Роль магматизма в образовании полезных ископаемых

Магматизм — процесс возникновения в мантии и земной коре магматических расплавов, последующего их подъёма и затвердевания на разных глубинах или извержения на поверхности Земли. Магматизм является одним из главных факторов формирования земной коры. Выделяются следующие основные его этапы: зарождение, подъём и затвердевание.

Жизненный цикл[править | править код]

Зарождение магмы[править | править код]

Магмы выплавляются в интервале глубин от 15 до 250 км при не большом плавлении вещества земной коры и мантии. При этом «… в природных магматических очагах доля жидкой фазы обычно не превышает 20-30%, а во многих случаях составляет всего несколько процентов и менее. … Температура силикатных магм в момент зарождения варьирует от 1800—1600 до 600—500 °C. Максимальные оценки относятся к наиболее глубинным ультраосновным расплавам, возникающим при плавлении перидотитов верхней мантии, а минимальные — к наименее глубинным кислым магмам, образованным в земной коре и обогащенным водой или фтором, которые значительно понижают температуру плавления.» [1]

Выделяют 3 основных механизма зарождения магмы:

1. Нагрев выше температуры плавления глубинного вещества. Причинами эпизодического и локального нагрева, возможно, являются: радиоактивный распад U, Th, K и/или выделение тепла от трения при пластических деформациях.

2. Адиабатический подъём глубинного вещества до линии солидуса и выше.

3. Дегидратация гидроксил-содержащих минералов глубинного вещества. «Распространенными минералами такого рода являются, например, слюды, которые при нагревании выделяют до 4 мас.% воды. Если в магматическом источнике имеется вода, то температура плавления силикатного вещества понижается на десятки и сотни градусов.[1]

Подъём и дифференциация магмы[править | править код]

В областях зарождения за счет меньшей плотности и вязкости расплав выжимается из связной системы межзерновых пор, наподобие того, как выжимается вода из рыхлого осадка на дне моря. Cкопления относительно легкой жидкости обладают некоторым избыточным давлением и начинают пробивать путь наверх, самостоятельно раздвигая стенки ранее существовавших трещин. При этом скорость подъёма не очень вязких магм может достигать километров и даже десятков километров в час. Глубина, до которой может подняться расплав, определяется общим его количеством, соотношением плотностей расплава и вмещающих пород, а также соотношением между температурой и содержанием растворенной воды. [1]

При подъёме магмы она эволюционирует в сторону обогащения более поздних выплавок кремнезёмом и литофильными элементами и обеднения мафическими компонентами (MgO, FenOm) а также прочими преимущественно сидерофильными элементами. Эволюция обусловлена магматической дифференциацией исходно гомогенного расплава, при которой происходит разделение на различные по составу и свойствам фазы. Этот процесс осложняется рядом явлений, среди которых, пожалуй, основным «конкурентом» является ассимиляция магмой боковых пород магмаводов, стенок и крыш магматических камер.

Механизмы дифференциации[править | править код]

1. кристаллизационная дифференциация — процесс разделения на фазы исходно гомогенного расплава, обусловленный последовательным выпадением из расплава минералов со все меньшей энергией связи в кристаллической решетке (кристаллизационный ряд Боуэна). «Обычно такая дифференциация происходит при фракционировании к-лов в результате отделения кристаллич. фракции от магматич. расплава (фракционная кристаллизация). При этом прекращается взаимодействие между к-лами и расплавом. Этот процесс может сопровождаться конвекцией и переносом к-лов в сторону холодных частей магматич. камеры и осаждением их, иногда ритмическим, на ее дне (дифференциация конвекционная). Удаление из расплава к-лов изменяет его химич. состав. Благодаря последовательно-дискретному образованию м-лов, состав расплава изменяется дискретно и продукты каждой последующей стадии кристаллизации расплава будут заметно различаться, как правило, в сторону образования более кислых и легкоплавких г.п.» [2] ;

