ЭСБЕ/Горные породы
Горные породы. — Твердая кора земного шара и весь твердый его остов сложены из минеральных агрегатов. Г. породами называются те из этих агрегатов, которые играют существенную роль в составе литосферы, обнаруживая в основных чертах постоянство состава и строения в разных частях земного шара и на более или менее значительных пространствах. Г. породы на основании вышеуказанного легко отличаются от случайных минеральных агрегатов, непостоянных по составу и строению и несущественных для строения земной коры. Минеральные выполнения пор и пустот, различные жильные отложения, рудные и другие гнезда отдельных минералов на этом основании не могут быть причислены к Г. породам; их удаление из состава земной коры мало отразилось бы на общем характере ее, между тем как удаление гранитов, известняков значительно повлияло бы на облик земного шара. Каждая Г. порода представляет результат одного или нескольких минеральных процессов, химических или механических. Так как разнообразные минеральные процессы, совершающиеся в земной коре и на ее поверхности, сводятся к двум категориям явлений: плутонических (вулканических) и нептунических, то и все Г. породы разбиваются на 1) плутонические (вулканические), или изверженные, Г. породы, представляющие результат остывания или кристаллизации расплавленных огненно-жидких масс, и 2) нептунические, или осадочные, Г. породы, представляющие продукты химического или механического осаждения из воды. Каждый из этих классов распадается на группы первичных и вторичных, или обломочных, пород; первые являются настоящими новообразованиями путем минеральных процессов, непосредственными продуктами кристаллизации расплавленных масс и водных растворов или механич. отложениями из воды, между тем как обломочные породы являются результатом скопления и соединения в более или менее связную массу обломков разрушенных, раньше существовавших, Г. пород. Обыкновенно резко противопоставляют друг другу обломочные и первичные Г. породы; но существование переходных образований, каковы полуобломочные продукты, напр. глинистые сланцы в классе нептунических пород и такситы в классе вулканических пород, заставляет нас отдать предпочтение вышеприведенному делению Г. пород на вулканические и нептунические. Сохранившаяся еще классификация Г. пород, основанная на делении первичных пород на простые и сложные (которые распадаются на массивные и слоистые), не может быть допущена: простые породы, за исключением немногих, все относятся к осадочным, а сложные составляют группу изверженных пород. Из попыток более рациональной общей классификации Г. пород можно указать на системы Реневье и Гюмбеля (E. Renevier, «Rapport sur la marche du Musée géologique Vandois», 1882, и С. Gümbel, «Geologie von Bayern»). Для наглядности и ориентировки может служить нижеследующая таблица.

</div>

Ученые вплоть до конца XVIII в. не делали еще различия между минералами и Г. породами, систематическое же изучение Г. пород началось только с конца прошлого столетия (см. Петрография); Вернер дал первую их классификацию, за которой вскоре последовала попытка Гайдингера систематического описания Г. пород. Развитие учения о Г. породах находилось в зависимости от успехов минералогии и геологии, но тем не менее шло довольно медленно до введения Сорби микроскопа в изучение Г. пород, что совершило полный переворот в петрографии. В настоящее время большинство Г. пород уже достаточно изучено со стороны их минералогического состава и структуры; усилия петрографов направлены в сторону выяснения генезиса Г. пород и законности в их хим. составе. Изучение Г. пород заключается в изучении условий залегания, производимом в поле, и исследовании строения и состава Г. пород — работе лабораторной. Односторонность наблюдения в поле и лишь немногих дополнительных лабораторных исследований ведет к гипотетичным обобщениям, которыми страдала петрография в первой половине нынешнего столетия. С другой стороны, крайнее увлечение микроскопическими исследованиями обусловило в последнее время накопление громадного запаса описательных работ, страдающих отсутствием геологических данных о Г. породах. Исследование в поле имеет задачею выяснение условий залегания Г. породы, ее геологического возраста и внешнего массового строения, между тем как на долю лабораторного исследования выпадает изучение структуры, минералогического и химического состава породы . Под условиями залегания понимают как саму форму залегания, так и отношение к окружающим породам, массу и вообще все топографические условия. Одни из форм залегания являются в виде мощных пластов, другие — в тонких прослоях, в простых или ветвистых жилах, в массах неправильной формы, включенных в другие породы и носящих название, смотря по размерам, гнезд, штоков, залежей (и для полезных ископаемых — флёцов, если масса ограничена снизу и сверху приблизительно параллельными плоскостями). Другие породы образуют громадные неслоистые массивы (батолиты, лакколиты, штоки), или возвышаются в виде куполов, или, наконец, тянутся по земной поверхности в форме потоков и более или менее обширных покровов большой массы огненно-жидкой породы, некогда разлившейся горизонтально, приблизительно на одинаковое протяжение по разным направлениям, и застывшей. Одни из форм залегания присущи исключительно изверженным породам; другие — осадочным (см. ниже); третьи, каковы жилы, общи и тем другим. В местах соприкосновения Г. породы с окружающими ее породами часто наблюдаются новообразования, также и видоизменения, как данной породы, так и заключающих ее (см. Метаморфизм). Все эти особенности проливают свет на условия образования породы. Возраст в осадочных породах, содержащих окаменелости или залегающих среди содержащих окаменелости, определяется на основании палеонтологических и стратиграфических данных. Для изверженных пород часто недостаточно знать возраст подстилающих и покрывающих их осадочных пород, так как изверженная порода может быть моложе покрывающей ее осадочной породы; здесь вопрос решается на основании явлений контактного метаморфизма и на основании того, какие отложения прорваны, т. е. пройдены в жидком состоянии, изверженной массой. Горообразовательные процессы сильно усложнили и нарушили нормальные условия залегания. Поэтому в горных странах, особенно в складчатых горах и в областях сдвигов, определение возраста и условий залегания часто сильно затруднено.

Под внешним, или массовым, строением следует понимать крупные внешние черты структуры породы, относящиеся к ее внутренней или микроструктуре так же, как анатомическое сложение организма — к его гистологическому строению. Первое крупное различие между породами заключается в том, что одни делятся более или менее параллельными плоскостями на тонкие или толстые слои, они слоисты, между тем как другие массивны. В тонкослоистых породах чередование полос различного состава или цвета обозначают наименованием ленточного или полосатого. Порода бывает также чешуйчатая, листоватая, волокнистая. Породу, состоящую из более или менее одинаковых кристаллических зерен, называют кристаллически-зернистой, или гранитовидной, различая крупно-, мелко— и среднезернистое сложение. Если из общей массы Г. пород одна или несколько составных частей выделяются в виде более крупных вкраплений, структура приобретает название порфировидной. Если в чешуйчатой или зернистой, обыкновенно слоистой (или сланцеватой), массе породы залегают приблизительно шаровидные или чечевицеобразные выделения одной или нескольких составных частей, структура породы делается очковой или чечевичной. Иногда некоторые составные части растянуты, даже разорваны и вытянуты параллельно друг другу — это растянутая (gestreckte Structur) или параллельно-линейная структура; если порода изогнута и сложена в более или менее мелкие складочки, ее называют складчатой или плойчатой. Наконец, группировка некоторых составных частей в шаровидные массы обусловливает так наз. шаровые, или сфероидальные, структуры, которые могут выражаться шаровидными образованиями радиально-лучистого, концентрически скорлуповатого (или одновременно и того и другого вместе) сложения; здесь различают пизолитовую, оолитовую, сферолитовую, вариолитовую структуры, не все имеющие право на самостоятельность. Не все эти структуры присущи Г. породе с момента ее образования: некоторые (напр. плойчатая, линейная, чечевичная) вызываются в готовой уже породе позднейшим давлением, раздроблением, растяжением. Поэтому деление массовых структур (как и микроструктуру) на первичные, или синсоматические (протосоматические), и вторичные, или метасоматические, вполне рационально. Многие Г. породы не являются сплошными; в них, напротив, наблюдаются более или менее многочисленные различной величины и формы пустоты. В одних случаях это пустоты, оставленные скопившимися в пузырьки при остывании расплавленной лавы парами и газами; в других случаях они вызваны разрушением и выщелачиванием тех или других составных частей; наконец, иногда пористость является прямым следствием образования породы: в лавах — быстрым остыванием пенистых масс, в осадочных породах — отложением осаждающегося вещества пористыми, а не сплошными массами (туфовидные породы). Различают: пористые, ноздреватые и пузыристые (шлаковидные), ячеистые и пещеристые структуры. Если в пузыристой изверженной породе поры впоследствии выполняются минеральными новообразованиями, принимающими по контурам поры шаровидную, эллипсоидальную форму или вид миндалин, то структура породы получает название миндалевидной (часто такую породу наз. миндальным камнем, или мандельштейном). Во многих породах замечается еще способность колоться или распадаться по взаимно параллельным плоскостям на тонкие слои, называемая сланцеватостью и наблюдаемая почти исключительно в породах, принимающих участие в строении складчатых гор. Сланцеватость встречается как в осадочных породах, так и в изверженных, причем в первых она часто идет не параллельно, а под углом к слоистости и в таком случае наз. диагональной. Как показывают опыты (Сорби, Добрэ и др.), сланцеватость в громадном большинстве случаев является результатом механического давления на них, т. е. позднейшим приобретением. В некоторых осадочных породах сланцеватость (или чрезвычайно тонкая слоистость) может быть и первичной.

