vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

оптической индикатрисы: np || с. Плеохроирует от бесцветного по пе до синего по пр. Спайность

совершенная по (100) и (010). Удлинение отрицательное. Часто полисинтетически сдвойникован. Лавсонит характерен для пород регионального метаморфизма при условии высоких давлений. Постоянный компонент жадеит-лавсонит-глаукофановых сланцев.

Спуррит - Са5[СОз (SiO4)2], моноклинный, ng =l,681; nm= 1,676; np= 1,641; ng -nP = 0,040.

Оптически двуосный, отрицательный. 2V=40°. Ориентировка оптической индикатрисы: c:ng = 22°. В

шлифе часто наблюдаются полисинтетические двойники. Образуется только в условиях низких давлений и очень высоких температур, что возможно либо в ксенолитах, либо в непосредственных контактах с интрузиями основного состава.

Группа граната состоит из двух изоморфных рядов:

1)альмандинового (Mg, Fe+2, Mn)3Al2Si3O12 (пироп, альмандин, спессартин);

2)андрадитового Са3(А1, Fe+3Cr)2Si3O12 (уваровит, гроссуляр, андрадит).

Все гранаты кристаллизуются в кубической сингонии, образуя идиоморфные ромбо-

додекаэдрические кристаллы или неправильные изометричные зерна, лишенные спайности.

В шлифе некоторые гранаты часто имеют ситовидное строение. Рельеф высокий. Гранаты изотропны, кроме минералов андрадит-гроссулярового ряда, которые могут быть аномально анизотропными, обнаруживая темно-серые цвета интерференции, и сложные, секториальные

двойники. Состав гранатов зависит от состава исходной породы и от условий ее образования. Железомагнезиальные гранаты (альмандин и пироп) наиболее высокотемпературные минералы кристаллических сланцев, образующихся при региональном метаморфизме глинистых пород в условиях высоких давлений. Марганцевый гранат – спессартин – устойчив в наиболее низкотемпературных условиях регионального метаморфизма, встречается также в скарнах. Кальциевые гранаты андрадит-гроссулярового ряда наиболее характерны для скарнов. Гранаты,

существенно гроссулярового состава, встречаются в залегающих среди регионально метаморфизованных карбонатных пород.

Везувиан - Са10(Мg, Fе)2Аl4 [SiO4] (ОН, F)4, тетрагональный, nе= 1,700—1,746; nо= 1,703 - 1,752; nо - nое= 0,001 - 0,008. Оптически одноосный, отрицательный. В шлифе бесцветный. Рельеф высокий. Интерференционная окраска аномальная – густо-синяя, оливково-зеленая, буровато-сиреневая, часто

распределяющаяся в пределах зерна зонально или пятнами. Удлинение отрицательное. Везувиан имеет сходство с гроссуляром и цоизитом. От первого отличается формой кристаллов и анизотропностью; от второго – несовершенной спайностью и отрицательным оптическим знаком. Везувиан распространен преимущественно в контактово-метаморфизованных карбонатных породах,

особенно в скарнах.

Волластонит - Ca[SiO3], триклинный, ng= 1,631 - 1,653; nm = 1,628 - 650; np = 1,616 - 1,640; ng - np = 0,015 - 0,013. Оптически двуосный, отрицательный. 2V= 38—60°. В шлифе бесцветный. Рельеф высокий. Цвета интерференции до желто-оранжевых первого порядка. В удлиненных разрезах угол

погасания 28 – 34°. Знак удлинения может быть отрицательным и положительным. Имеет сходство с тремолитом, от которого отличается более низким двупреломлением и меньшим углом оптических осей. Волластонит – минерал, образующийся в условиях контактово-термального метаморфизма

карбонатных пород.

ГРУППА ПИРОКСЕНОВ ЗДЕСЬ РАССМАТРИВАЮТСЯ ТОЛЬКО СПЕЦИФИЧЕСКИЕ МЕТАМОРФИЧЕСКИЕ МИНЕРАЛЫ ОМФАЦИТ И ЖАДЕИТ.

Омфацит (Са, Na) (Мg Fе+2, Fе+3, А1)[Si2О6], моноклинный, ng = 1,688 - 1,718; nm = 1,670 - 1,700; nP = 1,662 - 1,691. ng - nP = 0,018 - 0,027. Оптически двуосный, положительный. 2V=58-83°.

Ориентировка оптической индикатрисы c:ng = 36 - 48°. Плеохроирует от бесцветного по ng до слегка зеленоватого по nP. Образуется в условиях регионального метаморфизма при наличии высоких

давлений. Встречается в эклогитах и дистеновых сланцах.

Жадеит - NaА1[Si2О6], моноклинный, ng = 1,652 - 1,673; nm= 1,645 - 1,663; nP = 1,640 - 1,658. ng - nP = 0,012 - 0,13. Оптически двуосный, положительный. 2F=67—70°. Ориентировка оптической индикатрисы: cng=33—40°. Минерал с характерной для пироксенов спайностью по (110) под углом

87°. В шлифе бесцветный. Плотность 3,33. Твердость 6,5. Минерал регионального метаморфизма высоких давлений. Встречается в ассоциации с глаукофаном, лавсонитом, дистеном.

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

Группа амфиболов в метаморфических парагенезисах представлена тремолитом и глаукофаном.

Тремолит - Са2Мg5[Si8О22] (ОН, F)2, моноклинный, ng = 1,624, nm = 1,613; nр =1,600; ng - nP =

0,024. Оптически двуосный, отрицательный. 2V=85°. Ориентировка оптической индикатрисы c:ng = l4 - 17°. В шлифе бесцветный. Рельеф высокий. Погасание косое. Удлинение положительное. Цвета

интерференции до второго порядка. Тремолит очень похож на актинолит и волластонит, но актинолит имеет в шлифе зеленоватый цвет. От волластонита тремолит отличается большим двупреломлением, большим углом оптических осей, а также характерной амфиболовой спайностью. Образуется при термальном метаморфизме доломитов, содержащих примесь кремнезема. Тремолит и актинолит могут присутствовать также в регионально метаморфизованных карбонатных породах в условиях средних давлений и температур.

Глаукофан – Na2, Mg3, Al2[Si8O22](OH)2, моноклинный, ng = 1,627 - 1,670; nm= 1,622 - 1,667; nр - nP = 0,008 - 0,022. Оптически двуосный, отрицательный. 2У=50—0°.

Ориентировка оптической индикатрисы c:ng - 7°. В шлифе бесцветный или светло-синий,

плеохроирует. Удлинение положительное. Встречаются простые и полисинтетические двойники. Образуется только в условиях регионального метаморфизма при наличии высоких давлений в ассоциации с жадеитом, лавсонитом, гранатом, дистеном, ставролитом.

Хлоритоид - (Fе+2, Mg, Мn)2(А1Fе+3)А12О3[SiO4]2 (ОН)4 — минерал из группы хрупких слюд.

Моноклинный или триклинный, ng= 1,730 - 1,740; nm = 1,717 - 1,734; nр = 1,714 - 1,731; ng - nP = 0,006 - 0,016. Оптически двуосный, положительный. 2 V = 48 - 68°. Ориентировка оптической индикатрисы: ng || с. В шлифе бесцветный или слабо-зеленоватый, плеохроирует от бесцветного по ng до светло-серовато-зеленого по пр. Рельеф высокий. Погасание косое. Удлинение отрицательное.

