное изучение текстур течения и поперечной трещинова-тости.
Выветривание особенно легко проявляется вдоль поверхностей трещин отдельности, так что на дневной поверхности магматические породы выглядят разбитыми на угловатые блоки. В обнажениях совершенно свежих и невыветрившихся пород определить магматическую ориентировку очень трудно, так как в этом случае породы часто выглядят совершенно массивными и бесструктурными. Тем не менее в них в действительности существуют ослабленные поверхности, обычно образующие три системы, ориентированные почти под прямым* углом друг к другу. Эти поверхности выявляются в небольших опытных карьерах.


Глава 3
КОНСОЛИДАЦИЯ МАГМЫ
Исходное вещество изверженных пород, или магма, бывает весьма различным по своим химическим и физическим свойствам; о некоторых из них уже упоминалось при рассмотрении природы магматических пород. Для целей же настоящего раздела примем, что магма первоначально представляет собой горячий флюид; по существу это расплав сложных силикатов и окислов, а вернее расплав, способный кристаллизоваться с образованием этих соединений. Кроме того, в магме присутствуют небольшие количества обычных летучих компонентов — Н20, CI, С02 и т. д. Количественные соотношения различных элементов в магмах весьма изменчивы и главным образом зависят от содержания в них кремнекислоты. Тем не менее в магмах всегда присутствуют следующие элементы: Si, Al, Fe2+, Fe3+, Mg, Са, Na, К и кислород. Отношения других элементов к кислороду в силикатах всегда таковы, что их состав можно выразить в виде

окислов. Например, состав
жно записать как K20-Al203-6Si02. В связи с этим химические анализы горных пород принято приводить в весовых процентах различных окислов. Следует, однако, помнить, что в действительности этих окислов как таковых в магме и магматических породах нет.
Охлаждение и кристаллизация таких расплавов представляет собою весьма сложный процесс. Однако при детальном изучении структурных взаимоотношений минералов в горных породах можно установить порядок их кристаллизации. Очевидно, первыми должны кристаллизоваться минералы, которые могут выделяться из безводного или почти безводного расплава при высоких температурах. К этим так называемым пирогенным минералам относится большинство силикатов, присутствующих в качестве первичных составляющих частей основных пород, — оливины, большинство пироксенов, кальциевые плагиоклазы и т. д. Выделение пирогенных минералов приводит к относительному обогащению магматической жидкости Н20 и различными другими компонентами с небольшими атомными и молекулярными весами, которые собирательно называются летучими составляющими. Для образования некоторых породообразующих минералов требуются высокие концентрации этих летучих. Таким образом, формирование второй важной группы гидато-генных минералов в большей мере определяется концентрацией летучих, чем температурой. К этой категории относится большинство щелочных минералов, а также минералов, в состав которых входит гидрокоил.
Процесс охлаждения и кристаллизации магмы можно подразделить на ряд стадий, преимущественно на основании преобладающей роли температуры и концентрации летучих.
В собственно магматическую стадию происходит выделение пирогенных минералов, к которым в основных породах относится подавляющее большинство минералов.
Затем следует стадия, на которой жидкая магма обладает чрезвычайно малой вязкостью в связи с увеличившимся содержанием летучих, тогда как температуры остаются достаточно высокими и, вероятно, составляют от 400 до 600 °С. Это приводит к образованию очень крупных кристаллов, характерных для пегматитовой' стадии кристаллизации магмы. В этих условиях может происходить отделение летучей фракции в виде самостоятельной газовой фазы, что особенно вероятно в случае местного уменьшения внешнего давления на систему. Для таких пневма-толитовых условий, характеризующихся повышенной ролью газов, характерна кристаллизация некоторых специфических минералов — турмалина, топаза и флюорита. Продукты кристаллизации пегматитовой стадии обычно образуют жилы или дайки и представляют собою очень характерные породы.
Остаточная жидкость в конечном счете может постепенно переходить в состояние низкотемпературного водного раствора. Продукты отложения или замещения, возникающие на этой стадии, называют гидротермальными.
Некоторые авторы подразделяют процесс охлаждения магмы на ряд стадий с определенными температурными границами. Конечно, прямого способа определения таких температур не существует и для этого используются температуры кристаллизации некоторых минералов или точки полиморфных превращений, происходящих при строго определенной температуре. К числу таких превращений относится прежде всего переход между низко- и высокотемпературным кварцем. Таким образом, для приближенной оценки границ стадий охлаждения магмы используют присутствие определенных критических минералов.
Однако такого рода «геологические термометры» очень малочисленны, и их поведение в природных условиях зависит от многих факторов, резко отличающихся от условий эксперимента. Поэтому они не могут быть вполне надежной основой для разграничения стадий кристаллизации [34]. Процессы реальной кристаллизации во всех случаях осуществляются непрерывно, в результате чего неизбежно происходит некоторое перекрывание стадий и точные границы их по существу даже нецелесообразно определять. В частности, невозможно точно провести границу между процессами пегматитово-пневматолитовой и гидротермальной стадий. В некоторых случаях удается разграничить продукты собственно магматической стадии кристаллизации, с одной стороны, и более поздние их преобразования, с другой стороны. Ниже рассматриваются наиболее важные аспекты этих двух основных этапов кристаллизации магматических пород.

Первичная
собственно магматическая кристаллизация
На ранних этапах развития петрологии очень большое внимание уделялось кажущемуся порядку кристаллизации минералов в горных породах. Было замечено, что в большинстве случаев соблюдается строго определенная последовательность кристаллизации. При этом исходили из того, что если минерал А включается минералом В или образует в нем входящие углы, то первый образовался раньше второго. Таким образом, в магматических породах кристаллизация минералов обычно происходит в следующем порядке: акцессорные минералы, железомагне-зиальные минералы, полевые шпаты, кварц.
Однако наблюдались и многочисленные исключения, вызывавшие естественные сомнения в правильности такого подхода, поскольку во всех случаях мы наблюдаем завершившуюся, а не идущую кристаллизацию. Общепринятые представления о последовательности кристаллизации исходили из посылки о том, что исходный состав магм изменяется лишь в очень узких пределах, в связи с чем и порядок кристаллизации может меняться лишь незначительно.
В действительности, однако, в сложном природном силикатном расплаве взаимное влияние друг на друга его компонентов может значительно понижать температуры кристаллизации. Кроме того, последовательность кристаллизации зависит также от концентрации данного компонента в расплаве. Ни один минерал
не будет кристаллизоваться до тех пор, пока расплав в данных условиях не насытится его компонентами.
В результате экспериментальных исследований, проведенных в специализированных и хорошо оборудованных институтах (например, в Геофизической лаборатории в Вашингтоне), были выявлены законы, определяющие кристаллизацию минералов из силикатного расплава. В ранних экспериментах исследовались лишь простейшие силикатные системы при атмосферном давлении и в условиях сухого расплава. Однако со временем эксперименты усложнялись и распространялись в область высоких давлений с привлечением летучих составляющих. В настоящее время удалось синтезировать даже наиболее сложные минералы, а условия экспериментов стали очень близкими к природным.
Довольно показательна кристаллизация расплава, состоящего из двух компонентов. В этом случае возможны два варианта кристаллизации: 1) когда компоненты не способны образовывать твердые растворы (т. е. при их несмесимости в твердом состоянии) и 2) когда компоненты могут образовывать непрерывную серию твердых растворов. Ниже рассматриваются оба эти случая, а также кристаллизация простых трехкомпонентных систем.
Кристаллизацию пары минералов, не образующих смешанных кристаллов, удобно рассматривать на диаграмме температура — концентрация. На оси абсцисс такой диаграммы приводятся относительные количества двух компонентов, тогда как ось ординат предназначена для температуры. На фиг. 69 приведена такая диаграмма для системы анортит — диопсид.
Начиная от точки А, соответствующей чистому анортиту, постепенное увеличение содержания диопсида в расплаве понижает точку кристаллизации анортига, что отражено на диаграмме кривой АЕ. Подобным же образом добавка анортита в диоп-сидовый расплав понижает температуру кристаллизации последнего (кривая DE на диаграмме). Точка Е, в которой пересекаются эти две кривые, называется эвтектической.
Рассмотрим поведение расплава, отвечающего по составу и температуре точке В диаграммы. По мере понижения температуры вплоть до точки Вх расплав будет только охлаждаться и никакой кристаллизации происходить не будет. В точке В[ из расплава начнет выделяться чистый диопсид, присутствующий в избытке по сравнению с эвтектическими соотношениями. Выделение диопсида по мере падения температуры приводит к изменению состава расплава по кривой В\Е. При достижении точки Е диопсид и анортит будут кристаллизоваться совместно до тех пор, пока не израсходуется весь расплав. При охлаждении расплава, состав которого отвечает точке С, будет наблюдаться сходная картина, но с первоначальным выделением чистого анортита. Необходимо отметить, что твердый материал, кристаллизующийся в эвтектической точке, представляет собой механическую смесь двух минералов, а не твердый раствор. Таким образом, можно видеть, что совместное выделение пары минералов, не способных образовывать твердых растворов (смешанных кристаллов), всегда происходит в строго определенной пропорции. Минерал, находящийся в расплаве в избытке по отношению к этой (эвтектической) пропорции, будет кристаллизоваться первым. Важно уяснить, во-первых, что порядок выделения этих двух минералов не зависит от соотношений точек их кристаллизации и, во-вторых, что в некотором интервале оба минерала кристаллизуются одновременно.
В настоящее время для ряда пар минералов установлены эвтектические соотношения. Так, при детальном исследовании габбро и норитов Фогт показал, что гиперстен (или диаллаг) и Лабрадор образуют эвтектику, когда они находятся в соотношении 35/65 [35]. Изучение равновесных условий, определяющих кристаллизацию простых силикатных расплавов, показало, что эвтектика диопсида и анортита отвечает их соотношению 58/42, а аналогичные соотношения у диопсида и форстерита — 88/12 {36]. Прекрасную иллюстрацию рассмотренной выше закономерности привел Харкер при изучении пород острова Рам, состоящих в основном из анортита и оливина; он установил, что первым кристаллизовался тот из этих двух минералов, который в породе преобладает. Лишь при эвтектических количественных соотношениях они кристаллизуются одновременно {37].
В тех случаях, когда в дополнение к двум минералам присутствует третий, например пироксен, порядок кристаллизации определяется правилом Нернста о понижении растворимости веществ, имеющих общий ион. Так как оливин и пироксен имеют общий ион (Mg, Fe), растворимость оливина в присутствии пироксена значительно уменьшается, и он неизменно КрИСТаЛЛИ
зуется раньше полевого шпата даже в тех случаях, когда его содержание невелико.
Кристаллизацию двух минералов, образующих непрерывную серию твердых растворов, можно проиллюстрировать на примере плагиоклазов [38]. В такой системе находящиеся в равновесии твердая фаза и жидкость при любой температуре имеют различный состав. При этом в твердой фазе всегда больше компонента с более высокой точкой плавления. На фиг. 70 кривая солидуса показывает изменение состава твердой фазы по мере падения температуры, а соответствующие изменения состава жидкости фиксируются кривой ликвидуса. Вертикальная ось этой диаграммы отражает температуру, горизонтальная — состав в процентах анортитового (Ап) и альбитового (АЬ) компонентов '. В этой системе кристаллизация идет следующим образом. В расплаве состава АЬ50Ап5о, вначале имевшем температуру Г], твердые фазы не будут возникать до тех пор, пока он не охладится до точки а. При температуре Т2, соответствующей точке а, из расплава выделится небольшое количество твердой фазы состава Ь. При температуре Т2 твердая фаза b находится в равновесии с жидкостью состава а. (Аналогичные соотношения существуют для любой другой пары точек, находящихся на пересечении кривых ликвидуса и солидуса горизонтальными линиями, отражающими последовательность изменения температуры.) Выделение обогащенной анортитовым компонентом твердой фазы изменяет, однако, состав жидкости, которая по сравнению с исходным расплавом становится богаче альбитовым компонентом. Допустим, что падение температуры временно приостановится при ее величине Тъ, когда твердая фаза й находится в равновесии с жидкостью с. Ранее выделившаяся твердая фаза состава Ь будет реагировать с этой жидкостью, которая поглотит избыточное количество анортитового компонента. Равновесие восстановится, когда твердая фаза приобретет состав d. Однако в действительности падение температуры происходит непрерывно, так что изменение состава жидкости и твердой фазы происходит постепенно, причем состав твердой фазы при этом приближается к АЬ5оАп5о. Вся масса твердой фазы будет иметь этот состав при температуре окончания кристаллизации 7V
В процессе охлаждения такой системы может существовать лишь одна жидкая фаза. Точно также при достижении полного равновесия в системе должна присутствовать лишь единственная гомогенная твердая фаза. Разность температур между началом

1 Состав твердых фаз и жидкостей, представленных точками а — d, находится опусканием перпендикуляров из рассматриваемых точек на горизонтальную ось состава.
и окончанием кристаллизации называется «интервалом кристаллизации» (Т2 — Т4). Интересные следствия, вытекающие из рассмотренных соотношений, заключаются в том, что точки начала кристаллизации и точки начала плавления в этой системе не совпадают. Началу кристаллизации соответствует температура Т2, тогда как плавление начинается при температуре Т4.
До сих пор мы допускали, что охлаждение осуществляется очень медленно и на каждой его стадии устанавливается полное равновесие. Однако такие соотношения проявляются далеко не всегда. Часто охлаждение происходит настолько быстро, что в связи с высокой вязкостью расплава между твердой фазой и жидкостью не успевает установиться полное равновесие. Это обусловливает изменение состава растущих кристаллов и соответствующие вариации оптических и других физических свойств зерен в направлении от центра к периферии. Каждый последующий слой или зона, отложившиеся на зародыше кристалла, сохраняют свою первичную природу, так как не хватает времени для осуществления их реакции с жидкой частью системы. Таким путем возникают зональные кристаллы, особенно обычные для минералов групп плагиоклазов и пироксенов. У плагиоклазов с общим составом, отвечающим Лабрадору, центральные части кристаллов могут быть представлены почти чистым анортитом (АЬ2оАп8о), тогда как наиболее внешние зоны могут быть почти чистым альбитом (АЬвяАп^) (фиг. 70).
Присутствие даже незначительных количеств воды в расплаве значительно понижает температуры солидуса и ликвидуса. В том случае, если давление паров воды меняется, например вследствие периодического истечения вулканических газов, состав кристаллов плагиоклаза, выделяющихся из расплава при данной температуре, также будет варьировать, становясь более известковистым при повышенных давлениях паров воды. В пределах давлений пара воды, отраженных на фиг. 70, содержание анортитового компонента может меняться более чем на 10%. Флуктуации давления паров воды — наиболее вероятная причина ритмической зональности плагиоклазов.
В качестве примера кристаллизации твердых растворов мы рассмотрели лишь плагиоклазы, однако важное значение установленных при этом принципов определяется тем, что все породообразующие минералы, за исключением кварца, представляют собой члены серий твердых растворов и, следовательно, их кристаллизация должна во многом происходить так же, как и у плагиоклазов. На фиг. 4, в частности, приведена диаграмма кристаллизации оливинов, весьма похожая на диаграмму плагиоклазов.
Ход кристаллизации, естественно, усложняется, когда оба компонента системы характеризуются переменным составом.

Это можно рассмотреть на примере пироксенов. В разделе, посвященном этой группе минералов, указывалось (стр. 43), что по мере охлаждения расплава происходит прогрессивное обогащение кристаллизующихся пироксенов железом. Кроме того, в обычных основных магмах в пределах довольно высоких температур одновременно кристаллизуются две серии пироксенов разного состава. Однако при достижении определенной степени обогащения'железом эти две серии уступают место единственной фазе пироксена, отвечающей по составу ферроавгиту.
Для того чтобы лучше понять ход кристаллизации пироксенов, рассмотрим фиг. 71, изображающую систему, состав которой на треугольной диаграмме составов пироксенов (см. фиг. 10) соответствует вертикальной линии, проходящей через середину стороны En — Fs. Это сечение располагается в пределах отмеченного выше двупироксенового поля. Состав расплава может соответствовать любой точке в этой системе, но мы примем его условно соответствующим точке о. Охлаждение расплава до линии ликвидуса приведет к кристаллизации авгита. Его состав а\ можно определить, проведя изотерму (горизонтальная пунктирная линия pq), а затем опустив перпендикуляр из точки q на кривой солидуса до горизонтальной оси. Таков состав первых кристаллов авгита, выделившихся из расплава состава о. Кристаллы находятся в равновесии с жидкостью р при температуре t\. В результате удаления этих ранних кристаллов авгита расплав обогащается магнием и железом. По мере дальнейшего охлаждения составы расплава и кристаллов последовательно изменяются вплоть до достижения жидкостью эвтектической точки г. Однако в данном случае мы имеем дело с двумя изоморфными компонентами, и кривые линии, встречающиеся в точке г, представляют собою поперечное сечение через понижение, протягивающееся под прямым углом к плоскости диаграммы фиг. 71. Линия перегиба этого понижения называется котектической.
При температуре t2 одновременно кристаллизуются два пироксена — авгит состава а2 и пижонит. Дальнейшего понижения температуры не происходит до тех пор, пока не исчерпается вся жидкость. Происходящие вслед за этим изменения осуществляются с участием лишь кристаллических фаз, в связи с чем их можно назвать субсолидусными изменениями. К числу таких превращений относятся полиморфные переходы и распад твердых растворов. Область на диаграмме, расположенная ниже линии солидуса между полями авгита и гиперстена, соответствует разрыву смесимости пироксенов. Ограничивающие ее линии называются кривыми сольвуса. Как видно на диаграмме, они расходятся друг от друга вниз. При температуре t3 авгит состава v с большим содержанием кальция, чем а2, находится в равновесии с пижонитом состава и, более богатым MgFe, чем его первые
кристаллы. При температуре t4 еще более богатый кальцием авгит состава х находится в равновесии с гиперстеном. Такие изменения состава по мере охлаждения обусловливают тенденцию обоих минералов к распаду в твердом состоянии, о чем упоминалось выше в разделе, посвященном пироксену.
Прибегая к использовенным уже приемам, можно довольно легко проследить порядок кристаллизации в трехкомпонентной системе. Примем для простоты, что компоненты этой системы, А, В и С, не образуют твердых растворов. Каждая пара этих ком-

понентов может образовывать бинарную эвтетику, и, следовательно, в трехкомпонентной системе возможна тройная эвтектика ABC.
Системы такого рода можно изображать при помощи треугольных диаграмм, которые представляют собой проекцию соотношений твердых фаз трехмерной диаграммы на плоскость ее основания. Вершины треугольника соответствуют чистым компонентам, а каждая из его сторон подразделяется на части, отражающие количественные соотношения двух компонентов. Таким образом, любая точка на сторонах треугольника отражает некоторую смесь двух компонентов, тогда как любая точка внутри треугольника соответствует некоторой смеси всех трех компонентов. Одна из этих последних точек является тройной эвтектикой; она не обязательно должна располагаться в центре треугольника или даже вблизи от него.

Из всех точек треугольной диаграммы восстанавливаются перпендикуляры, длины которых соответствуют температурам отвердевания соответствующих смесей. Поскольку число таких смесей бесконечно, эти перпендикуляры образуют тригональную призму с неправильной верхней поверхностью. Форма этой поверхности на треугольной диаграмме характеризуется изотермами, спроецированными на основание призмы точно так же, как это обычно делается при построении горизонталей на топографических картах (фиг. 72). Отметим, что сходство рассматриваемой треугольной диаграммы с топографической картой заключается в том, что она отражает три слабо искривленные поверхности, сочленяющиеся вдоль линий перегиба (показанных на фиг. 72 жирными линиями), которые сходятся в наиболее низко расположенной точке Е. Линии перегиба представляют фазовые границы, которые подразделяют треугольную диаграмму на три поля А, В я С соответственно. Любая точка в пределах треугольника соответствует конкретному составу и конкретной температуре. Ход кристаллизации смеси, представленной точкой х, будет следующим. Поскольку рассматриваемая смесь явно содержит в избытке по сравнению с бинарной эвтекти- _ „ „
л ог< „ г> Фиг. 72. Схематическая треугольная
кои ВС компонент С, прежде дИаграмма хода кристаллизации в трех-
всего начнет выделяться компонентной системе.
этот избыточный компонент и состав жидкости будет непрерывно изменяться вдоль линии, соединяющей С с х, вплоть до котектической линии Евс ЕАВС в точке у. В этой точке раствор также становится насыщенным компонентом В и компоненты В и С начинают выделяться совместно в виде бинарной эвтектики. При этом состав жидкости изменяется по линии у — ЕАвс н в конечном счете достигает тройной эвтектики в точке ЕАвс-Аналогичный ход кристаллизации имеет место и для всех остальных составов диаграммы с той разницей, что в поле В первым начнет кристаллизоваться компонент В, тогда как в поле А первым начнет выделяться компонент А. При рассмотрении таких диаграмм полезно помнить, что линии типа Cxyz представляют собой геометрическое место точек с постоянным отношением А к В и варьирующими от 0 до 100% количествами компонента С.
Легко можно видеть, что каждая из трех вертикальных плоскостей трехмерной призмы представляет собой диаграмму бинарной эвтектики, подобную показанной на фиг. 69.
Из рассмотрения треугольных диаграмм вытекают два важных положения: 1) порядок выделения минералов определяется их относительными концентрациями в смесях и 2) периоды кристаллизации нескольких компонентов взаимно перекрываются, так что в определенные отрезки времени, вначале два, а несколько позже три компонента кристаллизуются одновременно.
Рассмотренный пример теоретической трехкомпонентной системы поможет нам понять более сложную систему, описанную ниже. На фиг. 73 приведены треугольные диаграммы системы, состоящей из минералов кремнезема, полевых шпатов и фельд-шпатоидов. Эта система имеет важнейшее значение для петрологии, поскольку она включает поля состава щелочных гранитов и фельдшпатоидных пород. Сплошные линии на всех диаграммах соответствуют фазовым границам. На фиг. 73, А пунктирными линиями показаны изотермы граничной поверхности между расплавом и твердыми фазами. Цифры у этих линий соответствуют сотням градусов. Из сухих расплавов в экспериментальных условиях кристаллизуются высокотемпературные формы минералов, например карнегеит (саг), кристобалит (сг) и тридимит (tr). Эти минералы метастабильны и при медленном охлаждении превращаются в свои более обычные низкотемпературные аналоги — нефелин и кварц.
Следует отметить относительно крупное поле устойчивости лейцита при высоких температурах. Такого рода диаграммы указывают на природу кристаллов, которые первыми выделяются из расплава любого состава в пределах этой системы. Выделение кристаллов вызывает изменение состава расплава, которое происходит вдоль направления уклона поверхности, изображен-


Фиг. 73. Диаграммы фазовых равновесий кварца, щелочных полевых шпатов и фельдщпатоидов.
Л—по Шереру и Боуэиу, 1935, В и С —по Таттлу и Боуэну, 1958. Пояснения даны в
тексте.

ной изолиниями. В конечном счете такое изменение приводит к смещению состава в один из термических перегибов, соответствующих котектическим границам между кварцем и щелочными полевыми шпатами или между нефелином и щелочными полевыми шпатами.
Фиг. 73, В можно представить как вертикальное сечение трехмерной диаграммы по линии альбит — ортоклаз, на котором также изображены кривые солидуса, позволяющие оценить ре-зультатц реакции между ранее выделившимися кристаллами и жидкостью. Например, лейцит, выделившийся из соответствующего калийсодержащего расплава, при медленном понижении температуры реагирует с жидкостью, превращаясь в ортоклаз.

Поведение расплавов в присутствии воды сильно меняется. Даже при весьма умеренном давлении паров воды 1000 кг/см2 температуры плавления понижаются на сотни градусов. В присутствии воды также резко уменьшается размер поля лейцита. При достаточно высоком содержании воды лейцит вообще неустойчив. Именно этим объясняется отсутствие лейцита в глубинных породах независимо от степени насыщенности их кремнеземом.
На фиг. 73,5 показаны также субсолидусные (или так называемые сольвусные) кривые несмесимости синтетических щелочных полевых шпатов'. Высокотемпературный гомогенный полевой шпат, например санидин, в условиях достаточно медленного охлаждения будет распадаться с образованием различного рода пертитовых или антипертитовых сростков, состав натровой и калиевой фаз которых при любой температуре ниже 660°С отражается кривой сольвуса. На диаграмме показана лишь самая верхняя часть этой кривой. Ветви этой кривой с понижением температуры постепенно расходятся. Это обусловливает существование в большинстве медленно охладившихся пород продуктов распада полевошпатовых твердых растворов, представленных относительно чистым калиевым полевым шпатом с вростками натрового полевого шпата, и наоборот.
На фиг. 73, С показаны фазы, встречающиеся в рассматриваемой системе Si02 — альбит — ортоклаз, в условиях различного давления паров воды. Левый треугольник отражает условия кристаллизации сухих расплавов и, таким образом, попросту представляет собою повторение верхней части диаграммы А, по-.мещенной здесь для сравнения. Второй треугольник указывает на понижение температур ликвидуса при достаточном содержании воды, что обусловливает исчезновение поля лейцита и появление поля высокотемпературного кварца. При очень большом давлении паров воды поверхность ликвидуса настолько понижается, что пересекается с сольвусом, в связи с чем из расплава могут одновременно кристаллизоваться два щелочных полевых шпата.
1 Сравните кривую сольвуса щелочных полевых шпатов с аналогичной кривой пироксенов, показанной на фиг. 71. Главное их различие заключается в том, что сольвус пироксенов как бы обезглавлен в результате пересечения кривыми солидуса.
Боуэн придавал исключительно важное значение реакционному принципу при формировании магматических пород, который заключается в непрерывном взаимодействии между твердой и жидкой фазами, имеющем место при охлаждении магмы. Такого рода реакции могут быть непрерывными или прерывистыми, осуществляющимися лишь в определенных температурных интервалах. В первом случае они обусловливают появление гомогенных твердых растворов, как это имеет место у плагиоклазов, а во втором — полное или частичное замещение одного минерала другим, например оливина пироксеном и пироксена первичной роговой обманкой. Такие серии минералов, будучи расположенными в порядке проявления превращений, образуют прерывистую реакционную серию. Боуэн, в частности, выделил следующие серии: оливин-»- ромбический пироксен -^обычный авгитроговая обманка -*- биотит, лейцит ортоклаз, анортит -v альбит, обычный авгит натровый авгит, обычная роговая обманка-v натровая роговая обманка -vлепидомелан.
Необходимо отдавать себе отчет в том, что почти все породообразующие силикаты представляют члены изоморфных групп, каждая из которых в свою очередь представляет непрерывную реакционную серию. Таким образом, даже при простейшем возможном ходе кристаллизации магмы должны, в известной степени конкурируя друг с другом, проявляться по крайней мере две серии изменений, отчасти перекрывающие друг друга и оказывающие друг на друга влияние. Одна из них представлена мафическими, а другая — фельзическими компонентами. Эти соотношения Боуэн [III] отразил в виде схемы.

