Билет №10

1.МАГМАТИЗМ Магма - это расплавленное вещество, которое образуется при определенных значениях давления и температуры и представляет собой флюидно-силикатный расплав, т.е. содержит в своем составе соединения с кремнеземом (SiО2) и летучие вещества, присутствующие в виде газа (пузырьков), либо растворенные в расплаве.

Интрузивный магматизм.

Первичные магмы, образуясь на разных глубинах, имеют тенденцию скапливаться в большие массы, которые продвигаются в верхние горизонты земной коры, где литостатическое давление меньше. При определенных геологических и, в первую очередь, тектонических условиях магма не достигает поверхности Земли и застывает (кристаллизуется) на различной глубине, образуя тела разной формы и размера - интрузивы. В зависимости от глубины формирования интрузивные массивы подразделяются на приповерхностные или субвулканические -от первых сотен метров до 1,0-1,5 км; среднеглубинные или гипабиссальные , - до 1- 3,0 км и глубинные, или абиссальные ,- глубже 3,0 км.

Вулканизм.

Если жидкий магматический расплав достигает земной поверхности, происходит его извержение, характер которого определяется составом расплава, его температурой, давлением, концентрацией летучих компонентов и другими параметрами. Одной из самых важных причин извержений магмы является ее дегазация. В зависимости от количества газов, их состава и температуры они могут выделяться из магмы относительно спокойно, тогда происходит излияние, эффузия лавовых потоков. Когда газы отделяются быстро, происходит мгновенное вскипание расплава и магма разрывается расширяющимися газовыми пузырьками, вызывающими мощное взрывное извержение - эксплозию. Если магма вязкая и температура ее невысока, то расплав медленно выжимается, выдавливается на поверхность, происходит экструзия магмы. Чем больше в ней оксида кремнезема, тем магма более вязкая, густая и содержит большее количество газов именно такая магма и будет взрываться сильнее всего.

Магматические очаги

Расплавленного сплошного слоя в земной коре или верхней мантии не существует. Для начала плавления твердой горной породы в глубинах Земли необходимо повышение температуры, понижение всестороннего давления и влияние флюидов. Эти факторы могут действовать, как все вместе, так и по отдельности. Плавление начинается обычно в местах сочленения минеральных зерен в узлах концентрации напряжений. Это место называется первичным магматическим очагом. Образовавшиеся капли расплава стремятся двигаться в сторону уменьшения градиента давления и перемещаясь вверх сливаются между собой, формируя уже вторичные или промежуточные очаги. Если магма движется медленно, она успевает ассимилировать вмещаюшме породы или подвергнуться гравитационной дифференциации, при которой в низах очага образуется более основной расплав, чем в верхах. Очевидно, что базальтовая магма в больших объемах поступает непосредственно из верхней мантии, например, в рифтовых зонах океанов или в трапповых провинциях континентов. А кислая магма может образоваться как в результате процессов магматической дифференциации, так и путем плавления участков гранитно- метаморфического слоя или анатексиса. В целом можно отметить, что магматические очаги возникают либо в самых верхах мантии, либо в земной коре.

Боуэн установил определенную последовательность выделения минералов из магматических расплавов, иллюстрирующуюся сле­дующей схемой кристаллизации.

Кристаллизация начинается с наиболее высокотемпературных минералов — с оливина в левой ветви и анортита в правой. При понижении температуры ранее выделившиеся минералы реагируют с остаточной жидкостью, образуя нижестоящие минералы. При быстром же застывании, или фракциони­ровании, оливин может сохраниться в породе. При реакции оливина с расплавом возникает новый минерал — пироксен. Каждый минерал прерывной реакционной серии, например оливин, может сам являться членом непрерывной реакционной серии.

Правая ветвь представляет собой непрерывную серию плагиокла­зов, характерной особенностью которых является их полный изо­морфизм. Кристаллизация плагиоклаза всегда начинается с выделе­ния члена изоморфного ряда, обогащенного анортитовой соста­вляющей. При медленном остывании выделившийся плагиоклаз вступает в реакцию с остаточным расплавом и преобразуется во все более кислые разновидности. При всех этих процессах новых мине­ральных видов не возникает, т. е. изменения постепенны, чем и об­условлено название «непрерывная реакционная серия». В конце кристаллизации обе ветви сливаются в одну, заключающую конечные продукты кристаллизации магмы. — калиевый полевой шпат и кварц.

Кристаллизация минералов прерывной и непрерывной серий может идти параллельно; на это указывает наличие эвтектических соотношений между минералами обеих ветвей, наблюдаемых непо­средственно в породах и установленных экспериментально.