Часто полисинтетически сдвойникован. Хлоритоид замещается пеннином и мусковитом. Имеет некоторое сходство с хлоритом, от которого отличается высоким рельефом. Характерный низкотемпературный минерал регионально-метаморфизованных глинистых пород.

22)Метаморфические минералы в шлифе.

23)Структуры метаморфических горных пород.

Процесс перекристаллизации породы в твердом состоянии называется кристаллобластезом, а структуры, возникающие в результате такого процесса, - кристаллобластовыми [1,3,6].

Кристаллобластез обусловливает специфику структурных особенностей метаморфических пород, важнейшие из которых следующие:

минералы метаморфических пород кристаллизуются одновременно;

перекристаллизация обычно сопровождается растворением мелких зерен, что ведет к образованию равномерно – крупнозернистых структур;

метаморфические породы всегда полнокристаллические, в которых пустоты не сохраняются;

если в процессе перекристаллизации порода не достигла полного равновесия, то в ней могут наблюдаться реликты строения исходной породы.

Среди структур метаморфических пород выделяются следующие главные типы: 1) кристаллобластовые, 2) катакластические, 3) реликтовые.

Кристаллобластовые структуры возникают в результате полной перекристаллизации породы. По относительным размерам зерен кристаллобластовые структуры подразделяются на равномернозернистые (гомеобластовые) и неравномернозернистые (гетеробластовые).

Среди гомеобластовых структур по форме зерен выделяются следующие разновидности:

-равномернозернистая (гранобластовая) структура характерна для пород, сложенных изометрическими зернами округлой формы, мелкозернистая разность такой структуры называется роговиковой, такие структуры встречаются в роговиках, кварцитах, мраморах;

-лепидобластовая структура характеризует породы, состоящие из таблитчатых или чешуйчатых минералов, типична для серицитовых, хлоритовых, слюдистых и других сланцев;

-нематобластовая структура определяется наличием игольчатых или волокнистых минералов, характерна для актинолитовых, силлиманитовых, дистеновых сланцев.

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

Гетеробластовая (порфиробластовая) структура характеризуется наличием относительно крупных зерен на фоне более мелкозернистой основной ткани породы. Внешне такие структуры похожи на порфировидные структуры магматических пород. Чтобы подчеркнуть разную природу этих структур, для метаморфических пород употребляют термин порфиробласты (а не вкрапленники) и основная ткань (а не основная масса)

Пойкилобластовая структура определяется наличием относительно крупных зерен, какого-либо

минерала, содержащего меткие неориентированные и незакономерно расположенные включения других минералов. Такая структура внешне очень похожа на пойктитовую структуру магматических пород, отличаясь от нее только генетически, встречается в скарнах, амфиболитах и других породах. Разновидностью пойкилобластовой структуры является ситовидная структура, которая характеризуется присутствием в крупных кристаллах многочисленных мелких округлых включений.

Реликтовые структуры характерны для пород, не претерпевших глубоких изменений, имеющих наряду с элементами новой структуры остатки структуры первоначальной породы. Для обозначения реликтовых структур употребляются термины, которые составляются из названия структуры исходной породы и приставки «бласто» или «класто». Например, бластогранитовая структура — порода перекристаллизована, но можно установить ее первичную гранитовую структуру. Приставка «класто» указывает на то, что порода частично раздроблена, так кластопорфировая структура означает, что порода до дробления имела порфировую структуру.

Катакластические структуры возникают в породе под действием направленного давления, вызывающего дробление породы, не сопровождающееся перекристаллизацией. Среди катакластических структур по степени раздробленности породы наиболее типичными являются брекчевидная, цементная и милонитовая.

Брекчиевидная структура характеризует начальную стадию дробления породы, минералы раздроблены неравномерно, между угловатыми обломками находится небольшое количество более тонкого перетертого материала.

Цементная структура характеризует более высокую стадию дробления породы, количество перетертого материала увеличивается, и он цементирует разобщенные крупные обломки.

Милонитовая структура свойственна наиболее высокой стадии дробления породы, основная ткань породы состоит из тонкого материала, имеющего субпараллельную ориентировку.

24)Текстуры метаморфических горных пород.

Для метаморфических пород текстурный признак особенно важен, так как он наиболее отчетливо отражает условия, при которых происходило их преобразование. Наиболее

распространенными являются массивная, пятнистая, полосчатая, сланцеватая и очковая текстуры. Массивная текстура возникает в результате перекристаллизации однородного материала при

отсутствии направленного давления. Благоприятными условиями для развития таких текстур являются глубинные зоны земной коры и экзоконтактовые зоны интрузивов.

Пятнистая текстура определяется неравномерным, кучным распределением минералов и возникает или при контактово-термальном метаморфизме пород, или в результате неравномерной

миграции вещества при метасоматозе.

Полосчатая текстура обусловлена чередованием полос различного состава и структуры, образование которых может объясняться как наличием остаточной первичной слоистости исходных осадочных пород, так и результатом метаморфической дифференциации.

Сланцеватые текстуры характеризуют обширную группу регионально-метаморфизованных

пород, сформировавшихся при наличии направленного давления. В зависимости от ориентировки минеральных зерен среди сланцеватых текстур выделяются несколько разновидностей (параллельно- сланцеватая, волнисто-сланцеватая, линейная).

Очковая (линзовидная) текстура характеризуется наличием крупных линзовидных агрегатов зерен кварца или полевого шпата, так называемых «очков», которые выделяются на фоне сланцеватой основной ткани породы

25 Классификация метаморфических горных пород. Классификация метаморфических пород

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

Для того чтобы яснее понимать основы современной классификации метаморфических пород, следует рассмотреть развитие этой проблемы в историческом аспекте.

Первыми шагами в вопросах классификации метаморфических пород было разделение их по типам метаморфизма (М.В.Ломоносов, А.А.Иностранцев и др.). Позднее, в начале ХХ века была предложена классификация на основе гипотезы о «глубинных зонах метаморфизма» (Ф.Бекке, У.Грубенман, П.Ниггли). Согласно этой гипотезе интенсивность регионального метаморфизма рассматривалась в качестве функции температуры и давления, которые в свою очередь зависили от глубины залегания пород. Выделялись три зоны регионального метаморфизма: верхняя (эпизона), средняя (мезозона) и нижней (катазона).

Верхняя зона характеризовалась умеренной температурой, незначительным гидростатическим давлением, сильным стрессом и комплексом минералов, среди которых большую роль играли гидроксилсодержащие силикаты. В качестве типичных минералов указывались цоизит, эпидот, хлорит, серицит, хлоритоид, актинолит, тальк, альбит. Типичными породами верхней зоны считались сланцы.

Для средней зоны предполагалось наличие более высоких температур и гидростатического давления и очень сильного стресса. Типичные минералы этой зоны: биотит, мусковит, роговая обманка, дистен, ставролит, альмандин. Характерные породы – кристаллические сланцы, кварциты, мраморы, гнейсы.

Нижняя зона отличалась наиболее высокими показателями температур и гидростатического давления и относительно слабым направленным давлением. В качестве типичных минералов назывались силлиманит, корунд, анортит, ромбический пироксен, волластонит, омфацит, пироп. К породам нижней зоны относились кристаллические сланцы, роговики, мраморы, кварциты, гранулиты, гнейсы, эклогиты.