Кварц
В прерывистой серии, представляющей собою левую ветвь схемы, в качестве первого силикатного минерала указан оливин; при этом магнезиальные оливины кристаллизуются раньше железистых [39]. При некотором понижении температуры оливин реагирует с магмой, превращаясь в обогащенный магнием пироксен. Последовательность выделения минералов определяется общим составом участвующей в реакциях фракции магмы. Согласно схеме Боуэна, обогащенные магнием и кальцием моноклинные пироксены кристаллизуются после ромбических пироксенов. Однако во многих основных породах оба пироксена могут кристаллизоваться одновременно (стр. 185).
Наряду с этим при высоких температурах будут также кристаллизоваться кальциевые плагиоклазы, которые по мере уменьшения температуры начнут реагировать с магмой, последовательно изменяя состав в направлении натрового, альбито-вого конца непрерывной реакционной серии. Взаимоотношения двух реакционных серий прежде всего заключаются в том, что в процессе превращения анортита в альбит освобождаются кальций и алюминий, тогда как при последовательных изменениях состава пироксенов эти компоненты, наоборот, поглощаются во все большем количестве.
Можно отметить, что в серии от оливина до биотита проявляется непрерывное усложнение атомной структуры минералов. Структура оливина относится к числу наиболее простых и определяется обособленными кремнекислородными тетраэдрами. В пироксенах такие тетраэдры связаны в цепочки, а в амфиболах они образуют ленты и, наконец, в слюдах составляют непрерывные листы. Эти последовательные превращения сопровождаются резкими изменениями кристаллической структуры: каждое такое изменение проявляется в переходе от относительно простого к более сложному строению [40].

Поздние стадии кристаллизации: дейтерические явления
Сложность состава низкотемпературных членов реакционной серии Боуэна, амфиболов и слюд вплоть до 50-х годов делала практически невозможными экспериментальные исследования этих минералов. Это справедливо по отношению ко всем гидрок-силсодержащим силикатам и другим минералам, кристаллизующимся из флюидов, обогащенных летучими составляющими. Последние Шенд называл также фугитивными (т. е. «беглыми». — Перев.) компонентами, подразумевая этим, что они во многих случаях не входят в конечный состав породы. Тем не менее они могут участвовать во многих реакциях в процессе кристаллизации пород, а затем удаляются, не оставляя никаких следов. Таким образом, перед нами возникает сложная задача интерпретации важной роли этих компонентов в кристаллизации магматических пород при отсутствии сведений об их качественном составе, количественном содержании и месте их окончательного нахождения.
О важной роли фугитивных составляющих можно судить,, исходя из следующих фактов.
1. В тех случаях, когда обогащенная летучими магма извергается на дневную поверхность в виде лавы, фугитивные составляющие ее очень быстро удаляются, что приводит к резкому увеличению вязкости лавы, которая быстро отвердевает в виде стекла или скрытокристаллического агрегата. Такая быстрая кристаллизация совместно с интенсивным окислением выделяющихся газов в некоторых случаях приводит к увеличению температуры на одну или две сотни градусов, что, вероятнее всего, и является причиной коррозии ранее образовавшихся вкрапленников. Необходимо также подчеркнуть, что о большом количестве летучих и их важной роли свидетельствуют кавернозность и амигдалоидные образования некоторых лав и даже мелких интрузивов, затвердевающих близ земной поверхности.
2. В некоторых областях современного вулканизма существуют так называемые фумаролы, убедительный признак активности летучих; из них непрерывно или с перерывами выделяются потоки газов, иногда образующие сублимационные минеральные месторождения. Эти летучие также приводят к значительному изменению пород, окружающих жерла.
Установив несомненную роль летучих при вулканической деятельности, мы можем теперь рассмотреть влияние их на процессы, происходящие в глубинной обстановке. В этом случае прямые наблюдения невозможны, однако можно предполагать ту или иную вероятную последовательность событий. При этом Наибольшие трудности возникают при решении вопроса о том, каков был источник действующих растворов и представляют ли они остаток, образовавшийся при завершении собственно магматической кристаллизации данной породы или они поступали из внешнего источника. В тех случаях, когда действующие растворы имеют непосредственно магматическое происхождение, все вызываемые ими изменения минерального состава или структуры называются дейтерическими. Этот термин был введен Се-дерхольмом [41] для обозначения кристаллизации или процессов изменения, происходящих как на пегматитовой, так и на гидротермальной стадиях. В последнем случае действующие растворы обычно выделяются из более позднего интрузива, а вызываемые ими преобразования относят к категории метасоматических. Таким образом, часто даже невозможно четко провести границу между собственно дейтерическими и метасоматическими явлениями, и мы невольно расширяем содержание первоначального понятия, введенного Седерхольмом. Наиболее кислые и щелочные породы обычно образуются из магм, богатых Н20 и другими фугитивными составляющими, в связи с чем в них и проявляются интенсивные дейтерические изменения.
Поскольку дейтерические явления осуществляются на этапе, когда порода очень близка к состоянию полной консолидации, представляется естественным, что они в значительной мере выражаются в образовании жилок и в замещении ранее кристаллизовавшихся минералов. Некоторые из таких явлений поздней стадии, сопровождающихся замещениями, настолько характерны и играют настолько важную роль, что они получили специальные названия. К их числу относятся альбитизация, анальцимизация и хлоритизация. Несколько реже проявляются относящиеся к этой же категории процессы турмалинизации н силицифцкацИИ.
В понятие альбитизации включают целый ряд изменений, хотя по существу, конечно, этот процесс представляет просто частично^ или полное замещение ранее образовавшихся плагиоклаза ил^ калиевого полевого шпата альбитом, который устойчив в прйСуТСТВии обогащенных летучими низкотемпературных остаточных растворов. Мы рассмотрим лишь те аспекты альбитизации, которые с полным основанием можно считать дейтери-ческими. и наоборот, оставим в стороне богатые альбитом породы, имеющие региональное распространение, к которым относятся спилитовые серии, а также превращения основных плагиокл^зОВ в альбит, содержащий включения известковистых минерало.в при региональном метаморфизме низкой ступени. Собственно дейтерическая альбитизация на начальных стадиях проявления выражается в образовании довольно неправильных пертитовых вростков. Именно этим путем, т. е. благодаря воздействию на ортоклаз или микроклин остаточных растворов, предположительно образуются некоторые пятнистые и жилковатые пертцты. В несколько иных условиях альбит образует водя-но-прозр^чные кристаллы в интерстициях между зернами более ранних м инералов или отлагается в виде внешних оторочек вокруг ранних зерен полевых шпатов. Если такие оторочки возникают вок руГ ортоклаза или микроклина, они довольно контрастны по облику, и в таких неоднородных зернах даже макроскопически удается различать ядра и внешние зоны. Однако в тех случаях, когда альбитовые оторочки окружают плагиоклаз, уста новить разницу между ними и центральным ядром почти невозможно. Такие образования могут производить впечатление кристаллов, не отличимых от образующихся при быстром ох лаждении безводного расплава. Таким образом, еще раз след^ет подчеркнуть, что крайне трудно провести четкую границу Мгежду продуктами собственно магматической и поздней кристаллизации. Лишь в тех случаях, когда дейтерические минералы и меют иной состав по сравнению с первичными или если они явно замещают ранние минералы, эта граница устанавливается с достаточной определенностью.
Аналь цим при дейтерических изменениях во многих случаях ведет себ^я примерно так же, как и альбит. Он часто образует жилки и прогрессивно замещает полевые шпаты. Однако V анальцим^а, так же как и у других минералов поздней стадии кристаллизации, не всегда видны признаки метасоматического образования. Иногда он кристаллизуется в интерстициях между зернами ранних минералов. Границы кристаллов анальцима и ранних минералов могут быть совершенно лишены признаков коррозии.' Тем не менее совершенно очевидно химическое воздействие на последние остаточных растворов, из которых кристаллизовался анальцим. Так, например, в тешенитах пироксен представлен типичным лиловым титанавгитом; однако в контакте со скоплениями анальцима у зерен этого минерала появляется ярко-зеленая внешняя оторочка эгирин-авгита. Таким образом, анальцим играет двойственную роль. В тех случаях, когда он выполняет интерстиции между ранними минералами, его можно рассматривать как последний продукт стадии первичной кристаллизации, тогда как в четких жилках и метасоматических образованиях за счет кристаллов полевого шпата он явно представляет собою вторичный минерал. Конечно, разграничение этих двух типов анальцима достаточно спорно и искусственно.
Двойственную роль в магматических горных породах выполняет также и хлорит. Некоторые минералы группы хлорита могут псевдоморфно замещать пироксены, амфиболы и слюды, обычно с образованием волокнистых, а иногда и сферолитовых агрегатов. Однако в некоторых породах встречаются чистые зерна хлорита, ограниченные гранями кристаллов тех же минералов, которые в других случаях им замещаются. Такой ин-терстиционный хлорит не обнаруживает никаких признаков метасоматического образования и, очевидно, имеет первичную природу. И в этом случае мы встречаемся с взаимным перекрыванием стадий первичной кристаллизации и дейтерического замещения.
Такие минералы, как хлорит и анальцим, в связи с их образованием на поздних стадиях формирования магматических пород обычно принято относить к числу вторичных. Однако, строго говоря, в эту категорию их следует относить лишь в тех случаях, когда они обнаруживают несомненные признаки замещения более ранних минералов.
Остается рассмотреть еще два особенно интересных явления, вызвавшие многочисленные дебаты: интерстиционные микрографические сростки щелочного полевого шпата и кварца, встречающиеся в некоторых основных породах, и специфические кварц-плагиоклазовые сростки, известные под названием мир-мекит, обычные в средних и кислых породах. Возникновение микрографических сростков, обычно называемых микропегматитами, объяснялось весьма различно. Фогт [42] полагал, что микропегматиты образуются в результате одновременной кристаллизации ортоклаза и кварца в эвтектических соотношениях из остаточных растворов, Другие исследователи приводили
-доказательства возникновения подобных структур за счет при-вноса щелочей и извести в богатые кремнеземом породы. В соответствии с.этими предположениями микропегматитовый агрегат следует трактовать как продукт фельдшпатизации кварца [43]. Наконец, еще одна возможность образования микропегматита — это процесс, обратный только что упомянутому,— силицификация полевого шпата.
Как при силицификации полевого шпата, так и при фельдшпатизации кварца, несомненно, могут возникать кварц-полевошпатовые срастания. Однако весьма сомнительно, чтобы в результате таких процессов замещения возникли столь же геометрически совершенные структуры, как в случае одновременной кристаллизации минералов. Более того, гипотезы метасомати-ческого происхождения микропегматита кажутся несостоятельными для тех случаев, когда сростки этого типа явно выполняют интерстицип между зернами ранних минералов. Такие интерсти-ционные микропегматитовые сростки бывают четко ограничены неизменными идиоморфными кристаллами полевого шпата и располагаются иногда радиально по отношению к ним. Иными словами, микропегматит кристаллизуется здесь без всяких признаков замещения из интерстиционных остаточных жидкостей.

Мирмекит как по составу, так и по формам проявления заметно отличается от микропегматита. Он обычно представляет собой неправильные пятна плагиоклаза, по форме напоминающие цветную капусту, изрешеченные мелкими червеобразными вростками кварца. Мирмекиты обычно возникают в зернах плагиоклаза на контакте их с микроклином (фиг. 74). Бекке [44] установил, что количество кварца в мирмекитовых сростках возрастает по мере увеличения основности плагиоклаза. Такие соотношения находятся в хорошем соответствии с гипотезой о TON, что кварц мирмекита освобождается в процессе замещения калиевого полевого шпата плагиоклазом, в состав которого входит анортитовый компонент. Это становится ясным при простом сопоставлении формул калишпата К20-Al203-6Si02 и анортита СаО-Al203-2Si02.
Помимо кремнезема, в этой реакции освобождается также калий, который замещается ионами натрия и кальция, в связи с чем в качестве побочного продукта при образовании мирмекита, вероятно, должна кристаллизоваться слюда.
Наиболее интенсивное развитие мирмекитов наблюдается на границах плагиоклаз — ортоклаз или плагиоклаз — микроклин. В связи с этим Седерхольм [41] предположил, что для образования мирмекита необходимо именно такое сочетание двух различных полевых шпатов. Этот исследователь назвал продукты таких реакций, возникающие в результате взаимодействия двух непосредственно соседствующих твердых фаз, синантетическими. Для образования мирмекита необходима миграция реагентов вдоль границ кристаллов. Возможно, что не всегда мирмекиты имеют чисто дейтерическое происхождение. Иногда они встречаются в гранитах в контакте с более поздними основными интрузивами, и в таких случаях, вероятно, частично имеют мета-соматическое происхождение.
Помимо мирмекита, в магматических породах известны и другие образования, возникающие в результате взаимодействия соприкасающихся минералов. К их числу относятся коронарные структуры, наиболее часто развивающиеся в габброидах, и описываемые в посвященных этим породам разделах.


СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1, Кипо Н., Plateau Basalts, Amer. Geophys. Union Monogr., 18, 495—501,
1969.
2. Walker Q. P. L., Evidence of crustal drift from Icelandic geology, In A
Symposium on Continental Drift, Phil. Trans. Roy. Soc, 258, 199—204, 1965.
8. Aumento F., Longcarevic В D, Ross D I, Hudson geotraverse geology of the Mid-Atlantic Ridge at 45° N, Phil. Trans. Roy, Soo„ Load, A, 268, 623—650, 1971.
4. Walker F.y Differentiation of the Palisades diabase, New Jersey, Geol. Soc. Amer. Bull., 51, 1059—1106, 1940.
5. Davidson C. F., The so-called cognate xenoliths of kimberlite, in Ultrama-fic and Related Rocks, ed. P J. Wyllie, 342—346, 1967.
6. Kuno H., Mafic and ultramafic inclusions in basaltic rocks and the nature of the upper mantle,, in The Earth's Crust und Upper Mantle, ed. P. J. Hart, Amer. Geophys. Union Monogr., 13, 507—513, 1969.
7. Eaton J. P., Murata K- J., How volcanoes grow, Science, 132, 925—938, 1960.
8. Fiske R. S., Kinoshita W. /., Inflation of Kilauea Volcano prior to its 1967— 1968 eruption, Science, 165, 341—349, 1969.
9. Walker G. P. L., The amygda'e minerals in the Tertiary lavas of Ireland, Min. Mag., 32, 503, 1960.

10. Du Toit A. L., Pipe amygdaloids, Geol. Mag., 4, 13, 1907.
11. Bailey E B, Geology of Knapdale etc., Mem. Geol. Surv., 69, 1911.
12. Tomkeiejf S. /., The basaltic lavas of the Giant's Causeway of Northern Ireland, Bull. Vole, Naples, series 2, 6, 89, 1940.
13. Shane Г., Speight G M., Skelhorn R., The Structure of the Tertiary dyke swarms of Skye, Mull "and Ardnamurchan, Proc. Geol. Soc, Lond., 1658, ] gg 202 1969.
14. Gregory'J. W., Tyrrell G. W, Proc. Geol. Assoc., 35, 413, PI. 26, 1924.
15. Barker A., Mem. Geol. Surv., 201—207, 1904.
16. Gilbert G. K., U. S. Geol. Surv., Washington, 1877.
17. Blyth F. H. G., Quart. J. Geol Soc, 99, 169, 1943.
18. Grout F. F., Amer. J. Sci., 46, 516, 1918.
19. Hall A. L., Mem. Geol. Surv., South Africa, 28, 1932.
20. Wells M, K., Baker С- O., The anorthosites in the Colony Complex near Freetown, Sierra Leone, Col. Geol. Min. Res. Bull., 6, № 2, 137—158, 1956.
21. Wells M K., Structure and petrology of the Freetown layered Basic Complex in Sierra Leone, Overseas Geol. Min. Res., London, Bull. Suppl., 4, 1—115, 162.
22. Wager L. R., Brown G. M., Funnel-shaped intrusions, Bull. Geol. Soc. Amer., 68, 1071—1075, 1957.
23. Wager L. R., Deer W. A., Med. om Gronland, 105, № 4, 1939
24. Richey J. E., Tertiary ring structures in Britain, Trans. Geol. Soc, Glasgow, 19, 45, 1931 — 1932.
25. Billings M. P., Mechanics of ingneous intrusion in New Hampshire, Daly Volume, Amer. J. Sci., 40, 1945.
26. Richey J. E., Association of explosion-brecciation and plutonic intrusion1" in the British Tertiary igneous province, Bull. Vole, series 11, 157, 1940.
27. Jacobson R. R. E., Macleod W. M., Black R., Ring-complexes in the younger granite province of Northern Nigeria, Mem. Geol. Soc, Lond., 1, 1958.
28. Iddings, J. Geol., 6, 707, 1898.
29. Russell, J. Geol., 4, 23—43, 1896.
30. Bott M. H. P., Day A. A., Masson-Smith D., The geological interpretation of gravity and magnetic surveys in Devon and Cornwall, Phil. Trans. Roy. Soc, Lon., 251, 161—191, 1958.
31. Bott M H. R., Holder A. P., Long R. E., Lucas A. L., Crustal structure beneath the granites of South West England, in Mechanism of Igneous Intrusion, ed. G. Newall and N. Rast, 93—101, 1970.
32. Hamilton W., Myers W. В., The nature of batholiths, U. S. Prof. Paper, 554, CI—C30, 1967.
33. Cloos H.y Abh. Preuss. Geol. Landesnast., 89, 1, 1925.
34. Shand S. J., The terminology of late-magmatic and post-magmatic processes, J. Geol., 52, 342, 1944.
35. Vogt J. H. L., Physical chemistry of the crystallization and magmatic differentiation of igneous rocks, J. Geol., 29, 441, 1921,

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

199

36. Bowen N. L., The System diopside, torsterite, silica, Amer. J. Sci., 38, 209, 1914.
37. Harker Л., The geology of the Small Isles of Inverness, Mem. Geol. Surv., 85, 1908.
$. Bcrwen N. L., Amer. J. Sci., 35, 583, 1913.
39. Bowen N. L., Schairer J. F., The system MgO — FeO — Si02, Amer. J. Sci., 29, 151, 1935.
40. Brammall A., Mineral transformations and their equations, Sci Prog., № 120, 1936.
41. Sederholm J. J., On synantetic minerals and related phenomena, Bull. Com. Geol. Finlande, № 48, 134, 1916.
42. Vogt J. H. L., Physical chemistry of the crystallization and magtnatic differentiation of igneous rocks, J. Geol., 31, 245, 1923.
43. Reynolds D. L., Demonstration in pedogenesis irom Kiloran Bay, Colonsay, Min. Mag, 24, 367, 1936.
44. Becke F., Uber Myrmekit, Tsch. Min. Petr. Mitt., 27, 377, 1908,

Часть III
ПЕТРОЛОГИЯ МАГМАТИЧЕСКИХ ПОРОД, ИХ ЗНАЧЕНИЕ, РАСПРОСТРАНЕНИЕ И ГЕНЕЗИС






Глава 1
ОСНОВЫ КЛАССИФИКАЦИИ И НОМЕНКЛАТУРЫ ГОРНЫХ ПОРОД

Общие положения
Одна из главных задач при попытках создания схемы классификации горных пород заключается в разработке однородной номенклатуры. Весьма важно, чтобы все петрологи называли одну и ту же породу одинаково. В настоящее время петрологические знания возрастают быстрее, чем в любой из предшествующих периодов. В основном это связано с тем, что петрологией занимается все большее и большее число лиц. Кроме того, важную роль в развитии петрологии играет появление новых методик и более совершенных приборов. Прежде горные породы изучались преимущественно качественно, в настоящее же время большую роль играют количественные данные, получаемые как непосредственно при полевых наблюдениях, так и в результате лабораторного исследования горных пород. Все более важное значение приобретает статистическое изучение географического распределения различных магматических пород. Однако на пути такого рода исследований возникают серьезные препятствия в связи с отсутствием согласованной международной классификации магматических пород и единообразной терминологии. Даже в настоящее время некоторые широко известные названия горных пород имеют в разных странах различное значение и, наоборот, одну и ту же распространенную породу называют по-разному. Более того, такие расхождения существуют даже в пределах одной страны у различных петрографических школ. Приведем, в частности, такой пример. Породы, называемые до-леритамк в Великобритании, у американских петрологов фигурируют под названием «диабазы». Представляется прямо-таки парадоксальным, что до настоящего времени не удалось согласовать даже точные определения наиболее широко распространенных магматических пород — гранитов и базальтов.
Ни одна классификация не может в равной мере удовлетворять всем целям. Существующие схемы классификаций, предназначенные для петрологических исследований, обычно весьма усложнены и основаны на признаках, трудно устанавливаемых при рядовых петрографических работах. К числу таких признаков следует отнести, например, данные о химическом составе, которые могут действительно иметь решающее значение при установлении соотношений между магматическими породами.
Схема классификации магматических пород, предлагаемая в этой книге, по существу такая же, как и в прежних изданиях руководства. Стремление по возможности упростить классификацию вызвано тем, чтобы облегчить ее использование полевыми геологами и лицами, изучающими петрологию. Однако предлагаемую классификацию можно легко усложнить и усовершенствовать в тех случаях, когда необходима большая точность в наименовании горных пород. Предлагаемая классификация основана на минеральном, а не химическом составе горных пород. Преимущество минерального состава заключается в том, что в большинстве крупнозернистых и многих средиезернистых магматических породах он в значительной мере поддается определению даже невооруженным глазом, а в относительно сложных случаях для этого необходим лишь петрографический микроскоп.
В классификациях, основанных на химическом составе, в одну и ту же категорию попадают породы, отличающиеся по минеральному составу и общему облику, особенно по степени рас-кристаллизованности. Так, совершенно идентичный состав может быть у гранита и обсидиана. Но в этом случае нелепо давать одно и то же название природным объектам, так резко отличающимся по облику.
В петрографической литературе существует несколько сотен названий детально описанных типов пород. Многие из этих пород широко распространены, а названия их хорошо известны и приняты большинством петрографов. Наиболее приемлемая схема классификации магматических пород должна, конечно, включать такие общепринятые понятая, которые, если это необходимо, могут быть несколько уточнены применительно к принципам конкретной классификации. Как только мы переходим от общих принципов к рассмотрению конкретных горных пород, сразу же становится ясным, что на каком либо одном признаке минерального состава невозможно создать классификацию, охватывающую все их разновидности. Так, схемы, построенные на соотношениях полевых шпатов, очевидно, неприложимы к б.ес-полевошпатовьш породам. Подобным образом детали соотношений минерального состава, учитываемые при классификации по-род.состоящих преимущественно из фельзических минералов, не удается использовать при классификации пород, сложенных преимущественно мафическими минералами.

Химический состав горных пород
По давно установившейся традиции результаты химических анализов горных пород обычно непременно выражаются в весовых процентах девяти главных окислов: Si02, AI2O3, Fe203, FeO, MgO, CaO, Na20, K20 и H20. Кроме того, в большинстве случаев приводятся также некоторые обычно встречающиеся малые компоненты — ТЮ2, МпО и P2Os. В числе дополнительных определений могут быть некоторые элементы-примеси, например, В, F и Сг и т. д. Эти элементы обычно присутствуют в настолько малых концентрациях, что не образуют самостоятельных минералов, а замещают другие элементы в породообразующих минералах.
Полные химические анализы горных пород довольно громоздки и неудобны для сопоставлений, поэтому для многих целей как в петрологических исследованиях, так и при общих обзорах удобно избирать для сравнения отдельные компоненты или их группы. Полученные при таких сопоставлениях данные можно отображать графически. Один из наиболее широко используемых типов вариационных диаграмм был предложен Хар-кером [X] и основан на сопоставлении весовых процентов отдельных окислов по отношению к содержанию Si02 во всех членах серии ассоциирующихся магматических пород (фиг. 75) В другом распространенном типе диаграмм (см. фиг. 112) отражаются соотношения трех групп компонентов — магнезии, суммы окислов железа и суммы щелочей.
1 Следует напомнить читателю, что впервые группировку окислов химического анализа горных пород предложил еще в самом конце прошлого столетия Ф Ю Левинсон-Лессинг Очень удобная диаграмма изображения соста вов была предложена академиком .Заварицким. Она пользовалась в СССР большой популярностью. — Прим. ред,
Подобнее манипуляции с данными химических анализов не имеют прямого отношения к проблемам классификации горных пород, однако следует помнить, что в конечном счете химическим составом определяется минеральный состав и большинство свойств горных пород, на которых должна основываться их классификация. Сведения о валовом химическом составе, а также те или иные обобщения Химических анализов горных пород играют важную роль при рассмотрении петрогенетических проблем магматизма. Однако для определения магматических пород и их классификации необходимо знать реальный минеральный состав или условный его эквивалент, вычисленный по пересчетам химического анализа. Реальный минеральный состав получил в петрографической литературе название модального, а вычисленный состав называется нормативным или нормой.

