Введение

Учебное пособие по петрографии магматических и метаморфических пород подготовлено в связи с началом подготовки в СибГИУ специалистов по прикладной геологии, недостаточным количеством в библиотеке СибГИУ и стране учебников и учебных пособий по петрографии и в связи с новыми принципами классификации магматических пород согласно Петрографическому кодексу 2008 года. В пособии изложены некоторые теоретические представления, связанные с особенностями генетических типов пород. Рассмотрены закономерности кристаллизации минералов из магмы, условия образования первичных магм, причины разнообразия магматических пород и их ассоциации.

В пособии представлены примеры кратких описаний минерального состава, структурно-текстурных особенностей основных типов горных пород, предлагаются упражнения и задачи для самостоятельной работы, проверки и закрепления теоретических положений. Для изучения основных положений и материалов рекомендуется обращаться к конспекту лекций, библиографическим источникам, указанным в конце пособия.

Пособие содержит необходимые сведения по вопросам, которые рассматриваются на лабораторных занятиях; позволяет студентам понять логику и последовательность макро- и микроскопического описания минералов и пород. Совместно с лекционным материалом оно даст ответ на многие вопросы программы.

МАГМАТИЧЕСКИЕ ПОРОДЫ

Магматические породы составляют большую часть земной коры (около 95 %) до глубины 16 км. По своей природе эти породы являются первичными, поскольку образуются из высокотемпературных магматических расплавов, возникающих в верхней мантии и глубоких горизонтах земной коры.

В процессе восходящего перемещения магматического расплава под воздействием перепада давления и ассимиляции вмещающих пород температура магмы понижается, вязкость ее увеличивается и при достижении определенного переохлаждения происходит зарождение кристаллических минералов, их рост, кристаллизационная дифференциация и окончательное затвердевание интрузивных магматических пород. Термодинамические условия кристаллизации магмы в значительной степени обусловлены ее химическим составом и глубиной, на которой происходит ее кристаллизация.

В зависимости от глубины (фациальности) формирования, магматические породы подразделяются на плутонические, гипабиссальные и вулканические.

П лутонические п ородыобразуются в процессе кристаллизации магмы на значительных глубинах под мощным покровом вмещающих пород. Охлаждение расплава происходит медленно и постепенно, что способствуют полной кристаллизации.

Вулканические породыобразуются при излиянии магмы на поверхность континентов, островов и водных бассейнов. В условиях низкого давления, магма быстро теряет летучие компоненты и превращается в лаву, которая, соприкасаясь с холодной воздушной или водной средой, быстро охлаждается. В переохлажденном расплаве кристаллизация происходит очень быстро, при этом образуются порфировые выделения и мелкие до криптокристаллических скелетные кристаллы, часть остаточного расплава затвердевает в форме вулканического стекла.

Гипабиссальные породы возникают, если магма останавливается на небольших глубинах от поверхности, где сравнительно невысокие температуры и относительно низкие давления. В таких условиях падение температуры магмы происходит довольно быстро и приводит к потере значительной части флюидных компонентов. В результате образуются мелкозернистые минеральные агрегаты, которые приобретают вулканический облик. К этому же классу относятся породы, образовавшиеся на том же уровне глубины в результате дезинтеграции расплава (или продуктов его кристаллизации и застывания) при магматических или флюидо-магматических эксплозиях.

Дальнейшее деление магматические пород основывается на комплексе признаков их минерального состава.

Классификация магматических пород - задача достаточно сложная и разные схемы классификаций подчеркивают различные стороны вопроса. Существуют схемы, основанные преимущественно на минеральном составе пород, другие - подчеркивают генетическое значение химического состава, третьи - главное внимание уделяют условиям залегания.

Согласно Петрографическому кодексу (2008), все магматические породы группируются в классы, отряды, подотряды, семейства, виды, а также разновидности.

Химические критерии как наиболее универсальные, применимые и для полнокристаллических, и для стекловатых горных пород, лежат в основе выделения отрядов, подотрядов и семейств.

При выделении видов и разновидностей используются преимущественно количественные минералогические и структурно-текстурные признаки пород.

