vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

Соболев (1961) показали, что повышение концентрации натрия в расплаве сопровождается вытеснением кальция из плагиоклазов, что приводит роговую обманку и пироксен в равновесие с кислыми плагиоклазами. Поэтому вместо нормальных биотитовых гранитов появляются роговообманковые и пироксеновые их разновидности. Увеличение содержания железа относительно магния приводит к обратной последовательности выделения ромбических и моноклинных пироксенов, поздней кристаллизации железистых оливинов (так, в трапповых интрузиях габбро-долеритов и долеритов железистые

гиперстены образовались позже моноклинных пироксенов).

Многие минералы, обладая высокой энергией роста, способны создавать правильные кристаллы в стесненных условиях. Как правило, это минералы, содержащие летучие компоненты, редкие и рассеянные элементы, а это в основном акцессорные минералы (апатит, сфен, циркон, рутил, монацит и др.). Следующий критерий порядка выделения минералов – включения одного минерала в другой. Более ранний минерал бывает включен в более поздний (за исключением акцессорных минералов). Явления замещения одного минерала другим также служат достоверным признаком для установления последовательности образования минералов. Рассмотренный выше реакционный ряд Н. Л. Боуэна наблюдается в магматических горных породах, если сохраняются ранние кристаллы (например, оливина), обрастающие каймами более поздних пироксенов и амфибола. Время зарождения отдельных включений минералов определяется тем, в какие минералы он включен, а в какие нет.

отрицательный парагенезис т. е. ассоциации, невозможные в данной системе. Примером отрицательного парагенезиса служат Ni и Ba в минералах, Cr и U в рудах, Сu и Мn в осадочных формациях.

15 вопрос:

ЛИКВАЦИОННЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ полезных ископаемых (а. liquation deposits; н. liquatione Lagerstatten; ф. gotes liquiole-magmatiques; и. depositos licuaciones, yacimientos licuaciones, yacimientos liquefacciones) — месторождения магматического происхождения, возникшие

в недрах Земли в процессе остывания и раскристаллизации магмы основного состава, содержащей сернистые соединения металлов; при этом происходило разделение, или ликвация,

остывающего расплава на две несмешивающиеся жидкости — силикатную и сульфидную.

При отвердевании силикатного расплава образовались магматические горные породы габбро-

перидотитового состава, а при раскристаллизации сульфидного расплава возникли залежи сульфидных руд. Такие залежи концентрируются близ донной части чашеобразных

массивов родственных им магматических пород, проникая оттуда в виде секущих рудных тел в верхней части массивов и в подстилающие их осадочные породы. Наиболее известные сульфидные медно-никелевые ликвационные месторождения в CCCP: в Норильске и Талнахе

(восточная Сибирь), в Печенге (Кольский полуостров), за рубежом: в Канаде (Садбери), в Австралии(Камбалда). В состав руд этих месторождений входят три главных минерала: пирротин, пентландит и халькопирит, в меньшем количестве —

магнетит, минералы кобальта и платиноидов, образующие руды массивного и вкрапленного строения. Среди сульфидных медно-никелевых ликвационных месторождений известны крупные и

богатые, являющиеся важным источникомполучения меди, никеля, кобальта и платиноидов.

Формы залегания интрузивных пород[править | править исходный текст]

Внедрение магмы в различные горные породы, слагающие земную кору, приводит к образованию интрузивных тел (интрузивы, интрузивные массивы, плутоны).

В зависимости от того, как взаимодействуют интрузивные тела с вмещающими их горными породами выделяют:

Согласные (конкордантные) интрузивные тела, внедрявшиеся между слоями вмещающих пород (форма таких тел зависит от складчатой структуры вмещающей толщи).

Несогласные (дискордантные), то есть те, что прорывают и пересекают слоистые вмещающие толщи и имеют форму, не зависящую от структуры последней. Среди согласных

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

выделяют: лакколиты, лополиты, факолиты, этмолиты, бисмалиты, силлы; Среди несогласных: батолиты, штоки, дайки, апофизы, хонолиты.

Формы залегания эффузивных пород[править | править исходный текст]

Эффузивный магматизм сопровождается излиянием лавы на земную поверхность. Однако нередко извержения вулканов носят взрывной характер, при котором магмане изливается, а взрывается и на земную поверхность выпадают тонкораздробленные кристаллы и застывшие капельки стекла — расплава. Подобные извержения называются эксплозивными (лат.

«эксплозио» — взрывать) .

Излившаяся на поверхность магма образует различные эффузивные тела, среди которых выделяются: лавовый покров, лавовый поток, некк (жерловина), вулканический (экстру-

зивный) купол (пик, игла) и диатрема (трубка взрыва), вулканический конус, стратовулкан, щитовидный вулкан.

По типу извержений выделяют трещинные, или линейные, и центральные извержения, что также находит отражение в форме тел.

По выражению в рельефе формы залегания эффузивных пород могут быть как положительными (покровы, потоки, жерловины, вулканические купола, диатремы,вулканические конусы, стратовулканы, щитовидные вулканы), так и отрицательными (кратеры, маары, лавовые колодцы, кальдеры)

16 вопрос:

. Го́рные поро́ды — природная совокупность минералов более или менее постоянного минералогического состава, образующая самостоятельное тело в земной коре.Планеты земной

группы и другие твёрдые космические объекты состоят из горных пород.

Горные породы представляют собой скопление минеральных масс, состоящих из одного или нескольких минералов. Например, гранит состоит из трех минералов - полевых шпатов, кварца и слюды, а известняк -

из одного кальцита. Процентное содержание минералов в горной породе определяет ее состав. Форма, размеры и взаимное расположение минералов в горной породе обусловливают ее структуру. Минералогический состав и структура, в свою очередь, определяют свойства горной породы.

Минералом называют однородное по составу, строению и свойствам твердое тело, образовавшееся в результате сложных физико-химических процессов, происходящих в земной коре. Горные породы, состоящие из одного минерала, называются мономинеральными, а состоящие из нескольких минералов -

полиминеральными. Содержащиеся в составе горных пород минералы разделяют на породообразующие и второстепенные. Первые, примерно 40...50 минералов, участвуют в образовании горных пород и обусловливают их свойства; вторые встречаются в них только в виде примесей. Основными породообразующими минералами являются кремнезем, алюмосиликаты, железистомаг-незиальные

силикаты, карбонаты и сульфаты.

По химическому составу минералы могут быть: простыми веществами (самородные металлы, сера, графит); оксидами и гидрооксидами (кварц Si02, корунд А1203); солями различных кислот (хлориды - каменная соль; сульфаты - гипс, ангидрит; карбонаты - кальцит, доломит, магнезит) и наиболее распространенными в природе сложными соединениями - силикатами и алюмосиликатами различных металлов (полевые шпаты,

слюды, асбест, каолинит, монтмориллонит, пироксены, амфиболы).

По происхождению горные породы делятся на магматические (изверженные), Породообразующие минералы — минералы, входящие в качестве постоянных существенных компонентов в состав горных пород.

Наибольшее значение имеют силикаты (75 % массы земной коры). Для каждой группы пород — магматических, метаморфических и осадочных — характерны свои ассоциации породообразующих минералов.

Для верхней мантии породообразующие минералы: оливин, плагиоклаз, шпинель, гранаты, пироксены, амфиболы, полиморфы кварца.

Наиболее распространённые минералы земной коры (каждой генетической группе пород свойственны свои породообразующие минералы):

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

для магматических пород характерны: кварц, полевые шпаты, слюды и др.

для осадочных пород характерны: кальцит, доломит, глинистые минералы и др.

для метаморфических пород характерны: кварц, полевые шпаты, хлориты, пироксены, амфиболы, гранат, слюды и др.

осадочные и метаморфические (видоизмененные)

редневзвешенный состав Земной коры — андезитовый. Основные минералы коры: полевой шпат, кварц, слюды, кальцит, амфиболы, пироксены. Средний состав мантии — ультраосновный. Основные минералы мантии: оливин (Mg,Fe)2SiO4, ромбический пироксен, моноклинный пироксен,

гранат.

МИНЕРАЛЬНАЯ АССОЦИАЦИЯ (а. mineral association; н. Mineralassoziation; ф. association minerale, association mineralogique; и. asociacion de minerales) — совокупность всех минералов, совместно присутствующих в данном участке земной коры. Минеральная ассоциация более широкое понятие, чем парагенезис минералов. В состав минеральной ассоциации могут входить наряду с реликтами первичных минералов и более поздние, в частности, продукты метасоматического изменения ранних (в т.ч. и гипергенных) минералов. Иногда под минеральной ассоциацией понимают сообщество минералов, возникающих в течение одной стадии или этапа минералообразования. В любом случае минеральная ассоциация охватывает несколько парагенетических ассоциаций, сменяющих одна другую во времени.

Магматические горные породы — Магма периодически образует отдельные очаги в пределах разных по составу и глубинности оболочек Земли. Магматические горные породы образуются в результате затвердения магмы. Если расплав застывает на глубине, то образуются глубинные породы, при застывании магмы на земной поверхности, то образуются излившиеся. Глубинные породы застывают медленнее, и поэтому структура у них полностью кристаллическая. У излившихся она скрытокристаллическая, мелкозернистая или стекловидная. Каждой глубинной породе соответствует излившиеся того же химического состава.

История создания научной систематики восходит к прошлому столетию, классическим трудам К. Розенбуша, Ф. Ю. Левинсон-Лессинга и других основоположников современной петрографии-

петрологии.

В основу классификации магматических пород положен их генезис, химический и минеральный состав.

По генезису магматические горные породы подразделяются на эффузивные и интрузивные.

Интрузивные породы образуются за счёт полной раскристаллизации магматического расплава. Образуются глубоко в недрах Земли (от 5 до 40 км) в течение большого периода времени, при относительно постоянных температуре и давлении. Наиболее распространённые интрузивные породы - это граниты, диориты,габбро, сиениты.

Эффузивные породы образуются за счёт излияния вулканических лав на поверхность Земли, или в её недрах в приповерхностных условиях (до 5 км). Наиболее распространённые эффузивные породы - это базальты, диабазы, андезиты, андезито- базальты, риолиты, дациты, трахиты.

По степени вторичных изменений интрузивные породы делятся на кайнотипные,

«молодые», не изменённые, и палеотипные, «древние», в той или иной степени изменённые и перекристаллизованные главным образом под влиянием времени.

К эффузивным породам относятся также вулканогенно-обломочные породы,

образующиеся при извержениях вулканов и состоящие из различных обломков пирокластитов (туф, вулканические брекчии). Такие породы называются пирокластическими.

В основе химической классификации лежит процентное содержание кремнезёма (SiO2) в

породе. По этому показателю выделяют ультракислые, кислые,средние, основные и ультраосновные породы, о чём

подробно рассказывается при описании химического состава магматических горных пород. Чем больше SiO2 в породе, тем она светлее.

17 вопрос:

.пегматитовые горные породы

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

Пегматиты (от др.-греч. πῆγμα, род. падеж πῆγματος «сплочение», «крепкая связь») — как

правило кислые (могут быть и основными) интрузивные преимущественно жильные горные породы. Для них характерны:

крупные размеры слагающих минералов, среди которых преобладают минералы с легколетучими компонентами (вода,фтор, хлор, бром и другие);

разнообразный минеральный состав куда входят не только главные минералы, общие для пегматитов и материнских пород, но и минералы редких и рассеянных

элементов: Li, Rb, Cs, Be, Nb, Ta, Zr, Hf, Th, U, Sc и др.

наличие большого количества минералов, образующихся в процессе метасоматического замещения и гидролиза полевых шпатов.

Концентрация легколетучих, редких и рассеянных элементов в пегматитах иногда в сотни и тысячи раз больше, чем в соответствующих материнских породах.

Кислотность. SiO2 >75 %.

Минералогический состав. Полевые шпаты, чаще всего калиевые, кварц, слюда. Возможно присутствие берилла, бавенита, турмалина.

Цвет. Розовый, красноватый, светло-серый, желтоватый и др.

Структура. Полнокристаллическая, крупнозернистая. В пегматитах часто развиваются своеобразные структуры закономерного прорастания полевого шпата правильно ориентированными зернами кварца — пегматитовая (графическая) структура.

Текстура. Эвтектоидная.

Удельный вес. 2,5-2,7.

Форма залегания. Жилы, штоки, линзы. Размеры пегматитовых жил сильно варьируют и могут достигать нескольких километров в длину при нескольких метрах по мощности.

Отдельность. Пластовая.

Генезис. Гипабиссальные, преимущественно жильные породы. Гранитные пегматиты связаны с гранитной магмой.

Месторождения[править | править исходный текст]

Ильменские горы и Вишнёвые горы (Южный Урал), Бразилия (Минас-Жерайс), Норвегия (Гитерё

близ Арендаля, Крагерё в Телемарке), Швеция (Иттерби), Карелия(посёлок Хетоламбино, Лоухский район), Кольский полуостров, Рудный Алтай, Восточный Казахстан (посёлок Асу-Булак,

месторождение Юбилейное).

Практическое значение[править | править исходный текст]

Собственно горная порода «пегматит» (письменный гранит) используется как недорогой поделочный камень.

Пегматитовые жилы являются основным источником полевых шпатов, используемых в керамической и стекольной промышленности.

Слюды и пьезокварц, часто содержащиеся в пустотах центральных частей пегматитовых жил, применяются в электротехнической промышленности.

Ряд редкометальных и редкоземельных минералов, а также сподумен, берилл, колумбит, танталит, лепидолит, касситерит, поллуцит используются какдрагоценные камни.

