logo search
Lektsii_geologia(110str,23lektsii)

Магматические горные породы

Минеральный состав, структура и текстура магматических горных пород

В процессе кристаллизации магмы образуется большое количество минералов, значение которых для образования изверженных пород неодинаково. Выделяют породообразующие минералы, являющиеся главными составными частями горных пород. Этих минералов немного: полевые шпаты, кварц, амфиболы, пироксены, слюды, оливин, нефелин. Значительно больше список минералов, обычно имеющих второстепенное значение и присутствующих в очень небольшом количестве. Эти минералы называют акцессорными. Среди них встречаются апатит, циркон, магнетит, сфен, ильменит, гематит, хромит, рутил, турмалин, флюорит, корунд, минералы групп эпидота и граната и многие другие.

Основные породообразующие минералы изверженных пород это кварц и силикаты (наиболее распространенные минералы в земной коре), среди которых особо важное значение имеют полевые шпаты. При образовании эффузивных горных пород лавовый расплав не всегда успевает раскристаллизоваться и в этом случае важным компонентом является переохлажденный силикатный расплав — вулканическое стекло. Магматические горные породы — не случайные смеси минералов, а закономерные их ассоциации. Наличие определенного породообразующего минерала обусловливает обязательное присутствие одних и столь же обязательное отсутствие других.

По генезису минералы изверженных пород можно разделить на минералы главной фазы магматической кристаллизации и эпимагматические, т.е. послемагматические. Минералы главной фазы магматической кристаллизации образуют основную массу горной породы.

Однако после затвердевания магмы процессы минералообразования не заканчиваются Под влиянием остаточных растворов и выделившихся летучих компонентов возникают новые минералы. Так образуются в горных породах турмалин, эпидот, хлорит, серпентин и др. Кроме эпимагматических выделяют также ксеногенные минералы, возникшие в результате процессов ассимиляции магмой вмещающих пород. Примером ксеногенных минералов в изверженных породах являются гранаты.

Изучение минерального состава позволяет выяснить, из каких реальных химических соединений состоит данная порода. Однако не менее важно установить строение этой породы, т. е. как она из этих минералов сложена. Для оценки строения горной породы используют понятия о структуре и текстуре.

С т р у к т у р а — это сумма признаков строения, которые характеризуют степень кристалличности а также величину и форму составных частей (минералов), из которых состоит горная порода. Признаки структуры обусловлены процессами образования минералов.

Т е к с т у р а — это сумма признаков, характеризующих расположение составных частей породы в пространстве и относительно друг друга.

К структурным признакам относится степень окристаллизованности породы, абсолютная и относительная величина породообразующих минералов, их идиоморфизм, т.е. выраженность кристаллографических форм.

Строение магматических горных пород определяется условиями их образования. Эффузивные горные породы образуются в условиях быстрого застывания на поверхности Земли или вблизи нее. В зависимости от скорости застывания в эффузивной породе могут присутствовать участки нераскристаллизованного магматического вещества в виде силикатного стекла. Такая структура называется неполнокристаллической. В некоторых породах вулканическое стекло составляет их основную часть (стекловатая структура). Но даже если кристаллизация охватила всю массу излившейся лавы, кристаллs имеют очень небольшие размеры, так как они не имели времени для нормального роста. Порода приобретает скрытокристаллическую структуру. Для эффузивных пород также типична порфировая структура, образованная сравнительно крупными выделениями (вкрапленниками) некоторых минералов на фоне скрытокристаллической основной массы. Вкрапленники представлены минералами, которые в реакционных рядах расположены на ступень выше, чем минералы основной массы, и соответственно раньше кристаллизуются.

Интрузивные глубинные (абиссальные) породы формировались в условиях, более благоприятных для спокойной кристаллизации. В таких условиях образуются полнокристаллические более или менее равномерно-зернистые структуры. При этом минералы, которые кристаллизовались ранее других, обладают формой, свойственной их кристаллам, или, как принято обозначать в петрографии, идиоморфными очертаниями Минералы, кристаллизующиеся позже других, вынуждены заполнять пространство между уже имеющимися кристаллами. Эти минералы образуют аллотриоморфные выделения. Так как кварц в интрузивных породах кристаллизуется позже всех других минералов, то зерна этого минерала обычно аллотриоморфны.