По традиции результаты химических анализов горных пород обычно выражаются в весовых процентах девяти главных окислов: кислых - SiО₂, AI₂O₃, Fe₂О₃: основных - FeO, MgO, CaO: щелочных Na₂О, K₂O, H₂O. Кроме того, в большинстве случаев также приводятся некоторые обычно встречающиеся малые компоненты – TiО₂, МnО, Р₂О₅, S.

Данные химических анализов горных пород играют важную роль при рассмотрении петрогенетических проблем магматизма. Для определения магматических пород и их классификации необходимо знать реальный минеральный состав или условный его эквивалент, вычисленный по пересчетам данный химического анализа. Реальный минеральный состав называется модальным, а вычисленный состав – нормативным. Для геологов более удобна классификация горных пород по минеральному составу.

Тип магматических горных пород подразделен по фациальным признакам (по глубине образования) на классы плутонических, гипабиссальных и вулканических пород.

Для выделения групп магматических пород использован химический признак - содержание кислых (RO₂) кремнезема SiO₂, основных (RO) и щелочных (R₂O) компонентов, положенный в основу самых ранних классификаций изверженных пород и широко применяемый до сих пор в различных схемах классификаций.

По содержанию кремнекислоты SiО₂ все магматические породы делятся на шесть отрядов (групп):

1. > 78 % - ультракислые (высококремнеземистые);

2. 64-78 % - кислые (К);

3. 53-64 % - средние (С);

4. 45-53 % - основные (О);

5. 30-45 % - ультраосновные (У);

6. < 30 % - щелочные, низко- и некремнеземистые

Магматические породы, наряду с разделением их на группы по кислотности-основности, могут быть подразделены по степени мафичности - по величине цветового индекса М, гда М - процентное содержание цветных минералов в горной породе.

По относительному содержанию суммы щелочей магматические породы разделяются на петрохимические подотряды (низкощелочные, нормальнощелочные, умеренно- щелочные, щелочные). Сумма щелочей (Na₂О + К₂О) в различных отрядах и подотрядах варьирует.

В пределах отрядов и подотрядов выделяются семейства горных пород в зависимости от содержания кремнезема и суммы щелочей. Для этого используется бинарная TAS-диаграмма (Петрографический кодекс России).

Рисунок 1. Классификация пород по содержанию мафических минералов (М).

Выделение семейств и видов проводят в значительной мере на основе общей договоренности и, по возможности, четких определений. Для характеристики семейств и установления их границ были использованы также и количественно-минералогические признаки, играющие здесь не меньшую роль, чем петрохимические показатели, структурно- текстурные особенности и др.

Минеральный состав магматических пород разнообразен, но в основном состоит из силикатов. Среди породообразующих минералов выделяются светлоокрашенные (салические) и темноцветные (фемические). Разделение минералов на 2 группы по их окрашенности имеет глубокий смысл, так как оно отражает их химический состав. Группа салических минералов богата SiО₂ и АlО₃, а также К и Na. Термин «салический» образован из начальных слогов латинских названий элементов Si и А1. Группа темноцветных минералов богата FeO, Fe₂О₃, MgO. Термин «фемический» - из начальных букв латинских названий Fe и Mg.

Среднее содержание минералов в магматических породах (100%):

Полевые шпаты 60 %

Кварц 12 %

Амфиболы и пироксены 17 %

Слюды 4 %

Прочие силикаты 6 %

Остальные минералы 1 %

Среди минералов различают главные, слагающие основную массу породы; второстепенные, присутствующие в меньшем количестве; акцессорные, присутствующие в небольшом количестве (до 5 %) и являющиеся характерной постоянной примесью.

По генетическому признаку минералы делятся на первичные и вторичные. Первичные образуются непосредственно из магматического расплава, вторичные возникают при постмагматическом изменении пород и замещают первичные минералы. Большое классификационное значение имеет состав темноцветных минералов. Для кислых пород характерен биотит, средних пород - роговая обманка, основных пород - пироксены, ультраосновных - пироксены и оливины. Щелочные породы характеризуются присутствием щелочных пироксенов и амфиболов.

Таблица 1.- Распространенные минералы магматических пород

Первичные	Вторичные
главные	Второстепенные	Акцессорные
Фемические	Салические
Оливин Пироксены Амфиболы Слюды	Кварц Калиевый полевой шпат Плагиоклазы Нефелин	В небольших количествах любые из главных минералов	Циркон Рутил Апатит Сфен Монацит Ортит Магнетит Хромит и др.	Альбит Эпидот Клиноцоизит Серицит Хлорит Тальк Актинолит Каолинит и др.