Кроме внешнего строения, наружный вид Г. пород обусловливается еще их отдельностью. Под этим понимают деление массы Г. пород правильными трещинами на участки определенной формы и величины. Эти трещины являются результатом сокращения объема при охлаждении изверженной породы или вследствие высыхания некоторых осадочных пород; иногда трещины отдельности могут быть также результатом механического давления. Смотря по тому, рассекается ли порода одной, двумя, тремя или большим числом систем трещин, получаются отдельности: пластовая, плитообразная, параллелепипедальная, кубическая, неправильно-многогранная и столбчатая (базальтическая). Последняя, особенно красиво развитая во многих лавах и изверженных породах, напр. базальтах (откуда и название), часто разбивает массу породы на изящные тонкие и длинные шестигранные столбы, поперечными трещинами разделенные на членики. Эти столбы всегда располагаются перпендикулярно к поверхности охлаждения лавы и являются результатом однообразного сокращения по двум направлениям (Томсон, Пуллет-Скроп и Маллет). Столбчатая отдельность появляется иногда в глинах при их высыхании и т. п.; но в громадном большинстве случаев она характерна для изверженных Г. пород. Трещины отдельности, выражающиеся кривыми поверхностями, часто ведут к образованию так наз. шаровой или шаровидной отдельности; порода (изверж.) делится на более или менее крупные и правильные шары, часто имеющие еще концентрически-скорлуповатое сложение. Шаровидная отдельность лав является результатом однообразного сокращения лавы по трем направлениям (матем. соображения Маллета). Иногда столбы состоят из более или менее правильных шаров или на одном конце выпуклы, на другом вогнуты (cup and ball structure, англ.). Трещины отдельности в классификации трещин Г. П. (литоклаз) Добрэ составляют лептоклазы и делятся на синклазы, т. е. первичные трещины вследствие охлаждения или высыхания, и пьезоклазы, вторичные, вследствие давления. У Лазо это энтокинетические тр.: 1) расширения и 2) сокращения: а) тр. охлаждения и b) тр. высыхания Из общих свойств Г. пород заслуживают внимания по своему интересу их магнитные свойства. На эту особенность Г. пород обратили внимание еще в половине прошлого столетия, и постепенно накопился обильный материал о простом и полярном магнетизме Г. пород. Не называя целого ряда отдельных исследований , можно указать на общие работы Делесса, Таше, Фурнэ и особенно Меллони, который старался найти в магнетизме отличительные признаки изверженных и осадочных пород, указание на положения двуполярных магнитных пород в момент образования относительно магнитного меридиана и т. п. Для петрографа важно знать, что магнитность общее свойство всех Г. пород.

Г. породы состоят из минералов, которые могут быть аморфными или кристаллическими; во многих Г. породах есть еще так назыв. посторонние массы. В изверженных породах сюда относятся включения, то есть обломки, оторванные и увлеченные лавой от стенок кратера, жерла или вообще пород, по которым она двигалась до застывания. В породах, как осадочных, так и изверженных, сюда относятся конкреции (стяжения) и секреции (выделения), представляющие результат их минеральной жизни. Первые представляют лучистую, скорлуповатую или иную группировку принесенных извне минеральных отложений вокруг какой-нибудь точки или участка породы; вторые суть минеральные отложения в пустотах породы путем гидрохимических процессов, извлеченные из самой породы. Конкреции растут изнутри кнаружи, а секреции нарастают от наружных частей к центру. Характер сочетания составных частей Г. породы обусловливает ее сложение, или структуру. Внутренняя структура в мелкозернистых и плотных породах обнаруживается только под микроскопом, почему и носит название микроскопической, или микроструктуры. Как и внешняя структура, внутреннее сложение в одних случаях является первичным, в других вызвано позднейшими процессами. На этом основании, как указано выше, можно различать первичные, или синсоматические (см. ниже, при описании изверженных пород), структуры и вторичные, метасоматические; эти последние могут быть вызваны явлениями динамометаморфизма и выражаться перегибами, изогнутиями, переломами, раздроблениями и т. п. механическими повреждениями составных частей — это катакластическая структура; или же они вызваны химическими видоизменениями породы, новообразованиями и т. п., — это каталитическая структура.

Изверженные породы по сложности состава и разнообразию структуры обыкновенно требуют гораздо более детальных исследований, чем осадочные. Исследования сводятся к следующим: механическим, химическим и микроскопическим (оптическим). Механическое измельчение Г. породы и отделение разных составных частей друг от друга в наиболее грубом виде достигается простою отборкой пинцетом и при помощи лупы. Некоторое усовершенствование метода представляет отмучивание измельченной Г. породы или простым взбалтыванием в воде, или при помощи разных приборов (Шёне, Шлезинга). Разные порции отмученной или отборкою разделенной на части Г. породы подвергаются, как это впервые было сделано Кордье (Cordier) в 1815 г., исследованию под микроскопом. Для удаления из измельченной породы магнитн. железняка и самородного железа уже давно прибегали к помощи магнита. Применение электромагнита дало Фукэ (Fouqué) возможность довести способ механического разделения Г. породы на ее составные части до большой степени совершенства. Для этого Г. породу измельчают в порошок, подносят к полюсам электромагнита, собирая в отдельные порции те части, которые извлекаются электромагнитом при разных силах тока и отпадают при размыкании тока. Можно работать с порошком, взвешенным в воде, или же осторожно сыпать его, при замкнутом токе, между концами электромагнита. Каждая порция разделенного таким образом порошка подвергается рассматриванию под лупой или под микроскопом и в случае нечистоты — новому разделению электромагнитом. Во многих случаях метод электромагнита приходится комбинировать с методом тяжелых жидкостей, т. е. жидкостей с относительным весом, равным или даже превышающим удельный вес наиболее важных минералов, входящих в состав Г. породы. Шафготг, Чёрч, Зонштадт (1877), Тулэ, Гольдшмидт ввели в употребление и изучили раствор йодистой ртути в йодистом калии (иногда его называют «жидкостью Тулэ») с относительным весом до 3,196; Сушин (1879) и Рорбах (1881) указали на смесь йодистой ртути с йодистым барием, дающую жидкость с относительным весом до 3,588, а Клейн впервые применил (1881) боро-вольфрамо-кадмиевую соль (уд. в. 3,6). Наиболее удобною тяжелою жидкостью, по-видимому, является предложенный Браунсом йодистый метилен. Из опущенного в такую жидкость порошка Г. породы будут плавать в жидкости одни составные части, а другие, более тяжелые, чем жидкость, будут в ней тонуть. При повторной операции с соблюдением предосторожностей против легкой разлагаемости некоторых из этих жидкостей разделение Г. породы на ее составные части удается вполне. Преимущество применения тяжелых жидкостей заключается в том, что достаточно определения удельного веса жидкости, чтобы вместе с тем узнать и удельный вес плавающих в ней минералов. На принципе тяжелых жидкостей основано употребление некоторых легкоплавких смесей, дающих при сравнительно невысоких температурах тяжелые жидкости. Так, напр., употребляют расплавленное AgNO3, дающее жидкость удельн. веса 4,1, или смесь 2AgNO3 + 3AgJ (уд. в. 5), или смесь сплавленн. PbCl2 и ZnCl2 (уд. в. — 2,4 до 5); подробности можно найти в ст. Штельцнера, приведенной в списке литературы.