Дальнейшее развитие науки привело к появлению представлений о метаморфических фациях. Принцип метаморфических фаций был предложен финским ученым П.Эскола (1915, 1920). Согласно

1 – границы фаций, 2 – условные границы фаций, 3- вероятная граница поля метаморфизма, 4 –

линии плавления базальта и гранита, 5 – поля отдельных фаций.

Принципиальной особенностью этой схемы является разделение всех фаций по величине давления на три группы:

А - фации низких давлений, соответствуют контактовому метаморфизму; В - фации средних давлений, соответствуют региональному метаморфизму;

С- фации высоких давлений, соответствуют региональному метаморфизму высоких давлений.

25)

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

26) Фации контактового метаморфизма.

Группа А - фации контактового метаморфизма (мусковит-роговиковая, амфибол-

роговиковая, пироксен-роговиковая, спуррит-мервинитовая) объединяют продукты контактового метаморфизма, для них характерны показатели давления до 1-4 тыс. атм., температуры от 350 до 1200° С.

Мусковит-роговиковая фация (А3) проявляется при температуре 350 - 600°С и давлении от

первых сотен атмосфер до 2 тыс. атм. При таких условиях в метапелитах устойчивы ассоциации типа кварц-альбит-серицит-биотит-кордиерит; хлорит-серицит-биотит-андалузит; биотит-кордиерит- мусковит-андалузит-кварц, в метабазитах альбит-эпидот-актинолит, в карбонах появляются ассоциации типа кальцит-доломит-тремолит, кальцит-тальк-кварц, форстерит-доломит-кальцит.

Породы фации распространены во внешних зонах контактовых ореолов интрузивов. Амфибол-роговиковая фация (А2) проявлена при температуре от 550° до 800°С и давлении от

первых десятков и сотен атмосфер до 4 тыс. атм. В этих условиях метапелиты превращаются в роговики (состоящие из мелких зерен кварца, полевых шпатов и слюд с порфиробластами биотита, андалузита, кордиерита, турмалина), метабазиты – в амфиболовые роговики (с типичной ассоциацией амфибол – кварц), карбонаты преобразуются в мраморы и известково-силикатные роговики (с ассоциациями доломит-тремолит-диопсид, форстерит-диопсид-кальцит-кварц). Породы

фации развиты непосредственно на контактах с гранитными интрузивами.

Пироксен-роговиковая фация (А1) устойчива при температуре от 700 до 900°С и давлении от

первых сотен атмосфер до 4 тыс. атм. В условиях этой фации метапелиты переходят в андалузитовые, кордиеритовые, силлиманитовые роговики, метабазиты – в плагиоклаз-пироксеновые роговики, карбонаты – в скарноиды (с характерной ассоциацией гроссуляр-диопсид-волластонит-

кальцит). Сверху поле фации ограничено линией плавления базальтов. Породы фации развиты непосредственно на контактах с основными интрузивами.

Спуррит-мервинитовая фация (А0) характеризуется температурой 900-1200°С и давлением от 1

до 300 атм. Характерна для ксенолитов в вулканических породах или проявляется в непосредственном контакте с интрузивами основного состава. Имеет крайне ограниченное распространение.

27 Фации регионального метаморфизма средних давлений. Группа В - фации регионального метаморфизма средних давлений (зеленых сланцев, эпидот-амфиболитовая, амфиболитовая,

гранулитовая) соответствует «обычному» региональному метаморфизму, проявляется при температуре от 300 до 1000° С и давлении от 3 до 15 тыс. атм.

Фация зеленых сланцев (В4) устойчива при температуре от 300 до 500° С. Давление до 10 тыс.

атм. В условиях этой фации пелиты уплотняются в филлиты и песчаники с широким развитием гидроксилсодержащих минералов зеленого цвета (хлорита, актинолита, серпентина, эпидота), карбонаты превращаются в известковые сланцы (с устойчивой ассоциацией хлорит-кальцит-кварц или доломит-кварц), базиты преобразуются в зеленые альбит-эпидот-хлоритовые сланцы,

ультрабазиты – в змеевики (серпентиниты). Фация представляет собой наиболее низкотемпературную ступень регионального метаморфизма, широко развита в складчатых поясах.

Эпидот-амфиболитовая фация (В3) характеризуется температурой от 500 до 650° С и давлением до 8 тыс. атм. При этом метапелиты превращаются в силлиманит - мусковитовые или ставролит - силлиманитовые кристаллические сланцы, карбонатные породы - в силикатные мраморы кальцит- диопсид-тремолитового или кальцит-диопсид-гроссулярового состава, метабазиты - в амфиболиты

(состоящие из роговой обманки и плагиоклаза с небольшим количеством эпидота, магнетита, сфена) Породы фации развиты в складчатых областях.

Амфиболитовая фация (В2) проявляется при температуре 650-800°С и давлении от 4 до 8тыс.атм. Из метапелитовых пород образуются биотит-силлиманитовые парагнейсы, из пород

кислого состава – ортогнейсы, карбонатные породы преобразуются в силикатные мраморы; метабазиты превращаются в амфиболиты (состоящие из роговой обманки и андезина). В условиях амфиболитовой фации возможно анатектическое плавление пород с образованием гранитного расплава, что приводит к образованию мигматитов.

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

Гранулитовая фация (В1) характеризуется температурой 750-1000°С и давлением от 4 до

15тыс.атм. Породы гранулитовой фации наиболее интенсивно метаморфизованы и поэтому почти полностью лишены Н2О. Это «сухие породы». Признак гранулитовой фации – полное разложение

слюд и исчезновение всех гидроксилсодержащих минералов. Характерны специфические ассоциации с гиперстеном (гиперстен – диопсид – кварц, гиперстен – гранат – ортоклаз и др.). Гранат отличается высоким содержанием пиропового компонента. Сверху по температуре поле фации ограничено линией плавления базальта.

Фации В1, В2, В3 отграничены от фаций С1, С2, С3 линией устойчивости дистена.

27)

Фации регионального метаморфизма высоких давлений. Все породы, отнесенные к этой группе, локализуются в глубинных относительно узких тектонических зонах и формируются в условиях очень широкого интервала температур и устойчиво высоких давлений.

Породы жадеит-лавсонит-глаукофановой фации образуются при наиболее низких

температурах и характеризуется развитием различных сланцев, в которых может присутствовать глаукофан, лавсонит и жадеитовый пироксен в ассоциации с кварцем.

Породы глаукофан-альмандиновой фации и фации дистеновых гнейсов и амфиболитов схожи с породами эпидот-амфиболитовой и амфиболитовой фаций средних давлений, но в их парагенезисах

появляются минералы специфические для высоких давлений. Например, вместо андалузита и силлиманита кристаллизуются дистен, глаукофан, омфацит и ряд других. Отмечается полное отсутствие парагенезисов с кордиеритом. Наиболее обычными породами этих фаций являются, соответственно, дистен-мусковитовые сланцы без калишпата и более высокотемпературные

дистеновые гнейсы с кварцем и полевыми шпатами.

Породы эклогитовая фации – эклогиты (рис. 19), по химическому составу близкими к породам габбро-базальтовой группы, но отличаются от последних большим

удельным весом.

