Содержание и задачи общей петрографии как науки о магматических и метаморфических горных породах

Тема 1. Содержание и задачи общей петрографии как науки о магматических и метаморфических горных породах 1.1 Петрография как наука и учебная дисциплина. Горная порода представляет собой естественный минеральный агрегат определенного состава, структуры, текстуры и происхождения. Горные породы могут состоять из минералов, обломков горных пород, окаменелой фауны, вулканического стекла, пирокластического материала. К горным породам не относятся осадки, находящиеся на дне современных водных бассейнов или вдоль их берегов. Все горные породы делятся на две основные группы: эндогенные (собственно магматические, метаморфические, метасоматические породы) и экзогенные (осадочные горные породы). Предметом изучения петрографии служат, прежде всего, магматические и метаморфические горные породы, в то время как изучением осадочных горных пород занимается отдельная наука – литология. Методы изучения горных пород весьма разнообразны и определяются целями и задачами, стоящими перед исследователем. Эти задачи могут являться в основном геологическими (установление формы и размеров геологических тел, сложенных различными горными породами, выяснение соотношения горных пород в том или ином геологическом теле, возраста, мощности, тектонических особенностей), и в таком случае на первое место выходят полевые исследования, непосредственно в районе залегания изучаемых горных пород. Лабораторные же методы уходят на второй план, и являются дополнительными. С их помощью более точно устанавливаются структурные и текстурные особенности горных пород, минеральный состав, определяются фаунистические остатки, возраст горных пород. В случае, когда исследования направлены на выяснение минерального состава горных пород, содержания в них каких-либо полезных ископаемых, детали химизма и происхождения горных пород, основное внимание уделяется лабораторным методам исследования. Среди лабораторных методов наиболее значимыми являются макроскопические и химические. Микроскопический же метод является одним из основных методов петрографии. При выяснении происхождения горных пород большую роль играют экспериментальные специальных методы лабораториях исследования, позволяющих которые проводятся имитировать в естественные условия, в частности большие температуры и давление. Как было сказано выше, основным предметом изучения петрографии являются магматические и метаморфические горные породы. Под магматическими горными породами понимаются естественные ассоциации минералов, либо минералов и вулканического стекла, либо одного вулканического стекла, образовавшиеся в результате кристаллизации магматических расплавов. В зависимости от условий, в которых происходит кристаллизация расплава, различают интрузивные или плутонические (затвердевание происходит на глубине) и эффузивные или вулканогенные (кристаллизация расплава происходит на поверхности земли) горные породы. В свою очередь интрузивные горные породы, в зависимости от глубины кристаллизации подразделяются на две группы: 1. абиссальные или глубинные горные породы – образуются на значительной глубине; 2. гипабиссальные или полуглубинные – образуются на незначительной глубине (2 – 3 км). Магматический расплав всегда содержит некоторое количество перегретых газов и паров воды, что приводит во время извержения к взрыву. В результате чего происходит выброс раздробленных и распыленных продуктов, таких как вулканический пепел, и песок, лапилли, вулканические бомбы. В совокупности они называются пирокластическим материалом, который, оседая на склонах вулканов, долинах и т.д. формирует так называемые пирокластические горные породы (вулканические туфы) – группу пород, переходную, между влуканогенными и осадочными. Метаморфическими горными породами называются породы, которые сформировались в результате перекристаллизации исходных осадочных или магматических горных пород. Главными факторами метаморфизма являются температура, давление и химически активные растворы. Различают изохимический и аллохимический метаморфизм. В первом случае метаморфизма химический состав породы практически не меняется, а во втором происходит изменение химического состава, что связано с поступлением веществ из восходящих растворов, которые вытесняют некоторые исходные названием метасоматоза. соединения. Последний процесс известен под 1.2 Методика работы с микроскопом 1.2.1 Устройство микроскопа и его поверки Наиболее часто используются поляризационные микроскопы марок МП-3 и МИН-10. Описание Поляризационный микроскоп микроскопа МП-3 МП-3 состоит приводится из ниже. штатива 1, осветительной системы II, столика III и тубуса 1V. .(рис.10.1_1). Осветительная система П состоит из конденсора, поляризатора и зеркала. Конденсор состоит из двух линз. Верхняя линза съемная - линза Лазо (L), применяется для получения сходящегося пучка световых лучей. Нижняя линза конденсора располагается над поляризатором и направляет поток параллельных световых лучей на исследуемый объект. Поляризатор (P) (призма Николя) - устройство, естественный свет превращается в с помощью которого плоскополяризованный (рис.10.1_2). Над поляризатором располагается диафрагма, которая с помощью рычажка регулирует освещенность исследуемого предмета. Зеркало (S) двустороннее, плосковогнутое, вращается вокруг двух осей. Вращающийся столик Ш имеет лимб с градусными делениями и два нониуса для отсчета угла поворота с точностью до десятых долей градуса. На столике с помощью пружин - "лапок" 2 укрепляется объект исследования - шлиф, представляющий собой плоскопараллельный срез горной породы или минерала толщиной 0,03 мм, помещенный между двумя стеклами - предметным и покровным. Пластинка горной породы или минерала склеивается со стеклами смолой пихты или канадской сосны (канадский бальзам). Канадский бальзам - это вещество с постоянным и известным показателем преломления (n = 1,537 или 1,54), бесцветное, прозрачное и обладающее способностью долго не раскристаллизовываться. Шлиф устанавливается на столике покровным стеклом вверх. Тубус 1V. В нижней его части с помощью щипцевого зажима 3 укрепляется объектив Ob. На оправе каждого объектива располагаются два центрировочных винта и фиксирующий штифт для правильного закрепления объектива в щипцовом устройстве. Над объективом в тубусе микроскопа вмонтирована подвижная колодка с анализатором (A) - второе поляризующее устройство, аналогичное поляризатору. Некоторые оптические константы минералов определяются с выключенным анализатором. В верхней части тубуса располагается подвижная планка с линзой Бертрана (B), которая применяется сходящемся пучке световых при исследовании минералов в лучей. При определении констант в параллельном свете линзу Бертрана выключают. Сверху в тубус микроскопа вставляют окуляр (Ok.) В окуляре с 6-кратным увеличением имеется микрометрическая линейка, которая используется для измерения размеров микрообъектов. Цена минимального деления этой линейки с объективом 8-кратного увеличения равна 0,02 мм. Общее увеличение произведению микроскопа равно чисел, показывающих увеличение установленных объектива и окуляра. Основные поверки микроскопа: ●Поверка скрещенности николей. В поляризационном микроскопе два николя - поляризатор и анализатор, должны быть установлены так, чтобы плоскости колебания лучей света, проходящих через них, были расположены взаимно перпендикулярно. Такое положение николей называют скрещенным. ●Поверка положения нитей окуляра. Нити окуляра должны располагаться параллельно плоскостям поляризации николей. Для установки нитей окуляра параллельно плоскостям колебаний поляризатора и анализатора необходимо поступить следующим образом: - анализатор выключить и в точку пересечения нитей окуляра поместить зерно биотита с хорошо выраженными трещинами спайности; - затем столик микроскопа повернуть до момента наиболее темной окраски биотита. В таком положении одна из нитей окуляра должна быть параллельна его спайности; - если этого не наблюдается, то следует повернуть окуляр так, чтобы нить совпадала с направлением трещин спайности. В тубусе микроскопа имеется прорезь для фиксации правильного положения окуляра. ●Центрировка объектива. До начала проведения кристалооптических исследований следует отцентрировать объектив, т.е. совместить его оптическую ось с осью вращения предметного столика. Если микроскоп отцентрирован, то зерно, поставленное в точку пересечения нитей окуляра, при вращении столика микроскопа не перемещается и остается в центре поля зрения. При центрировке микроскопа возможны два случая: 2.3.1. Зерно, поставленное в центр поля зрения не уходит за его пределы при повороте столика микроскопа на 360. В этом случае для центрировки поставьте в точку пересечения нитей зерно небольшого размера (рис. 10.1_3.а). Шлиф двигайте руками. Затем, поворачивая столик микроскопа примерно на 180, переместите зерно в точку 2. Из этого положения вращением двух центрировочных ключей, одетых на центрировочные винты объектива, добейтесь того, чтобы зерно переместилось на половину расстояния к центру (точка 3). Далее, двигая шлиф руками, снова поставьте зерно в точку пересечения нитей окуляра (точка 1). Поворачивая столик микроскопа, наблюдайте за зерном. Если оно уходит из точки пересечения нитей, то центрировку продолжайте, повторяя указанные выше операции. 2.3.2. Зерно при повороте столика микроскопа исчезает из поля зрения ( рис. 10.1_3 б). В этом случае для центрировки микроскопа поступайте следующим образом: - переместите зерно в точку пересечения нитей окуляра и, поворачивая предметный столик микроскопа то в одну, то в другую сторону, мысленно наметьте окружность, какую описало бы зерно при полном повороте, и направление, на котором располагался бы центр этой окружности . - одновременным вращением обоих центрировочных винтов сместите центр намеченной окружности с точкой пересечения нитей окуляра; - перемещая шлиф рукой, передвиньте зерно в точку 1. - поворачивая столик, наблюдайте за зерном и, если оно не уходит из точки пересечения нитей, объектив считается отцентрированным. Если эксцентриситет сохранился - центрировку продолжайте одним из описанных способов. 1.2.2 Основы работы с одним николем Изучение формы зерен, степени их идиоморфизма и спайности Форма кристаллов в породе зависит от кристаллографических особенностей минерала, условий кристаллизации, химического магмы и др. обладающие В условиях правильными данному минералу. состава свободного роста образуются кристаллы, очертаниями, которые присущи только Поэтому форма кристаллов является диагностическим признаком и при изучении минералов под микроскопом на форму зерен следует обращать особое внимание. Зерна, имеющие очертания, характерные для данного минерала и грани которых полностью соответствуют кристаллографической форме его, называются идиоморфными (греч. idios - своеобразный, присущий самому себе; morphe - форма, ). Если форма кристаллов кристаллографической форме, только то частично такие соответствует кристаллы называются гипидиоморфными (греч. hypo - частично, относительно, ). Если кристаллы минералов не имеют правильных кристаллографических очертаний и образуют зерна неправильной формы, то они называются ксеноморфными (греч. xenos - чужой). Степень идиоморфизма минералов в магматических породах позволяет судить о последовательности их идиоморфными очертаниями образовались выделения: минералы с первыми, а минералы, кристаллы которых ксеноморфны , последними. Наиболее часто минералы в шлифах наблюдаются в виде зерен изометрической, таблитчатой, призматической формы, реже встречаются минералы, которым присущи шестоватая и игольчатая формы. Спайность - свойство кристаллов раскалываться при ударе или давлении по определенным направлениям (чаще всего параллельным граням). В зернах минералов, обладающих спайностью, наблюдается система параллельных трещин, хорошо заметных под микроскопом. Они проявляются тем отчетливее, чем выше степень совершенства спайности При микроскопическом изучении обычно различают минералы с совершенной и несовершенной спайностями. Трещины спайности могут проходить в одном направлении (слюды), в двух (минералы группы полевых шпатов, пироксенов, амфиболов и др.), в трех (кальцит, доломит, галит и некоторые другие минералы), направлениях. в четырех (флюорит) и в шести (сфалерит) Для минералов, имеющих спайность в двух и более направлениях, один из диагностических признаков - величина угла между трещинами спайности (угол спайности) Изучение цвета и плеохроизма минералов При изучении минералов в проходящем свете следует выделять зерна непрозрачные - полностью поглощающие световые лучи и прозрачные -полностью или частично пропускающие свет. К непрозрачным относятся в основном рудные минералы. Все породообразующие минералы - прозрачные. Одни из них в шлифе бесцветные (они поглощают одинаково лучи различной длины и поэтому кажутся бесцветными), другие - окрашенные (они поглощают лучи разных длин волны по разному). Многие окрашенные минералы, сингониях, кроме кубической, кристаллизующиеся обладают кристалле всех плеохроизмом (1). Он связан с различным характером поглощения световых лучей направлениям в во по разным и проявляется при изучении окрашенных минералов под микроскопом при одном николе. Плеохроизм может выражаться 1 в изменении цвета (например от бледно-розового до бледно-зеленого, как у гиперстена), 2 изменении интенсивности окраски (например от темно-бурого до светлобурого, как у базальтической роговой обманки), 3 в изменении и цвета и интенсивности ( например, от темно-коричневого до светло-желтого, как у биотита). Изучение показателей преломления Показатель преломления является диагностических признаков. Наиболее одним простой из важнейших и доступный способ определения показателя преломления минералов при изучении их с помощью поляризационного микроскопа - метод сравнения с показателем преломления канадского бальзама, величина которого всегда постоянна (1,537 - 1,54). При различных показателях преломления зерна и канадского бальзама возникают световые эффекты: рельеф, шагреневая поверхность и полоска Бекке. Рельеф. При разнице показателей преломления зерна и канадского бальзама 0.02 и более зерна становятся зрительно выпуклыми и как бы приподнимаются над плоскостью шлифа. Различают рельеф слабый, средний, сильный, резкий. Шагреневая поверхность или шагрень. Если показатель преломления зерна отличается от показателя преломления канадского бальзама на 0,02 и более то поверхность зерна кажется шероховатой и напоминает поверхность ватманской бумаги или шагреневой кожи (отсюда название - шагрень). Световая полоска или линия Бекке (по имени австрийского петрографа Ф. Бекке). При разнице показателей преломления зерна и канадского бальзама в 0,001 и более на границе минерала с канадским бальзамом появляется тонкая световая полоска - линия Бекке, точно повторяющая контуры зерна. При подъеме тубуса микроскопа линия Бекке перемещается в сторону среды с большим показателем преломления. 