Различная степень разлагаемости составных частей Г. пород кислотами также неоднократно применялась для их разделения. Для этого употребляют: 1) соляную кислоту, причем некоторые минералы растворяются целиком, другие с выделением СО2, третьи с выделением S, четвертые — порошковатой или студенистой SiO2, наконец, другие вовсе ею не разлагаются; 2) по Фукэ — плавиковую кислоту; при различной ее концентрации и различной продолжительности действия удается разлагать поочередно разные минералы, оставляя нетронутыми те, которые желательно изолировать; 3) Едкие щелочи, напр. КНО, особенно пригодны при исследовании стекловатых пород.

Химические методы исследования. Аналитические приемы, здесь употребляемые, не отличаются от обыкновенных методов аналит. химии. Одного валового анализа Г. породы часто недостаточно для полной ее характеристики; тогда прибегают к помощи отдельного исследования одной или нескольких составных частей, изолированных одним из вышеуказанных способов. Для Г. пород, частью разлагаемых соляной кислотой, иногда анализируют отдельно часть растворимую и нерастворимую. Самой важной составной частью Г. породы является кремнекислота; зная ее содержание в Г. породе и в существенных минералах, входящих в ее состав, можно вычислить процентное содержание некоторых составных частей Г. породы. Вычислениями этого рода занимались Haughton и Sartorins von Waltershausen. Для определения SiO2 Шерером был предложен способ, по-видимому, не отличающийся желательной точностью. Для изучения Г. пород имеют большое значение также микрохимические реакции. Наиболее распространены реакции, основанные на разложении данного минерала или участка Г. породы каплей реактива и на изучении под микроскопом получающихся при испарении этой капли макроскопических кристалликов, более или менее характерных для разных элементов. Пользуясь этим принципом, Божицкий ввел в употребление действие кремнефтористоводородной кислоты, так как кремнефтористоводородные соединения калия, натрия, кальция, магния и т. д. дают отличные друг от друга и характерные кристаллики. Божицкий оперирует прямо на шлифе Г. породы, а Беренс изолирует испытуемый минерал из шлифа, разлагает его в платиновой чашечке фтористоводородной кислотой, фтористым аммонием и т. п. и затем изучает под микроскопом кристаллики, образующиеся при взаимодействии капли полученного раствора с различными реактивами; Штренг, Гаусгофер и другие указали целый ряд характерных микрохимических реакций для тех или других минералов. Часто прибегают к помощи растворимости некоторых минералов в HCl, HF и т. п. для их распознавания под микроскопом; разложенные части иногда окрашивают фуксином, кармином и т. п. Лемберг стремится найти такие микрохимические реакции, которые давали бы на определяемых этим путем минералах характерные окрашенные, цветные осадки. Интересен принадлежащий Сцабо способ определения полевых шпатов в Г. породах на основании реакций окрашивания пламени газовой горелки.

Особенную важность представляет микроскопическое изучение Г. пород, открывшее в конце пятидесятых и начале шестидесятых годов новую эру для петрографии. Вскоре после изобретения микроскопа его стали употреблять для исследования отдельных минералов (Loewenhook в 1695 г.; Robert Boyle, «Observationes de adamante» в 1663 году) и для наблюдений над образованием из растворов и ростом кристаллов (Baker, Ledermüller). С 1774 г. Dolomieu и Fleuriau de Bellevue делают попытки изучения под микроскопом измельченной в порошок Г. породы; Cordier в 1815 г. соединяет это исследование с механическим разделением Г. пород на составные части. Открытие в 1808 г. Малюсом поляризации света дает новое направление микроскопическому изучению минералов и Г. пород. Брюстер применяет (1816) поляризованный свет к изучению жидких включений минералов; Николь (1828) приготовляет первый шлиф из окаменелого дерева и изобретает призму, названную его именем; наконец, Тальбот (1834—36) соединяет микроскоп с двумя николями, превращая его таким образом в поляризационный прибор; в 1850 г. Сорби приготовляет первый шлиф из горных пород; в 1858 г. появляется чрезвычайно важное сочинение Сорби, «On the microscopical structure of crystals indicating the origine of minerals and rocks», кладущее прочное основание микроскопическому изучению Г. породы, упрочению и распространению которого с начала 60 годов способствует своими важными исследованиями Циркель. Извержение Санторина в 1866 г. дает новый толчок новому направлению в петрографии: изучение микроскопического строения и состава большинства Г. пород, усовершенствование методов исследования Рата, Розенбуша, Фогельзанга, Лазо, Чермака, Фишера, Ласпейреса, Коэна, Фукэ, Мишель Леви и мн. др. в короткое время создают чрезвычайно разработанную новую область учения о Г. породах — микроскопическую петрографию. С 1870 г. микроскоп вошел во всеобщее употребление. В России впервые микроскоп был применен к изучению Г. пород в 1867 г. Иностранцевым. Для изучения Г. пород под микроскопом из них приготовляют прозрачные пластинки, так назыв. шлифы, при помощи канадского бальзама наклеенные на предметное стекло и покрытые покровным стеклом. Эти препараты приготовляют, шлифуя подходящие кусочки Г. породы на наждачном круге или на чугунной пластинке с наждачным порошком. Пористые или легко рассыпающиеся, рыхлые породы предварительно кипятят в канадском бальзаме, а порошковатые породы, песок и т. п. по способу Тулэ заливают до шлифовки в смесь хлористого цинка и растворимого стекла. Петрографический микроскоп (см. Микроскоп) представляет микроскоп поляризационный с приспособлениями для возможно полного изучения составных частей Г. породы. Задача микроскопического изучения Г. породы сводится к: 1) определению составных ее частей; 2) к исследованию ее строения. Отдельные составные части Г. породы исследуются как со стороны их морфологических признаков, так оптических свойств и отчасти химических (см. выше). Исследование начинается с рассматривания препарата в простом проходящем свете, дающем возможность распознать прозрачные составные части от непрозрачных, окрашенные от бесцветных, недоразвитые или лишенные собственных очертаний от тех, которые ограничены правильными кристаллографическими элементами, а также подметить все морфологические особенности составных частей Г. породы. Определение минералов на основании их оптических свойств совершается при помощи параллельных или сходящихся лучей поляризованного света (см. Кристаллы, оптические свойства). Исследование в поляризованном свете применимо только к прозрачным составным частям Г. пород; непрозрачные, как показал Иностранцев, часто могут быть определены по блеску в отраженном свете, с помощью «сравнительной камеры» Иностранцева. Микроскопические особенности прозрачных породообразующих минералов сводятся к морфологическим их признакам и к оптическим их свойствам. Кроме наружных очертаний, размеров и общего габитуса: волокнистого, таблицеобразного, зернистого, столбчатого и т. п., кроме различения аморфных тел, кристаллов и кристаллических зерен, кроме спайности, отдельности, двойникового строения, видоизменения и процессов псевдоморфизации, морфологические признаки обнимают собою также особенности внутреннего строения породообразующих минералов. Многие минералы обнаруживают интересное зональное строение, заключающееся в скорлуповатом сложении из концентрических слоев, различающихся между собою по окраске, по химическому составу или по физическим свойствам. Такое строение чрезвычайно распространено у полевых шпатов, пироксенов, лейцитов и некоторых других минералов; в некоторых случаях оно выступает лишь в поляризованном свете. Другие минералы, как, например, некоторые роговые обманки, баститы, являются сложенными из множества мелких волокнистых неделимых, представляя так назыв. микрелитовое строение. Под влиянием механических сил породообразующие минералы часто надломлены, разбиты или раздроблены, если они тверды и хрупки, или изогнуты и сдавлены, если они гибки, как слюда, хлорит и т. п. Контуры многих составных частей Г. пород, особенно так наз. порфировидных вкраплений, часто изъедены, зазубрены, измочалены или оплавлены — как говорят, корродированы. Весьма интересны в породообразующих минералах "включения", встречающиеся то в виде редких немногочисленных вкраплин, то в изобилии переполняющие тот или другой минерал. Газообразные и жидкие включения занимают более или менее округлые, овальные, кишкообразные и т. п. поры и пустоты в минералах, причем эти включения часто группируются целыми рядами или лентами. Газовые поры легко узнаются по широкой темной кайме (следствие полного внутреннего отражения) и, как показал Дэви, по составу и упругости газов тождественны с атмосферным воздухом или резко от него отличаются, смотря по тому, проницаемы ли стенки кристалла для газов (кальцит) или нет (аметист). Жидкие включения часто заполняют не всю занятую ими пору, в кот. остается подвижный газовый пузырек. В числе их наблюдаются пересыщенные растворы солей, даже с выделившимися кристалликами, напр. поваренной соли, кальцита, кварца и т. д., вода, кислоты, жидкая углекислота (Брюстер, Сорби, Зимлер, Гюмбел, Фогельзанг, Карпинский), маслянистые жидкости; обыкновенно жидкости бесцветны, изредка желтоватого или красноватого цвета; бывают в одной поре и две несмешивающиеся жидкости. По Сорби, число как жидких, так и других включений прямо, а величины их обратно пропорциональны быстроте кристаллизации. Включения твердых тел бывают индивидуализированные, принадлежащие определенным минералам, даже кристаллические, или же неиндивидуализированные, т. е. аморфно застывшие частички расплавленной магмы, из которой кристаллизовались минералы, заключающие эти включения; они носят название шлаковых или стекловатых. Как шлаковые и стекловатые, так и индивидуализированные включения, каковы таблички железного блеска, иголочки рутила, микролиты авгита, гётит, апатит и многие друг., часто представляют интересную и красивую правильность расположения. Периферическое расположение включений, часто соединенное с зональным строением, центральная их группировка, радиально-лучистое размещение наблюдаются довольно часто; хорошим примером могут служить кристаллы лейцита. Наконец, следует отметить, что стекловатые включения имеют иногда форму своего хозяина. Микроскопическое исследование имеет целью изучения также и структуру Г. пород (см. выше). Особенно важной является услуга микроскопа по отношению к мелкозернистым, плотным, афанитовым и стекловатым породам. Во многих Г. породах одна или несколько составных частей в виде более крупных неделимых выделяются среди остальной однородной массы породы, носящей название ее основной массы. Более крупные выделения среди общего фона основной массы обозначают порфировидными выделениями или вкраплениями. Оказалось, что стекловатые породы отнюдь не лишены кристаллических образований, как зачаточных, так и законченных; оказалось, что основная масса многих порфировидных пород часто сложного состава и, кроме кристаллических элементов, содержит в большем или меньшем количестве неиндивидуализированное стекловатое вещество, так называемое вулканическое стекло, или кристаллизационный остаток, получивший от Циркеля название базиса (Basis, Mesostasis, Magma, pâte amorphe и т. п.). Этот аморфный базис является или бесструктурным, или же представляет чешуйчатое, волокнистое и др. строение, хотя и не обладает еще действием на поляризованный свет, т. е. еще не индивидуализирован; в этом случае он носит название микрофельзита (Mikrofelsit Циркеля, petrosilex M.-Леви и французских петрографов). Стекловатый базис часто чрезвычайно богат как мелкими игольчатыми, призматическими и т. п. кристалликами, известными под названием микролитов, так и зачаточными формами, получившими от Фогельзанга название кристаллитов. Сюда относятся: микроскопические шарики — глобулиты, представляющие первую ступень на пути кристаллизации жидкости; аналогичные им продолговатые образования — лонгулиты; черные, непрозрачные, изогнутые волосовидные трихиты; палочкообразные белониты и т. п. Все эти образования то разбросаны по одиночке, то сгруппированы: глобулиты — в кучки (кумулиты), другие зачаточные образования — в древовидные, вайеобразные и т. п. сростки. К зачаточным формам относятся также так называемые кристаллические скелеты, различные зернышки, по Фогельзангу: ферриты, виридиты, опациты. В вулканических стеклах вся основная масса является стекловатой или микрофельзитовой, так что здесь понятие основной массы совпадает с понятием базиса; в других случаях, а именно в лавах и порфировых породах, в строении основной массы участвуют как аморфный кристаллизационный остаток, так и кристаллические элементы, причем стекло может господствовать — так называемые витрофиры, витрофириты, витрофировая, витропорфировая и т. п. структуры. В более кристаллических порфировых породах стекловатый базис часто не образует уже общего связного основания ее, а распадается на отдельные более или менее незначительные участки в промежутках между кристаллическими элементами. Наконец, базис часто нисходит на степень тонких пленок или включений между кристаллами и в таком случае носит название мезостазиса. Присутствие аморфного кристаллизационного остатка в основной массе Г. пород является признаком ее изверженного происхождения, ее образования в условиях современных лав и ее принадлежности к так называемым трахитовидным породам (см. ниже).