Рисунок 19. Эклогиты

а - кианитовый эклогит, состоящий из розового пиропа, бесцветных кианита и омфацита и

акцессорного рутила, бластиты кианита обнаруживают предпочтительную ориентировку; б – диафторитовый эклогит - идиобласты розового граната окаймлены хлоритом, рутил обрамлен

сфеном (диаметр поля зрения 3 мм)

Минеральный парагенесис эклогитов включает омфацит, рутил и гранат альмандин-пиропового ряда с количеством пиропового компонента обычно около 65-75%. В качестве второстепенных

минералов могут присутствовать дистен, диопсид и ряд других. Полевые шпаты в эклогитах не встречаются.

Омфацит и гранат - главные компоненты эклогитов, определяющие внешний вид пород. Это породы средне-крупнозернистой структуры с основной тканью из травяно-зеленого омфаиита, в массе которого рассеяны многочисленные округлые порфиробласты буровато-красного граната.

Текстура породы чаще массивная, но иногда кристаллы омфацита имеют линейную ориентировку. В условиях относительно низких температур и давлений в эклогитах наблюдаются признаки регрессивного метаморфизма – амфибол-плагиоклазовые келефитовые каемки вокруг граната и др.

(рисунок )

Эклогиты залегают в виде изолированных тел среди регионально метаморфизованных пород гранулитовой, амфиболитовой и зеленосланцевой фаций, а также в виде ксенолитов в кимберлитах, базальтах, улыраосновных породах. По мнению Ф.Дж.Тернера, В.С.Соболева и других петрологов эклогиты образуются в верхних частях мантии и попадают в литосферу в результате тектонических или магматических процессов. Тогда эклогиты следует относить скорее к изверженным породам, чем к метаморфическим. Однако это не имеет принципиального значения, поскольку на границе кора-

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

мантия магматические и метаморфические процессы настолькосливаются, что между ними невозможно провести границу.

28)

29 Породы катакластического метаморфизма. Катакластические структуры возникают в породе под действием направленного давления, вызывающего дробление породы, не сопровождающееся перекристаллизацией. Среди катакластических структур по степени раздробленности породы наиболее типичными являются брекчевидная, цементная и милонитовая.

Брекчиевидная структура характеризует начальную стадию дробления породы, минералы раздроблены неравномерно, между угловатыми обломками находится небольшое количество более тонкого перетертого материала.

Цементная структура характеризует более высокую стадию дробления породы, количество перетертого материала увеличивается, и он цементирует разобщенные крупные обломки. Милонитовая структура свойственна наиболее высокой стадии дробления породы, основная ткань породы состоит из тонкого материала, имеющего субпараллельную ориентировку.

29)

30 Породы контактового метаморфизма. Группа А - фации низких давлений, соответствуют контактовому метаморфизму (мусковит-роговиковая, амфибол-роговиковая, пироксен-роговиковая, спуррит-мервинитовая)объединяют продукты контактового метаморфизма, для них характерны показатели давления до 1-4 тыс. атм., температуры от 350 до 1200° С.

Мусковит-роговиковая фация (А3) проявляется при температуре 350 - 600°С и давлении от

первых сотен атмосфер до 2 тыс. атм. При таких условиях в метапелитах устойчивы ассоциации типа кварц-альбит-серицит-биотит-кордиерит; хлорит-серицит-биотит-андалузит; биотит-кордиерит- мусковит-андалузит-кварц, в метабазитах альбит-эпидот-актинолит, в карбонах появляются ассоциации типа кальцит-доломит-тремолит, кальцит-тальк-кварц, форстерит-доломит-кальцит.

Породы фации распространены во внешних зонах контактовых ореолов интрузивов. Амфибол-роговиковая фация (А2) проявлена при температуре от 550° до 800°С и давлении от

первых десятков и сотен атмосфер до 4 тыс. атм. В этих условиях метапелиты превращаются в роговики (состоящие из мелких зерен кварца, полевых шпатов и слюд с порфиробластами биотита, андалузита, кордиерита, турмалина), метабазиты – в амфиболовые роговики (с типичной ассоциацией амфибол – кварц), карбонаты преобразуются в мраморы и известково-силикатные роговики (с ассоциациями доломит-тремолит-диопсид, форстерит-диопсид-кальцит-кварц). Породы

фации развиты непосредственно на контактах с гранитными интрузивами.

Пироксен-роговиковая фация (А1) устойчива при температуре от 700 до 900°С и давлении от

первых сотен атмосфер до 4 тыс. атм. В условиях этой фации метапелиты переходят в андалузитовые, кордиеритовые, силлиманитовые роговики, метабазиты – в плагиоклаз-пироксеновые роговики, карбонаты – в скарноиды (с характерной ассоциацией гроссуляр-диопсид-волластонит-

кальцит). Сверху поле фации ограничено линией плавления базальтов. Породы фации развиты непосредственно на контактах с основными интрузивами.

Спуррит-мервинитовая фация (А0) характеризуется температурой 900-1200°С и давлением от 1

до 300 атм. Характерна для ксенолитов в вулканических породах или проявляется в непосредственном контакте с интрузивами основного состава. Имеет крайне ограниченное распространение.

Породы регионального метаморфизма средних давлений.

зеленых сланцев, эпидот-амфиболитовая, амфиболитовая, гранулитовая Фация зеленых сланцев (В4) устойчива при температуре от 300 до 500° С. Давление до 10 тыс.

атм. В условиях этой фации пелиты уплотняются в филлиты и песчаники с широким развитием гидроксилсодержащих минералов зеленого цвета (хлорита, актинолита, серпентина, эпидота), карбонаты превращаются в известковые сланцы (с устойчивой ассоциацией хлорит-кальцит-кварц или доломит-кварц), базиты преобразуются в зеленые альбит-эпидот-хлоритовые сланцы,

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

ультрабазиты – в змеевики (серпентиниты). Фация представляет собой наиболее низкотемпературную ступень регионального метаморфизма, широко развита в складчатых поясах.

Эпидот-амфиболитовая фация (В3) характеризуется температурой от 500 до 650° С и давлением до 8 тыс. атм. При этом метапелиты превращаются в силлиманит - мусковитовые или ставролит - силлиманитовые кристаллические сланцы, карбонатные породы - в силикатные мраморы кальцит- диопсид-тремолитового или кальцит-диопсид-гроссулярового состава, метабазиты - в амфиболиты

(состоящие из роговой обманки и плагиоклаза с небольшим количеством эпидота, магнетита, сфена) Породы фации развиты в складчатых областях.

Амфиболитовая фация (В2) проявляется при температуре 650 - 800°С и давлении от 4 до 8 тыс. атм. Из метапелитовых пород образуются биотит-силлиманитовые парагнейсы, из пород кислого

состава – ортогнейсы, карбонатные породы преобразуются в силикатные мраморы; метабазиты превращаются в амфиболиты (состоящие из роговой обманки и андезина). В условиях амфиболитовой фации возможно анатектическое плавление пород с образованием гранитного расплава, что приводит к образованию мигматитов.

Гранулитовая фация (В1) характеризуется температурой 750 - 1000°С и давлением от 4 до 15

тыс. атм. Породы гранулитовой фации наиболее интенсивно метаморфизованы и поэтому почти полностью лишены Н2О. Это «сухие породы». Признак гранулитовой фации – полное разложение

слюд и исчезновение всех гидроксилсодержащих минералов. Характерны специфические ассоциации с гиперстеном (гиперстен – диопсид – кварц, гиперстен – гранат – ортоклаз и др.). Гранат отличается высоким содержанием пиропового компонента. Сверху по температуре поле фации ограничено линией плавления базальта.