1.2.3 Схема прохождения света через систему поляризатор — кристалл—анализатор Для того чтобы понимать явления, наблюдаемые в минерале при скрещенных николях, необходимо ясно представлять себе особенности прохождения света через систему поляризатор — кристалл — анализатор. Рассмотрение начнем с минерала кубической сингонии или сечения, перпендикулярного к оптической оси анизотропного минерарала. В том и другом случае имеем дело с изотропной средой, пропускающей световые волны, колеблющиеся в любых направлениях, следовательно, наблюдаемые явления ничем не будут отличаться от тех, которые описаны ранее для системы двух скрещенных николей. Плоскополяризованная волна, выйдя из поляризатора, пройдет через изотропную среду, сохранив плоскость колебаний без изменения, анализатором пропущена не будет, и поле зрения микроскопа останется темным при любых поворотах столика микроскопа. Если же между николями поместить анизотропную пластинку, то возникнут явления, существенно отличающиеся от вышеописанных. Как уже известно, анизотропное сечение минерала пропускает световые волны только в двух взаимно перпендикулярных направлениях, соответствующих направлениям осей эллиптического сечения индикатрисы, лежащего в плоскости исследуемого разреза. Если поворотом столика микроскопа минерал поставить так, чтобы оси его индикатрисы совпали с плоскостями колебаний нижнего и верхнего николей, то волны, вышедшие из нижнего николя — поляризатора (1), беспрепятственно пройдут через минерал, сохраняя приобретенные в поляризаторе колебания, и далее верхним николем — анализатором пропущены не будут. При повороте столика микроскопа на 360° оси эллиптического сечения индикатрисы четыре раза совпадут с плоскостями колебаний в николях и, следовательно, четыре раза минерал будет на погасании (рис. 4.3.1). При условии косого положения осей индикатрисы исследуемого сечения минерала относительно плоскостей колебаний поляризатора и анализатора плоскополяризованная волна с амплитудой k, приобретенной в поляризаторе, войдя в минерал, разложится по правилу параллелограмма на две взаимно перпендикулярные волны с амплитудами k\ и k2, колеблющиеся в направлении осей эллиптического сечения индикатрисы nq и np. Скорость колебаний каждой волны обратно пропорциональна показателям преломления соответствующих направлений. При прохождении через минерал волна, колеблющаяся в направлении оси пp и поэтому имеющая большую скорость, обгонит волну, колеблющуюся в направлении ng с меньшей скоростью, на некоторую величину Δ (дельта), называемую разностью хода. Выйдя из минерала, обе плоскополяризованные волны будут перемещаться с одинаковыми скоростями, сохраняя разность хода и направления колебаний, которые они приобрели в кристалле. Проходя через верхний николь (анализатор) под углом к плоскости его колебаний, каждая из волн вновь разложится на две. Для одной пары к\ и к'2 направлением возможных колебаний явится плоскость колебаний анализатора А, перпендикулярная к плоскости рисунка, для другой пары к[ и к'2 — перпендикулярная ей плоскость П, лежащая в плоскости рисунка. Волны, колеблющиеся в направлении А, получат полное внутреннее отражение и погасятся оправой анализатора; волны, колеблющиеся в направлении П, поляризованы в одной плоскости, имеют одинаковую длину и поэтому способны интерферировать. Таким образом, верхний николь в системе поляризатор — кристалл — анализатор не только позволяет отличать изотропный минерал от анизотропного, но и создает условия, необходимые для интерференции. Учитывая необходимость ясно понимать оптические явления, наблюдаемые в минерале при скрещенных николях, подчеркнем основной вывод, который заключается в следующем. Минерал в анизотропном сечении при повороте столика микроскопа на 360° четыре раза погаснет и четыре раза приобретет некоторую интерференционную окраску. Момент погасания свидетельствует о том, что направления, вдоль которых минерал пропускает световые колебания (оси эллиптического сечения индикатрисы), совпали с направлением колебаний поляризатора и анализатора (с нитями окулярного креста). 1.2.3Работа в скрещенных николях в параллельном свете Сила двойного лучепреломления минералов. Луч света, проходящий через пластинку анизотропного минерала (кристаллы средних и низших сингоний), преломления, разлагается на два распространяющимися луча с с разными показателями различными скоростями, и колеблющимися во взаимно-перпендикулярных плоскостях. Это явление получило название двойного лучепреломления. Силой двойного лучепреломления (D) называется величина, показывающая насколько показатель преломления одного луча отличается от показателя преломления другого: D= n 1- n2 , где (1) n 1 и n2 - величины показателей преломления. Сила двойного лучепреломления - величина переменная. Она изменяется от 0 , когда луч направлен по оптической оси кристалла, до какого-то максимума, когда луч направлен перпендикулярно к оптической оси (в одноосных кристаллах) или к плоскости оптических осей (в двуосных кристаллах). За истинную величину силы двойного лучепреломления (ведь только она может использоваться для определения минерала) принимают ее максимальное значение: D = ng - np , (2) где ng - наибольший по величине показатель преломления данного минерала, а np - наименьший. Определение силы двойного лучепреломления минералов основано на изучении явления интерференции световых волн, проходящих через кристалл в шлифе. При определении пользуются таблицей силы двойного Мишель-Леви, лучепреломления которая является минералов графическим выражением зависимости R = d D = d(ng - np) . По горизонтальной оси этой разности хода (в интерференционной миллимикронах) окраской (в таблицы с виде нанесены величины соответствующей вертикальных им полосок соответствующих цветов). По вертикальной оси таблицы отложена толщина шлифов (в сотых и тысячных долях мм). Из нижнего левого угла таблицы веерообразно вверх и вправо расходятся прямые линии, на концах которых указаны значения силы двойного лучепреломления. Определение силы двойного лучепреломления по краевым каемкам в зернах Весьма часто зерна минералов утончаются к краям, в то время как значительно большая площадь зерна имеет параллельную нижней поверхности зерна. плоскую поверхность, В зависимости от этого интерференционная окраска зерна понижается к самым краям зерна, на которых наблюдаются различия в интерференционных окрасках, так что нередко можно различать цвета первых порядков (рис. 10.4_0). Наблюдая от края к центру зерна полоски интерференционных цветов, заканчивающиеся красным цветом можно подсчитать сколько красных полосок сменяют друг друга в направлении от края к его центру, и, следовательно, выяснить, к какому порядку относится интерференционная окраска зерна в его центральной части (количество красных каемок плюс единица) (рис.10.4_1). Затем необходимо использовать номограмму МишельЛеви для определения силы двойного лучепреломления. Определение силы двойного лучепреломления при помощи компенсатора Компенсатор представляет кристаллов кварца и гипса. собой прибор, изготовленный из В том случае, когда он имеет постоянную разность хода около 550 миллимикрон, (что соответствует собственной интерференционной окраске кварца или гипса -красной первого порядка), то его называют кварцевой пластинкой. Компенсатор, называемый кварцевым клином, представляет в поперечном разрезе пластинку в форме тонкого клина. Его разность хода переменная. На оправе указана его оптическая ориентировка, обычно сходная с той, которая указана для гипсовой и кварцевой пластинок ( т.е. N g соответствует короткой, а N p - длинной стороне оправы). При вдвигании кварцевого клина в прорезь тубуса микроскопа изменяются последовательно интерференционные цвета от начала 1 порядка до 4 порядка. При определении силы двойного лучепреломления используется правило компенсации. Определение характера, угла погасания и оптической ориентировки минерала Определить оптическую ориентировку означает найти положение осей индикатрисы ng и n p относительно кристаллографических осей (1) (X,Y,Z).10.4.2 Практически определение оптической ориентировки сводится к замеру угла между осью индикатрисы и спайностью, или удлинением зерна, который получил название угла погасания. Угол погасания в замеряется разрезе, параллельном плоскости индикатрисы или, что то же самое, плоскости оптических осей. Этот разрез характеризуется наивысшей для данного минерала интерференционной окраской. Если оси индикатрисы в кристаллах совпадают кристаллографическими осями, (например, со с спайностью) то угол погасания в таких кристаллах будет равен 0. Такой тип погасания получил название прямого погасания. Если же оси индикатрисы не совпадают с кристаллографическими осями, то угол погасания в этом случае не равен 0, а тип погасания называется косым погасанием. При полном повороте столика микроскопа совпадение направлений колебаний в кристалле и в николях, а следовательно, и погасание происходит четыре раза, через каждые 90о. В отрегулированном микроскопе николи установлены так, что плоскости колебаний пропускаемых ими световых лучей ориентированы параллельно нитям окуляра. Нити окуляра в момент погасания зерна указывают на положение осей его индикатрисы. Для измерения угла погасания берут отсчеты по лимбу столика микроскопа при двух его положениях. Первый отсчет берут тогда, когда направление трещин спайности параллельно одной из нитей окуляра. Второй отсчет производят в момент погасания зерна, когда параллельно нитям окуляра располагаются оси индикатрисы минерала. Помимо положения осей индикатрисы, в кристалле, для определения оптической ориентировки необходимо знать их наименование, то есть определить, какая из них является осью ng , а какая n p . Для этого используют компенсатор. Обычно применяют кварцевый компенсатор с постоянной разностью хода в 560 миллимикрон. Если при введении компенсатора в оптическую систему микроскопа оси индикатрисы в нем и в зерне минерала совпадают по направлению и наименованию, то в соответствии с правилом компенсации разность хода компенсатора прибавляется к разности хода минерала, вследствие чего интерференционная окраска зерна повышается на 560 миллимикрон. В случае совпадения разноименных осей индикатрисы, разность хода компенсатора вычитается из разности хода минерала (или наоборот), и интерференционная окраска зерна понижается.