Курс лекций по инженерной геологии (стр. 17 )

Гипабиссальные породы. Эти породы представлены микрогаббро и диабазами. Первые обычно располагаются в краевых частях интрузий и обладают мелкозернистой структурой.

Диабазы образуют дайки и силлы. Эта порода сложена теми же минералами, что и габбро, — кальциевыми плагиоклазами и авгитом, но имеет совершенно иную структуру. Кристаллы плагиоклаза образуют крупные идиоморфные выделения, пространство между которыми заполнено зернами авгита неправильной формы. Цвет породы черный или зеленовато-черный.

Гипабиссальные интрузии диабазов очень широко распространены. Особенно типичны для них формы протяженных межпластовых залежей — силлов, которые вместе с дайками и мощными покровами базальтовых лав образуют так называемые трапповые формация Сибири, Южной Африки, Бразилии, Индии. С траппами связаны месторождения некоторых металлов — меди, никеля, кобальта.

Эффузивные породы представлены базальтами и базальтовыми порфиритами. Они состоят из примерно равного количества плагиоклазов (лабрадора) и авгита, а также нераскристаллизованного стекла. Может присутствовать в значительном количестве оливин. Макроскопически цвет базальтов черный; раньше к базальтам относили все черные эффузивные породы. Структура породы определяется наличием идиоморфных пластинчатых кристаллов (лейст) лабрадора, имеющих часто очень мелкие размеры. Сравнительно крупнокристаллический базальт, лишенный нераскристаллизованного стекла, называют долеритом. Он часто слагает силлы. Базальты могут иметь порфировую структуру. В виде вкрапленников встречаются основной плагиоклаз, авгит и оливин.

При застывании базальтовой лавы в результате выделения газов остаются округлые пустоты и возникает пузыристая текстура. При последующем заполнении пустот низкотемпературными минералами (хлоритом, халцедоном, цеолитами, кальцитом) образуется миндалекаменная текстура. Эффузивные породы группы габбро-базальта значительно более распространены, чем их глубинные аналоги. Базальты являются самым распространенным типом эффузивных пород. Базальтовые покровы, часто имеющие большую мощность (до нескольких сот метров), занимают огромную площадь — в сотни тысяч квадратных километров. Они же полностью выстилают ложе Мирового океана и слагают почти всю поверхность Луны.

Ультраосновные породы содержат меньше 40% кремнекислоты. Породы этой группы состоят из оливина, пироксена — силикатов с почти полным отсутствием глинозема и щелочей, но богатые окислами железа и магния. Удельный вес 3,2—3,3. Цвет от темно-зеленого до черного. Ультраосновные породы в основном глубинные; излившиеся их аналоги встречаются крайне редко.

Наиболее характерны среди них перидотиты, состоящие из оливина, моноклинных и ромбических пироксенов (авгита, диопсида, энстатита, бронзита). Структура неравномерно-зернистая, иногда порфировидная. Оливин образует идиоморфные зерна, часто округленные.
Порода, почти полностью состоящая из оливина, называется дунитом, а сложенная пироксенами — пироксенитом. Характерная особенность ультраосновных, особенно оливиновых, горных пород — их неустойчивость: в результате эпимагматических процессов крупные массивы ультраосновных пород нацело замещаются минералами группы серпентина, и происходит образование новых горных пород—серпентинитов.

Для ультраосновных пород весьма типична постоянная, иногда значительная примесь хромита, магнетита, сульфидов меди и никеля, минералов группы платины.

Эффузивные формы для ультраосновных горных пород малохарактерны. Однако одна из разновидностей таких пород имеет весьма важное промышленное значение. Это кимберлиты, выполняющие цилиндрические трубки взрыва. Порода представляет собой вулканическую брекчию. Породообразующими минералами являются оливин (часто в виде вкрапленников), флогопит, хромдиопсид, ильменит, пироп. Кимберлитовые трубки алмазоносны.

Пегматиты

Последние этапы формирования интрузивов сопровождаются весьма своеобразными процессами. Наиболее характерным образованием этой стадии магматизма являются пегматиты — крупнозернистые породы, состав которых близок к материнской интрузии, но обычно отличается повышенным содержанием летучих компонентов (фтора, лития, бериллия, воды и др.).

Пегматитовый процесс минералообразования отличается большой сложностью и многообразием. В связи с этим имеются различные взгляды на генезис пегматитов.
Чаще всего пегматиты рассматриваются как перекристаллизованные участки материнских пород. Наиболее распространены пегматиты гранитов и гранодиоритов, хотя известны пегматиты, генетически и пространственно связанные с интрузиями щелочных, ультраосновных и основных магм. Пегматиты образуют жилы, линзовидные и неправильной формы тела. Мощность их колеблется от 1 до 20—30 м, протяженность — от нескольких метров до 300—500 м. Часто многие десятки и сотни этих тел группируются в большие по площади пегматитовые поля. Такие образования известны в Карелии, Юго-Восточном Забайкалье и других местах. Пегматитовые тела имеют зональное строение, причем от периферии к середине структура становится более крупной, а в центральной части имеются полости (занорыши), в которых образуются крупные кристаллы.