Соотношения между химическим и минеральным составами
В большинстве случаев по химическому составу магматической породы можно достаточно точно оценивать и состав той фракции магмы, из которой она образовалась. Как мы видели в предыдущей главе, процесс отвердевания магмы определяется многими факторами. При потере летучих и очень быстром охлаждении магма может закалиться в виде вулканического стекла. Отвердевание и кристаллизация большинства лав и пород мелких интрузивов происходит очень быстро в пределах температурного интервала в одну или две сотни градусов. В результате этого ранние кристаллы по сравнению с составом исходного расплава бывают обогащены относительно высокоплавкими компонентами. В таких условиях реакции остаточного расплава с минералами как непр.ерывной изоморфной реакционной серии, описанной Боуэном (стр. 191), так и прерывистой серии проявляются слабо. Вкрапленники обычно имеют зональное строение и по составу отличаются от зерен тех же минералов второй генерации, присутствующих в основной массе. Консолидированные в таких условиях породы представляют собой совокупность различных компонентов, затвердевших при разных температурах и, следовательно, неравновесных друг с другом. В особенности это относится к остаточным стекловатым фракциям. Все эти соотношения находятся в резком контрасте с особенностями глубинных медленно охлаждавшихся горных пород, общий минеральный состав которых очень близок к равновесному состоянию. В таких породах кристаллы обычно лишены зональности и зерна различных минералов имеют примерно равные размеры. На ранних .стадиях охлаждения магмы в глубинных условиях также проявляется фракционная кристаллизация, однако конечная ассоциация минералов практически не отражает ее: все минералы выглядят кристаллизовавшимися одновременно при одной температуре и в соотношениях, определяющихся валовым химическим составом пород.
Теперь остановимся на понятии нормативный минеральный состав или норма. Норма состоит из стандартных или нормативных минералов, вычисленных определенным способом на основании химического состава горной породы, и представляет собою ассоциацию минералов, которая могла бы кристаллизоваться в идеально равновесных условиях из магмы такого же химического состава. Важно уяснить себе, что эта ассоциация вычислена и, следовательно, имеет гипотетический характер. Ценность такого рода пересчетов заключается в том, что нормативный минеральный состав зависит лишь от химического и, наоборот, не зависит от факторов, определяющих тот или иной ход кристаллизации магмы. При условии идентичных химических составов даже вулканическое стекло и грубо кристаллическая горная порода должны иметь одинаковый нормативный состав. Таким образом, «норма» отражает состав магмы, выраженный в форме потенциальных минералов.
Понятие о нормах было введено американскими петрологами Кроссом, Иддингсом, Пирсоном и Вашингтоном [1], которые разработали совершенно новую детальную схему классификации горных пород, основанную на количественных соотношениях нормативных компонентов. Хотя в этой классификации отсутствуют противоречия предшествующих схем, искусственный принцип расчленения пород сделал ее слишком сложной, что препятствовало ее широкому распространению и использованию.
Классификация, предложенная американскими учеными, как таковая уже не используется, однако вычисление нормативных составов (метод CIPW) до сих пор широко практикуется, так как они помогают решению многих петрологических проблем. Хорошим примером этого может служить подразделение базальтов на две главные разновидности, в нормативных составах которых соответственно имеются гиперстен и нефелин (см. стр. 395). Эти нормативные минералы являются несовместимыми фазами, которые не могут сосуществовать в одной породе. Установлено, что базальтовые магмы с нормативным гиперсте-ном образуют ряд дифференциатов, весьма отличающихся от ба-зальтоидов, содержащих нормативный нефелин. Это кардинальное различие нельзя установить простым сопоставлением химических анализов, поскольку составы этих двух разновидностей базальтов могут быть очень близкими. В этом плане и реальный модальный состав базальтов иногда не может быть полезен, поскольку фактические условия охлаждения различных базальтов часто предотвращают кристаллизацию гиперстена и нефелина. Таким образом, в большинстве случаев разграничение этих двух разновидностей базальтов возможно лишь на основе их нормативного состава.
Методика пересчета данных химического анализа пород на нормативный состав в полной мере необходима лишь специалистам однако всем желающим овладеть основами петрологии также полезно с нею познакомиться, поскольку она позволяет понять химические факторы, определяющие кристаллизацию минералов в магматических породах.
1 Обзор этой методики и необходимые таблицы приведены в книгах: Holmes A., Petroraphic Methods and Calculations, 1930; Johannsen A., Descriptive Petrography of Igneous rocks, 1, 1931. [На русском языке она хорошо описана академиком А. Н. Заварицким в книге «Пересчет химических анализов горных пород», изд. ОНТИ, 1933. — Прим. ред.]
Набор нормативных минералов в основном ограничивается простейшими конечными членами безводных породообразующих силикатов. В него также входят кварц и такие акцессорные минералы как апатит, магнетит и ильменит. В число нормативных минералов не включены гидроксилсодержащие соединения, например роговая обманка и биотит, поскольку их составы слишком сложны и изменчивы для стандартного пересчета. При пересчете составы нормативных минералов выражаются в виде комбинации окислов в соответствующих пропорциях

При вычислении нормативного состава прежде всего необходимо весовые проценты окислов химического анализа (за исключением Н20) перевести в молекулярные количества, для чего содержание каждого из них делится на соответствующий молекулярный вес1.
Вторая стадия пересчета заключается в распределении соответствующих количеств окислов между нормативными минералами. В действительности большинство окислов одновременно входит в состав нескольких минералов, но для целей такого пересчета некоторые из них можно относить лишь к одному минералу. Так, весь ТЮ2 (в комбинации с равным количеством FeO) относят к ильмениту; весь Fe203 считают входящим в состав магнетита, а весь Р2О5 относят к апатиту. Перечисленные выше «минералы» лри пересчете выделяют первыми. Последовательность пересчета можно проиллюстрировать на относительно простом примере, андезитовой породы, анализ которой приведен на стр. 349. В дополнение к уже упомянутым выше акцессорным минералам в норму в этом случае входят полевые шпаты, кальциевый моноклинный пироксен типа диопсида, бескальциевый ромбический пироксен и кварц. Минералы вычисляются в приведенном порядке. В рассматриваемом случае для целей нашего пересчета можно принять, что весь глинозем входит в состав полевых шпатов, хотя в действительности в андезитах часть его будет входить в авгит, роговую обманку или биотит.
1 В приводимом здесь обзоре методики пересчета на нормативный состав опущены многие важные детали, поскольку изложенный материал не представляет собою практического руководства к таким пересчетам.
Обозначим общее содержание Na20 через х. Тогда, помимо этого компонента, в состав нормативного альбита войдет л:А120з и 6xSi02. Подобным образом исходя из суммарного количества К20 рассчитывается содержание нормативного ортоклаза. По оставшемуся от этих двух операций количеству А120з определяется содержание нормативного анортита. Оставшееся количество СаО комбинируется в соотношении 1:1с (FeO -f--j-MgO) в нормативном диопсиде. Затем из оставшегося FeO и MgO образуют молекулы ромбического пироксена. Поскольку у сосуществующих моноклинного и ромбического пироксенов отношения FeO : MgO очень близки, при вычислении их нормативных составов следует использовать одно и то же отношение этих двух компонентов.
После этой стадии пересчета все компоненты, за исключением части Si02, оказываются распределенными. Остаток кремнезема, не связанный с другими окислами, представляет собою нормативный «кварц».
Последняя операция при таком пересчете заключается в переводе молекулярных количеств минералов в весовые проценты.
Конечно, процедура пересчета химических анализов пород, цо составу отличающихся от андезитов, несколько меняется. Во многих породах, например, наблюдается недостаток кремнезема, что соответственно приводит к появлению в нормативном составе оливина. Подобным образом при избытке щелочей, но ограниченных содержаниях кремнезема часть или весь полевой шпат приходится заменять фельдшпатоидами.
Рассмотрение пересчетов данных химических анализов и классификаций горных пород, основанных на их химическом составе, будет неполным, если не упомянуть системы пересчета Ниггли [2, 3, 4], которая весьма широко используется европейскими геологами. Так же как и система CIPW, предложенная американскими учеными, методика Ниггли основана на молекулярных соотношениях окислов. Родственные окислы группируются в четыре категории: А1203 + Сг203 + редкие земли = al; (Fe203-2) -f FeO + MgO = fm; СаО + SrO + BaO = c; Na20 + + K20 + Li20 = alk.
С помощью этих четырех компонентов состав породы можно представить точкой в тетраэдре. Однако на практике для этих целей используются треугольные диаграммы. Дальнейшее подразделение в классификации Ниггли основано на величинах si (отношение молекулярного количества Si02 к сумме величин al, fm, с и alk), k (отношение К20 к сумме щелочей alk) и mg (отношение MgO к fm).
По системе пересчета Ниггли нормативный состав может быть вычислен так же легко, как и по методике CIPW. Более того, по схеме Ниггли можно вычислить нормативный^ биотит, роговую обманку и другие сложные силикаты, что исключено в схеме CIPW. Таким образом, здесь имеется большая гибкость в возможностях подбора состава нормативных минералов и норма породы оказывается ближе к ее реальному минеральному составу. Теоретически при определенных усилиях по схеме Ниггли нормативный состав можно вычислять в полном соответствии с реальным. В отличие от норм системы CIPW, которые отражают «стандартный набор минералов», соответствующий составу магмы, нормативный состав в системе Ниггли можно использовать для оценки реального минерального состава породы, который фиксирует особенности кристаллизации магмы в специфических условиях. Таким образом, вычисленный модальный состав, полученный в результате пересчета по системе Ниггли, можно использовать вместо реального для классификации пород, в которых вследствие слишком тонкой зернистости или по иным причинам количественные соотношения минералов не поддаются определению под микроскопом.
Выше мы уже отмечали, что для геологов более удобна классификация горных пород, основанная на признаке их минерального состава. Предлагаемая нами схема имеющая много общего с большинством минералогических классификаций, основана на изменении двух параметров: первый из этих параметров— качественный состав и количественные соотношения полевых шпатов; второй — суммарное содержание кремнезема в породе, выраженное через минеральный состав (присутствие или Отсутствие кварца). Эти два признака в схеме классификации, изображенной в виде таблицы, представляют собою вертикальные й горизонтальные графы.

Содержание кремнезема как признак классификации
В химическом составе всех магматических пород, за исключением редких интрузивных карбонатитов, доминирует кремнезем. В связи с этим естественно, что в большинстве схем классификаций магматических пород в качестве главнейшего признака использовано соотношение кремнезема с другими компонентами. Наиболее кремнеземистые породы принято называть кислыми; за ними в порядке последовательного уменьшения содержания этого компонента следуют средние, основные и ультраосновные породыИспользование этих терминов имеет своим источником уже оставленную концепцию^ в соответствии с которой силикаты рассматривались как «соли» различных кремневых кислот, в связи с чем породы, содержащие избыток кремнезема, назывались «кислыми». Таким образом, в настоящей книге этот термин используется не в обычном химическом, а в петрологическом смысле.
1 Это деление впервые предложено Ф. Ю. Левинсоном-Лессингом, а затем принято повсеместно. — Прим. ред.
Первоначально химические классификации горных пород строго основывались на весовых содержаниях в них кремнезема.
Например, в качестве границы между кислыми и средними породами было принято содержание Si02 66%, что соответствует содержанию этого компонента в щелочных полевых шпатах. Использование этого признака имеет смысл, пока рассматриваются породы, в составе которых преобладают щелочные полевые шпаты. Однако и в этом случае возникают известные сомнения в правильности принятой границы, если учесть, что, помимо щелочных, присутствуют и другие полевые шпаты, а также прочие силикаты, каждый из которых дает различный вклад в суммарное содержание кремнезема в породе. Вспомним, например, что темноцветные минералы, роговая обманка и биотит во многих средних и кислых породах имеют относительно небольшое содержание Si02. В биотитах магматических пород содержание Si02 обычно колеблется от 35 до 38%. Во многих породах весьма значительная роль железомагнезиальных силикатов резко усиливается анортитовым компонентом плагиоклаза, в котором содержание Si02 составляет 43,2%.
Совершенно очевидно, что в кремнеземистых породах, богатых этими относительно основными минералами, связанным оказывается меньшее количество кремнезема и, следовательно, возникают дополнительные возможности появления свободного кремнезема по сравнению с породами, в которых господствуют щелочнце полевые шпаты. Таким образом, строго говоря, для установления границы появления свободного кремнезема, т. е. для разграничения кислых и средних пород по признаку содержания Si02, необходимо прибегать к скользящей шкале в зависимости от присутствующих минералов, в особенности от количественного соотношения плагиоклаза и щелочных полевых шпатов. Породы с повышенным содержанием кальциевого плагиоклаза будут насыщаться кремнеземом при меньшем суммарном содержании Si02 по сравнению с породами, в которых преобладают щелочные полевые шпаты.
Дополнительным возражением против использования жестких пределов содержания кремнезема для классификации горных пород может служить то обстоятельство, что необходимые для этого данные химического анализа далеко не всегда имеются в распоряжении геологов. В связи с вышеизложенным в последних изданиях нашей книги хотя и были сохранены в общем виде те же самые главные семейства или классы магматических горных пород, что и в прежних схемах, но границы между ними установлены по признаку количественных соотношений минералов, входящих в состав крупнозернистых представителей каждого семейства.
Для особо тонкозернистых и стекловатых пород, в которых невозможно определить пеальное содержание кварца, взамен него можно использовать вычисленное на основании химического анализа содержание нормативного кварца. Однако имеющийся опыт позволяет утверждать, что большинство вулканических пород, в том числе и очень тонко-зернистых, может быть идентифицировано и классифицировано по аналогии с их грубозернистыми эквивалентами. Точное определение наиболее сомнительных пород или их переходных разновидностей обычно необс ходимо лишь при специальных петрологических исследованиях, при которых имеются возможности выполнения химического анализа.

Роль полевых шпатов в классификации горных пород
В ранних изданиях этой книги в качестве важнейшего фактора классификации горных пород использованы соотношения между кварцем и различными полевыми шпатами. В большинстве магматических пород полевые шпаты в количественном отношении играют очень важную роль, а во многих случаях преобладают над другими минералами. Разновидности полевых шпатов хорошо распознаются, и состав их поддается определению при изучении шлифов под микроскопом. Прежде всего мы противопоставляем количество щелочного полевого шпата (А) и плагиоклаза (Р) в горной породе. Существуют породы, в которых весь полевой шпат представлен либо А, либо Р, однако в большинстве их оба полевых шпата присутствуют совместно. Это и использовано в классификации.
В минералогическом разделе руководства уже описаны щелочные полевые шпаты и плагиоклазы, а также рассмотрены их взаимоотношения. Щелочные полевые шпаты состоят из «чистых» конечных членов, калиевого и натрового, представленных как высоко-, так и низкотемпературными разновидностями. При этом чаще всего встречаются различные комбинации всех этих разновидностей. К плагиоклазам в этой книге отнесены все члены этого семейства, за исключением альбита, и, таким образом, состав их колеблется от олигоклаза (Апю) до анортита (Апдо-юо) •
В течение длительного периода мы подразделяли горные1 породы на три группы в зависимости от соотношения в их составе щелочных полевых шпатов и плагиоклазов. При установлении границ между основными группами пород использовались отношения А к Р, равные '/з и 2/3. Однако недавно была предложена схема классификации, в которой граничными считаются содержания одного или другого компонента (А или Р), равные 10, 35, 65 и 90% общего количества полевых шпатов в породе. Если из этой схемы в качестве наиболее важных границ взять 35 и 65%, то вновь предложенная классификация практически не будет отличаться от существовавшей ранее, хотя мы не возражаем против использования новой классификации, если ее преимущество будет подтверждено международной практикой.
Такое подразделение горных пород в любом случае носит условный характер и имеет много спорных моментов. В настоящее время вопрос о минералогической классификации магматических горных пород обсуждается петрологами всех частей света в рамках комиссии Международного геологического конгресса, возглавляемой Штрекейзеном [5]
Дальнейшее разграничение магматических пород основано на количественных соотношениях щелочных полевых шпатов, с одной стороны, и на составе плагиоклаза, с другой. В деталях эти более дробные подразделения рассматриваются ниже.
В грубозернистых магматических породах количественные соотношения различных полевых шпатов обычно удается оценить без труда. Однако даже при изучении тонкозернистых разновидностей горных пород петрограф часто в состоянии правильно оценить их принадлежность к той или иной категории по составу вкрапленников и по аналогии с детально изученными породами такого типа. При таких оценках, однако, существует опасность впасть в ошибки, которых следует остерегаться начинающим исследователям. В тех случаях, когда в породе присутствуют два полевых шпата, один из них обычно представлен хорошо заметными идиоморфными кристаллами, так что возникает опасность переоценки его роли за счет другой разновидности, которая может быть представлена ксеноморфными малозаметными зернами, выполняющими интерстиции между другими минералами. Точно так же легко впасть в ошибку, переоценив относительные количества обычно более кальциевых ядер полевошпатовых кристаллов по сравнению с их натровыми оторочками. При равном объеме толщина внешней натровой каемки зональных кристаллов составляет лишь 13% диаметра ядра.
1 Основные положения этой классификации изложены в специальной брошюре «Классификация горных пород», «Недра», 1974.
Для стекловатых и особо тонкозернистых пород, количественные соотношения минералов в которых не поддаются оценке под микроскопом, следует вычислять нормативный состав на основе химического анализа. Некоторые авторы, в частности Шенд, предлагают использовать нормативный состав во всех случаях независимо от зернистости пород. Это предложение имеет определенные преимущества. При использовании нормативного состава исключается влияние двойственной роли альбита. Кроме того, содержание нормативных минералов в отличие от модальных не зависит от степени раскристаллизованности горной породы. Особенно важное значение единообразные нормативные составы всех пород имели бы при разработке проблем петроге-иезиса и происхождения магм (в отличие от характеристик пород как таковых). Однако, с другой стороны, мы уже указывали, что определяемые косвенно нормативные составы непригодны служить основой классификации горных пород, используемой в повседневной работе рядового петрографа.


Классификация кварцсодержащих пород
Поскольку большинство магматических пород со значительным содержанием кварца относительно обеднено мафическими составными частями, их удобно классифицировать на основе количественных соотношений фельзических минералов — кварца, щелочного полевого шпата и плагиоклаза. Такой способ весьма удобен, поскольку позволяет схему классификации представить в виде равностороннего треугольника, в вершинах которого располагаются кварц (Q), щелочной полевой шпат (А) и плагиоклаз (Р). При нанесении точки на эту диаграмму величину Q получают, разделив содержание модального кварца на сумму содержаний всех фельзических минералов (кварца, щелочного полевого шпата и плагиоклаза) и умножив это частное на 100.
Р(Ап<50)
Треугольная диаграмма состава QAP — очень простой способ графического отображения составов кварцсодержащих пород, характеризующийся высокой степенью точности: на ней можно изобразить составы с пределами колебаний всех трех компонентов от 0 до 100%. До сих пор мы использовали лишь относительные количественные соотношения кварца, щелочного полевого шпата и плагиоклаза. Однако по мере изменения количественного содержания плагиоклаза происходит также систематическое изменение его состава. При этом с увеличением содержания плагиоклаза возрастает его основность. Такого рода изменения состава плагиоклаза не играют особенно важной роли в магматических породах, обогащенных кварцем и щелочными полевыми шпатами. Однако они играют решающую роль при разграничении двух важнейших групп крупнозернистых магматических пород — диоритов и габбро, а также их тонкозернистых аналогов — андезитов и базальтов. Поскольку на треугольной диаграмме трудно отобразить четыре переменные, мы ограничиваем использование треугольника QAP лишь кислыми и средними породами, которые насыщены Si02. Содержание анортитового компонента этих пород в составе плаги'оклаза не превышает 50%. Габбро и другие основные породы, в которых присутствует более кальциевый плагиоклаз, не рассматриваются на треугольной диаграмме QAP. Эти породы удобнее классифицировать с использованием других критериев, рассматриваемых ниже.
Об удобстве треугольной диаграммы QAP свидетельствует тот факт, что она уже использовалась в нескольких схемах классификации магматических пород. К сожалению, все существующие схемы классификации в той или иной мере отличаются друг от друга по номенклатуре и границам некоторых полей. Однако в происходящей в настоящее время дискуссии, посвященной классификации магматических пород, уже в общем достигнуто согласие о величинах Q, которые должны определить главные горизонтальные границы внутри треугольника состава QAP. В качестве таких величин избраны Q2o и Q60. Последняя из них имеет небольшое практическое значение, поскольку точки составов пород, располагающиеся выше линии Q60, очень немногочисленны. Гораздо большее значение имеет линия Q20. Во всех породах, точки состава которых располагаются выше этой линии, кварц присутствует в значительных количествах и, следовательно, играет существенную роль в их определении. Другими словами, кварц в этих породах представляет собой главный породообразующий минерал. В тех породах, точки состава которых на треугольной диаграмме располагаются ниже линии Q20, кварц представляет собой подчиненный минерал, а иногда может и вовсе отсутствовать. Для точного наименования таких пород присутствие кварца уже нельзя считать определяющим фактором, и его в таких случаях следует рассматривать как второстепенный минерал.
Мы с удовлетворением следуем принципу использования параметров QAP в общем и особенно границы по линии Q20. В предыдущих изданиях этого руководства пройдена длительная эволюция в этом направлении. Первоначально принятая жесткая граница между средними и кислыми породами по содержанию Si02, равному 66%, была затем оставлена и заменена содержанием модального кварца 10%. В последнем издании нашего учебника за предельное для средних пород было принято содержание кварца 20%, поскольку многие типичные их представители содержат более 10, но менее 20% модального или нормативного кварца'.
Содержание модального кварца 20% лишь незначительно отличается от избранной в настоящее время границы Q20- Тем не менее читателю следует иметь в виду, что эти две величины различны. Они совпадают полностью лишь в породах, сложенных исключительно фельзическими минералами. По мере же увеличения количества темноцветных компонентов разница между величиной Q и содержанием модального (или нормативного) кварца возрастает. Так, в породах, состоящих на 60% из полевых шпатов, на 20% из кварца и на 20% из мафических минералов, величина Q Составит 25%. И наоборот порода с тем же количеством мафических составных частей и с величиной Q20 будет содержать лишь 16% модального кварца.
Кислые и средние кварцсодержащие породы, разделенные границей Q20, подразделяются в нашей схеме на три категории по величине отношения А/Р в соответствии с изложенным в предыдущем разделе. Таким образом, треугольник состава QAP расчленяется на шесть равнозначных полей. В действительности в нем существует и седьмое поле, располагающееся у вершины Q выше линии Q6o, однако точки состава встречающихся в природе кварцсодержащих магматических пород в это поле почти не попадают. При подборе независимых наименований для типов пород, характеризующих эти поля, некоторые трудности возникли в отношении крупнозернистых кислых пород. Для средних пород оказалось весьма удобным использовать общепринятые названия типов пород соответствующего состава — сиенит, мон-цонит и диорит. Следует, однако, сразу же заметить, что здесь учитываются лишь кварцсодержащие сиениты. Некоторые породы семейства сиенитов не входят в треугольник состава QAP, как это будет показано в дальнейшем. Границы между отдельными полями в предлагаемой классификации жестко ограничиваются количественными соотношениями лишь трех фельзических компонентов. В связи с этим поля не соответствуют в точности первоначальным определениям тех типов пород, наименования которых приняты для наших полей. Это связано с тем, что в предлагаемой классификации не учитываются цветные минералы. Таким образом, мы по существу несколько изменяем первоначальное содержание терминов, приспособив их к требованиям жесткого каркаса предлагаемой классификации. Несмотря на такого рода трудности, мы полагаем, что 'Гораздо проще несколько адаптировать установившиеся названия семейств пород, чем предлагать новые.
1 См., например, раздел, посвященный рассмотрению состава андезитов
В нескольких существующих схемах классификации треугольник состава QAP подразделен на большее количество полей, чем в нашей схеме. При использовании таких усложненных классификаций возникают трудности с номенклатурой, которые рассматриваются в следующих разделах книги. Здесь следует лишь отметить, что, по нашему мнению, главнейшие подразделения классификации должны быть предельно простыми, с тем чтобы одно общее название определяло все члены семейства в пределах каждого поля. В тех же случаях, когда возникает необходимость в более точных определениях отдельных групп пород, главные поля классификации можно подразделить на более дробные единицы.
Остановимся теперь на изменениях, которые следует принять для классификации бескварцевых средних и еще более основных пород, располагающихся непосредственно ниже треугольника состава QAP.
Если при разграничении кислых и средних пород нам сравнительно просто удалось перейти от процентного содержания Si02 к величинам Q, то гораздо труднее найти такие минералогические границы для разделения средних и основных, а также основных и ультраосновных пород. Общие традиционные определения самых крупных групп пород — средние, основные и ультраосновные, несомненно, целесообразно сохранить, поскольку они качественно характеризуют породы с широкими вариациями содержания Si02. Однако подразделение горных пород на отдельные семейства следует производить по количественным признакам, используя при этом минеральный состав. По мере того как содержание Si02 в магматических породах уменьшается, на первый план выступают различные минералогические критерии в зависимости от того, в каком из двух направлений происходят общие изменения- состава пород: в сторону обогащения щелочами или кальцием. Такого рода вариации минерального состава бывают трех видов:
1. Появление фельдшратоидов в ряду щелочных магматических пород.
2. Увеличение содержания анортитового компонента плагиоклаза в известково-щелочном ряду.
3. Качественные и количественные вариации в содержании темноцветных минералов.
Изменения третьего вида осуществляются в породах всех серий независимо от природы присутствующих полевых шпатов. Однако цветные минералы практически играют более важную роль в классификации известково-щелочных, основных или ультраосновных пород.
Ниже в общем виде рассмотрены три перечисленных фактора; подробную их характеристику читатель найдет в главах, посвященных систематическому описанию горных пород.
Насыщение кремнеземом и роль фельдшпатоидов
Во всех трех семействах средних магматических пород — сиенитах, монцонитах и диоритах — обычно преобладают полевые шпаты. Как мы уже видели, при достаточно высоком содержании кремнезем-а порода пересыщена этим компонентом, и в дополнение к полевым шпатам присутствует кварц. Однако в случае сиенитов и в меньшей мере некоторых монцонитов при уменьшении содержания кремнезема ниже количества, необходимого для образования щелочных полевых шпатов, часть щелочей и глинозема может пойти на образование того или иного фельдшпатоида, о чем уже упоминалось в разделе, посвященном описанию породообразующих минералов. Степень недосыщенно-сти кремнеземом может быть различной и в крайних случаях приводит к полному исчезновению щелочных полевых шпатов. Фельдшпатоиды встречаются в породах весьма различного химического состава, однако лишь применительно к семейству сиенитов недосыщенность кремнеземом фельзических составных частей приобретает важное классификационное значение. Детали этих соотношений рассматриваются в главе, посвященной сиенитам.