Характерные особенности строения основной массы, открытые микроскопом, а именно флюидальное строение, перлитовая отдельность и различные случаи сферолитовой структуры заслуживают особенного внимания. Флюидальная (или микрофлюидальная) структура представляет картину застывших микроскопических потоков в кристаллизующейся магме; игольчатые и призматические микролиты (в лавах и порфировых породах), полосы различно окрашенного стекловатого вещества (в смоляных камнях и т. под. образованиях) образуют застывшие при остывании магмы струйки, дающие извилистый узор в основной массе, обходящие, огибающие и облекающие попадающиеся им на пути препятствия, каковы: порфировидно выделенные кристаллы, поры, миндалины и т. п. Под названием перлитовой отдельности понимают концентрические круговые трещины, разбивающие некоторые вулканические стекла на шаровидные участки. Особенно замечательно, что в основной массе многих вулканических пород наблюдаются мелкие шаровидные образования, то немногочисленные, то составляющие значительную, иногда даже большую часть основной массы (напр. во многих липаритах, так наз. Sphärolithfels). Эти образования, носящие название сферолитов, в одних случаях (во многих стекловатых породах) состоят из волокнистого аморфного вещества; в других — целиком сложены из кристаллических элементов; наконец, очень часто они являются смешанного состава. Наиболее распространенный тип сферолитов — радиально-лучистый, волокнистый, но есть и зернистые, концентрически-скорлуповатые. Многие сферолиты содержат в центре кристаллик или зерно, от которого радиально расходятся лучи волокнистых составных частей; часто в центре находится пора. Образование сферолитов некоторыми авторами приводится в связь с водяными парами расплавленной магмы, которые при ее остывании, скопляясь в разных местах в виде пузырьков, являются центрами кристаллизации. Для радиально-лучистых сферолитов причиной их образования можно считать выделение из расплавленной массы игольчатых или волокнистых образований до застывания всей основной массы и стремление таких образований к лучистым сросткам. Фогельзанг предложил следующую классификацию сферолитов: 1) кулулиты — шаровидные, гроздевидные и т. п. скопления глобулитов; 2) глобосфериты — сферолиты с радиально-лучистым расположением глобулитов; 3) белоносфериты — кристаллические радиально-лучистые агрегаты; 4) граносфериты — шаровидные агрегаты кристаллических зерен; 5) фельзосфериты — радиально-лучистые, концентрически-скорлуповатые или иные сферолитовые образования, не подходящие ни под один из упомянутых типов и обыкновенно имеющие фельзитовый состав и строение. Основные массы изверженных Г. пород по величине зерна могут быть: крупнокристаллические; мелкокристаллические; микрокристаллические (если отдельные зерна различимы только под микроскопом); скрытнокристаллические, или криптокристаллические (если ее кристаллический характер обнаруживается лишь присутствием двойного лучепреломления); наконец, микрофельзитовые, т. е. изотропные, не действующие на поляризованный свет, но уже обладающие чешуйчатой, волокнистой или тому подобной структурой.