2. гравитационная дифференциация — процесс разделения на фазы исходно гомогенного расплава в гравитационном поле. Погружение отделившейся от расплава более плотной фазы или, наоборот, всплытие менее плотной. Характерна для ультраосновных, основных и щелочных магм, из-за их относительно низкой вязкости, в связи с малой концентрацией SiO2;

3. диффузионная дифференциация — процесс разделения на фазы исходно гомогенного расплава, обусловленный диффузией ионов или молекул в гравитационном поле, либо в условиях температурного градиента;

4. эманационная дифференциация — процесс разделения на фазы исходно гомогенного расплава, обусловленный эманацией легких элементов. Особенно характерна в протяженных по вертикали магматических колоннах в присутствии растворенных в расплаве летучих компонентов, в частности воды;

5. ликвационная дифференциация — разделение расплава на две несмешивающиеся жидкие фазы.

«Выделение газ. фазы и всплывание газ. пузырьков также приводит к дифференциации магмы, причем, если началась кристаллизация, этот процесс может сопровождаться флотацией к-лов.» [2]

Осложняющие явления[править | править код]

1. магматическая ассимиляция — «поглощение и расплавление магмой пород кровли и стенок резервуара, в результате чего магма подвергается контаминации. М. а. вызывает значительные локальные химические изменения магмы.» [2] Например, при внедрении гранитного расплава в известняки и ассимиляции их заметно увеличивается в расплаве содержание кальция. При кристаллизации будет образовываться не кислый плагиоклаз, что характерно для нормальных гранитов, а более основной. В результате ассимиляции гранитной магмой глиноземистых пород (например, слюдистых сланцев) могут появиться такие высокоглиноземистые минералы, как кордиерит или андалузит; [3]

2. гибридизм — процесс смешения двух разных по составу расплавов (синтексис) или ассимиляции расплавом ранее застывшей магматической фазы. В гибридной магме возможно присутствие реликтов вмещающих пород (ксенолитов) или их отдельных, обычно тугоплавких минералов (ксенокристаллов); [4]

3. десиликация — извлечение кремнезема из расплава за счет связывания его Mg, Ca, Fe вмещающих пород при внедрении магм богатых SiO2 в породы бедные этим компонентом (например, в известняки или ультрабазиты). Это приводит к обеднению расплава кремнеземом и нарушению изначально нормальной пропорции SiO2 и Al2O3. Глинозем оказывается в вынужденном избытке, в связи с чем возникают минералы обогащенные Al, а количество кварца уменьшается вплоть до полного исчезновения. Если при этом количество глинозема оказывается особенно велико, он может выделиться в свободном виде, образуя корунд. [3]

Затвердевание[править | править код]

При затвердевании магматического расплава происходит полная или частичная кристаллизация вещества и образуются твердые тела магматических горных пород. В случаях близповерхностных извержений (вулканизм) характерно формирование пород с порфировыми или порфировидными текстурами, что обусловлено неравновесностью такого процесса. Остывание часто сопровождается процессами автометаморфизма и автометасоматоза, тектоническими явлениями (образованием кальдер и кольцевых структур, в связи с контракцией крупных интрузий и пр.).

Магматизм в мантийно-коровом круговороте вещества[править | править код]

В зонах спрединга происходит подъём и частичное плавление вещества астеносферы. При этом выплавляется относительно легкая базальтовая магма, которая затем извергается в зонах срединно-океанических хребтов и задуговых бассейнов, а относительно тяжелый остаточный расплав перидотита опускается обратно. «Базальтовая магма, разные формы кристаллизации которой дают породы II и III слоев океанской коры, обнаруживает общие особенности состава во всех зонах спрединга, что послужило основанием для выделения особого геохимического типа базальтоидов» — БСОХ (базальты срединно-океанских хребтов) [5]

