Группа гранитов — риолитов и гранодиоритов

Глава IV
ГРУППА ГРАНИТОВ — РИОЛИТОВ И ГРАНОДИОРИТОВ —ДАЦИТОВ
Интрузивные представители рассматриваемой группы — граниты и гранодиориты— являются самыми
распространенными среди магматических пород. Эффузивные представители встречаются нередко, но
в количественном отношении их намного меньше, чем базальтов.
В соответствии с высоким содержанием SiO2, превышающем 65%, эти породы относятся к кислым,
пересыщенным кремнеземом. В их химическом составе много щелочей (K2O + Na2O 8,5— 9,0%),
немного кальция (СаО 0,5—1,5%), несколько больше железа (Fe2O3 + FeO 2,0—6,0%) и очень мало
магния (MgO<,0,5%).
Минеральный состав характеризуется постоянным содержанием значительного количества кварца и
щелочных полевых шпатов и незначительным количеством феммческих минералов. Граниты имеют
наименьший по сравнению с породами всех других групп цветной индекс.
Граниты и гранодиориты нередко имеют несомненные признаки магматического происхождения. Но в
ряде случаев они образуются в результате метасоматического изменения ранее существовавших
горных пород. Конечные продукты процесса «гранитизации» петрографически очень сходны с
магматическими гранитами. Поэтому ниже дана общая характеристика для всех гранитов и лишь перечислены признаки, которые позволяют отличать магматические и метасоматические граниты друг от
друга.
155
Интрузивные породы
Граниты и гранодиориты являются светлыми, крупно- и сред-незернистыми .породами, которые нередко
имеют порфировидную структуру. В составе их невооруженным глазом можно легко различить присутствие
кварца, обычно -имеющего темно-серую окраску, калиевого полевого шпата, обладающего розоватой,
буроватой и реже белой окраской, плагиоклаза светло-серого цвета и черлых чешуек биотита или призмочек
роговой обманки.
Рис. 55. Граниты и гранодиориты (по А. Н. Заварицкому, 1955)
и — гранит нормальный, биотитовый, Баян-Аульский район, Казахстан. В поле зрения олигоклаз немного
серицитизированный, калиевый полевой штап с пертитовыми вроет-ками, кварц биотит и акцессорный
магнетит. Типичная гипидиоморфная структура. ^=4,3 мм; б — гранодиорит, Ишим, Казахстан. Видны
плагиоклаз, калиевый полевой шпат, кварц, роговая обманка и акцессорные магнетит и титанит. d—ЗЛ мм; в
— гранит щелочной эгириновый, Бердяуш, Урал. Видны калиевый полевой шпат с жилковатым пертитом,
неправильные округлые зерна кварца и густо окрашенный эгирип rf=4,0 мм.
Граниты отличаются от гранодиоритов главным образом по характеру преобладающего полевого шпата: в
гранитах он представлен калиевым полевым шпатом, в гранодиоритах —• плагиоклазом. Граниты, в
которых содержится равное количество калиевого полевого шпата и плагиоклаза, называют а да м ел лит а м
и.
Повышенное содержание плагиоклаза в гранодиоритах сопряжено с увеличением его основности,
увеличением количества фемических минералов в породе и изменением их характера (появление роговой
обманки, пироксена), а также с уменьшением содержания кварца. Все эти изменения показывают, что
гранодиорит представляет собой породу, промежуточную по составу -между гранитом и диоритом.
Граниты в соответствии с особенностями химического и минерального состава разделяются на нормальные,
или известково-щелочные, и щелочные (рис. 55),
Нормальные граниты состоят из кварца (25—30 %), калиевого полевого шпата (35—40%), плагиоклаза (20—
25%) и био156
тита (5—10%). Акцессорные минералы представлены обычно апатитом, цирконом, магнетитом,
титанитом и реже ортитом, монацитом, ксенотимом, рутилом.
Кварц в гранитах очень часто содержит многочисленные микроскопические включения жидкости
с газовыми пузырьками, а также мельчайшие включения минеральных зерен (рутила, турмалина,
апатита). Погасание кварца обычно'волнистое.
