Группа гранитов—риолитов и гранодиоритов—дацитов

Горные породы рассматриваемой группы занимают более 60% площади развития всех магматических пород, причем на долю пород интрузивного облика приходится около 50%, а на долю излившихся более 10% этой площади. Такое соотношение глубин­ных и излившихся пород является существенной особенностью группы в отличие от рассмотренных выше основных и средних пород, в составе которых эффузивные фации резко преобладают.

Химический состав группы гранитов — риолитов характери­зуется наиболее высоким содержанием кремнезема SiC>2 65—75%, повышенным содержанием щелочей КзО + ЫагО 8,5—9% (в ще­лочных гранитах до 11—12%) и небольшим содержанием желе­за, магния и извести: FeO + Fe₂0₃ 2,0—6%, MgO<0,5%, CaO 0,5-1,5%.

Характерной особенностью минерального состава пород этой группы является постоянное присутствие свободного кварца, пре­обладание натриево-калиевых полевых шпатов над плагиоклазами и низкое содержание фемических минералов.

Одной из важнейших особенностей гранитов является их ге­терогенность— возможность возникновения двумя путями: в про­цессе кристаллизации из расплава и в результате метаморфиче­ских преобразований ранее существовавших пород с образованием

анатектических и метасоматических гранитов (см. раздел IV). Однако четкие петрографические критерии, на основании которых можно было бы выделять породы различного генетического типа, отсутствуют, поэтому термин «гранит» — чисто петрографическое понятие для обозначения массивных полнокристаллических пород соответствующего состава, безотносительно к условиям их обра­зования.

Интрузивные породы

Породы из группы гранитов разделяются по характеру поле­вых шпатов на ряд разновидностей, из которых наиболее широ­ким распространением пользуются собственно граниты и грано-диориты. Плагиограниты и щелочные граниты имеют подчиненное развитие.

Граниты — породы светлоокрашенные: розовые, розовато-серые,. светло-серые, иногда темно-красные (карельские рапакиви).

По структуре — полнокристаллические, мелког, средне-, круп­нозернистые, часто порфировидные.

Текстура гранитов преимущественно массивная, но нередки разновидности с шлировой или гнейсовидной текстурой. Для гра­нитов характерна плитообразная и глыбовая отдельности, пере­ходящие при выветривании в матрацевидную или подушкооб­разную.

Главными составными частями гранитов являются кварц (25—30%), натриево-калиевый полевой шпат (35—40%), плагио­клаз (20—25%) и биотит, иногда совместно с роговой обманкой (5—10%). Наличие стеклянно-прозрачных, серых или дымчатых зерен кварца помогает легко определять гранитоиды макроскопи­чески, но внутри группы разделение пород возможно только под микроскопом.

Натриево-калиевые полевые шпаты представлены микрокли­ном или ортоклазом, нередко с пертитовыми вростками альбита. По форме выделения это обычно резко ксеноморфные зерна, об­разовавшиеся на последних этапах кристаллизации расплава. В отличие от остальных интрузивных пород в гранитах натриево-калиевые полевые шпаты часто выделяются в виде порфировид-ных кристаллов размером 2—3 см по длинной оси, представляю­щих собой, как правило, более поздние метасомэтические обра­зования. Натриево-калиевые полевые шпаты часто в той или иной степени пелитизированы.

Плагиоклазы имеют состав олигоклаза № 10—30 и выделяются в виде таблитчатых кристаллов, обычно идиоморфных относи­тельно натриево-калиевых полевых шпатов. Плагиоклазы, как правило, полисинтетически сдвойникованы, незональны, часто серицитизированы. Кварц образует резко ксеноморфные зерна, в деформированных разностях пород с неравномерным «волнистым» погасанием. Биотит является постоянным компонентом гранитов,

выделяется в виде чешуек, иногда обесцвеченных, мусковитизиро-ванных или хлоритизированных. На втором месте среди цветных минералов стоит зеленая роговая обманка. По степени идиомор­физма биотит и роговая обманка занимают положение, аналогич­ное плагиоклазам (рис. 83). В составе некоторых разновидностей гранитов появляются диопсид и гиперстен. Акцессорные минера­лы—апатит, циркон, сфен, магнетит —по времени выделения

Рис. 83. Биотитовый гра­нит (пл — плагиоклаз, кпш — калиевый полевой шпат, кв — кварц, би — биотит). Восточное За­байкалье. Увел. 20, ни-коли +.