Гипабиссальные (сравнительно неглубокие) магматические внедрения застывают быстрее глубоко залегающих интрузий и вследствие этого кристаллизуются в менее благоприятных условиях. В этих случаях возникают структуры с неравномерной величиной зерен. Особенно характерны порфировидные структуры, в которых на фоне мелкокристаллической массы выделяются крупные вкрапленники. Вкрапленники плагиоклазов часто имеют зональное строение, свидетельствующее о том, что рост кристаллов обгоняет скорость реакции взаимодействия выпавших вкрапленников с магматическим расплавом. Порфировидные структуры возникают не только в гипабиссальных небольших интрузиях (силлах, лакколитах и пр.), но и в краевых частях крупных абиссальных магматических тел типа батолита.

Текстура магматических пород также дает указания на условия их образования. Породы, возникшие из относительно медленно застывавших и активно перемещавщихся лав, сохраняют признаки движения в виде закономерной ориентировки удлиненных кристаллов в стекловатой массе. Такая текстура называется флюидальной. Для глубинных пород характерна массивная текстура.

Магматические породы, образованные из однотипного расплава и имеющие одинаковый химический состав, в зависимости от условий застывания заметно различаются по структурно-текстурным признакам и форме залегания. В каждой группе пород выделяют:

1) интрузивные породы — глубинные (абиссальные) и полуглубинные (гипабиссальные);

2) эффузивные породы, подразделяемые на кайнотипные (относительно неизмененные) и палеотипные (заметно измененные). Название палеотипных пород строится путем добавления слов «порфир» к названию кислых кайнотипных пород, содержащих калиево-натриевые полевые шпаты, и «порфирит» к названию кайнотипных пород среднего и основного состава (например, риолитовый порфир, базальтовый порфирит).

Представители пород одной группы отличаются от пород другой по структуре и часто по текстуре. Абиссальным породам свойственна полнокристаллическая структура и плотная текстура, которые обусловливаются рядом причин: 1) в глубоких слоях земной коры застывание магмы происходит медленно (в течение многих миллионов лет) из-за плохой теплопроводности вмещающих магму пород; 2) в магме сохраняются газы и пары (минерализаторы), способствующие лучшему росту кристаллов, а большие давления вышележащих пород обеспечивают создание массивных текстур. В результате на больших глубинах образуются породы, состоящие полностью из зерен входящих в нее минералов, плотно прилегающих друг к другу.

В зависимости от величины зерен выделяются:

Гипабиссальным породам свойственна порфировидная структура, представляющая собой вкрапления зерен одного минерала в общую мелкозернистую массу, порфировая — зерна вкраплены в скрытозернистую массу. Образование порфировой структуры происходит следующим образом: из магмы при ее подъеме к поверхности Земли выкристаллизовываются отдельные минералы; оставшаяся масса, внедряясь в поверхностные, более холодные слои земной коры, быстро застывает, не успев хорошо раскристаллизоваться. Среди гипабиссальных пород имеются и с кристаллической структурой.

Для эффузивных пород характерны стекловатая (масса не раскристаллизована, аморфна), афанитовая (скрытокристаллическая, кристаллы различаются только с помощью микроскопа) и порфировая структуры.

Основными типами текстуры магматических пород являются массивная (компактная, плотная), характерная для интрузивных пород и встречающаяся иногда у эффузивных, и пористая, присущая только излившимся породам и обусловленная выделением газов из застывающей лавы. Пустоты в эффузивных породах со временем могут заполниться минеральным веществом и тогда текстуру эффузивных пород называют миндалекаменной. Нередко эффузивным породам свойственна флюидальная (со следами течения) текстура (длинная ось минеральных зерен породы ориентирована по направлению потока).

По структуре и текстуре можно определить условия образования горной породы.

В полевых условиях уточнить принадлежность породы к той или иной группе помогает изучение их форм залегания, так как для каждой генетической группы пород характерны только присущие ей формы залегания. Для эффузивных пород характерны покровы и потоки, для абиссальных — громадные, неправильной формы тела — батолиты, штоки, для гипабиссальных — жилы и небольшие тела в виде чечевиц (факолиты), караваев (лакколиты) и т.п. Иногда тела гипабиссальных пород имеют более сложные формы.

Магматические горные породы разделяются не только по происхождению, но и по химическому (минералогическому) составу.