Минералогический состав сложных (изверженных) Г. пород сделался предметом внимательного изучения со времени введения микроскопа. Число породообразующих минералов сравнительно невелико, а число тех, которые играют существенную роль, даже очень незначительно. Составные части Г. пород распадаются на первичные и вторичные, являющиеся результатом гидрохимических процессов в готовой уже Г. породе. Первичные составные части распадаются на существенные и второстепенные, или побочные; кроме того, во многих породах встречаются еще и случайные составные части. Для родового определения и общей характеристики породы достаточно существенных составных частей; второстепенные служат для характеристики разновидностей. К существенным составным частям относятся: полевые шпаты, пироксены и амфиболы, слюды, оливин, кварц, фельдшпатиды, т. е. минералы, играющие роль полевых шпатов: нефелин, лейцит, содалит, гаюин, мелилит. Эти последние способны играть в Г. породах роль полевошпатового элемента, т. е. являются их заместителями, или петрографическими эквивалентами. Благодаря этому является возможность существования таких типов Г. пород, которые при полном тождестве структуры, внешнего габитуса, происхождения и т. д. отличаются от сходных с ними других пород лишь заменой всего полевого шпата или части его одним из вышеназванных минералов. Таким образом, в тех случаях, когда исключена возможность образования настоящего полевого шпата, он заменяется одним из его заместителей — и тип породы остается ненарушенным. Как видно на таблице, трахиты и фонолиты, диабазы и тешениты, обыкновенные сиениты и нефелиновые, полевошпатовые базальты, с одной стороны, нефелиновые, лейцитовые, мелилитовые базальты, с другой, представляют такие параллельные ряды. В качестве второстепенных составных частей, из которых некоторые являются довольно постоянными элементами, хотя и не в большом количестве, следует назвать апатит, титанит, турмалин, хромит и некоторые шпинели, магнетит, ильменит, гранат. Хлориты, цеолиты, серпентин, тальк и близкие к ним минералы, кальцит и карбонаты, эпидот, каолин, лимонит и нек. др. — вот наиболее распространенные продукты гидрохимических процессов в горных породах, т. е. вторичные составные части. Кроме перидотитов, пироксенитов и т. п. пород, состоящих из одного или нескольких минералов неполевошпатовых, каждая изверженная горная порода состоит существенным образом из полевошпатового, бесцветного элемента (полевого шпата, нефелина, лейцита и т. д.) и железисто-магнезиального, окрашенного (пироксены, амфиболы, слюды). Во многих породах, кроме того, является в качестве третьей существенной составной части кварц или оливин. Эти два минерала в качестве первичных существенных составных частей никогда не встречаются вместе в одной и той же горной породе ). Кварц характеризует кислые породы (см. ниже), оливин — основные; есть промежуточная группа (диабазы), в которой может присутствовать или кварц, или оливин. Законы минеральных ассоциаций в изверженных породах еще слишком мало изучены, тем не менее и теперь можно указать некоторые общие правила. Так, есть исключительные минералы, как кварц и оливин, требующие определенного состава магмы для своего образования; но есть и космополиты, приспособляющиеся к разнообразию состава магмы и к его изменениям: это — пироксены и амфиболы, которые могут быть известковыми, магнезиальными, железистыми, смешанными, могут содержать в своем составе даже глинозем и, наконец, могут быть и щелочными; при самом разнообразном составе магм возможно образование пироксеновой или амфиболовой составной части, и, возможно, благодаря этому сохранение типа породы при колебаниях в ее химическом составе. Пироксены и амфиболы комбинируются в изверженных породах и с кварцем, и с оливином, и с ортоклазом, и с анортитом; они встречаются безразлично и в кислых, и в основных породах. С другой стороны, оливин не встречается вместе с ортоклазом, кварцем, мусковитом, также и лейцит; мусковит приурочен к кварцу, ортоклазу и кислым породам. Интересное явление представляет также отношение между роговой обманкой и авгитом, которые, быть может, можно считать за диморфные разности одного минерала. Они не одинаково противостоят различным внешним влияниям, не одинаково устойчивы при разных условиях: роговая обманка не выносит сухого плавления и при таких условиях переходит в микролиты авгита (оплавленные порфировидные выделения роговой обманки в лавах), а авгит не терпит сильного давления и в динамометаморфных породах (напр. дейтеродиоритах) переходит в волокнистую или плотную роговую обманку и «уралитизируется» (см. Метаморфизм).

Порядок выделения минералов из магмы при кристаллизации изверженных пород отнюдь не зависит от степени плавкости, а определяется составом магмы, ее пропитанностью водяными парами, массою тех или других элементов и т. д. Розенбуш старался установить этот порядок, считая, что кристаллизация начинается с наиболее основных составных частей и кончается наиболее кислыми, так что очередь выделения определяется большей или меньшей кислотностью кристаллизующихся минералов. Для многих пород такой порядок действительно подтверждается, между тем как у других наблюдается обратное отношение: сюда относятся диабазы, сферолитовые породы, как показал Лагорио и др. петрографы. Химический состав изверженных Г. пород до сих пор еще не изучен в связи с составом минералогическим. Наиболее обильной и наиболее важною составною частью бесспорно является кремнекислота, по количеству которой пытаются разбить все породы на кислые (с содержанием SiO2 не менее 75%), средние (65—55%) и основные (меньше 55%). Более верный критерий для деления Г. пород на кислые, средние и основные представляет присутствие свободной кремнекислоты сверх необходимой для насыщения оснований, или такое ее количество, которого достаточно для полного насыщения оснований, или, наконец, недохват для такого насыщения. Пределы для средних, кислых и основных пород даны эмпирическими формами, приведенными в таблице изверженных пород. В последнее время Ланг , Розенбуш  и автор настоящей статьи  пытались найти химические типы Г. пород. Первый за основание для сравнения принимает содержание и взаимные отношения щелочей и извести; последний — количество кремнекислоты, абсолютное и по отношению к другим составным частям (см. формулы в таблице); Розенбуш основывает свою классификацию на взаимных отношениях и содержании Si, Al, Na, К, Са, Mg, выраженных эквивалентами на основании % состава. Из всех трех попыток вырисовываются четыре главных типа, гранитовый, сиенитовый, габбро-диабазовый и перидотитовый; пока промежуточные менее определились, хотя, как показывает табл., также могут быть определены. Некоторые составные части Г. пор., как, напр., SiO2, могут колебаться в довольно широких пределах, не нарушая общего типа породы; колебания в содержании других, напр. щелочей, гораздо более чувствительны и легче вызывают различие в минералогическом составе. Элементарный состав Г. пород довольно немногосложен, как и минералогический; Si, Al, Fe, Са, Mg, Na, K, Mn, Ti, Cr и О — вот существенные составные части всех изверженных Г. пород; во многих находятся еще СО2, Н2О, а в некоторых — ничтожное содержание фосфорной кислоты, серной кислоты и пр. Тем не менее разнообразие пород в химическом отношении велико и издавна привлекало к себе внимание, заставляя искать подходящих для его объяснения гипотез. Отсылая за подробностями к оригинальным сочинениям и к обзору в петрографии Циркеля, достаточно вкратце указать на некоторые наиболее интересные попытки в этом направлении. Так, Бунзен на основании изучения пород Исландии пришел к заключению, что можно принять существование двух главных крайних типов изверженных Г. пород, из которых одну он называет нормально трахитовой магмой, другую нормально пироксеновой (или, вернее, базальтовой). Первая содержит 76% кремнекислоты, вторая — 48%. Каждая из этих магм является в больших вулканических областях в виде самостоятельных бассейнов или очагов; все изверженные породы представляют результат смешения этих двух магм в различных пропорциях. Гипотеза Сарториуса фон Вальтерсгаузена и Дюроше принимает на основании господствующих представлений о происхождении земного шара, что он состоит из концентрических слоев, расположенных по удельному весу так, что по мере движения от периферии к центру мы встретили бы все более и более тяжелые, а следовательно и основные, слои, и объясняет различие изверженных пород их происхождением из разных глубин. Дюроше к гипотезе двух различных магм присоединил еще представление о распадении (liquation) расплавленной магмы на части различного состава, дающие начало различным породам. Учение о распадении кристаллизующихся магм было также развито Ротом и в настоящее время имеет за собой много вероятия. Шерер и некоторые другие петрографы так или иначе видоизменяли вышеприведенные гипотезы, стараясь объяснить химическое разнообразие изверженных Г. пород. При суждении о разнообразии химического состава изверженных пород следует помнить, что помимо выставленных Сарториусом и Дюроше причин разнообразия изверженных пород, необходимо еще иметь в виду выставленную Рейером неоднородность магмы с первых моментов ее существования (schlierige Beschaffenheit), a также возможность разделения расплавленной массы той или другой вулканической области в период покоя на различные части по удельному весу, дающие начала разным породам при последовательных извержениях.

