Магматические горные породы наряду с метаморфическими слагают основную массу земной коры, однако на современной поверхности материков области их распространения сравнительно невелики. В земной коре они образуют тела разнообразной формы и размеров, так называемые структурные формы, состав и строение которых отражают химический состав исходной для данной породы магмы и условия ее застывания. Вещественный состав магматических пород обусловлен главным образом составом той магмы, при застывании которой они образовались. Однако состав магмы химически более разнообразен, так как в процессе внедрения в земную кору или излияния на поверхность к при последующем застывании из магмы и лавы выделяются многие летучие компоненты и прежде всего вода. Химический состав пород может быть определен с помощью специальных лабораторных исследований. Однако достаточно точное представление о химическом составе породы можно получить, определив ее минеральный состав. Породообразующими минералами магматических пород являются минералы класса силикатов; полевые шпаты, кварц (условно рассматривавшийся выше в классе окислов), слюды, амфиболы, пироксены, которые в сумме составляют около 93% всех входящих в магматические породы минералов, затем оливин, фельдшпатоиды, некоторые другие силикаты и около 1% минералов других классов.
По химическому составу, а именно по содержанию окиси кремния, магматические породы условно делят на четыре группы: ультраосновные породы, содержащие кремнезема (SiO2) менее 45% (Указано суммарное содержание окиси кремния, входящей во все минералы класса силикатов. Так, например, кварц SiO2 представляет чистую окись кремния (100%), а оливин содержит наименьшее ее количество (от 294 по 42%).), основные – 45-52, средние – 52-65 и кислые – более 65% (В других классификациях содержание SiO2 указывается для ультраосновных — менее 40%, основных — 50—40, для средних — 65—50%.).
В минеральном составе это выражается преобладанием в более основных породах цветных (темноцветных), менее богатых кремнеземом железисто-магнезиальных (мафических или фемических) минералов над. светлыми, содержащими больше окиси кремния (сиалическими), а в кислых — обратным их соотношением. Так, для ультраосновных пород характерны минералы оливин, наиболее бедный кремнеземом силикат, и пироксены, а светлые минералы отсутствуют (Отсутствие светлых минералов в ультраосновных породах лежит в основе другого названия подобных пород – ультрамафиты, или ультрамафитовые). В основных породах на первом месте стоят пироксены, встречаются роговая обманка и оливин, которые в сумме составляют около 45—50%. Из светлых минералов в небольших количествах присутствуют основные плагиоклазы. В средних породах главную роль играют светлые минералы — полевые шпаты, а из цветных наибольшим распространением пользуется роговая обманка, реже биотит и еще реже пироксены. В кислых всегда присутствует кварц и наряду с ним большое количество калиевых полевых шпатов и кислых плагиоклазов; темноцветных немного, из них наиболее типичен биотит, реже роговая обманка и пироксены. Такое соотношение цветных и светлых минералов сообщает более кислым породам светлый цвет, а основным – более темный. С этим же связано увеличение плотности от кислых пород (2,58) к ультраосновным (до 3,4).
Для характеристики состава магматических пород существенно также соотношение кремнезема (SiO2) и щелочных металлов (IvjO, Na20). По этому признаку с учетом содержания глинозема (А1203) выделяется ряд щелочноземельных пород, или нормальный ряд с относительно малым содержанием щелочей, и ряд пород с относительно повышенным их содержанием – щелочной ряд. В пределах каждого ряда выделяются породы разной кислотности. В земной коре наиболее распространены породы нормального ряда. Макроскопически определить принадлежность породы к нормальному или щелочному ряду обычно трудно. В щелочных породах присутствуют богатые щелочами минералы: из цветных – содержащие щелочи разновидности амфиболов и пироксенов, из светлых – калиевонатровые полевые шпаты, альбит и наиболее характерны фельдшпатоиды.
Ниже будут рассмотрены породы нормального ряда, а из щелочных — только фельдшпатоидные породы.
В зависимости от условий, в которых происходило застывание магмы, магматические породы делят на две главные группы: породы глубинные (плутонические), или интрузивные, образовавшиеся при застывании магмы на глубине, и породы излившиеся (вулканические), или эффузивные, связанные с застыванием магмы, излившейся на поверхность, т. е. лавы. Среди плутонических пород выделяют собственно глубинные, или абиссальные породы, полуглубинные, или гипабиссальные, образующиеся при застывании магмы на глубинах десятков – первых сотен метров, и жильные, возникшие при застывании магмы в трещинах. К вулканическим породам кроме излившихся относят пирокластические породы, представляющие собой скопление осевшего на поверхность материала, выброшенного при вулканических взрывах. Это куски застывшей лавы, обломки минералов и пород.
Физико-химические условия застывания магмы на глубине и лавы на поверхности различны, и образующиеся при этом магматические породы также отличаются друг от друга. Сильнее всего это отражается на структуре пород. На глубине застывание происходит медленно, при постепенном снижении температуры и давления, в присутствии летучих компонентов, способствующих кристаллизации. В результате все минералы выделяются в кристаллическом состоянии и образуется полнокристаллическая структура, характерная для глубинных пород. Размеры кристаллических зерен при этом зависят от свойств магмы, от скорости ее охлаждения, скорости кристаллизации. Поднимаясь с глубины к поверхности, магма переходит из условий высоких давлений и температуры к низким температурам и давлению. При этом она теряет растворенные в ней газы — минерализаторы. Эти условия неблагоприятны для кристаллизации. Поэтому застывающая на поверхности лава образует сплошную аморфную массу, имеющую стекловатую структуру или микрокристаллическую массу, в которой кристаллы невооруженным глазом практически не различимы (афанитовая структура). Кроме того, у излившихся пород встречается порфировая структура, кристаллические вкрапленники которой выделяются из магмы еще на глубине, а основная масса быстро застывает при выходе лавы на поверхность.