18 вопрос:

. Петрографические провинции, области распространения магматических пород, относящихся к определённому периоду извержения и обладающих какими-либо общими особенностями

химического или минерального состава, отличающими их от тех же пород в др. областях. Предполагается, что такие характерные особенности пород П. п. обусловлены общностью их происхождения из какой-либо одной магмы в процессе её разделения (см. Дифференциация

магмы) или поглощения (ассимиляции) ею вмещающих пород. Поэтому позже термин «П. п.» стал

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

заменяться термином «комагматическая область» (см. Комагматические породы). В связи с развитием учения о магматических формациях и установлением тесной взаимосвязи между тектоникой и магматизмом понятие о П. п. изменилось. П. п. понимается как крупный геотектонический элемент (складчатая область, платформа), характеризующийся естественной ассоциацией магматических горных пород. Термин «П. п.» впервые применен английским геологом Дж. У. Джаддом в 1886.

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

Билет 1

магма - флюидно-силикатный расплав. (смесь газов, растворов, воды и силикатной части,

представленной кремнекислородными тетраэдрами с разной степенью поляризации) Петрогенные элементы:

SiO2( 30-80% ) Al2O3(0-26%) Fe2O3 + FeO <15%,MgO <30%,CaO <15%(Na2O, K20 меньше всего зависят от содержания SiO2)Na2O <15%,K20 <10%,TiO2 <5%,P2O5<1%,H2O <8%

Элементы примеси:

не влияют на название породы, но дают точные сведения о том где, как и когда образовалась порода

Ni, Cr, Co, U, Th, РЗЭ г/т

Летучие (фугитивные эл-ты)

H2O, CO2 - основные

группы:

-магмофильные (долго остаются в магме) P2O5, HF, LiF, B2O3...

-магмофобные CO2, NH3, SO3 -Вязкость магмы

возрастает при увеличении SiO2

-уменьшается при увеличении кол-ва летучих компонентов

Выделяют модификаторы магмы(способоствуют разжижен магмы)и стеклообразователи (повыш. содержание приводит к значит. Вязкости магмы)

Основные магмы подвижнее кислых.

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

2. Первичный источник магмы.10 - 15 км - глубины формирования; 500 - 8 мПа – давления; 1600 - 500 гр.ц. – температура. Ка~Cминерала/Смагмы - коэффициент распределения

Эволюционные процессы, запечатленные в ассоц гп , осущ по 5 главным механизмам: 1) посредством кристаллизации магмы (кристаллизационная дифференциация) 2) при взаимодействии магмы с флюидами (флюидно-магматическая - эманационная или

трансмагматическая дифференциация) 3) в результате ликвации 4) в результате частичной или полной ассимиляции твердых гп жидкой магмой 5) в результате смешения самостоятельных магм 1.ряд Боуэна прерывистая серия:оливин-пироксен(увел Fe/Mg)-пироксен-роговая обманка-биотит- К,NaПШ-олигоклаз-андезин-лабрадор-битовнит-анортит: непрерывная серия. В процессе кристаллиз

диф первичные магмы разд на дифференциаты — остаточ расплавы и кумулаты —скопления кристаллич фаз. Самым распростр механизмом формир кумулатов яв-ся гравита-ционное осаждение

ранних кристаллич фаз (оливин, пироксен, хромовая шпинель) вблизи подошвы магматических камер.2. во флюиды, равновес с магмами переходят компоненты, избыточные по отнош к эвтектич составам, по мере эволюции в рядц щелочнозем гп, возникают кремнекисл расплавы:базальты- андезиты-дациты-липариты.3. пример:Явление ликвации в базальте. Винтерстициях между круп

зернами плагиоклаза и пироксена располаг мелкие глобули богатого железом стекла в более кремнекислом стекле.

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

Билет 3.

Формы магматич.тел зависят от состава магмы,её вязкости,количества флюидов,от места их формирования.

Интрузивные тела(на разных глубин земной коры)

Определяют механизмом внедрения магмы,различают тела внедрившиеся и тела ,образовавшиеся путем магматич. Замещения Согласные(силлы,лополиты,лакколиты,магаматические –плутоны)

Несогласные(центральные интрузии,дайки,кольцевые дайки,интрузивные жилы,штоки,батолиты) Интрузивные залежи, или силлы (рис. 33), образуются при внедрении магмы вдоль поверхностей наслоения. Мощность от мм до 100м. Площадь от 1м до 1000м.Сложены породами основного состава.Иногда происходит дифференция вещ-ва.

Лополитами называются блюдцеобразные тела, залегающие согласно с вмещающими породами, образованные главным образом основными, ультраосновными или щелочными породами, а также гранитоидами Лакколитами (рис. 31) называются небольшие (до 3—6 км в поперечнике) грибообразныетела,

границы которых согласны с поверхностями слоистости вмещающих их пород. Магмат.-плутоны.Огромные тела,сложенные гранитоидеями,отличающиеся отсутствием четких границ с вмещающими породами.Маленкьая мощность,больая площадь Батолитами называются крупные массивы интрузивных пород, имеющие площадь выхода на поверхности не менее 100 км2 и секущие контакты с вмещающими породами

Штоками называются интрузивные тела округлой или вытянутой формы, имеющие площадь выхода на поверхности менее 100 км2. Широко распр в природе.Разного состава

Дайки, представляют собой плитообразные тела, размещающиеся в трещинах земной коры. Они могут быть выполнены различными по составу породами как интрузивными, так и эффузивными. Размеры даек очень различны.Бывают одиночными и групповыми.

Кольцевые дайки.форма дуги,мощность 1.5 км,Диаметр от 1 до 25 км.Образуются при заполнении магмой трещин,возникающих при опускании цилинд.блока гп.Сложены гранитоидами.

Интрузивыне жилы отличаюстя от даек меньшими размерами,невыдержанной мощностью,извилистой формой.

Центральные интрузии.Характерно многократное внедрение магмы по кольцевым трещинам.Сложены ультроосн. И щелочн. Породами,а так же гранитами.Мощ.несколкьо км.

Фации глубинности(гипаабисальные 1-3 км,Мезабиссальные 3-7 км,Абисальные 6-10 км) Фация-порция расплава,застывшая в определенных физико-химич.условий Фаза-порция последовательно внедрящегося расплава.

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

4. Формы залегания вулк гп зависят: 1)от состава расплава:вязкие (кислые);маловязкие (основные гп)

2)от геологических условий (гл обр от глубинности).

Типы вулканических построек: -трещинные;-щитовые; -стратавулканы.

Вулканические породы:

1)извергнутые:-эффузивные (покровы, потоки; Покровы связаны с трещин и щитов типами вулк построек; Потоки х-ны для всех типов, потоки сред и кисл сост менее протяж, т.к. лавы более вязкие.

Морф разновид потоков базальт лав: волнистые, глыбовые(блоковые), для повод излияний: шаровые,подушечные лавы; столбчатая отдельность);-экструзивные (купола, иглы, обеллиски высоты=100-600, d осн 1/3 от h);-эксплозивные (пласты, линзы, языки, потоки)(пеплы 0,01 - 10мм,

крист. пески, лапилли, вулканические бомбы, туфы, туффиты). 2) субвулканические (без сообщения с пов-тью).

3)жерловые (частичное сообщение с пов-стью). Типы вулканических построек: -трещинные;- щитовые; -стратавулканы.

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

Билет 5

Минеральный состав гп,их взаимосвязь:

Минеральный состав гп определяется 1)составом расплава 2)условиями кристаллизациям Минералы магаматич. Гп делятся по генезису(1.первичные,2.вторичные,3.ксеногенные) и по количеству в породе(1.главные >5,второстепенные <5,акцесорные-редкие минералы) Химическая классфикация: SiO2<45%-ультраосновные

От 45до52-основные От 56-65-средние >65 –кислые

По соотношению SiO2 и K2O+Na2O : 1)породы норм.щелочности

(дуниты,передотиты,пироксениты,габбро,диориты,граниты)

2)породы повыш.щелочности (амфиболовые и слюдяные передотиты,трахиты,сиениты) 3)щелочные породв(уртитыЮнефелниты,базалиты,нефелиновые сиентиты,щелочные граниты) Классификация по минеральному составу происходит условно Например присутствие вкраплеников кварцита в вулканитах свидетельствует об их кислом составе, оливина и основного плагиоклаза-об основном.

Но при этом амфибол,являющийся обязательным минералом в кварцевых диоритах,часто отсутствует в андезитах.

Поэтому не стоит искать полной аналогии в минер.составе вулк. и интрузивных пород,так как он связан с разными условиями их кристаллизации,отличиями в составе флюидов и режиме их отделения.

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

6. Петрогенные элементы: Главнейшие химические элементы, образующие горные породы; к ним относятся наиболее распространенные элементы земной коры (O, Si, Al, Fe, Ca, Mg, К и др). Состав гп принято выражать в виде оксидов. Модификаторы: оксиды калия, натрия, кальция, железа-

разжжают магму, повышают подвижность. Стеклообразователи: оксиды кремния, железа, алюминия, магния

(Na2O, K20 меньше всего зависят от содержания SiO2) Na2O <15%

K20 <10% TiO2 <5% P2O5 <1%

H2O <8%

С уменьшением содержания оксидов кремния, натрия, калия увеличивается содерж оксидов магния и железа; с повышением щелочности возрас содерж окисда титана. Низкое содерж оксида кремния имеют мономинеральные оливиновые породы, в них наибольшее кол-во оксида магния.

По кремнекислотности: кислые(в минеральном отношении хар-ся присутствием кварца)

Средние (кремнезем соед с основаниями, кварца нет)

Основные, ультраосновные(кремнезема не хватает для насыщения оснований, появляются силикаты ненасыщенные кремнеземом (оливин)

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

7. Классификация машматических г.п. по кремнезему и щелочам

Химический состав магматических горных пород обычно выражают посредством массовых процентов содержания оксидов главных компонентов.

Классификация магматических пород по химическому составу чаще всего производится в координатах SiO2- (Na2O + K2O)

Выделяют: ультраосновные, основные, средние, кислые.

Подразделение базальтов (с SiO2 > 48 %), базальтовых андезитов, андезитов, дацитов и риолитов на низко-К, умеренно-К и высоко-К типы.

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

8. Классификация по хим и мин составу.

ГП можно раздел на разновид-ти по колич соотнош реал мин, слагающих их при нанесении колич составов на классификац треуг-ки. В вершинах-глав породообр мин, каждая сторона-100%, отклад содерж кажд мин по стороне т-ка, точка пересеч-назв породы. Цветное число. Деление по

содержанию цветных минералов Главный оксид магматич гп-кремнезем, его содерж- основной признак кислотности. Выделяют:

ультраосновные(SiO2<45), основные(45-52), средние(52-65), кислые(>65). Другой признак-

суммарное содерж щелочей. Хими сост магм гп обычно выражают посредством массовых процентов содержания оксидов главных компонентов. Классификация производится в координатах SiO2- (Na2O + K2O).По их соотношению выд-ют: гп нормальной щелочности (гр. Дунитов, пироксенитов,

перидотитов, габбро, диоритов, базальтов, андезитов);повышенной щелочности (гр перидотиты, меймечиты, сиениты, трахиты; щелочные с щелочными темноцветными мин-лами(уртиты,

нефелениты, нефел сениты, щелочные граниты.

В классификациях,осн на хим сост, в одну и ту же категорию попадают породы, отличающиеся по мин сост и общему облику, особенно по степени раскристаллизованности. Так, совершенно идентичный состав может быть у гранита и обсидиана.

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

9. Минеральный состав как функция химизма и условий образования магматических горных пород.

Минеральные парагенезисы (под мин парагенезисами понимаются ассоциации совместно образовавшихся минералов) горных пород зависят от химического состава магмы и от условий ее кристаллизации. Условия кристаллизации определенных по химизму расплавов приводят к закономерным минеральным ассоциациям и появлению тех или иных полиморфных разновидностей минералов.

В глубинных условиях минералы кристаллизуются при медленном охлаждении магмы, сохранении в расплаве флюидов, что определяет формирование равновесных минеральных парагенезисов. В породах, кристаллизация которых происходила в неблагоприятных условиях и которые подверглись закалке, часто сохраняются высокотемпературные разновидности минералов.

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

10.Диаграммы плавкости по принципу эвтектики и твердых растворов. При кристаллизации расплавов наблюдается два случая взаимоотношения минералов и магм: 1) выделившийся минерал с самого начала и до когца кристализ остается неизменны, идет лишь рост и увел числа кристаллов; 2) выделившийся минерал становиться нейстоичивым, реагирует с расплавом и изменяет свой состав. Сопровождается образованием непрерывной серии твердых растворов или возникает новое срединение.

Для постр на оси абсции-составы, на оси ординат-температура. Ликвидус (жидкий)- кривая, отвеч началу кристаллиз и составу расплавов; солиду (ТВ)- обознач конец кристаллиз, опред сост

минералов.

Эвтетика-состношение 2 или неск компонентов, при кот они кристализ одноврем, сохраняя в

процессе кристализ самую низкую Т.

1.Первым кристаллиз компотнет, кот нах в избытке

2.Состав выд крист постоянен

3.Т нач кристаллиз и порядок выделения опред составом расплава

4.Прибавление к легкоплавкому тугоплав комп понижает Т нач кристализ

5.Сост эвтектики и Т конца кристализ пост и не завис от сост исход расплава (диопсид-анортит, диопсид-форстерит)

Для сист, кристализ с образ ТВ раст:

1.Непрерыв реакция между выдел крист и расплавом, след измен сост расплава и крист в направл обогащения менее тугоплав компонентом

2.Прибавл к легкоплав тугоплав вызываект повыш Т нач крист

3.Т опред не только колич соотнош ТВ и жид фаз, но и их сост

4.Сост крист выд в нач и конеч стадии завис только от сост исход распл

5.Первые выд крсит богаче тугоплав комп, послед =сост исход распл

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

11. Главные, второстепенные, вторичные минералы. Роль количественных соотношений минералов для классификации магматических горных пород.

Минералы магм гп разделяются по генезису и по кол-му сод-ю. по своему происхожд

породообразующие минералы мб первичными и вторичными. Первичные, или собственно магматиеские, минералы образуются рпи разл процессах, происходивших при кристаллизации магмы. Вторичные минералы форм-ся в разное время за сет первичных после кристаллизации расплава (в постмагматическую стадию). Среди первичных минералов по их кол-ой значимости в породах сущ-т главные, второстепенные и акцессорные.