2 Группа пироксенов

По кристаллографическим особенностям пироксены при­нято делить на ромбические и моноклинные. Класси­фикацию пироксенов в соответствии с особенностями их химического состава можно представить в следующем виде:

Ромбические пироксены

1. Железо-магнезиальные: Энстатит — Mg₂ [Si₂O₆]Гиперстен — (Mg, Fe)₂ [Si₂O₆]

В ромбических пироксенах ось Ng лежит парал­лельно с и, таким образом, они имеют прямое погасание и положительное удлинение. В сподумене угол cNg = 26°, в жадеите —35°, диопсиде — 38°, геденбергите — 48°, ав­гите— 38°—51° и в эгирине —95°.

Энстатит в шлифах является бесцветным. Гиперстен слабо окрашен и плеохроирует. Окраска гиперстена по Ng — светло-зеленоватая, по Nm — желтоватая, по Np — светло-розовая. Для всех ромбических пироксенов ха­рактерны резкий рельеф и наличие шагреневой поверх­ности, низкие цвета интерференции.

Моноклинные пироксены

2.Известковистые

Диопсид —CaMg [Si₂O6] Геденберит — CaFe [Si,O6] Пижонит —(Ca, Mg) (Mg, Fe) |Si₂O₆]

Диопсид в шлифах бесцветный. Геденбергит — зеленый, плеохроирующий: по Ng— светло-сине-зеленый, по Nm— светло-желто-зеленый, по Np— светло-зеленый. Рельеф и шагреневая поверхность минералов резкие.

Пижонит — (Са, Mg) (Mg, Fe) [Si₂O₆] В шлифах чаще всего бес­цветный и лишь изредка бледноокрашенный по Ng в светло-зеленый цвет и по Np и Nm — в светло-розовый. Показа­тели преломления колеблются в зависимости от состава: Ng — от 1,705 до 1,751, Nm — от 1,684 до 1,722, Np —от 1,682 до 1,722. Двупреломление равно 0,023—0,029. Угол погасания cNg = 37°—44°. Характерной особенностью пижонита является небольшой положительный угол оптических осей: от 0 до 25° в плоскости 1(010), с r<v и реже от 0 до 30° в плоскости (010), с ясной дисперсией — r>v.

3. Щелочные Эгирин — NaFе [Si₂O6], Жадеит — NaAl [Si₂O₆], Сподумен—LiAI [Si₂O6]Авгит —Ca (Mg, Fe, Al) [(Si, Al)₂O6]

Авгит —Са (Mg, Fe, Al) [(Si,A1)₂O₆] —В шлифах авгит обычно буроватый. Авгиты, содержа­щие примесь титана (титанавгиты), имеют бледно-фиоле­товую окраску. Плеохроизм очень слабый. Форма зерен короткостолбчатая. Двойники, как у диопсида: по (100) и (001), простые и полисинтетические.

Показатели преломления природных авгитов сильно колеблются в зависимости от состава. Оптические константы: Ng = 1,711;Np = 1,692; Ng — Np = 0,019; cNg = 43—44°; 2v = + 57°. В титанавгитах показатели преломления еще выше.

Эгирин — NaFe [Si₂O₆ ]— щелочный пироксен, называемый также акмитом.

Чистый искусственный эгирин имеет следующие опти­ческие константы: Ng= 1,836; Nm = 1,816; Np = 1,776; Ng — Np = 0,060; 2v = — 60°; cNp = 8°. Дисперсия бис­сектрис — отчетливая, наклонная, благодаря чему на неко­торых разрезах наблюдается неполное погасание.

В шлифах эгирин обнаруживает сильную окраску и резко плеохроирует. Окраска по Ng — буровато-желтая, по Nm— желтовато-зеленая, по Np — темно-зеленая. Схема абсорб­ции — Np > Nm > Ng.

Кроме интенсивной зеленой окраски, для эгирина в шлифах характерны очень высокий рельеф и шагреневая поверхность, высокие интерференционные окраски второго и третьего порядка, погасание, близкое к прямому, и отрицательное удлинение.

Сподумен — LiAl [Si₂O₆] — минерал пегматитов. Образует призматические кристаллы. Бесцветный в шлифах. Опти­ческие константы сподумена: Ng— от 1,676 до 1,681; Nm от 1,660 до 1,671; Np — от 1,651 до 1,668; Ng—Np~-от 0,013 до 0,025; cNg = 23° ~ 27°; 2v — от +50° до + 70°; дисперсия слабая — r <v