(рис. 10.4_3) В этот момент одна из нитей окуляра должна быть параллельна его спайности. Если этого не наблюдается, следует повернуть окуляр так, чтобы нить совпала в направлением трещин спайности. . Определение состава плагиоклазов Возможность быстрого и точного определения состава плагиоклазов кристаллооптическим методом диагностики пород. Состав имеет исключительное плагиоклазов является значение для своеобразным индикатором, указывающим на химико-минералогическую группу пород, поэтому изучение вещественного состава последних, как правило, начинается с исследования плагиоклазов. В химическом отношении плагиоклазы представляют альбитовой Na[AlSi3O8] Классифицировать собой и непрерывную анортитовой минералы этого ряда изоморфную смесь Ca[Аl2Si2O8] молекул. принято по соотношению альбитовой (Ab) и анортитовой (An) составляющих. При этом процентное содержание анортитовой составляющей принято обозначать номерами от 0 до 100. Так, при соотношении An:Ab = 32:68 в плагиоклазе его состав обозначают № 32. Весь ряд плагиоклазов принято делить на шесть групп: Альбиты Олигоклазы Андезины Лабрадоры Битовниты Анортиты от № 0 до № 10 от № 11 до № 30 от № 31 до № 50 от № 51 до № 70 от № 71 до № 90 от № 91 до № 100 Кроме того, плагиоклазы делятся на кислые (альбиты и олигоклазы), средние (андезины) и основные (лабрадоры, битовниты и анортиты). В шлифах разрезы плагиоклазов имеют призматическую, часто прямоугольную форму. Под отсутствию микроскопом шагрени они и легко рельефа, определяются низкой по (серой бесцветности, или белой) интерференционной окраске и характерному для всех них сложнодвойниковому, полосчатому или зональному угасанию. В плагиоклазах очень сходны между собой и другие оптические свойства: величина показателей преломления и угол 2V, степень идиоморфизма, направление спайности и т.д. Поэтому для диагностики номера плагиоклаза в шлифах обычно используют зависимость, которая существует между химическим составом этих минералов и положением в их кристаллах оптической индикатрисы. Для определения номеров плагиоклазов чаще всего используются следующие разрезы: 1 – разрез с симметричным погасанием двойников, Симметричное погасание двух систем двойниковых полосок (одна система двойников гаснет при повороте столика по часовой стрелке, другая – при повороте против часовой стрелки). Определение состава плагиоклаза производится по наибольшему углу погасания из всех замеров с помощью приведенной диаграммы. На вертикальной оси диаграммы от нулевой точки отложите величины углов погасания выше нулевой линии, если показатель преломления плагиоклаза выше, чем у канадского бальзама, и наоборот, ниже нулевой линии, если показатель преломления ниже, чем у канадского бальзама. От полученной отметки проведите горизонтальную линию до пересечения с кривой диаграммы. Затем от точки пересечения опустите перпендикуляр на горизонтальную ось, где и определяется номер плагиоклаза. 1.2.5 Компенсаторы и правило компенсации На оправе компенсатора (кварцевого клина) (1) указана его оптическая ориентировка, обычно сходная с той, которая указана для гипсовой и кварцевой пластинок ( т.е. N соответствует короткой, а N g p - длинной стороне оправы). При вдвигании кварцевого клина в прорезь тубуса микроскопа изменяются последовательно интерференционные цвета от начала 1 порядка до 4 порядка. При определении силы используется правило компенсации. двойного лучепреломления Правило компенсации гласит: света, над если кристаллическим на зерном кристаллическую пластинку (в данном случае образом, индикатрис чтобы зерна разность хода Rr пути распространения поместить другую компенсатор) таким направления одноименных осей и оптических компенсатора совпадали, то результирующая будет равна сумме разностей хода зерна RS и компенсатора RK (Rr = RS + RK , т.е. она увеличится), что вызовет повышение интерференционной окраски. Если поместить компенсатор таким образом, совпадать разноименные оси оптических индикатрис что будут зерна и компенсатора, то суммарная разность хода будет равна разности разностей хода зерна и компенсатора ((Rr = RS - RK) ,что приведет к уменьшению порядка интерференционной окраски. Если разность хода компенсатора будет равна разности хода в исследуемом зерне минерала, то в итоге общая разность хода световых волн будет равна нулю или, как принято говорить, произойдет компенсация разности хода в зерне, а зерно приобретет серую интерференционную окр аску ТЕМА 2. РАСПРОСТРАНЕННОСТЬ РАЗЛИЧНЫХ ТИПОВ МАГМАТИЧЕСКИХ ГОРНЫХ ПОРОД В СОСТАВЕ ЗЕМНОЙ КОРЫ И ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ИХ ЗАЛЕГАНИЯ 2.1 Распространенность различных типов магматических горных пород в составе земной коры Вся земная кора может быть разделена на два типа областей — глубокие океанические впадины и континенты. Строение этих областей различно: дно океанов сложено однотипными по составу оливиновыми базальтами (океанитами), тогда как в строении континентов участвуют все известные магматические горные породы. С. П. Соловьевым установлено, что самыми распространенными среди интрузивных пород в пределах России являются граниты и гранодиориты, занимающие более 84% площади, занятой интрузивными породами. Среди основных пород наибольшее развитие получили породы, близкие по составу к габбро (габброиды). Несколько уступают им по площади перидотиты, дуниты и пироксениты. Диориты развиты незначительно. Щелочные интрузивные породы очень редки. Среди эффузивных образований основная масса принадлежит базальтам и затем андезитам, занимающим в сумме более 80% всей площади развития эффузивных пород. На втором месте стоят риолиты и совсем ничтожную роль играют щелочные эффузивы. Приведенные данные имеют большое значение для установления характера магматической деятельности в различных геотектонических зонах и в различные геологические эпохи, а также помогают подойти к правильному решению проблемы образования магматических горных пород в целом. 2.2 Роль отдельных групп минералов в сложении горных пород Важнейшими классификационными минералами являются полевые шпаты не только потому, что это наиболее распространенные минералы, присутствующие в огромном большинстве магматических пород, но также по той причине, что породы различного химического типа характеризуются наличием плагиоклазов более или менее определенного состава. Очень важны для классификации также количественные соотношения плагиоклазов и натриево-калиевых полевых шпатов (ортоклаза, микроклина, санидина). Вторым по распространенности и классификационному значению является кварц. Далее следуют железо-магнезиальные силикаты (оливин, пироксены, роговая обманка, биотит), имеющие важное значение, особенно при определении видового названия породы и, наконец, фельдшпатиды (нефелин, лейцит), типичные для немногочисленной, но весьма специфической группы щелочных пород. 2.3 Геологические особенности залегания магматических горных пород Морфология геологических тел интрузивных магматических горных пород Формы залегания магматических пород весьма разнообразны и определяются они, прежде всего, тектоникой района залегания, количеством внедряющегося магматического расплава, его химическими и физическими особенностями. Выделяют следующие морфологические типы интрузий магматических пород: Несогласные (1) интрузии: – батолиты – крупные интрузивные тела ( площадью более 200 км2), сложенных главным образом гранитоидами. Длинной ось батолиты, как правило, ориентированы параллельно простиранию складчатых структур. Контакты батолитов с вмещающими породами, как правило, секущие, но могут быть и согласными. Образуются батолиты на значительной глубине и обнажаются в результате интенсивной эрозии; - шток – относительно небольшое интрузивное тело, часто неправильной формы, но в общем приближающейся к цилиндрической. гарполит – интрузивное тело, имеющее в разрезе серповидную форму. хонолит – тело неправильной формы. Хонолиты обычно сложены гранитоидами; - некк (жерловина) – заполнения вертикальных трубообразных каналов. Чаще всего образуются в результате застывания лавы или смеси лавы и рыхлых продуктов извержения в нижней части жерла вулкана; - дайка – вертикальное или крутопадающее тело, ограниченное двумя параллельными стенками трещин и простирающееся от нескольких метров до сотен и тысяч метров и километров.; - жила – интрузивное тело образующееся в результате проникновения магматического расплава в трещины (разломы); - кольцевая интрузия (кольцевая дайка) - интрузия, имеющая в плане форму дуги или замкнутого кольца, часто неправильной формы. - апофиза – ответвление от магматического тела, связь с которым можно непосредственно проследить. Апофизы имеют форму даек, либо неправильного удлиненного тела. Согласные (2) интрузии: - силл – пластообразное интрузивное тело, залегающее в горизонтально лежащих или слабо дислоцированных осадочных толщах. Размеры силлов зависят от объема внедрившейся магмы, ее химических и физических особенностей, особенностей вмещающих пород. Мощность может достигать нескольких сотен метров, а площадь сотен тысяч кв.км.; - лополит – по своему происхождению близок к силлам, отличается от которых прогнутостью в средней части, вследствие чего напоминает гигантскую чашу ; - этмолит – чашеобразное тело с воронкообразным окончанием в нижней части, представляющее собой бывший магмоподводящий канал. - лакколит – грибообразное или караваеобразное тело, расположенное согласно с вмещающими осадочными слоями. Форма его в плане близка к круговой или эллиптической. Дно лакколита более или менее горизонтальное, в то время как кровля выпуклая наподобие свода, что вызвано давлением вязкой кремнекислой магмы, которая проникая между слоями неспособна распространяться на значительное расстояние, формируя сил. Морфология геологических тел эффузивных магматических горных пород. По выражению в рельефе они могут быть как положительными (потоки, покровы, вулканические купола, диатремы, вулканические конусы, стратовулканы, щитовидные вулканы и др.), так и отрицательными (кратеры, маары, лавовые колодцы, кальдеры и др.). Лавовый покров – это плоское тело больших размеров, мощность которого по сравнению с площадью невелика, от 6 до 30 метров. При повторных извержениях мощность может возрастать до 3000 метров. Лавовый поток - представляет собой сильно вытянутое тело, возникшее в результате движения лавы по наклонной поверхности; длина намного больше ширины. Нередко потоки заполняют ущелья рек и долины. Вулканический купол (пик) – куполовидное тело, имеющее высоту до 700 – 800 м и крутые склоны (40о и больше). Образуется в результате выжимания из вулканического канала вязкой лавы. Вулканический конус – вулканическая постройка, имеющая форму конуса; образуется путем отложения вулканического материала вокруг жерла. При образовании диатремы (3) лава не изливается, а внедряется в магмоподводщий канал, соложенный вулканической брекчией. Диаметр поперечного сечения диатерм достигает 1 км. Особый интерес представляют алмазоносные диатермы, сложенные кимберлитовой брекчией. Вулканический кратер – впадина в виде чаши или воронки, преимущественно образованная в результате эксплозивных извержений. Кальдера – циркообразная впадина с крутыми стенками и более или менее ровным дном; образуется в результате провала вершины вулкана и в некоторых случаях прилегающей местности. От кратера кальдера отличается и происхождением и большими размерами (10 – 15 км в поперечнике). ТЕМА 3 ОСОБЕННОСТИ СТРОЕНИЯ И ВЕЩЕСТВЕННЫЙ СОСТАВ МАГМАТИЧЕСКИХ ГОРНЫХ ПОРОД 3.1 Особенности строения магматических горных пород Особенности строения горных пород, зависящие от условий образования, выражаются в структурных и текстурных признаках. Текстура — совокупность признаков, определяемых расположением и распределением составных частей породы относительно друг друга в занимаемом ими пространстве. Текстуры, как правило, изучаются макроскопически, причем часто наиболее важные наблюдения получают именно в поле при изучении обнажений. Тип текстуры зависит и от условий кристаллизации и от влияния внешних факторов, особенно давления, на формирующуюся породу. Структура определяется степенью кристалличности и размерами зерен, а также формой и взаимными отношениями составных частей породы (минералов или минералов и вулканического стекла). Первая группа признаков часто достаточно отчетливо может быть установлена макроскопически и уже в поле позволяет судить о принадлежности породы к глубинному, гипабиссальному или эффузивному генетическому типу. Вторая группа структурных признаков относится к микроструктурам и требует изучения породы под микроскопом. Структурные и текстурные признаки не всегда могут быть четко разграничены, иногда они сливаются. Особенно это касается пород, сложенных призматическими, отчетливо удлиненными кристаллами, субпараллельно (суб — почти) ориентированными в пространстве. Примером является пилотакситовая структура, характеризующаяся мельчайших призматических кристаллов, образующих потоки . Текстура (1) магматических горных пород наличием Особенности взаимного расположения составных частей пород позволяют выделить четыре основные группы текстур: однородные, такситовые, или шлировые, шаровые и направленные (директивные). Однородные текстуры имеют породы однородного состава без какойлибо ориентировки составных частей породы относительно друг друга. Такие текстуры возникают в условиях спокойной кристаллизации. Они наиболее характерны для магматических, особенно абиссальных, пород. Такситовые текстуры характерны для пород, отдельные участки которых имеют либо различный состав, либо различное строение. Шаровые текстуры свойственны интрузивным породам, в которых минералы располагаются в виде концентрических слоев вокруг некоторых). Кроме того, к категории шаровых принадлежат сферолитовая и вариолитовая текстуры, но данные термины применяются в основном относительно вулканических пород. Направленные текстуры определяются ориентированным расположением минералов относительно какой-либо линии или плоскости. Среди этих текстур наибольшее распространение имеют