При классификации магматических пород важную роль играют содержание и состав салических минералов, особенно полевых шпатов. В кислых породах присутствуют кислые (натровые) плагиоклазы, средние породы содержат средние (натриево-кальциевые) плагиоклазы, основные породы содержат основные (богатые кальцием) плагиоклазы, ультраосновные породы не содержат плагиоклазов в числе главных минералов (рисунок 2).

Рисунок 2. Минеральный состав магматических пород.

Типичным минералом кислых пород является кварц, он ограниченно может присутствовать в средних и основных породах. кварц не встречается в магматических породах совместно с оливином и нефелином.Присутствие оливина в породе служит признаком недонасыщенности кремнеземом породы. Минералы группы оливина выделяется только из магм, в которых содержание этого оксида недостаточно для образования пироксена. В противном случае, при достаточном количестве в расплаве кремнезёма оливин превращается в энстатит согласно реакции:

Mg₂SiО₄ + SiО₂ = Mg₂Si₂О₆

форстерит энстатит

Аналогично образование и нефелина, типичного минерала щелочных пород, недосыщенных кремнезёмом. В случае, если магма насыщена в достаточной степени кремнезёмом, вместо нефелина образуется альбит по реакции:

NaAlSiО₄ + 2SiО₂ = NaAlSi₃О₈

нефелин альбит

Следует отметить, что общие особенности вещественного состава можно выделить уже при макроскопическом изучении породы. Вместе с тем иногда недостаточность макроскопического метода очевидна, так как, пользуясь им, исследователь не может дать точного определения названия горной породы, поскольку неизвестен состав слагающих ее плагиоклазов и особенностей состава темноцветных минералов.

Классификация плутонических пород основывается на модальных параметрах и разделяется на три части:

1) если М меньше 90 %, порода классифицируется по ее фемическим минералам, двойной треугольник диаграммы QAPF (рисунок 3). Для использования QAPF должны быть известны модальные количества этих групп минералов, пересчитанные так, чтобы их сумма (без темноцветных) составляла 100 %;

Минералы и минеральные группы: Р - плагиоклаз (Ап 5-100) и скаполит; Q - кварц;

А - щелочной полевой шпат» включая альбит (< Ans); F - фельдшпатоиды или фонды (нефелин, лейцит, нозеан и др); М - мафические (слюды, оливины, амфиболы, пироксены, рудные и др).

Рисунок 3. Классификация и номенклатура магматических пород соответственно модальному содержанию минералов в объемных %
2) Основные породы классифицируются по соотношениям плагиоклаза (Р1), пироксена (Рх), оливина (01), ортопироксена (Орх), клинопироксена (Срх) и роговой обманки (НЫ) (рисунок 4);

Рисунок. 4. Классификация и номенклатура габброидных пород: а) габброидные породы, состоящие из плагиоклаза, пироксена и оливина; б) габброидные породы, содержащие роговую обманку

3) Ультрамафическая порода имеет М больше или равно 90 % и классифицируется по ее мафическим минералам (рисунок 5).

Рисунок 5. Классификация и номенклатура ультрамафитовых пород: а) улътрамафиты, состоящие из оливина, ортопироксена и клинопироксена; б) улътрамафиты, содержащие роговую обманку

Вулканические породы классифицируются по следующей схеме:

1) если минеральная мода может быть определена, используется QAPF-диаграмма (рисунок 6);

Минералы: А - щелочной полевой шпат, включая альбит (< Ans); Q - кварц;

Р - плагиоклаз (Ап 5-100) и скаполит; F - фельдшпатоиды или фонды (нефелин, лейцит и др); М - мафические и родственные им минералы {слюды, оливины, амфиболы, пироксеиы, рудные минералы, акцессории и др).

Рисунок 6. Классификация и номенклатура вулканических пород соответственно модальному содержанию минералов, использующая диаграмму QAPF (по Streckeisen, 1976)

2) если минеральная мода не может быть определена, используется классификация «сумма щелочей-кремнезем», или TAS (от англ. total alkali-silica) на базе химических анализов (валового химического состава пород). Если минеральная мода еще не определена, то может быть использована предварительная «полевая» классификация (рисунок 7). Если нет минеральной моды и химических анализов, используется упрощенная «полевая» классификация (рис. 8).