близки к фемическим минералам и нередко тесно с ними ассо­циируют. Для гранитов, кристаллизовавшихся из магмы, обога­щенной летучими компонентами, характерно появление пневмато-литовых минералов: мусковита, лепидолита, турмалина, флюо­рита.

Формы выделения главных породообразующих минералов гра­нитов обусловливают развитие типичной для этих пород гипидио-морфнозернистой гранитовой структуры.

Плагиограниты относятся к гранитоидам, в которых полевой шпат целиком, или почти целиком, представлен олигоклазом № 20—30. В отличие от нормальных гранитов эти породы окра­шены в серые тона, что объясняется отсутствием розовых натрие-во-калиевых полевых шпатов. Цветные минералы представлены зеленой роговой обманкой и биотитом, иногда пироксеном. Из акцессорных минералов особенно типичен сфен. Структура поро­ды гипидиоморфнозернистая с отчетливым идиоморфизмом пла­гиоклазов.

Гранодиориты от гранитов отличаются меньшим содержанием кварца (20—25%), повышенным количеством фемических мине­ралов (15—20%), в составе которых начинает преобладать рого­вая обманка над биотитом; более основным составом плагиоклаза № 30—40 и, что важно, количественным преобладанием плагио­клаза (45—50%) над натриево-калиевым полевым шпатом (20— 25%)- Характерно также повышенное содержание акцессорных

минералов: сфена, апатита, магнети­та. Структура породы гипидиоморф-нозернистая (рис. 84).

Рис. 84. Гранодиорит с типич­ной гипидиоморфнозернистой структурой (ил — плагиоклаз, кпш — калиевый полевой шпат, ро —. роговая обманка, кв — кварц, сф— сфеи) (А. Н. Зава-рицкий, 1961).

Щелочные граниты — породы ред­кие. Встречаются в ассоциации с сери­ей щелочных пород. По внешнему виду и структурно-текстурным особен­ностям не отличаются существенно от нормальных гранитов. По составу ха­рактеризуются щелочным комплексом минералов, присутствующих в следую­щих количествах: натриево-калиевый полевой шпат (пертит) и иногда аль­бит 65%, фемические минералы (био­тит, арфведсонит, эгирин, эгирин-ав-гит) 5—10%.

Физико-механические свойства гра­нитов определяются следующими дан­ными. Объемный вес 2,8—3,3 г/сж³. Временное сопротивление сжатию в среднем около 1500—2000 кГ]см², для особо прочных гранитов достигает 2300—3700 /сГ/сж². Плотность пе­ременная и увеличивается от лейкократовых гранитов к мелано-кратовым биотит-роговообманковым. Благоприятными признака­ми, определяющими высокую прочность гранитов, являются: равно-мернозернистая, мелко- или среднезернистая структура, свежесть полевых шпатов, сравнительно незначительное содержание слюды, повышенное количество кварца и такое расположение его зерен, когда они образуют как бы «остов породы» (по Левинсону-Лес-сингу). Крупнозернистая или порфировидная структура, а также раздробленность породы вследствие динамометаморфизма отри­цательно влияют на прочность гранитов.

Условия залегания и образования. Различное происхождение гранитов определило морфологию слагаемых ими тел, их условия залегания, характер контактов, внутреннее строение и другие особенности. По сумме указанных признаков гранитные тела де­лятся на три типа.

К первому типу относятся относительно небольшие штоки, лак­колиты, дайки, имеющие резкие секущие контакты с вмещающими породами. Формирование таких тел происходило в гипабиссаль-ных условиях, на глубинах порядка первых километров.

Второй тип гранитных тел представлен крупными плутонами (батолитами) в плане грубоовальной или неправильной формы, залегающими обычно в ядрах складчатых сооружений. Формиро­вание таких тел происходило на глубинах порядка 10—15 км. Гранитные тела второго типа по ряду признаков в свою очередь разделяются на две группы.