гнейсовидная, флюидальная полосчатая. Гнейсовидная (трахитоидная) текстура характеризуется субпараллельным расположением зерен минералов, ориентированных в одной плоскости. Она возникает под влиянием одностороннего давления или течения магмы вдоль контакта с вмещающими породами. Текстура присуща интрузивным породам. Флюидальная текстура проявляется в ориентированном расположении кристаллов вдоль направления движения магматического расплава, при этом крупные вкрапленники «обтекаются» микролитами. Данная текстура характерна для неполнокристаллических эффузивных пород. Полосчатая текстура наблюдается в породах с чередующимися слоями разного состава или структуры. По характеру заполнения пространства выделяют плотную и пористую текстуры. Плотная текстура характеризуется плотным прилеганием минеральных частиц друг к другу, в породе отсутствуют пустоты. Пористую текстуру имеют породы с порами или пустотами различной величины. При заполнении пустот вторичным материалом, текстура породы называется миндалекаменной. К текстурным признакам относится также трещины и отдельность магматических пород. Трещины образуются как при непосредственном образовании интрузий вследствие тектонических причин, так и при охлаждении магматических тел в связи с уменьшением их объема (до 70 %). Наиболее часто они располагаются перпендикулярно поверхности охлаждения. Трещины охлаждения (3). Трещины охлаждения обычно располагаются перпендикулярно или параллельно к плоской поверхности охлаждения, либо вдоль концентрических шаровых поверхностей. СТРУКТУРЫ (1) МАГМАТИЧЕСКИХ ГОРНЫХ ПОРОД По степени кристалличности структуры подразделяются на полнокристаллические, неполнокристаллические и стекловатые. По абсолютному размеру кристаллов выделяются следующие структуры: гигантозеренистые (размер зерен более 50 мм), крупнозернистые (50 – 5 мм), среднезернистые (5 – 1 мм), мелкозернистые (менее 1 – 0,1 мм) и скрытокристаллические (менее 0,1 мм). По относительной величине зерен минералов выделяются равномерно- и неравномернозеренистые структуры. Последние в свою очередь подразделяются на порфировидные (мелкокристаллическая основная масса и крупные вкрапленники или фенокристаллы) и порфировые (стекловатая основная масса и крупные вкрапленники). Форма зерен зависит от физико-химических особенностей магмы, кристаллизационной способности минералов и последовательности их выделения. Существенное влияние на процесс кристаллизации расплава влияет количество летучих компонентов (минерализаторов). Присутствие газов и паров способствует более полной раскристаллизации. В соответствии с изменениями условий кристаллизации магмы меняется и степень идиоморфизма даже у одних и тех же минералов, что отражается в названии конкретных структур. Структуры абиссальных пород Процесс остывания абиссальных пород протекает медленно и вся масса силикатного расплава полностью раскристаллизовывается. Образовавшиеся породы имеют полнокристаллическое строение, они равномернокристаллические и средне- или крупнокристаллические. Эти признаки общие для структур абиссальных пород. Выделяемые среди них разновидности различаются по степени идиоморфизма зерен минералов, слагающих породу. 1. Панидиоморфнозернистая структура отличается тем, что большинство минералов имеют идиоморфные очертания. Такая структура часто наблюдается у пород ультраосновного состава, например, перидотитов, дунитов. 2. Гипидиоморфнозернистая структура характеризуется различной степенью идиоморфизма минералов, входящих в состав породы. Такая структура у гранитов и близких к ним пород называется гранитовой, при этом наиболее четко идиоморфизм выражен у цветных минералов (биотит, роговая обманка), несколько хуже у плагиоклазов и ортоклаза, а зерна кварца и микроклина – резко ксеноморфны. 3. Офитовая структура является разновидностью гипидиоморфной . Для нее характерен резко выраженный идиоморфизм призматических и таблитча- тых зерен плагиоклазов по отношению к пироксенам, которые занимают промежутки между зернами. Эта структура присуща некоторым габбро и габбродиабазам. 4. Габбровая структура свойственна габбровым породам и характеризуется примерно одинаковым идиоморфизмом изометричных зерен плагиоклазов и пироксенов. Структуры гипабиссальных пород Структуры гипабиссальных пород, образующихся в земной коре из магматических расплавов на относительно небольшой глубине в условиях значительной разнице температур магмы и окружающей среды, характеризуются полнокристаллическим строением. Однако, в отличие от абиссальных пород мелко- или среднекристаллические. Кроме того, многие гипабиссальные породы имеют неравномерно кристаллическое строение (порфировидное). Кроме того, имеются несколько специфических структур, среди которых наибольшее распространение имеют следующие: 1. Пойкилитовая – беспорядочное включение многих зерен одного или нескольких минералов в значительно более крупные зерна другого. 2. Диабазовая (микроофитовая) – средне- и мелкозернистые разновидности офитовой структуры (хорошо образованные длиннопризматические плагиоклазы и ксеноморфный пироксен), в которых размеры плагиоклазов и авгита примерно равные. 3. Пегматитовая – порода сложена закономерными сростками двух минералов (например, кварца и калиевого полевого шпата), причем один из них образует крупные выделения, проросшие оптически одинаково ориентированными кристаллами другого. Структуры эффузивных пород Эффузивные породы образуются из магматического расплава, излившегося на поверхность земли. Кристаллизация магмы при этом происходит в две фазы: первая – начальная стадия кристаллизации – при относительно медленном остывании расплава на глубине в первичной магматической камере и возможно при перемещении его в верхние части земной коры; вторая – при быстром остывании в процессе излияния лавы на поверхность земли. В первую фазу образуется небольшое количество крупных и хорошо окристаллизованных кристаллов, называемых вкрапленниками (фенокристаллы, фенокристы,). Во вторую, мельчайшие кристаллы (<0,1 мм) – микролиты, и вулканическое стекло. Основными структурами эффузивных пород являются следующие: 1. афировая – представлена лишь основной частью породы без вкрапленников. Возникает при достаточно быстром и безостановочном поднятии магмы к поверхности; 2. витрофировая или стекловатая (гиалиновая), - основная масса сложена нераскристаллизованным вулканическим стеклом; 3. трахитовая – основная масса породы сложена субпараллельно расположенными призматическими микролитами калиевого плевого шпата с незначительным количеством вулканического стекла между ними. Такая структура наиболее характерна для трахитов; 4. флюидальная – встречается в эффузивных породах различного состава, и характеризуется, наличием в основной массе следов течения – микролиты или вулканическое стекло как бы обтекают отдельные вкрапленники; 5. базальтовая, или интерсертальная, - характерна для базальтов. Основная масса породы слагается относительно крупными микролитами плагиоклазов, в промежутках между которыми располагаются очень мелкие зерна пироксенов, хлорит и рудный минерал. В небольшом количестве может присутствовать вулканическое стекло; 6. андезитовая – микролиты плагиоклазов погружены в вулканическое стекло, причем расположение микролитов беспорядочно . Данная структура характерна, в основном, для андезитов; 8. сферолитовая – обычно встречается в виде участков на общем фоне фельзитовой структуры, но иногда составляет большую часть основной массы. Состоит из сферолитов диаметром 0,1 – 0,3 мм, которые сложены радиально-волокнистыми зернами калиевого полевого шпата и кварца. Встречается в риолитах и трахитовых порфирах; 9. фельзитовая – микрокристаллическая структура основной массы, состоящая из мельчайших, тесно сросшихся, отдельно не различимых и не определимых минералов, действующих на поляризованный свет (агрегатное погасание). Такое строение основная масса приобретает в результате раскристаллизации вулканического стекла. Фельзитовая структура характерна для палеотипных эффузивных пород кислого и среднего составов – трахитовый, липаритовый, дацитовый порфиры; Вещественный состав магматических горных пород Вещественный состав магматических пород определяется их валовым химическим составом и их минеральным составом. Оба эти качества находятся в определенной зависимости друг от друга, что позволяет по химическому составу приблизительно судить о минеральном составе породы, и наоборот, зная количественные соотношения минералов, получать представления о ее химическом составе. Химический состав магматических горных пород Изучением химического состава магматических горных пород занимается раздел петрографии называемый петрохимией. Определение химического состава горных пород осуществляется путем количественного химического (силикатного) анализа. Кроме того, в последнее время большое внимание уделяется применению таких методов химического анализа как атомно-абсорбционная спектроскопия, нейтронная спектроскопия и т.д. О химическом составе магмы судят по составу лав и различных магматических горных пород. В связи с тем, что при застывании даже на глубине часть летучих веществ теряется, полного сходства пород и магм быть не может. В составе магматических горных пород только восемь элементов ПСХЭ в количественном отношении занимают ведущее место: O, Si, Al, Fe, Mg, Ca, Na, K. Вашингтон Г. назвал их петрогенными элементами, в отличии от металлогенных, слагающих основную часть руд. В подчиненном положении находятся такие элементы (десятые и сотые доли процента), как Ti, P, C, Cl, S, Ba, Sr, Mn, Zr, Ni, Co, V. Химический состав магматических горных пород принято выражать в виде процентного содержания окислов. На долю таких окислов, как SiO2, Al2O3, Fe2O3, FeO, MgO, CaO, Na2O, K2O, H2O приходится 98 % вес. валового состава пород. Около 1,7% распределяется между ТЮ2, МпО, Р2О5, СО2, SO2, Cl, F; оставшиеся 0,3% включают все остальные элементы таблицы Менделеева, в том числе редкие элементы, содержания которых в породах часто так малы, что могут быть установлены только с помощью специальных анализов. Эти окислы, слагающие главную массу пород принято называть породообразующими. Содержания главных окислов ограничены определенными интервалами, что и обусловливает более или менее постоянный состав каждого типа магматических пород. Среди них ведущая роль принадлежит кремнезему, поэтому магматические горные породы можно называть силикатными. В разных их типах содержание кремнезема варьирует в пределах 75 – 35 %. Кремний, кислород, и большая часть породообразующих элементов занимают место в верхней части ПСХЭ, их порядковый номер не превышает 26. Ядра этих элементов отличаются высокой устойчивостью и наименее склонны к самопроизвольному распаду. Содержание кремнезема как главного окисла положено в основу химической классификации магматических горных пород. Минеральный состав магматических горных пород Ведущая роль SiO2 и Al2O3 определяет минеральный состав магматических пород, сложенных преимущественно алюмосиликатами и силикатами. По генетическому признаку породообразующие минералы делятся на первичные и вторичные. Первичные минералы по их роли в составе магматических пород делятся на главные, второстепенные и акцессорные. Главные породообразующие минералы слагают основную массу породы и определяют ее название. По химическому составу они разделяются на две группы: салические минералы — полевые шпаты, фельдшпатиды, кварц; главными химическими элементами их являются Si и А1; фемические минералы — оливины, пиро-ксены, амфиболы, слюды — характеризуются высоким содержанием Fe и Mg. Второстепенные минералы находятся в породе в незначительном количестве (1—5%). Их присутствие не отражается на общем названии породы. В числе второстепенных могут быть любые минералы из состава главных. Акцессорные минералы содержатся в породах обычно в ничтожно малых количествах в виде единичных мелких зерен и лишь в редких случаях образуют существенные скопления, иногда представляющие промышленный интерес (например апатит в нефелинсодержащих породах или магнетит в рудном габбро). Основная масса магматических пород сложена щелочными полевыми шпатами и плагиоклазами, на втором месте стоят кварц и пироксены. Подавляющее большинство главных породообразующих минералов магматических пород (оливины, пироксены, амфиболы, слюды, полевые шпаты) представляют собой изоморфные ряды переменного химического состава. Одновременно с изменением состава изменяются их свойства: цвет, твердость, плотность, показатели преломления, двупреломление, ориентировка оптической индикатрисы и другие, что делает условной границу между двумя соседними минералами одного изоморфного ряда. Для правильной диагностики минералов необходимо учитывать всю сумму их свойств. Важно также знать, что минералы, слагающие горную породу, представляют собой не случайные сочетания, а закономерные парагенетические ассоциации, образовавшиеся одновременно при общем процессе. Зная парагенетические ассоциации, можно избежать многих грубых ошибок при определении минералов. Большинство породообразующих минералов магматических пород играет существенную роль также и в составе метаморфических пород, что