Рисунок 7. Предварительная классификация интрузивных пород для использования при полевых работах

Рисунок 8. Предварительная классификация вулканических пород для использования при полевых работах

Интрузивный магматизм

Интрузивный магматизм - это процесс внедрения и кристаллизации магмы в земной коре с образованием на разных глубинах интрузивных форм магматических пород. Кристаллизации расплава происходит в замкнутом пространстве в условиях длительного снижения температуры и давления.

Образующиеся интрузивные тела разделяются по: глубине образования, форме залегания, механизму внедрения магмы, тектонической структуре вмещающих пород и характеру тектонических преобразований во время формирования магматических тел. В зависимости от перечисленных факторов выделяются формы залегания интрузивных (плутонических) и вулканических (эруптивных, эффузивных) пород.

По глубине формирования интрузивные массивы делятся:

1. на субвулканические (поверхностные) - первые сотни метров - 1,5 км;

2. гипабиссальные (среднеглубинные)- 1,0...3,0 км;

3. абиссальные (глубинные) - более 3,0 км.

Рисунок 9. Формы залегания магматических тел

По отношениям к вмещающим породам среди интрузивов выделяют согласные и несогласные интрузивные тела. На рисунке 9 показаны формы

К согласным относятся: силлы, лополиты, лакколиты, факолиты, акмолиты, мигматит-плутоны. Среди несогласных выделяют: батолиты, штоки, дайки, этмолиты, хонолиты. Пояснения к терминам можно найти в геологических словарях.

Наибольшей известностью среди интрузий пользуются:

· Бушвельдский массив в ЮАР, являющийся одним из самых больших согласных интрузивов;

· Сёдбери в Канаде - крупнейший дифференцированный лополит;

· Великая Дайка в ЮАР данной 2000 км - одна из самых протяженных даек на Земле;

· Крупнейшие батолиты в Северо-Американских Кордильерах (длина более 2000 км), в Андах Южной Америки (прослеживаются более чем на 1000 км при ширине около 100 км);

· Хибинский массив - уникальный магматический массив щелочных пород, расположенный в центральной части Кольского полуострова;

· Ангаро-Витимский (Баргузинский) гранитоидный батолит, расположенный в Забайкалье - один из крупнейших батолитов Центральной Азии;

· Скергардский интрузив (Гренландия) - расслоенная интрузия по которой были построены первые петрологические модели.

· Тыгыр Тыз (Поднебесные зубья в Кузнецком Алатау) – гранитный батолит с меридиональной протяженностью 250 км.

Магматические породы образуются в результате кристаллизации магмы, обогащенной летучими. По мере снижения температуры расплава начинают кристаллизоваться наиболее высокотемпературные по плавкости минералы, которые обедняют расплав тугоплавкими и обогащают легкоплавкими элементами. Порядок образования из магмы породообразующих минералов описывается реакционными рядами Боуэна. При понижении температуры магмы в каждом из рядов вышестоящий минерал сменяется образованием нижестоящего минерала (рисунок 10).

Рисунок 10. Реакционные ряды Боуэна

По мере снижения температуры из расплава начинают кристаллизоваться тугоплавкие ортосиликаты магния и кальциевые плагиоклазы. остаточный расплав обогащается кремнеземом, калием, натрием и летучими компонентами, которые составляют основу минералов кислых пород. Основная часть кремнезема, содержащегося в магматическом расплаве, расходуется на создание силикатных минералов, а его избыток на завершающем этапе магматического процесса образует кварц SiО₂.

Реакционный ряд Боуэна представляет обобщенную модель развития процессов образования минералов, слагающих магматические горные породы. В природе встречаются породы на 90 % и более сложенные оливином или состоящие из ассоциаций: основные плагиоклазы + пироксены, средние плагиоклазы + роговая обманка + биотит и т. д., то есть далеко не во всех случаях конечным продуктом кристаллизации магмы будут являться нижние члены реакционного ряда. Это связано с несколькими причинами и, прежде всего, с исходным составом магмы.