Возраст изверженных Г. пород долго считался очень важным их признаком. Считали, что породы дотретичные резко отличаются как по условиям образования, так и по общему своему характеру от третичных и современных. Основываясь исключительно на различии внешнего вида и степени свежести, обозначали одну и ту же породу кварцевым порфиром, если она была древняя, липаритом, если она была новая; на этом же основании различали мелафиры и базальты и т. д. В Англии и Америке впервые зародилось убеждение, что древние породы только вследствие продолжительного и более или менее глубокого влияния гидрохимических процессов отличаются от аналогичных им более новых пород. Геологический возраст утратил постепенно свое важное значение в классификации изверженных Г. пород и был заменен структурою, а затем и способом образования. Теперь сохраняют различные названия для новых и древних пород только для обозначения различия внешнего их габитуса, а некоторые петрографы (английские) даже вовсе не проводят различия между новыми и древними породами. Вместе со значением возраста пало и заблуждение, по которому полнокристаллические породы свойственны исключительно более древним геологическим периодам. Структура изверженных пород в последнее время кладется в основу их классификации наравне с минералогическим и отчасти химическим составом. Ее значение было выдвинуто в особенности французскими петрографами Фукэ и Мишель-Леве, также Розенбушем и др. В структурном отношении различают две главные группы. Одни, типом которых служит гранит, являются полнокристаллическими и кристаллически-зернистыми, т. е. целиком состоят из кристаллических зерен; они носят название гранитовидных, кристаллически-зернистых. Другие состоят из основной массы различного типа и часто порфировидных выделений; их представителем являются лавы, порфиры и т. п.; их обозначают названием трахитовидных, порфировых или лав. В каждой из этих двух основных групп различают несколько подразделений. Так, французские петрографы различают собственно гранитовидную (кристаллически зернистую), гранулитовую (есть идиоморфная составная часть), офитовую в первой категории и фельзитовую (struct. pétrosiliceuse), микролитовую, стекловатую — во второй. Отсылая за подробностями к статьям Фельзит и Порфир, следует указать, что фельзитом, или фельзитовою, называют плотную основную массу порфиров и сходных с ними пород, в которой отдельные составные части не различимы ни простым глазом, ни в микроскопе. Состав фельзита соответствует смеси ортоклаза с кварцем и подает повод к различным толкованиям того, что такое фельзит. С другой стороны, Розенбуш в новейшее время предложил ряд названий для различных типов структур: гипидиоморфная (кристаллически-зернистая); панидиоморфная (все составные части идиоморфны); витрофировая (витрофиритовая) — в основной массе стекло господствует над кристаллическими выделениями; гиалопилитовая — основная масса состоит из игольчатых или мелкопризматических микролитов, господствующих над стекловатым базисом (напр. андезиты); пилотакситовая — основная масса представляет войлок переплетенных игольчатых микролитов (напр. трахиты); интерсертальная — в порфировых породах аналогична офитовой структ. диабазов и долеритов, и много других (см. упоминаемое в конце сочинение Розенбуша).

Розенбуш наз. идиоморфными те составные части, кот. обладают собственными кристаллографическими очертаниями, аллотриоморфными — те, контуры кот. обусловлены формою занимаемого ими между другими частями пространства, т. е. окружающими их минералами (в том же смысле употребляются термины аутоморфный и ксеноморфный); эти понятия совпадают с более старыми и употребительными наименованиями: кристалл и кристаллическое зерно. Отсюда понятны структуры панидиоморфная (все составные части идиоморфны), гипидиоморфная (только некоторые идиоморфны).

Основаниями для характеристики различных структур служат, с одной стороны, морфологические признаки составных частей и характер их сочетания, с другой — степень кристалличности пород, присутствие и количество аморфного кристаллизационного остатка (стекла, базиса). В общем эти разнообразные структуры представляют лишь дальнейшее развитие принципа, положенного Циркелем в основу классификации пород по их кристалличности. Он установил 3 главные группы кристаллических, полукристаллических и стекловатых пород. В известной степени промежуточной между чисто гранитовидными и чисто порфировыми структурами является строение диабазов и долеритов, носящее название офитовой, диабазовой, долеритовой, радиальнолучисто-зернистой; она характеризуется тем, что призматические кристаллы полевого шпата, имеющие стремление к радиально-лучистой группировке, связаны, как бы сцементированы, крупными, по большей части аллотриоморфными выделениями пироксена, который полевые шпаты как бы проросли по разным направлениям. Иногда полезно еще различать равнозернистое сложение от разнозернистого (homomikt и heteromikt). Мишель-Леви и Фукэ исходят из того предположения, что в каждой изверженной породе следует различать две фазы кристаллизации; различие между гранитовидными и трахитовидными породами заключается в том, что у первых продукты обеих фаз кристаллизации тождественны или мало отличаются друг от друга, так как вся кристаллизация такой породы завершается в одинаковых физических условиях. Напротив того, у пород трахитовидных продукты обеих фаз кристаллизации резко между собою различаются, так как первая фаза имеет место внутри земной коры (порфировидные выделения), а вторая (основная масса) составляет период остывания породы на земной поверхности уже после ее извержения, в условиях настоящих лав. Действительно, появление расплавленной магмы на дневную поверхность сопровождается столь резким изменением условий кристаллизации: освобождением от давления, обильным выделением из лавы насыщающих ее водяных паров (и отчасти других газов), быстрым охлаждением, особенно наружных частей, — что исключает возможность образования некоторых минералов, что все продукты этой фазы кристаллизации существенно отличаются от предшествующей фазы, завершающейся внутри земной коры до извержения лавы и носящей название интрателлурической. Трудно признать точку зрения французских петрографов и ставить в параллель двум кристаллизационным фазам трахитовидных пород и в группе гранитовидных пород две тождественные или близкие друг другу фазы кристаллизации. Бесспорно вернее считать, что кристаллизация гранитовидных пород вся завершается в одну фазу, соответствующую интрателлурической фазе кристаллизации лав. Вернее характеризовать гранитовидную структуру как такую структуру, в которой отсутствуют все продукты, характерные для эффузивной фазы кристаллизации лав, каковы: стекло, кристаллиты, микролиты и т. п. Розенбуш пользуется другим признаком, называя порфировыми те породы, в которых одна или несколько составных частей являются в двух поколениях кристаллов, между тем как в зернистых породах все составные части всегда являются только в одном поколении. Различие между зернистыми и порфировыми породами обусловлено не их возрастом, а условиями кристаллизации. Поэтому в известных пределах можно в классификации изверженных Г. пород признак, основанный на структуре, заменить принципом условий кристаллизации, т. е. происхождением Г. пород. Так поступил Розенбуш, кот. гранитовидные породы наз. интрузивными, или глубинными (у англичан ирруптивные), а порфировые породы — эффузивными, или породами излияния (иначе эруптивные), лавами. Интрузивные породы кристаллизуются внутри земной коры; они не достигают земной поверхности в расплавленном состоянии (напр. гранит); эффузивные, напротив того, в огненно-жидком состоянии изливаются на земную поверхность, образуя лавы. Прежде эти две группы пород называли плутоническими и вулканическими и считали, что теперь плутонические породы, т. е. интрузивные, уже не образуются, что они характеризуют более древние геологические образования. Однако, как показывают теоретические соображения и лакколиты (см.), образование интрузивных пород продолжалось через все геологические периоды, оно не закончилось и теперь, только горообразовательные или денудационные процессы лишь в немногих местах сделали эти недавние глубинные образования доступными наблюдению. С другой стороны, лавы древних периодов, как образования поверхностные, в значительной степени подвергались разрушающему действию эрозионных процессов. Этими двумя факторами и обусловливается кажущееся преобладание интрузивных пород в древние периоды и эффузивных в новейшие. Между интрузивными и эффузивными породами могут быть структурные переходы: внутренние и нижние части мощных потоков, равно как и значительные подводные извержения, часто принимают строение интрузивных пород. Тем не менее различие этих двух групп вполне резко и определенно: интрузивные породы никогда не сопровождаются туфами (т. е. рыхлыми продуктами извержения), они никогда не обладают пузыристой, пористой или миндалевидной структурой. Они не заключают стекла или микрофельзита, кристаллитов, микролитов, зачаточных кристаллических образований; составные части интрузивных пород характеризуются жидкими включениями, между тем как в лавовых породах господствуют стекловатые включения. Обилие ильменита, магнетита, по-видимому, также отличает эффузивные пор. от интрузивных. Эти последние удельно тяжелее соответствующих им эффузивных пород; кроме того, интрузивные породы обнаруживают контактные действия как в лежачем, так и в висячем боку, и при том этот контактный метаморфизм (см.) отличается от контактных изменений, вызываемых лавами. Наконец, кристаллически-зернистые (интрузивные) породы обладают бо́льшим удельным весом, чем соответствующие им эффузивные породы. Это обстоятельство находится в связи с присутствием в последних аморфного кристаллизационного остатка (стекла или микрофельзита). В этом отношении интересны опыты С.-Клер-Девиля, Делесса, Бишофа, показавшие, что изверженная порода, сплавленная в аморфную стекловатую массу, менее плотна, чем в кристаллическом состоянии.