будет отмечаться в каждом конкретном случае. Ниже приводится породообразующих характеристика минералов важнейших магматических пород, представителей знать которые необходимо для видового определения породы, выявления особенностей ее образования и объяснения присущих ей физико-механических свойств. Минеральный состав пород тесно связан с их химическим составом, вместе с тем он определяется не только последним, но и условиями кристаллизации. Излившаяся лава застывает настолько быстро, что не успевает полностью превратиться в кристаллические минеральные образования, и поэтому главной характеристикой пород остается их химический состав. В магматических породах известно довольно большое число минералов, но лишь немногие из них содержаться в значительных количествах. Так же, как и главные окислы они называются породообразующими Среди породообразующих минералов обычно выделяют сиалические или салические, содержащие большое количество окислов кремния и алюминия и имеющие светлую окраску – полевые шпаты, мусковит, кварц и др., и фемические или мафические со значительным содержанием железа и магния, темноокрашенные (пироксен, амфиболы, биотит, оливин). Породообразующие минералы обычно составляют 90 – 95 % породы и определяют ее структуру, состав, физические свойства. От количественных соотношений салических и фемических минералов зависит окраска пород. Светлоокрашенные называют лейкократовыми, а темноокрашенные – меланократовые. Кроме породообразующих минералов выделяют второстепенные, или акцессорные. Они обычно содержаться в небольшом количестве – не более 5 % объема, но являются характерной примесью для данного типа пород. К ним относятся циркон, титанит, магнетит, хромит, пирротин и др. Все минералы, возникшие при кристаллизации магмы, называются первичными. В результате изменения магматических пород после их формирования образуются различные вторичные минералы, количество которых иногда может быть очень большим. Часть из них является продуктами воздействия на главные минералы постмагматических растворов, их называют эпимагматическими (послемагматическими). Другая часть образуются под воздействием процессов гипергенеза уже после выхода на дневную поверхность. Группа фемических минералов представлена железо-магнезиальными силикатами и алюмосиликатами. Существенной особенностью минералов этой группы является темная окраска — черная или зеленая различных оттенков, что позволяет называть их «цветными» или «меланократовыми» (греч. «меланос» — темный). В количественном отношении фемические минералы значительно уступают салическим однако в отдельных типах пород они слагают большую их часть, а иногда целиком или почти целиком всю их массу. К группе салических минералов относятся полевые шпаты, фельдшпатиды и кварц. Роль этих минералов в составе магматических пород резко неравноценна. В отличие от фемических минералов все салические минералы, как правило, светлоокрашены, в шлифах бесцветны, имеют низкие показатели преломления и низкое двупреломление. Полевые шпаты — наиболее распространенные минералы земной коры, составляющие около 60% всей ее массы и являющиеся главными компонентами большинства магматических, метаморфических и некоторых осадочных пород. По химическому составу полевые шпаты представляют собой алюмосиликаты Na, К, Са, имеют каркасную структуру и образуют изоморфные ряды. Макроскопически минералы этой группы мало отличаются друг от друга. Все они преимущественно светлоокрашенные— белые, розовые, красноватые, серые. Иногда встречаются темно-серые разности. Габитус кристаллов коротко-призматический или таблитчатый. Легко узнаются по окраске, наличию совершенной спайности в двух направлениях по (010) и (001) под углом, близким к 90°, сильному стеклянному блеску на плоскостях спайности и высокой твердости, равной 6—6,5. Плотность полевых шпатов колеблется в пределах 2,5—2,7. В соответствии с особенностями химического состава полевые шпаты образуют три изоморфных ряда: натриево-кальциевые полевые шпаты, или плагиоклазы, натриево-калиевые полевые шпаты и калиево-бариевые полевые шпаты ТЕМА 5 КЛАССИФИКАЦИЯ И НОМЕНКЛАТУРА МАГМАТИЧЕСКИХ ПОРОД Пока еще нет единой общепризнанной классификации магматических пород, удобной для практического использования. Трудность создания такой классификации объясняется разнообразием условий образования пород этой группы, а также отсутствием четких границ между отдельными видами и разновидностями пород, которые связаны между собой постепенными структурными и минеральными переходами. Предложено большое число классификационных схем, основанных на различных признаках. Наиболее широкое признание получили классификации, в основу которых положены: 1) условия образования и залегания и структурные особенности пород, 2) химический состав и 3) количественные соотношения главнейших породообразующих минералов в породах. Каждая классификация имеет свои положительные и отрицательные стороны, но все вместе они дополняют друг друга, позволяя наиболее полно охарактеризовать породу и найти ее положение в общем ряду магматических пород. 5.1 Общая классификация и номенклатура магматических горных пород Все горные породы по различным признакам собраны в единую классификацию. В иерархические уровни: данной классификации выделяются следующие тип, класс, группа, ряд, семейство, вид, разновидность. Тип – это, прежде всего, генетическое понятие, например, магматический, метаморфический, осадочный. В свою очередь магматический тип горных пород подразделяется на два класса: вулканический и плутонический. Группы (1) магматических горных пород выделяются по содержанию в них кремнезема: 1 ультрамафиты (ультраосновные), 2 мафиты (основные), 3 среднекремнекислые породы (средние), 4 кремнекислые породы (кислые). По содержанию кремнезема в одну и ту же группу возможно включение горных пород с различным содержанием минералов, поэтому часто вводятся различные поправки для соотнесения химического и минерального составов. Ряд (2)– понятие петрохимическое. По относительному содержанию щелочей в группу входят три ряда, которые выражаются отношением содержания оксидов щелочных металлов (Na, K) к содержанию кремнезема – 1. нормальной щелочности, 2. повышенной щелочности (субщелочной), 3. щелочной. Граница между первым и вторым рядами проводится по появлению некоторых индикаторных минералов, например, титаносодержащих клинопироксенов и амфиболов, биотита. Субщелочные и щелочные породы разграничиваются по появлению в составе горных пород фельдшпатоидов и щелочных пироксенов. (Егирин) Семейство (3) – это совокупность магматических горных пород сходного минерального состава с определенным соотношением петрохимических параметров (SiO2, Na2O+K2O). Четкое разграничение семейств магматических горных пород не всегда возможно, так как они могут частично перекрывать друг друга. Вид (4) определяется посредством наличия и соотношения типоморфных минералов. Разновидность (5) магматических горных пород выделяется в ней по содержанию типоморфного (главного) и второстепенного характера минералов, причем количество последнего не должно превышать 10 %. 5. 2 Геолого-генетическая классификация В основе геолого-генетической классификации магматических пород лежит понятие о фациях, сформулированное М. А. Усовым. Согласно представлениям этого ученого, фация отражает основные геологические особенности среды, в которой происходит формирование магматических пород. Главными факторами, определяющими фацию, являются прежде всего глубина образования породы и затем величина и форма остывающих магматических масс, что контролируется тектоническими структурами. В зависимости от условий образования выделяют две основные группы магматических пород — интрузивные и эффузивные. В составе интрузивных пород в зависимости от глубины образования различают глубинные (абиссальные) и полуглубинные (гипабиссальные) породы. Каждая из выделенных групп отличается признаками, отражающими условия их формирования. К таким признакам относятся 1форма магматических тел и 2 их взаимоотношения с вмещающими породами, а 3также структурно-текстурные особенности пород. Однако, учитывая структурный признак, следует иметь в виду, что иногда породы, имеющие однотипную структуру, могут кристаллизоваться в геологически различных условиях. Например, эффузивные породы в центральных частях мощного покрова или потока остывают медленно и поэтому будут иметь полнокристаллические структуры, существенно не отличающиеся от структур гипабиссальных пород. Или другой пример: на глубине, но в зоне контакта с холодными вмещающими породами магма кристаллизуется достаточно быстро и структура образовавшейся породы может оказаться мелкозернистой, тоже существенно не отличающейся от структуры гипабиссальной или даже эффузивной породы и т. д. Сказанное, конечно, не умаляет значения структурного признака в качестве классификационного, но несколько ограничивает степень его надежности. Особенности классификации интрузивных пород Главной особенностью интрузивных пород является их полнокристаллическая, позволяющая со часто достаточно значительной крупнозернистая степенью точности структура, определять количественные соотношения слагающих ее минералов. По минеральному составу можно определить место каждой породы в общем ряду интрузивных пород. Классификация интрузивных пород приведена в разделе 12.4 Особенности классификации эффузивных пород Выделенние эффузивных пород в качестве «аналогов» соответствующих интрузивных представителей в известной мере условно. Фациальная обстановка формирования эффузивных пород отражается не только на их структуре, но и на их химическом и особенно минеральном составе. Расплав, из которого образуется эффузивная порода, в отличие от интрузивной породы лишен летучих компонентов. Иные условия температур и давлений являются причиной выделения несколько иного комплекса минералов (санидина вместо ортоклаза; базальтической роговой обманки вместо обыкновенной роговой обманки и т. д.). Порфировые вкрапленники, широко распространенные в эффузивных породах, кристаллизуются первыми на глубине; основная масса — позднее в наземных условиях. Поэтому минералы вкрапленников, как правило, стоят в реакционном ряду выше минералов основной массы и часто выше минералов соответствующих интрузивных пород. Все это необходимо учитывать при определении места эффузивной породы в ряду магматических пород. Для систематики эффузивных пород важное значение имеет степень их измененности, на основании которой породы делят на кайнотипные — свежие, неизмененные и палеотипные — измененные. Оба термина возникли исторически как результат не совсем правильного представления о прямой зависимости степени измененности пород от их возраста (кайнотипные — современные, палеотипные— древние). Более поздними исследованиями было установлено, что и среди современных эффузивных образованй встречаются в значительной мере измененные породы, и среди древних палеозойских пород не исключено наличие свежих разностей. Породы кайнотипные и соответствующие им палеотипные представители получили несколько различные названия. Так, кайнотипная эффузивная порода, аналог габбро, называется базальт; палеотипная разновидность этой породы — базальтовый порфирит; кайнотипная разновидность эффузивного аналога гранита называется риолит (липарит); его палеотипная разность — риолитовый порфир или кварцевый порфир. Кайнотипные породы от палеотипных отличаются по ряду признаков. Для кайнотипных пород характерно: 1) К. наличие вулканического стекла в виде изотропной массы; 1) П. замещение вулканического стекла вторичными минералами; 2 К натриево-калиевые полевые шпаты представлены свежим водянопрозрачным санидином; 2) 2 П калиевые шпаты представлены ортоклазом или микроклином; 3 К роговая обманка — базальтическая; 3 П роговая обманка обыкновенная; ; 4 оливин серпентинизирован; 5)К цвет породы в штуфе белый, светло-серый (для кислых пород), темно-серый, черный (для средних и основных пород). 3) П вследствие широкого развития вторичных минералов кислые породы приобретают буроватый оттенок, Основные — зеленоватый. Определение количественно-минерального состава эффузивных пород вследствие их слабой раскристаллизации и часто значительной степени измененности затруднено. Поэтому при диагностике таких пород приходится руководствоваться главным образом наличием тех или иных минералов во вкрапленниках и типом структуры основной массы. Особенности классификации жильных пород Жильные породы разделяются на две подгруппы: породы асхнстовые (нерасщепленные) и диасхистовые (расщепленные). Асхистовые породы по минеральному составу аналогичны глубинным породам, с которыми они генетически связаны, отличаясь от них только структурой. Названия пород этой группы образуются из названия соответствующих им интрузивных пород с добавлением приставки «микро» или слов «порфир» или «порфирит» в зависимости от структуры породы. Приставка «микро» употребляется для пород, имеющих микрозернистую структуру (микро-гранит, микродиорит, микрогаббро); слова «порфир» и «порфирит» употребляются для порфировых пород в том же значении, что и для эффузивных пород, а именно, «порфир» — для пород, содержащих в своем составе натриево-калиевые полевые шпаты (гранит-порфир, сиенитпорфир); «порфирит» — для пород, в которых натриево-калиевые полевые шпаты отсутствуют (диорит-порфирит, габбро-порфирит). Диасхистовые породы, не имеют интрузивных аналогов и разделяются на породы лейкократовые — аплиты, пегматиты и породы меланократовые — лампрофиры. 