К первой группе относятся несогласные тела, вокруг которых вмещающие породы под воздействием высокотемпературного маг-

Рис. 85. Батопит гранитов,

замещающий осадочные

отложения. Бретань (по Г. Барроу. Р. Дэли, 1936).

/ — граниты, 2 — силурийские и девонские сланцы. 3 — силурий­ские песчаники 4 — филлиты Сеи-Ло В гранитах видны ре­ликты прослоев песчаника, со­хранившие первоначальные про­стирания

i_________ i--------------- 1

ГИ«Ш² □*

матического расплава преобразуются в породы контактово-мета-морфизованные. Такие граниты во внутренних эндоконтактовых частях массивов нередко приобретают мелкозернистую структуру, возникающую вследствие быстрой кристаллизации магмы при со­прикосновении с холодной вмещающей породой. Для гранитов этой группы типична гипидиоморфная структура, появление зо­нальных плагиоклазов, отчетливо проявленные постмагматические изменения минералов и некоторые другие особенности. Формиро­вание таких массивов происходило после завершения складкооб­разования или реже — в процессе складчатости.

Особенностями массивов второй группы прежде всего является их согласное залегание с вмещающими складчатыми структурами, о чем убедительно свидетельствуют реликты прослоев осадочных пород, включенные в гранитах и сохраняющие свое первоначаль­ное простирание (рис. 85). Второй не менее важный признак — отсутствие резких секущих контактов с вмещающими породами, вместо которых широко развиты зоны и поля инъекционных гней­сов. Последние представляют собой глубоко метаморфизованные осадочные породы, пропитанные по сланцеватости жилообразными обособлениями гранитного материала. Нередко наблюдается оп­ределенная зависимость химического состава гранитов этой груп­пы от состава вмещающих пород. Обращает на себя внимание также развитие в гранитах гранобластических (метаморфических) структур, замещение плагиоклазов микроклином и другие особен­ности.

Массивы гранитов второго типа имеются во всех складчатых зонах Мира. В Советском Союзе подобные массивы известны в пределах Енисейского кряжа, на Дальнем Востоке, в Забайкалье, на Алтае, на Кавказе, на Урале, в Средней Азии.

К последнему, третьему, типу гранитных тел относятся мигма-тит-плутоны, представляющие собой огромные бесформенные мас­сы гранитов и гранито-гнейсов, тесно ассоциирующие с метамор­фическими породами, кристаллическими сланцами и представляю­щие собой наиболее глубинные образования. Мигматит-плутоны обнажаются в глубоко эродированных частях древних докембрий-ских щитов Алданского, Анабарского, Украинского, Балтийского, Канадского, Южно-Африканского и др.

Исключительное разнообразие условий залегания гранитов яви­лось причиной продолжительной, острой дискуссии об условиях их образования *. На первых этапах существования этой пробле­мы господствовала точка зрения, согласно которой все граниты рассматривались в качестве пород интрузивных, образовавшихся в результате внедрения магмы в верхние слои литосферы из глу­бинных очагов. Ученых, развивавших гипотезу о происхождении гранитов только путем кристаллизации из расплава, стали назы­вать «магматисты». К наиболее последовательным магматистам относились Н. Боуэн, П. Ниггли, Ф. Ю. Левинсон-Лессинг и др. Однако с позиций данной гипотезы невозможно было объяснить способ вытеснения магмой тех огромных объемов вмещающих пород, которые ранее занимали это пространство («проблема про­странства»). Р. Дэли пытался объяснить процесс завоевания про­странства путем обрушения кровли, погружения огромных глыб вмещающих пород в магматический расплав и их ассимиляции. По мнению Г. Клооса, к такому же результату могло привести механическое раздвигание пород вследствие внедрения магмы под напором в ослабленные зоны земной коры. Однако эти представ­ления не раскрывали всего многообразия природных явлений, воз­никающих в процессе формирования крупных масс гранитов, и вынуждали искать новые объяснения наблюдаемым фактам.