33 Породы регионального метаморфизма высоких давлений.

32 Породы метасоматических процессов. Все породы, отнесенные к этой группе,

локализуются в глубинных относительно узких тектонических зонах и формируются в условиях очень широкого интервала температур и устойчиво высоких давлений.

Породы жадеит-лавсонит-глаукофановой фации образуются при наиболее низких

температурах и характеризуется развитием различных сланцев, в которых может присутствовать глаукофан, лавсонит и жадеитовый пироксен в ассоциации с кварцем.

Породы глаукофан-альмандиновой фации и фации дистеновых гнейсов и амфиболитов схожи с породами эпидот-амфиболитовой и амфиболитовой фаций средних давлений, но в их парагенезисах

появляются минералы специфические для высоких давлений. Например, вместо андалузита и силлиманита кристаллизуются дистен, глаукофан, омфацит и ряд других. Отмечается полное отсутствие парагенезисов с кордиеритом. Наиболее обычными породами этих фаций являются, соответственно, дистен-мусковитовые сланцы без калишпата и более высокотемпературные

дистеновые гнейсы с кварцем и полевыми шпатами.

Породы эклогитовая фации – эклогиты (рис. 19), по химическому составу близкими к породам габбро-базальтовой группы, но отличаются от последних большим удельным весом.

а б

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

Рисунок 19. Эклогиты

а - кианитовый эклогит, состоящий из розового пиропа, бесцветных кианита и омфацита и

акцессорного рутила, бластиты кианита обнаруживают предпочтительную ориентировку; б – диафторитовый эклогит - идиобласты розового граната окаймлены хлоритом, рутил обрамлен

сфеном (диаметр поля зрения 3 мм)

Минеральный парагенесис эклогитов включает омфацит, рутил и гранат альмандин-пиропового ряда с количеством пиропового компонента обычно около 65-75%. В качестве второстепенных

минералов могут присутствовать дистен, диопсид и ряд других. Полевые шпаты в эклогитах не встречаются.

Омфацит и гранат - главные компоненты эклогитов, определяющие внешний вид пород. Это породы средне-крупнозернистой структуры с основной тканью из травяно-зеленого омфаиита, в массе которого рассеяны многочисленные округлые порфиробласты буровато-красного граната.

Текстура породы чаще массивная, но иногда кристаллы омфацита имеют линейную ориентировку. В условиях относительно низких температур и давлений в эклогитах наблюдаются признаки регрессивного метаморфизма – амфибол-плагиоклазовые келефитовые каемки вокруг граната и др.

(рисунок )

Эклогиты залегают в виде изолированных тел среди регионально метаморфизованных пород гранулитовой, амфиболитовой и зеленосланцевой фаций, а также в виде ксенолитов в кимберлитах, базальтах, улыраосновных породах. По мнению Ф.Дж.Тернера, В.С.Соболева и других петрологов эклогиты образуются в верхних частях мантии и попадают в литосферу в результате тектонических или магматических процессов. Тогда эклогиты следует относить скорее к изверженным породам, чем к метаморфическим. Однако это не имеет принципиального значения, поскольку на границе кора-

мантия магматические и метаморфические процессы настолькосливаются, что между ними невозможно провести границу.

32)

34 Выветривание. Выветривание (гипергенез)

Выветриванием называют процессы разрушения горных пород на поверхности ЗК. Главными факторами выветривания являются различные атмосферные агенты и жизнедеятельность организмов. В результате выветривания возникает материал, за счет которого образуются осадочные породы. Различают два типа выветривания – физическое и химическое.

Физическое выветривание механическое раздробление массивной породы на обломки различных размеров. Главными факторами этого процесса являются резкие колебания температуры, деятельность воды, льда и ветра. Неодинаковая теплоемкость минералов в породе приводит к неравномерному их расширению и сжатию, что вызывает возникновение мелких трещин. Трещины увеличиваются под воздействием воды, льда и ветра, породы разрушается.

Химическое выветривание – процессы, которые приводят к изменению химического и минерального состава пород. Основная движущая сила этих процессов заключается в неустойчивости минералов магматического происхождения в зоне осадкообразования. Главными агентами химического выветривания являются вода, кислород, углекислота, а так же другие природные кислоты (гумидная, серная и др.).

Вода – это наиболее существенный фактор химического разложения. Химическая активность воды (Н2О) зависит от степени ее диссоциации на ионы Н+ и ОН-. В зависимости от концентрации ионов Н+ и ОН- изменяются кислотно-щелочные свойства воды. Кислотность или щелочность воды

определяется величиной рН, представляющей собой логарифмический показатель концентрации водородных ионов, взятый с обратным знаком: рН = -lgН+. При рН>7 воды становятся щелочными, при рН<7 - кислыми, при рН = 7 - нейтральными. Кислая среда характерна для болот и торфяников, слабощелочная - для морских вод, резкощелочная – для вод соленых озер. Под воздействием воды

минералы растворяются, гидротируются (частично разлагаются), гидролизуются (поностью распадаются).

Кислород, воздействуя на минералы вызывает окисление последних. Процессам окисления наиболее подвержаны минералы, содержащие элементы переменной валентности и органическое вещество.

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

Степеть окисленности-восстановленности среды оценивается величиной окислительно-

восстановительного потенциала – Eh, которая измеряется в милливольтах (мв). При положительных значениях Eh среда оценивается как окислительная, а при отрицательных – как восстановительная. Изменение Eh в природных водах регулируется O2, H2S , деятельностью организмов и др.

Свободная углекислота является третьим важным агентом химического выветривания. Вода, насыщенная углекислотой, разлагает силикаты с образованием глинистых минералов и карбонатов. Карбонаты же переходят в хорошо растворимые бикарбонаты. Источники углекислоты – разложение карбонатов, органики, реакции фотоситеза, вулканическая деятельность.

Коры выветривания – результат преобразования поверхности земной коры под воздействием химического выветривания при определенных тектонических и климатических условиях. Кора выветривания формируется из остаточных труднорастворимых продуктов, в то время как растворимые вещества выносятся за пределы зоны выветривания.

Современные коры выветривания достигают наибольшего развития в зоне влажных тропиков, где мощность этих образований измеряется многими десятками метров. В строении коры выветривания прослеживается следующая зональность:

нижний горизонт обычно слагается почти свежей породой, затронутой лишь процессами механического разрушения (образование щебенки, дресвы);

выше следует горизонт глинистых минералов группы гидрослюд (при разложении гранитов) или группы монтмориллонита (при разложении габбро, базальта);

третий горизонт сложен каолинитом или монтмориллонитом и отличается от предыдущего горизонта пятнистой окраской, обусловленной локальным распространением гидроокислов железа;

венчается кора выветривания зоной накопления охр или бурых железняков и латеритов.

В областях умеренно влажного климата кора выветривания маломощна (максимум 1 - 1,2м).

Процессы физического и химического выветривания тесно связаны между собой и обычно проявляются совместно Интенсивность действия каждого из этих процессов зависит от ряда факторов, втом числе и от физико-географических условий. В областях с аридным (сухим) и

нивальным (морозным) климатом преобладают процессы физического выветривания, в зонах гумидного климата – химического. С процессом выветривания непосредственно связано образование месторождений алмазов, золота, хромита, каолина, бокситов, никеля, кобальта, марганца и др.