5.3 Классификация магматических горных пород по химическому составу Химический состав магматических горных пород является основой ряда классификаций, подробному рассмотрению которых посвящен специальный раздел петрографии — петрохимия. Химическая классификация магматических пород, основанная на количественном содержании в их составе кремнезема, является одной из самых ранних, но до настоящего времени не утративших своего значения. На основании этого принципа выделяются породы ультраосновные с содержанием SiO2 менее 45%, основные 45 — 52%, средние 52 — 65%, кислые более 65%. Соотношения молекулярных количеств А12О3, CaO, Na2O, К2О позволяют дополнить характеристику породы и отнести ее к одному из следующих рядов: 1) известково-щелочному, или нормальному, где 2) пересыщенному щелочами Na2O+K2O>Al2O3; 3) пересыщенному глиноземом А12Оз>СаО+Ка2О + К2О. Особенности химического состава пород отражаются на их минеральном составе. Породы, пересыщенные кремнеземом, содержат в своем составе свободный кварц; в породах, пересыщенных щелочами, наблюдается повышенное содержание щелочных полевых шпатов (ортоклаза, микроклина, альбита), обычны щелочные цветные минералы (эгирин, арфведсонит) и возможно появление фельдшпатидов (нефелина, лейцита). Как увидим из дальнейшего, группировка пород по содержанию кремнезема полностью соответствует выделению основных групп по минеральному составу. При всей важности химических классификаций для региональных сопоставлений, а также для определения химического типа плохо раскристаллизованных пород самостоятельное значение и ограниченно. По одному химическому составу без знания минерального состава и структуры назвать породу невозможно. Известно много примеров, когда породы близкого или даже аналогичного химического состава относились к совершенно различным генетическим группам пород — магматическим, осадочным или метаморфическим. 5.4 Классификация магматических пород по минеральному составу Классификация по минеральному составу проста и удобна, так как минеральный состав всех хорошо раскристаллизованных пород легко и надежно может быть определен под микроскопом. Затруднение вызывают, как было сказано, плохо раскристаллизованные породы, минеральный состав которых трудно определим, а количественная оценка минералов, слагающих породу, может быть произведена только очень приблизительно. Одной из наиболее распространенных является классификация А. Н. Заварицкого, основанная на количественном соотношении главных породообразующих минералов с учетом химического состава, структур и геологических условий образования породы. По содержанию минералов А. Н. Заварицкий разделил все магматические породы на семь групп, в каждую из которых входят близкие по химическому и минеральному составу породы интрузивной, эффузивной и жильной фаций. Название каждой группы составлено из названия наиболее распространенной интрузивной породы и ее эффузивного аналога. Эти группы следующие: 1) группа перидотитов, по содержанию кремнезема соответвующая ультраосновным породам (гипербазитам); 2) группа габбро — базальтов, соответствующая основным породам (базитам); 3) породам; группа диоритов — андезитов, соответствующая средним 4) группа гранитов — риолитов и гранодиоритов — дацитов, соответствующая кислым породам; 5) группа сиенитов — трахитов, соответствующая средним породам; Эта группа А. Н. Заварицким названа группой бесполевошпатовых ультраосновных пород. В группе перидотитов известна только одна эффузивная порода — меймечит. 6) группа нефелиновых сиенитов — фонолитов, соответствующая щелочным породам; 7) группа щелочных габброидов — базальтоидов, соответствующая щелочным породам. Главной особенностью интрузивных пород является их полнокристаллическая, часто достаточно крупнозернистая структура, позволяющая со значительной степенью точности определять количественные соотношения слагающих ее минералов. На рис. 12.4._1 представлена диаграмма, на основании которой по минеральному составу можно определить место каждой данной породы в общем ряду интрузивных пород. Вдоль верхней рамки диаграммы указано положение точек, соответствующих составам главнейших разновидностей пород; вдоль нижней рамки отмечено количество кремнезема, характеризующее эту разновидность; по вертикали против названия породы указаны процентные содержания наиболее характерных для нее минералов. Между каждой парой соседних пород имеются породы промежуточного состава, что находит отражение в их двойных названиях (габбро-диорит, гранодиорит, граносиенит и т. д.). Исключение составляет сиенит, который имеет переходные разности с габбро и диоритами (габбро-сиенит, сиенитодиорит). Левая часть диаграммы от перидотита до сиенита отвечает ряду известково-щелочных (нормальных) пород; правая часть от сиенита до тералита соответствует щелочному ряду. Диаграмма иллюстрирует общую распространенность отдельных групп породообразующих минералов и их роль в составе отдельных разновидностей пород. Отчетливо видно также изменение состава минералов внутри группы, от более основных и тугоплавких представителей к более кислым и легкоплавким в серии плагиоклазов и от более железистых к менее железистым в серии цветных минералов. ТЕМА 6 ПРОИСХОЖДЕНИЕ МАГМ 6.1 Условия образования первичных магм Проблема образования магматических пород тесно связана со сложнейшими проблемами происхождения магм и глубинного строения Земли. Согласно современным представлениям, Земля имеет концентрическизональное строение и состоит из ядра, промежуточной оболочки, или мантии, и внешней оболочки — коры. Последняя в свою очередь подразделяется на три слоя. Самый нижний — базальтовый (сима), выше — гранитный (сиаль) и верхний — тонкий чехол осадочных пород. Сведения о составе и строении каждой зоны или слоя далеко не равноценны. Наиболее изученными являются доступные наблюдению верхние части коры, тогда как данные о ее нижних горизонтах, не говоря уже о мантии и ядре, весьма проблематичны и базируются на результатах геофизических исследований и некоторых материалах сопредельных наук. Представления о состоянии и составе ядра и мантии основываются главным образом на данных сейсмологов и на материале изучения вещества метеоритов, среди которых железные метеориты, как полагают, близки к составу ядра, а каменные (хондриты)—соответствуют составу мантии. Существует гипотеза, согласно которой вещество, слагающее мантию, отвечает составу либо перидотита, либо эклогнта *. Не исключается гетерогенное строение мантии с обособлениями как перидотитовых, так и эклогитовых (1) зон или участков. Базальтовый слой коры, как говорит само название, состоит из пород основного состава. В пределах океанов верхняя его часть доступна непосредственному изучению: мощность базальтового слоя под океанами не превышает 5—6 км, тогда как в пределах континентов она достигает 40 км. Гранитный слой состоит преимущественно из пород гранитного состава и различных метаморфических пород. Этот слой развит только в пределах континентов и континентальных склонов. Мощность его колеблется от 10 км в пределах платформ до 30 км в складчатых областях. Общая мощность земной коры на платформах составляет 30—40 км, в складчатых зонах достигает 40—70 км. В настоящее время общепризнано, что Земля в целом представляет собой твердое тело, в пределах которого периодически возникают локальные очаги первичной магмы. Согласно этой гипотезе, очаги основной и, повидимому, ультраосновной магмы образуются в нижнем слое коры или в верхнем слое мантии на глубинах порядка 50—100 км. Очаги кислой магмы возникают в пределах гранитного слоя в основании складчатых сооружений на глубине 10—30 км. Образование очагов первичной магмы происходит, как полагают, вследствие местного повышения температуры, притока глубинных растворов и других причин. Источниками тепла могут явиться тепловые конвекционные потоки, обусловленные гравитационным расслоением вещества Земли, энергия распада радиоактивных элементов, энергия различных химических и структурных превращений вещества Земли и др. Существование самостоятельных основных и кислых магм подтверждается широким распространением соответствующих эффузивных пород, а также развитием определенных ассоциаций магматических пород, близких по химическому составу. В последнее время появляется все больше сторонников, разделяющих гипотезу А. Холмса о существовании первичной ультраосновной магмы. В конце XIX в. возникло представление об одной первоначальной магме, отвечающей по составу андезито-базальтам (работы Н. Боуэна и др.). Предполагалось, что все другие типы пород образуются при ее застывании в разных условиях и вследствие происходящей при этом дифференциации. Русский ученый Ф. Ю. Левинсон-Лессинг полагал, что существуют не одна, а, по крайней мере, две родоначальные магмы — базальтовая и гранитная. Представление о самостоятельности гранитной магмы основано на том, что для формирования столь крупных и широко распространенных гранитных тел, какие известны на земле, за счет выплавки из первично базальтовой магмы потребовалось бы невероятно большое ее количество. В последнее время появились работы, в которых обосновывается существование не только базальтовой и гранитной, но и ультраосновной — перидотитовой магмы. Предполагается, что первичные магмы образуются в глубинных зонах земной коры в результате периодического локального расплавления слагающих ее твердых масс. Причины этого расплавления не совсем ясны. Многие исследователи связывают значительное повышение температуры, необходимое для расплавления, с 1 накоплением тепла вследствие распада радиоактивных элементов, весьма неравномерно распределенных в земной коре. 2 Допускается уменьшением возможность давления, расплавления обусловленным в связи образованием с резким глубинных разломов. 3 Возможно также влияние длительных тепловых потоков, поднимающихся из глубин земного шара. Неодинаковый состав магмы связан с тем, что расплавление происходит в различных оболочках земного шара — 1 в земной коре, сложенной, особенно в верхней части, кислыми (сиалическими) породами, 2 или в залегающей под ней на глубине порядка 8-30 км мантии, состоящей из пород более тяжелых, основных (фемических). В связи с тем, что геофизическими методами установлено наличие магматических очагов некоторых ныне действующих и извергающих базальтовую лаву вулканов на глубинах порядка 50 км, предполагают, что зарождение основной магмы происходит внутри мантии. Исследования в области геохимии и петрографии показывают, что кислая гранитная магма не может выплавляться непосредственно в верхней мантии, по крайней мере, не в количествах достаточных для формирования таких мощных гранитоидных образований, которые присутствуют в земной коре. Наиболее кислые продукты такого рода выплавления представлены андезитами. Гранитная магма, ее происхождение, связана с земной корой. Гранитная магма может формироваться в сиалической части земной коры, особенно мощной под континентами. Допускается смешение корового и мантийного расплавов, при котором получатся магмы промежуточного типа. Последовательность кристаллизации. Реакционный принцип Боуэна Учитывая рассмотренные типы кристаллизации для многокомпонентной системы, какой является магма, известный петрограф и экспериментатор Н. Боуэн обосновал так называемый «реакционный принцип». Согласно этому принципу кристаллизация магмы осуществляется по двум ветвям — фемической (железо-магнезиальной) и сиалической (рис. 15.4_1). Начинается она с наиболее тугоплавких минералов в каждой из ветвей. Медленное понижение температуры расплава сопровождается взаимодействием между жидкой и твердой фазами и образованием новых минералов, расположенных на следующих ступенях схемы. Конечный продукт кристаллизации по каждой из ветвей определяется исходным составом магмы. В случае кислой магмы обе ветви в конечную стадию кристаллизации объединяются, при этом выделяются калиевые полевые шпаты и кварц. В пределах фемической ветви происходит кристаллизация по схеме реакционных превращений; ряд плагиоклазов является изоморфным, а между ветвями возможна кристаллизация по типу эвтектики. При быстром охлаждении магматического расплава реакции взаимодействия между твердой и жидкой фазами не всегда успевают полностью завершиться и могут сохраниться минералы начальных этапов кристаллизации. Следовательно, при одном и том же исходном химическом составе магмы минеральный состав глубинных и излившихся ее разностей будет различен. После полного застывания минеральный состав магматической горной породы может несколько измениться под действием более поздних горячих водных растворов (эпимагматический процесс), а после выхода на поверхность - в результате выветривания (гипергенный процесс). Тема 6 Условия образования магматических горных пород Признание существования двух или даже трех первичных магм