Калиевый полевой шпат представлен в большинстве случаев; микроклином (едвойникованным, с
характерным решетчатым строением, или без двойников), а также ортоклазом. Иногда ортоклаз и
микроклин встречаются вместе в одной .породе. В микроклине и ортоклазе нередко наблюдаются
немногочисленные перти-товые вростки.
Плагиоклаз имеет состав олигоклаза № 10—30. Биотит представляет собой типО'Морфный
минерал нормальных гранитов. Вместе с биотитом может присутствовать мусковит, который
обычно развивается за счет биотита. Реже находится зеленая ротовая обманка и еще реже диопсид
и гаперютен.
В гранитах нередко развиваются пневматолитовые минералы, к которым относятся мусковит,
литиевые слюды, турмалин, топаз, флюорит.
В зависимости от характера фемического минерала, а при значительном 'Содержании
пневматолитовых минералов также в соответствии с составом последних, различают граниты
биотитовые, роговообманковые, пироксеновые, мусковитовые, турмалиновые, литиеиитовые (с
литиевой слюдой и топазом). Известны разновидности гранитов, в которых .содержится по два
характерных минерала, например, двуслюдяные (биотит и мусковит), биотит-ро-говообманковые.
Граниты, лишенные фемических составных частей и богатые кварцем, получили "название а ляс к
и то в.
К разновидностям нормальных гранитов относятся также пла-гио грани ты, в составе которых
калиевый полевой шпат содержится в очень .небольшом количестве или полностью отсутствует.
Плагиограниты состоят из кварца, плагиоклаза-олигоклаза и фемического минерала и внешне сходны с кварцевыми диоритами. Они отличаются от последних более кислым составом
плагиоклаза (в кварцевых диоритах плагиоклаз-андезин), а также большим содержанием кварца
(более 20%) и меньшим — фемических минералов (менее 15%).
Гранодиориты связаны с нормальными гранитами. Они состоят из кварца (20—25%), калиевого
полевого шпата (20—25%), плагиоклаза (45—50%) и фемических минералов (15—20%).
Акцессорные минералы те же, что в гранитах, но более часто встречается титанит. Плагиоклаз
представлен андезином № 30—40 (иногда зональным), фемические минералы — зеленой роговой
обманкой и биотитом, обычно присутствующими вместе, и реже пироксеном, который в
гранодиоритах встречается чаще, чем в гранитах.
1ST
Щелочные граниты в отличие от нормальных не содержат изввстково-натрового полевого шпата
(плагиоклаза). Полевой шпат в них только щелочной, чаще .всего натри-калиевый (пертит).
Щелочной полевой шпат составляет 65%. породы, кварц 30%, фе-мичаскме минералы 5—10%.
Акцессорные минералы представлены обычно апатитом, цирконом, титанитом. Фемическими
минералами щелочных гранитов являются биотит, иногда содержащий литий, щелочные
пироксены (эгир'ин, эгирмн-авшт) и щелочные амфиболы (рибекит, арфведсонит). По характеру
фемического минерала различаются биотитовые, арфведсонитовые, рибекитовые, эгирино-вые
щелочные граниты. Кроме того, выделяется щелочной а л я с к и т — разновидность, лишенная
фемических компонентов. Особой разновидностью гранитов является чарнокит — гиперстеновый гранит, в котором плагиоклаз или отсутствует, или содержится в ничтожном
количестве. Главным минералом чарно-кита является своеобразный микроклин-пертит,
отличающийся тем, что в виде .вростков в нем находится не альбит, как обычно, а олигоклаз.
Типичный чарнокит из района Мадраса в Индии имеет следующий минеральный состав:
микроклин— 48%, кварц 40%, олигоклаз 6%, гиперстен 3%, магнетит 2%, биотит 1%. По
внешнему виду чарнокиты представляют собой гнейсовидные породы, и несомненно, что
большинство из них имеет метаморфическое происхождение.