В зоне глубоководного желоба гетерогенная, состоящая из смеси безводных базитов, зеленых сланцев, амфиболитов и серпентинитов, океаническая кора субдуцирует и испытывает ряд превращений. По мере погружения зеленые сланцы превращаются в амфиболиты, а высвободившаяся вода вступает в реакцию с безводными базитами с образованием еще большего количества амфиболитов. Согласно модели А. Рингвуда, погружающаяся океаническая кора находится в таких Р-Т-условиях, что изобарический переход амфиболита в эклогит происходит в субсолидусных условиях при довольно низких температурах (<700°С). Высвобожденные воды поднимаются в перекрывающий мантийный клин, способствуют снижению вязкости и вызывают подъём мантийных диапиров, что в свою очередь вызывает их частичное плавление. Таким образом формируются водные толеитовые магмы, дифференциация которых приводит к появлению ранних толеитовых серий островных дуг. [6]

На глубинах более 100 км океаническая кора представлена эклогитом + серпентином. При давлении приблизительно 50 кбар и температуре около 500°С серпентин распадается на фазу DHMS + энстатит + вода. При этом же давлении и более и температурах 500…1600°С фаза DHMS вступает в реакцию с энстатитом с образованием форстерита и воды. Реакции дегидратации осуществляются постепенно и на большом интервале глубин, т.к. толща Qu-эклогита прогрет неравномерно. При наличии воды Qu-эклогит подвержен частичному плавлению с образованием риодацитовой магмы. Поступая наверх эти магмы вступают в реакции с веществом мантийного клина и вызывают подъём диапиров, состоящих из Ol-пироксенита. В результате возникают родоначальные для известково-щелочных серий базальтовые магмы. Эти магмы по мере подъёма испытывают фракционирование, контролируемое в основном гранатом, пироксеном и амфиболом. [6]

Образующиеся при всех этих процессах относительно кислые магмы транспортируются к поверхности и совместно с осадочными породами присоединяются к окраине континента, наращивая, континентальную кору. Наращивание в результате привноса материала, а также ввиду скучивания и деформаций пород при сжатии над зонами субдукции или в областях коллизии приводит к увеличению радиогенного тепла, генерирующегося in situ. Это приводит к разогреву и, как следствие, к региональному метаморфизму и частичному плавлению с образованием вторичных гранитных магм. К этому времени приурочено образование горных цепей и хребтов. [6]

Проявления магматизма[править | править код]

Выделяют 3 типа магматизма по месту его проявления:

Континентальный.
Окраинно-континентальный.
Океанический.

В их составе выделяются разные, более локальные подтипы. Например: магматизм островодужный, рифтовый, плюмовый, горячих точек и некоторые другие.

По глубине проявления Магматизм разделяется на 4 класса:

ультраабиссальный (очень глубокий),
абиссальный (глубокий),
гипабиссальный (приповерхностный),
поверхностный.

По составу магмы на 6 видов, соответствующих рядам кремнезёмистости магматических пород.

В современную геологическую эпоху магматизм особенно развит в пределах Тихоокеанского подвижного пояса, срединно-океанических хребтов, рифтовых зон Африки и Средиземноморья и др. С магматизмом связано образование большого количества разнообразных месторождений полезных ископаемых.

Магматогенные металлические руды[править | править код]

См. также[править | править код]

Петрогенезис
Горячая точка (геология)
Магматические горные породы
Магма
Азональность

Список литературы[править | править код]

Дополнительные материалы[править | править код]

Хаин В.Е., Ломизе М.Г. Геотектоника с основами геодинамики

Богатиков О.А., Коваленко В.И., Шарков Е.В. Магматизм, тектоника, геодинамика Земли. Связь во времени и в пространстве
Базис
Акинини В.В. Позднемезозойский и кайнозойский магматизм и преобразование нижней коры в северном обрамлении Пацифики
Нановключения высокобарного гидросиликата Mg3Si4O10(OH)2 · nH2O (10a-фаза) в мантийных оливинах: механизмы образования и трансформации

Источник

Гранит — плутоническая порода с однородной (афировой) текстурой и полнокристаллической структурой

Базальт оливиновый — вулканическая порода с порфировой текстурой и неполнокристаллической структурой базиса

Магматические горные породы (син. магматиты) — конечные продукты магматической деятельности, возникшие в результате затвердевания природного расплава (магмы, лавы). Переход расплава в твёрдое состояние сопровождается кристаллизацией вещества. Магматические породы играют важную роль в строении земной коры, образуя геологические тела различных форм и размеров, составов и структур.