Главные породообр минералы сост-т осн часть пород. Кол-во каждого из главных мин должно быть более 5%, их присутствие опр-т тип гп. Главными минералами магм гп явл-ся силикаты и

алюмосиликаты. По хим составу они разделяются на фемические (или мафические) – темноцветные, содержащие много магния и железа, и салические (или фельсические) –светлые, содержащие много кремния и алюминия. К группе фемических относятся оливины, пироксены, амфиболы и слюды; к группе салических – плагиоклазы, кпш, кварц, фельдшпатоиды. Если ко-во минералов в породах сост-ет менее 5%, они относятся к второстепенным составным частям, их присутствие не отражается

на общем названии породы.

Акцессорные минералы – редкие минералы. Они нах-ся в кол-ве < 1-5%, но часто сост-ют хар-ые

для пород примеси.

Кроме первичных и вторичных минералов в магм гп иногда присутствуют ксеногенные (чуждые), или случайные, минералы. Они попадают в гп извне и не связаны с процессом кристаллизации первичного магм расплава. Ксеногенные минералы могут появляться в породах за сче переработки ксенолитов.

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

Билет 12

Различают главные и второстепенные породообразующие минералы. Один и тот же минерал для одной группы пород может быть главным, а для другой второстепенным.

Большинство минералов кристаллического строения, встречаются минералы и некристаллического строения – аморфные, например, кремень.

Классификация минералов основывается на учете их химического со-става. Наиболее

распространенной является классификация, предложенная С.Д. Четвериковым, по которой минералы делятся на 10 классов.

Силикаты представляют собой наиболее многочисленный класс включавший примерно около одной трети всех известных минералов. Они составляют около 85% состава земной коры. Полевые шпаты – в эту группу входит целый ряд кристаллических минералов I класса (силикаты),

родственных по химическому составу и близких по физическим свойствам. Полевые шпаты характеризуются большой твердостью (в шкале твердости Мооса стоят на 6-ом месте), совершенной

спайностью и хорошо заметным стеклянным блеском. Различают два основных вида полевых шпатов – ортоклазы и плагиоклазы.

Ортоклаз – калиевый полевой шпат К2О•Аl2О3•SiО2, т.е. это калевая соль алюмокремниевой кислоты. Он имеет розовый, желтый или серо-розовый цвет, реже белый или серый.

Удельная масса – 2500-2600 кг/м3. Раскалываются с образованием плоскостей спайности в двух

направлениях, пересекающихся под прямым углом.

Ортоклазы входят в состав гранитов, гнейсов, сиенитов и других пород.

Плагиоклазы - представляют собой натрокальциевые соли алюмокремниевой кислоты с

различными соотношениями натрия и кальция. Раскалываются с образованием косого угла между плоскостями спайности. Цвет темно-серый или серый; удельная масса – 2600-2650 кг/м3. Разновидность плагиоклаза, обладающая красивым синевато-фиолетовым отливом носит название

лабрадора.

Роговая обманка и авгит. Оба минерала представляют собой сложные силикаты (соли кремниевых кислот). Они входят в группу железомагнезиальных силикатов, т.е. содержащих железо, кальций, магний. Твердость по шкале Мооса 5-6 , удельная масса 2900-3500 кг/м3. Цвет темно-зеленый до

черного. Роговая обманка является составной частью гранитов, сиенитов, диоритов и других горных пород.

Слюды – водные алюмосиликаты сложного состава, легко расщепля-ются на очень тонкие пластины, поэтому присутствие их понижает проч-ность и стойкость пород.

Различают две основные разновидности слюд: биотит (черная слюда) и мусковит (белая слюда). В состав этих слюд входят железо, магний и калий.

Характерной особенностью слюд является их весьма совершенная спайность. Твердость по шкале Мооса 2-3, блеск стеклянный или перламутровый. Удельная масса – 2700-3100 кг/м3.

Оливин (перидот) - представляет собой железомагниевую соль ортокремнёвой кислоты (MgFe)2•(SiO4). Твердость его 6-7, удельный вес 3200-3600 кг/м3. Цвет оливково-зеленый. Входит в

состав таких горных пород, как диабаз и базальт.

Хлорит – является водным силикатом сложного состава. Это вторич-ный минерал, образующийся

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

путем разложения слюд, роговых обманок или авгита в присутствии воды под большим давлением и при высокой температуре. Твердость 2-3, удельная масса 2600-3000 кг/м3. Цвет зеленый.

Каолинит (Al2O3•2SiO2•2H2O) – это землистый минерал, образовавшийся в результате

выветривания полевых шпатов и других алюмосиликатов.

Твердость по Моосу 1-1,5. Удельная масса 2500-2600 кг/м3. Цвет белый, иногда зеленоватый. Блеск матовый. По химическому составу каолинит представляет собой алюмниево-кремниевую кислоту (2H2O•Al2O3•2SiO2). В чистом виде встречается очень редко, является составной частью многих

глин.

Бурый железняк или лимонит (2Fe2O3•3H2O) представляет собой минерал ноздреватого, землистого сложения. Относится к IV классу минералов (гидроокислы). Цвет буровато-желтый, коричневый, красно-бурый. Твердость 1-1,5. Удельная масса – 3400-3500 кг/м3. Широко распространен

самостоятельно и в примеси с другими породами.

12. Минеральный состав горных пород

Определяется:

1)Составом расплава

2)Условиями кристаллизации

Минералы магматических горных пород делятся: 1) генезису:

а) первичные (кристаллизуются непосредственно из магмы или при реакциях магма-расплав)

б) вторичные (формируются в постмагматическую стадию) в) ксеногенные (чуждые); 2) по количеству в породе (для первичных):

а) главные (>5%)

б) второстепенные (<5%)

в) акцессорные (лат. – дополнительные) – редкие минералы Главные составляют основную часть пород, количиство каждого должно быть более 5%, их

присутствие опрдеделяет тип гп. Например, в граните глав мин:пш, кварц, биотит. Гланые минералы магм гп- силикаты, алюмосиликаты. По химическому составу они разделяются на:

Салические (фельзические) – (Si-Al-ые):

Кварц, полевые шпаты,

фельдшпатоиды

Фемические (мафические, цветные) - (Fe-Mg-ые)

Оливин, пироксены, амфиболы, слюды

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

Билет 13

Выделенные две группы минералов получили особые названия, а именно магнезиально-железистые минералы называются фе м и ч е с к и м и, в то время как известково-магнезиальные —

салическими, так как силиций и алюминий играют в них ведущую роль. Это деление стоит в связи и с общей теорией строения Земли, в которой верхняя часть земной коры сложена сиалическими породами, а ниже следуют симатические. Большинство минералов первой группы обладает темными окрасками, тогда как бедные железом салические минералы окрашены в светлые тона. Поэтому синонимом мафических минералов является термин цветные, или темноцветные, минералы, тогда как салические минералы являются светлыми. Эти термины являются условными, так как бывают чисто магнезиальные минералы, окрашенные в светлые тона, например белые диопсиды из группы пироксенов или сходные по виду с мусковитом бесцветные флогопиты слюдянки (чисто магнезиальная слюда). Поэтому терминам и светлый, и темный надо придавать общий смысл в отношении их состава, а не действительной окраски минералов. Так бывает, что щелочные полевые шпаты имеют темно-серую окраску, хотя они и не содержат железа, а окрашены тонко

распыленными темными включениями или вследствие других явлений, в частности под влиянием радиоактивных излучений.

Ряд реакционный (Боуэна) - эмпирически установленная Боуэном последовательность

кристаллизации минералов из магмы в виде двух реакционных рядов:

1.прерывистого ряда фемических минералов: оливин -> ромбический пироксен -> моноклинный пироксен -> амфибол -> биотит;

2.непрерывного ряда салических минералов: основной плагиоклаз -> средний плагиоклаз -> кислый плагиоклаз -> калиевый полевой шпат.

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

14. ПОЛЕВЫЕШПАТЫ

относятся к алюмосиликатам с непрерывными трехмерными каркасами тетраэдров (Si, A1)O4 и

кристаллизуются в триклинной и моноклинной сингониях.

Полевые шпаты представлены двумя рядами: плагиоклазами и щелочными полевыми шпатами

(NaAlSi3O8—KAlSi3O8)

Плагиоклазы (триклинная сингония)представляют собой непрерывный ряд твердых растворов альбита (NaAlSi3O8) и анортита (CaAl2Si2O8)

По содержанию анортита (An в мол. %) выделяют следующие минеральные виды: Альбит 0-10 Олигоклаз 10-30 Андезин 30-50 Лабрадор 50-70 Битовнит 70-90 Анортит 90-100

Двойники — закономерные срастания кристаллов, имеющих общую кристаллографическую плоскость (плоскость срастания) и общее кристаллографическое направление, вокруг которого один кристалл повернут относительно другого на 180°. двойники бывают простые (2) и полисинтетические (много)

Плагиоклазы магматических пород часто имеют зональное строение, которое выражается в изменении состава кристаллов от центра к периферии. Различают прямую, обратную и ритмически повторяющуюся (осциллярную, рекуррентную) зональность.

По плагиоклазам развивается соссюритовый агрегат — тонкозернистая смесь альбита, серицита и минералов группы эпидота.

Щелочные полевые шпаты

представляют собой серию твердых растворов альбита (NaAlSi3O8) и калиевого полевого шпата (KAlSi3O8), которые различаются степенью упорядоченности кристаллической решетки и степенью

трклинности, а также их сростки, обычно называемые пертиами (пертиты распада; пертиты замещения; пертиты распада со следами последующего замещения калиевого полевого шпата альбитом).

Калиевые полевые шпаты. Существует несколько разновидностей калиевых полевых шпатов, имеющих один и тот же состав КА1Si3О8, но несколько различающихся по положениям ионов в

атомной структуре в зависимости от температуры кристаллизации. Санидин, ортоклаз имеют моноклинную сингонию, тогда как микроклин обладает триклинной сингонией.

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

Билет 15

Оливин — силикат магния и железа. Широко распространенный минерал и красивый драгоценный камень.

Состав — (Mg,Fe)2[SiO4]. Содержание магния и железа колеблется в очень широких пределах. Фактически оливин представляет собой смесь двух минералов: магниевого форстерита (Mg2SiO4) и железистого фаялита (Fe2SiO4). Происхождение оливина вулканическое. Он широко распространен в природе и является породообразующим минералом. Обычно образуется в период кристаллизациии раскаленного силикатного жидкого расплава, поднимающегося из глубин земной коры или с поверхности мантии.

Диагностика Под микроскопом оливин можно узнать по характерным продольным и поперечным сечениям

кристаллов, отсутствию собственной окраски, высокому показателю преломления, что определяет высокий положительный рельеф и резкую шагреневую поверхность, по высокому двупреломлению (интерференционная окраска до красной II порядка, иногда выше), прямому угасанию относительно граней кристаллов.

Вторичные изменения:

1)Оливин легко гидратируется и магнезиальные разности легко замещаются минералами группы серпентина: Mg3Si2O5(OH)4, тальком.

Петельчатая структура частично серпентинизированного кристалла оливина

2)Среди продуктов изменения железистого оливина широко распространен, иддингсит — красновато-коричневое или оранжевое кристаллическое вещество с высоким

показателем преломления (n= 1.60 - 1.90) и высоким, но непостоянным двупреломлением. Иддингсит представляет собой смесь смектита (Mg - содержащего глинистого минерала из группы

монтмориллонита), хлорита, серпентина и гетита. Последний минерал, вероятно, и определяет яркую окраску иддингсита.

3)Смесь смектита, хлорита и серпентина зеленого цвета с более низким показателем преломления (n = 1.50 — 1.60) и слабым двулучепреломлением получила название болингит

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

16. Группа пироксенов

Химический состав. Пироксены относятся к метасиликатам с непрерывными цепочками кремнекислородных тетраэдров. Общая формула пироксенов Wt (X,Y)1+ Z2O6, где W-Ca,Na; X-

Mg,Fe2+,Mn,Ni; Y-Al,Fe3+,Cr,Ti; Z - Si, Al.

Пироксены, в которых р = 1, a X = Mg, Fe2+, кристаллизуются в ромбической сингонии; пироксены,

в которых 0 < р < 1, относятся к моноклинной сингонии.

Диагностика: Все пироксены имеют характерную форму (в одном срезе восьмиугольник, в другом призма) и две системы спайности (87, 45 градусов).Показатели преломления, равные 1.65—1.80,

определяют высокий положительный рельеф и резкую шагреневую поверхность пироксенов. Ромбические пироксены (ортопироксены) представляют собой непрерывный ряд твердых растворов, крайними членами которых являются энстатит (En) Mg2Si2O6 и ферросилит (Fs) Fe2Si2O6.

Вэтом ряду по содержанию En (мол.%) выделяют: энстатит (100-88)

бронзит (88-70) гиперстен (70-50) феррогиперстен (50-30) эвлит (30-10) ферросилит(10-0)

Ромбические пироксены обладают не очень высоким двупреломлением, прямым угасанием,

положительным удлинением Магнезиальные разновидности ортопироксенов бесцветны, а гиперстен окрашен в бледные

зеленоватые и розоватые тона и слабо плеохроирует.

Моноклинные пироксены (клинопироксены) обладают более высоким двупреломлением и косым угасанием, Пижонит, авгит, диопсид бесцветны либо имеют слабый буроватый (авгит) или зеленоватый оттенок.

Для клинопироксенов ряда диопсид—салит—геденбергит характерна зеленоватая окраска, интенсивность которой возрастает по мере увеличения содержания железа.

Щелочные моноклинные пироксены представлены твердыми растворами жадеита NaAlSi2O6 и эгирина NaFe3+Si2O6, к которым добавляется то или иное количество En, Fs, Wo.