В 30-х годах текущего столетия стало развиваться направление в петрографии, согласно которому образование пород гранитного облика объяснялось метаморфическими преобразованиями (мета­соматозом, гранитизацией) любых пород, без перехода их в рас­плавленное состояние. Такая точка зрения особенно привлекала тем, что позволяла легко решить проблему пространства. Появи­лись ученые, которые начали полностью отвергать возможность магматического происхождения гранитов (Р. Перрен, М Рубо, X. Баклунц, Д. Рейнольде и др.) и поэтому получили название

* Подробно эти вопросы освещены в книгах «Проблема образования гра­нитов» Сборник статей, т. 1, 2 Изд-во иностр лит, 1949, 1950, «Труды Первого петрографического совещания», 1953; К. Менерт. Мигматиты и происхождение гранитов Изд-во «Мир», 1971

«гранитизаторы», «метасоматисты» или «трансформисты». В Со­ветском Союзе эта гипотеза не нашла широкой поддержки.

По мере развития дискуссии о проблеме гранитов и накопле­ния экспериментального материала по изучению плавления раз­личных силикатных систем и естественных горных пород все боль­ше стало утверждаться представление о возможности образования гранитов либо путем переплавления пород, слагающих глубинные зоны земной коры (анатексис, палингенез), либо в результате «магматического замещения», идея которого развивается Д. С. Коржинским.

В настоящее время большинство ученых пришло к выводу о том, что граниты могут образоваться любым из указанных выше способов в зависимости от тех геологических условий, в которых происходил процесс *.

С позиций таких представлений гранитные тела первого типа и плутоны первой группы второго типа рассматриваются в каче­стве интрузивных образований. Плутоны второй группы второго типа и мигматит-плутоны относятся либо к метасоматическим, либо к анатектическим образованиям.

Полезные ископаемые. С магматическими гранитами и грано-диоритами парагенетически связан очень большой комплекс важ­нейших рудных и некоторых нерудных полезных ископаемых. Гра­нитная магма отличается высоким содержанием летучих компо­нентов, которые, отделяясь от расплава в процессе затвердевания породы, выносят олово, вольфрам, молибден, золото, свинец, цинк, а также некоторые неметаллические полезные ископаемые — барит, флюорит, мусковит, образуя высокотемпературные пневматолито-вые, гидротермальные и контактово-метасоматические месторож­дения. Сами граниты являются хорошим строительным и облицо­вочным материалом, легко поддающимся обработке и шлифовке. Особенно славится красный гранит рапакиви, широко используе­мый для облицовочных и отделочных работ.

^Жильные породы

Из всей обширной серии жильных пород гранитного ряда от­метим важнейшие их разновидности: для группы асхистовых — микрограниты и гранит-порфиры, для группы диасхистовых — аплиты и пегматиты

Микрограниты отличаются от гранитов только структурой — микрогранитовой, микроаплитовой или микропегматитовой. Осо­бенностью гранит-порфиров является порфировая или порфиро-видная структура с вкрапленниками кварца, полевых шпатов, иногда биотита и роговой обманки, выделяющимися на фоне основ­ной массы, аналогичной по составу и структуре микрогранитам.

* Вопросы образования гранитов в процессе метаморфизма и анатексиса рассматриваются в разделе «Метаморфические горные породы»

Аплиты — очень светлые, равномернозернистые, мелко- и тон­козернистые породы, образующие многочисленные дайки и жилы, секущие гранитные массивы. Аплиты состоят из кварца и полевых шпатов, в незначительном количестве могут присутствовать че­шуйки биотита, мусковита и редкие мелкие кристаллики апатита, циркона и магнетита. Структура породы аллотриоморфнозерни-стая аплитовая.