Магматиты представляют один из важнейших типов горных пород наряду с осадочными, метаморфическими, а также гидротермально-метасоматическими образованиями. Встречаются в широком диапазоне геологических условий: щиты, платформы, орогены, океаническая кора и др. Магматические и метаморфические породы по объёму составляют 90-95 % верхней (16 км) земной коры[1]. Магматические породы образуют около 15 % современной поверхности Земли[2].

Основы систематики магматических пород[править | править код]

По относительной глубине застывания расплава выделяют 3 класса магматических пород:[3]

плутонические — застывшие на глубине (плутониты);
гипабиссальные — застывшие на небольших глубинах[4];
вулканические — застывшие на поверхности (вулканиты) или вблизи неё (субвулканиты)[5].

Плутонический класс объединяют породы, формировавшиеся в условиях мезоабиссальной и абиссальной фаций. При этом границы фаций глубинности определены не однозначно. Так, для абиссальных обстановок может указываться от 6-8 км[6] до 3-5 — 10-15 км[7]. Основным признаком глубинности ввиду простоты диагностики является степень раскристаллизации вещества: полная, скрытая, неполная. Плутониты отличаются полнокристаллической структурой, гипабиссальные породы — скрытокристаллической, реже неполнокристаллической.

Вулканические породы обладают неполнокристаллической, либо стекловатой структурой. Реже встречаются скрытокристаллические разности. Для вулканитов, субвулканитов и гипабиссальных образований характерны порфировые текстуры, образованные крупными вростками кристаллов (порфиров) в однородной массе породы.

Основой более глубокой систематики служит ряд петрохимических и минералогических признаков. При этом выделяют отряды, семейства, виды и разновидности горных пород. Для определения верхних рангов используют отношения весовых содержаний кремнезёма (SiO2) и «щелочей» (Na2O + K2O) в породах.

Отряды (ряды) выделяют по содержанию в породах кремнезёма (по «кислотности», по «кремнезёмистости»). Всего определено 6 отрядов. В отдельных случаях выделяют также отряд редких некремнезёмистых пород.

Подотряды магматических пород выделяют по содержанию суммы щелочей (Na2O + K2O). По «щелочности» определены 3 подотряда (нормальный, субщелочной и щелочной). Иногда выделяют также низкощелочной подотряд.

Семейства магматических пород занимают, таким образом, определённые поля на диаграмме «сумма щелочей — кремнезём» (Total Alkali Silica, TAS), границы между которыми установлены подкомиссией по систематике магматических пород Международного союза геологических наук (МСГН). Имена всех семейств магматических пород нормальнощелочного и щелочного рядов приведены в классификационной таблице.

Виды магматических пород определяются их модальным минеральным составом. Для пород, не содержащих более 90 % темноцветных минералов и обладающих хорошей кристалличностью (то есть в основном для абиссальных и гипабиссальных), видовая принадлежность устанавливается на диаграмме QAPF (англ. Quartz — Alkali feldspar — Plagioclase — Feldspathoid (Foid)). В противном случае используется диаграмма TAS.

Разновидности магматических пород не регламентируются и выделяются геологами по необходимости.

Формы залегания магматических горных пород[править | править код]

Формы залегания плутонических и гипабиссальных тел[править | править код]

Внедрение магмы в толщу горных пород приводит к образованию интрузивных тел. В зависимости от их отношения с вмещающими образованиями выделяют:

Согласные (конкордантные) интрузивные тела, внедрившиеся между отдельными слоями толщи вмещающих пород. Форма таких тел зависит от структуры вмещающей толщи (лакколиты, лополиты, факолиты, этмолиты, бисмалиты, силлы).