различного состава (кислого, основного, ультраосновного) еще не объясняет всего огромного разнообразия магматических пород, участвующих в строении земной коры. Изучение ассоциаций пород, их петрографических особенностей, а также экспериментальные исследования позволили прийти к выводу о наличии определенных физико-химических процессов, которые нарушают однородность первичного магматического расплава, обусловливая образование различных по составу пород. Такими процессами являются дифференциация, Магма представляет собой силикатный расплав, образующийся в геологически активных частях земной коры и верхней мантии. При благоприятных условиях она перемещается в верхние горизонты земной коры вплоть до излияния на земную поверхность. Температура излившейся магмы от 900 до 1200оС, редко до 1300оС, интрузивной – от 700 до 1100оС, иногда несколько выше. Причины подъема магмы пока не совсем ясны. Для передвижения возникшей в недрах Земли магмы необходимо заложение магмоподводящего канала, то есть образование трещины (разлома). Сильно возросшее давление разрешается подъемом магмы вдоль разлома. При описании главнейших групп магматических пород неоднократно обращалось внимание на значительные вариации их химического и минерального состава, заставляющие выделять большое число их разновидностей. Вместе с тем главную массу магматических образований слагают всего 3 – 4 десятка пород. Все магматические породы образуются путем кристаллизации магмы. Трудно допустить, что каждая из многочисленных разновидностей кристаллизуется из магмы специфического состава, образующейся только в данном участке земной коры. Такое предположение было бы неправильным и потому, что многие из магматических пород встречаются в одних и тех же массивах, образуя постоянные ассоциации, причем здесь же наблюдаются многочисленные разности промежуточного состава, позволяющие проследить постепенные переходы от пород одной группы к другой. Поэтому уже более ста лет назад в работах первых ученых-петрографов обсуждался вопрос о том, как и где, образуются первичные магмы и сколько типов магм дает начало всем разнообразным магматическим образованиям. Образование многочисленных разновидностей пород из родоначальных магм связывается в основном с процессами дифференциации и ассимиляции. Дифференциация (1) магм Различают магматическую и кристаллизационную дифференциацию. Магматическая (или ликвационная) дифференциация происходит на больших глубинах еще в жидкой стадии. Здесь возможны явления диффузии, ликвация (2) и перемещение ряда компонентов в газообразном состоянии. Из этих процессов наибольшую роль играет ликвация. Полагают, что такое ликвационное разделение магм происходит легче, если в магме содержатся вода и другие летучие (F, Сl, P и др.) компоненты. С ликвационной дифференциацией связывают обособление сульфидов тяжелых металлов меди, железа, никеля от силикатного расплава. Концентрация сульфидов может быть настолько высокой, что образуются их промышленные месторождения. С сульфидами могут ассоциировать хром и платина (Норильск, месторождения Кольского полуострова). Газовый перенос особенно сильно проявляется при вулканических извержениях, когда вследствие быстрого падения давления газы, выделяющиеся из магмы, захватывают с собой в виде летучих соединений и ряд тяжелых элементов. Кристаллизационная (или гравитационная) дифференциация протекает во время кристаллизации магмы, ей придается решающее значение в разделении расплава. Наиболее тугоплавкие компоненты выделяются первыми и плавают в еще жидком расплаве. Если их удельный вес выше удельного веса расплава, они медленно опускаются, образуя относительные скопления в нижних частях магматического резервуара. Легкие минералы, наоборот, всплывают вверх. Таким образом, в едином резервуаре после застывания возникают породы разного состава. Эти процессы осложняются реакциями вновь образующихся твердых минералов с расплавом. На последних этапах застывания расплава могут заметно влиять тектонические силы. Под их действием происходит отжатие жидкости из твердой фазы и в случае наличия полостей в земной коре образование самостоятельной интрузии. Видимо, таким путем могут формироваться системы жил, сопровождающих большие интрузивные массивы. Ассимиляция (3) магм Ассимиляцией называется процесс поглощения магмой вмещающих пород. Если эти породы значительно отличаются по химическому составу от интрудирующей их магмы, протекают энергичные реакции, приводящие к существенному изменению первоначального расплава. Образуются гибридные породы. Иногда часть крупных обломков вмещающих пород перерабатывается не полностью, их называют ксенолитами (от греческого слова «ксенос» — чуждый приконтактовых зонах. Именно с процессами ассимиляции многие исследователи связывают образование весьма своеобразных по составу нефелиновых сиенитов. Кристаллизация магмы Начало кристаллизации связано с перемещением расплава в более высокие зоны земной коры, сопровождающимся постепенным понижением температуры и давления. Если давление снижается медленно, столь же медленно выделяются из расплава летучие компоненты, а их наличие, как говорилось выше, способствует росту крупных кристаллов. Образуются крупнокристаллические или даже гигантокристаллические структуры кристаллы отдельных минералов достигают по величине десятков сантиметров (пегматиты). Наоборот, при быстром понижении давления и температуры в расплаве одновременно возникает большое число центров кристаллизации и структуры получаются мелкозернистыми. Если охлаждение происходит неравномерно (сначала медленно, затем быстро), образуются неравномернокристаллические структуры - крупные кристаллы первой фазы располагаются в мелкозернистой массе второй фазы. На скорость кристаллизации влияет и размер образующихся кристаллов, а также химический состав магмы. По Г. Тапману, скорость кристаллизации какоголибо компонента увеличивается при наличии в растворе других веществ. Поэтому полиминеральные породы при прочих равных условиях должны состоять из кристаллов меньшего размера, чем мономинеральные. Это справедливо, например, для лабрадоритов, оливинитов и других простых по составу пород. Т.Е Величина минеральных зерен зависит от скорости кристаллизации Величина минеральных зерен зависит также от содержания соответствующих компонентов в магме. Если их мало, то и зерна минералов получаются мелкими, что свойственно, например, большей части акцессорных минералов. С последовательностью кристаллизации минералов тесно связана форма их выделений. Те из них, которые выделяются в первую очередь при медленном охлаждении, растут в жидком расплаве и имеют хорошо выраженные кристаллографические очертания; их зерна называются идиоморфными (т.е. имеющими присущую им собственную форму). В следующий период - главную фазу кристаллизации - одновременно образуется много центров роста, кристаллы частично мешают расти друг другу, в связи, с чем их форма не столь совершенна - гипидиоморфные зерна. Наконец, в последнюю фазу кристаллизации минералы выполняют промежутки между ранее образованными зернами, и их форма имеет случайный характер - ксеноморфные зерна. Наблюдая под микроскопом форму минералов, по степени их идиоморфизма, устанавливается порядок их кристаллизации. ТЕМА 7 ОБЩЕЕ ПОНЯТИЕ О МЕТАМОРФИЗМЕ (1) 7.1 ОБЩИЕ ПОНЯТИЯ И ОСНОВНЫЕ ФАКТОРЫ МЕТАМОРФИЗМА Метаморфическими (преобразованными, превращенными) породами именуются породы, возникшие за счет исходных осадочных либо магматических пород, подвергшихся действию повышенных температур, давлений, химически активных растворов, именуемых факторами метаморфизма. Как правило, порода подвергается совместному воздействию указанных факторов, реже один из них превалирует и вызывает основные изменения. Изменения эти заключаются в приспособлении к новым физико-химическим условиям и могут быть выражены достаточно многообразно: изменение формы, размеров зерен, их взаимной ориентировки, появлении новых минеральных компонентов. Существенным в процессах метаморфизма является то, что преобразование вещества осуществляется в твердом состоянии. Температура обычно не достигает точек плавления вещества. Исключение составляет процесс ультраметаморфизма, сопровождающийся частичным плавлением вещества и являющий собой процесс переходный, между метаморфизмом и магматизмом. При классификации метаморфических пород, по возможности, учитываются ведущие факторы их преобразования, а также геологическая обстановка. 7.2 ОСНОВНЫЕ ТИПЫ МЕТАМОРФИЗМА Прежде всего, необходимо разделить метаморфизм по площади и объемам горных пород подверженных преобразованиям. По этим признакам выделяется локальный (1) и региональный (2) типы метаморфизма. В свою очередь локальный тип подразделяется на несколько подтипов в зависимости от преобладания тех или иных факторов метаморфизма: 1 Динамический метаморфизм, заключающийся в процессах дробления, перетирания горных пород в условиях так называемого стресса – на- правленного сжатия. Типичные породы – тектонические брекчии, катаклазиты и милониты. 2Автометаморфизм, проявляющийся в изменении остывающей магматической породы под влиянием циркулирующих сквозь нее паров и газов, обычно выделяющихся из того же магматического очага. Типичные породы автометаморфизма – грейзены, березиты, пропилиты, серпентиниты, тальковые сланцы, вторичные кварциты. 3Термический метаморфизм, связанный с внедрением и излиянием магматического расплава. Если процессы метаморфизации происходят при контакте с интрузиями – это контактовый метаморфизм. Контактовый метаморфизм, заключается в изменении горных пород, испытавших контакт с раскаленной магмой и воздействием активных газов и растворов, выделяемых ею. Типичными породами являются роговики, мраморы, скарны. Региональный метаморфизм, охватывает одновременно гигантские объемы горных пород (миллионы куб.км), что и подчеркнуто в его названии. Региональный метаморфизм, по сути, является динамотермальным. Типичными породами являются филлиты, кристаллические сланцы, слюдяные гнейсы, кварциты, мраморы. Метасоматоз, связь которого с магматическими очагами не столь очевидна, выделяется в качестве самостоятельной разновидности – метасоматического метаморфизма. Данный вид метаморфизма связан, прежде всего, с растворами и газами, выделяющимися при перекристаллизации горных пород, за счет процессов трения при смещении блоков горных пород. Типичными породами являются грейзены, пропилиты, серпентиниты, тальковые сланцы. Кроме того, выделяется так называемый ультраметаморфизм – при котором происходит частичное расплавление горных пород. 7.3 МИНЕРАЛЬНЫЙ СОСТАВ МЕТАМОРФИЧЕСКИХ ГОРНЫХ ПОРОД Химический состав метаморфических горных пород не имеет столь важного значения для классификации, как в случае с магматическими породами. Это связано с тем, что при одинаковом валовом химическом составе исходных пород вследствие воздействия факторов метаморфизма могут возникать различные минералы. Кроме того, исходными породами для одних и тех же метаморфических пород могут выступать как осадочные, так и магматические породы, примерно одинакового химического состава, например, такой ряд продуктов регионального метаморфизма, как I – глина – глинистый сланец – филлит – слюдяной сланец – гнейс; II – гранит – гнейс. Поэтому при классификации метаморфических пород наибольшее внимание уделяется их минеральному составу. В наиболее общем виде в составе метаморфических горных пород можно выделить три основные группы минералов: 1. минералы, образующиеся при перекристаллизации исходных компонентов, но без существенного изменения состава (кварц, полевые шпаты, карбонаты и т.п.); 2. новые минералы, возникшие из исходных при различных реакциях с водными растворами, газами; 3. реликтовые минералы, сохранившиеся без изменений от исходных горных пород. Принадлежность породы к группе метаморфических в полевых условиях устанавливается обычно по условиям ее залегания, например, порода, встречена в мощном комплексе метаморфизованных образований. Текстурные и структурные признаки, минеральный состав являются в данном случае дополнительными уточняющими признаками. 