Магматические расплавы поступают из верхних зон мантии или образуются в результате расплавления пород литосферы при погружении их на глубину с оптимальным соотношением температуры и давления. Как известно, химический состав верхней мантии и литосферы различны, что обуславливает и различие состава магм.

Магмы, возникающие за счет плавления мантийных пород, как и сами эти породы, обогащены основными оксидами - FeO, MgO, СаО, поэтому такие магмы называют, в зависимости от состава, ультраосновными и основными. При их кристаллизации образуются, соответственно, ультраосновные и основные магматические породы. Если плавлению подвергаются наиболее верхние участки мантии, то для полного плавления пород температура оказывается недостаточной и происходит частичное плавление мантийных пород с образованием магм среднего состава, содержащих повышенное количество кремнезема. Магмы, возникающие при расплавлении пород земной коры, обедненной основными окислами, но обогащенной кремнеземом, называют кислыми; при их кристаллизации образуются кислые породы. Таким образом, выделяют следующие семейства первичных магм: ультраосновные, основные, средние и кислые.

Однако, несмотря на существование всего четырех семейств первичных магм, образующиеся из них породы весьма разнообразны и насчитывают сотни разновидностей. Многообразие магматических пород объясняется разнообразными процессами эволюции магм, среди которых можно выделить три основных: кристаллизационная дифференциация, ликвация и дифференциация при взаимодействии расплава с вмещающими породами (т. е. твердыми породами, среди которых располагается расплавленная магма).

Магма может эволюционировать, меняя свой состав, при попадании в иные условия, чем те, в которых она образовалась. В результате происходит дифференциация (разделение) магмы на несколько частных магматических расплавов. Выделяют ликвационную дифференциацию (до её кристаллизации) или кристаллизационную дифференциацию (в процессе кристаллизации).

Ликвационная дифференциация может быть результатом ликвации магмы, т. е. разделением её на две несмешивающихся расплава, из которых один сульфидный, другой – силикатный.

Кристаллизационная дифференциация связана с выделением в начальные стадии затвердевания расплава тугоплавких минералов, которые по удельному весу отличны от него. Это приводит к опусканию одной части минералов (например, кристаллов хромита, оливина и авгита) и всплыванию другой (например, плагиоклаза). В результате в вертикальном разрезе магматических тел образуются породы различного состава. Возможно изменение состава магмы и при отжимании остаточной жидкости от выделившихся кристаллов.

Первоначально предполагалось, что магматическая дифференциация и взаимодействие с вмещающими породами (ассимиляция, контаминация) ведут к разнообразию магм. В настоящее время этими процессами чаще объясняют детали строения отдельных массивов магматических пород, полосчатое строение интрузивных тел, различия в составе лав, одновременно изливающихся из вулкана на разных гипсометрических уровнях, и смену составов лав, изливающихся из вулкана.

Ассимиляцией называется процесс взаимодействия магмы с вмещающими породами, в результате чего магма полностью или частично плавит или растворяет вещество вмещающих пород и в результате изменяет свой состав. Благоприятными условиями для ассимиляции являются контрастный состав магмы и вмещающих пород, перегрев магмы и обилие в ней летучих компонентов. Ассимиляция может происходить у контакта интрузии или на глубине вследствие опускания обрушающихся частей кровли в магму.

Контаминация - это процесс переработки магмой горных пород различного генезиса, приводящее к частичному растворению последних и образованию гибридных пород, имеющих иной петрографический состав по сравнению с исходной магмой. Контаминация происходит на различных глубинах земной коры и наиболее ярко проявляется при взаимодействии магмы с породами контрастного по отношению к ней состава (например, гранитной магмы с известняками или ультраосновными породами). В отличие от процесса ассимиляции, включения постороннего материала при контаминации сохраняют реликты структуры первичных пород. Иногда сохраняются также границы включений, позволяющие судить об их первичной форме.

Вулканический магматизм

Лава - это магма, изливающаяся на земную поверхность при извержениях, а затем затвердевающая. Излияние лавы может происходить из основного вершинного кратера, бокового кратера на склоне вулкана или из трещин, связанных с вулканическим очагом (рисунок 11). Она стекает вниз по склону в виде лавового потока. В некоторых случаях происходит излияние лавы в рифтовых зонах огромной протяженности.