Характерная особенность строения пегматитов их грубая, часто гигантозернистая структура. Так, в пегматитах Норвегии обнаружены кристаллы ортоклаза величиной 10х10 м2 массой 100 т, а на Урале была целая каменоломня, расположенная в кристалле амазонита.

Пластины слюд в  пегматитах достигают величины 5—7 м, в пегматитах Волыни был обнаружен кристалл мориона более 2 м.

  В виде гигантских кристаллов встречаются не только распространенные, но и редкие минералы. В пегматитах США встречались кристаллы берилла длиной 5,5 м, толщиной 1,2 м, массой 18 т (штат Мэн) и кристаллы сподумена длиной 12,8 м, шириной до 2 м, массой около 100 т (штат Южная Дакота). В 1976 г. в пегматитах МинасЖирайс(Бразилия) был найден кристалл топаза в 117 кг и кристалл аквамарина длиной 47 см.

В минеральном составе пегматитов обычно присутствует более или менее значительное количество минералов, содержащих летучие компоненты: лепидолит, мусковит, турмалин, топаз, берилл и др.

Пирокластические  горные породы

Помимо горных пород, образованных в результате кристаллизации магматического вещества на глубине или на поверхности, при магматических процессах формируются породы, сложенные твердыми продуктами вулканических извержений, называемые пирокластическими отложениями. Пирокластическая порода, сложенная вулканическим пеплом с включением частиц вулканического песка, лаппиллей и бомб, называется вулканическим туфом. Порода, состоящая в основном из угловатых обломков, сцементированных пепловым материалом, называется туфобрекчией. Порода, состоящая из спекшегося грубого пирокластического материала, называется вулканическим  агломератом. Если вулканогенный материал подвергся переотложению водами, то такие туфы обладают слоистостью. В случае значительной примеси (от 10 до 50%) осадочного обломочного материала к вулканическим частицам породу называют т уф ф и т о м. Когда вулканический материал содержится в подчиненном количестве, говорят о туфогенных осадочных породах (песчаниках, конгломератах и др.).

Заканчивал обзор магматических горных пород, кратко резюмируем современные представления о распространении различных их типов. На поверхности континентов наибольшим распространением среди интрузивных пород пользуются граниты, а среди эффузивных пород базальты, андезиты и риолиты. Основные и ультраосновные интрузивные породы встречаются реже.

Лекция 8. Пневматолитово-гидротермальные процессы и связанные с ними минеральные образования

Внедрение и кристаллизация магмы сопровождаются процессами, имеющими большое значение для преобразования горных пород и формирования важнейших рудных полезных ископаемых. В этом случае минералообразование совершается под воздействием газов и растворов, выделившихся из магмы.

Когда магма застывает на небольших глубинах, происходит энергичная возгонка — выделение больших масс вещества газообразном состоянии. При вулканических извержениях в атмосферу выносится огромное количество летучих соединений. Например, на Аляске, в долине Десяти Тысяч Дымов, выходит множество газовых струй, суммарно выносящих каждую секунду 23 млн. т. пара. Вместе с парами воды на протяжении года выносится более 1 млрд. т. соляной и 20 000 т плавиковой кислоты. Газовые и водяные источники, связанные с вулканической деятельностью, выносят столь значительные массы химических элементов, что в некоторых местах организовано их промышленное извлечение.
Образование минералов из газовой фазы, главным образом в процессе возгонки, называется пневматолизом. Эти минералы осаждаются на стенках кратеров вулканов и в трещинах окружающих горных пород. При этом образуются самородная сера, некоторые сульфиды (пирит, сфалерит, галенит и др), многие галоидные соединения (флюорит, нашатырь и др.), оксиды (гематит, магнетит), сульфаты (гипс, алунит, тенардит и др.), борные соединения. Однако эти минералы образуются относительно в небольшом количестве.

Намного интенсивнее происходит минералообразование в том  случае, когда легколетучие соединения не выносятся на поверхность, а задерживаются на глубине. Процессы такого «глубинного пневматолиза» сопровождают пегматитовый процесс, а также первые стадии эволюции остаточных магматических растворов, или, вернее, флюидов, так как их фазовое состояние точно неизвестно. Процессы, совершающиеся под воздействием этих растворов, называются пневматолитово-гидротермалъными или в условиях более низких температур – гидротермальными.

Пневматолитово-гидротермальные и гидротермальные минеральные образования, несмотря на значительно меньшую их массу по сравнению с магматическими горными породами, имеют весьма важное значение, так как с ними связано образование месторождений важнейших полезных ископаемых, главным образом руд цветных, благородных и редких металлов.

По современным прёдставлениям, остаточное вещество отделяется от магмы первоначально в виде газа, который затем конденсируется в жидкость. Необходимо отметить, что выделяющиеся из магмы газы могут переносить химические элементы, даже находящиеся в виде труднорастворимых соединений. Установлено, что 1 л водяного пара при 450°С и давлении около 400 атм может переносить более 200 мг SiО2.