Несогласные (дискордантные) интрузивные тела, прорывающие слои толщи вмещающих пород и не зависящие от их структуры (батолиты, штоки, дайки, апофизы, хонолиты).

Формы залегания тел вулканических пород[править | править код]

Излившаяся на поверхность лава образует эффузивные тела, среди которых выделяются: лавовый покров, лавовый поток, некк (жерловина), вулканический (экструзивный) купол (пик, игла) и диатрема (трубка взрыва), вулканический конус, стратовулкан, щитовидный вулкан. По выражению в рельефе формы залегания эффузивных пород могут быть как положительными (покровы, потоки, жерловины, вулканические купола, диатремы, вулканические конусы, стратовулканы, щитовидные вулканы), так и отрицательными (кратеры, маары, лавовые колодцы, кальдеры).

Минеральный состав[править | править код]

В составе магматических пород выделяют породообразующие и акцессорные минералы. Породообразующие минералы представлены различными алюмосиликатами и силикатами. Среди них выделяют светлоокрашенные (син. лейкократовые) и темноцветные (син. меланократовые, цветные) разновидности. Светлоокрашенные не содержат (или содержат только примесные) магний и железо, тогда как для темноцветных характерно вхождение этих элементов в состав кристаллических решеток. Соответственно, выделяют салические (от Si, Al) и мафические (от Mg, Fe) минералы.

Типичные салические минералы: полевые шпаты, кварц, фельдшпатоиды, светлые слюды (мусковит и др.).
Типичные мафические минералы: оливины, пироксены, амфиболы, темноцветные слюды (биотит и др.).

Акцессорные минералы слагают менее 1-5 % объёма породы, однако их присутствие отмечается повсеместно. Среди акцессорий часто встречаются: циркон, апатит, рутил, монацит, ильменит, хромит, титанит, ортит, магнетит, хромит, пирит, пирротин и мн.др.

Характерные особенности минерального состава[править | править код]

Для пород нормального ряда характерно присутствие полевых шпатов и кварца и «…отсутствие фоидов (фельдшпатоидов) и щелочных темноцветных минералов, а также пироксенов и амфиболов с высоким содержанием титана»,[8] типичных в щелочных магматитах. Кислотность (кремнезёмистость), в первую очередь, отражается на содержании кварца (чем кислее — тем его больше), а также составе плагиоклаза: базиты содержат богатые кальцием, тогда как кислые магматиты — богатые натрием его разновидности.

Кварц образуется, когда содержание SiO2 в магме превышает необходимое для образования силикатов и алюмосиликатов. Кварц не встречается в магматических фазах совместно с оливином или нефелином. Оливин присутствует, главным образом, в ультрабазитах и выделяется из магм, в которых содержание SiO2 недостаточно для образования пироксенов. В противном случае оливин превращается в энстатит:

Mg2SiO4 + SiO2 = Mg2Si2O6
Форстерит………Энстатит

Аналогично образуется нефелин, который присутствует лишь в щелочных породах, недосыщенных кремнезёмом. В противном случае образуется альбит:

NaAlSiO4 + 2SiO2 = NaAlSi3O8
Нефелин………………Альбит

Для пород нормального ряда ведущими типоморфными минеральными парагенезами являются следующие:

Ультрабазиты. Главные минералы — оливины и пироксены. Содержащие их в сравнимых количествах, породы называются перидотитами. Существенно оливиновые называются в зависимости от акцессориев: оливинит, если присутствует магнетит; дунит, если есть хромит. Кроме того, весьма характерны ортопироксены (энстатит, бронзит или гиперстен).