Роль анортитового компонента в плагиоклазах
В тех породах, в составе которых преобладают плагиоклазы (гранодиориты, диориты, габбро), изменения минерального состава по мере уменьшения содержания кремнезема проявляются совершенно иначе, чем в щелочных породах. В существенно плагиоклазовых породах отсутствуют какие-либо аналоги фельдшпатоидов, которые могли бы заменять плагиоклаз. Уменьшение суммарного содержания Si02 в них выражается в изменении состава самого плагиоклаза. С падением содержаний кремнезема в составе плагиоклаза за счет относительно кремнеземистой альбитовой молекулы возрастает содержание малокремнеземистого анортитового компонента. В гранодиоритах состав плагиоклаза изменяется в интервале олигоклаз—андезин. В диоритах и их тонкозернистых аналогах, андезитах, как правило, присутствует андезин. И наконец, средний состав плагиоклазов габбро и базальтов около Ап65 и варьирует в интервале от Лабрадора до битовнита. Чистый анортит встречается лишь очень редко в некоторых основных и ультраосновных породах. В связи с упомянутыми колебаниями состава плагиоклаза в магматических породах в качестве границы между средними и основными породами целесообразно избрать величину Ап50. По этому признаку и следует разграничивать породы семейств диорита и габбро. Однако не во всех случаях он может играть роль классификационного признака. Так, некоторые лавы, являющиеся дифференциатами океанических вулканов, содержат андезин или даже олигоклаз, но в других отношениях настолько близки к базальтам, что их следует относить в семейство основных пород. Так, отнесение гавайитов и муджиеритов к основным породам определяется не составом плагиоклаза, а повышенным количеством и характером темноцветных минералов.

Цветовой индекс и роль мафических составляющих
Кислые магматические породы бедны мафическими минералами, которые поэтому не используются в их классификации. В средних породах их значение несколько возрастает, а в основных они играют настолько важную роль, что именно по относительным количествам мафических минералов и выделяются отдельные разновидности этих пород.
Суммарное содержание мафических составных частей в горной породе называется ее цветовым индексом (М). Все крупнозернистые магматические породы можно было бы подразделить по величине цветового индекса на три группы. Используя корни греческих слов, такие группы можно было бы назвать лейко-кратовыми, мезотипными 1 и меланократовыми. К лейкократо-вым следовало бы относить породы с цветовым индексом от О до 33, а к мезотипным и меланократовым — породы, у которых цветовой индекс изменяется соответственно от 34 до 66 и от 67 до 100.
Однако в связи с резко изменчивым содержанием темноцветных минералов в зависимости от основности пород целесообразнее использовать скользящую шкалу цветовых индексов. Цветовые индексы гранитов обычно колеблются между 5 и 15. Таким образом, гранит с величиной М, равной 25, в соответствии с жесткой шкалой следовало бы назвать лейкократовым, Однако по сравнению с обычными гранитами он резко обогащен темноцветными минералами. Наоборот, габбро с точно такой же величиной М будет обеднено темноцветным минералом по сравнению с типичными породами этой группы, и, следовательно, его можно назвать лейкократовым или лейкогаббро. Соответственно диорит с М, равным 25, лучше всего отнести к мезотипной разновидности.
1 Термин «мезократовые», хотя и широко используется, весьма неудачен в лингвистическом отношении.
Таким образом, породы с совершенно одинаковой величиной М следует называть лейкократовыми, мезотипными или меланократовыми лишь сравнительно с другими представителями их группы.
Использование приставок лейко- и мела- к конкретному названию пород очень просто характеризует особенности ее состава и избавляет от выделения дополнительных разновидностей. Этот прием особенно удобен при определениях пород, содержащих фельзический минерал, допустим нефелин, и темноцветный минерал, например пироксен в резко варьирующих пропорциях. Действительно, существуют породы, варьирующие по составу от существенно нефелиновых до почти чисто пироксе-новых. Разновидность, сложенная приблизительно равными количествами этих двух минералов, называется ийолитом. Однако большинство встречающихся в природе ийолитов обогащено либо пироксеном, либо нефелином, и в зависимости от этого их следовало бы называть мелаийолитами и лейкоийолитами соответственно. Такая практика была бы полезнее, чем использование самостоятельных наименований, которые не отражают постепенных вариаций минерального состава. Читатель может сравнить петрографические описания ийолитов с описаниями диоритов и габбро, чтобы увидеть, каким образом подобный принцип используется в различных случаях.
Следует заметить, что некоторые петрологи придают слишком большое значение цветовому индексу при разграничении пород, например, базальтов от андезитов. Это приводит к серьезным противоречиям. Лавы, по всем признакам относящиеся к базальтам, на основании цветового индекса приходится классифицировать как андезитовые. Конечно, более приемлемо назвать такие породы лейкобазальтами.
Цветовой индекс играет подчиненную роль в классификации горных пород, за исключением пород, резко обедненных фельзи-ческими составными частями и соответственно с большим содержанием мафических минералов. Такие породы называются ультрамафическимй '. В большинстве из них полевой шпат совершенно отсутствует, а некоторые мономинеральны. К ультрамафическим породам целесообразно относить те из них, у которых цветовой индекс имеет величину более 90.
i Этот термин в СССР не применяется. — Прим. ред.
Цветовой индекс довольно легко определить на полированной поверхности штуфа грубозернистой породы; однако по мере уменьшения размера зерна при этом возникают трудности, так что в конечном счете определение этого параметра прямыми способами становится нецелесообразным. Для тонкозернистых или стекловатых пород можно прибегать к нормативному цветовому индексу, который представляет собой разность между 100 и суммой q, or, ab, an, ne.
Размер зерен (степень кристаллизации)
Среди прочих факторов, используемых в классификации горных пород, известная роль принадлежит и условиям их образования. В прошлом практиковалось подразделение пород одного и того же состава в зависимости от условий образования на три категории — глубинные (или плутонические), гипабиссальные и вулканические (или эффузивные). Как известно, и до сих пор все магматические породы принято подразделять на эти три крупные категории. В течение многих лет мы утверждаем, что эти термины неудовлетворительны в применении к магматическим породам как таковым. Прежде всего потому, что они не являются взаимоисключающими. В частности, известно, что распространение базальтов не ограничивается лишь лавовыми потоками. Эти породы также могут слагать маломощные дайки, которые по условиям залегания относятся к гипабиссальным образованиям. Большинство петрологов должны согласиться, что неправильно было бы применять различные наименования для совершенно идентичных пород. Эти две породы, несомненно, следует назвать базальтами. Таким образом, нецелесообразно ограничивать использование термина базальт лишь одной из форм проявления: породу следует определять на основании того, что она представляет собой, а не в зависимости от ее происхождения.
Если бы нам удалось рассмотреть большую коллекцию ба-зальтоидов всех трех генетических групп, то мы без труда обнаружили бы непрерывные изменения степени кристалличности этих пород от чрезвычайно крупнозернистых до очень тонкозернистых (афанитовых). По нашему мнению, такую серию целесообразно подразделить на три условные категории: крупно-, средне- и тонкозернистые породы. Нам представляется, что категории, выделяемые по признаку зернистости, гораздо целесообразнее использовать как классификационный признак вместо условий образования [6]. В самом общем виде к категории тонкозернистых следует относить породы, в которых отдельные минералы неразличимы невооруженным глазом. Конечно, это положение не следует распространять на крупные кристаллы, вкрапленники. Соответственно к категории среднезернистых следует относить породу в том случае, если в ней макроскопически различимы отдельные зерна, которые, однако, слишком малы для того, чтобы можно было определить их минеральную природу. Такие определения имеют предварительный характер, тогда как для более точной классификации пород следует измерять размеры зерен в шлифах и использовать условно принятые количественные границы. Категории зернистости, предложенные английской комиссией по петрографической номенклатуре, более или менее соответствуют зернистости пород, образовавшихся в 1) лавовых потоках, 2) дайках и силлах и 3) относительно крупных глубинных магматических телах.
За исключением вариаций зернистости, остальные структурные признаки имеют относительно небольшое значение. Их не следует использовать в наименовании пород. Таким образом, определенной минеральной ассоциации в каждой категории зернистости следует присвоить самостоятельное наименование, тогда как остальные структурные особенности целесообразно отражать дополнительными определениями.

Номенклатура магматических пород
Некоторые используемые в настоящее время названия горных пород имеют очень древнее происхождение. К их числу относятся, например, термины «сиенит» и «базальт». В свое время названия отражали лишь наиболее очевидные физические особенности пород. Так, «риолит» — это порода, которая текла; «трахит» — грубый на ощупь, а «фонолит» — издающий звуки при ударе молотком. Все эти названия появились еще до того, как им нашлось место в нашей номенклатуре.
После появления петрографического микроскопа, позволившего выявлять тонкие детали состава и строения гордых пород, были выделены многочисленные новые разности пород. В этот начальный период накопления петрографических данных многие определения пород также носили случайный характер. Их описания в сравнении с современными стандартами часто ле были полными, а определения взаимно перекрывали друг друга.
В течение нескольких десятилетий в результате классических исследований Брёггера в Скандинавии, Артура Холмса в различных частях Африки, Лакруа на Мадагаскаре и других были описаны многие редкие породы. При выборе названия вновь открытой породы преимущественно использовали наименование местности, в которой она была обнаружена, с добавлением единообразного окончания «ит». Таким образом, в названии породы могла прозвучать горная цепь, город, деревня и даже ферма независимо от особенностей самой породы. Петрографическая литература оказалась перегруженной такими чрезвычайно пестрыми названиями.
Мы вкладываем в определение магматической породы признак присутствия в ней специфической минеральной ассоциации, используя при этом наименьшее количество лишь самых главных входящих в эту ассоциацию минералов. Так, троктолит характеризуется двухминеральной ассоциацией, которая состоит из приблизительно равных количеств оливина и кальциевого плагиоклаза. Появление в этой ассоциации заметных, но подчиненных количеств третьего минерала, скажем гиперстена, отражается добавлением определения к главному названию'—«ги-перстеновый троктолит». Такие определения следует использовать лишь в тех случаях, когда дополнительный минерал присутствует в подчиненных количествах, если же содержание его становится настолько значительным, что его приходится относить к числу главных минералов, то минеральную ассоциацию следует считать уже трехчленной, и соответственно возникает необходимость дать ей самостоятельное наименование. В случае существенного содержания гиперстена в ассоциации с оливином и кальциевым плагиоклазом породу следует назвать оливино-вым норитом.
Породы определяются по их минеральным ассоциациям. Однако многие из них названы двумя словами, например, «слюдяной сиенит» и «кварцевый диорит». В соответствии с нашей классификацией определение сиенита и его положение в общей схеме зависит от соотношения лишь фельзических составных частей и не отражает наличия мафических составляющих. Однако в тех случаях, когда слюда в сиените присутствует в качестве главного, а возможно и единственного, темноцветного минерала, целесообразно называть породу слюдяным сиенитом.
Составные наименования пород, существующие в литературе, не всегда используются в одном и том же смысле и могут привести к затруднениям. По-видимому, первым таким названием был термин «трахиандезит». Трахит — это лава с преобладанием щелочного полевого шпата, тогда как в составе андезита преобладает плагиоклаз. Трахиандезит является не трахитом и не андезитом, а породой промежуточного состава. Соответственно и его положение в классификации находится на границе двух полей. Приведенный случай представляет собою довольно удачный пример использования составных наименований. Порода, имеющая составное наименование либо в горизонтальной, либо вертикальной графе классификации, будет располагаться между теми породами, из которых состоит ее наименование. Отсюда следует, что составные наименования нельзя использоЁать для определения конечных членов в сериях типов пород.
Можно было бы подумать, что в существующей номенклатуре лучше всего обстоит дело с существенно мономинеральными породами. Однако в действительности это далеко не так. Правда, во многих случаях мономинеральные породы получили свое наименование по единственному слагающему их минералу с добавлением окончания «ит». Такие наименования ясны сами собой. Примерами их могут служить термины «горнблендит», «пироксенит», «гиперстенит», «альбитит». Однако другие точно такого же типа названия используются совсем по-другому. Так, можно было бы ожидать, что амфиболит по аналогии с пироксе-нитом — это мономинеральная порода, сложенная существенно амфиболами Однако в действительности это совсем не так. Более того, амфиболит — это даже не магматическая, а метаморфическая порода, по минеральному составу сходная с диоритом. Еще хуже обстоит дело с номенклатурой нефелин- и лейцитсодержащих лав Этот вопрос более полно рассматривается в следующей главе Здесь же мы отметим только, что так называемые нефелиниты не только не мономинеральны, но по существующим определениям могут содержать до 90% мафических минералов.


Глава 2

СУЩЕСТВЕННО КВАРЦЕВЫЕ «КИСЛЫЕ» МАГМАТИЧЕСКИЕ ПОРОДЫ

Введение
Кислыми называют магматические породы с содержанием кварца более 20% в сумме фельзических составных частей. В связи с тем что, согласно первоначальной концепции, «кислой» следует считать породу в том случае, когда содержание в ней кремнезема достаточно для того, чтобы обеспечить присутствие свободного кварца, приведенная выше цифра может показаться высокой При выборе в качестве границы величины Q20 геологические данные оценивались в свете петрогенетических соотношений кислых и средних пород Кристаллизация гранита, например, в основном определяется термальным перегибом поверхности ликвидуса в системе S1O2—Or—АЬ, рассмотренной на стр. 189. Судя по фазовым взаимоотношениям в этой системе, магматические граниты, как правило, должны содержать 30— 40% нормативного кварца Породы, близкие к гранитам, но со значительно меньшим содержанием кварца, очевидно, образуются при других условиях, и, следовательно, как с петрогенетиче-ской, так и петрографической точек зрения их целесообразно рассматривать как разновидность сиенитов.
По величине отношения щелочного полевого шпата к плагиоклазу мы подразделяем кислые магматические породы на три семейства, в каждом из которых в свою очередь различаются крупно-, средне- и тонкозернистые разности, как это показано в таблице.
1 В русской геологической литературе все эти породы объединяются термином «гранитоиды» — Прим pea.
К сожалению, выбор групповых названий рассматриваемых здесь пород пока еще носит спорный характер, поскольку в литературе до сих пор они используются весьма различно. Название «гранит» в течение очень длительного времени используется как геологами, так и неспециалистами Поэтому вполне естественно, что в него вкладывается нередко различное содержание. В работах по общей геологии под этим термином обычно понимают любые крупнозернистые кислые породы Однако петро-логи используют этот термин в несколько более узком смысле и определяют им породы, относительно обогащенные щелочными полевыми шпатами и соответственно с пониженным содержанием плагиоклаза. В классификации комиссии Геологического конгресса «граниты» занимают большую часть поля кислых пород, которые мы относим к семействам щелочного гранита и адамеллита. В связи с этим мы и добавили определение «щелочные» к нашему более ограниченному пониманию объема семейства «гранитов», которые в предыдущих изданиях нашего руководства фигурировали без этого определения С точки зрения наших рекомендаций относительно номенклатуры горных пород логичнее было бы не использовать введенное определение Это станет возможным, если предлагаемое нами симметричное трехпольное подразделение кислых магматических пород будет широко принято В этом случае название «гранит» без каких-либо дополнительных определений будет наиболее пригодным для выделения самых кислых пород от адамеллитов и гранодиори-тов. При современном состоянии дел термин «гранит» можно применять для обозначения всех трех семейств кислых пород в целом Однако и такое использование этого термина несколько противоречит существующей практике, поскольку в некоторых схемах классификации, в которых кислые породы подразделяются не на три, а на пять полей по признаку величины отношения А/Р (см. стр. 210), наряду со щелочными гранитами выделяется и отдельное поле просто гранитов.
Различными авторами принимаются в качестве границы поля щелочных гранитов разные величины А: 80 (Гендлер), 87,5 (Ниггли и Трёггер), 90 (Нокколдс и Штрекейзен) и 95 (Йоханс-сен). По существу же выделение поля щелочных гранитов по этому признаку вообще нежелательно, поскольку преобладание щелочных полевых шпатов характерно для всех гранитоидов. Дополнительные трудности возникают при определении гранитов, располагающихся в поле между Люо и Л90. Такие породы иногда называют обогащенными щелочами гранитами или более конкретно — существенно калиевыми или существенно натровыми. Для определения таких пород можно было бы предложить какое-либо конкретное название, например термин «аляскит». Особенно своеобразны существенно натровые граниты, причем не столько с точки зрения характера фельзических составных частей, представленных альбитом или обогащенным этим минералом антипертитом, но в связи с присутствием специфических мафических минералов — обогащенных натрием пироксенов и (или) амфиболов. По этой причине ниже натровые граниты рассматриваются отдельно.
В ряде последних изданий этого руководства для обозначения среднего члена грубозернистых кислых магматических пород используется название адамеллит. К сожалению, этот термин не принят в странах немецкого, французского, итальянского, I а также других языков. Так, породы, которые мы относим к ада-меллитам, Трёггер и большинство американских петрологов называют кварцевыми монцонитами, а Штрекейзен и петрографы СССР — нормальными гранитами. К использованию этих альтернативных наименований существуют серьезные возражения. Поэтому мы предлагаем по-прежнему применять термин «адамеллит» в ранее принятом нами объеме.
По поводу границ и наименования последнего крупного поля составов, а именно гранодиоритов, существует единодушное мнение всех упомянутых выше петрографов. Термин «гранодио-риты» принят практически во всех странах и настолько укрепился в петрографической литературе, что, видимо, не следует предпринимать каких-либо попыток заменить его более логичным с точки зрения принципов номенклатуры. Говоря же строго, составное название «гранодиорит» в данном случае неправомерно Оно должно было бы относиться к породе, занимающей в классификационной решетке положение, промежуточное между гранитом и диоритом. Однако в действительности это не так, и рассматриваемое семейство представляет собой группу наиболее богатых кремнеземом пород в непрерывной серии диорит — кварцевый диорит — гранодиорит.