Для эгирина типичны яркие зеленые окраски и резкий плеохроизм.

Вотличие от других клинопироксенов эгирин оптически отрицателен и имеет отрицательное удлинение.

Вторичные изменения.

Магнезиальные ромбические пироксены обычно замещаются пластинчатой разновидностью серпентина с образованием полных псевдоморфоз, которые получили название бастита. Реже по ромбическим пироксенам развиваются тальк, минералы из группы амфиболов, хлорит. Моноклинные Са—Mg—Fe - пироксены замещаются волокнистым зеленым амфиболом (уралитом),

хлоритом, эпидотом, карбонатами.

По диопсиду могут развиваться тремолит и актинолит. Богатые железом пироксены, например, эгирин, замещаются гематитом или лимонитом

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

Билет 17

Группа амфиболов [4;23] Химический состав. Амфиболы образуют сложную группу мета-силикатов с непрерывными

двойными цепочками (лентами) кремнекислородных тетраэдров. Общая формула амфиболов

A0-1X2Y5Z8O22(OH,F,С1)2, где:

A - Na,K;

X - Са,Na,Fe2+,Mg,Mn,Li;

Y - Al,Cr,Fe3+,Fe2+,Mg,Mn,Ti; Z - Si,Al,Cr,Fe3+,Ti.

На всех разрезах моноклинных амфиболов, кроме перпендикулярных, наблюдается косое погасание, причем углы погасания с:Ng не превышают 30°

Для амфиболов характерны кристаллы с двумя системами трещин спайности, пересекающихся под углом 56°, которые хорошо видны на поперечных сечениях.

Все наиболее распространенные амфиболы, кроме тремолита, который почти бесцветен, окрашены в зеленые или бурые тона и обнаруживают отчетливый плеохроизм.

Вторичные изменения.

Наиболее распространенными продуктами изменения роговой обманки являются актинолит, хлорит, эпидот, карбонат, магнетит.

При изменении амфибола, содержащего титан, появляются сфен и лейкоксен. Опацитовая кайма.

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

18. Группа слюд

Химический состав. Слюды относятся к листовым алюмосиликатам и имеют общую формулу

XY2-3Z4O10(OH, F)2, где:

X - К, Na;

Y - Fe2+, Mg, Mn, Li, Fe3+, Al;

Z - Si, Al.

Диагностика.

Совершенная спайность в одном направлении, листоватая форма кристаллов и низкий рельеф позволяют уверенно находить слюды под микроскопом.

Вторичные изменения.

В процессе гидротермального изменения биотит обесцвечивается за счет выноса железа, которое скап-ливается в виде магнетита или гематита, а также легко замещается хлоритом или

мусковитом.

Вдоль трещин спайности биотита бывает развит эпидот. Продуктом вторичного изменения флогопита может быть тальк.

При изменении биотита, содержащего примесь титана, выделяются игольчатые кристаллы рутила, образующие характерный агрегат — сагенитовую решетку.

Светлые слюды могут замещаться гидрослюдой или глинистыми минералами.

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

-неравномернозернистая -Порфировидная -Порфировая

5) интрузивные:

-панидиоморфнозернистая структура (почти все зёрна идиоморфные) -Гипидиоморфнозернистая (различная степень идиоморфизма)

а) сидеронитовая б) офитовая в) пойкилитовая

г) пойкилоофитовая д) монцонитовая

-Аллотриоморфнозернистая (все кристаллы ксеноморфные)

Эффузивные породы:

-афировая (без больших вкрапленников) -порфировая (с крупными вкрапленниками)

Структуры основной массы эффузивных пород -Стекловатая (гиалиновая, витрофировая)

-Гиалопилитовая (примерно равные количества стекла и микролитов) -Пилотакситовая -Интерсертальная (микролиты резко преобладают над стеклом) -Сферолито-фельзитовая

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

19. Текстура – взаиморасположение минеральных агрегатов в породе Интрузивные породы:

-Однородная или массивная,-Такситовая,-Линейная(ориентированное располож например длинных индивидов плагиоклаза и пироксена),-Полосчатая,-Пятнистая(скопл мелких зерен оливина на фоне круп-зерн массы белого плгиоклаза)

Вулканические породы:,-Массивная,-Пористая,-Миндалекаменная,-Флюидальная,-Полосчатая,- Перлитовая,-Шаровая Структура – строение минерального агрегата:1) Степень кристалличности: -Полнокрист, -

Неполнокрист (полукрист, стекловатая). 2) Абсолютная величина зерен: >10 мм – гигантозерн, 10-5 мм – крупно, 5-1 мм – средне, < 1 мм - мелко

< 0.1 мм – афанитовые (тонкозерн, микрокрист, скрытокрист)

3) Относительная величина зерен: -Равномернозерн,-неравномернозерн, -Порфировидная, -

Порфировая 5)степень идиоморфизма:для интрузив пород: -панидиоморфнозернистая(почти все зёрна

идиоморфные), -Гипидиоморфнозернистая (различная степень идиоморфизма):а) сидеронитовая, б) офитовая, в) пойкилитовая, г) пойкилоофитовая, д) монцонитовая; -Аллотриоморфнозернистая (все

кристаллы ксеноморфные)

Эффузивные породы: -афировая (без больших вкрапленников), -порфировая (с крупными

вкрапленниками)

Структуры основной массы эффузивных пород:-Стекловатая (гиалиновая, витрофировая), - Гиалопилитовая (примерно равные кол-ва стекла и микролитов), -Пилотакситовая,-Интерсертальная

(микролиты резко преобладают над стеклом) -Сферолито-фельзитовая

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

20. Структура вулканических пород

Структуры кайнотипных пород:

Структуры вулканических гп связана с составом расплава, условиями его продвижения к поверхности земли и затвердевания, составом и режимом отделения флюидов. По структ признакам различают:

1)стекловатые (вулк стекла, наиболее обычны гп кислого состава, усл формир: быстрое продвижение магмы к поверхности земли, охлаждение расплава, отделение летучих); 2) полустекловатые:

-порфировая структура (сост из крупных идиоморфных вкрапленников и стекловатой основной

массы, усл формир вкрапленников и осн массы сильно отличаются) 3) полнокристаллические(х-ны для пород основного состава)

Структуры осн массы:

(осн масса кристализ в поверхностных и близповерхностных условиях)

Гиалиновая(в гп сред состава), витрофировая(в гп кислого состава)-резкое преобладание стекла Гиалопилитовая-равные кол-ва стекла и микролиов Микролтовая-преобладание микролитов

Пилотакситовая-ориетировка кристаллов микролитов вдоль течения, обтекание вкрапленников

Интерсертальная (резкое преобладание микролитов над вулк стеклом) Сферолитовая(пристутствие сферолитов-шариков радиально-лучистого строения, растущих вокруг

некот центров)

Фельзитовая (обнаруживаются мельчайшие зерна кварца и пш при анализе эл микроскопом) Трахитовая (как пилотакситовая, но вместо плагиоклаза кпш Ортофировая (очень мало вулк стекла, микролиты щелочного пш

Структура палеотипных пород (отсут изотропного стекла, т.к. оно расткристаллизовавается) -реликтовые (или добавляют к названию структуры приставку апо-)

-спилитовая(осн масса сост из беспорядочно располож длинных, тонких лейст плагиоклаза, в промежутках-мелкий агрегат втоичных минералов)

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

Билет 21

Панидиоморфнозернистые,гипидоиоморфнозернистые и паналлотриморфнозернистые структуры. Панидиоморфнозернистая структура - структура, при которой большинство м-лов имеет хотя бы

частично свойственные им формы. Встречаются в мономинеральных породах(дунитах,анартозитах) и образуются при одновременной кристаллизации всех минералов.

Гипидоиоморфнозернистая структура- беспорядочнозернистая структура глубинных п. сложного состава, характеризующаяся разл. степенью идиоморфизма слагающих их м-лов. (наиболее идиоморфны — темноцветные м-лы, менее идиоморфны — полевые шпаты, наименее — кварц).

Имеет много разновидностей Гранитовая(структура встречается в породах,содержащих кварц,при этом пш обычно идиоморфнее кварца)

Офитовая(св-ва основным п.,формирующихся в ус-ях быстрого остываниия.Хар-я резким

идиоморфизмом плагиоклаза по отношению к фемическим минералам)

Пойкилитовая стр-ра хара-я наличием включений одних минералов в другие.К ней относятся

пойкилофитовая и монцонитовая.

Агпаитовая стр-ря распространена в щелочн. П и харак. Идиоморфизмом нефелина по отношению к

щелочным фемическим минералам Сидеронитовая встречается в ультрамафиитах и основных породах,богатых рудным

минералом.Идиоморфизм силикатов относительно рудных минералов Паналлотриоморфная.Все слагающие имеют ксеноморфные очертания..Бывает аплитовая и габбровоя.

Существует ряд структур ,обусловленых характеными прорастаниями и срастаниями минералов.Мб первчиные ,но чаще вторичные Пегматитовая-закономерные вростки кварца в крупные кристаллы кпш

Венцовые структуры отличаются развитием магматических реакционных каемок вокруг зерен или пироксена.

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

22. УЛЬТРАМАФИТЫ НОРМАЛЬНОЙЩЕЛОЧНОСТИ.

В земной коре в среднем 1% от объема коры. Но именно ими сложена верхняя мантия под континентами и океанами. Интрузивные породы резко преобладают

Дунит Главный минерал - магнезиальный оливин, характерные второстепенные минералы —

магнезиальные ортопироксен и клинопироксен. Акцессорный – хромшпинелид (обычно это хромит).

Перидотиты

Главные минералы - магнезиальный оливин, слагающий от 90 до 40% объема породы, орто- и (или) клинопироксены. Второстепенне - плагиоклаз, шпинель или гранат. Вторичные минералы

представлены серпентином, тальком, тремолитом, хлоритом, карбонатами. Выделяют три главные разновидности перидотитов: гарцбургит (оливин + ортопироксен), лерцолит (оливин + ортопироксен + клинопироксен), верлит (оливин + клинопироксен)

Главные породообразующие минералы - орто- и (или) клинопироксен, составляющие не менее 60 об.% Кроме того, в состав пироксенитов может входить оливин (до 40%).

Второстепенные минералы — плагиоклаз, шпинель или гранат. Акцессорные - магнетит и титаномагнетит.

Вторичные минералы: серпентин (по магнезиальному орто-пироксену и оливину), тремолит,

актинолит, цоизит, эпидот, хлорит УЛЬТРАМАФИТЫСУБЩЕЛОЧНЫЕ

отличаются повышенными содержаниями титана, калия, фосфора, которые заключены в ильмените, флогопите, апатите и некоторых других минералах.

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

Ассоциации ультрабазитов складчатых областей

1)Офиолитовая ассоциация (дунит-гарцбургитовая)

2)Дунит-пироксенит-габбровая ассоциация (платитиноносная)Урал, Аляска Щелочно-ультраосновные комплексы

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

Билет 23

Щелочные ульраосновные породы распространены ограничено.Интрузивные породы представлены якупирангитами,мельтейгитами,уртитами,нефелинолитами.К вулканическим относятся лимбургиты,нефелениты и др.Химический состав щелочных ультраосновных пород непостоянен

.Количество SiO2 равноj 31-47%. Щелочн ультраосн породы знаменуют заключительные стадии

магматизма и встречаются на континентах и на вулканических островах в океанах.

Плутонические щелочные порды

Якупирангиты(щелочн.пироксены)-полнокристал,темносерые,.На 75 состоят из титана-

авгита.Структура гипидиоморфнозернистая Мельтейгиты-темно-серые,Пироксен 85%,нефелин 30%.Структура гиидиоморфнозернистая с

идиоморфизмом пироксена относительо нефелина ИЙолиты-темно-серые.,стостоят из пироксена и нефелина в равных

количествах.Гипидиоморфнозерн.

Уртиты-светлокрашенные породы .80 %нефелина.Агпаитовая структураых разломв

Ассоциации щелочных ультраосн прород приурочены к окраинам платформ,к зонам глубинн

Вулканические

Выделяются натриевые и калиевые ряды,меланократовые фельдшпатоидные породынатриевого ряда-лимбургиты Лимбургиты-темно-серые,вкрапленики представлены оливином,титан-авгитом.Структура

гиалиновая,текстура пористая .

К породам калиевого ряда относятся фельдшпатоидные пикриты(темные,вкрапл с оливином,основная масса-оливин,титан-авгит,монтичеллита до 45%,нефелина до 15,флогопита до

10.Структура осн. массы микролитовая),лейциты(серые,вкрапл. Лейцином и клинопироксеном.Оснавн масса сложена пироксеном и лейцитом.П.обычно полнокристаллическя,но иногда содержит бурое стекло.

Развиты в рифтовых структурах континентальных платформ

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

24. Основные гп.