Широко известны также своеобразные -граниты — рапакивы, характеризующиеся присутствием
крупных выделений калиевого полевого шпата в виде о вой до в, окруженных оболочкой из блигоклаза. Овоиды достигают нескольких сантиметров в длину и переполняют породу. Между
овоидами располагается агрегат более мелких зерен калиевого полевого шпата, плагиоклаза,
кварца, сильно железистого биотита и роговой обманки. В качестве акцессорных минералов
обычно присутствуют апатит, магнетит, флюорит, а также встречаются ортит, монацит и иногда
сильно железистый оливин, заключенный внутри зерен роговой обманки.
Структура нормальных гранитов типичная гипидиоморфная, гранитовая: наиболее идиоморфны в
них акцессорные минералы, за ними следуют фемические минералы и плагиоклаз, а калиевый
полевой шпат и кварц являются ксеноморфными. Однако такой порядо-к идиоморфизма
полностью не соответствует порядку кристаллизации минералов из магмы.
Акцессорные минералы и биотит, в который они обычно включены, нередко располагаются в
промежутках между зернами плагиоклаза и микро-клина, что свидетельствует об относительно
позднем образовании их из остаточного расплава, обогащенного лету- -чим'и компонентами.
В щелочных гранитах пироксены и амфиболы имеют неправильные, лапчатые очертания. Они
образовались, по-видимому, позднее полевых шпатов или одновременно с ними.
. В гранитах можно часто наблюдать следы постмагматических !58
реакций, разъедания одних минералов другими. Так, весьма распространены мирмекиты,
образующиеся при замещении калиевых полевых шпатов плагиоклазами, замещение
микро'клином плагиоклаза, разъедание кварцем биотита, графические срастания кварца с
мусковитом.
Текстура гранитов чаще всего массивная, но также гнейсовид-ная и атакситовая, что особенно
характерно для пород, залегающих вблизи контактов. Изредка встречается шаровая "текстура.
В гранитах, сформировавшихся в гипабиссальных условиях, встречается миаролитовая текстура,
характеризующаяся присутствием небольших пустот, стенки которых покрыты друзами полевых
шпатов и кварца. Нередко пустоты нацело выполнены минералами, образованными из остаточных
расплавов.
• При высокотемпературных автометаморфических процессах граниты превращаются в грейзены
— кварцево-слюдяные породы, содержащие в 'качестве примеси апатит, турмалин, топаз,
флюорит, рутил, касситерит, вольфрамит и др. Под влиянием более низкотемпературных
растворов в гранитах развиваются серицит, каолинит, хлорит, эпидот, лейкоксен, кальцит. При
выветривании граниты превращаются в глины с остаточными зернами кварца или в латериты.
Условия залегания и происхождение. Граниты и гранодиориты, как отмечено выше, самые
распространенные магматические породы. Они слагают огромные участки земной коры. Если
считать, что они образовались из магмы, возникает вопрос о том, куда были вытеснены горные
породы, место которых «занято» гранитами (проблема пространства). Необходимость разрешения
этого вопроса, невозможность получения огромного количества гранитов в качестве
дифференциатов базальтовой магмы и наличие ряда геологических и петрографических
особенностей некоторых гранитов привели к разработке гипотезы о метасоматическом
происхождении гранитов из осадочных горных пород. В настоящее время для некоторых гранитов
доказано метасоматическое происхождение, но большинство гранитных тел представляет собой
магматические образования, возникшие в результате кристаллизации кислой магмы.
По условиям залегания, форме и размерам гранитные тела могут быть разделены на четыре типа.
1.
Граниты, залегающие в форме мигматит-плутонов и занимающие огромные
площади среди древних кристаллических сланцев 'в докембрийских щитах.
2.
Граниты, гранодиориты и другие гранитоиды, слагающие батолиты и
приуроченные к складчатым областям.
3.
Гранитоиды, образующие дайки, лакколиты и штоки, внедрившиеся- по
расколам как в складчатых, так и в платформенных участках земной коры.
4.
Граниты, входящие в состав сложных интрузивов вместе с магматическими
породами других групп.