33)

35 Седиментогенез. седиментогенез (Перенос и отложение)

Вслед за выветриванием и параллельно с ним происходят процессы переноса и отложения осадочного материала— седиментогенез. Преобладающая часть продуктов выветривания выносится из зоны выветривания и отлагается вдали от места разрушения материнских пород. Основными агентами переноса являются текучие воды, движущийся лед и ветер. Значение этих агентов различно для различных климатических зон. В связи с этим целесообразно рассмотреть условия осадкообразования раздельно в зонах гумидного, аридного и нивального климата.

Седиментогенез в областях с гумидным климатом определяется переносом и осаждением продуктов выветривания с помощью текучих вод, вторстепенными агентами переноса являются – ветер, сила тяжести, живые организмы.

Перенос продуктов выветривания водными потоками осуществляется различными способами: 1) путем волочения по дну, 2) в виде грубой механической взвеси, 3) в виде коллоидных и субколлоидных растворов.

Перенос осадочного материала сопровождается частичным его отложением еще в процессе перемещения. Причина отложения – уменьшение скорости транспотирующей среды. Сначала откладываются крупные обломки, затем – мелкие. В результате переноса и отложения дождевыми и талыми водами образуются делювиальные (на склонах) и пролювиальные (у подножия склонов) осадки, частицы которых слабо окатаны и плохо сортированы.

Речные воды перемещают громадное количество осадочного материала. Все реки земного шара выносят за один год в бассейны седиментации около 13 млрд.т. продуктов механического иоколо 5 млрд.т химического выветривания. Кроме того, значительное количество осадочного материала (аллювий) отлагается в руслах и долинах рек. Гранулометрический состав аллювиальных осадков зависит главным образом от скорости течения реки. Для равнинных рек (скорость 0,5 - 1 м/сек), характерны песчаные и глинистые осадки, для горных рек (скорость 5 - 10 м/сек), - грубозернистые.

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

Наибольшая часть осадочного материала отлагается в дельтах рек. Здесь, кроме песчано-

глинистых осадков, частично осаждаются продукты коллоидных растворов, а в заболоченных дельтах иногда накапливается органическое вещество.

Основная масса продуктов физического и химического выветривания осаждается в конечных водоемах стока – морских бассейнах и озерах. Здесь в процессе осаждения большую роль играют организмы, обладающие способностью извлекать из морской воды и концентрировать в теле, скелете или раковине кремнезем, карбонаты, фосфор и другие вещества. После гибели таких организмов на дне водоемов образуются кремнистые, карбонатные, фосфатные осадки. Особое значение имеет наземная и водная растительность, концентрирующая углерод. Обширные заболоченные леса дали начало торфу и ископаемым углям, а фитопланктон морей и лагун послужил материалом для образования нефти.

Седиментогенез в областях с аридным климатом осуществляется, главным образом, при помощи ветра. Мелкие частицы переносятся ветром во взвешенном состоянии, а песчинки, гравий и мелкая галька перемещаются путем перекатывания. В процессе переноса обломочные частицы окатываются и сортируются по размеру. Эоловые пески являются наиболее отсортированными. В результате деятельности ветра образуются барханы и дюны, песчаные гряды и бугры.

Вобластях с засушливым климатом осадки выпадают редко и обычно в виде кратковременных обильных ливней. У подножия гор после таких ливней возникают веерообразные конусы выноса обломочного материала.

Преобладание испарения над количеством выпадающих осадков создает благоприятные условия для химического отложения легкорастворимых соединений в озерах и лагунах Существует определенная климатическая закономерность распространения озерных осадков.содовые озера располагаются на периферии аридной зоны, сульфатные озера – в полупустынях и хлоридные – в центральных частях аридных зон (в пустынях).

Влагунах при небольшой концентрации растворенных компонентов осаждается кальцит, при увеличении концентрации – последовательно доломит и гипс с примесью карбонатов и, наконед, при концентрации выше 27% осаждаются хлориды и сульфаты.

Седиментогенез в областях с нивальным климатом осуществляется при помощи движущнгося

льда, второстепенное значение имеет перемещение под действием силы тяжести, а по периферии ледников – под действием воды, образовавшейся в результате таяния льда.

В настоящее время ледники занимают около 10% поверхности суши, покрывая территории полярных областей и вершины высоких гор. Вместе со льдом перемещается различный обломочный материал: от тонких глинистых частиц до глыб огромного размера. Этот материал отлагается при таянии ледника в виде различных моренных образований, которые представляют собой несортированную смесь глины и песка с гравием и валунами. Следует отметить важную транспортирующую роль айсбергов.

На склонах гор в областях с нивальным климатом, помимо переноса и отложения обломочного материала льдом, происходит перемещение и накопление продуктов морозного выветривания, образующих порой обширные каменные россыпи.

34)

35)Осадочная дифференциация вещества и диагенез.

Понятие об осадочной дифференциации вещества ввел в литологию Л.В. Пустовалов в 1940г. Сущность представления об осадочной дифференциации заключается в том, что при

разрушении материнских пород, а также при последующем переносе и отложении осадочного материала происходит его разделение (дифференциация) по размеру частиц, плотности и химическим свойствам. В результате этого в бассейнах конечного стока отлагается не пестрая смесь всевозможных компонентов, а происходит их раздельное накопление, что обусловливает формирование осадков определенного состава.

Л.В. Пустовалов различает два типа осадочной дифференциации: механическую и химическую, которые протекают одновременно, взаимно перекрывая друг друга.

Механическая дифференциация проявляется в сортировке обломочных частиц в зависимости от их размера, формы и плотности, обусловленной уменьшением энергии потоков, переносящих обломочный материал. Крупные и более тяжелые обломки отлагаются вблизи места их образования,

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

а мелкие и более легкие уносятся значительно дальше. Поэтому горные области окаймляются полосой грубообломочных осадков, которые по мере удаления последовательно сменяются песчаными и глинистыми отложениями. Дальность переноса зависит также в определенной степени и от формы обломочных частиц: сферические частицы оседают первыми, а пластинчатые чешуи уносятся дальше. Примером могут служить пластинки слюды, намного «обгоняющие» зерна других минералов.

Химическая дифференциация вещества заключается в последовательном осаждении соединений из водных растворов соответственно их растворчмости. Вещества, характеризующиеся плохой растворимостью, - окислы алюминия, железа, кремния и марганца – выпадают в осадок вблизи места разрушения материнских пород при незначительном изменении физико-химических условий среды

на континентах либо в прибрежной части морей. Лучше растворимы карбонаты; они могут перемещаться в виде ионных растворов на значительные расстояния. Наиболее легко растворимые соединения – соли переносятся далеко от места разрушения материнских пород и осаждаются в конечных водоемах.

Все это приводит к тому, что в природе локально существуют определенные типы осадочных пород – карбонатные, кремнистые, фосфатные, железистые, галоидные и др.

Осадочный материал, поступающий в зону осадкообразования из различных источников сноса, смешивается. В результате одновремениого осаждения обломочного, хемогенного и биогенного вещества образуются породы смешанного состава (гибридные).

Диагенез – совокупность процессов, превращающих осадок в породу. Сущность этих процессов состоит в физико-химическом преобразовании многокомпонентного осадка в условиях

поверхности земной коры.