Рисунок 11. Строение вулкана

Породы, образующиеся при остывании лавы, содержат в основном SiO₂, А1₂О₃, FeO, Fe₂O₃, MgO, СаО, Na₂О, К₂О, ТiO₂, МпО, фосфора Р₂О₅ и воду. Содержание этих компонентов в лавах превышает 1%, другие элементы присутствуют в меньшем количестве (таблица 2). Существует множество типов вулканических пород, различающихся по химическому составу. Чаще всего встречаются четыре типа, принадлежность к которым устанавливается по содержанию в породе диоксида кремния: базальт - 48-53 %, андезит - 53-64 %, дацит - 64-68 %, риолит - более чем 68 %. На рисунке 12 показана средняя концентрация каждого из основных элементов для четырех основных типов вулканических пород (рисунок 12). Породы, в которых количество диоксида кремния меньше, в большом количестве содержат магний и железо.

Таблица 2. Средний химический состав некоторых лав (%)

Оксиды	Нефелиновый базальт	Базальт	Андезит	Дацит	Фонолит	Трахит	Риолит
SiO2	37,6	48,5	54,1	63,6	56,9	60,2	73,1
А12О3	10,8	14,3	17,2	16,7	20,2	17,8	12,0
Fe2O3	5,7	3,1	3,5	2,2	2,3	2,6	2,1
FeO	8,3	8,5	5,5	3,0	1,8	1,8	1,6
MgO	13,1	8,8	4,4	2,1	0,6	1,3	0,2
СаО	13,4	10,4	7,9	5,5	1,9	2,9	0,8
Na2О	4,4	2,3	3,7	4,0	8,7	5,4	4,3
К2О	1,4	0,8	1,1	1,4	5,4	6,5	4,8
Н2О	1,5	0,7	0,9	0,6	1,0	0,5	0,6
ТiO2	2,8	2,1	1,3	0,6	0,6	0,6	0,3
Р2О5	1,0	0,3	0,3	0,2	0,2	0,2	0,1
МпО	0,1	0,2	0,1	0,1	0,2	0,2	0,1

Рисунок 12. Содержание основных компонентов в вулканических породах

Лавы различаются по вязкости или текучести в зависимости от химического состава. Высокая вязкость характерна для риолитовых дацитовых и андезитовых лав с повышенным содержанием кремнезема. Вязкость магмы и лавы определяет характер извержения и тип вулканических пород.

Базальтовые лавы характеризуются пониженной вязкостью и повышенной подвижностью. Они состоят наполовину из кремнезема, а на другую половину из оксида алюминия, железа, магния и других металлов. Именно металлы обеспечивают высокую подвижность базальтового потока. Он обычно течет со скоростью около 2 м/с., но в мощных потоках и на склона движется с большой скоростью - 10... 18 м/с.

Поверхность текущего базальта чаще всего морщинистая (рисунок 13). Под поверхностью возникают полости, трубы и туннели, со сводов которых свисают лавовые сосульки. Более вязкие базальтовые потоки образуют поля остроугольных, шиповидных, обломков лав. Мощность лавовых потоков обычно составляет от 3 до 15 м при протяженности потоков более 100 км.

Рисунок 13. Морщинистая структура течения вязкой базальтовой лавы

Обширные базальтовые поля (траппы), выходящие на поверхность, часто разбиты отдельностью на ряды вертикальных 5- и 6-гранных призм. Это столбчатая отдельность образуется при медленном остывании большой массы однородного расплава. Базальт постепенно уменьшается в объеме и трескается по строго определенным плоскостям (рисунок 14).

Рисунок 14. Столбчатая отдельность в базальтах острова Кунашир

Чем больше в лаве кремнезема, тем она вязче. Так называемые средние лавы с содержанием кремнезема 53-64 % уже не так быстро текут и не столь горячи, как базальтовые. Их температура колеблется в интервале 800...900 °С, а скорость потока составляет несколько метров в день. Магматический расплав приобретает повышенную вязкость еще на глубине, что существенно влияет на излияние и движение лавы. Обычно на переднем крае более вязкого лавового языка образуется корка, которая трескается и осыпается. Осколки тут же подминаются напирающей позади горячей массой, но не успевают раствориться в ней, а застывают, образуя шаровые или подушечные лавобрекчии. Даже через десятки миллионов лет лавобрекчия сохраняет свое строение и свидетельствует о том, что в данном месте когда-то происходило вулканическое извержение.