159
В строении мигматит-плутонов одинаковое значение .имеют три элемента: граниты, мигматиты и
кристаллические сланцы Эти элементы чередуются: участки, сложенные кристаллическими сланцами я
пронизанные редкими жилами гранитов, через зоны где наблюдается тесное смешение гранитного
материала с вмещающими
Рис. 56. Мигматитовая область в Кристиансанне, Южная Норвегия (по Т. Барту, 1956)
/ - ам'фиболиты; 2 - очковые гнейсы; 3 — гнейсовидный гранит; 4 - грубочешш-стый массивный гранит
" "..... "
породами, переходят к локальным областям почти чистых гранитов. -Чистые граниты могут занимать
центральное положение в плу-тоне или располагаться отдельными участками среди обширных
митматитовых полей (рис. 56).
Жилы и прослои гранитов в мигматитах весьма разнообразны по мощности и форме,-но располагаются
преимущественно параллельно поверхностям сланцеватости вмещающих пород.
Очень часто гранитные жилы не прямолинейны, а смяты в очень 360
сложные мелкие складки, получившие название пт-игматитоВ Ы X.
Происхождение мигматит-плутонов является спорным вопросом, по которому расходятся мнения
«магматистов» и «трансформистов». Первые предполагают магматическое происхождение мигматитплутонов с инъекцией кислой магмы вдоль ослабленных поверхностей (сланцеватость, трещины). С этой
точки зрения обширные мигматитовые толщи в докембрийских щитах представляют собой инъекционные
зоны ниже расположенных огромных гранитных интрузивов.
«Трансформисты» считают, что мигматиты образуются в результате метасоматоза—ионного обмена между
вмещающей породой и флюидами, проникающими в породу снизу. Флюиды, которые называются
«гранитным соком» (ихором), «раствором» или «эманацией», могут быть не связаны с магмой и
подниматься независимо от нее.
Имеется также третья точка зрения на образование мигматит-плутонов, согласно которой на глубине
происходит анатекеис— дифференциальное плавление осадочных пород, в результате чего возникает
низкоплавкая гранитная магма, распределенная в породах в виде прерывистых прослоек и жил. Охлаждение
и затвердевание этой па лин генной (возрожденной) магмы приводит к образованию гранитной
составляющей мигматит-плутонов.
При дальнейшем развитии процесса плавления палингенная магма может приобрести подвижность и
затвердеть в форме интрузивных тел, удаленных от пород, которые послужили материалам для ее
образования. Возможно, таким образом получаются огромные массы кислой магмы, идущие на образование
батолитов.
Батолиты складчатых областей формируются на глубинах несколько меньших, чем мигматит-плутоны.
Предполагается, что глубина формирования батолитов равна 10—15 км. Процесс образования батолитов
чаще всего имеет многостадийный характер и по времени совпадает со складчатостью или происходит
позже нее. В соответствии со строением среди батолитов можно выделить три типа.
Батолиты первого типа характеризуются большой неоднородностью. Они образовались во время
складчатости, имеют, в общем, согласные контакты с вмещающими породами, хотя местами пересекают их.
Вмещающие породы превращены в кристаллические сланцы и в непосредственном контакте с гранитами
переходят в мигматиты. Граниты близ контактов имеют гнейсовидный характер, рассланцованы и содержат
многочисленные ксенолиты вмещающих пород. В зоне контакта (происходил взаимный обмен материала
между гранитом и вмещающей породой, в связи с чем контакт имеет постепенный характер. Примером
таких тел может служить герцинский батолит двуслюдяных гранитов, обнажающийся по побережью
Карского моря на Таймырском полуострове.
Батолиты второго типа более однородны. Они обычно образу1/2 6 А- м- Даминова
161
ются позже складчатости и имеют границы, несогласные со структурой вмещающих пород. Контакты
резкие, мигматитовые зоны отсутствуют или очень незначительные. Вмещающие породы превращены в
роговики. Граниты обычно массивны или слабо гнейсо-видны. Образование таких батолитов происходило
на меньших глубинах, .чем батолитов первого типа.
Кроме тел, имеющих характерные особенности батолитов первого или второго типа, известны массивы,
которые обладают признаками обоих типов. Так, некоторые девонские батолиты Таймырского полуострова
.сложены массивными и гнейсовидными породаРис. 57. Батолит гранитов, замещающий осадочные отложения, Бретань (по Г. Барроу, заимствовано
из книги Р. Дэли, 1936)
1 — граниты; 2 — силурийские и девонские сланцы; 3 — силурийские песчаники; 4 — филлиты Сен-Ло.