Пегматиты — породы неравномернозернистые, крупнозернистые, иногда гигантозернистые, часто с типичным графическим прора­станием кварца и полевых шпатов. Пегматиты залегают в виде даек, жил, шлир, линзовидных трубообразных тел, достигающих иногда значительных размеров и локализующихся, как правило, близ кровли гранитных массивов. Пегматиты и аплиты часто тесно ассоциируют друг с другом, совместно участвуя в строении одного и того же интрузивного тела, образуя постепенные пере­ходы от одной породы к другой. Среди пегматитовых образований наиболее распространенными являются гранитные пегматиты, в составе которых А. Е. Ферсман -выделял пегматиты чистой линии и пегматиты линии скрещения. Пегматиты чистой линии залегают в гранитах и состоят из минералов, тождественных составу гра­нитных пород, т. е. из кварца, натриево-калиевого полевого шпа­та, плагиоклаза (альбита или олигоклаза), небольшого количества биотита. Кроме этих главных минералов, в пегматитах чистой линии в разных количествах концентрируются мусковит, тур­малин, топаз, берилл, лепидолит, флюорит, апатит, минералы ред­ких и радиоактивных элементов. Комплекс перечисленных минералов определяет высокий промышленный интерес к этим образованиям.

С пегматитами связаны месторождения мусковита в Мамском районе Восточной Сибири, полевого шпата в Карелии, берилла, драгоценных и полудрагоценных камней на Урале и ряд других. Пегматиты линии скрещения образуются всегда за пределами гранитных массивов и не имеют перечисленных выше полезных ископаемых.

По вопросу об образовании пегматитов имеется две резко различные гипотезы. Так, согласно представлениям А. Е. Ферсма­на, пегматиты образуются в закрытых системах из остаточных расплавов, обогащенных летучими компонентами — парами воды, фтором, хлором, что способствует росту гигантских кристаллов и накоплению редких минералов. Иная гипотеза была предложена А. Н. Заварицким, который, основываясь на данных физической химии и геологических наблюдениях (нахождении пегматитов в виде локальных обособлений в массе гранитов, полном соответст­вии их минерального состава составу вмещающих пород, замеще­нии аплитовых жил пегматитами и обилии в их составе минералов, содержащих летучие компоненты), пришел к выводу об образова­нии гранитных пегматитов в результате метасоматической перера­ботки пород кварц-полевошпатового состава. По мнению

А. Н. Заварицкого, в пегматитовом процессе главную роль играют не расплавы, а горячие газо-водные растворы, под действием ко­торых вначале происходила перекристаллизация породы, а затем начинали действовать процессы замещения с возникновением ме-тасоматических новообразований.

Эффузивные породы

Излившиеся аналоги нормальных гранитов представлены рио-литами (липаритами) и их палеотипными разностями — риолито-выми порфирами или иначе — кварцевыми порфирами; эффузив­ные аналоги гранодиоритов называются дациты и дацитовые пор­фиры. Широко распространены в этой группе стекловатые поро­ды— обсидианы, пемза, перлиты и др.

Риолиты (линариты) — плотные породы, белого, желтоватого, сероватого цвета или в случае стекловатой структуры основной массы очень темные, с бурым, красноватым, зеленоватым оттен­ком. Среди риолитов встречаются как афировые, так и порфи­ровые разности. Для риолитов очень характерна флюидальная текстура в виде извилистых струй и потоков, которые особенно хорошо видны под микроскопом.

В составе вкрапленников могут присутствовать как совместно,. так и отдельно кварц, водяно-прозрачные полевые шпаты и ред­кие мелкие чешуйки биотита. Наличие кварца во вкрапленниках позволяет легко отличить риолиты от любых эффузивных пород. Полевые шпаты вкрапленников представлены идиоморфными кри­сталлами андезина или олигоклаза и санидина. Последний яв­ляется типоморфным минералом каинотипных эффузивов кислого и щелочного состава и в других породах не встречается. Кварц образует обычно оплавленные, корродированные зерна, хотя не­редки идиоморфные кристаллы короткопризматического габитуса с бипирамидальными окончаниями. Вкрапленники цветного ми­нерала присутствуют в ничтожно малом количестве и представ­лены биотитом, таблички которого иногда окружены опацитовой каймой. Из акцессорных минералов в незначительном количестве встречаются магнетит, реже — циркон и апатит.

Основная масса риолитов состоит из кварца и калиевого полевого шпата и имеет фельзитовую, реже сферолитовую или стекловатую структуру. Основная масса полнокристаллических разностей микрогранитовая или гранофировая.