Цветное число 75%, SiO2 45-53, Na2O+K2O% 0.5<4.5, MgO%<18

Диориты–PI(анд) + Hbl±Bt±Px, ±Olдо65% 15-30% (кв.д) (феррод)резкаязон. + Qtz±OrДиор. -

Цв.число30-35 –мезократовые; < 30 –лейко-; >35 –мелано-Кв.диор-Цв.число20-30Ферродиор- Цв.число30-43Роговообманковые; гиперстеновые; клинопироксеновые;биотитовыеСтруктуры– Гипидиоморфная(пл→пир→ро→би)Призматически-зернистаяАкц–апатит, циркон, ортит, магнетит, ильменит, сульфидыФерродиорит-цв. мин. сильножелезистыеВторичные

Субщелочныесредниемагматическиегорныепороды

SiO2% 53-64 Na2O+K2O% 6-12

Сиениты–Пл(ол-анд) + КПШ+ РО, Пир, Би±Ол

30-75% 10-20%

Кварцевыесиениты+Кв(5-15%)

Акцессорные–сфен, апатит, циркон, магнетит, ильменит Роговообманковые; пироксеновые;биотитовые Монцониты-Пл(лбр-бит) +КПШ+ Пир(30-35%)

Структуры– Гипидиоморфная(пл→пир→ро→би), Монцонитовая Вторичные

Щелочныесредние магматическиегорныепороды:

Щелочныесиениты(безфшп) –(Аб+КПШ)+щел.РО, Пир, Би(лепид)±Ол, Ti-авг80- 85%Нефелиновыесиениты-(Аб+КПШ)+щел.РО, Пир, Би(лепид)+ Неф60-70%5 -40%10-

30%Акцессорные–сфен, апатит, циркон, магнетит, ильменит, флюорит, эвдиалитМиаскиты– БиМариуполиты–Аб(безКПШ)Структуры–ГипидиоморфнаяВторичные

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

Билет 25.Среди основных вулканических пород выделяют базальты(долериты) и базальтоиды.Различают породы нормальной щелочности,субщелочности и щелочные. Нормальная щелочность. Полукристаллические вулканические породы-базальты наиболее

распр..Встречаются афировые и порфировые разновидности.Минералы последних формируютс многоэтапно.

Стекловые породы основного состава-гиалобазальты-редки.Долериты,полнокристалческие

породы,встречаются часто.В них содержится равное количество основного плагиоклаза и цветного минерала..В лейкоратовых базальтах преобладает плагиоклаз.

Базальты(черн.,Вкрапленики плаг,оливин,пироксен слагают 20% всего объема породы.Имеют массивную ли пузыристую текстуру.

Долериты(мелкозернистое строение,темно0серый цвет,.Офитовая структура.

Среди лавовых потоков основного состава,формирующихся в подводных условиях,наряду с лавами массиивного строения нередко встречаются и так называемые пиллоу-лавы.

Наряду с излиянием лав базальтовый вулканизм сопровождается формированием субвулканических тел,залегающих в виде силлачасто протяженных при маленькой мощности.Субвулк тела сложены долеритами,а в древних толщах-диабазами.

Базальты норм. Щелочности подразделяются на толеитовые(характеризуются присутствием в них норматвного кварца) и гиперстеновые.

Особеностью химизма толеитовых базальтов является относительно выскоее содержSiO2(около 50%),низкое содержание щелочей,Мало воды,глинозем(14-17%)

Толеитовые базальты-наиболее распр. Вулканиты основного состава.Залегают среди

раннегеосинклинальных отложений,образую однородные формации.Формируются и при активизаци платформ .Здесь они связаны с глубинными разломами.При этом извергаются колосальные массы вулканического материала.Образуются траппы,которые слагаются мощным силлами долеритов.Петрографические особенности толеитовых базальтов позволили установить,что эти породы образуются из бедной летучми компонентами переретой магмыбыстро продвигавшейся к поверхностии земели.

Гиперстеновые базальты. Обладают порфировыми структурами.Широко распр двупироксеновые базальтыгде наряду с фенокристалам плагиоклаза 60%,присутствует гиперстен ии моноклинный пироксен.Оливин реок.

По химизму для этих пород характерно высокое содерж SiO2(49-51) и глиноземв(17-

20).Калиичество калия в щелочах выше,чем в толеитовых базальтах.

Извержения гиперстеновых базальтов часто происходит из вулканов центр. Типа.Эти породы широко распр и являются членами непрерыной формациий,включающиих базальты,андезито-

базальты,андезиты,дациты и липариты.Связаны с относительно развитой континентальной корой и не встречаются в океанических облостях.

Повышенная щелочность(субщелочные)

Характерной особеностью является постоянное присутствие оливина во вкрапл и осн массе..Состав плагиоклаза-от

лабродора до битовнита,содер клинопироксен,титаномагнеит,ильменит.

Структура большей частью порфировая.Осн масса имеет пилотакситовую и гиапилитовую структур.Присутствие включений ультраоснвных пород.

Распростарнены на континетах,,особенно в трапповы х формациях,в рифтовых зонах и на оеанических островах Субщелочные базальты являются производными магм,богатых летучими компонентами.

Основной состав

Встречаются очень редко.Наиболее частыми являются полевошпатовые-фельдшпатоидные образования-тефриты и базаниты.Темного цвета породы.Вкрапленики-оливин,авгит,лейцит,нефелин.

Основная масса-осн плагиоклаз,лейцита,нефелна,пироксена,рудного минерала.Встречаются в виде лавовых потоков и

даек в асосциации субщелочными базальтами.На континентах приурочены к рифтовым зонам

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

26. Основные породы. Плутонические, жильные.

Абиссальные интрузивные габброиды (4км и >) имеют равномернозернистые, габбровые структуры (близкая степень идиоморфизма минералов или несколько большая степень идиоморфизма у плагиоклаза). Гипабиссальные габброиды часто имеют офитовые структуры, для которых характерно резкое смещение идиоморфизма в сторону плагиоклаза.

Минеральный состав долеритов тот же, что у абброидов. В зависимости от содержания оливина выделяют оливиновые долериты (5—15% оливина) и собственно долериты (< 5% оливина). Долериты (диабазы) слагают как небольшие интрузивные тела, главным образом дайки и силы небольшой мощности, затвердевшие на малых глубинах, так и внутренние части лавовых потоков, излившихся на сушу или морское дно.

Вторичные изменения: По Pl – соссюрит; Сpx замещается минералами группы Tr-Act.;При более низкотемпературном замещении по пироксенам образуется хлорит. Ol в габброидах более

железистый и по нему уже не образуется серпентин, а развиваются иддингсит и боулингит. Базиты формируются и залегают в различных ассоциациях, основными из которых являются

1)Срединно-океанические хребты и офиолитовые ассоциация (дунит-гарцбургитовая+габброиды)

2)Ранние стадии развития подвижных складчатых областей. Дунит-пироксенит-габбровая ассоциация (платитиноносная). 70% - габброиды. Урал, Аляска

3)Поздние стадии развития складчатых областей. Ассоциация габброидов с диоритами, кварцевыми диоритами, плагиогранитами, гранитами. 50% - габброиды

4)Орогенные и посторогенные стадии развития складчатых поясов – габбро-диорит-гранодиорит- гранитные комплексы.(дунит-гарцбургитовая)

5)Расслоенные интрузивы основных и ультраосновных пород нормальной щелочности (в пределах конт. платформ - щиты)

6)анортозиты древних платформ

Субщелочные основные породы:

SiO2%-45-53

Na2O+K2O%-3-18

Щелочные основные породы

Na2O+K2O%-5-20

SiO2%-44-54

В зависимости от преобладания тех или иных главных минералов выделяют различные виды интрузивных пород: тералит — плагиоклаз + клинопироксен + нефелин ± оливин; эссексит— плагиоклаз +клинопироксен + амфибол + биотит + ортоклаз или микроклин + нефелин;

шонкинит — клинопироксен + ортоклаз или санидин + лейцит (эпилейцит) + нефелин ±оливин

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

Билет 27. Средние породы

Породы этой группы по особенностям химического и минерального составов относятся к среднему типу. Они насыщены кремнеземом, а некоторые несколько пересыщены им и содержат кварц. Колебания содержания кремнезема довольно значитель- значительные (53—65%). Количество

кальция, магния и железа несколько меньше, а щелочей больше, чем в основных породах. Содержание глинозема в них колеблется от 14

до 18%. Суммарное количество оксидов железа составляет 5—8%, содержание оксида магния — 1— 6, оксид кальция составляет 5—10, оксидов щелочей — 3,5— 10%. Средние породы формируются при высоком Рпго и при извержениях лава быстро теряет летучие. По сравнению с базаль-товым

меняется характер вулканизма, усиливается эксплозивная деятельность. По щелочности среди них выделяются три группы: породы нормальной щелочности, повышенной щелочности и щелочные. Породы нормальной щелочности — андезито-базальты и андези- — распространены очень широко,

они значительно превышают по объему соответствующие им плутонические породы — диориты и кварцевые диориты. Например, по данным Р. Дэли, для Север-еверной Америки они слагают 24% всех магматических пород. В по- последние годы выделяются также ферродиориты и исландиты (же-

(железистые андезиты). Породы повышенной щелочности — сиениты и трахиты — встречаются во многих регионах Росси; нефелиновые сиениты и щелочные эффузивы среднего состава,

фонолиты и лейцитофиры очень редки. Диориты–PI(анд)до65% + Hbl15-30%±Bt±Px, ±Ol В эту

группу входят плутонические породы — диориты, кварцевые диориты, ферродиориты и их вулканические аналоги — андезито-базальты, андезиты и исландиты.

Диориты и кварцевые диориты в сравнении с габбро содержат больше щелочей (натрия и калия). Они близки по всем петрогенным элементам своим эффузивным аналогам — андезито-базальтам и

андезитам. Ферродиориты отличаются от нормальных диоритов по содержанию кремнезема, щелочей и железа. В ферродиоритах сумма щелочей не превышает 5%, а

сумма железа не спускается ниже 18%, тогда как в нормальных диоритах сумма щелочей достигает почти 8%, а сумма железа не бывает более 12%. Ферродиориты отличаются от диоритов также натриевым характером:

количество К2О в них не превышает 1%, в диоритах содержание этого оксида достигает 4%. Приведенная петрохимическая характеристика подчеркивает различие диоритов и ферродиоритов, аналогичное различию вулканических пород — андезитов и исланди-тов (ферроандезитов).

Субщелочные средне магматические горные породы

SiO2% -53-64

Na2O+K2O%-6-12

Сиениты–Пл(ол-анд) + КПШ30-75%+ РО, Пир, Би±Ол 10-20% Кварцевыесиениты+Кв(5-15%)

Ксредним породам повышенной щелочности относятся плутонические — сиениты и ряд переходных пород от сиенитов к габбро (монцониты) и к диоритам (сиенито-диориты) и вулканиче- вулканические — кайнотипные породы — трахиты, их палеотипные анало- аналоги — трахитовые порфиры

Щелочные средние

Кэтой группе относятся плутонические — сиениты щелочного ряда без фельдшпатоидов (щелочные сиениты) и щелочного с фельдшпатоидами (нефелиновые сиениты) и вулканические породы— щелочные трахиты, фонолиты и лейцитофиры.

Это сравнительно редкие образования, особенно фельдшпатоидные разновидности. <1% земнойкоры

SiO2%-53-64 Na2O+K2O%-7-21

[8,30]

Щелочные сиениты(безфшп) –(Аб+КПШ 80-85%)+щел.РО, Пир, Би(лепид)±Ол,Ti-авг Нефелиновыесиениты-(Аб+КПШ60-70%)+(щел.РО, Пир, Би(лепид) 5 -40%)+ Неф10-30%

Акцессорные–сфен, апатит, циркон, магнетит, ильменит, флюорит, эвдиалит Миаскиты–Би Мариуполиты–Аб(безКПШ)

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

28. Средние эффузивные породы нормальной щелочности

Андезито-базальты(хим. интр.аналог–диориты) (53-57% SiO2)–андезито-базальтовыепорфириты

Андезиты(хим. интр. аналог–кв. диориты,)

(57-63% SiO2),

Исландиты (хим. интр. аналог–феррогаббро) Структуры: Порфировая(андезит), афировая(исландит) Вкрапленники.Пл(бит.-анд.), Пир, РО, Мгн, Tiмгн

Осн. масса. Микролиты–андезин. Стр-рагиалопилитовая, пилотакситовая Формы и условия залегания: Андезитовый вулканизм связан с извержениями центрального типа и

образованием высоких вулканических конусов, сложенных чередованием лав и туфов(стратовулканы)

1)Лавовые потоки обычно значительно более короткие и более мощные, чем убазальтов. 2)Субвулканические тела 3)Экструзивные купола Происхождение андезитов.

1)дифференциация известково-щелочной базальтовой магмы,

2) плавление базитов или ультрабазитов в низах земной коры или в верхней мантии, смешение основных и кислых магм. Гибридная природа:образовались врезультате смшения базальтовых расплавов с более кремнекислыми магмами.

Субщелочные эффузивные породы Трахиты 1)афировые 2)порфировые

Вкрапленники: Санидин, Пл, РО, Би, МПир(Ti)

Осн.масса:Микролиты КПШ.

Структура осн. массы–трахитовая или ортофировая Условия залегания-слагают лавовые потоки, экструзивные и субвулканические тела

Происхождение:

1)Дифференциаты мантийных магм,

2)Продукты частичного плавления вещества континентальной земной коры

3)Гибридые образования

Щелочные эффузивные породы среднего состава 1)лейцитофир 2)Фонолит Лейцитовый фонолит Вкрапленники:

Санидин, Неф, Лейц, щел.Пир, щел.Амф Осн.масса:Микролиты КПШ, Неф,стекло. Структура осн. массы–трахитовая или ортофировая

Условия залегания-слагают потоки и субвулканические тела Океанические острова, рифтовые зоны

на континентах.

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

Билет 29

Нормальная щелочность

Диориты–зернистые,серо-зел,сложены плагиоклазом,рогов обманкой или пироксенами.Содержат 30-

35% цветн.минералов,при меньшем количестве их породы называют лейкократовыми,при более выском-меланократовыеКоличество плагиоклаза достигает 65%,Рог.обманка от 15 до 30.Вторичные

изменения диоритов заключаются в соссюриизации известковистого плагиоклазав замещении клипопироксена уралитом,хлоритом,эпидотом млм карбонатом.Структура гиподиоморфнозернистая Текстуры массивные однородные или пятнистые.

OrДиор. -Цв.число30-35 –мезократовые; < 30 –лейко-; >35 –мелано-

Кв.диор-несколкьо светлее диоритов,Цветное .число20-30%,содержат кварц15%,.Структура

гипидиоморфнаозернистая или типичная гранитная с идиоморфизмомплагиоклаза по отношению ко всем минералам Ферродиор-назыв. Породы ,в которых реальный состав плагиоклаза кислее андезин-лабрадора.При

выветривании хаарктерная красновато-бурая окраска,Цв.число30-43,Оливин 10-20.Характерны

субофитовые структуры Жильные

Микродиориты, диорит-порфириты. Диорит-аплиты, диорит-пегматиты.