Условия застывания магмы на глубине изменяются мало, поэтому для интрузивных пород обычна однородная текстура, характеризующаяся отсутствием ориентировки минеральных зерен. Реже встречается ориентированная (гнейсовидная) текстура, выражающаяся в наличии полос разного минерального состава или ориентированного расположения цветных минералов. Такая текстура отражает движение магмы в процессе застывания, а также ее гравитационную дифференциацию. В эффузивных породах ориентированная текстура возникает чаще. При этом кристаллические зерна, струи стекла, пустоты располагаются упорядочению по направлению бывшего течения потока лавы, и породы приобретают флюидальную текстуру.
Глубинным породам и частично излившимся присуща плотная текстура; у излившихся встречается также пористая текстура, отражающая процесс выделения газов при застывании лавы. Разновидностью пористой текстуры является пузыристая, характеризующаяся очень мелкими многочисленными порами. Излившиеся породы по степени измененности делятся на кайнотипные, имеющие свежие неизменные состав и строение, и палеотипные – измененные породы. Названия палеотипных пород образуются путем присоединения к названию соответствующей кайнотипной породы слова порфир, если порода содержит калиево-натровые полевые шпаты (например, липаритовый порфир), или порфирит, если преобладают плагиоклазы (например, базальтовый порфирит). При макроскопическом определении эффузивные кайно- и палеотипные породы часто бывает трудно различить. Надо обращать внимание на следующие черты: текстура кайнотипных пород часто бывает пористой, палеотипных – плотной (вторичное уплотнение); у палеотипных пород встречается миндалекаменная текстура, возникающая из пористой после заполнения пустот вторичными минералами. Вулканическое стекло, характерное для кайнотипных пород, в палеотипных в ряде случаев раскристаллизовывается и возникает очень мелкозернистая, но кристаллическая структура. Кристаллические вкрапленники в палеотипных породах обычно сильно изменены. Часто в результате различных реакций цвет основной массы в палеотипных породах (Становится более темным. Исключение составляют основные;породы, у которых базальт (кайнотипная порода) часто обладает черным цветом основной массы, а палеотипная порода – базальтовый порфирит – темно-зеленым и серо-зеленым, что объясняется замещением вулканического стекла и пироксенов хлоритом и появлением других (зеленоватых и зеленовато-серых) вторичных минералов за счет плагиоклазов.
В таблице помещены наиболее распространенные интрузивные и эффузивные породы (магматические горные породы) (правая часть таблицы) и указаны их характерные признаки.
Характерные | Горные породы нормального (известково-щелочного) ряда | |||||||||
текстура | структура | кислые SiO2 > 65% I | средние SiO2 65 –52% II | основные Si02 52 –45% III | ультраосновные (ультра-мафиты) SiO2 < 45 IV | |||||
а | б | а | б | |||||||
Кайно типные | липарит (риолит) | дацит | трахит | андезит | базальт долерит | — | ||||
палео-типные | липаритовый порфир | дацитовый порфирит | трахитовый порфир | андезитовый порфирит | базальтовый порфирит диабаз | — | ||||
Интрузивные | батолиты штоки лакколиты лополиты факолиты дайки силлы | массивная | полнокристаллическая порфировид-ная | гранит | гранодиорит | сиенит | диорит | габбро | дунит перидотит пироксенит | |
кварц | ||||||||||
калиевый полевой шпат кислый плагиоклаз | кислый палгиоклазкалиевый полевой шпат | |||||||||
цветные | биотит роговая обманка пироксены | роговая обманка биотит пироксены | пироксены роговая обманка оливин | пироксены оливин |
Примечания: В кислых, средних, основных породах минералы расположены в порядке их убывания. Верхний (разрядка)— главный минерал. Нижерасположенные содержатся в относительно небольших количествах или отсутствуют.
1. Выделены четыре группы пород разной кислотности: I – кислые, II – средние, III – основные и IV – ультраосновные породы (вертикальные графы). В нижней части таблицы помещены главные породообразующие минералы, характерные для каждой группы (светлые и цветные). Определение принадлежности породы к одной из этих групп производится по минеральному составу, соотношению светлых и цветных минералов и плотности (см. выше).
2. Группы кислых и средних пород подразделены каждая на две подгруппы. Породы, в которых преобладают калиевые полевые шпаты, помещены в графах I, а и II, а, породы преимущественно с плагиоклазами — в графах I, б и II, б.
При афанитовой структуре эффузивных пород макроскопически часто не удается установить, какой полевой шпат присутствует в породе. В этом случае точное ее определение может быть произведено только при микроскопическом исследовании.
3. В каждой группе пород выделяются два горизонтальных ряда, соответствующих условиям образования пород — эффузивные породы (сверху) и интрузивные (снизу).
Определение структуры позволяет отнести породы к тому или иному ряду. В графе 4 перечислены характерные для них структуры. Установление текстуры также помогает этому определению (графа 3).
4. Ряд эффузивных пород разделен в свою очередь на две части -- породы кайнотипные (сверху) и палеотипные (снизу). Последующие изменения излившихся пород приводят, как указывалось выше, к переработке их текстуры, структуры и, частично, минерального состава.
Для более полной характеристики в графе 2 указаны формы залегания, характерные для интрузивных и эффузивных пород.
Существуют породы, минеральный состав которых более сложен и разнообразен, чем указанный в таблице. Их строение (структура и текстура) также характеризуется смешанными, переходными чертами. Это свидетельствует о непрерывном, постепенном изменении условий образования пород — изменении состава магмы и глубины ее застывания (от резко выраженных глубинных через полуглубинные к поверхностным), а также непрерывных и постепенных постдиагенетических изменениях пород.