При характеристике минералогического состава магматических пород необходимо обратить внимание на наличие кварца, или оливина, а также полевых шпатов, фельдшпатидов, слюд, роговой обманки, авгита. Для химической характеристики породы наиболее показательно содержание в ней окиси кремния (SiО2) как в свободном виде (в виде минерала кварца), так и в составе других минералов.

В зависимости от процентного содержания в магматических горных породах кремнекислоты они делятся на следующие группы:

В кислых горных породах количество кремнекислоты настолько значительно, что ее избыток представлен зернами кварца. В средних породах количество кремнезема в минералах равно количеству оснований и поэтому кварца в этих породах нет. В основных породах кремнекислоты меньше, чем оснований, поэтому эти породы состоят из минералов, относительно бедных окисью кремния (роговой обманки, лабрадора, авгита). В ультраосновных породах кремнекислоты очень мало, в них входят минералы, содержащие кремнекислоту в очень небольшом количестве (оливин и пироксены).

Соотношение светлых и темных силикатов в породе определяет ее окраску. Окраска — важный диагностический признак для определения кислотности магматической породы. В кислых породах преобладают светлые силикаты, поэтому эти породы светлые; в основных и ультраосновных — темные силикаты, поэтому и породы темно-зеленые или даже черные. Средние по кислотности породы имеют серые тона.

Существенное значение при отнесении магматических пород к той или иной группе по химическому составу имеет умение приблизительно (путем взвешивания на руке) определить их удельный вес, увеличивающийся от кислых (2,5—2,7) к ультраосновным (3,2—3,3).

Кислые кварцево-полевошпатовые породы характеризуются высоким содержанием кремнекислоты (65—85%), незначительным содержанием цветных силикатов (3—12%) и общей светлой окраской. Удельный вес их около 2,7. Для них характерно присутствие минерала кварца и значительное количество ортоклаза, иногда кислого плагиоклаза, биотита (мусковита), реже роговой обманки и еще реже — авгита. Среди кислых пород наиболее распространены интрузивные породы и реже — их эффузивные аналоги.

Горные породы этой группы образуются из магмы, которая сильно обогащена летучими компонентами. Благодаря их присутствию возможна полная кристаллизация минералов. Из-за обилия летучих соединений магма кварцево-полевошпатовых пород агрессивна по отношению к вмещающим породам и энергично их перерабатывает на контактах, так что резкая граница отсутствует.

Кислая магма, теряя летучие компоненты, превращается в очень вязкую лаву, кристаллизация в которой сильно затруднена.

Интрузивные породы. В группе кислых пород преобладают интрузивные глубинные. Их называют гранитоидами. Среди них выделяют следующие типы.

Граниты — полнокристаллические разнозернистые, иногда порфировидные горные породы, состоящие из кварца (25—30%), калиево-натриевых полевых шпатов и натриевых плагиоклазов типа олигоклаза (65—70%), а также подчиненного количества темноцветных компонентов (5—10%).

Граниты, в которых полевые шпаты представлены почти полностью плагиоклазами, называются плагиогранитами. По содержанию темноцветных компонентов выделяют аляскиты, содержащие очень небольшое количество темноцветных минералов, а также бититовые, роговообманковые, двуслюдяные (с биотитом и мусковитом) и пироксеновые граниты.

В гранодиоритах по сравнению с гранитами уменьшается содержание кварца и увеличивается содержание темноцветных компонентов, а плагиоклазы становятся более кальциевыми (типа андезина). Разновидностью гранитов является р а п а к и в и. Это преимущественно ортоклазовые граниты. Красный ортоклаз образует крупные округлые выделения, обрастающие каемкой белого плагиоклаза (олигоклаза). Эти округлые образования сцементированы зернистой массой из ортоклаза, плагиоклаза, кварца, биотита и роговой обманки. По структуре граниты бывают равномерно-зернистые или порфировидные, в качестве вкрапленников присутствуют кристаллы полевых шпатов. Порфировидные структуры характерны для краевых частей интрузивных тел. Цветные минералы отличаются наиболее идиоморфными очертаниями, плагиоклазы также имеют правильные ограничения. Наиболее поздними минералами являются калиевые полевые шпаты и кварц.

Граниты — самые распространенные интрузивные породы. Почти в любом крупном районе, лишенном осадочного покрова, эти породы выходят на поверхность на значительной площади. Гранитоиды занимают около всей площади, занятой магматическими породами.