1. Щелочные граниты
Калиевые и натрово-калиевые граниты. Таттл и Боуэн провели экспериментальные исследования системы ортоклаз — альбит — кварц — вода и, опираясь на эти данные, рассмотрели взаимоотношения между полевыми шпатами в щелочных гранитах. Эти исследователи предположили, что такие взаимоотношения свидетельствуют о значительных различиях в процессах охлаждения гранитов. В некоторых гранитах присутствует лишь один вид полевого шпата, а именно ортоклаз-альбитовые сростки. Такие монополевошпатовые граниты ', вероятно, застывали на высоких уровнях в субвулканической обстановке, где охлаждение должно было происходить относительно быстро, в связи с чем степень распада щелочного полевого шпата на два компонента с образованием пертитовых сростков должна быть небольшой. Входящие в состав таких пертитовых сростков полевые шпаты обладают оптическими свойствами высокотемпературных модификаций. К числу гранитоидов такого рода, несомненно относящихся к магматическим, следует причислить третичные тела на островах у западного побережья Шотландии.
В отличие от рассмотренных пород в других щелочных гранитах присутствуют два или несколько видов полевых шпатов: альбит (в виде самостоятельных зерен, а не сростков), ортоклаз или (более обычно) микроклин, которые могут сопровождаться одной из разновидностей ортоклаз-альбитовых сростков. Значение отмеченных различий подробнее рассматривается ниже при интерпретации условий устойчивости полевых шпатов. Пока же можно отметить, что ассоциация нескольких щелочных полевых шпатов первоначально, вероятно, была представлена высокотемпературным гомогенным щелочным полевым шпатом, который затем при понижении температуры претерпел значительно более интенсивный распад, чем в монополевошпатовых гранитах. Такая интенсивная сепарация полевошпатовых компонентов, видимо, обусловлена менее крутым градиентом температуры и соответственно более длительным периодом охлаждения породы.
1 Монополевошпатовые граниты следует отнести к типу «гиперсольвусных» (надсольвусных), а двуполевошпатовые граниты — к типу субсольвусных, как это предложили Таттл и Боуэн.
Содержание кварца в щелочных гранитах в среднем, вероятно, составляет около 30% объема породы и несколько изменчиво по отношению к полевым шпатам. Кварц неизменно представлен
низкотемпературной модификацией и образует сложные неправильные зерна, иногда располагающиеся в интерстициях между кристаллами полевого шпата, а иногда вклинивающиеся в его зерна таким образом, что можно предполагать процесс замещения (фиг. 77). В существенно калиевых разновидностях гранитов, в которых присутствуют крупные кристаллы микроклина, кварц частично образует относительно мелкие округлые включения в зернах этого минерала, а частично проявляет некоторый идиоморфизм по отношению к микроклину. Наконец, кварц часто участвует в тонких срастаниях, образующихся на границах плагиоклаза и микроклина и известных под названием мирме-кита (фиг. 74).
В кварце часто присутствуют включения недостаточно ясной природы. В шлифах обычно видны цепочки мельчайших пузырьков, обособившихся в результате залечивания трещинок, пересекавших его кристаллы. В зернах кварца в большом количестве могут присутствовать мельчайшие игольчатые кристаллы, которые по аналогии с более крупными, макроскопически различимыми включениями определяются как рутил. Поскольку такие включения рутила распространены только в зернах кварца, можно предположить, что окись титана первоначально присутствовала в кварце в виде твердого раствора, но при соответствующих температурах выделялась из него в результате распада в твердом состоянии. Такие иголочки рутила свидетельствуют о высокотемпературном характере включающего их кварца, что в свою очередь позволяет оценивать и условия кристаллизации гранитов в целом.
Помимо рутила, в кварце могут встречаться- в небольшом количестве включения железорудных минералов. Иногда последние являются единственным различимым под микроскопом акцессорным минералом. Однако при дроблении крупных проб и выделении тяжелой фракции в таких породах неожиданно обнаруживается много других, более редких акцессорных минералов. В некоторых случаях пластинки биотита бывают испещрены плеохроичными ореолами, возникающими в результате радиоактивного излучения, испускаемого включениями циркона и ксе-нотима.
Все собственно щелочные граниты относительно бедны темноцветными минералами, однако среди них встречаются представители с особенно низким содержанием темноцветных. Такие породы обычно называют лейкогранитами. Они имеют очень светлую окраску и содержат лишь рассеянные чешуйки темной слюды. В некоторых фациях Дартмурского гранитного массива в Девоншире 97% породы представлено щелочным полевым шпатом и кварцем, тогда как на темноцветные и акцессорные минералы приходится лишь 3%.
В щелочных гранитах темноцветные минералы, как правило, представлены слюдами. Обычно присутствует либо биотит, либо мусковит, но часто эти минералы встречаются вместе. Биотит нередко частично замещен хлоритом.
Натрово-калиевые граниты нередко присутствуют в армори-канских плутонах юго-западной части Англии и на островах пролива Ла-Манш (фиг. 77).
1 Вряд ли каолинизация и серицитизация возникают в результате пнев-матолитовых процессов. Более вероятно, они связаны с процессами выветривания — Прим ред.
Не соответствует действительности мнение о том, что щелочные граниты особенно устойчивы к изменениям позднемагма-тической или пневматолитической стадий. Самая начальная стадия таких изменений приводит к появлению мелких чешуек серицита или парагонита, часто выделяющихся по спайности полевых шпатов, тогда как интенсивные изменения сопровождаются каолинизацией, которая приводит к замутнению и в конечном счете к непрозрачности полевых шпатов
Чарнокиты, описанные в Мадрасе, представляют собой весьма специфические щелочные граниты несколько неясного происхождения. Эти породы имеют следующий минеральный состав: кварц 40%, микроклин 48%, олигоклаз 6%, гиперстен3%, биотит 1% и магнетит 2%. Макроскопически кварц имеет голубоватую окраску, тогда как под микроскопом видно, что в нем присутствует огромное количество мельчайших игольчатых кристаллов рутила, число которых достигает сотен тысяч на кубический сантиметр. За исключением этого, особенностью чарнокитов является присутствие очень характерно плеохрои-рующего гиперстена. По этому признаку рассматриваемая порода сближается с так называемым чарнокитовым рядом [7—9] гиперстенсодержащих пород, состав которых изменяется в широких пределах от кислого до ультраосновного
В этих породах неизменно присутствует плеохроирующий ромбический пироксен,, обогащенный железом. В ассоциации с ним наблюдается небольшое количество авгита (изредка) и довольно характерная роговая обманка или биотит. Наиболее специфический акцессорий чарнокитов, присутствующий, правда, не всегда, — гранат пироп-альмандинового типа.
Среди пород, относимых к чарнокитам, имеются разновидности с преобладанием микроклина. Такие породы и представляют собой собственно чарнокиты, особенно близкие к первоначально описанным Холландом (1900). Однако в этой группе пород встречаются представители, которые по количественному соотношению в них калишпата и плагиоклаза попадают в поле адамеллитов нашей общей классификации. Такие гиперстеновые адамеллиты проявляют характерные особенности минерального состава и структуры, которые связывают их с рядом чарнокитов. Поэтому их целесообразно выделять в особые «чариокитовые адамеллиты». Наконец, в некоторых породах этой группы плагиоклаз андезинового состава (АП35) преобладает над микроклином и, следовательно, их нужно относить уже к гранодиоритам. Чарнокитовым гранодиоритам присвоено наименование эндербиты в честь Земли Эндерби в Антарктиде, где они впервые были описаны [10].
1 В СССР чарнокиты изучались в ряде областей развития докембрий-ских пород (Карелия, Украина и др ). — Прим. ред.
Чарнокиты локализуются лишь в некоторых районах докем-брийских щитов. Наиболее известные их проявления располагаются в Индии, на Цейлоне, в районах развития пород кристаллического фундамента в Африке (Заир, Уганда, Наталь, центральная часть Сахары и Мадагаскар), в пределах Балтийского щита, в области Скури в Шотландии, в пределах которой обнажаются льюисские породы, и, наконец, на территориях древних щитов на Украине и в Сибири. В Америке чарнокиты, видимо, имеют более ограниченное распространение. Во всех этих районах в результате эрозии вскрыты породы, формировавшиеся в условиях высоких температур и особенно высоких давлений, характерных для гранулитовой метаморфической фации. По типу минеральных ассоциаций чарнокиты близки к вмещающим их метаморфическим породам. Так, ассоциация гиперстена и калишпата по существу эквивалентна биотиту нормальных гранитов, но отвечает условиям высоких температур и давлений. В настоящее время можно уверенно считать, что чарнокиты в большинстве своем представляют метаморфические породы. В связи с этим вопрос, интрудировали ли они первоначально в виде магматического расплава, является несколько академическим. Поскольку в условиях метаморфизма большой глубинности все породы претерпевают пластическую деформацию, то, видимо, этим обстоятельством и можно объяснить преимущественно согласное залегание тел чарнокитов в метаморфических толщах. Секущие взаимоотношения у таких тел часто отсутствуют или проявляются очень слабо. Однако даже при наличии таких соотношений нельзя окончательно утверждать, что порода кристаллизовалась непосредственно в виде чарнокита из магмы. Внедрение ее могло происходить еще в условиях небольших давлений верхних горизонтов земной коры с образованием более обычной магматической породы. Видимо, именно такими являются некоторые чарнокиты Енисейского кряжа на Сибирской платформе. Здесь в них обнаружены реликты минерального состава и структуры первичных магматических базальтоидных пород. Вероятно, самые убедительные доказательства магматического происхождения чарнокитов вытекают из особенностей их химического состава. На вариационных диаграммах типичные ряды чарнокитов дают кривые, соответствующие колебаниям состава от основного до кислого, и в общем очень похожие на аналогичные кривые многих вулканических серий.
Натровые граниты. Существенно натровые границы встречаются редко, но представляют собой весьма характерные породы, особенно по наличию специфических темноцветных силикатов. Типичные примеры натровых гранитов относятся к кольцевым комплексам Нигерии [11] и Судана. Некоторые магматические породы этих комплексов представлены обычными био-титовыми гранитами. Большой интерес в таких комплексах представляет ассоциация глубинных, гипабиссальных и эффузивных магматических тел, сложенных обогащенными натрием породами, в которых присутствуют эгирин и рибекит. Специфичность минерального состава пород этой серии отражает химический состав той фракции магмы, из которой они
кристаллизовались. Химическими анализами всех этих пород установлено, что они относительно обогащены натрием, но содержат пониженные количества кальция, алюминия и магния. Дефицитность кальция и алюминия влияет преимущественно на характер полевых шпатов в этих породах: в связи с исключительно малыми количествами анортитового компонента плагиоклаз в них приобретает состав почти чистого альбита. Этим же обстоятельством объясняется также и замена обычных биотитов и роговых обманок безглиноземистыми и бескальциевыми эгири-ном и рибекитом. Эти два минерала иногда встречаются порознь, но часто обнаруживают теснейшие реакционные взаимоотношения, при этом рибекит обычно образует оторочки вокруг эги-рина. Следует отметить еще одну интересную особенность натровых гранитов. В них присутствует большое количество различных редких акцессорных минералов, которые иногда представляют значительный промышленный интерес. Повышенные содержания фтора в этих породах выражаются в появлении не только флюорита, но также криолита (фторида натрия), скопления которого в одном из известных массивов рибекитовых гранитов представляют собой промышленные месторождения. В натровых гранитах присутствуют торит, монацит и ксенотим, а также радиоактивный пирохлор, различимый даже в штуфах в виде мелких медово-желтых октаэдрических кристаллов. Пирохлор представляет собой большую ценность в качестве источника ниобия. В краевых фациях некоторых рибекитовых гранитов образуются скопления астрофиллита, который под микроскопом наблюдается в виде ярко-желтых слюдоподобных агрегатов. Щелочные граниты слагают островок Роколл [12] в северной Атлантике. В этих породах эгирин и рибекит встречаются преимущественно совместно. Меланократовые фации этого массива, получившие название роколлита, характеризуются очень высоким для гранитоидов цветовым индексом — 39. Полевой шпат представлен альбитом и присутствует в количестве 23%, тогда как общее содержание кварца составляет 38%.
Как уже отмечалось выше, натровые граниты не обязательно должны быть резко щелочными породами. При большем содержании алюминия и (в меньшей мере) железа в натровых гранитах присутствуют обычные темноцветные минералы. В таких породах весь натрий входит в состав полевого шпата, который может быть уже не чистым альбитом, а обычно представлен микропертитом, антипертитом или криптопертитом. Эти преобладающие минералы ассоциируются, конечно, с соответствующими количествами кварца, биотита и обычных акцессо-риев.
2. Адамеллиты
К этой группе относятся гранитоиды, в которых плагиоклаз и щелочной полевой шпат присутствуют, примерно, в равных количествах. Содержание каждого из них не превышает 2/з общей суммы полевых шпатов. Таким образом, для адамеллитов характерно увеличение роли ионов кальция в полевых шпатах по сравнению со щелочными гранитами. Обычно плагиоклаз адамеллитов относится к олигоклазу, реже к андезину. Помимо кварца и щелочного полевого шпата и плагиоклаза, в некоторых адамеллитах присутствуют биотит, а иногда одновременно биотит и обыкновенная роговая обманка. Наконец, породы этой группы могут относиться к чарнокитовому ряду (стр. 228). В таких чарнокитовых адамеллитах наряду с преобладающими кварцем, калишпатом и плагиоклазом, содержания которых примерно равны, присутствует также плеохроичный гиперстен. Само по себе определение адамеллита не содержит понятия каких-либо ограничений в содержании темноцветных минералов. Можно, однако, отметить, что, как правило, цветовой индекс у адамеллитов заметно больше, чем у щелочных гранитов, хотя и меньше, чем у гранодиоритов.
Название адамеллит первоначально было предложено для породы, которую теперь принято определять как тоналит. Впо-' следствии, однако, этот термин был пересмотрен Брёггером (1895) и приобрел тот смысл, в котором мы используем его здесь. Адамеллиты особенно характерны для комплекса Ада-мелло в Тироле, они широко распространены и в других местах, хотя часто их называют просто биотитовыми или биотитрогово-обманковыми гранитами. Хорошо известный в Великобритании массив адамеллитов располагается близ Шэп-Фелл [13] в Уэстморленде. В этом комплексе, в частности, присутствуют очень красивые породы с многочисленными крупными розоватыми вкрапленниками ортоклаза, располагающимися в зернистом агрегате белого олигоклаза, кварца и биотита. По данным количественно-минералогического подсчета он содержит 24% кварца, 36% ортоклаза, 34% олигоклаза и 6% биотита.
3. Гранодиориты
Из всех крупнозернистых обогащенных кварцем пород гранодиориты в количественном отношении играют наиболее важную роль. Действительно, они гораздо шире распространены, чем крупнозернистые члены семейств средних и основных магматических пород, вместе взятые. Однако к существующим в литературе упоминаниям о гранодиоритах следует подходить осторожно, поскольку иногда под ними понимают также тона-литы или кварцево-слюдистые диориты. В этих последних породах, так же как и в гранодиоритах, господствует плагиоклаз, содержание которого составляет не менее 2/3 суммы полевых шпатов, однако если в гранодиоритах кварц относится к числу главнейших минералов, то в тоналитах и кварцево-слюдистых диоритах он присутствует лишь в качестве второстепенной составляющей.
Таким образом, гранодиориты — это магматические породы, богатые кварцем, в которых преобладает плагиоклаз, хотя может присутствовать и щелочной полевой шпат, количество которого не должно превышать Уз суммы полевых шпатов. Эти светлые минералы сопровождаются переменными количествами темноцветных силикатов и акцессориев. Среди темноцветных наиболее характерны для гранодиоритов биотит и роговая обманка, а из числа акцессориев — сфен, апатит и магнетит.
Подобный минеральный состав почти точно соответствует содержанию термина гранодиорит, впервые примененного Бек-кером (1892) и почти одновременно Тернером [14] и Линдгре-ном при описаниях магматических пород хребта Сьерра-Невады. При таком понимании объема термина «гранодиорит» состав этого типа пород перекрывает широко использовавшуюся ранее границу (66% S1O2), разделяющую кислые и средние магматические породы. Во многих случаях содержание Si02 в гранодиоритах меньше 66%, но часто оно превышает эту величину. Среднее содержание Si02 в этой группе пород составляет 66—67%, что соответствует примерно содержанию свободного кварца около 22%. Гранодиориты постепенно переходят в тона-литы, которые отличаются от первых лишь подчиненным количеством кварца.
Гранодиориты с очень малым содержанием щелочных полевых шпатов или совсем без них называются трондьемитами (Goldschmidt, 1916). Эти породы состоят из плагиоклаза такого же состава, как и в настоящих гранодиоритах, т. е. олигоклаза или андезина совместно с кварцем и небольшим количеством биотита. Вместо биотита иногда присутствует роговая обманка или пироксен. При среднем содержании Si02 более 70% (20— 30% кварца) и при полном отсутствии ортоклаза трондьемиты по своему минеральному составу оказываются очень близкими к обогащенным кварцем тоналитам.
В огромных «гранитных» батолитовых комплексах горных цепей северной части Америки резко преобладают гранодиориты и очень сходные с ними тоналиты. Эти две породы, в частности, по данным детального картирования, занимают большую часть выходов батолита Южной Калифорнии в пределах закар-тированного участка площадью около 10 тыс. км2 [15].
В Великобритании гранодиориты менее распространены, но и здесь они играют заметную роль. Так, например, они слагают очень известный Донеголский массив площадью 48X8 км.[16].
Многие породы, описанные под названием роговообманково-биотитовых гранитов, в действительности относятся к гранодио-ритам. В качестве примера можно упомянуть массив Маунт-соррел в Лейчестершире, большая часть которого сложена гра-нодиоритами со средним составом: кварц 22,6%, щелочной полевой шпат 19,7%, плагиоклаз 46,8%, биотит 5,8%, роговая обманка 2,9% и магнетит 2,2%. Близкие породы встречаются также в гранитных массивах каледонского и девонского возраста Шотландских нагорий и других районов Шотландии. По среднему минеральному составу гранодиориты комплекса Гарабел-Хилл — Глен-Файн [17] практически идентичны упомянутой породе массива Маунтсоррел, но заметно отличаются по структурным признакам. Шотландские гранодиориты характеризуются явным порфировым строением. Вкрапленники в них представлены щелочным полевым шпатом (микроклин-микро-пертит), тогда как плагиоклаз образует обычно зональные, слабо идиоморфные зерна и ассоциируется с кварцем, роговой обманкой, слюдой и своеобразным светло-бурым сфеном.
Структуры гранитов, адамеллитов и гранодиоритов
В структурном смысле определение «гранитный» означает только то, что рассматриваемая порода имеет зернистое сложение, т. е. подобна граниту. Обычно в гранитах ни один из минералов не имеет собственных кристаллических граней. Границы между ними явно подразделяются взаимодействием в процессе одновременного роста. Такая наиболее типичная для гранитов структура иногда называется «ксеноморфнозерни-стой» (аллотриоморфнозернистой. — Ред.). Иногда у кристаллов полевого шпата обнаруживаются собственные грани, тогда как кварц в таких случаях остается ксеноморфным. Такого рода структурные соотношения определяются термином «гипи-диоморфнозернистая структура».
Наиболее эффектные граниты относятся к числу порфировых разностей. В таких породах присутствуют вкрапленники белого, серого или красного полевого шпата, включенные в основную массу, которая по структуре может быть вполне идентична обычному афировому граниту. Вкрапленники полевого шпата могут быть резко зональными, размеры их в некоторых случаях, например в массивах западной Англии достигают 17X12 см. Часто вкрапленники ориентированы параллельно друг другу, что позволяет на основе изучения их расположения делать те или иные выводы о структуре тел гранитоидов. Примеры такого рода гранитов уже упоминались выше. К числу порфировых разновидностей гранитоидов, в частности, относятся адамеллиты массива Шэп и гранодиориты комплекса Гара-бел-Хилл — Глен-Файн. Однако наиболее широко известны пор-фировидные граниты Дартмура.
Подавляющее большинство гранитов можно отнести к одной или другой из этих двух структурных разновидностей. Теперь следует несколько более детально остановиться на некоторых гранитоидах, специфических в структурном отношении. В орби-кулярных гранитах [XII] присутствуют сферические обособления диаметром до нескольких дюймов, окруженные связующей массой с нормальной гранитной структурой. В действительности сферические обособления оказываются часто неправильными. Для внутреннего их строения необычайно характерна ритмическая полосчатость. В каждом из них присутствует ядро, которое в одних случаях имеет тот же состав, что и связующая масса, а в других резко отличается от нее. Связующая масса в общем обладает нормальной гранитной структурой, однако в ней также удается наблюдать некоторую последовательность кристаллизации слагающих минералов. Так, пространство между орбикулярными телами может быть выполнено в основном полевыми шпатами, но в средней части этих интерстиций может преобладать биотит, кристаллизовавшийся позднее других минералов. Большинство орбикулярных гранитов, детально описанных в литературе, относится к массивам Финляндии [18]. Эти породы представляют большой интерес для петрологов. По поводу значения орбикулярной структуры написано очень много. Вероятно, при ее формировании важную роль играли центры кристаллизации, в качестве которых могли служить ксенолиты вмещающих пород или родственных гранитоидов, т. е. материал, консолидировавшийся ранее, претерпевший дробление и включенный в более позднюю порцию гранитной магмы. Магма могла быть очень вязкой, в связи с чем в ней осуществлялась лишь медленная диффузия. Это должно было способствовать последовательной ритмической кристаллизации вокруг ксенолитов. Структура рапакиви также первоначально была описана в финских гранитах. В их типичных образцах присутствуют крупные, округлые мясо-красные кристаллы ка-лишпата диаметром в несколько сантиметров, окруженные оболочкой белого натрового плагиоклаза, иногда ритмически чередующегося с зонками ортоклаза. Такие сложные порфировые обособления полевых шпатов заключены в связующей массе нормальной структуры, состоящей преимущественно из кварца и темноцветных минералов. Недавно термин «рапакиви» применяли к гранитам и порфировым микрогранитам с вкрапленниками ортоклаза, окруженными узкой внешней каемкой беловатого натрового полевого шпата. В частности, такие породы слагают некоторые фации гранитных массивов Шэп, Дартмур и Джерси, а также связанные с ними малые интрузии. В наше время принято с подозрением относиться к подобным вкрапленникам. Следует иметь в виду, что их возникновение могло быть связано не с непосредственной кристаллизацией из магмы, из которой образовалась связующая масса. В частности, предполагают, что округлые формы вкрапленников финских гранитов рапакиви обусловлены магматической коррозией; однако точных доказательств этому не имеется. Плоские грани развиваются у растущих кристаллов лишь при соответствующих условиях поверхностного натяжения, в иных условиях возникают искривленные поверхности. Таким образом, округлая форма кристаллов может быть и первичной. В настоящих гранитах рапакиви во вкрапленниках преобладает ортоклаз, который, очевидно, кристаллизовался первым и при медленном охлаждении мог образовывать крупные зерна. По мере падения температуры начинал кристаллизоваться кварц, а затем все три минерала— ортоклаз, кварц и натровый плагиоклаз могли выделяться одновременно. Плагиоклаз отлагался частично, нарастая на округлые ядра ортоклаза, но частично он мог давать и самостоятельные кристаллы, особенно при ускорении процесса
кристаллизации. Можно предполагать, что давление паров воды периодически обусловливало возникновение трещин в кровле камеры, по которым удалялась вода. В такие моменты в магме могли возникать многочисленные новые центры кристаллизации. Только что изложенные представления лишены строгих доказательств, однако они позволяют учесть специфические особенности этих интересных пород.
К числу наиболее характерных и специфических структур гранитоидов относится графическая, или письменная, особенно свойственная пегматитовым жилам. Оба названия этой структуры возникли в связи с тем, что характерные для нее .мелкие вростки кварца, «ихтиоглипты», включенные в микроклин, весьма напоминают письменные знаки (фиг. 78). Полнее графическая структура рассматривается в разделе, посвященном пегматитам.
1 Граниты рапакиви образуют большой массив на границе Финляндии и СССР с центром в районе Выборга. Многие знаменитые сооружения Ленинграда построены из рапакиви (Александровская колонна, колонны Исаакиев-ского собора, набережная Невы и др.). В пределах СССР известны и другие месторождения рапакиви (на Украине в окрестностях Корсунь-Шевченков. ского, на берегах Онежского озера и т. д.). Выборгские рапакиви очень хорошо изучены Д. Великославинским, который посвятил им специальную монографию, — Прим. ред.
В некоторых гранитах присутствуют мелкие пустотки, выстланные хорошо образованными кристаллами тех же минералов, которые слагают породу в целом, а также некоторых, более редких акцессориев. Такие граниты называются миаролитовыми. В Великобритании граниты этого типа известны в горах Маурн в Ирландии и на острове Ланди, близ побережья Сомерсетшира. В миаролах присутствуют дымчатый кварц, хорошо ограненные кристаллы полевых шпатов, «книжки» светлой слюды, а также более редкие кристаллы апатита и топаза. По своей природе миаролы близки к пегматитам. Вероятно, их возникновение связано с присутствием в магме газовых пузырей. Газовая фаза их, очевидно, содержала фтор, который вошел в состав светлой слюды, топаза и апатита.

Гранитные пегматиты и аплиты
До сих пор мы рассматривали породы, кристаллизующиеся из главной части гранитной магмы. Конечные, остаточные порции магмы крупных интрузивов, естественно, обогащены летучими составными частями. При консолидации таких остаточных магм образуются породы, заметно отличающиеся как по минеральному составу, так и структуре от нормальных гранитов. Среди этих пород различают очень крупнозернистые и относительно тонкозернистые разности. Крупнозернистые породы называются гранитными пегматитами, а тонкозернистые — апли-тами.
Гранитные пегматиты
Пегматиты относятся к числу пород, наиболее захватывающих воображение. В некоторых случаях они сложены чрезвычайно крупными кристаллами: из них получены крупнейшие в мире индивиды некоторых минералов. Кроме того, пегматиты представляют большой промышленный интерес, поскольку они кристаллизуются из остаточных растворов, в которых часто концентрируются редкие элементы.
Выше говорилось о роли пегматитовых флюидов на ход кристаллизации гранитной магмы (стр. 178). Вывод о том, что пегматитовый раствор является остатком после кристаллизации большей части магматического тела, вытекает из взаимоотношений пегматитовых тел с породами самих массивов. В большинстве случаев пегматиты представляют собой неправильные сегрегации, жилы, мелкие дайки или силлы, особенно распространенные в краевых частях материнского гранитного массива или во вмещающих породах, хотя иногда встречающиеся и на удалении от интрузива без видимой связи с ним [19].
Относительная роль пегматитов в эродированных гранитных массивах неодинакова. Почти в любом гранитном теле изредка встречаются шлиры или гнезда, сложенные чрезвычайно крупными кристаллами; однако с некоторыми гранитоидными телами ассоциируется огромное количество пегматитовых жил и даек. В этом отношении особенно широко известны докембрий-ские граниты. Вместе с тем пегматиты весьма плохо представлены в ассоциации со многими гранитоидами более поздних периодов, например, они крайне редки в огромных гранитных батолитах Анд. Во многих случаях пегматитовые дайки располагаются согласно с простиранием вмещающих пород и присутствуют в таком количестве, что напоминают свиты даек [20]. В отличие от настоящих даек пегматиты характерны для регионов, претерпевавших сжатие, а не растяжение. Кроме того, пегматиты представлены короткими телами неправильной формы и лишь очень редко ограничены параллельными боковыми контактами. Во многом остается неясным вопрос, в какой мере пегматиты формировались in situ в результате метасоматиче-ского замещения ранее существовавших пород.
Минеральный состав, В минеральном составе всех гранитных пегматитов доминирует щелочной полевой шпат. В так называемых простых пегматитах обычно присутствует микроклин-микро-пертит с меньшими количествами кварца и светлой слюды. Среди многочисленных акцессорных минералов, помимо обычных для гранитов, отмечаются «пневматолитовые» минералы. К их числу относятся турмалин, топаз и другие фторсодержа-щие минералы, а также различные рудные минералы, среди которых наибольшее значение имеет касситерит.
Иногда состав пегматитов еще более разнообразен. В таких сложных пегматитах важную роль играют альбит или клевелан-дит, часто полностью вытесняющие микроклин. В сложных пегматитах присутствует также целый ряд литийсодержащих минералов, в том числе красные и зеленые полихромные турмалины, сподумен и литиевые слюды. Кроме того, появляются берилл и минералы, в состав которых входят ниобий, тантал и другие редкие элементы. Более детально сложные пегматиты рассматриваются ниже в разделе, посвященном парагенезису.
1 В первоначальном понимании Гаюи этот термин сохранился в названии «микропегматит» По существу микропегматиты представляют собой такие же, но гораздо более тонкие сростки, присутствующие в некоторых кварцевых габбро и кварцевых долеритах.
Структурные особенности пегматитов. Одной из наиболее характерных особенностей гранитных пегматитов является графическая, или письменная, структура, обусловленная тесными срастаниями кварца и полевого шпата, обычно микроклин-микро-пертита. Именно эту структуру Гаюи первоначально и назвал пегматитовой, хотя в последние годы такие срастания предпочитают называть графическими или письменными1.
Графические граниты имеют много интересных особенностей, в связи с которыми возникают многочисленные генетические проблемы. В наиболее правильных графических сростках кварц образует субпараллельные удлиненные призмы, рассекающие полевой шпат. Эти выделения кварца имеют характерное гексагональное поперечное сечение, но часто уплощены и нарушены точно таким же образом, как и обычные кристаллы кварца. Ферсман показал, что вертикальная ось кварцевых сростков наклонена к оси с вмещающего полевого шпата под углом около 70°. Однако другим исследователям не удалось подтвердить этот закон срастания. За исключением правильного положения в пространстве этих двух минералов, графические сростки также характеризуются очень постоянными соотношениями кварца и полевого шпата, содержания которых соответственно составляют 30 и 70%. Эти соотношения позволили предположить, что графическая структура возникает в результате кристаллизации эвтектической или котектической смеси двух компонентов. Однако некоторые авторы предполагали, что графические срастания возникли в результате замещения полевого шпата кварцем [21, 22].
Наиболее примечательная структурная особенность пегматитов— их чрезвычайная крупнокристалличность. Представления о наиболее крупных кристаллах пегматитов можно получить по пегматитовому телу, обнаруженному близ Кейстоуна в Южной Дакоте. Здесь встречены кристаллы берилла размером до 6 м и сподумена длиной до 14 м, которые ассоциируются с кристаллами микроклин-пертита размером в несколько метров. Рост таких крупных кристаллов, вероятно, связан с кристаллизацией из пегматитового флюида очень небольшой вязкости, которая обусловлена присутствием больших количеств фтора, магматической воды и других веществ с небольшими атомными и молекулярными весами. Квирк и Кремерс [23] предположили, что важным фактором, определяющим рост крупных кристаллов в пегматитах, могло быть движение флюида с постоянно меняющейся концентрацией и температурой сквозь интерстиции кристаллизующегося пегматита. Таким путем мог непрерывно пополняться маточный раствор, окружающий каждый растущий кристалл. Однако иногда в пегматитах удается установить такие особенности кристаллизации, которые свидетельствуют о том, что остаточный пегматитовый флюид после обособления находился в спокойном состоянии вплоть до окончания кристаллизации. На фиг. 79 и 80 приведены зарисовки корнуэллского пегматита; на первой зарисовке видно, что все кристаллы, в том числе и мелкие иголки турмалинов, росли перпендикулярно кровле силлоподобного интрузива. Трудно представить, чтобы
подобный рост кристаллов мог осуществиться в каких-либо иных условиях, кроме застойной среды
На примере многочисленных пегматитовых тел были установлены парагенезис минералов и последовательность их кристаллизации Обычно первыми кристаллизуются сростки кварца и щелочного полевого шпата (графический гранит). Дальнейшее отложение минералов, вероятно, контролируется постепенным прохождением растворов различного состава сквозь центральную часть пегматитового обособления Этот процесс время от времени обусловливает изменение минерального состава и структурных соотношений между первоначально кристаллизовавшимися минералами. Таким образом, например, в сложных пегматитах за счет раннего микроклин-микропертита возникает альбит (клевеландит) [24] Очень часто наблюдаются четкие признаки метасоматических взаимоотношений этих двух минералов, так что механизм альбитизации в твердом состоянии не вызывает сомнения
В тех случаях когда мигрирующие растворы растворяют ранние минералы быстрее, чем происходит отложение новых, в пегматитах могут возникнуть полости или крупные пустоты Такие полости часто выстланы хорошо образованными кристаллами дымчатого кварца, адуляра, клевеландита и т д, на которые в свою очередь нарастают минералы гидротермальной стадии кристаллизации Кварцевые кристаллы пустот иногда представляют собой непосредственное продолжение зерен, слагающих графический гранит, который окружает эти пустоты Интересно отметить, что те части кварцевых кристаллов, которые свободно росли в Пустотах, относятся к низкотемпературной форме, тогда как их затравки в графических сростках обнаруживают признаки инверсии из высокотемпературной модификации Иными словами, в процессе роста кварцевых стерженьков в направлении к пустотам температура падала ниже точки инверсии,
в которой высокотемпературный кварц переходит в низкотемпературный. Точка инверсии находится около 575 "С. Эти соотношения можно использовать в качестве надежного геологического термометра. Можно утверждать, что пегматиты с участками графического гранита обычно кристаллизуются при температурах немногим выше 575 °С.
Одна из наиболее специфических особенностей многих пегматитов — более или менее заметное зональное строение их тел. Эта зональность не только легко наблюдается по изменениям структуры, но и подтверждается различиями минерального состава в отдельных зонах. Так, в наиболее внешней зоне слюда представлена биотитом, который в более внутренней зоне сменяется мусковитом, а затем циннвальдитом, тогда как в самом центре пегматитового тела присутствует лепидолит. Такая зональность свидетельствует о существовании пегматитовой флюидной фазы, последовательно обогащавшейся литием, максимальная концентрация которого создавалась в наиболее поздней фракции, кристаллизовавшейся в центре тела.
Гранит-аплиты
Эти породы встречаются в виде жил мощностью, как пра-'вило, в первые дюймы. Обычно они сосредоточены в пределах материнских гранитных массивов, но иногда выходят и за их границы в прилегающие породы. Аплиты встречаются в ассоциации со слюдяными лампрофирами, которые относительно обогащены мафическими минералами по сравнению с бедными ими аплитами. Таким образом, аплиты и слюдяные лампрофиры по составу комплементарны в смысле Брёггера. Для химического состава аплитов характерны высокие содержания кремнезема и щелочей, тогда как железо и магний присутствуют в них в резко подчиненных количествах. В связи с этим аплиты имеют светлую окраску, от белой до желтовато-коричневой. В штуфах для них характерна равномерно мелкозернистая структура. Под микроскопом видно, что аплиты представляют собой микрографические сростки. Преобладает в них обычно полевой шпат, который в зависимости от состава материнского гранитного тела может быть калиевым, натровым или заметно известкови-стым. Относительные количества кварца изменчивы, но в некоторых разновидностях аплитов этот минерал преобладает, что свидетельствует о переходе к кварцевым жилам.
Соотношения аплитов и пегматитов
Как аплиты, так и пегматиты встречаются в виде жил, даек или силлов в гранитах или непосредственно прилегающих к ним вмещающих породах. Иногда эти породы встречаются в теснейшей ассоциации и образуют сложные интрузивы, краевая часть которых может быть пегматитовой, а центральная — аплитовой. Иногда полосы аплитов и пегматитов чередуются между собой, в других случаях в жилах аплита присутствуют неправильные участки пегматита. Столь тесная ассоциация этих двух пород свидетельствует о том, что обе они соответствуют гранитному остаточному расплаву и по существу имеют общее происхождение. По поводу значительных различий в степени кристалличности этих двух остаточных пород высказаны многочисленные предположения. Вероятно, пегматиты кристаллизовались из остаточной фракции гранитной магмы, резко обогащенной фуги-тивными составляющими, тогда как аплиты соответствуют «сухой» и резко обедненной флюсами остаточной гранитной магме. Несомненно, пегматитовая магма должна быть гораздо более подвижной, чем аплитовая. В пользу такого предположения свидетельствуют, в частности, условия залегания пегматитов в Портлевене, Корнуэллский полуостров. Здесь они локализуются у лежачего бока крупных ксенолитов вмещающих осадочных пород, взвешенных в гранитных силлах, которые имеют преимущественно аплитовый характер. Подобное размещение пегматитов позволяет предполагать, что они кристаллизовались в результате скопления летучих в некоторых ловушках, куда они поступили с восходящим потоком.
Только что указанный способ возникновения аплитов и пегматитов во многих случаях не вызывает никаких сомнений, однако иногда их взаимоотношения при полевых наблюдениях имеют метасоматический характер. Если предположение о возникновении гранитоподобных пород посредством метасоматиче-ских замещений высказывается в отношении крупных тел, то в еще большей мере, имеются основания для таких представлений применительно к некоторым пегматитам [25].