Классификация изверженных Г. пород различна в различных петрографических школах; так, англичане (Teall) считают наиболее важным признаком минералогический состав и совершенно исключают возраст. Во французской школе главное место отводится минералогическому и в известной степени химическому составу и структуре. Немецкая школа, кроме структуры и состава, оставляет еще известное значение и за возрастом (см. выше). В последнее время начинает пробиваться убеждение, что в классификации изверженных Г. пород далеко не последнюю роль должен играть их химический состав. Прилагаемая синоптическая таблица, удовлетворяя последнему условию, в существенных своих чертах примыкает к таблицам Розенбуша и Мишель-Леви, хотя в некоторых пунктах и представляет отклонения.

<div class="innertext">

Выветривание, видоизменения и метаморфизм изверженных Г. пород заслуживают особенного внимания со стороны петрографов, так как ими выражается минеральная жизнь Г. пород и так как они проливают некоторый свет на происхождение тех или других образований. Обзор относящихся сюда явлений см. в статьях Метаморфизм и отчасти Выветривание. Некоторые подробности о происхождении изверженных пород, кроме данных, приведенных выше, читатель найдет в статьях: Гранит, Гнейс, Вулканы, Лава, Петрография, Сланец и некот. друг.

До известной степени особняком еще и до сих пор стоят так назыв. кристаллические сланцы, для объяснения образования которых предлагаются самые разнообразные гипотезы. И до сих пор ученые относительно многих кристаллических сланцев не могут прийти к соглашению, считать ли их за метаморфизованные осадочные или изверженные породы, и для объяснения их происхождения предложено множество гипотез (см. в особенности работы Бишофа, Лори, Стерри Гунта, Рейша, Лемана, Рота, Гейма и мн. др.). В настоящее время относительно большинства древних кристаллических сланцев мнения делятся между тремя главными воззрениями: осадочным происхождением, изверженным и тем взглядом, по которому кристаллические сланцы представляют первую твердую кору земного шара, т. е. образовались при физико-химических условиях, кот. в позднейшие геологические периоды уже более не повторялись. Во всяком случае большинство кристаллических сланцев обнаруживают следы сильного видоизменения, почему и заслуживают названия «метаморфических пород». В категории кристаллических сланцев есть такие, которые по составу идентичны с известными массивными породами, отличаясь от них лишь сланцеватостью и отчасти слоистостью. Так, слоистый гнейс — аналог массивного гранита, цобтенит соответствует габбро, сиенитовый гнейс — сиениту и т. д. С другой стороны, есть и такие сланцы, которые, несомненно, являются динамометаморфными или химикометаморфными продуктами изменения массивных пород, как, напр., многие так назыв. зеленокаменные сланцы. Наконец, филлит и т. п. могут служить примером пород третьей категории, т. е. таких, которые несомненно представляют результат видоизменения и отчасти обогащения кристаллическими новообразованиями настоящих осадочных пород; так глина через сланцеватую глину переходит в глинистый сланец, а затем и в филлит. Такое же превращение совершается и под влиянием контактного метаморфизма, где глинистые и т. п. сланцы переходят в пятнистые, фруктовые, роговиковые сланцы, в адинолы и т. п. По сродству химического и минералогического состава кристаллические сланцы могут быть сгруппированы в: 1) сем. гнейса (гнейс, геллефлинта, сиенито-гнейс); 2) сем. зеленокаменных сланцев; 3) сем. тальково-хлоритовых сланцев (тальковый, хлоритовый, серицитовый); 4) сем. кварцевых сланцев (кварцитовый сланец, амфиболит, пироксеновый сланец, слюдяной сл.); 5) сем. филлита; 6) сем. известковых и глинистых сланцев (рухляковый, известково-глинистый цементный, глинистый и т. д.). По генетическому принципу можно различать: I) афаногенные, или метаморфические, сланцы; II) дейтерогенные: 1) изверженного происхождения и 2) осадочного, причем 1) распадается на: а) динамометаморфные (катакластические) и b) химикометаморфные (каталитические).

Осадочные породы резко отличаются целым рядом признаков от пород изверженных. Условия их залегания не свойственны изверженным породам и являются прямым следствием происхождения осадочных пород. Между тем как изверженные породы являются в виде массивов, лакколитов, потоков, покровов, куполов, осадочные породы залегают в виде отдельных пластов или свит слоев, обладающих слоистостью, в виде гнезд, прослоев, флёцев, залежей и т. п. Общей для обеих групп формой залегания являются жилы, правда, для каждой группы со своими особенностями. Осадочные породы никогда не сопровождаются явлениями контактного метаморфизма. В противоположность массивному строению изверженных пород осадочные всегда обладают более или менее резко выраженной, хотя иногда и несколько замаскированной позднейшими видоизменяющими процессами слоистостью. Пористость или ноздреватость осадочных пород всегда бывает обусловлена или позднейшими гидрохимическими процессами или особенностями осаждения пород из воды (известковые и др. туфы). По микроскопическому строению осадочные породы не менее резко отличаются от изверженных; многим из них свойственны своеобразные структуры, связанные с их составом, как, напр., строение ископаемых углей, мелоподобных известняков, полировальных сланцев и т. п. Далее одним из очень резких отличительных признаков осадочных пород является присутствие в них окаменелостей, отпечатков и вообще остатков и следов организмов, следов волн, ряби, струек (ripple-marks и rill-marks), дождевых капель, трещин от высыхания (sun-cracks анг.) и т. п. Наконец, их резко разграничивает минералогический и химический состав: каменная соль, гипс, карбонаты, ископаемые угли, известковые и кремнистые остатки организмов, водные минералы играют существенную роль в составе осадочных пород, между тем как изверженные состоят почти целиком из силикатов. Изверженные породы представляют продукты остывания огненно-жидких расплавленных масс; почти все осадочные породы осели из воды; есть, однако, и такие, которые являются результатом отложения рыхлого материала, переносимого атмосферными течениями. Такие образования получили от Рихтгофена название эоловых, или наветренных, эта группа представлена частью лёссом, который, однако, может быть и другого происхождения (см. Лёсс); к эоловым же образованиям относятся и некоторые скопления рыхлых вулканических продуктов. Все осадочные породы могут быть разбиты на 3 группы: 1) химические осадки, представляющие результат кристаллизации растворов, напр. каменная соль, гипс, травертино; 2) механические осадки, как, напр., мел, каменный уголь, и 3) смешанные, в образовании которых участвуют и химическое, и механическое осаждение: некоторые известняки, глинистые породы. В химических осадках можно бы различать две подгруппы: осадки из холодных растворов вследствие постепенной их концентрации и пересыщения (каменная соль, гипс и т. п.) и осадки из горячих растворов вследствие понижения их температуры; напр. гейзерит, гороховый камень карлсбадского Шпруделя и т. п.; первые кристалличны, вторые иногда аморфны. В классификации осадочных пород трудно систематически провести принцип происхождения, как по причине существования переходных образований, так и потому, что некоторые породы могут образоваться различным путем. На этом же основании не вполне пригоден и другой принцип классификации, а именно — органическое и неорганическое происхождение этих пород. По этому признаку различают анорганогенные и органогенные, последние делятся еще на зоогенные и фитогенные, смотря по тому, состоят ли они из животных или растительных остатков (мел и каменный уголь). Пока удобнее придерживаться деления осад. пород на искусственные группы главным образом на основании химического состава. По этому признаку можно различать следующие семейства или группы осад. пород: 1) лед, 2) галоиды (камен. соль, криолит и т. д.), 3) сульфаты (гипс, ангидрит), 4) карбонаты (известняк, доломит, травертино, сидерит), 5) группа железа (магнитный железняк, железный блеск, бурый железняк, красный жел., шпатовый жел.), 6) группа кремнезема (трепел, полировальный сланец, роговиковые, кремнистые отложения и т. д.), 7) группа углерода, или ископаемые угли (торф, бурый уголь, каменный уг., антрацит), 8) группа фосфорита (самород, гуано и т. п.). Все это первичные породы; группа глины (каолин, мергель, лёсс, различные глины и т. п.) составляет вместе с группой песка и песчаника и группой брекчий и конгломератов категорию обломочных осадочных пород. Между этими двумя категориями осадочных пород, как и в отделе изверженных, есть переходные члены, полуобломочные и полупервичные.