Гипабиссальные породы. Порфировидные структуры, распространенные в краевых частях батолитов, особенно характерны для малых интрузивных тел. Такие образования гранитного состава называют порфировидными гранитами. В случае даек и магматических жил их называют гранит-порфирами.

Для жильных и дайковых тел характерны лейкократовые разности. Среди них выделяют аплиты и пегматиты. А п л и т ы мелкозернистые белые горные породы, почти лишенные цветных минералов. Структура аплитов аллотриоморфно-зернистая. Аплиты — продукт кристаллизации остатков гранитной магмы. Г р а н и т н ы е п е г м а т и т ы очень сходны с аплитами по химическому составу, но резко отличаются от них своей грубой, часто гигантозернистой структурой. Характерны структуры прорастания кварца и полевого шпата. Помимо основных породообразующих минералов (полевых шпатов, кварца, мусковита), в пегматитах присутствуют в значительном количестве минералы, содержащие летучие компоненты: лепидолит, турмалин, топаз, берилл и др. Подробнее о пегматитах будет сказано позже.

Эффузивные породы. Для излившихся пород кислой магмы типичны скрытокристаллическая и стекловатая структуры основной массы, в которой могут содержаться вкрапленники полевых шпатов и кварца и изредка темноцветных породообразующих минера- лов. Среди этих пород выделяют риолиты или липариты, и риолитовые порфиры (кварцевые порфиры) - эффузивные горные породы порфировой структуры гранитного состава. В риолитах калиевый полевой шпат представлен прозрачным санидином, а в риолитовых порфирах — белым или красноватым ортоклазом и плагиоклазом (олигоклазом). Часто среди вкрапленников присутствуют только плагиоклазы, а ортоклаз содержится в составе скрытокристаллической основной массы, придавая ей характерный красноватый оттенок. Вкрапленники кварца часто оплавлены, а выделения биотита и роговой обманки опацитизированы. В риолитах часто наблюдаются флюидальная текстура и тонкая полосчатость. Структура основной массы часто стекловатая.

Средние породы. Средние породы содержат 52—65% кремниевой кислоты. Характеризуются они большим содержанием светлых минералов, чем темных (типичны роговая обманка, биотит и реже — авгит). Такое соотношение минералов определяет светло-серую или серую окраску этих пород. Светлые минералы могут быть представлены калиевыми полевыми шпатами — ортоклазом и микроклином (сиенит, трахит, ортофир) или плагиоклазами (диорит, андезит, порфирит).

Группа диорит-андезита (плагиоклазовые горные породы среднего состава). Это породы среднего состава, рядом переходов они связаны с основными породами. В группе диорит-андезита эффузивные представители распространены значительно больше интрузивных.

Глубинные породы. Диориты — полнокристаллические бескварцевые породы, состоящие из натриево-кальциевых плагиоклазов (обычно андезина) и темноцветных минералов, среди которых основное значение имеет роговая обманка и часто присутствуют авгит и биотит. Содержание темноцветных минералов около 30—35%. Кварца и ортоклаза может быть несколько процентов.

Структура диоритов равномерно-зернистая, хотя плагиоклазы обычно образуют сравнительно идиоморфные зерна. По составу плагиоклазов в диоритах доминирует андезин. Диориты обычно образуют небольшие массивы. Часто они связаны переходами с гранитами. В некоторых случаях диориты образовались из гранитной магмы в результате процессов ассимиляции в краевых частях интрузий.

Гипабиссальные разновидности представлены преимущественно дайками микродиоритов и диоритовых порфиритов. В виде вкрапленников в порфиритах присутствуют плагиоклаз или железистомагнезиальные силикаты.

Эффузивные породы. Андезиты и андезитовые порфириты образуют лавовые покровы, а также силлы и дайки. Они имеют серый, зеленовато-серый и темно-серый цвет и порфировую структуру. В виде вкрапленников присутствуют роговая обманка, плагиоклаз типа андезина, реже авгит. Основная масса на глаз представляется нераскристаллизованной. Под микроскопом видно, что она состоит из мельчайших удлиненных призм (лейст) плагиоклазов, подчиненного количества изометрических зерен авгита и вулканического стекла. В менее окристаллизованных разновидностях стекла много, а в более глубинных — меньше, но полнокристаллической структуры, как правило, не встречается. В шлифах хорошо видна флюидальность.