Если количество кремнезема занимает более 63 % состава, расплав становится очень вязким и неповоротливым. Чаще всего такая кислая лава вообще не способна течь и застывает в подводящем канале или выдавливается из жерла в виде обелисков, «чертовых пальцев», башен и колонн (рисунки 15, 16).

Рисунок 15. Действующий вулкан. Магма прорывается к поверхности по столбо-образным жерлам или трещинам, извергаясь со взрывом образует из вулканических обломков, пепла и лав сопки с крутыми склонами.

Остывающий, потухший вулкан. Магма в жерлах затвердевает огромными столбами или стенами и плитами в трещинах сверху вниз

В процессе дунудации затвердевшие магматические породы образуют столбообразные и гребнеобразные останцы.

Рисунок 16. Шип Рок возвышается на 400 м над отложениями пустыни Нъю-Мехико. Образовался в результате застывания в канале продвижения магмы; в процессе длительной денудации стал выступать над поверхностью вместе с гребнем других останцов.

При подводном излиянии кислая лава до того сильно насыщается газами и парами воды, что буквально вскипает и становится пемзой. Пемза – очень легкий материал, с меньшей, чем у воды, плотностью, поэтому случается, что после подводных извержений мореплаватели наблюдают в океане целые поля плавающей пемзы.

По мере поднятия магмы к поверхности выделяющиеся газы образуют крошечные пузырьки диаметром чаще до 1,5 мм, реже до 2,5 см. Они сохраняются в застывшей породе. Так образуются пузырчатые лавы.

В процессе дифференционной эволюциииз одного и того же вулкана могут вытекать лавы разного состава, как, например, на Камчатке. Карбонатная лавы, состоящая из карбонатов натрия и калия, извергается в настоящее время в единственном на Земле вулкане - Олдоиньо-Ленгаи в Северной Танзании (рисунок 17). Температура расплава составляет 510 °С. Это самая холодная и жидкая лава в мире (течет подобно воде). Цвет горячей лавы - черный или темно-коричневый, но уже через несколько часов пребывания на воздухе карбонатный расплав светлеет, а спустя несколько месяцев становится почти белым. Застывшие карбонатные лавы - мягкие и ломкие, легко растворяются в воде, видимо, поэтому геологи не находят следов аналогичных извержений в глубокой древности.

Рисунок 17. Карбонатная лава вулкана Олдоиньо-Ленгаи в Танзании. Это самая холодная лава - ее температура не превышает 600 °С

При остывании лавы значительная часть расплава образует вулканическое стекло, в массе которого встречаются отдельные микроскопические кристаллы. Исключение составляют так называемые фенокристаллы - крупные кристаллы, образовавшиеся в магме еще в недрах Земли и вынесенные на поверхность потоком жидкой лавы. Чаще всего фенокристаллы представлены полевыми шпатами, оливином, пироксеном и кварцем. Породы, содержащие фенокристаллы, обычно имеют порфировую структуру. Цвет вулканического стекла зависит от количества присутствующего в нем железа: чем больше железа, тем оно темнее.

Кислые лавы представлены риолитами и дацитами. Состоят из кварца, кислых плагиоклазов, биотита, амфибола и ромбического пироксена. Для этих пород характерна флюидальная текстура.

Широко распространенные андезиты содержат плагиоклазы, биотит, реже роговую обманку, кварц и относятся к средним лавам.

Базальты, лавы основного состава, с вкрапленниками основного плагиоклаза, оливина и пироксенов наиболее распространены.

Ультраосновные лавы встречаются крайне редко, но были широко распространены в докембрии. Представлены коматиитами и содержат вкрапленники оливина и редко клинопироксена.

Таким образом, даже без химических анализов можно догадаться, что светлоокрашенная порода - это риолит или дацит, темноокрашенная - базальт, серого цвета - андезит. По различимым в породе минералам определяют ее тип. Так, например, оливин - минерал, содержащий железо и магний, характерен для базальтов, кварц - для риолитов.