7.4 СТРУКТУРЫ МЕТАМОРФИЧЕСКИХ ГОРНЫХ ПОРОД Структуры метаморфических пород подразделяются на несколько типов: 1. кристаллобластические (бластические) (1); 2. катакластические и милонитовые; 3. реликтовые или остаточные. КРИСТАЛЛОБЛАСТИЧЕСКИЕ СТРУКТУРЫ. Метаморфические процессы происходят в твердом состоянии или при небольшом количестве жидкой фазы. Жидкая фаза может играть значительную роль в процессах ультраметаморфизма и при метасоматозе. Для структур метаморфических пород, образующихся путем перекристаллизации в твердом состоянии при разнообразных значениях температуры и давления с участием растворов, применяется иная номенклатура, чем для исходных пород. В названия структур входит слово «бласто» или «бластовый». Если слово «бласто» поставлено в конце названия структуры, это указывает на возникновение новой структуры, если в начале названия, то подразумевается, что следы исходной (реликтовой) структуры сохранены. Если в процессе метаморфизма исходный материал полностью перекристаллизован и порода достигла равновесного состояния по отношению к новым термодинамическим условиям, то структура этой породы называется кристаллобластической. Эти структуры широко распространены в породах регионального и контактового метаморфизма. Кристаллобластез обусловливает специфические особенности метаморфических структур, важнейшие из которых следующие: - структура метаморфических пород не отражает последовательность кристаллизации минералов, которая характера для магматических пород. Форма минералов в большинстве метаморфических пород зависит от кристаллизационной способности минералов и от концентрации веществ, идущих на построение минералов; - наличие многочисленных включений одних минералов в другие, что связано с одновременной кристаллизацией минералов метаморфических пород. В процессе роста минерал, имеющий большую силу кристаллизации, очищается от таких включений; - наличие равномерно-крупнозернистых структур, что объясняется растворением мелких зерен при перекристаллизации; - расположение минералов в виде скоплений; эта особенность связана с собирательной кристаллизацией, происходящей в начальную стадию метаморфизма. Среди кристаллобластовых структур выделяются следующие: 1. По абсолютной величине зерен минералов: ( микробластовые; гигантобластовые.) 2. По степени идиоморфизма зерен(Идиобластовая, Гипидиобластовая, Ксенобластовая) 5 По относительным размерам зерен a. Гомеобластовая структура – зерна породы имеют примерно одинаковые раз). b. Гетеробластовая структура – зерна породы имеют различные размеры 4. По форме зерен ( Гранобластовая, Зубчатая, Фибробластовая (чешуйчатая, листоватая). КАТАКЛАСТИЧЕСКИЕ И МИЛОНИТОВЫЕ СТРУКТУРЫ Эти структуры типичны для продуктов динамометаморфизма. Их формирование обусловлено раздроблением минералов или всей породы. Катакластические структуры возникают в начальных стадиях раздробления пород. Дробление пород не сопровождается перекристаллизацией и минералообразованием. Породы, имеющие катакластическую структуру, характеризуются однородной текстурой и отсутствием сланцеватости. Милонитовые структуры возникают в породах, подвергшихся интенсивному дроблению. Эти породы обладают тонкополосчатой текстурой. В милонитах, наряду с раздроблением, могут происходить перекристаллизация и образование новых минералов. РЕЛИКТОВЫЕ ИЛИ ОСТАТОЧНЫЕ СТРУКТУРЫ Эти структуры характеризуются наличием в метаморфической породе остатков исходной породы, из которой она произошла. Тип исходной породы позволяет подразделить реликтовые структуры на следующие подгруппы: 1. Реликтовые структуры с остатками магматического материала. 2. Реликтовые структуры с остатками осадочного материала. 7.5 Текстуры метаморфических горных пород Текстуры метаморфических пород объединяют в три группы: Массивные или однородные, такситовые или неоднородные, остаточные или реликтовые. Массивные, или однородные текстуры характеризуются равномерным распределением минералов в породе. Такситовые, или неоднородные текстуры подразделяются следующим образом: - Сланцеватые текстуры, характеризующиеся наличием сравнительно мелких пластинчатых, чешуйчатых или вообще заметно уплощенных зерен минералов, располагающихся взаимно параллельно. Сланцеватые текстуры возникают в условиях одностороннего давления (стресс), обусловливающего кристаллизационную сланцеватость, вызванную ориентировкой минералов во время перекристаллизации. Эти текстуры широко распространены в гнейсах и сланцах. - Плойчатые и микроплойчатые текстуры, характеризующиеся расположением минералов в виде извилистых полос (в сланцеватой породе раз- вивается мелкая складчатость). Они представляют собой текстуры сильно деформированных пород в условиях, когда эти породы приобретают способность к пластическому течению. - Очковые текстуры, характеризующиеся наличием отдельных округлых крупных зерен, облекаемых сланцеватой основной массой породы.. Показательны очковые текстуры для гнейсов. - Полосчатая текстура, обусловленная чередованием полос различного состава и структуры, - Пятнистые текстуры возникают при неравномерном распределении зерен отдельных минералов, которое формируют скопления различной величины. Остаточные, или реликтовые текстуры наблюдаются часто среди полосчатых и сланцеватых текстур, которые развиваются вдоль видимой или скрытой первичной слоистости. Метаморфизм в этом случае вызывает усиление слоистой текстуры осадочных пород. 8.1 Классификация и номенклатура метаморфических горных пород. Типы метаморфических пород, их минеральный и химический состав, условия образования ПОРОДЫ ДИНАМИЧЕСКОГО (КАТАКЛАСТИЧЕСКОГО) МЕТАМОРФИЗМА Тектонические брекчии весьма часто наблюдаются как в складчатых областях, так и на платформах. Они состоят из различных по величине угловатых обломков, сцементированных более мелкими частицами того же состава Катаклазиты – породы более сильно раздробленные. Сохранившиеся реликты минералов позволяют установить характер первоначальных пород. Милониты – породы, раздробленные в еще большей степени. Они почти на- цело состоят из тонкого, даже пылеватого материала с редкими обтертыми с краев зернами. ПОРОДЫ АВТОМЕТАМОРФИЗМА Грейзены образуются за счет изменения главным образом гранитов и гранитоидов в периферических частях их штоков под воздействием газообразных, парообразных и летучих компонентов магмы. Березиты образуются подобно грейзенам, но при более низких температурах и ином составе парообразных компонентов. Пропилиты возникают при изменении средних и основных вулканических пород поствулканическими растворами. Серпентиниты образуются при изменении ультраосновных оливиновых пород под влиянием гидротермальных растворов сравнительно невысокой температуры (ниже 400 Тальковые сланцы образуются главным образом из ультраосновных магматических пород; иногда из доломитов ПОРОДЫ КОНТАКТОВОГО МЕТАМОРФИЗМА Роговики – общее наименование группы метаморфических пород, образующихся при контакте магмы с глинистыми или песчано-глинистыми породами.. Главные минералы: плагиоклазы, ортоклаз, кварц, биотит. Мраморы образуются как при контактовом, так и при региональном метаморфизме осадочных пород – известняков и доломитов. Скарны образуются в результате глубокой переработки известняков под воздействием проникающих из остывающей магмы разнообразных остаточных растворов, газообразных и летучих соединений.. Характерными минералами скарнов являются кальцит, гранаты (особенно андрадит), диопсид, роговые обманки, ПОРОДЫ РЕГИОНАЛЬНОГО МЕТАМОРФИЗМА Глинистые сланцы – продукты неглубокого метаморфизма глинистых, алевритоглинистых, песчано-глинистых пород. Филлиты являются продуктами более глубокого метаморфизма тех же самых глинистых и песчано-глинистых пород. .Слюдяные сланцы могут образовываться как в результате глубокого метаморфизма глинистых и песчано-глинистых осадочных пород, так и в результате глубокого метаморфизма и перекристаллизации некоторых кислых магматических пород (порфиры, кварцевые порфиры и др.). Гнейсы по происхождению разделяются на ортогнейсы, образующиеся при метаморфизме магматических пород (главным образом гранитоидов), и парагнейсы, образующиеся при глубоком метаморфизме обломочных осадочных пород (пески, песчаники, алевролиты, глины). Мигматиты – продукты так называемого инъекционного метаморфизма. Представляют собой смесь внедряющегося по слоистости, по плоскостям сланцеватости или по системе трещин магматического материала с окружающими породами. Хлоритовые сланцы образуются главным образом в результате метаморфизма основных и ультраосновных магматических пород (ортосланцы). Иногда при глубоком метаморфизме некоторых обломочных осадочных пород (парасланцы). Серпентиниты – характеристика их, как и тальковых сланцев, дана при описании пород автометаморфизма. Кварциты образуются при глубоком метаморфизме кварцевых песчаников и песчаников. Некоторые разновидности кварцитов содержат значительное количество магнетита и гематита. В этом случае они носят название железистых кварцитов (джеспилитов). Кремнистые сланцы образуются в результате метаморфизма кремнистых осадочных пород (трепелов, диатомитов, радиоляритов и др.). Амфиболиты образуются в результате метаморфизма основных магматических пород. . Внутри семейства амфиболитов подразделение ведется по добавочным минералам. Так выделяют гранатовые амфиболиты, хлоритовые амфи- болиты и др. Роговообманковые сланцы образуются, главным образом, в результате метаморфизма ультраосновных магматических пород: пироксенитов, перидотитов, горнблендитов и др., окраска их темная: зеленая, серовато-зеленая, темно-зеленая до черной. Актинолитовые сланцы могут образовываться как в результате метаморфизма магматических пород пироксенито-перидотитового ряда, так и при метаморфизме карбонатных осадочных пород (мергелей, глинистых известняков, чистых известняков, доломитов), особенно при наличии магнезиального и кремнистого метасоматоза. Эклогиты (2) – темно-зеленые, почти черные породы. Структура крупнокристаллическая, текстура массивная. Состоят эклогиты в основном из сильно железистого граната, близкого к пиропу, и моноклинного пироксена. Эклогиты характеризуются ограниченным распространением и недостаточной изученностью . 8.2 Силикаты и алюмосиликаты. Понятие о кремнекислородном и алюмокислородном тетраэдрах, типы их сочетаний. Силикаты относятся к очень сложным природным химическим соединениям. Поэтому расшифровка их структур, связанных закономерными отношениями с числом и характером слагающих их структурных единиц — ионов, представляла собой трудную кристаллохимическую задачу. Несмотря на это, благодаря исключительным успехам последних лет в области развития рентгеноструктурного анализа, в настоящее время кристаллохимия силикатов разработана достаточно хорошо. Во всех силикатах всегда присутствуют, как следует из самого химического определения их, в качестве наиболее существенных структурных единиц кремний и кислород в форме ионов. Наряду с ними могут присутствовать и ионы других элементов, например А1, К, Na, Fe, создавая все многообразие силикатов. Соотношение радиусов ионов кремния и кислорода предопределяет тетраэдрическое окружение иона кремния четырьмя ионами кислорода. Этот вывод подтверждается непосредственными рентгеноструктурными наблюдениями: во всех силикатах мы непременно имеем тетраэдры (SiO4), которые образованы крупными ионами кислорода, расположенными в их вершинах, и мелкими ионами кремния в центре. Строение всех силикатов определяется взаимоотношениями этих кислороднокремниевых тетраэдров, т. е. способом их взаимной связи. Характер этой связи зависит от отношения числа ионов кислорода к числу ионов кремния в формуле данного силиката. Чрезвычайно важно при этом одно ограничение: кислородно-кремниевые тетраэдры могут соприкасаться друг с другом лишь вершинами и никогда не имеют общих ребер или граней. Если отношение О : Si = 4 : 1, как, например, в форстерите Mg2SiO4, тетраэдры (SiO4) не имеют общих вершин (т. е. общих ионов кислорода), а представляют собой изолированные друг от друга «острова». Связь между анионами этих «островов», имеющих отрицательный заряд 4, осуществляется посредством тех катионов, которые присутствуют здесь. Однако при отношении О : Si = 3:1 может образоваться длинная цепочка с чрезвычайно большим числом тетраэдров (SiO4). Повторяя эту часть, можно легко воссоздать всю структуру. Формула структурной единицы будет, следовательно, (SiO3)2-. Общая формула всей цепи соответственно будет (SiO3)∞2- . По такому именно типу построены пироксены, например диопсид: CaMg(SiO3)2. Если силикат состоит не из отдельных цепочек, а из вытянутых лент, каждая из которых образована двумя упомянутыми выше пироксеновыми цепочками, формула такого пояса будет (Si4O11)n с отношением О : Si= 11 : 4 = 23 /4 . По этому типу построены амфиболы.. Связь между отдельными амфиболовыми поясами, параллельными друг другу и несущими отрицательный заряд, осуществляется положительными катионами. Если пояс (Si4O11) повторяется в одной плоскости, образуется плоская сетка, состоящая из тетраэдров SiO4. Общая формула структурной единицы (ячейки) будет Si2O5, а плоской сетки (пакета) —(Si2O5)∞. По этому типу построены слюды, тальк, каолин, хлориты и другие силикатные минералы. Внешним выражением разобранной структуры является исключительная спайность в одном направлении у силикатов, которые имеют отношение О : Si = 5 : 2. Таковы, например, слюды, хлориды, тальк. В них связь легко нарушается между пакетами, но чрезвычайно трудно — поперек пакетов. Если тетраэдры SiO4 выполняют пространство (объем), соприкасаясь друг с другом всеми своими вершинами (до сих пор они касались лишь частью своих вершин), тогда, очевидно, мы будем иметь структуры, образованные соединениями, в которых отношение O:Si = 2:l. Здесь на долю одного тетраэдра приходится два иона кислорода, и соответствующая формула будет для структурной единицы (SiO2), а для всей структуры [SiO2)]∞. Этот тип структуры — выполнение тетраэдрами объема — характерен для кварца, цеолитов, полевых шпатов и некоторых других минералов. В случае цеолитов и полевых шпатов часть ионов кремния замещена ионами алюминия, и наряду с кислородно-кремниевыми тетраэдрами в этой структуре участвуют также кислородноалюминиевые тетраэдры.