Риолитовые порфиры, или, как их иначе называют, кварцевые порфиры, — породы, в которых натриево-калиевые полевые шпаты представлены ортоклазом или микроклином; плагиоклаз имеет состав олигоклаза или андезина, вулканическое стекло раскри-сталлизовано в фельзитовый субмикроскопический агрегат поле­вого шпата и кварца с примесью бесцветного хлорита. Структура основной массы риолитовых порфиров аналогична структуре рио­литов.

15»

Дациты и дацитовые порфиры отличаются от риолитов и рио-литовых порфиров отсутствием во вкрапленниках натриево-калие-вых полевых шпатов. Обычны кварц, зональные плагиоклазы, состав которых в ядрах кристаллов может соответствовать Лаб­радору, биотит, роговая обманка и пироксены. Основная масса фельзитовая, содержащая в своем составе натриево-калиевый по­левой шпат и кварц. Если основная масса дацитов не содержит калиевого полевого шпата и по структуре приближается к пило-такситовой, то такие дациты по составу близки к кварцевым дио­ритам. Среди эффузивных пород кислого состава широко рас­пространены вулканические стекла. В зависимости от содержания воды выделяются следующие их разновидности: обсидианы — тем­ные, часто черные, породы со стеклянным блеском и характерным раковистым изломом, почти не содержащие воды; перлиты — вулканические стекла с типичной скорлуповатой отдельностью, в составе которых появляется вода в количестве 3—4%; пехштей-ны — черные породы со смоляным блеском, содержащие воду в количестве до 10%. Пемза — легкая, светло-серая или белая по­ристая порода, представляющая собой вспенившееся стекло кис­лых лав.

Физико-механические свойства липаритов и кварцевых порфи­ров характеризуются следующими данными. Объемный вес 2,4— 2,6 г/см³. Временное сопротивление сжатию для прочных пород 2500—3500 кГ/см²; для слабых пород снижается до 500— 1100 кГ/см². Прочность липаритов и кварцевых порфиров опреде­ляется высоким содержанием кварца, свежестью полевых шпатов, полнокристаллической структурой основной массы. Породы стек­ловатые, пористые, выветрелые, характеризуются пониженной прочностью.

Условия залегания и образования. Риолиты и риолитовые пор­фиры образуют лавовые потоки, купола и иногда субвулканиче­ские дайки.

Извержения кислых лав сопровождаются накоплением обиль­ного пирокластического материала в виде пепла, лапилли, вулка­нических бомб, что объясняется большой вязкостью кислой маг­мы, быстро застывающей в кратере вулкана в виде пробки. Поднимающаяся насыщенная газами лава взрывает такую проб­ку, что сопровождается образованием большого количества вул­канического обломочного материала.

Кислые лавы встречаются совместно со средними и основными лавами при последовательных извержениях из одного кратера. Указанное позволяет предполагать, что образование кислых лав может происходить как в результате дифференциации основной магмы из одного магматического очага, так и в результате по­следовательных поступлений магмы из самостоятельных очагов, которыми могли являться переплавленные блоки сиаля.

Полезные ископаемые. Из состава эффузивных пород описы­ваемой группы наиболее широкое применение получила пемза —

в качестве абразивного, изоляционного и легкого строительного материала. Обсидиан и перлит используются как наполнители бетона. Обсидиан применяется для изготовления бутылочного стекла.

ГРУППА СИЕНИТОВ —ТРАХИТОВ

Горные породы группы сиенитов — трахитов занимают не бо­лее 0,6% всей площади развития магматических пород и пред­ставлены как в интрузивной, так и в эффузивной фациях.

Химический состав пород группы сиенитов — трахитов харак­теризуется следующими данными: Si0₂ 52—65%, А1₂0₃ 12—18%, содержание щелочей повышенное (Na₂0 + K20 10—12%, FeO + + Fe₂0₃ 4-5%, CaO 2—4%, MgO 1—2%).

Особенностью минерального состава пород является высокое содержание натриево-калиевых полевых шпатов и отсутствие кварца, который встречается только в разностях, переходных к гранитам. В группе сиенитов — трахитов имеются породы нормаль­ного и щелочного ряда, связанные постепенными переходами с по­родами группы габбро — базальтов, гранитов — риолитов, диори­тов — андезитов и нефелиновых сиенитов — фонолитов.