Пневматолиз
При окончательной консолидации магмы летучие составные части освобождаются и истекают сквозь трещины. При этом они могут производить очень сильные изменения минерального состава материнских пород, которые называются пневматолизом. Этот термин подразумевает, что летучие компоненты, участвующие в процессе, находятся в газовом состоянии. Подобное предположение справедливо, вероятно, лишь в некоторых случаях. Однако независимо от того, в газовой или жидкой фазе находятся агенты изменений, они ведут себя в конечном счете как химически активные растворы. Наиболее ярко пневматолитиче-ские изменения проявляются в гранитоидах, хотя они наблюдаются и в других породах, Пневматолитические процессы можно в основном подразделить на два типа — грейзенизацию и турмалинизацию. Отчасти к типу пневматолитических можно было бы отнести также и каолинизацию, однако этот процесс лучше рассматривать как гидротермальное изменение.
а. Грейзенизация. Грейзены, состоящие в основном из светлой слюды и кварца, — это наиболее специфические и характерные продукты пневматолиза. Способы проявления грейзенов в зависимости от степени консолидации и трещиноватости материнских пород могут быть трех видов.
1. Наиболее часто грейзены представляют собой участки изменения гранитов непосредственно в контакте с кварцевыми и иными жилами. Такого рода изменения проявляются локально в пределах первых дюймов от непосредственного контакта жилы. Обычно в таких зонах наблюдаются явные признаки замещений, например псевдоморфного развития агрегатов светлой слюды по кристаллам полевого штлата. Эта светлая слюда часто представлена литий- и фторсодержащими разновидностями, например циннвальдитом. Обычно присутствуют также другие фторсодер-жащие минералы, в особенности флюорит и топаз. Лиловые пятна флюорита четко выделяются на светло-сером или белом фоне породы. Почти неизменно присутствует топаз, количество которого в некоторых случаях настолько возрастает, что он начинает преобладать над светлой слюдой; в конечном счете при этом может образоваться топазово-кварцевый грейзен, в котором содержание топаза достигает 9/ю объема породы. К таким существенно топазовым породам иногда применяют название «топазфельз». Степень грейзенизации гранитов может быть самой различной. Мощные проявления этого процесса известны лишь в немногих районах, прежде всего в оловоносных, например в Саксонии, на Корнуэллском полуострове и в северной Нигерии.
2. В других случаях обогащенный летучими остаточный флюид не оказывает влияния на исходные граниты, а вызывает образование жил и маломощных дайкообразных тел, сложенных светлой слюдой и кварцем. Такие жилы по своей природе коренным образом отличаются от рассмотренных выше грейзенов с ярко выраженными признаками метасоматического образования. Эти жилы выглядят как первично магматические породы, подобные аплитам и пегматитам. Поскольку название «грейзен» подразумевает метасоматическое происхождение квар-цево-слюдистых агрегатов, для обозначения жил и даек такого состава необходимо использовать какой-либо другой термин. Первичные породы, состоящие из кварца и светлой слюды, Сперр [26] предложил называть «эсмеральдитами». Видимо, введение дополнительного названия все-таки нецелесообразно, и правильнее все такие породы называть грейзенами, но непременно указывать при этом признаки того или иного способа их образования.
3. Крупные тела грейзенов иногда слагают апофизы и краевые фации гранитных массивов. В этом случае они не связаны с какими-либо тектоническими трещинами или магматической отдельностью, чем, несомненно, отличаются от рассмотренных выше двух видов грейзенов. Типичное проявление грейзенов в краевых фациях известно в массиве Скиддо в Камберленде. В данном случае установлен несколько иной баланс вещества между грейзеном и гранитами главного тела, чем обычно наблюдается при грейзенизации [27]. Обычно при грейзенизации сильно возрастают содержания Н20, F и, вероятно, А1, тогда как количество Na может уменьшаться до нуля. Имеют место вариации в содержаниях и других компонентов, но они гораздо менее закономерны. При сопоставлении анализов гранита Скиддо и развитого в его краевой фации грейзена в последнем было установлено настолько значительное увеличение содержания Si02, что его трудно было объяснить гидротермальным изменением [28]. Харкер [29] предположил, что в данном случае грейзены кристаллизовались из особенно кислой фракции магмы, которая отделилась от главного тела гранита и была выжата в северном направлении путем фильтр-прессинга. Однако, поскольку в этих грейзенах также наблюдаются признаки замещения первичных полевых шпатов, можно предположить, что при их образовании действовали два процесса. Вначале осуществлялась дифференциация по способу, предположенному Харкером, а затем дейтерическое изменение под воздействием магматического остатка. Сохранение в магматическом теле столь значительных объемов растворов поздней стадии должно зависеть от таких геологических факторов, как форма дифференцировавшегося тела и степень трещиноватости окружающих пород, которая оказывала влияние на удаление летучих. С точки зрения формы тела наилучшие условия интенсивной массовой грейзенизации создаются в слепых апофизах главного массива.
б. Турмалинизация. Турмалин, так же как и мусковит, представляется нормальным ^минералом некоторых гранитов с повышенным содержанием кремнезема и щелочей. К их числу относятся, например, породы массива Карнменеллис на Кор-нуэллском полуострове. Локальная концентрация бора обусловливает кристаллизацию бурого железистого турмалина вместо биотита, так что эти два минерала очень редко удается видеть совместно. По мере увеличения концентрации летучих веществ количество турмалина возрастает за счет других составных частей гранитов. В частности, при этом постепенно исчезает полевой шпат. Некоторую стадию незавершенной турмалинизации можно наблюдать в луксуллианите [30], в котором сохранились
отдельные кристаллы кирпично-красного полевого шпата, хотя очертания этих зерен весьма неправильны в результате коррозии. Между зернами полевого шпата располагается связующая масса, состоящая из кварца и тонких иголочек турмалина (фиг. 81).
Под микроскопом луксуллианит очень эффектен Тонкие иг-лоподобные кристаллы черного турмалина (шерла) образуют радиальные сростки, часто вокруг корродированных реликтов более раннего бурого турмалина Иглы турмалина свободно проникают сквозь мозаичный агрегат вторичного кварца, образующего общий фон в турмалинизированной породе Зерна полевого шпата неправильны и интенсивно замещаются кварцем
Вторую стадию турмалинизации представляют более редкие турмалин-кварцевые породы, в которых совершенно отсутствуют первичные минералы Тем не менее в формах обособления мозаики кварцевых зерен еще удается различить очертания былых зерен полевых шпатов
В других случаях довольно несовершенные, случайно ориентированные короткие призмы турмалина располагаются в мозаичном агрегате крупных зерен кварца Такие черно-белые породы имеют очень характерный облик Близ Рошрок в Корнуэлле они слагают изолированный выход, не обнаруживая видимой связи с расположенным поблизости крупным 1ранитным интрузивом В данном случае ни по полевым взаимоотношениям, ни по микроскопическим наблюдениям мы не можем говорить о том, что турмалинизированная порода ранее была нормальным гранитом Возможно, она кристаллизовалась из фракции магмы, резко обогащенной летучими компонентами, и, таким образом, аналогична описанным выше первичным грейзенам Помимо такого рода турмалиновых пород, встречаются также первичные кварцево-турмалиновые жилы, в которых дополнительно присутствует касситерит
В заключение можно отметить, что воздействие летучих компонентов не ограничивается пределами материнского гранитного массива, но распространяется также и на вмещающие породы, которые иногда бывают интенсивно турмалинизирован-.ными
в. Каолинизация [31] В гранитоидах практически повсеместно проявляется частичное изменение полевых шпатов, замещающихся исключительно тонким агрегатом чешуйчатых минералов типа каолинита Такой каолинит обычно сопровождается серицитом Совместно эти два минерала главным образом и обусловливают непрозрачность ортоклаза в штуфах и замутнен-ность его под микроскопом Иногда каолинизация осуществляется настолько полно, что породы фактически превращаются в труху и становятся настолько рыхлыми и мягкими, что могут удаляться вручную лопатами или размываться сильной струей воды Такие каолинизированные породы представляют большой промышленный интерес они являются наиболее ценным сырьем для керамической промышленности Из первичных минералов гранита в процессе каолинизации сохраняется лишь кварц. Подобные преобразования претерпел, в частности, крупный массив гранитов Сент-Остелл [32] на Корнуэллском полуострове. Первичные каолины здесь ассоциируются с другими продуктами



изменений, в частности кварц-турмалиновыми породами и полу-выветрелыми гранитами (chinastone). Последние породы можно сопоставить с луксуллианитом в том смысле, что они отражают некоторую незавершенную стадию изменения, но в данном случае уже применительно к каолин-изации. В них обнаруживаются самые различные стадии замещения полевых шпатов каолином. Присутствуют два полевых шпата: сильно каолинизированный ортоклаз, часто микропертитовый и относительно свежий, идио-морфный альбит. Ортоклаз часто пересечен многочисленными жилочками вторичного кварца и флюорита. Флюорит интересен не только с петрографической точки зрения, но и при использовании этих пород в керамической промышленности. Он играет роль флюсующего компонента при производстве глазурованного фарфора. Флюорит представлен различными формами. В некоторых случаях он замещает полевой шпат или развивается по поверхностям спайности мусковита (фиг. 82, вверху справа и слева).
Роль главного агента каолинизации, вероятно, играет вода в условиях высоких температур. Она воздействует на ортоклаз KAlSi308 и другие минералы с образованием каолинита Al2Si205(OH)4. При этом высвобождается калий, который может комбинироваться с С02 с образованием карбоната. Этот карбонат как легко растворимый компонент затем удаляется. В других случаях высвобождающийся калий комбинируется с иными компонентами, образуя серицит, который столь обычен в ассоциации с каолинитом. Таким образом, в процессе каолинизации двуокись углерода может играть некоторую роль, масштабы которой недостаточно ясны

МИКРОГРАНИТЫ, МИКРОАДАМЕЛЛИТЫ И МИКРОГРАНОДИОРИТЫ
1 Явная ошибка. Описанные здесь каолиновые породы Корнуэлла — типичные представители древней коры выветривания, образование которой является следствием поверхностно-инфильтрационнйх процессов. По мнению В. П. Петрова, древняя кора выветривания является реликтом древней сверхмощной почвы, возникавшей на дневной поверхности в эпохи тектонического покоя и пенепленизации. Существуют и другие предположения относительно генезиса коры выветривания. Гидротермальные изменения в присутствии поверхностных вод в вулканических областях могут также вызывать каолинизацию, но ее характер иной [см. В. П. Петров, Основы учения о древних ко-рах выветривания, «Недра», 1972]. — Прим. ред.
Оценка относительных количеств калиевого и натрового полевого шпата, за исключением пересчета химического анализа на нормативный состав, сталкивается с практическими трудностями. Поэтому обычно приходится удовлетворяться общим определением количества суммарного полевого шпата. Это не имеет особенного значения, поскольку микрограниты редко бывают существенно калиевыми или существенно натровыми и обычно в них присутствует щелочной полевой шпат промежуточного состава. Поэтому при микроскопических исследованиях микрогранитов внимание исследователей в большей мере привлекает природа темноцветного силиката, нежели состав полевого шпата.
В некоторых микрогранитах присутствует биотит. Однако эти дайковые породы по существу ближе к риолитам, чем к настоящим гранитам, в связи с чем в них доминирует пироксен, обычно представленный светлоокрашенным диопсид-авгитом. В микрогранитах из северной Нигерии присутствует геденбергит, иногда ассоциирующийся с железистым оливином. В третичных грано-фирах массива Милл-Дирг на острове Скай присутствует ферро-гортонолит. В более обогащенных натрием микрогранитах появляются такие натрово-железистые пироксены и амфиболы, как эгирин и рибекит. Об этих породах уже упоминалось выше при рассмотрении натровых гранитов. В название таких пород удобно вводить определение в зависимости от присутствующего в них мафического минерала и говорить об эгириновых и рибе-китовых микрогранитах. Эгириновые микрограниты соответствуют грорудитам Брёггера (1894). Содержание Si02 в этой породе составляет 76%. В ней присутствует ортоклаз, микро-пертит с значительным избытком К20 над Na20. Кроме того, в ее состав, конечно, входят эгирин и кварц. Таким образом, термин грорудит не имеет смысла сохранять в качестве названия самостоятельной породы, поскольку он полностью соответствует определению эгиринового микрогранита.
С точки зрения структуры микрограниты по мере уменьшения размера зерен постепенно переходят в риолиты, а с увеличением кристалличности — в,граниты. Границы между этими тремя типами условны. Для микрогранитов характерны порфировые, афировые и микрографические структуры.
1. Порфировые микрограниты, микроадамеллиты и микро-гранодиориты по макроскопическому облику — наиболее характерные члены рассматриваемого семейства (фиг. 83). Эти породы обычно называют кварцевыми порфирами или гранит-порфирами. Однако предлагаемые нами наименования точнее характеризуют особенности пород. Вкрапленники (первая генерация кристаллов), как полагают, образуются на глубине вокруг немногочисленных, далеко отстоящих центров кристаллизации в условиях свободного роста, когда могли возникать совершенные кристаллы.с плоскогранным ограничением. Кварц представлен высокотемпературной формой и обычно образует гексагональные бипирамиды. Кристаллы кварца встречаются реже и имеют меньшие размеры, чем зерна полевого шпата.
В Великобритании дайки этих пород известны на южном побережье Корнуэлла. Они примечательны обилием вкрапленников полевого шпата, которые располагаются ориентированно и подчеркивают текстуры течения. Связующая масса имеет различимую зернистость и, как это видно под микроскопом, состоит из микрокристаллической мозаики зерен кварца и щелочного полевого шпата.
2. Афировые микрограниты и т. д. по составу и формам проявления напоминают только что описанные породы. Однако для них характерно отсутствие порфировых вкрапленников. В известном смысле они как бы целиком состоят из основной массы. По своей структуре и в некоторой мере по минеральному составу эти породы близки к гранит-аплитам, но отличаются от последних большим содержанием темноцветных минералов. Аплиты соответствуют лейкократовому остатку гранита, тогда как афировые микрограниты отражают суммарный состав гранита.
3. Наибольший интерес представляет микрографическая структура, которая в некоторых отношениях подобна рассмотренным выше графическим сросткам пегматитов. Поскольку термин «микрографический микрогранит» явно громоздкий, для обозначения пород с такой структурой следует предпочесть название гранофир, введенное Розенбушем (1872). В большинстве случаев гранофиры содержат порфировые вкрапленники и в общем близки к порфировым микрогранитам. По существу их можно различить лишь по структуре основной массы. Основная масса гранофиров состоит из сростков кварца и щелочного полевого шпата. Кварц в ней представлен обособленными «ихтио-глиптами», похожими на пегматитовые, или иногда волокнами, которые росли под прямыми углами к граням вкрапленников полевого шпата. Такие волокнистые агрегаты кварца как бы опоясывают и наращивают вкрапленники полевого шпата. Их-тиоглипты и волокна кварца имеют одинаковую оптическую ориентировку в пределах отдельных участков и, следовательно, погасают одновременно (фиг. 84). Эти участки могут иметь грубо округлую форму, и тогда в пределах каждого из них их-тиоглипты кварца располагаются радиально. По мере того как индивиды кварца становятся меньше, микропегматитовые сростки такого типа постепенно переходят в сферолитовые, в которых кварцевые волокна имеют еще более четкую радиальную ориентировку.
Ранее полагали, что все гранофиры представляют собой истинно магматические породы гранитного состава. Однако в настоящее время для некоторых из них предполагается метасома-тическое происхождение: Доказательства этого установлены в гранофировых сростках краевых частей тел. долеритов группы Карру. Здесь как будто бы можно предполагать возникновение микропегматитового агрегата в результате метасоматического замещения осадочных пород, в которые внедрилась долерито-вая магма [33]. Эти наблюдения, вероятно, справедливы для данного конкретного случая, однако они не дают основания



предполагать, что все гранофиры имеют метасоматическое происхождение, хотя такое мнение иногда появляется в печати [34]. Таким образом, можно считать, что в основном гранофиры возникли в результате прямой кристаллизации из расплава. Доказательства этого можно видеть в особенностях состава и структуры, а также полевых соотношениях и генетическом родстве гранофиров с другими породами, особенно с некоторыми риолитами. Обратимся прежде всего к минеральному составу. Количественные соотношения кварца и щелочного полевого шпата в гранофирах соответствуют наиболее низкотемпературным ассоциациям, установленным экспериментально для искусственной «гранитной» системы, а именно системы кварц — ортоклаз— альбит. Для гранофиров характерны богатые магнием и железом оливины и пироксены. Из них можно назвать геденбергит (Ca42Mg7Fe5]) и феррогортонолит (Fa8s), присутствующие в гранофирах массива Милл-Дирг на острове Скай. Именно эти же минералы встречены на высоких горизонтах Скергаардского комплекса, кристаллизовавшихся за счет поздних фракций магмы, а также в риолитовых стеклах, в том числе обсидианах. Не менее характерна и сама по себе структура гранофиров, Очень похожая на искусственные сростки, возникающие при металлургических процессах в результате кристаллизации эвтектических смесей. Существенно также, что в мезостазисе кварцевых долеритов, несомненно кристаллизовавшихся из магмы, присутствуют такие же микрографические сростки, как и в некоторых гранофирах. Все эти сопоставления позволяют уверенно считать, что микропегматитовые сростки возникают в результате раскристаллизации магматических расплавов.
Гранофиры встречаются в так называемых вулканических ассоциациях. По составу они очень близки к некоторым риоли-там. В субвулканической обстановке гранофиры обнаруживают те же формы проявления, что и различные микрограниты и обсидианы. Иногда гранофиры встречаются в тесной ассоциации с базальтоидами, в том числе в сложных дайках и сил-лах. Особенно важны в этом плане недавно описанные трубчатые тела гранофиров в долеритах и габброидах Слив-Гал-лион [35].
Итак, приведенных выше доказательств достаточно для того, чтобы признать большинство гранофиров настоящими магматическими породами. Другой вопрос, каким образом возникла магма, из которой они кристаллизовались. По нашему мнению, в ряде случаев она могла появиться в результате селективного пЛавления материала соответствующего состава под воздействием основной магмы, имеющей температуру 1100—1200 °С. К числу материалов, за счет которых могла выплавляться такая магма, следует отнести аркозовые песчаники, риолитовые туфы и пеплы, а также древние гранодиориты.
В последнее время детально описаны тела гранофиров близ Кадер-Идрис в Мерионетшире, северный Уэльс {36]. Их оторочки закалки неотличимы от некоторых риолитовых лав, находящихся с ними в тесной ассоциации. Важно подчеркнуть, что эти гранофиры, внедрившиеся на глубину порядка 450 м, сами вызывали метасоматические изменения и мобилизацию вмещающих их осадков. Соотношения, наблюдающиеся в этом случае, показывают, насколько трудно иногда бывает различить причину и следствие того или иного явления.
Микрограниты широко распространены. Щелочные микрограниты часто встречаются как апофизы или сателлитовые тела крупных интрузивов щелочных гранитов. Подобные соотношения установлены, например, в Дартмурском и Корнуэллском гранитных массивах. В ассоциации с каледонскими гранитоидами Шотландии, которые по составу отвечают адамеллитам и гранитам, встречены дайки микроразновидностей этих пород. Многие малые интрузии в Озерном округе Англии представляют собой микрограниты. К их числу относится интрузив долины Сент-Джон, для которого характерны вкрапленники ортоклаза, кварца и мелких красных зерен граната. Эта порода представляет собой порфировый калиевый микрогранит. В ряде других районов, например на островах Эйлса-Крейг и Холи-Айленд и в северном Уэльсе встречаются существенно натровые рибекитовые микрограниты (фиг. 85 и 86). Эти породы очень близки к калиевым микрогранитам, но несколько отличаются по особенностям структуры. Для них характерны мик-ропойкилитовые выделения рибекита, придающие породе моховидный облик.
Породы этого типа с острова Эйлса-Крейг были названы ри-бекитовыми аплитами. Это нельзя признать удачным, поскольку термин «аплит» означает не только специфический минеральный состав и характерную структуру, но также и особый способ образования. Среди даек, связанных со щелочными комплексами, встречаются эгириновые микрограниты, как это, например, имеет место в графстве Сатерленд. Одно из наиболее известных в Великобритании проявлений гранофиров — это интрузив близ Кар-рок-Фелл. Размеры зерен в гранофировых сростках здесь относительно большие. В Озерном округе известна весьма декоративная порфировая разновидность с вкрапленниками кварца, ярко-красного ортоклаза и мелких зерен граната в тусклоокра-шенной графической основной массе. Породы массива Форт-Регент на Джерси только отчасти среднезернистые; местами они представлены прекрасно выраженными микрографическими сростками.

Щелочной полевой шпат образует пойкнлитовые выделения в рибеките (черное)
и кварце.
Фиг. 86. Рибекит-акмитовый микрогранит, Карнарвоншир. Вкрапленники высокотемпературного кварца и щелочного полевого шпата в микрокрн-сталлнческой основной массе с игольчатыми призматическими кристалликами акмита (справа вверху) и микропойкилитовым рибекитом (чериое слева), изображенным в поло-женин максимальной абсорбции.
РИОЛИТЫ (ЛИПАРИТЫ), ТОСКАНИТЫ И ДАЦИТЫ
Классификация тонкозернистых магматических пород должна строиться по тому же плану, что и схема расчленения их крупнозернистых аналогов. В связи с этим мы должны возвратиться к треугольнику QAP и выделить в нем шесть полей, соответствующих составу ведущих типов пород. Важно, чтобы названия этих пород были вполне независимыми и взаимоисключающими. По согласованному мнению большинства петрологов риолит (липарит) представляет собой тонкозернистый («вулканический») аналог гранита. Аналогичные соотношения существуют между терминами трахит — сиенит, андезит — диорит и дацит — гранодиорит. После использования всех перечисленных выше наименований в треугольнике QAP остаются не названными еще два поля, соответствующие тонкозернистым разновидностям адамеллита и монионита. Для этих обоих полей существует несколько взаимоисключающих наименований. Тонкозернистый аналог адамеллита иногда называют риодацитом (липа-ритодацитом). Такой составной термин таксономически правилен и ясен сам собой. Однако поскольку, как мы уже отмечали выше, подобные составные названия иногда приводят к путанице, мы употребляем его синоним «тосканит». Таким же образом мы предпочитаем термин «латит» составному наименованию «трахиандезит».