Лампрофиры. Спессартит(РО+Пл), керсантит(Би+Пл) Условиязалегания 1)В ассоциации с гранитами, габбро, сиенитами

2)Образуют Самостоятельные мелкие штоки, дайки ,лакколиты. Ферродиориты могут быть связаны со стратиформными массивами Происхождение

1)дифференциаты основных магм

2)гибридное

Субщелочные средниемагматические горныепороды

SiO2% -53-64

Na2O+K2O%-6-12

Сиениты–Пл(ол-анд) + КПШ30-75%+ РО, Пир, Би±Ол 10-20% Кварцевыесиениты+Кв(5-15%)

Акцессорные–сфен, апатит, циркон, магнетит, ильменит Роговообманковые; пироксеновые;биотитовые Монцониты-Пл(лбр-бит) +КПШ+ Пир(30-35%)

Структуры– Гипидиоморфная(пл>пир>ро>би), Монцонитовая Жильные

Микросиенит, сиенит-порфир. сиенит-аплиты, сиенит-пегматиты.

Лампрофиры. Минетты(Би+Орт), вогезит(РО+Орт) Условия залегания

1)слагают интрузивные тела различных размеров,

2)принимают участие в строениик рупных плутонов,

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

где они ассоциируют как сгабброидами, так и с гранитоидами. Происхождение.

1)Некоторые тела сиенитов и монцонитов считаются дифференциатами субщелочных базитовых магм, 2) Сиениты и монцониты также могут быть гибридными образованиями,

которые возникают при контаминации(загрязнении) умереннощелочной основной магмы сиалическим материалом континентальной земной коры

Условияз залегания слагают самостоятельные интрузивные тела небольших размеров(лакколиты, штоки)

принимают участие в строении крупных плутонов, где они ассоциируют с другими щелочными породами Приурочены к платформенным участкам земной коры

Щелочные

Щелочные сиениты-полнокристал,слоены калиевым пш,альбитом,щелочным амфиболом илипироксеном.Содерж щелочных пш(80-85).Структура гипидиоморфнозернистаятекстура

массивная трахитоидная Нефелиновые сиениты не распростарнены,кпш+альбит=60-70%,нефелин 10-30,щелочные

фемические (10-25)Находятся в платформеных участках земли.в Ассоциации с гранитами

..Лопполиты

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

30. ПОРОДЫ КИСЛОГО СОСТАВА

Среди пород этой группы преобладают интрузивные образования, отдельные разновидности которых широко распространены и объединяются собирательным термином гранитоиды. Вулканические породы кислого состава — аналоги гранитоидов: липариты, дациты, трахилипариты, пантеллериты, комендиты распространены значительно меньше.

Гранитоидами называются зернистые, существенно полевошпатовые магматические породы, содержащие кварц как один из главных минералов. В наиболее богатых кварцем породах— гранитах

— его количество достигает 25—55, в наиболее бедных — гранодиоритах—15—25%. Содержание

темноцветных минералов варьирует от 5% в гранитах до 15—20% в гранодиоритах. По содержанию темноцветных минералов в каждой разновидности гранитоидов могут быть выделены мезо-, мелано-

илей- кократовые типы. Меланократовые разновидности редки и, как правило, представляют собой

продукт гибридизма. Существуют гранитоиды, почти совсем лишенные мафических минералов (аляскиты). В химическом составе гранитоидов SiO2 превышает 65%,много щелочей (K2O+Na2O 6,5—9%), немного кальция (СаО 0,5— 4,5%), железа B Fe 2,0—6,0%) и очень мало магния (MgO-

2,0%). Хотя химический состав колеблется в нешироких пределах, отдельные разности пород четко отличаются друг от друга по содержанию кремнезема, кальция и щелочей.

Разделение гранитоидов по минеральному составу производится по содержанию кварца, соотношению калиевого полевого шпата и плагиоклаза, по содержанию анортита в полевых шпатах

ипо составу и количеству темноцветных минералов.

Породы кислого состава со значительной долей условности могут быть разделены на породы нормальной щелочности, к которым относят граниты, гранодиориты, и их эффузивные аналоги— липариты и дациты, субщелочные — граносиениты, рапакиви и трахилипариты, щелочные — щелочные граниты, пантеллериты, комендиты.

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

Билет 31

Нормальная щелочность

Граниты-от крупно-до мелкозернистых, часто порфировидные, гипидиомрфнозернистые (гранитные)

структуры

Q (25-35%) rgi(35-40%) Pl(20-25%) Bi (5-10%)

Акцессорные минералы–апатит, циркон, ортит, магнетит, рутил, монацит Биотитовые-Роговообманковые-Мусковитовые-Двуслюдяные- Гиперстеновые–(чарнокиты) –средиархейских метаморфических толщ. Q-40% микроклин(микроклин-пертит)-48%, Pl (олигоклазилиандезин)-6% Структура–грубо-крупно-срдне-мелко зернистые,равномернозерн и порфировидные,мб

гипидиоморфнозернистой.Наиболее распр-гранитнаятекстура–гнейсовидная. Секущие и согласные

залегания.Генезис спорный.

Аляскиты-структура гранитная и микропегматитовая

Плагиограниты-Q (30-40%) KFsp(<5%) Pl(олигоклаз, андезин, лабрадор>40%) Bi, Hbl(5-10%) Акц–

апатит, циркон, ортит, магнетит, рутил, монацит Входят в состав габбро-плагиогранитных ассоциаций.

Структура гранитная, гипидиоморфнозернистая, часто с резким идиоморфизмом Pl Гранодиориты–от крупно-до среднезернистых, иногда порфировидные, гипидиомрфнозернистые(гранитные) структуры.Цветное число 10-20

Q (15-25%) KFsp(0-20%) Pl20-40, из темноцветных преобладает Hbl

Структура гипидиоморфнозернистая, края зерен Pl часто корродированы Q и KFsp Текстуры-

Такситовые, Гнейсовидная(процессы метаморфизма)

Ориентированная текстура в результате пластического первично-магматического течения Распросттранены светлыемикрозернистые жильные породы-аплиты и гиганто- и крупнозернистые лейкократовые жильные породы гранитного состава-пегматиты

Жильные гранитоиды залегают в виде жил и даек Гранитоидами сложены огромные участки земной коры По условиям залегания ,форме и раз-мерам гранитоиды,

1) залегающие в форме мигматит-плутонов(S до2 тыс. кв.км)

А)среди древних кристаллических сланцев в докембрийских щитах(магматическое замещение) Например, Балтийский, Алданский, Канадский, Ю-Африканский щиты

Б)Орогеническая стадия развития складчатых поясов(зоны мигматизации и регионального метаморфизма)

2) слагающие Батолиты

Приурочены к складчатым областям. Их объемы-nx10 кубкм, S выходов–тысячи кв.км, мощности– 10-15 км. Секущие контакты с вмещающими породами .Например, Кордильеры, Северо-восток России. Формируются во время или после складчатости. Образуют многофазные массивы,

изменяющихся во времени от кварцевых диоритов до гранитов

3)Маломощные тела–дайки, лакколиты, штоки–поразломам, малоглубинные Складчатые(режеплатформенные) участки земной коры. Например, Казахстан

4)Гранитоиды, входящие в состав сложных интрузивов вместе с магматическими породами другого состава А) габбро-плагиогранитная серия(Урал, Аппалачи, Камчатка)

Б) габбро-гранитная серия(Бушвельд, Садбери)

Субщелочные

Граносиениты:

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

PI(олиг-анд) +Qtz(15-25%)+ Hbl+ Bt+ KFS

Представляют собой фазы или фации гранитных интрузий.

Рапакиви: KFSp+ PI(олигоклаза) +Qtz+ Hbl+ Bt+Fa

овоиды Структура–порфировидная, Гипидиоморфная

Акц–апатит, циркон, ортит, магнетит, ильменит, монцонит, флюорит Формировались в суловиях малых глубин–3-5 км

Условия образования–платформенные, в ассоциации с анортозитами и платформенными гранитами

Щелочные

Грантоидеи отличаются от ране описанных не толкьо отсутствием известково-натриевого

плагиоклаза,но и наличием щелочных фемических минералов(щелочн амфиболов и пироксенов) 65щелочн.пш,,30 кварц,5-10(эгирин,биотиит и др).

СУбплатформеные и платформенные образования.

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

32. Крмнекислые горные породы. Плутонические гп.

К ним относятся гранит, гранодиорит, плгиогранит, тоналит Главные минералы:плагиоклаз, кварц, кпш+/-клинопироксен, ортопироксен, амфибол, биотит)

Граниты–от крупно-до мелкозернистых, часто порфировидные, гипидиомрфнозернистые

(гранитные) структуры

Q(25-35%) KFsp(35-40%) Pl10-15(20-25%) Bi (5-10%) . Акц–апатит, циркон, ортит, магнетит, рутил,

монацит. Биотитовые-Роговообманковые-Мусковитовые-Двуслюдяные-. Гиперстеновые– (чарнокиты) –средиархейских метаморфических толщ. Q-40%, микроклин(микроклин-пертит)-48%, Pl (олигоклазилиандезин)-6%. Структура–кристаллобластическая(нет идиоморфного Pl), текстура–

гнейсовая. Антипертиты. Секущие и согласные залегания.Генезис спорный.

Плагиограниты–Q (30-40%) KFsp(<5%) Pl(олигоклаз, андезин, лабрадор>40%) Bi, Hbl(5-10%) Акц– апатит, циркон, ортит, магнетит, рутил, монацит. Биотитовые-Роговообманковые-. Структура

гранитная, гипидиоморфнозернистая, часто с резким идиоморфизмом Pl Гранодиориты–от крупно-до среднезернистых, иногда порфировидные,

гипидиомрфнозернистые(гранитные) структуры

Q(15-25%) KFsp(0-20%) Pl20-40, из темноцветных преобладает Hbl. Структура гипидиоморфнозернистая, края зерен Pl часто корродированы Q и KFsp. Текстуры-Такситовые, Гнейсовидная(процессы метаморфизма), Планпараллельные–пластическое первично-магматическое

течение Гранитоидами сложены огромные участки земной коры

1)мигматит-плутоны(S до2 тыс. кв.км)

А)среди древних кристаллических сланцев в докембрийских щитах(магматическое замещение). Балтийский щит Б)Орогеническая стадия развития складчатых поясов(зоны мигматизации и регионального метаморфизма)

2)Батолиты. Приурочены к складчатым областям. Их объемы-nx10 кубкм, S выходов–тысячи кв.км, мощности–10-15 км. Секущие контакты с вмещающими породами. Например, Кордильеры.

Формируются во время или после складчатости. Образуют многофазные массивы, изменяющихся во времени от кварцевых диоритов до гранитов 3) Маломощные тела–дайки, лакколиты, штоки–по разломам, малоглубинные.

4) Гранитоиды, входящие в состав сложных интрузивов вместе с магматическими породами другого состава Гранитоиды повышенной щелочности

(Na2O+K2O –до10%). Главные минералы: кварц, KNaFsp, Pl, Bt, (CPx, OPx, Amph)

Граносиениты:

PI(олиг-анд) +Qtz(15-25%)+ Hbl+ Bt+ KFSp

Рапакиви: KFSp+ PI(олиг)KFSp+ PI(олиг)+ +Qtz+ Hbl+ Bt+Fa

Структура–порфировидная, Гипидиоморфная. Акц–апатит, циркон, ортит, магнетит, ильменит, монцонит, флюорит Глубиныобразования–3-5 км

Условия образования–платформенные, в ассоциации с анортозитами и платформенными гранитами Щелочные гранитоиды(Na2O+K2O > 10%)

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

33. Микрогранит(гранодиорит ит.д.), гранит-(гранодиорит ит.д.)-порфир,аплит,пегматит

•Асхистовые1) Гранит-порфиры, гранодиорит-порфирыит.д. (биотитовые, пироксеновые,

роговообманковые) •2) микродиориты

•Диасхистовые •1) аплиты •2) пегматиты

//Аплиты–жильные породы, почти без фемических минералов с аплитовой структурой–гранит- аплиты, гранодиорит-аплиты ит.д.

//Пегматиты–крупнозернистые лейкократовые жильные породы с пегматитовой структурой– пегматиты гранитного состава и т.д.

//Пегматиты слагают линзы и жилы мощностью до неск. десятков м и имеют зональность: 1 аплитовая зона 2 зона письменного гранита 3 блоковая зона

4 занорыш–полость с кристаллами дымчатого кварца до 10 м, топаза(Al2SiO4(F,OH)2,

берилла(Be3Al2Si6O18) –до5 м, сподумена(LiAlSi2O6) –до15 м

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

34. Гранитоиды. Разновидности и классификация. Структуры и текстуры. Вторичные изменения. Механизм формирования гранитоидов разных глубин. Формы залегания.

Гранитоидами называются зернистые, существенно полевошпатовые магматические породы, содержащие кварц как один из главных минералов.

SiO2 превышает 65%, много щелочей (Na2O+K2O 6,5-9%), немного Ca (СаО 0.5-4,5 %), железа (сумма Fe 2,0-6,0%) и очень мало магния (Mg 2,0%)

ГРАНИТОИДЫ НОРМАЛЬНОЙ ЩЕЛОЧНОСТИ

1.Интрузивные породы преобладают над вулканическими

2.Темноцветные–приблизительно5% -граниты

15-20% -гранодиориты

Мезократовые Меланократовые (редки) Лейкократовые Аляскиты–без темноцветных

Делятся: 1) по содержанию Q, 2) по содержанию темноцветных, 3) по содержанию Ca в Pl

----------

----------

---------- -Fsp

----------

----------

Q 15-25% гранодиорит–An20-30 25-55% гранит An10-15 K-Fsp<5% плагиогранит

>>5% граниты(доаляскитов–Pl<10%)

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

Граниты – от крупно- до мелкозернистых, наиболее богатые Qtz магматические породы, часто порфировидная структура. Состоят из из КПШ, Q, Pl и темноцветных минералов. Q (25-35%) K- Fsp(35-40%) Pl 20-25%, Bi 5-10%. Акцессорные –апатит, циркон, ортит, магнетит, рутил, монацит По структуре- грубо-, крупно-, средне- и мелкозернистые; равномернозернистые, порфировидные. Текстуры однородно-массивные, такситовые, гнейсовидные.