Андезиты связаны переходами с базальтами. Часто разделение этих пород затруднительно. Однако типичная андезитовая лава более вязкая, чем базальтовая. С этим связано образование куполов и обелисков. Андезитовая лава богата газами.

Группа сиенита — трахита (полевошпатовые горные породы среднего состава). В некоторых горных породах среднего состава калий резко преобладает над натрием. В результате этого самые распространенные минералы этих горных пород — полевые шпаты — представлены не плагиоклазами, как в породах группы диорита, а калиевыми разновидностями. Представителями глубинных пород такого состава являются сиениты, а излившихся — трахиты и ортофиры.

Сиениты — полнокристаллические лейкократовые бескварцевые (или бедные кварцем) горные породы, состоящие в основном из калиево-натриевых полевых шпатов (80—85%) и содержащие 15— 20% темноцветных минералов (роговой обманки, биотита, моноклинного пироксена). Наряду с калинатровыми полевыми шпатами присутствует альбит, а среди темноцветных минералов — натрийсодержащие разновидности.

Эффузивные аналоги сиенитов называются трахитами, если имеют свежий облик, и ортофирами при наличии явных признаков изменения.

Щелочные породы характеризуются небольшим содержанием кремнекислоты (40—50%) и значительным содержанием щелочей. Из-за недостатка кремнекислоты в этих породах вместо калиево-натриевых полевых шпатов образовались фельдшпатиды — нефелин в интрузивных породах и лейцит в эффузивных. Последние встречаются чрезвычайно редко. Щелочные породы светлоокрашены (чаще розовато-сероватые и зеленовато-сероватые). Удельный вес 2,7. Встречаются щелочные породы редко, но имеют большое практическое значение. К ним приурочены месторождения апатита, циркона, титановых и редкоземельных руд.

Нефелиновые сиениты — глубинные бескварцевые полнокристаллические породы, состоящие из щелочных полевых шпатов (калиево-натриевых и альбита), нефелина и натриевых амфиболов и пироксенов. В нефелиновых сиенитах часто в большом количестве присутствуют редкие минералы титана, циркона, ниобия, редких земель. Излившиеся разновидности нефелиновых сиенитов называются фонолитами, а палеотипные —нефелиновыми порфирами.

Основные породы. В основных породах около 40—52% кремнекислоты. Главные породообразующие минералы их — пироксены (авгит) и плагиоклазы (часто лабрадор). В них может присутствовать роговая обманка. Большое количество темноцветных минералов придает породе темную окраску, на фоне которой выделяются серовато-черные зерна плагиоклазов. Жидкая базальтовая магма содержит сравнительно небольшое количество летучих веществ, легко кристаллизуется.Глубинные породы основного состава менее распространены, чем излившиеся, занимающие площадь в сотни тысяч квадратных километров. Представителями этой группы горных пород являются габбро, базальт и диабаз.

Глубинные породы. Эти породы часто объединяют термином «габброиды». Габбро — равномерно-зернистая горная порода, состоящая из кальциевых плагиоклазов (лабрадора и битовнита) и моноклинных пироксенов (авгита), в меньшей мере — роговой обманки, ромбических пироксенов, иногда с примесью оливина, кварца, ортоклаза. Основной компонент — плагиоклаз, который образует таблитчатые кристаллы и составляет 50% и более от массы породы. Темноцветные компоненты могут достигать 50%, но иногда их количество резко снижается и порода приобретает лейкократовый облик. Структура породы аллотриоморфнозернистая, все минералы имеют изометрические очертания. Структура настолько типична для этой породы, что ее называют габбровой. Текстура габбро обычно массивная, часто полосчатая, обусловленная чередованием полос плагиоклаза и темноцветных минералов.

Норит — порода, аналогичная габбро, но основной темноцветный компонент ее не моноклинный, а ромбический пироксен (гиперстен или бронзит). Если темноцветные компоненты отсутствуют, то такая лейкократовая порода называется а н о р т о з и т о м. Они обнаружены и на Луне. Выделяют также лабрадориты, сложенные почти полностью лабрадором. Структура этих пород идиоморфнозернистая, кристаллы плагиоклаза хорошо выражены. Для пород группы габбро характерны включения титаномагнетитов, сульфидов меди, железа и никеля (халькопирита, пирротина и пентландита).

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, называетсядунитом, 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 м2массой 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, называетсятуфобрекчией. Порода, состоящая из спекшегося грубого пирокластического материала, называетсявулканическим 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.