Интрузивные породы

В составе интрузивных пород рассматриваемой группы выде­ляются две основные разновидности: нормальные сиениты и ще­лочные сиениты, причем последние значительно преобладают.

Нормальные сиениты — породы светлоокрашенные в розова­тые и сероватые тона, что зависит от цвета полевых шпатов. Струк­тура породы равномернозернистая, средне- или крупнозернистая, иногда порфировидная. Текстура — обычно массивная, изредка встречаются сиениты с директивной или такситовой текстурой Внешне сиениты очень похожи на граниты, отличаясь от них от­сутствием кварца и повышенным содержанием цветных мине­ралов.

Сиениты состоят из ортоклаза или микроклина в количестве 50—70%, олигоклаза или андезина 10—30% и зеленой роговой обманки, вместе с которой или самостоятельно иногда присутст­вуют биотит и авгит. Общее количество цветных минералов соот­ветствует 10—20%- Могут встречаться единичные зерна кварца. Если количество кварца достигает 10—15%, то порода называется кварцевым сиенитом, при дальнейшем увеличении содержания кварца осуществляется переход в граносиенит и затем в гранит. Разумеется, параллельно будут изменяться количественные соот­ношения главных породообразующих минералов. Разновидности, переходные к габбро, называются габбро-сиенитами, переходные к диоритам — сиенито-диоритами.

Щелочные сиениты отличаются от нормальных сиенитов при­сутствием альбита вместо олигоклаза, широким развитием перти-

Зак 884

товых полевых шпатов и появлением щелочных цветных минера­лов—эгирина, эгирин-авгита, арфведсонита. В разностях, пере­ходных к нефелиновым сиенитам, в составе породы в небольшом количестве появляются фельдшпатоиды — нефелин и содалит

Структура нормальных сиенитов и щелочных сиенитов обычно гипидиоморфнозернистая с отчетливым идиоморфизмом кристал­лов плагиоклаза и цветных мине­ралов относительно калиевых по­левых шпатов.

Рис. 86 Монцониты с монцонитовой структурой. Идиоморфные кристаллы плагиоклаза (пл) включены в зерна натриево-калиевого полевого шпата (кпш) (по Ю. Ир Половинкиной и др., 1948)

Если в породах, соответст­вующих по составу габбро-сие­нитам, плагиоклаз образует таб­литчатые кристаллы, целиком включенные в зерна калиевых по­левых шпатов, то такая струк­тура называется монцонитовой, а породы, имеющие ее, — мон-цонитами (рис. 86). Встречаются сиениты с аллотриоморфнозерни-стой структурой. При наличии порфировидной структуры во вкрапленниках присутствуют ор­токлаз или микроклин.

По физико-механическим

свойствам сиениты близки к гранитам, несколько уступая им в прочности по причине отсутст­вия кварца. Условия залегания и образования. Нормальные сиениты обычно образуются в краевых фациях гранитных или реже габбровых массивов и изредка слагают самостоятельные небольшие штоки и дайки. В качестве примера довольно крупных сиенитовых мас­сивов, площади выходов которых достигают 150—200 км², можно назвать массивы горы Высокой и горы Благодать на Урале

Щелочные сиениты встречаются в ассоциации с нормальными сиенитами и нефелиновыми сиенитами Районами развития ще­лочных сиенитов являются: Ильменские горы на Урале, Жданов-ский район на Украине, Кольский полуостров, Саяны, Алтай

Полезные ископаемые. С нормальными сиенитами генетически связаны контактово-метасоматические месторождения магнетита и медных руд на Урале (гора Благодать и гора Высокая).

Жильные породы

Асхистовые жильные породы группы сиенитов — трахитов пред­ставлены микросиенитами и сиенит-порфирами нормального и ще­лочного ряда и по составу аналогичны соответствующим интру­зивным породам. Структура основной массы этих пород может 162

быть трахитовая, микроаллотриоморфно-зернистая, в кварцсодер-жащих разностях — микрогранитовая.