Вторичные изменения – глинистые миннералы и опал. Биотит переходит в хлорит. Развивается мусковит, турмалин, топаз и флюорит в рез-те метасоматических изменений.

Биотитовые- Роговообманковые- Мусковитовые- Двуслюдяные- Турмалиновые- Гиперстеновые Гиперстеновые граниты–(чарнокиты) –среди архейских метаморфических толщ. Q-40%, микроклин и микроклин-пертит - 48%, Pl (олигоклаз или андезин) - 6%

Структура–кристаллобластическая, иногда гранобластиеская (нет идиоморфного Pl), текстура– грубогнейсовидная.

Плагиограниты– Q (30-40%) K-Fsp(<5%) Pl(олигоклаз, андезин, лабрадор) >40% Bi, Hbl(5-10%).

Акцессорные –апатит, циркон, ортит, магнетит, рутил, монацит Биотитовые- Роговообманковые-

Структура гранитная, гипидиоморфнозернистая, часто с резким идиоморфизмом Pl Гранодиориты–от крупно- до среднезернистых, иногда порфировидные, гипидиомрфнозернистые

(гранитные) структуры

Q (15-25%) K-Fsp 0-20%, Pl 20-40%, из темноцветных преобладает Hbl

Вториные изменения – соссюритизация плагиоклаза, хлоритизация биотита, ро и пироксена. Структура гипидиоморфнозернистая, края зерен Pl часто корродированы Q и K-Fsp

Текстуры – однородная, такситовые, неориентированная, планпараллельные, гнейсовидная Планпараллельные – пластическое первично-магматическое течение

Трондьемиты – гранодиориты с очень малым содержанием щелочных полевых шпатов или совсем без них.

Жильные породы гранитоидов

•Асхистовые

1)Гранит-порфиры, гранодиорит-порфиры и т.д. (биотитовые, пироксеновые, роговообманковые)

2)микродиориты

•Диасхистовые

1)аплиты

2)пегматиты

Аплиты – жильные породы, почти без фемических минералов с аплитовой структурой–гранит- аплиты, гранодиорит-аплиты и т.д.

Пегматиты – крупнозернистые лейкократовые жильные породы с пегматитовой структурой – пегматиты гранитного состава и т.д.

Пегматиты слагают линзы и жилы мощностью до нескольких десятков м и имеют зональность: 1 аплитовая зона 2 зона письменного гранита 3 блоковая зона

4 занорыш – полость с кристаллами дымчатого кварцадо 10 м, топаза(Al2SiO4(F,OH)2,

берилла(Be3Al2Si6O18) –до5 м, сподумена(LiAlSi2O6) –до15 м

Гранитоидами сложены огромные участки земной коры 1)мигматит-плутоны (S до2 тыс. кв.км)

А)среди древних кристаллических сланцев в докембрийских щитах (магматическое замещение) Например, Балтийский, Алданский, Канадский, Ю-Африканский щиты

Б)Орогеническая стадия развития складчатых поясов (зоны мигматизации и регионального метаморфизма)

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

2)Батолиты

Приурочены к складчатым областям. Ихобъемы-nx10 куб.км, S выходов–тысячи кв. км, мощности– 10-15 км. Секущие контакты с вмещающими породами Например, Кордильеры, Северо-восток России

Формируются во время или после складчатости. Образуют многофазные массивы, изменяющихся во времени от кварцевых диоритов до гранитов.

3)Маломощные тела – дайки, лакколиты, штоки– по разломам, малоглубинные Складчатые (реже платформенные) участки земной коры. Например, Казахстан

4)Гранитоиды, входящие в состав сложных интрузивов вместе с магматическими породами другого состава А) габбро-плагиогранитная серия(Урал, Аппалачи, Камчатка)

Б) габбро-гранитная серия(Бушвельд, Садбери)

Кислые вулканические породы нормальной щелочности, сформированные из вязкой магмы связаны c магмофобными флюидами - CO2, NH3, SO3

Кайнотипные – липариты, дациты Палеотипные – липаритовые порфиры, Дацитовые порфириты

Стекловатые вулканические породы кислого состава принято делить на обсидианы, перлиты и пехштейны Обсидианы содержат не более 1% воды, перлиты содержат - 2,5 -6% воды

Пехштейны, или смоляные камни, отличаются повышенным содержанием воды, достигающим в некоторых случаях 10%.

Формы вулканитов кислого состава, образовавшихся из вязкой магмы.

1)Лавовые потоки. Отличаются небольшой протяженностью (первые километры) и большой мощностью (до100—150 м).

2)Экструзии. Формы куполов, усеченных пирамид и игл. Обычно они имеют высоту 50—300 м, в основании постройки в поперечнике достигают 0,5—2,5 км. Купола окружены шлейфом агломератовых брекчий, сформировавшихся в результате растрескивания и разламывания вязкой магмы в момент роста купола и обломков пород купола, образовавшихся в процессе его эрозии. 3)Пласты пирокластических пород. Достаточно высокие содержания летучих в кислых лавах и большая вязкость расплава за счет значительного количества SiO2, сильно затрудняющая отделение летучих, приводят к взрывам, образуется рыхлая пирокластическая порода — тефра, которая литифицируется в туф 4)субвулканические тела, которые обнажаются в эродированных древних толщах, где их форма и

внутреннее строение могут быть хорошо изучены.

Вулканиты кислого состава, сформированные из подвижной магмы связаны c магмофильными флюидами: P2O5, HF, Li2O, B2O3

Игнимбриты (туфолавы, спекшиеся туфы и др.) Гранитоиды повышенной щелочности (Na2O+K2O –до10%)

Граносиениты: PI(олиг-анд) +Qtz+ Hbl+ Bt+ KFSp 15-25%

Фазы и фации гранитных интрузивов.

Рапакиви: K-FSp+ PI(олиг)KFSp+ PI(олиг)+ +Qtz+ Hbl+ Bt+Fa

О в о и д ы Структура – порфировидная, Гипидиоморфная

Акц–апатит, циркон, ортит, магнетит, ильменит, монцонит, флюорит Ферродиорит-цв. мин. сильножелезистые

Вторичные

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

Глубины образования–3-5 км

Условия образования–платформенные, в ассоциации с анортозитами и платформенными гранитами Возраст(PR2-PR3

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

35. пирокластические породы — породы, образовавшиеся из обломков, выброшенных во время извержения.

Пирокластика: Тефра:

Пеплы, лапилли, Вулканические бомбы, Кристаллические пески

Туфы:

Витро- Кристалло- Лито- кластические

Агглютинаты

Туффиты

Рыхлый пирокластический материал носит название тефры. В связи с ненеустойчивостью вулканического стекла, играющего значительную роль среди пирокластического материала, тефра чрезвычайно быбыстро литифицируется и превращается в консолидированную плотплотную породу

—- туф. Пирокластические породы подразделяются по величине обломков. Размерность обломков

имеет важное зназначение, так как по ней можно судить о близости или удаленности от центров извержения. По агрегатному состоянию туфы делятся на витрокластические, состоящие из осколков тонкораспыленного вулканичевулканического стекла, т. е. вулканического пепла; кристаллокластические, сложенные преимущественно осколками минералов, и литокластические,

состоящие в значительной мере из обломков пород. В чистом виде встречаются лишь витрокластические разности. Преобладающее большинство туфов состоит из всех трех слагающих

— вулканического пепла, осколков минера-

минералов и обломков пород; в этом случае нет надобности вводить в наименование туфа указание его агрегатного состава. Это необнеобходимо лишь тогда, когда исследователь хочет подчеркнуть какакую-то характерную черту туфа, т. е. значительное преобладание в нем тех или иных

составляющих.

Остановимся на некоторых особенностях агрегатных составляющих туфов. Вулканический пепел (тонкораспыленное вулканическое стекло) встречается во всех разновидностях, размеры отдельных частичек очень малы, обычно они достигают до долей миллиметра, благодаря чему устанавливаются лишь при изучении пород под микроскопом. Форма частичек пепла в туфах кислого состава весьма характерна: они обладают рогульчатой, серповидной и копьевидной формами (рис. 46). Осколки стекол среднего или основного состава не имеют столь типичных форм.

Кристаллы минералов чаще всего встречаются в виде осколков, однако иногда выбрасываются и совершенно идиоморфные крупные кристаллы. Отличительная особенность туфов — незакономерное распределение минералов в породе. Обычно даже в пределах одного шлифа можно видеть кучные скопления минералов разных размеров и форм. Обломки родственных вулканических пород (обломки лав) могут иметь остроугольную или лепешкообразную расплющенную форму в зависимости от степени консолидации выброшенного расплава. Размер обломков пород разный (от микроскопически малого до громадных глыб (рис. 47), группирующихся вблизи жерловин). Часто при выбросе пластичного материала происходит его вращение в воздухе и образуются лапилли, имеющие до 2 см в длину, или бомбы — крупнее 2 см Наряду с широко распространенными туфами, имеющими скрепляющую массу — гидрохимически переработанный пепловый материал, встречаются разности туфов, не содержащие цемента и образующиеся за счет спекания раскаленных обломков.

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

36. Понятие о метаморфизме. Факторы метаморфизма. Прогрессивный и регрессивный (диафторез) метаморфизм.

Метаморфический процесс («метаморфозис» - превращение) - процесс перекристаллизации горных

пород в твёрдом состоянии, протекающий в недрах Земли под действием повышенных температур и давлений.

Особенности:

Неравномерен в пространстве и времени

Связан с зонами активных движений земной коры

Длительный процесс

Возникает в зонах где Т превышает фоновую

Т (ср. геотерм град. 30град/ км, 150 град – для подв. Зон)

Факторы метаморфизма

1. Температура. Т - (глубинное тепло, подводимое флюидами)

Один из главных факторов, она ускоряет химические реакции, способствует процессам перекристаллизации, увеличивает пористость порд и, таким образом, проницаемость для флюидов. Всякая реакция при метаморфизме идет либо с поглощением тепла, либо с ее выделением.

От 100 до 900-12000С. В условиях повышения температуры происходят такие эндотермические

реакции как дегидратация и декарбонатизация. Например: Al4[Si4O10](OH)8→2Al2SiO5+4H2O+2SiO2

каолинит андалузит

CaCO3+SiO2 → CaSiO3+CO2

2. Флюиды.

Непременные участники всех типов метаморфизма. Наиболее важные компоненты – H2O, CO2, CO, CH4, H2S.Главную роль при метаморфизме играют флюиды, имеющие глубинный источник. На

больших глубинах присутствуют в основном восстановленные флюиды, по мере их продвижения к поверхности они окисляются, благодаря чему выделяются значительные количества тепла. Наряду с участием в химических реакциях флюиды оказывают и каталитическое воздействие, способствуя процессам перекристаллизации, сопровождающимся растворением и переотложением.

Степень перекристаллизации зависит и от окисленности флюидов. Флюиды могут быть кислотными(H2S, CO2, Cl2, F2), щелочными (KOH, NaOH, Ca(OH)2) или нейтральными.

3. Литостатическое давление Рлит (1-10 кб и >)

Всестороннее давление определяется воздействием нагрузки вышележащих толщ, бокового давления соседних блоков и нижележащих слоев Земли.

Увеличение давления способствует:

-образованию минералов с более плотной структурой -повышению температуры плавления минералов Если Рлит.=Рфл - диагенез осадков Если Рлит.>Рфл - метаморфизм

4. Флюидное давление P флюидное

(H2O, CO2, СO, СН4, N2 и др. )

Они содержатся в порах и межзерновом пространстве практически всех горных пород. Источники флюидов - процессы дегазации в мантии, охлаждение магмы

В газово-жидком состоянии химически активные вещества двигаются из областей с высокими температурами и

давлением в зоны с низким давлением (процесс инфильтрации) и при этом : -активно участвуют в преобразовании минералов и горных пород; -повышают поровое давление газов, которое снижает растворимость минералов.

Флюид на глубине восстановленный и горячий, ближе к поверхности – окисленный и холодный Прогрессивный метаморфизм – Т и Р повышаются Регрессивный метаморфизм (ретроградный, диафторез, гидратация) – Т и Р падают

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

37. Метаморфизм и его особенности Метаморфический процесс («метаморфозис» - превращение) - процесс перекристаллизации

горных пород в твёрдом состоянии, протекающий в недрах Земли под действием повышенных температур и давлений ОСОБЕННОСТИ -Неравномерен в пространстве и времени

-Связан с зонами активных движений земной коры (Дн-Дон впадина 7 км – осадки, рифейские

осадки на Русской платформе) -Длительный процесс

-Возникает в зонах где Т превышает фоновую

Т (ср. геотерм град. 30град/ км, 150 град – для подв. Зон)

38. Типы метаморфизма

Эндогенный (глубинные флюиды, Т, Р)

Региональный тип метаморфизма. Охватывает большие территории.

Локальный тип метаморфизма. Распространяется на меньших площадях. Может быть контактовым, приразломным или следовать по осям крупных складок. Часто при локальном метаморфизме устанавливается зональность, при которой в каждой из зон наблюдается особая парагенетическая ассоциация минералов.

Космогенный (ударные волны, в астроблемах)

Метаморфические процессы, происходящие с возрастанием температуры, относятся к прогрессивному метаморфизму, часто по мере падения тем-ры н сопровождается регрессивным

метаморфизмом. В последнем, в отличие от прогрессивного, большую роль играют окисленные флюиды, он сопровождается процессами гидратации. Гидратация - присоединение молекул воды к

молекулам или ионам.