Базиты. Главные минералы — оливины, пироксены, основные плагиоклазы. В подчиненном количестве может быть роговая обманка. В зависимости от того, какой пироксен преобладает различают: габбро, если доминирует клинопироксен (авгит или диопсид); нориты, если ортопироксен; габбронориты, если и тот и другой представлены в равной мере.

Средние. Главные минералы — средние плагиоклазы, амфиболы (роговая обманка). Характерными акцессориями являются биотит и кварц. Широко распространенными породами этого семейства являются диориты (андезиты), а также субщелочные аналоги — сиениты, состоящие из калиевого полевого шпата с темноцветными (роговой обманкой и/или биотитом, диопсидом, эгирин-авгитом).

Кислые. Главные минералы — кварц, калиевые полевые шпаты, кислые плагиоклазы. В подчиненных количествах обычно биотит и/или роговая обманка. Широко распространенными породами этого семейства являются граниты (риолиты), а также переходные к средним — гранодиориты (дациты), — характеризующиеся увеличением содержаний темноцветных минералов.

Связь цвета магматических пород и их состава[править | править код]

Для пород нормального и умеренно-щелочного рядов характерны светлые окраски при относительно высоких содержаниях кремнезёма и тёмные до черных при низких. Количество темноцветных минералов, подсчитанное в объемных процентах, называют цветным числом. Ультрабазиты обычно имеют чёрный цвет (95-100 % тёмноокрашенных минералов), базиты — темно-серый до чёрного (~50 %). Породы среднего состава характеризуются серыми окрасками (~30 %). Кислые и ультракислые магматиты отличаются светло-серым цветом (<10 %). Очень часто наблюдаются отклонения от указанных значений, в связи с локальными особенностями магматизма, эпигенетическими изменениями и прочими факторами, влияющими на окраску породы. Типично замещение породообразующих минералов новообразованными при выветривании. Плагиоклазы, чаще всего, замещаются серицитом и цеолитами; пироксены и амфиболы — хлоритом и эпидотом. Визуальный осмотр с подсчетом цветного числа, а также определением текстуры (порфировой или афировой) и структуры (полно- или неполнокристаллической) позволяет делать обоснованное предположение о составе породы не только специалистам, но также и любителям.

Химический состав[править | править код]

В химическом составе магматитов выделяют петрогенные и редкие химические элементы. Петрогенные элементы определяют фазовый (минеральный) состав породы, в то время как редкие входят в эти фазы в виде примесей. Состав магматитов, чаще всего, отражают концентрациями ряда элементов в форме их оксидов (петрогенных окислов). «Главными оксидами магматических образований являются: SiO2, Al2O3, Fe2O3, FeO, MgO, CaO, Na2O и K2O, H2O»[9] . Процентное содержание кремнезёма в породе служит определённым критерием её кислотности, в связи с чем термином «кислая порода» стали обозначать породы, богатые, а «основная порода» — бедные кремнезёмом, но обогащенные основаниями — СаО, MgO и FeO. Обратная зависимость между концентрациями этих оснований и кремнезёма весьма ярка выражена в ряду кислотности пород.

LIP на карте геологических провинций

Распространение[править | править код]

Магматические породы, совместно с метаморфическими и переходными ультраметаморфическими преобладают в составе земной коры. На современной поверхности они широко представлены в областях длительного воздымания (кристаллических щитах и н.др.), подвижных поясах, больших магматических провинциях, областях активного вулканизма. Наибольшим распространением пользуются породы нормального и субщелочного рядов. Причем базиты и ультрабазиты преобладают, слагая низы континентальной коры и почти целиком формируя кору океанического типа: базиты слагают, соответственно, «базальтовый» слой и верхи нижнего, а ультрабазиты — низы нижнего слоя, где представлены полнокристаллическими разностями. Гранитоиды широко развиты в составе массивной континентальной коры и формируют её верхний «гранито-гнейсовый» слой. Нижний слой континентальной коры по В. В. Белоусову имеет «гранулит-базитовый» состав[10] , тогда как её средний модальный состав по Гольдшмидту — «андезитовый» (средний по содержанию кремнезема и нормальный по щелочам). Кроме того, имеют место участки земной коры, в пределах которых магматизм проявился экстремально быстро и широко. Такие области получили название «больших магматических провинций» (large igneous province, LIP). С 11-ю такими провинциями связывают массовые вымирания живых организмов в истории Земли. В LIP входят как «большие плутоногенные провинции», так и «большие вулканогенные», в том числе трапповые поля (к примеру, Сибирские траппы).