Обломочные породы. В противоположность породам, являющимся результатом какого-нибудь кристаллизационного или седиментационного процесса, непосредственным первичным продуктом, минеральным новообразованием, — второй отдел Г. пород, а именно породы обломочные, обнимает собою такие образования, которые являются новообразованиями на счет механического или химического разрушения раньше существовавших пород. Обломочные породы состоят из обломков других, распавшихся, пород. Не входя в подробности и не останавливаясь на особенностях некоторых обломочных пород, затрудняющих их классификацию, необходимо указать на существование группы вулканических пород, промежуточных между обломочными и кристаллическими. Эти породы по своему происхождению не отличаются от лав, являясь также продуктами остывания расплавленных огненно-жидких масс. Но в то же время эти породы, которые могут быть названы такситами, обладают брекчиевидною структурою вследствие особых процессов распадения кристаллизующейся магмы и вследствие неоднородного, шлирового ее состава. Смотря по тому, представляют ли элементы, слагающие таксит, правильное ленточное чередование или сочетание неправильно угловатых участков различного сложения и цвета, можно различать евтакситы (eutaxite) и атакситы. Последние по внешнему виду не отличаются от настоящих вулканических брекчий (см.).

Обломочные породы представляют большое разнообразие. Есть обломочные породы вулканического и осадочного происхождения; есть осевшие из воды и из атмосферы; есть и смешанные, в образовании которых принимали участие и вулканизм, и вода. По составу невозможно разбить обломочные породы на группы, на семейства, по причине непостоянства и многообразия их состава. Наиболее удобным признаком для классификации обломочных пород являются внешние структурные признаки. Как в вулканических, так и в осадочных можно строго разграничить рыхлые скопления от цементированных пород; песок, глина, вулканический пепел могут служить примерами первых. Дальнейшее подразделение цементированных пород основано на форме и размерах тех обломков, из которых состоит порода. Некоторые обломочные породы образуются из связанных гидрохимически обломков других пород, оставшихся на месте разрушения; в других случаях эти обломки могут быть отнесены водою на далекое расстояние от места своего образования.

Обломочные породы образуются или путем химического разложения, или путем механического измельчения и распадения других пород; образующиеся рыхлые скопления продуктов разрушения или одновременно, или впоследствии цементируются в связные породы; напр. песок переходит в песчаник, глина — в глинистый сланец, вулканический пепел и песок — в туф. Еще Гаюи, Броньяр, Науман ввели этот принцип и дали названия для различных типов относящихся сюда образований. Так, наиболее тонкие породы землистого характера, каковы, напр., глины, некоторые вулканические пеплы и туфы, называют пелитами, или пелитовыми (илистый характер); те, которые состоят из песчинок, обозначают псаммитами, а за теми, составные части которых не мельче горошины, а часто гораздо крупнее, оставляют наименование псефитов. Глины, как продукты химического разрушения других пород, Науман называет диалитическими, иловатыми (limmatische) образованиями. Смотря по тому, состоят ли псефитовые породы из угловатых или окатанных обломков, их называют брекчиями или конгломератами (также пудингами); и те и другие могут быть моногенными — однородными или полигенными — разнородными в зависимости от того, принадлежат ли обломки, входящие в их состав, одной или нескольким породам. Обозначение брекчий и конгломератов по породам, которым принадлежат обломки, иногда полезно: напр. базальтовые, диабазовые, андезитовые и т. д. Таким образом получается несколько категорий или рядов обломочных пород: 1) песок, хрящ, щебень, песчаник (цементир. песок) и кварцит (песчан. с кремнистым цементом); 2) вулканический пепел, песок, лапилли и вулканические туфы; 3) глина, мергель, сланцеватая глина и глинистый сланец; 4) брекчия, конгломератобрекчия, конгломерат. К обломочным породам можно также отнести и некоторые органогенные породы из класса осадочных. Под названием полуобломочных выделяют иногда те обломочные породы, в которых появляются кристаллические новообразования, как, например, глинистые сланцы, филлиты и т. п. породы; сюда же можно отнести и целый ряд в контакте или иначе метаморфизованных пород обломочного происхождения, но сильно регенерированных позднейшими новообразованиями (см. табл. I). В прилагаемой табличке сведены в конспективную форму различные виды обломочных пород; подробности об их составе, происхождении и структуре можно найти в статьях: Глина, Пески, Песчаник, Брекчия, Туф, Конгломераты.

Литература о Г. пор. не может быть приведена полностью. В упоминаемых ниже общих сочин. Циркеля, Розенбуша и Рота читатель найдет более или менее полные списки или цитаты. Здесь достаточно указать на главнейшие: I. Общие сочинения; II. Пособие для практических работ, описание и перечисление методов исследований и т. д. — I. Общие сочинения: F. Zirkel, «Lehrbuch der. Petrographie» (1866); F. Zirkel, «Die mikroskopische Beschaffenheit der Mineralien und Gesteine» (1873); F. Zirkel, «Microscopical Petrography» (1879); B. v. Cotta, «Die Gesteinslehre» (1862); H. Vogelsang, «Philosophie der Geologie» (1867); С. Naumann, «Lehrbuch d. Geognosie» (1850—54 и 1857); С. Bischof, «Lehrbuch d. physikalischen und chemischen Geologie» (1848—55 и 1863— 66); F. Senft, «Classification und Beschreibung der Felsarten» (1857); K. v. Leonhard, «Characteristik der Felsarten»; Al. Brogniart, «Classification et caractères minéralogiques des roches homogènes et hétérogènes» (1827); Durocher, «Essai de pétrologie comparée» (1857); H. Rosenbusch, «Mikroskopische Physiographie d. Mineralien u. Gesteine»: I. «Die petrographisch wichtigen Mineralien» (1893) и II. «Massige Gesteine» (1887); J. Roth, «Allgemeine u. chemische Geologie» II. (1883); F. Fouqué et A. Michel-Lévy, «Mineralogie micrographique» (1879); J. Harris Teall, «British Petrography» (1888); A. v. Lasaulx, «Elemente der Petrographie» (1875); A. v. Lasaulx, «Einführung in die Gesteinslehre» (1886), F. Hatch, «Petrology»; A. Michel-Lévy et A. Lacroix, «Les minéraux des roches» (1888); А. Иностранцев, «Геология» (I, 1889); E. Kalkowsky, «Elemente der Lithologie». Кроме того, более или менее полные обзоры Г. пород можно найти в больших сочинениях и руководствах по геологии: Лаппарана, Креднера, Гейки, Дана, Стоппани, Неймайра, Рейера. Много общих полезных указаний заключают также: E. Reyer, «Beitrag zur Physik der Eruptionen u. der Eruptivgesteine» (1877) и F. v. Richthofen, «Führer für Forschungreisende» (1886). — II. Пособия для практических занятий: E. Hussak, «Anleitung zum Bestimmen der gesteinbildenden Mineralien» (1885); H. Rosenbusch, «Hülfstabellen zur mikroskopischen Mineralbestimmung in Gesteinen» (1888); A. Michel-Lévy et A. Lacroix, «Tableaux des minéraux des roches» (1889); Ф. Левинсон-Лессинг, «Таблицы для микроскопического определения породообразующих минералов» (1890); E. Cohen, «Zusammenstellung mikroskopischer Untersuchungsmethoden nebst Angabe der Literatur» (1890); А. Карпинский, «Материалы для изучения способов петрографических исследований» (1885); F. Zirkel, «Die Einführung des Mikroskops in das mineralogisch-petrographische Studium» (1881); E. Stelzner, «Die Eulwicklung der mechanischen Trennungsmethoden in den letzten 50 Jahren» (1885); Haushofer, «Mikrochemische Reactionen»; A. Renard et Klément, «Réactions microchimiques».

Примечания