В песчаниках видны сохранившиеся простирания
ми, местами контаминированными и переполненными 'ксенолитами вмещающих пород, а местами
совершенно свободными от ксенолитов. Контакты их отчасти резкие, отчасти постепенные. Там, где
контакты проходят согласно со сланцеватостью вмещающих пород, развиваются роговики, а там, где
контакт пересекает сланцеватость, вмещающие породы инъецированы магмой и превращены в мигматиты и
кристаллические сланцы.
Наконец, батолиты третьего типа представляют собой огромные массивы гранитоидов, которые занимают
как бы стратифицированное положение, располагаясь строго между определенными толщами пород. В этих
массивах сохраняются реликты осадочных пород с ненарушенным залеганием. Гранитоиды по простиранию
постепенно переходят в осадочные толщи. В последних вблизи контактов наблюдаются новообразования
кристаллов калиевого полевого шпата, совершенно подобных вкрапленникам гранитов. Примером такого
батолита может служить массив Бретани, описанный Г. Барроу (рис. 57).
162
Глубина распространения разных батолитов может быть различна. Если Р. Дэли предполагал, что эти тела
«бездонны» и идут на огромные глубины без какого-либо изменения, то Г. Клоос установил, что ряд
батолитов имеет подошву и подстилается вмещающими породами.
Такое разнообразие батолитов можно объяснить тем, что они образуются разными путями. Большинство
батолитов — тела магматические. Магма, которая послужила материалом для создания их, поднималась из
глубин при тектонических подвижках и, вероятно, при этом происходили обрушения кровли.
Немногочисленные батолиты третьего типа имеют, по-видимому, метасоматическое происхождение. Они
образовались, вероятно, в результате переработки благоприятных вмещающих пород глубинными
растворами, приносившими компоненты, .входящие в состав гранитов.
Гранитоиды, залегающие в форме даек, лакколитов и штоков, приуроченных к расколам в земной коре,
имеют, несомненно, магматическое происхождение. Эти тела формировались на сравнительно небольшой
глубине (первые километры ниже поверхности земли) и в ряде мест обнаруживают связь с кислыми
эффузивами. На их магматический генезис указывают также следующие факты: резкие контакты,
микрозернистая структура пород в краевых частях с постепенным увеличением крупности зерен к центру
тел, тепловое воздействие на вмещающие породы и реакции взаимодействия с ними в непосредственном
контакте (образование скарнов в карбонатных породах, гранитизация песчаников и сланцев, контаминация
магмы и образование гибридных пород). Примером таких гранитных тел может служить хорошо изученный
массив Мунглу в Казахстане, форма и строение которого установлены как геологическими, так и
геофизическими методами (рис. 58).
Граниты, принимающие участие в строении сложных интрузивных тел совместно с другими, явно
магматическими породами, имеют бесспорно магматическое происхождение.
Суммируя наблюдения за разными типами гранитов, можно перечислить следующие главные геологические
и петрографические признаки магматических и метаморфических гранитов. К признакам, доказывающим
магматическое образование гранитов, относятся:
1.
Связь интрузивных гранитных массивов с кислыми эффузивами такого же химического
состава.
2.
Резкие контакты гранитных массивов, пересекающие структуры вмещающих пород. В
эндоконтакте наблюдаются афанитовые или мелкозернистые структуры пород, свидетельствующие о закалке, а в экзоконтакте — деформация и метаморфизм вмещающих пород.
3.
Залегание гранитов в сложных массивах 'совместно с другими породами (диориты,
габбро), которые имеют, бесспорно, магматическое происхождение.
163
4.
Эвтектический характер состава гранитов с наиболее низкой температурой
плавления по сравнению с другими силикатными расплавами.
5.
Гипидиоморфная структура гранитов, отличная от кристал-лоблаетических
структур метаморфических пород.
6.
Присутствие зональных плагиоклазов. Метасоматическое происхождение
гранитов доказывается на
основании следующих признаков:
1.
Залегание гранитных массивов согласно со структурами вмещающих пород >и
сохранение следов этих структур внутри массивов.
2.