Генезис[править | править код]

Основная статья: Магматизм

Магматические породы являются конечными продуктами магматической деятельности, обусловленной глобальным и неравномерным тепломассапереносом из мантии к поверхности планеты. Магматические расплавы зарождаются в нижней коре и мантии вследствие уменьшения давления и/или повышения температуры. Являясь менее плотными по отношению к вмещающим образованиям, они стремятся «всплыть» на поверхность. В процессе подъёма происходит дифференциация магмы, что приводит к наблюдаемому разнообразию составов магматических пород. В случае достижения поверхности расплав извергается по эффузивном и/или эксплозивному механизму.

Выделяются несколько генетических серий магматических пород, состав которых эволюционирует от родоначальной глубинной магмы, отделяющейся от твердой фазы мантии и глубокой коры.

Список литературы[править | править код]

↑ Prothero, Donald R.; Schwab, Fred. Sedimentary geology : an introduction to sedimentary rocks and stratigraphy (англ.). — 2nd. — New York: Freeman, 2004. — P. 12. — ISBN 978-0-7167-3905-0.
↑ Wilkinson, Bruce H.; McElroy, Brandon J.; Kesler, Stephen E.; Peters, Shanan E.; Rothman, Edward D. Global geologic maps are tectonic speedometers—Rates of rock cycling from area-age frequencies (англ.) // Geological Society of America Bulletin (англ.)русск. : journal. — 2008. — Vol. 121, no. 5—6. — P. 760—779. — doi:10.1130/B26457.1.
↑ Петрографический кодекс России: магматические, метаморфические, метасоматические, импактные образования. — 3 изд.. — СПб: ВСЕГЕИ, 2009. — 197 с.
↑ Гипабиссальные горные породы — статья из Большой советской энциклопедии.
↑ Эффузивные горные породы // Большая советская энциклопедия : [в 30 т.] / гл. ред. А. М. Прохоров. — 3-е изд. — М. : Советская энциклопедия, 1969—1978.
↑ Д. И. Горжевский, В. Н. Козеренко. . — 1965.
↑ В. И. Смирнов. . — 1982.
↑ Ушакова Е.Н., Шелепаев Р.А., Изох А.Э., Сухоруков В.П., Никитин А. А. Магматические горные породы: систематика, номенклатура, структуры и текстуры (недоступная ссылка). Геологический Музей НГУ. Дата обращения 11 сентября 2016. Архивировано 12 сентября 2016 года.
↑ Саранчина, Галина Михайловна — Породообразующие минералы : (Методика определения кристаллоопт. констант, характеристика минералов) : Учеб. пособие — Search RSL. search.rsl.ru. Дата обращения 11 сентября 2016.
↑ Хаин В.Е. Ломизе М.Г. Геотектоника с основами геодинамики. Ozon.ru. Дата обращения 30 октября 2015.

Дополнительные материалы[править | править код]

Заварицкий А. Н. Изверженные горные породы. — М.: Издательство АН СССР, 1956. — 480 с.
Магматические горные породы (Общая петрография)
Магматические горные породы
Таблица магматических горных пород для занятий со школьниками
R. W. Le Maitre (editor) (2002) Igneous Rocks: A Classification and Glossary of Terms, Recommendations of the International Union of Geological Sciences, Subcommission of the Systematics of Igneous Rocks., Cambridge, Cambridge University Press ISBN 0-521-66215-X

Источник