Риолиты (липариты) и щелочные риолиты (щелочные липариты)
В целях упрощения номенклатуры тонкозернистых кислых магматических пород необходимо было бы ввести какое-либо собирательное название. Таким названием мог бы быть термин риолит, по своему статусу соответствующий гранитам крупнозернистых и микрогранитам среднезернистых пород. Название «риолит» относится к числу наиболее старинных. Так называл кислые породы с полосчатостью течения Рихтхофен (1860). В петрографической литературе в качестве синонима риолита фигурирует термин «липарит» (Рот, 1860), происшедший от названия Липарских островов, где широко распространены кислые вулканические породы.
К риолитам следует относить породы, в которых размер зерен кварца или полевого шпата в основной массе не превышает 0,05 мм. Зерна такого размера, конечно, нельзя рассмотреть невооруженным глазом, поэтому различать микрограниты и риолиты следует по признаку видимости невооруженным глазом отдельных минералов основной массы. В отношении же размеров вкрапленников не принято никаких границ.
В нашей схеме классификации магматических пород рио-литы представляют собой аналоги гранитов и микрогранитов и подобно этим породам могут быть подразделены по соотношению в них калия и натрия. Обычно принято различать калиевые и натровые риолиты. Однако эти определения можно использовать лишь к породам, резко обогащенным тем или иным щелочным компонентом. В большинстве случаев калий и натрий в рио-литах присутствуют в различных соотношениях, хотя в среднем несколько преобладает калий.
Калиевые риолиты. Преобладающий полевой шпат этих пород представлен высокотемпературной формой калишпата — санидином, который часто образует стеклянно-прозрачные вкрапленники и одновременно микроклиты или изометричные зерна в основной массе. В санидин нередко в значительных количествах входит альбитовая молекула. При этом в одних случаях он остается гомогенным твердым раствором, но иногда претерпевает распад с образованием криптопертитовых вростков альбита. Последние иногда сообщают санидину характерный голубоватый отлив, свойственный лунному камню.
1 В магматических породах, как в риолитах, так и в гранитах, кварц неизменно представлен низкотемпературной формой, однако в риолитах он первоначально кристаллизовался в виде высокотемпературной модификации, а при последующем охлаждении превратился в низкотемпературную.
2 Тридимит и кристобалит редко кристаллизуются в виде вкрапленников или основной массы риолитов; в большинстве случаев они образуют выполнения пустот, выделяясь из газовой фазы. Реже они встречаются в сферолитах вместе с полевым шпатом. — Прим. ред.
Во всех риолитах свободный кремнезем может присутствовать не только в виде претерпевшего инверсию высокотемпературного кварца но также в виде тридимита и даже кристоба-лита 2. Из этих минералов кремнезема наиболее обычен высокотемпературный кварц, который встречается часто в виде хорошо образованных бипирамид. Иногда можно видеть те или иные признаки магматической коррозии кристаллов кварца, которая в крайних случаях приводит к образованию совершенно бесформенных выделений (фиг. 87). По аналогии с гранитами можно было бы ожидать, что среди темноцветных силикатов риолитов наиболее обычными являются слюды и роговая обманка. Биотит действительно часто встречается в риолитах, тогда как роговая обманка присутствует в них гораздо реже, чем пироксен. Это объясняется более высокой температурой кристаллизации риолитов по сравнению с гранитами, а также удалением летучих из лавы, что и благоприятствует кристаллизации безводного пироксена. Биотит часто имеет очень интенсивную окраску и выглядит в базальных разрезах почти черным. Пироксен же, наоборот, обычно в шлифах почти бесцветен, а макроскопически
обладает бледно-зеленой окраской. Обычно он представлен дио-псид-авгитом.
Среди натрово-калиевых риолитов особого внимания заслуживают обогащенные кремнеземом члены пантеллеритового ряда (см. стр. 318). Для этих пород, называемых кварцевыми пантеллеритами, характерны вкрапленники высокотемпературного кварца и анортоклаза, состав которого близок к Or50Ab50. В них также присутствуют различные темноцветные минералы, сильно обогащенные железом, в том числе геденбергит, фаялит и интенсивно окрашенные натрово-железистые амфиболы. Присутствия железистых силикатов во многих риолитах и следовало ожидать, исходя из их общего положения как конечных членов рядов дифференциации, возникающих в результате фракционной кристаллизации.
Натровые риолиты. Эти породы подобно натровым гранитам очень специфичны по характеру темноцветных силикатов. Последние могут быть по существу теми же, что и в описанных выше натровых гранитах и микрогранитах. Среди пироксенов наиболее характерны эгирин, а среди амфиболов — рибекит

Сферолнты рибекита включают вкрапленники высокотемпературного кварца и кали-датрового полевого шпата, располагаясь в девитрифицированной (фельзитовой) связующей массе.
(фиг. 88). Наряду с темноцветными силикатами присутствуют кварц и существенно натровый полевой шпат. Во многих случаях, однако, как и в грубозернистых породах, щелочной полевой шпат часто представлен анортоклазом, аналогом которого в глубинных породах, вероятно, должны быть продукты распада типа антипертита.
Судя по минеральному составу, такие рибекитовые и эгири-новые риолиты, очевидно, комагматичны соответствующим гранитам крупных массивов и дайкам, с которыми они тесно ассоциируются в пространстве, как это имеет место, например, в щелочных комплексах Нигерии. Щелочной риолит, зарисовка которого приведена на фиг. 88, довольно необычен, поскольку в нем сферолиты рибекита включают небольшие вкрапленники натрово-калиевого полевого шпата и претерпевшего инверсию кварца. Основная масса в этой породе представлена девитрифи-цированным стеклом, состоящим из фельзитового агрегата кварца и полевого шпата. К породам этого типа относятся также кварцевые кератофиры. Этот термин в петрографической литературе использовался в нескольких значениях, однако в Великобритании он применяется к натровым риолитам, для которых характерно присутствие альбита или обогащенного этим компонентом полевого шпата, а также небольшого количества темноцветного силиката, первичная природа которого остается неясной, так как в результате изменений на его месте образуются скопления хлорита. Лавы и близкие по структуре мелкие интрузивы этого типа встречаются среди ордовикских вулканических пород северного Уэльса и Девоншира, а также в девонских вулканических толщах на Корнуэллском полуострове '. Кварцевый кератофир представляет собой натровый аналог риолита, и в то же время является членом спилитового ряда.

Тосканиты (риодациты)
Для тонкозернистых пород, соответствующих адамеллитам, известны два наименования. Раньше появился термин «тоска-нит» (Вашингтон, 1897), происшедший от географического названия в Италии. Второй термин — «риодацит» — имеет большую смысловую нагрузку. Он отражает существенную особенность пород этого типа, имеющих свойства как риолитов, так и дацитов. Так, в риодацитах присутствуют два полевых шпата — щелочной, характерный для риолитов, и плагиоклаз, обычно оли-гоклаз-андезин, примерно в равных количествах. Термин «риодацит» сопоставим с названием «трахиандезит», который иногда применяют для обозначения средних лав. Во многих случаях риодациты имеют порфировую структуру, причем во вкрапленниках могут встречаться оба полевых шпата и кварц, однако чаще вкрапленники представлены лишь претерпевшим инверсию высокотемпературным кварцем, тогда как щелочной полевой шпат, обычно санидин, составляет главную часть основной массы.
Дациты
1 В Советском Союзе риолиты широко распространены. Они встречаются среди молодых лав Камчатки, Закарпатья. Кавказа, Закавказья и Забайкалья, где образуют вулканические купола, реже лавовые потоки Кератофиры пользуются не менее широким распространением среди девонских вулканогенных толщ Кавказа, Крыма, Алтая и многих других регионов. — Прим. ред.
Дациты — группа пород, относящихся к известково-щелоч-ному ряду. Они встречаются в тесной ассоциации с андезитами и постепенно переходят в них по мере уменьшения содержания кремнезема. Разграничение андезитов и дацитов обычно производится на основании содержания кремнезема. По этому признаку к дацитам относят породы с содержанием Si02 от 63 до 68%. Цветовой индекс у дацитов ниже, чем у андезитов. Однако основное различие этих двух групп пород заключается в количестве и форме выделения кварца. Большое содержание нормативного кварца в дацитах обусловливает раннюю его кристаллизацию в виде вкрапленников. Номенклатура станет значительно проще, если наличие таких вкрапленников принять в качестве одного из главных признаков дацитов. Несомненно, эти породы часто ошибочно называют андезитами или кварцевыми андезитами.
Содержание кремнезема в дацитах в среднем несколько ниже, чем в риолитах, что и следовало ожидать в связи с более высокой величиной отношения щелочных полевых шпатов к плагиоклазу в последних. В некоторых классификациях в качестве границы между дацитами и риолитами принято содержание кремнезема 68%. Однако различие этих двух пород заключается не в содержании кремнезема, а именно в различной величине отношения щелочных-полевых шпатов к плагиоклазу.
Выделение особого типа пород внутри поля дацитов с величиной Р больше 90 затрагивает вопросы номенклатуры. С нашей точки зрения, эти породы представляют собой попросту обогащенные плагиоклазом дациты, так что для них не нужно применять какого-либо специального наименования. Тем не менее такие породы нередко называют кварцевыми андезитами. Последний термин логично применять лишь по отношению к породам, располагающимся в поле андезитов, и вместе с тем содержащих ощутимые количества кварца. Таким образом, величина Q у них не должна превышать 20.
По имеющимся литературным данным трудно с уверенностью оценить количественную роль дацитов в вулканических областях именно в связи с нечеткостью терминологии. Во многих случаях их называют андезитами или кварцевыми андезитами, а иногда определяют как игнимбриты. Тем не менее не вызывает сомнения очень широкое распространение дацитов в орогенных поясах, в которых они иногда присутствуют в огромных объемах.

Структурные особенности кислых лав
Как будет показано ниже, многие породы, по химическому составу относимые к риолитам, риодацитам (тосканитам) и да-цитам, в действительности представляют собой игнимбриты. Прежде чем говорить о природе игнимбритов, следует остановиться на их характерных структурных особенностях. В связи с этим рассмотрим структуры наиболее тонкозернистых и стекловатых кислых магматических пород, встречающихся не только в виде обычных лавовых потоков, но также в близповерхност-ных (субвулканических) дайках и других малых интрузиях.
Вследствие высокой вязкости, возникающей у кислых расплавов в близповерхностных условиях при потере растворенных




в них летучих компонентов, риолиты часто обнаруживают тенденцию затвердевать в« виде стекла. Количественные соотношения природного стекла и кристаллического материала в породах, которые мы обычно называем кислыми лавами (хотя сюда же относятся совершенно идентичные породы малых интрузий) весьма неопределенны. Некоторые обсидианы или пемзы могут быть полностью стекловатыми. Следует помнить, что названия этих пород не отражают их химического состава, а указывают лишь на физическое состояние вещества породы, так что без дополнительных определений нельзя говорить, например, о рио-литовом обсидиане или дацитовой пемзе. При отсутствии вкрапленников без химического анализа вообще невозможно установить различие между риолитовыми, риодацйтовыми и дацито-выми обсидианами или пемзами.
Наиболее типичные обсидианы представляют собой природные стекла риолитОвого (или гранитного) состава. Они имеют черную окраску, естественно стекловатый облик и сильно выраженный раковистый излом. Обсидиану легко можно придать любую желаемую форму вплоть до иглообразного заострения или куска с очень острыми ребрами. В связи с этим обсидиан широко использовался первобытными людьми для изготовления каменных орудий труда и оружия. Хотя обсидиан и представляет собой наиболее обычную разновидность природных стекол, тем не менее он не очень широко распространен. Проявления этой породы наиболее широко известны в Иеллоустонском национальном парке (Обсидиановый утес), на горе Гекла в Исландии и на Липарских островах. В петрографических шлифах обсидиан бесцветен и изотропен. Обсидиан редко совершенно лишен кристаллического материала, который может встречаться в виде мельчайших рассеянных кристаллитов (фиг. 89) илисфе-ролитов. Кристаллические выделения иногда располагаются обособленно, но в других случаях образуют неправильные группы или цепочки, а иногда преимущественно приурочены к отдельным полосам (сферолитовые обсидианы)
Смоляной камень (pitchstone) также содержит весьма различные количества стекла, часто очень большие, однако в этой породе присутствует больше кристаллического материала, чем в обсидиане, в связи с чем она имеет более тусклый (смоляной) вид, часто у нее проявляется неправильный занозистый излом, а блеск более напоминает восковой, чем стеклянный. Кристаллический материал может быть представлен вкрапленниками кварца, санидина, олигоклаза, светло-зеленого пироксена. Все эти минералы могут присутствовать и в виде микролитов. Среди микролитов чаще всего удается определить полевые шпаты и пироксен, вероятно, того же типа, что и присутствующий во вкрапленниках. Микролиты чаще всего имеют столбчатую форму, но в некоторых случаях образуют звездообразные или перистые группы (см. фиг. 92), иногда похожие на листья папоротника. В стекловатых риолитах обоих типов весьма обычны текстуры течения. Иногда они проявляются в параллельном расположении микролитов, которые могут обтекать вкрапленники, образуя формы, похожие на небольшие водовороты в речном потоке. Такие текстуры очень выразительно отражают вязкое течение магмы. В других случаях отдельные полосы стекловатого материала окрашены в разные цвета (фиг. 90) или наблюдается чередование стекловатых и нестекловатых слоев в лавовом потоке. Такие особенности лав, несомненно, обусловлены их значительной неоднородностью. Как в смоляном камне, так и в обсидиане проявляется перлитовая структура, обусловленная натяжениями, возникающими при усадке в процессе охлаждения (фиг. 91) 2. Различия между обсидианом и смоляным камнем довольно нечеткие. По мнению некоторых исследователей, эти породы следует различать, исходя из степени их кристалличности, как уже отмечалось выше, тогда как другие авторы придают более важное значение различиям в содержании воды. Количество воды в обсидианах обычно невелико и, как правило, не превышает 1%, тогда как в смоляном камне оно может достигать 10%. Иоханссен предлагал в качестве границы между этими породами принять содержание воды 4%. Независимо от того, какую мы примем границу, этот признак препятствует определению породы при отсутствии химического анализа.
1 В СССР обсидианы известны в Армении, Грузии, Азербайджане и на Камчатке.
2 Вряд ли с этим можно согласиться. Перлитовая структура возникает в результате неравномерной вторичной гидратации стекла. — Прим. ред.
В Великобритании хорошо известные проявления смоляного камня приурочены к третичным интрузивам Гебридских
островов — Аррана и Эйгга. В перлитах Аррана особенно хорошо проявляются интересные структурные особенности этих пород (фиг. 92). В арранском перлите, помимо ферроавгита и ромбического пироксена, присутствует некоторое количество железистого оливина — фаялита, а также вкрапленники полевых шпатов и кварца (фиг. 93).


Фиг, 92. Смоляной камень с кристаллитами пироксеяа, окруженными зонами
чистого стекла, Арран.
Выше уже отмечалось, что в риолитах могут проявляться сферолитовые текстуры1. В идеальном случае сферолиты имеют почти шарообразную форму. Размеры их обычно близки к жемчужинам, но в целом варьируют от булавочной головки до человеческого кулака. В разрезах мелких сферолитов хорошо видно радиальное расположение волокнистых кристаллов, которые с трудом идентифицируются под микроскопом (фиг. 94). В некоторых случаях они частично или полностью сложены кристоба-литом. Иногда основная масса риолитов может полностью состоять из сферолитов. Под микроскопом, особенно в скрещенных николях, удается наблюдать характерное радиально-лучистое расположение тонких микролитов. В результате взаимодействия отдельных сферолитов в процессе роста они лишаются правильных сферических форм, но распознаются по не очень четким черным крестам, возникновение которых связано с прямым погасанием отдельных волокон.
Весьма своеобразные, можно сказать единственные в своем роде сферолитовые риолиты северного побережья Джерси имеют особое французское название «пиромериды». В этой породе на обычные радиальные сферолиты накладывается интенсивно проявленная концентрическая структура. По этому признаку они близки к так называемым литофизам, шарообразным обособлениям с полостью внутри. Размеры литофиз могут достигать нескольких сантиметров.
1 Кристаллизацию сферолитов можно наблюдать под микроскопом. Для этого порошок ацетата холестерина помещается на предметное стекло размером 3X1 см и прикрывается свободно лежащим покровным стеклом. Порошок расплавляется над слаб^ым пламенем, после чего в скрещенных николях под микроскопом можно прямо наблюдать рост сферолитов. При этом скорость их роста можно без труда регулировать, охлаждая препарат потоком холодного воздуха.
Иногда внутреннюю структуру сферолнтовых стекловатых пород лучше всего наблюдать в толстых пластинках, с одной стороны прнполированных и приклеенных этой стороной к стеклу. Затем такой полированный шлиф рассматривается в сильном отраженном свете через бинокулярный микроскоп. В этом случае можно получить объемное впечатление о структуре.
При относительно медленном охлаждении риолитовая магма не затвердевает в виде стекла, а полностью раскристаллизовы-вается. Не всегда ясно, связано ли полнокристаллическое состояние породы с первичными условиями ее кристаллизации или с последующей девитрификацией. Однако при отсутствии охарактеризованных выше реликтов стекловатого вещества и при ясных границах отдельных зерен можно быть практически уверенным, что мы имеем дело с первичной структурой породы. Как уже отмечалось выше, иногда в риолитах присутствуют порфировые вкрапленники. В одних случаях они очень мелкие и встречаются крайне редко, но в других имеют относительно



большие размеры и составляют большую часть породы, так что основная масса в ней практически отсутствует. Для таких пород Рихтхофен использовал название «невадит». Лучше, однако, вводить новые названия для пород, отличающихся минеральным составом, а не только некоторыми структурными особенностями, которые всегда можно отразить соответствующими прилагательными. Обилие вкрапленников свойственно не только риолитам. Одна из лав, описанная под названием «невадит», действительно представляла собой обогащенный вкрапленниками калиевый риолит (с порфировыми выделениями санидина и кварца), тогда как в другом случае то же самое название применялось к породе с обильными вкрапленниками, среди которых, помимо санидина и кварца, присутствуют олигоклаз, биотит и роговая обманка. Несомненно, здесь мы имеем дело уже с другой породой, а именно с порфировым дацитом.

Природа и происхождение игнимбритов
В связи с высокой вязкостью и большим содержанием летучих извержения кремнеземистых магм обычно сопровождаются взрывами, особенно при малых размерах вулканических жерл. В таких условиях колонна лавы полностью пульверизуется и часть ее материала выбрасывается высоко в воздух, распыляется ветром, закаляется в пути и в конечном счете оседает на поверхность в виде падающего пепла. Остальная, возможно большая, часть лавы или в предельном случае вся лава истекает из жерл в виде суспензии кипящих лавовых обломков, находящихся в состоянии белого каления и турбулентно перемешиваемых вулканическими газами. Такие потоки могут очень быстро растекаться по обширной площади. При катастрофическом извержении вулкана Мон-Пеле на Мартинике, происходившем в 1902 г., скорость движения лавы в точке истечения из вулканического аппарата оценена в 118 км/ч, а при извержении вулкана Ламингтон — в 160 км/ч. Извергаемый в этих случаях материал, получивший название «палящей тучи», двигался в виде плотной облакообразной массы, тесно прижимающейся к земле. Отлагавшаяся из него фрагментированная лава нивелировала неровности рельефа и создавала обширные плоские покровы с ровной верхней поверхностью, которые обычно описываются как пепло-вые потоки, туфолавы или игнимбриты. Чрезвычайная подвижность игнимбритов обусловлена тем, что взвесь измельченных обломков лавы при их излиянии имеет внизу как бы подушку горячих вулканических газов', которые практически ликвидируют трение потока о поверхность земли. Это и создает возможность течения материала наподобие свободного потока жидкости. Значительная часть «пепла» игнимбритов (обычно более 70%) состоит из передробленной пемзы и обломков стекла размером примерно от 4 мм вплоть до вулканической пыли. Пемза в момент извержения не была в привычном для нас физическом состоянии, а представляла собой очень пористую жидкую магму, напоминающую пену над закипающим молоком. В процессе извержения происходило активное выделение газов, в связи с чем пустоты в магме продолжали увеличиваться, в то время как их стенки еще находились в пластическом состоянии. В этом же пластическом состоянии магматическая пена окончательно пуль-веризовалась В результате дезинтеграции магмы в процессе пемзообразования возникали осколки очень характерной формы. Такие осколки иногда содержат ненарушенные газовые пузыри, а иногда представляют собой лишь тонкие стенки таких пузырей. Нередки также и более крупные обломки стекла, в пределах которых видны границы нескольких прилегающих друг к другу пор (фиг 95). Возможность правильной идентификации этих осколков, имеющая существенное значение для распознавания игнимбритов, зависит от величины нагрузки, которой подвергались потоки игнимбритов до их окончательного затвердевания Обычно в игнимбритах присутствуют относительно крупные куски пемзы, достигающие размера значительных блоков. Иногда такие блоки сохраняют характерный облик пемзы, но часто они захватывались потоком, когда еще находились в пластичном состоянии, и в этом случае подвергались интенсивному сдавливанию с полным исчезновением пустот.
1 Тазиев [Tazieff Н , Bull Vole, 34, 1, 1970] показал, что в высокотемпературных вулканических газах очень важную роль может играть СОг В связи с этим им высказано предположение, что вследствие относительно высокой плотности СОг должна быть более важным агентом, обусловливающим транспортировку игнимбритовых потоков по сравнению с HjO.
Температура риолитовой магмы в момент истечения могла достигать 900°. При очень большой скорости перемещения

С D
Фиг. 95. Микрозарисовки игнимбритов.
А—из центральной части Орегона; В —из Иеллоустонского национального парка, Вайоминг; С—из юго-восточиой части Айдахо; D—из гор Валлис, Нью-Мексико. В зарисовках Л и С. особенно в последней, видны обломки двух типов. Обломки пемзы с толстыми стенками погружены в связующую массу из тонкостенных осколков стекла, которые иногда имеют чрезвычайно усложненную форму. Часто они уплощены и приобретают очертания, параллельные границам обломков пемзы. В зарисовке В тонкостенные обломки пемзы аажаты между двумя вкрапленниками высокотемпературного кварца и приобрели ориентировку, параллельную их границам. Стекло, включавшее вкрапленники кварца, было с иих содрано перед включением в игиимбрит. Некоторые обломки пемзы (вверху справа и внизу слева), вероятно, ориентированы параллельно плоскости зарисовки, а между вкрапленниками кварца —параллельно граням последних. Все трн зарисовки отражают высокую пластичность обломков пемзы в момент их включения в породу, ио до ее сваривания. В зарисовке D показан девитряфи-цированный игиимбрит. Видиы формы отдельных осколков стекла, которые раскристал-лизовывалнсь с образованием аксиолитовых сростков кристобалита и санидина (Циркель).
плотного, насыщенного частицами газового облака потери тепла были небольшими, в связи с чем даже при транспортировке на значительное расстояние температура осколков стекла и обломков пемзы в тот момент, когда они приходили в состояние покоя, оставалась почти такой же, как и у начавшей извержение магмы. Это обстоятельство приводит к неизбежному свариванию игнимбритового материала. Экспериментально было показано, что температура сваривания сухой пемзы колеблется от 775 до 900 °С, но в присутствии паров воды и под нагрузкой, примерно соответствующей ее величинам в природных условиях, температура сваривания может понижаться до 600°. Особенности проявления процесса сваривания игнимбритов определяются, следующим. Этот процесс интенсивнее проявляется в относительно мощных потоках, а также в центральных частях потоков, где тепло сохраняется вследствие изоляции их нижележащими и налегающими слоями «пепла». Сваривание в игнимбритовых потоках усиливается по направлению к источнику их извержения. В этом направлении мощность зоны сваривания возрастает.
В результате сваривания вдоль поверхностей контактов отдельных осколков возникают специфические оболочки стекла, различимые в шлифах по особенностям окраски и светопреломления. Конечный продукт процесса сваривания представляет собой однородное стекло, обсидиан, в котором иногда чрезвычайно трудно различить признаки первичной обломочной природы. Свариваться могут не только тонкие обломки. Этот процесс идет и между сжимаемыми блоками пемзы, которые при этом превращаются в черный обсидиан. При правильной ориентировке уплощенных линз такого обсидиана, располагающихся в более светлоокрашенном пепле, возникает весьма характерная текстура, получившая название эвтакситовой.
Как и следует ожидать, в разрезе игнимбритовых потоков обычно проявляются некоторые изменения по направлению от их подошвы к кровле. Базальный слой в различной мере загрязняется чужеродным материалом, захваченным при движении потока. Сваривание здесь практически не осуществляется в связи с быстрой потерей тепла в результате теплопроводности. Средняя часть потоков обычно относительно массивна и компактна вследствие интенсивного сваривания. Однако верхний слой потока вновь, как правило, оказывается несваренным и менее плотным. В нем сохраняются многочисленные поры и слабо консолидированный материал. Краевые части игнимбритовых потоков иногда трудно отличить от продуктов пеплопада. От истинных пирокластических пород игнимбритовые потоки отличаются отсутствием таких признаков седиментации, как слоистость и сортированность. В результате образования игнимбритов из турбулентно текущего газового облака отдельные обломки и блоки пемзы весьма беспорядочно распределяются по мощности потока. Следует особо отметить, что в игнимбритовых потоках, особенно в их центральных, более массивных частях может проявляться столбчатая отдельность, совершенно подобная характерной для обычных лав. Неоднородность проявления выветривания различных частей игнимбритовых потоков может привести к возникновению террасовидных или платообразных форм рельефа, очень похожих на наблюдающиеся в областях развития платобазальтов.
Отдельные игнимбритовые потоки покрывают огромные площади, измеряющиеся в некоторых случаях тысячами квадратных километров. В среднем мощность индивидуальных потоков иг-нимбритов составляет около 10 м, но иногда достигает 100 м и более. Общий объем игнимбритовых потоков, вероятно несколько увеличенный пепловыми отложениями, в некоторых областях кислого вулканизма поистине огромен. Так, в южной части Суматры игнимбриты занимают площадь 30 ООО км2, а их объем оценивается в 2000 км3. На острове Северный Новой Зеландии такие породы занимают площадь в 15 000 км2. В пределах этой площади располагается, в частности, хорошо известный вулканический район озера Таупо. В числе других известных районов проявлений игнимбритов отметим область Арекипа в Перу, окрестности вулкана Крейтер-Лейк в Вайоминге, Йеллоустонский национальный парк, в котором, в частности, расположен Обсидиановый утес, а также живописно названную долину Десяти Тысяч Дымов в окрестностях вулкана Катмай. Извержение этого вулкана в 1915 г. и позволило выделить особый тип магматической деятельности, приводящий к образованию игнимбритов.
Об ингимбритах очень много написано после 1935 г., когда Маршалл [37] впервые дал свое известное определение игнимбритов совместно с детальным описанием их проявления в Новой Зеландии. В этом же году Мансфилд и Росс [38] близкие породы из Айдахо описали как сваренные туфы." Другие авторы для обозначения аналогичных пород до сих пор используют такие названия, как туфолава и пепловый поток. Основная терминологическая проблема по отношению к рассматриваемой группе пород заключается в том, что не существует единого термина, адекватно отражающего все их различные особенности, как петрографические, так и петрогенетические. Так, например, термин «пепел» в известной мере удачно отражает обломочную природу (до сваривания) этих пород. Однако он создает совершенно неправильное представление о способе их образования. Вулканический пепел — продукт катастрофических взрывных вулканических извержений, примером которых может служить извержение Кракатау в 1883 г. При этом извержении большая часть острова попросту исчезла и огромное количество обломков различных пород было выброшено в атмосферу, причем наиболее тонкие пылевидные частицы проникли в стратосферу и удерживались там Ь течение длительного времени. В противоположность этому игнимбриты представляют собой продукты извержения типа Катмай, при котором, как пишет Уилльямс [39], «магма спокойно вспенивается по поверхности, а не выбрасывается высоко вверх над жерлом». Игнимбриты, туфолавы и пепловые потоки, называйте их как вам больше нравится, извергаются в виде турбулентной смеси расширяющихся газов и выделяющих газ обломков лавы. Если магма была риолитовой, а после извержения произошло сваривание, как это и бывает в типичных случаях, то конечный продукт может быть практически неотличим от риоли-товых лав, извергавшихся более обычным способом. Очевидно, должны существовать все переходы не только по структурным признакам, но и по способу извержения между игнимбритами и обыкновенными лавовыми потоками. Промежуточные вулканические образования имеют характер вспененных потоков [40]. В таких породах при полевых наблюдениях видны признаки нормальных лавовых потоков, однако под микроскопом обнаруживаются характерные структурные особенности игнимбритов [41]. Различия между этими тремя типами извержений, очевидно, определяются количеством и активностью вулканических газов.
Из предыдущего изложения читателям может показаться, что структурные признаки игнимбритов очень характерны и легко определимы в петрографических шлифах. Следует, однако, подчеркнуть, что во многих случаях тип извержения, при котором возникла изучаемая порода, определить очень трудно, а иногда невозможно. Такие особенности, как полосчатость течения, присутствие сферолитов или литофиз, а также возникновение столбчатой отдельности не могут служить надежными критериями разграничения нормальных лавовых потоков и игнимбритов. Эти признаки проявляются в обоих случаях, хотя в них могут быть тонкие различия.
Выше уже упоминалось об истинной полосчатости течения кислых лав. Такая полосчатость неизменно бывает волнистой и изогнутой. Отдельные полосы в ней непрерывно прослеживаются на несколько сантиметров. Полосчатость игнимбритов не связана с вязким течением, а обусловлена присутствием тесно сжатых уплощенных и удлиненных несортированных осколков стекла и обломков пемзы. Игнимбритовая полосчатость, пожалуй, более правильная и ровная, но при внимательном ее исследовании часто обнаруживается прерывистый характер отдельных полос, которые состоят из мелких, часто мельчайших фрагментов; в таких породах нередко удается наблюдать характерные серповидные и расщепленные очертания осколков стекла.