Присутствие в гранитных массивах маломощных пластов вмещающих пород,
прослеживающихся на сотни метров без каких-либо следов деформации.
3.
Присутствие во вмещающих породах кристаллов калиевого полевого шпата,
подобных тем, которые образуют вкрапленники в гранитах.
4.
Постепенный характер контактов с образованием смешанных пород —
мигматитов. Следует, однако, иметь в виду, что мигматиты могут образоваться не только
метасоматическим путем, но и в результате инъекции магмы и выплавления из вмещающих пород
кислого силикатного расплава. Поэтому на основании только постепенного характера контактов
нельзя утверждать, что граниты метасоматические. Но если в гранитных участках мигматитов
обнаруживаются какие-либо особенности химизма, характерные для замещаемой породы
(например, повышенное содержание железа или углерода), это может служить веским
доказательством метаеоматичаского образования.
5.
Непостоянство состава и структуры гранитов, а также сохранение следов
осадочной структуры (обломочные зерна кварца, окатанный циркон, графитовые прослойки,
подчеркивающие первичную слоистость). Эти признаки, как и перечисленные в пункте 4, могут
привлекаться лишь в качестве дополнительных, так как подобными же особенностями обладают
гибридные породы, образованные с участием магмы. Поэтому для отнесения гранитов к метасоматическим породам 'необходимо пользоваться совокупностью всех признаков.
Процесс образования магматических гранитов происходит путем 'Кристаллизации расплавов,
которые возникают в земной коре при частичном или полном плавлении глубоко расположенных
горных пород. Небольшие массы кислой магмы могут образоваться также за счет
дифференциации базальтовой магмы, на что указывает присутствие гранофировых пород в
верхних частях некоторых мощных трапповых силлов.
Процесс образования метасоматических гранитов во многом не ясен. Согласно мнению одних
исследователей, граниты образуются из осадочных пород в твердом (состоянии вследствие диффузии атомов вдоль границ зерен или через кристаллические ре-
6 А. М. Даминова
165
шетки. Теоретически этот процесс возможен, но экспериментально не доказан. Более того,
петрографические данные (гетерогенная природа мигматитов, ксенолиты в гранитах, зональность
плагиоклазов и т. п.) свидетельствуют о том, что в условиях, господствующих в зоне образования
гранитов, диффузия в твердом состоянии эффективна только на небольших расстояниях.
По мнению других «трансформистов», гранитизацию вызывают подвижные флюиды (растворы,
эманации, ихор), которые поднимаются из глубин и не обязательно связаны с магмой. Флюиды
привносят во вмещающие породы все те элементы, которые необходимы для образования
гранитов (щелочи, кремнезем, алюминий), и выносят избыточные компоненты (железо, магний),
поэтому впереди фронта гранитизации продвигается фронт базифика-ции. Следует отметить, что
не всегда граниты сопровождаются основными породами, а если и встречается такое сочетание, то
количественные соотношения огромных массивов гранитов с небольшим объемом основных
пород не может доказывать предполагаемую метасоматиетами связь между гранитизацией и базификацией пород.
Д. С. Коржинский выдвинул гипотезу об образовании гранитов путем магматического замещения
с участием «сквозьмагмати-ческих» растворов «ли «колонн фильтрации» (по П. Термье). Он
считает, что граниты не могут иметь метасоматический генезис, так как при интенсивном
метасоматозе должна образоваться мономинеральная порода (по Д. С. КоржинскО'Му, число
равновесных минералов определяется числом инертных компонентов, тогда как при гранитизации
все компоненты подвижны).
«Скво'зьмагматические» растворы сначала вызывают региональный метаморфизм горных пород,
затем расплавление их. Проходя далее сквозь магму, они проявляются в виде пневматолито-вых и
гидротермальных растворов.
Эти представления Д. С. Коржинского близки к изложенным выше представлениям об эволюции
мигматитов и образовании палингенной магмы.
Данные геологических наблюдений, установленные к настоящему времени, позволяют
утверждать, что в глубоких частях гео-• синклиналей метаморфизм осадочных пород сменяется
расплавлением их, в результате чего образуется гранитная магма, способная к инъекции.