Твердые вещества, осаждающиеся и неподвижно сохраняющиеся на дне бассейна, образуют осадок. Свежий илистый осадок представляет собой рыхлое насыщенное водой полужидкое тело, где наряду со свободным кислородом и кислородными соединениями, присутствуют разлагающиеся остатки животных и растений, создающие восстановительную среду. Микроорганизмы осадка поглощают и различные химические соединения – сероводород, углекислоту и др. В результате этого существенно изменяется состав иловых вод. Если в момент образования осадка иловые воды практически не отличаются от вод бассейна седиментации, то в ходе диагенеза они лишается сульфатов, свободного кремнезема и обогащаются H2S, СН4, СО2, NНз и др. Существенно

изменяются показатели рН и Еh. Иловые воды активно взаимодействуют с донной водой бассейна. Иловые воды интенсивно поглощают О2, (SO4-2 ), Са+2 , Мg+2, а выделяют в окружающую среду СО2,

NН3, Н2S, СН4 и т. п.

При диагенезе происходит образование комплекса аутигенных минералов, таких как гидроокислы железа и марганца, фосфатные минералы, глауконит (окислительная среда), затем окисные соединения переходят в закисные, образуются сульфиды, силикаты железа, кальцит, доломит, сидерит (восстановительная среда).

Образованием диагенетических минералов сопровождается их перераспределением в пределах осадка, что обусловлено неравномерными изменениями параметров pH и Eh. Например, при значениях рН = 8 и более растворяются кремнистые минералы и выпадает нерастворимый в щелочной среде СаСО3, а в пределах участкав с низким рН СаСО3 – растворяется и в осадок выпадает SіО2. В результате такого перераспределения вещества образуются конкреңии

(кальцитовые, сидеритовые, фосфатные, марказитовые и др.), а также пятна, линзы и прослои, обогащенные теми или другими минералами.

Вгумидных зонах в результате диагенеза пески и алевролиты слабо уплотняются, глины теряют текучесть, карбонатные и кремнистые породы подвергаются литификации (окаменению).

Всубаэральных условиях процессы диагенеза проявлены слабее, а в ряде случаев не проявляются совершенно. При диагенезе в условиях аридного климата происхолит формирование лесса, континентальных песчано-глинистых отложений, известковых туфов и ряда других пород.

36 Эпигенез. Эпигенезом называется совокупность процессов, изменяющих осадочные породы в период их существования до начала выветривания или до перехода в метаморфические породы. В результате эпигенеза разрушаются одни минералы и возникают другие, более устойчивые в новых условиях.

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

Если диагенетических процессы являются следствием внутренней неустойчивости осадка, то зпигенетические обусловлены воздействием на породу внешними факторами, к которым относятся: давление вышележащих толщ, возрастание температуры, геодинамическое напряжение, подземные воды. Эпигенез проявляется при температуре от 30 до 200°С и давлении от 100 до 2000 атм.

В разрезах, характеризующихся большой мощностью отложений, проявляется эпигенетическая зональность, Например, в мезозойских терригенных отложениях Западного Верхоянья выделены следующие четыре эпигенетические зоны, обусловленные характером изменения цемента терригенных пород (сверху вниз):

1)зона неизмененного глинистого цемента;

2)зона хлоритового и хлоритокварцевого цемента;

3)зона кварцево – регенерационного цемеaнта, или зона кварцитовидных структур;

4)зона кварцево-регенерационного и слюдистого цемента.

Каждая из последующих зон соответствует большему уровню погружения осадочной толщи, а также более длительному пребыванию последней в погруженном состоянии.

В зависимости от интенсивности эпигенетического преобразования пород выделяют различные стадии этого процесса:

1)стадию начального эпигенеза;

2)стадию глубинного эпигенеза;

3)стадию метагенеза.

Минеральные парагенезисы конкретной стадии зависят от термодинамических условий данной стадии и состава исходных пород. Эти обстоятельства позволили в учение об эпигенезе ввести понятие, о фациях регионального эпигенеза.

36)

37)Химический состав осадочных горных пород.

39 Минеральный состав осадочных горных пород. Обломочные породы

Обломочными (террегенными) породами называют породы, в составе которых преобладает аллотигенный материал. Среди обломочных пород выделяют собственно осадочные обломочные и вулканогенно-обломочные генетические группы. Первые образуются за счет продуктов физического

выветривания материнских пород, в составе вторых кроме терригенного материала содержится некоторое количество рыхлых вулканических продуктов.

4.6.1.1 Вулканогенно-обломочные (пирокластические) породы занимают промежуточное положение

между осадочными и магматическими горными породами. Образование их обязано эндогенной вулканической деятельности, при которой происходят излияние лав, выбросы твердых продуктов, таких как обломки пород, вулканического стекла.

В основу классификации пирокластических пород положены размеры обломков, состав обломков, а так же соотношение продуктов вулканического и нормально-осадочного материалов.

По содержанию вулканического материала пирокластические породы подразделяются на три группы:

вулканические туфы и туфобрекчии – содержат вулканогенный материал более 90%;

туффиты – породы сложены вулканогенным и терригенным материалом, где вулканогенный материал присутствует в количестве 50%.

туффитовые песчаники – сложены терригенным и вулканогенным материалом, количество последнего менее 50%.

Туфы и туфобрекчии характеризуют следующие признаки: угловатость обломков пород и

минералов, полная несортированность материала, отсутствие слоистости, беспорядочное расположение обломков. Эти породы по размерам обломков делятся на туфобрекчии (размеры обломков более 5 мм) и туфы (размеры обломков менее 5 мм). По составу туфы и туфобрекчии подразделяются на кислые (сложенные обломками риолитов, дацитов и др.), средние (сложенные обломками андезитов, трахитов и др.) и основные (сложенные обломками базальтов, трахибазальтов и др.).

Туффиты характеризуются некоторой окатанностью, сортированностью, мелкозернистостью вулканических продуктов, присутствием заметного количества терригенного материала.

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

Текстуры перечисленных пород пористые, массивные, реже проявляются слоистые. Структуры –

кристаллокластические, витрокластические, литокластические, пепловые, смешанные.

4.6.1.2 Собственно осадочные обломочные породы сложены преимущественно зернами устойчивых

при выветривании минералов, а также обломками горных пород. Главным генетическим признаком обломочных пород является гранулометрический состав, который и принимается за основу их классификации. Выделяют следующие основные группы обломочных пород: грубообломочные, песчаные и алевритовые; в каждой из этих групп породы могут быть рыхлыми и сцементированными (таблица 10)

Таблица 10 Классификация обломочных пород

Грубообломочные породы включают породы, в которых преобладают обломки крупнее 1мм. Грубообломочные породы подразделяются на несколько типов в зависимости от размеров и формы обломочных частиц (таблица 4). Кроме того, в составе грубообломочных пород выделяют рыхлые и сцементированные их разности. Большие размеры обломков обусловливают специфику вещественного состава рассматриваемых пород. В отличие от песков и песчаников они сложены преимущественно обломками различных пород, а не минеральными зернами. В составе грубообломочных пород выделяют олигомиктовые и полимиктовые их разности. Олигомиктовые разности характеризуются преобладанием обломков какого-либо одного вида, полимиктовые

отличаются резко разнородным составом. Наиболее распространенными типам грубообломочных пород являются конгломераты, брекчии и гравелиты.