Девитрификация
При нормальных температурах вулканическое стекло находится в состоянии неустойчивого равновесия и проявляет тенденцию к самопроизвольной раскристаллизации. Такая раскристал-лизация наиболее легко осуществляется при стимулирующем влиянии захваченных лавовыми потоками вулканических газов, а также в процессе старения. По истечении достаточного времени раскристаллизация стекла неизбежна, и все породы, сохраняющие свой первоначальный стекловатый характер, могут иметь лишь относительно небольшой геологический возраст1. Такую самопроизвольную раскристаллизацию вулканических Стекол называют девитрификацией. В результате девитрифика-ции стекловатые породы, например обсидианы, могут превращаться в полнокристаллические агрегаты. В таких кристаллических породах обычно обнаруживаются реликты перлитовой структуры. Вместе с тем при микроскопических наблюдениях видно, что порода распадается на мозаику нечетких участков, поляризующих в сером цвете и не обнаруживающих ясной связи с первичной структурой. Структуру таких тонкокристаллических агрегатов девитрификации называют фельзитовой, а породу с таким строением — фель^итами. Термин «фельзит» имеет довольно широкий смысл и применяется преимущественно к плотным розоватым или серым дайковым породам, сопровождающим гранитные массивы. Иногда удается доказать, что фельзиты представляют собой девитрифицированные риолитовые стекла, но в некоторых случаях скрытокристаллическая (а не микрокристаллическая) основная масса может иметь первичное происхождение. Многочисленные проявления фельзитов известны в лавах уриконского возраста в Шропшире и ордовикского возраста в северном и южном Уэльсе. Близкие к ним породы известны в малых интрузиях третичного возраста Аррана в Шотландии. Здесь известны так называемые сферолитовые фельзиты, очень похожие на породу, изображенную на фиг. 94, за исключением того, что в данном случае порода полностью девитрифициро-вана. Возникновение структуры сферолитовых фельзитов обязано следующим процессам: 1) кристаллизации некоторых тугоплавких акцессориев; 2) кристаллизации радиально-лучистых волокнистых агрегатов, в которых в виде тонких срастаний присутствуют полевой шпат и кристобалит; этот процесс осуществлялся после того, как лава пришла в состояние покоя и охладилась до соответствующей температуры; 3) самопроизвольному перераспределению компонентов сферолитов с образованием фельзитовых агрегатов. Термин «девитрификация» можно использовать лишь применительно к третьей стадии формирования структуры породы.
1 На поверхности стекло сохраняется очень хорошо, известны не только третичные, но мезозойские и даже палеозойские стекла. — Прим. ред.
При исследованиях петрографических шлифов многих сваренных игнимбритов видно, что эти породы целиком состоят из кристаллов, хотя и очень мелких. Минеральный состав таких
пород не поддается идентификации при помощи обычного микроскопа даже при наибольших увеличениях, однако при строго контролируемом освещении можно видеть, что здесь мы имеем дело с агрегатом двух минералов, один из которых имеет необычайно низкий показатель преломления. Данные рентгеновского анализа показывают, что эти два минерала представляют собой кристобалит и санидин. В некоторых игнимбритах отдельные обломки ведут себя как самостоятельные единицы. Их рас-кристаллизация начинается с краев и продолжается внутрь до тех пор, пока кристаллические агрегаты, развивающиеся от периферии, не встречаются друг с другом на некоторой четкой средней линии. Возникающая в результате такой раскристалли-зации аксиолитовая структура необычайно характерна. Она уже давно была описана и проиллюстрирована Циркелем, хотя значение ее тогда не было понято. Аксиолитовую структуру удается распознать даже в докембрийских игнимбритах, хотя первичный кристобалит в этом случае превратился в микрокристаллический агрегат стабильного кварца.
В других условиях мельчайшие кристаллы, возникающие при девитрификации, обнаруживают общую параллельную ориентировку, совершенно не зависимую от формы и расположения отдельных осколков. Эта ориентировка предположительно объясняется ростом кристаллов под прямым углом к единой поверхности охлаждения породы в целом. Иногда в игнимбритах возникают радиально ориентированные кристаллы, росшие в направлении из центра наружу. Такие агрегаты, развивающиеся вокруг относительно немногочисленных и далеко отстоящих друг от друга точек, образуют сферолиты, внешне совершенно идентичные присутствующим в нормальных риолитовых потоках, за исключением того, что иногда внутри игнимбритовых сферо-литов удается наблюдать теневые очертания первичных осколков стекла.
Следует еще раз подчеркнуть, что во всех трех только что рассмотренных случаях мы видим результаты первичной кристаллизации, которая осуществляется при температурах, близких к магматическим предположительно в момент, когда они понижаются до эвтектической точки кристобалита и санидина. В этот момент и происходит одновременная кристаллизация двух минералов. Этот процесс нельзя рассматривать как де-витрификаЦию в том смысле, как она была определена выше. Но поскольку кристобалит и санидин метастабильны, то при условии достаточного периода времени оба эти минерала должны перекристаллизовываться соответственно в кварц и ортоклаз.
Можно отметить, что в результате кристаллизации из газовой фазы в кавернах игнимбритов образуется тридимит. Таким образом, в этих породах могут присутствовать все три формы кристаллического кремнезема — кристобалит, тридимит и высокотемпературный кварц.

Распределение и происхождение кислых вулканических
пород
Наиболее важной закономерностью в распределении кислых вулканических пород является их приуроченность по существу лишь к континентальным регионам и отсутствие в океанических бассейнах. Кислые вулканические породы характерны для большинства, если не для всех, континентальных вулканических регионов и островных дуг, однако наибольшего развития они достигают в регионах активной орогении и поднятий. Кислые вулканические породы, которые в настоящем контексте в широком смысле можно определить как риолиты, представляют собою конечные члены известково-щелочного ряда. В одних районах, например в Андах, они тесно ассоциируются с андезитами и анде-зито-базальтами, хотя иногда, например в вулканическом районе Йеллоустонского национального парка, проявляется ассоциация риолитов с базальтами. Как количество различных вулканических пород, так и последовательность их извержения имеют большое значение для решения проблемы происхождения кислой магмы. В целом эта проблема тесно переплетается с вопросами происхождения гранитов, которые рассматриваются в следующей главе. Поэтому здесь мы кратко рассмотрим только некоторые важнейшие положения.
Редкая встречаемость риолитов в океанических вулканических сериях, где они ассоциируются с резко преобладающими базальтами, позволяет предполагать, что в данном случае кислые вулканические породы возникли в результате проявления одних лишь процессов фракционной кристаллизации и дифференциации базальтовой магмы. В качестве крайних продуктов такой дифференциации, обычно извергающихся на поздних стадиях вулканических циклов, можно отметить очень небольшие количества натровых риолитов, ассоциирующихся с трахитами на океанических островах (например, на островах Самоа). Такие породы принадлежат к ряду щелочных оливиновых базальтов (см. стр. 145). В противоположность этому во многих из-вестково-щелочных ассоциациях количественные соотношения базальтов и риолитов совершенно не соответствуют предположениям о возникновении кислых пород за счет базальтовой родоначальной магмы. Так, в Йеллоустонском национальном парке, например, подсчитано, что базальты составляют менее 1 % общего количества вулканических пород.
Иначе обстоит дело с возможностью образования кислых лав за счет андезитовой магмы. В среднем в андезитах присутствуют значительные количества нормативного кварца, тогда как лишь третья часть содержащихся в них полевых шпатов по составу идентична полевым шпатам гранитов и риолитов. Таким образом, состав андезитов довольно близок к ассоциирующимся с ними более кислым породам известково-щелочного ряда: по существу некоторые кремнеземистые андезиты попадают в область состава многих плутонических пород, которые по содержанию кварца классифицируются как гранодиориты (см. стр. 232). При исследовании ряда вулканических провинций достаточно убедительно показано, что вариационные диаграммы вулканических серий ясно демонстрируют связь андезитов, дацитов и риолитов. К сожалению, до сих пор невозможно разграничить продукты магматической дифференциации и селективного плавления пород в глубоких частях земной коры. Однако общее рассмотрение геологических факторов, имеющих отношение к этой проблеме, позволяет полагать, что процессы селективного плавления должны играть важнейшую роль в эволюции кислых магм в крупном масштабе.
К числу наиболее убедительных свидетельств в пользу этого предположения относится способ извержения кислых вулканических пород, особенно игнимбритов. Часто трудно определить местоположение источника или источников ассоциирующихся пирокластических пород и игнимбритовых потоков. Однако в отдельных случаях достаточно четко устанавливается, что источником этого материала являются кальдеры обрушения или другие формы вулкано-тектонических депрессий, ограниченных разломами. Диаметр некоторых из этих вулкано-тектонических структур оказывается настолько большим, что их нельзя связать с процессом формирования единичного вулкана, например небольшой системы питающих жерл. Эти соотношения представляют собой довольно убедительные доказательства расположения кальдер над батолитовыми интрузивами. Заманчиво, например, представление многих геологов о том, что вулканические породы и связанные с ними горячие источники и гейзеры Йел-лоустонского национального парка располагаются над еще не остывшим батолитом, который расположен на глубине всего лишь нескольких километров от дневной поверхности.
Во время активного вулканизма магма, аккумулирующаяся близ кровли растущего батолита, должна постепенно и, вероятно, в течение очень длительного периода изменять свой состав, предположительно обогащаясь кремнеземом и летучими компонентами. После того как давление газа в магматической камере достигнет некоторого предела, земная кора над ней в конечном счете должна растрескиваться и по возникшим трещинам после
1 Эволюция идей о соотношении между формированием кальдер и извержениями игнимбритов рассмотрена в работах: Williams Я., Calderas and their origin, Calif. Univ. Publ., Dept. Geol. Sci. Bull, 25, 239, 1941; Reynolds D., Calderas and ring complexes, Koninkl. Nederl. Geol Mijnb. Genootschap, 16, 355-398, 1956,,
начальной фазы катастрофических взрывов, сопровождающихся выпадением вулканического пепла, насыщенное газом и флюиди-зированное содержимое вулканического резервуара будет извергаться в значительной мере в виде игнимбритовых потоков. Опустошение магматической камеры должно приводить к последующему возникновению кальдер обрушения Подобная последовательность событий была установлена для процесса формирования крупной кальдеры Валлис и ассоциирующихся с ней игнимбритовых потоков в Нью-Мексико [42], а также в других регионах США, в провинции Осло в Норвегии и еще в ряде районов мира. По мнению авторов, аналогию с кальдерой Валлис можно видеть в интрузиве Гленко и Шотландии, выполнявшим кальдеру проседания и ассоциирующимся с батолитовым гранитным комплексом Этайв.
Значение этих наблюдений для вопросов петрогенезиса кислых лав заключается прежде всего в том, что магма в рассмотренных случаях выделялась из батолитовых интрузивов. Последние же трудно представить возникающими без участия коровых пород, которые на той или иной стадии должны вовлекаться в процесс, подвергаясь либо плавлению на месте, либо контаминации магмой, восходящей из более глубоких горизонтов.


Глава 3
ПРОИСХОЖДЕНИЕ ГРАНИТНЫХ ПОРОД
Понятие «гранитные породы» охватывает не только собственно граниты, но и весь ряд богатых кварцем пород от гранодиори-тов до щелочных гранитов, а также их тонкозернистые аналоги — риолиты и среднезернистые породы, встречающиеся в виде малых интрузий, ассоциирующихся с гранитами. Совершенно очевидно, что лавы и связанные с ними дайки имеют магматическое происхождение; это относится и к комагматичным с ними гранитам. Происхождение таких ассоциаций не вызывает сомнений: они являются представителями риолитовой магмы, застывшей в различных условиях. Существование такой магмы доказывается извержениями риолитовой лавы. Однако многие граниты не имеют ни видимой, ни скрытой связи с поверхностными потоками, и поэтому нет прямых доказательств их магматического генезиса. Ниже будут рассмотрены предположения о природе таких гранитов.
Говоря о происхождении гранитных пород, прежде всего следует учитывать значительное преобладание гранитов среди глубинных пород и базальтов — среди излившихся. Изучение распределения этих типов пород показало, что гранит может образоваться только там, где уже существует сиаль — гранитная оболочка. Это положение естественно вытекает из приуроченности гранитов к континентальным областям и отсутствию их в океанических впадинах, в которых могут формироваться только породы, родственные базальтам. Отсюда следует, что граниты в общем не могли образоваться в результате дифференциации базальтовой магмы, как это, в частности, предполагал Боуэн. Однако существует особая распространенная в континентальных районах разновидность базальта, называемая толеитом, которая характеризуется наличием в интерстициях остаточного стекла, иногда содержащего до 70% Si02. Если на соответствующей стадии дифференциации магмы такое стекло было бы отжато из базальта и получило бы возможность кристаллизоваться самостоятельно, из него, несомненно, образовался бы либо гранит, либо микрогранит, либо риолит в зависимости от условий застывания. Таким могло быть происхождение редких кислых лав, встречающихся среди базальтовых потоков во многих вулканических районах, а также мелких гранитных интрузий в районах развития основных пород. Гранитов, образовавшихся этим путем, может быть только очень немного; существование огромных полей гранитоидов, например в орогенных поясах западной части Америки, объяснить таким образом невозможно.
Вероятно, большинство гранитов образовалось в результате селективного плавления сиалической оболочки, причем в первую очередь переходила в расплав наиболее легкоплавкая ассоциация минералов. В связи р этим первостепенный интерес представляет тот факт, что кварц и щелочные полевые шпаты (ортоклаз и альбит) в отношении примерно 1:1:1 образуют ассоциацию с самой низкой температурой плавления. Массовое плавление пород называется анатексисом; внедрение новообразованной магмы на более высокие горизонты земной коры и ее последующая кристаллизация, т. е. образование новой породы путем расплавления ранее существовавшей, называется палингенезом. Эти процессы могут протекать более интенсивно в глубинных зонах горных цепей, где в связи с большой мощностью сиалической оболочки температура может сильно возрастать. Этим и объясняется тот факт, что глубинные породы тоналит-гранодиорит-гранитного ряда в значительной мере приурочены к районам орогенеза.
Петрографы редко занимаются проблемой генезиса базальтовых магм, полагая, что возможным их источником могут быть глубокие слои земной коры или подстилающая мантия, которые находятся вне пределов непосредственного наблюдения, на глубинах порядка 20—30 км. Однако в случае гранитных пород глубокая эрозия древних щитов и ядер древних горных цепей может обнажить уровни, на которых в прошлом имело место селективное выплавление гранитной магмы. Они характеризуются мощным развитием глубинного метаморфизма; даже гранитные породы здесь в большей мере имеют метаморфический, чем магматический облик. Это явление настолько распространено, что магматическое происхождение «гранитов» вообще ставилось под сомнение. В течение многих лет между сторонниками магматического образования гранитов — «магматистами» и «трансформистами», рассматривающими граниты в качестве продуктов метаморфического процесса гранитизации, — происходила острая дискуссия, в процессе которой выдвигались крайние, а иногда просто абсурдные заявления. Теперь в общем стало ясно, что доводы обоих направлений справедливы в отношении гранитов определенного типа и соответствующей обстановки. В развитии представлений о генезисе гранитов большую роль сыграла книга Рида «Дискуссия о граните», представляющая собой критический анализ этой проблемы.
При решении вопроса о происхождении какой-либо специфической гранитной породы необходимо учитывать:
1) структуру гранитного массива и его взаимоотношения со вмещающими породами;
2) химический состав гранита и сравнение его с составом вулканических пород района;
3) минеральный состав и структурные особенности, которые характеризуют условия остывания и кристаллизации породы.
Все эти факторы рассматриваются ниже, особенно в отношении гранитных интрузий, которые можно считать магматическими; проблемы гранитизации и образования «метаморфических» гранитов перенесены в заключительный раздел этой главы. Следует подчеркнуть два положения. Поскольку эта книга посвящена петрологии изверженных пород, метаморфические граниты рассмотрены в ней более бегло, чем они того заслуживают. Кроме того, разделение гранитов на две группы является искусственным и сделано только для удобства. Между всеми породами гранитного ряда существуют постепенные переходы.

/. Условия залегания и проблема становления гранитов
В этом разделе кратко сформулированы основные отличия гранитов, образовавшихся в ранний период орогенеза в глубинах земной коры, от тех, которые сформировались позднее и ближе к поверхности.
Глубинные граниты часто залегают согласно, а границы их параллельны слоистости и напластованию вмещающих сланцев и гнейсов. По форме и размерам они очень разнообразны: от рассеянных обособлений размером около сантиметра в диаметре до мощных пластовых или линзообразных залежей большой протяженности. В таких гранитах часто наблюдаются внутренняя гнейсовидность и другие признаки, указывающие на то, что они сформировались либо до складчатости и метаморфизма (дотектонические граниты), либо в процессе складкообразования (синтектонические граниты). Последние иногда имеют несогласное залегание; они могут образовывать неправильные жилы в «инъицированных комплексах» или тесно переслаиваться с различными метаморфическими породами, образуя так называемые мигматиты. Одинаково сильный региональный метаморфизм, часто охватывающий как граниты, так и другие связанные с ними породы региона, показывает, что кристаллизация всех пород происходила в одинаковых условиях температуры и давления.
Близповерхностные граниты орогенных районов имеют в общем довольно ясный интрузивный характер и часто образуют очень большие массивы, контакты которых либо резкие, либо характеризуются относительно узкой зоной перехода от гранита к вмещающим породам. Последние несут лишь следы регионального метаморфизма, а часто вообще лишены его признаков, хотя до внедрения гранитов могло иметь место складкообразование. В последнем случае близповерхностные граниты являются посттектоническими.
Одно из наиболее важных различий между глубинными и близповерхностными гранитами представляют ореолы термального метаморфизма, которыми обычно окружены приповерхностные интрузии в отличие от глубинных. В этом сказывается несоответствие между энергетическими уровнями гранитов и мета-морфизуемых вмещающих пород. Термальный метаморфизм указывает на то, что близповерхностные граниты образовались в общем путем внедрения горячего и относительно подвижного вещества. Можно ли его рассматривать как магму, является в некоторой степени вопросом определения самого понятия магмы и частично зависит от химического состава. Полагают, что для гранита возможно Диапировое 1 внедрение, даже если он достаточно раскристаллизован; механизм этого внедрения напоминает процесс, происходящий в каменной соли, имеющей свойство пластического течения. К сожалению, даже внимательное изучение структур течения не помогает отличить процесс пластической текучести от течения жидкой магмы, так как облик гранитов в большой степени определяется подвижками, происходившими в позднюю стадию кристаллизации или после нее. Поскольку между этими двумя видами течения должны существовать постепенные переходы, а в определенных случаях вообще невозможно установить степень текучести, авторы предлагают рассматривать все граниты этой категории как магматические в широком смысле.
1 Диапиризм буквально представляет собой прорыв боковых пород Это может произойти путем секущего внедрения либо жидкости, либо мобильного трердого вещества.
Существенное значение имеет вопрос, каким способом гранитная масса заняла свое настоящее положение: обычно считают, что проблема пространства легче решается в случае замещения, а не смещения ранее существовавших пород, хотя в действительности она в равной мере существует в обоих случаях: смещение боковых пород при внедрении магмы не труднее представить, чем в случае формирования карбонатитов или диа-пировых штоков каменной соли. В Иране, Польше и других местах установлено, что соляные купола прокладывают себе путь через мощную толщу пород с небольшим нарушением их структуры; движение вверх осуществляется только за счет собственного гравитационного потенциала. Механизм становления соляных куполов далеко не всегда очевиден; однако в этом случае ни у кого не возникает сомнения в том, что здесь происходило механическое смещение, а не замещение.
Формирование гранитных тел в пространстве может происходить разными путями: вероятно, в определенных случаях имеет место сочетание различных процессов.
Харкер уже давно показал, что магма, освобождая себе пространство, может отталкивать в сторону боковые породы или поднимать кровлю; описывались механические смещения типа кальдерообразных проседаний или поршневидных сбросов; вместе с тем присутствие ксенолитов во многих гранитах свидетельствует о явлении обрушения кровли.
Проблема становления в пространстве конкретного гранитного массива решается путем детального структурного изучения его. Это хорошо иллюстрируется на примере массива Фламен-виль, который обнажается на побережье Бретани.
При первоначальном картировании этого массива полагали, что полосчатость гранитов представляет собою реликты первоначальной слоистости, которая в обе стороны от массива без нарушения продолжается в боковые породы. Если бы это было так, то формирование массива можно было бы объяснить путем замещения in situ (т. е. в процессе гранитизации). Однако структурное картирование показало, что вмещающие гранит боковые породы сильно дислоцированы при его внедрении, а внутренние текстуры течения, параллельные границам массива, позволяют предполагать его грибообразную или грушевидную форму [43].
Общие черты гранитных интрузий были охарактеризованы в гл. 2 части II. Некоторые представления об их разнообразии можно получить на примере изучения гранитов Донегола в Северной Ирландии (фиг. 97). Здесь представлены четыре интрузии, становление которых происходило в различных условиях. Наиболее ранняя интрузия (главный гранит Донегола), имеющая гранодиоритовый состав, внедрилась в дальредские метаморфические породы, образовав при этом мигматитовый комплекс. Несмотря на то что метаморфические породы встречаются в виде останцов и сильно инъецированы гранодиоритом, они на значительном протяжении сохранили свое первоначальное положение в пространстве. Такая «реликтовая стратиграфия» указывает на то, что интрудированные породы претерпели лишь
небольшое смещение. Однако наблюдаемые в поле факты некоторого поворота ксенолитов и их небольшого перемещения принимаются Питчером за доказательство собственно магматической природы гранодиорита [44].
Граниты комплекса Росс [45] прорывают более древние гранодиориты. Этот комплекс сформировался в результате последовательного внедрения четырех фаз гранита; каждая из интрузий, образующих почти изометрическое тело, ограничена резкими крутыми контактами. Границами являются кольцевые трещины, положение которых контролируется главными разломами, пересекающими застывший ранее гранит. Формирование массива происходило в результате заполнения магмой пустот, образовавшихся при опускании блоков по кольцевым трещинам. В этом отношении комплекс Росс совершенно противоположен соседнему плутону Ардара [46], который в общих чертах напоминает Фламенвильский гранитный массив и представляет собой мощную диапировую интрузию. В процессе его формирования окружающие породы были прорваны и раздвинуты. Интересно отметить, что эта интрузия также является многофазовой и характеризуется процессами контаминации; краевые части ее, наполненные ксенолитами, сложены более основными фациями. Эта общая особенность кислых массивов проявлена у многих позднекаледонских интрузий Шотландии.
Тело главных гранитов Донегола имеет размеры батолита. В' этом огромном массиве наибольший интерес представляет шлейф ксенолитов, который вытянут параллельно простиранию интрузии. Постепенное расхождение шлейфа к юго-западу позволяет предположить плавные боковые движения. Образование гранитного массива, по-видимому, происходило в результате «бокового вклинивания магмы» [16] и, вероятно, было очень сложным и продолжительным, на что указывают структура и характер изменения вмешающих пород. Последние подверглись складчатым деформациям и сложному метаморфизму, который в некотором отношении имеет «региональный», а не локальный «контактовый» характер.

2. Особенности химического состава
В настоящее время существование гранитной магмы не подвергается .сомнению, ее наличие обнаруживается всякий раз при извержении из вулканов кислых лав [47].
В некоторых петрографических провинциях устанавливается большое сходство состава риолитов, риодацитов и дацитов, с одной стороны, и гранитов, адамеллитов и гранодиоритов — с другой. При