Диасхистовые жильные породы представлены нормальными и щелочными лейкокоатовыми сиенит-аплитами и сиенит-пегмати­тами, а также лампрофирами, к которым относятся минетта и вогезиты.

Сиенит-аплиты нормального ряда состоят из щелочного поле­вого шпата и кислого плагиоклаза; сиенит-аплиты щелочного ря­да—породы почти мономинеральные полевошпатовые. Структура сиенит-аплитов микроаллотриоморфнозернистая.

Сиенит-пегматиты представляют собой крупно- или гиганто-зернистые, существеннополевошпатовые породы, которые часто содержат в своем составе редкоземельные минералы.

Минетта — слюдяной лампрофир черного цвета, состоящий из красно-бурого биотита, ортоклаза, акцессорного апатита и рудных минералов Отличительной особенностью этой породы является наличие идиоморфных вкрапленников биотита. Обычно минетта является сильно измененной породой, трудно отличимой от кер­сантитов.

Вогезит — темно-серый мелкозернистый лампрофир, состоящий в основном из зеленой роговой обманки и ортоклаза. В выветре-лом состоянии трудно отличим от спессартита.

Эффузивные породы

Кайнотипные эффузивные аналоги сиенитов нормального ряда представлены трахитами, палеотипные — трахитовыми порфирами.

Эффузивные аналоги сиенитов образуют серию переходных разностей, среди которых наибольшим распространением пользу­ются трахибазальты и трахиандезиты.

Трахиты — порфировая, реже афировая, светлоокрашенная, се­роватая или розоватая порода, состоящая, как правило, из тонко­кристаллической основной массы, среди которой наблюдаются порфировые выделения кристаллов водяно-прозрачных полевых шпатов (санидина и плагиоклаза № 30—40) и иногда в незначи­тельном количестве — цветных минералов (биотита, роговой об­манки, пироксенов). Макроскопически трахит похож на риолит и отличается от него только отсутствием вкрапленников кварца. Для трахитов наиболее типична трахитовая микроструктура, характе­ризующаяся наличием удлиненных микролитов санидина, ориен­тированных в виде потоков (рис. 87). Если калиевый полевой шпат в основной массе трахитов представлен изометрическими, беспорядочно расположенными микролитами, то такая структура называется ортофировой. В трахитах стекло обычно отсутствует, а если встречается, то в небольшом количестве. Текстура трахи­тов массивная, флюидальная, пористая, миндалекаменная.

Трахитовые порфиры. Разница между трахитовыми порфирами и трахитами та же, что и между риолитами и риолитовыми пор-

6* 163

фирами: санидин превращен в каолинизированный и альбитизи-рованный ортоклаз или микроклин, как правило, с пергитовои структурой; плагиоклазы замещены серицитом; цветные минералы полностью разложены в мелкозернистый агрегат хлорита, эпи-дота, кальцита.

Эффузивные аналоги сиенитов образуют серию переходных разностей, среди которых значительным распространением поль­зуются трахибазальты, трахиан-дезиты, трахириолиты. Необхо­димо особо упомянуть о керато­фирах — палеотипных порфиро­вых породах, состоящих почти целиком из альбита.

Условия залегания и образо­
вания. Трахиты и трахитовые
порфиры образуют мощные пото­
ки и иногда купола, что объяс­
няется большой вязкостью ще­
лочной лавы. Иногда встреча­
ются дайки и пластовые залежи.
Трахиты встречаются среди
вулканических пород в Закав­
казье, на Урале. Кератофиры раз-
Рис 87 Трахиты с трахитовой струк- виты значительно шире, генети-
турой (по Ю. Ир. Половинкиной чески связаны со спилитами, сов-
и др, 1948). местно с которыми они образу-

ют спилито-кератофировую фор­мацию. Полезные ископаемые. Со спилито-кератофировыми толщами пространственно ассоциируют некоторые медноколчеданные место­рождения Урала и Кавказа. Среди трахитов встречаются алуни-товые месторождения, образующиеся под влиянием сернокислых фумарол. Трахиты используются как ценный кислотоупорный ма­териал и отчасти в качестве строительного камня.