Конгломераты – сцементированные породы, состоящие из окатанных обломков, размеры которых превышают 10мм. Цвет конгломератов обусловлен их минеральным составом. Структура псефитовая, текстура беспорядочная или грубослоистая. Наибольшим распространением пользуются полимиктовые конгломераты, которые могут быть сложены гальками эффузивных, интрузивных и осадочных пород, а также различными минеральными зернами, чаще всего кварцем и полевыми шпатами. В конгломератах олигомиктового состава обычно преобладают обломки пород, наиболее устойчивых при выветривании и сохранившихся поэтому в результате неоднократного переотложения обломочного материала. В более редких случаях олигомиктовые конгломераты являются продуктом локального размыва какой-либо одной породы. Промежутки между гальками

заполняются гравийными, песчаными или алезритовыми обломочными зернами, а также глинистым материалом, кальцитом, кремнеземом, гидроокислами железа и др. Количество цемента может быть различным. По условиям залегания выделяют базальные и внутриформационные конгломераты.

Базальные конгломераты залегают в основании осадочных комплексов, перекрывающих более древние отложения с угловым или стратиграфическим несогласием. Внутриформационные конгломераты залегают в согласно залегающих пластах.

По условиям образования выделяют речные, морские, ледниковые и субаэральные конгломераты.

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

Основными критериями, позволяющими отнести конгломераты к той или иной генетической группе, могут служить их гранулометрический состав, текстурные особенности, форма гальки и угол ее наклона.

Плохой сортировкой по гранулометрическому составу отличаются речные конгломераты, в то время как сортировка прибрежно-морских конгломератов значительно лучше. Ледниковые (мореные)

конгломераты имеют весьма разнородный гранулометрический состав. Обычно они представляют собой смесь валунно-галечного, песчаного и глинистого материала.

Для морских и сходных с ними озерных конгломератов характерна грубая параллельная слоистость, для мелкогалечных конгломератов аллювиальных и водно-ледниковых отложений – линзовидная и

реже косая. Высказывалось предположение, что для гальки морских конгломератов характерна более плоская форма, а для гальки конгломератов речного происхождения – более сферическая, однако несомненно, что форма гальки в значительной степени зависит от состава исходного материала, поэтому указанный признак не является достаточно надежным. Конгломератам, образовавшимся в субаэральных условиях, свойственно присутствие галек с плоскими гранями, отшлифованными действием постоянных ветров.

Брекчии в отличие от конгломератов сложены неокатанными обломками. По своему происхождению брекчии могут быть осадочными, вулканическими и тектоническими. Вулканические брекчии (туфобрекчии) принадлежат к пирокластическим породам, тектонические брекчии относятся к группе динамометаморфических образований.

Осадочные брекчии представляют собой сцементированные породы, состоящие из неокатанных обломков, размеры которых превышают 10мм. Эти породы встречаются значительно реже, чем конгломераты, и обычно не образуют мощных и выдержанных по простиранию пластов. Среди брекчий осадочного происхождения выделяют различные генетические типы, отличающиеся друг от друга гранулометрическим и вещественным составом обломочного материала. Наиболее распространенные генетические типы:

1)брекчии обвалов и оползней;

2)брекчии осыпей;

3)брекчии селевых потоков;

4)брекчии ледниковые;

5)брекчии прибрежные;

6)брекчии донные;

7)брекчии карстовые;

8)брекчии диагенетические.

Между брекчиями и конгломератами существуют переходные формы. Грубообломочные породы, сложенные плохо окатанными гальками или содержащие одновременно как окатанные, так и неокатанные обломки, называют конгломерато-брекчиями. Примером конгломерато-брекчий

являются фангломераты – отложения пролювиальных конусов выноса.

Гравелиты и дресвяники представляют собой сцементированные породы с размером обломков от 1 до 10мм. Гравелиты сложены окатанными, а дресвяники - угловатыми обломками. Гравелиты и

дресвяники редко образуют мощные толщи, обычно они слагают отдельные пачки, слои и линзы. Под термином «дресвянИК» некоторые исследователи подразумевают только продукты выветривания

гранитоидов, что является неправильным, так как термин «дресва» отражает не вещественный состав, а форму и размеры обломков. Дресвяники образуются при физическом выветривании любых пород там, где обломочный материал оставался на месте, т.е. не подвергался переносу.

Песчанистые или псаммитовые породы состоят из обломочных зерен размером 0,1-1,0мм (рисунок

22). Рыхлые разности этих пород называют песками, а сцементированные – песчаниками. В зависимости от того, представлены ли обломочки одним, двумя или многими компонентами, песчаники делятся на:

мономинеральные – обломочный материал представлен одним компонентом кварц, калиевый шпат, глауконит или др.;

олигомиктовые – обломочный материал представлен двумя компонентами;

полимиктовые – обломочный материал представлен разнообразными минералами и породами.

Среди полиминеральных песчаников выделяют разновидности: аркозовые и граувакковые

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

Аркозовые песчаники образуется за счет разрушения гранитов, следовательно, их состав будет следующим: кварц, к.п.м., редкие зерна плагиоклазов, слюды.

Граувакковые песчаники образуются за счет разрушения магматических пород среднего и основного составов. Также присутствуют обломки осадочных и метаморфических пород. Обломки минералов – пироксена, амфиболом, плагиоклазам присутствуют в малом количестве. Характерно очень малое количество кварца.

Доминирующая масса в песчаниках может быть самая разнообразная по минеральному составу: глинистая, известковая, кремнистая, железистая, фосфатная, сульфатная. Часто встречаются полиминеральный цемент.

Структуры песчанистых пород псаммитовые, псаммито-псефитовые, псаммоалевритовые,

псаммопелитовые. Собственно псаммитовая структура подразделяется на ряд разновидностей, в зависимости от преимущественно развитых в породе размеров обломков.

а б в

Рисунок 22 - Псаммитовые породы

а - полимиктовый песчаник, где зерна базальтовых пород, кварца и плагиоклаза заключены в один

пойкилбласт барита;

б - вполимиктовый песчаник, где каждое зерно окружено оболочкой хлорита, цемент хлоритовый

тонкозернистый; в - кварц-полевошпатовый песчаник с карбонитным цементом, где кальцит замещет зерна полевых

шпатов.

Диаметр поля зрения – 1мм

Образуются песчаники в морских, озерных, речных водоемах, а также за счет перемыва талыми водами ледников (флювиогляциальными песчанистые породы) или переноса силой ветра (эоловые песчаные породы).

Формы обломков в песчаниках могут быть самые разнообразные: остроугольные, полуокатанные, окатанные.

Текстуры данных пород слоистые: косослоистые, диагонально-слоистые, волнисто-слоистые, горизонтально-слоистые. Разнообразие слоистых текстур зависит от условий образования

песчаников.

Алевритовые породы сложены обломочными частицами размером 0,1-0,01 мм. Рыхлые разности

этих пород называются алевритами, а сцементированные – алевролитами.

При микроскопическом исследовании алевролитов видно, что главная часть обломков представлена кварцем и полевыми шпатами. Меньшая часть представлена слюдами, глауконитом или обломочками пород. Цемент в алевролитах чаще всего глинистый, карбонатный, железистый или кремнистый, кристаллически-зернистый или аморфный.

От песчаников алевролиты отличаются меньшими размерами обломков, а также минеральным составом последних. Алевролиты часто называют тонкозернистыми песчаниками.