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

39. Основные факторы метаморфизма: температура, давление - литостатическое (за счет

вышележащих толщ), химически активные вещества (флюиды). Т - (глубинное тепло, подводимое флюидами)

От 100 до 900-12000С

В условиях повышения температуры происходят такие эндотермические реакции как дегидратация и декарбонатизация. Например:

Al4[Si4O10](OH)8→2Al2SiO5+4H2O+2SiO2

Каолинит андалузит

CaCO3+SiO2 → CaSiO3+CO2

Рлит - литостатическое (1-10 кб и >)

Всестороннее давление определяется воздействием нагрузки вышележащих толщ, бокового давления соседних блоков и нижележащих слоев Земли.

Увеличение давления способствует: образованию минералов с более плотной структурой повышению температуры плавления минералов

Если Рлит.=Рфл - диагенез осадков Если Рлит.>Рфл - метаморфизм

P флюидное (H2O, CO2, СO, СН4, N2 и др. )

Они содержатся в порах и межзерновом пространстве практически всех горных пород. Источники флюидов - процессы дегазации в мантии, охлаждение магмы В газово-жидком состоянии химически активные вещества двигаются из областей с высокими

температурами и давлением в зоны с низким давлением (процесс инфильтрации) и при этом :

активно участвуют в преобразовании минералов и горных пород; повышают поровое давление газов, которое снижает растворимость минералов.

Флюид на глубине восстановленный и горячий, ближе к поверхности – окисленный и холодный) Рстр – не является фактором метаморфизма Направленное давление (или стресс) возникает в глубинах и причиной его возникновения, как

правило, является перемещение крупных блоков пород в земной коре Результатом такого одностороннего воздействия является изменение и упорядоченность

ориентировки минералов в породе - своей длинной осью или плоскостью спайности они

располагаются перпендикулярно направлению давления.

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

40. Изохимические ряды и классификация процессов метаморфизма.

В зависимости от состава исходных пород при региональном метаморфизме возникают определенные виды метаморфических пород, которые по мере возрастания температуры и давления претерпевают закономерные изменения состава, структуры и текстуры. При этом образуются характерные изохимические ряды пород, представляющих собой последовательные этапы преобразования исходной породы.

Метапелиты

Метабазиты Метакарбонатные породы Метаультрабазиты Метакремнистые породы И т.д.

41. Фа́ция метаморфизма — область термодинамической устойчивости метаморфических пород , выделяемая относительно факторов метаморфизма Границы фаций – реакции

Кв+Му→КПШ+Al2SiO5

~ 6000

Кв+РО→РП+МП+Пл

~ 8000

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

42. Типоморфные метаморфические минералы. Полиморфные модификации минералов.

Типоморфные минералы - минералы, которые характерны(типичны) для определённых условий

формирования (фация, ступень метаморфизма) метаморфических пород.

Полиморфные модификации — структурные разновидности одного и того же вещества.

Al2SiO5

43. ТЕКСТУРЫ МЕТАМОРФИЧЕСКИХ ПОРОД сланцеватая

Полосчатая текстура - участки, различающиеся по

структуре, минералогическому составу, крупности зерна или цвету, чередуются в виде более или менее тонких параллельных полос

Плойчатая текстура— когда под влиянием давления порода собрана в мелкие складки Гнейсовидная текстура обусловлена параллельной ориентировкой таблитчатых или вытянутых зерен минералов при малом содержании чешуйчатых частиц, которые располагаются параллельно и обрамляют таблитчатые зерна Пятнистая текстура— наличие в породе пятен, отличающихся по цвету, составу,. устойчивости к выветриванию

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

44. Структуры метаморфических пород.

Структуры метаморфических пород возникают в процессе перекристаллизации в твёрдом состоянии, или кристаллобластеза. Такие структуры называют кристаллобластовыми.

Если реликты строения исходных пород, подвергшихся метаморфизму, сохраняются, они называются реликтовыми, или палимпсестовыми.

Катакластиеская структура. Породы, подвергшиеся деструктурным процессам, в дальнейшем легче перекристаллизовываются, и возникают типичные метаморфические породы.

По абсолютной величине кристаллов:

тонкозернистая – размер зерен 0,01-0,1 мм,

мелкозернистая – размер зерен 0,1-1 мм,

среднезернистая – размер зерен 1-5 мм,

крупнозернистая – размер зерен 5-10мм,

гигантозернистая – размер зерен больше 10 мм.Кристаллобластические структуры. По однородности размеров минералов:

гомеобластовая – зерна отличаются меньше, чем в 2 раза;

гетеробластовая – зерна отличаются больше, чем в 2 раза;

порфиробластовая – выделяются крупные кристаллы метаморфических минералов на фоне мелкозернистой основной массы.

пойкилобластовая

ситовидная –обилие мелких вростков одного минерала в крупных кристаллах другого минерала.

По форме кристаллов:

гранобластовая – характеризуется формой зерен, близкой к изометричной. Разновидностью гранобластовой структуры является роговиковая, отличающаяся взаимно прорастающими мелкозернистыми агрегатами различных минералов. Если порода состоит из изометричных зерен минералов, такую структуру называют торцовой.

лепидобластовая – структура, обусловленная широким распространением чешуйчатых минералов.

нематобластовая – структура, характеризующаяся развитием минералов удлиненно – призматических или столбчатых форм, ориентированных обычно в одном направлении.

фибробластовая – определяется по наличию минералов резко удлиненной, иногда даже волокнистой формы.

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

45.Номенклатура метаморфических пород

/ — гнейсы, 2 — лейкократовые гнейсы, 3 —полевошпатовые сланцы, 4

— полевошпатовые породы 5 — кварц-полевошпат-слюдяные (амфиболовые, пироксеновые и др.)

сланцы, 6 —полевошпат-слюдяные и др.сланцы, 7 — кварц-слюдяные (афиболовые, пироксеновые и др.) сланцы, 8 — ультрамафитовые

сланцы (слюдяные, амфиболовые, и др.)

9— кварцито-гнейсы, 10 — лейкократовые кварцито-гнейсы,

//— слюдяно-полевошпатовые (и др.) кварцито-сланцы, 12 — слюдяные (и др.) кварцито-сланцы, 13—16 — кварциы: 13 — слюдно-

полевошпатовые (и др.), 14 — слюдяные (и др.), 15 — полевошпатовые, 16 — мономинеральные,

магнетитовые и гематитовые 1.Значение приставок «орто-»(магматические) и «пара-»(осадочные)

2. Некоторые традиционные названия пород: Филлит Амфиболит Эклогит

3.Представление о существовании классификации карбонатных пород: Мраморы Силикатные мраморы (Кальцифиры)

5. Представление о существовании классификации железистых кварцитов и гематитовых и магнетитовых руд Джеспилиты, такониты

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

46. Метапелиты. Обзор основных фаций регионального метаморфизма.

1.Исходные породы – глинистые и песч-глинистые осадки, глинистые сланцы - (если был

интенсивный стресс)

много Al2O3 мало CaO K>>>Na

Состав: глинистые минералы, иллит – гидрослюда, Монтмориллонит,

каолинит Al4[Si4O10](OH)8,

орг. вещество

2. Фация филлитов.

Кончились гидрослюды и глинистые минералы. Возможный набор минералов: сер+хл+кв+альб+турм+графит+

фенгит (сер+(Mg-Fe)) + парагонит

(сер + (Na))

В этой фации начинается реакция Сер+хлор=Би Это не линия, а целая область переходов, где хл вытесняется биотитом

3.фация Хл-Му сланцев (Анд-Му и Ки-Му – субфации)

Размер зерен укрупняется, Сер преходит в Му Возможный набор минералов: Кв+Пш+Му+Хл+Хлртд+ Ставр+Гранат+графит и т.д.

4.фация двуслюдяных гнейсов и сланцев.

Сповышением Т Хл полностью вытесняется Би-ом и мы попадаем в фацию двуслюдяных гнейсов и

сланцев (Анд,Сил, Ки) – определяют субфацию глубинности)

Состав сланцев, то есть,в различных соотношениях могут присутствовать: Кв+Би+Му+Пш+Анд (Сил, Ки) + Грт+Ставр и т.д.

Грт, Анд, Ставр – часто образуют порфиробласты

5.Биотитовые

6.Анд-Корд

7.Пир-Корд

Роговики могут прослеживаться на расстояние в несколько км с уменьшением степени метаморфизма при удалении от контакта. В «сухих» контактах метаморфизма нет.

Стр-ра – роговиковая

Порфиробластовая – корд (Mg, Fe)2Al2Si5O18

8. Фация– Би-Гр сланцев и гнейсов.

Здесь исчезает Му, в соответствии с реакцией: Му+Кв = Орт + Анд (Силл, Ки) Возможные минералы: Би+Кв+Пш+Грт и т.д.

9.Фация Гр- Корд – гнейсов

Возможный состав: Кв+Пш+Корд+Гр+Би+Сил

10.Фация гранат-кордиерит-гипестеновых гнейсов

11.Фация гранат-гиперстен-силлиманитовых гнейсов

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

12. Бухиты (Низкое Рлит. Высокие Т и Рфл.)

Бухиты – контактовые роговики, возникающие при частичном плавлении вмещающих песчаников, глинистых пород и филлитов. Высокая температура внедряющихся магм вызывает разогрев вмещающих пород с образованием высокотемпературных минералов – санидина, муллита и плавлением вещества.

48. Мигматиты. Гранитизация.

Мигматит [от греч . migma - смесь] – состоит из субстрата темного цвета (меланосомы), сложенного

метаморфическими образованиями средней и высокой ступени метаморфизма (амфиболиты, сланцы) и светлого материала гранитоидного состава (лейкосомы), содержащего кварц и полевые шпаты с малым количеством цветных минералов.

Мигматиты образуют крупные тела в сочетании с гранитами и гнейсами. Он встречаются в пределах древних складчатых поясов и архейских щитов. Мигматитовые комплексы слагают существенную часть Карелии, Кольского п-ова, известны на Урале, Кавказе, Забайкалье, Скандинавии, Канаде,

Австралии и др.

ГИПОТЕЗЫ ОБРАЗОВАНИЯ МИГМАТИТОВ:

1.частичное плавление вещества при метаморфизме (анатексисе). При увеличении температуры метаморфизма, водосодержащие минералы (мусковит, частично биотит и амфибол) разлагаются, выделяют воду и создают условия для появления водонасыщенного гранитного расплава. Для анатексиса характерны глубины 10-20 км.

2.Разделение вещества при метаморфизме и перемещение компонентов (метаморфическая дифференциация).

3.Инъекционная природа мигматитов, за счет послойного внедрения гранитной магмы в метаморфические породы.

4.По представлениям Д.С. Коржинского образование мигматитов происходит в результате магматического замещения (гранитизации) при участии флюидов, которыми вызывается интенсивное замещение пород (развитие биотита, кварца, замещение плагиоклаза калиевым полевым шпатом ), приближающее их состав к составу развивающихся гранитов.

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

47. Метапелиты. Обзор фаций локального метаморфизма Роговики. Бухиты

Низкое Рлит. Высокие Т и Рфл.

Бухиты – контактовые роговики, возникающие при частичном плавлении вмещающих песчаников, глинистых пород и филлитов. Высокая температура внедряющихся магм вызывает разогрев вмещающих пород с образованием высокотемпературных минералов – санидина, муллита и плавлением вещества.

Мигматит [от греч . migma - смесь] – состоит из субстрата темного цвета (меланосомы), сложенного

метаморфическими образованиями средней и высокой ступени метаморфизма (амфиболиты, сланцы) и светлого материала гранитоидного состава (лейкосомы), содержащего кварц и полевые шпаты с малым количеством цветных минералов.

Мигматиты образуют крупные тела в сочетании с гранитами и гнейсами. Он встречаются в пределах древних складчатых поясов и архейских щитов. Мигматитовые комплексы слагают существенную часть Карелии, Кольского п-ова, известны на Урале, Кавказе, Забайкалье, Скандинавии, Канаде,

Австралии и др.

ГИПОТЕЗЫ ОБРАЗОВАНИЯ МИГМАТИТОВ:

1.частичное плавление вещества при метаморфизме (анатексисе). При увеличении температуры метаморфизма, водосодержащие минералы (мусковит, частично биотит и амфибол) разлагаются, выделяют воду и создают условия для появления водонасыщенного гранитного расплава. Для анатексиса характерны глубины 10-20 км.

2.Разделение вещества при метаморфизме и перемещение компонентов (метаморфическая дифференциация).

3.Инъекционная природа мигматитов, за счет послойного внедрения гранитной магмы в метаморфические породы

4.По представлениям Д.С. Коржинского образование мигматитов происходит в результате магматического замещения (гранитизации) при участии флюидов, которыми вызывается интенсивное замещение пород (развитие биотита, кварца, замещение плагиоклаза калиевым полевым шпатом ), приближающее их состав к составу развивающихся гранитов.

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

49.Метабазиты. Обзорфацийрегиональногометаморфизма

Исходные– породыосновныеисредние:вулканитыбазальтовогоиандези тобазальтовогосоставов, габбро, диориты, туффиты, осадочныепороды—туффогенныепесчаники, глинисто-

карбонатныеосадки1 Порфиритоиды-измененныебазальты,

подвергшиесярассланцеванию, носохранившиереликтыпервичныхструктуритекстур

парапороды—обогащеныМnиВ. ортопороды—обогащеныСо, Ni, V, Ti, Cr,

2. Фациякальцит-хлоритовыхсланцевилавсонит-пренит- пумпеллиитовыхсланцев

В зонах метаморфизма низкого давления СО2 в состав низкотемпературных метабазитов обычно входят пренит, пумпеллиит, лавсонит, цеолиты с образованием лавсонит-пренит-пумпеллиитовых

сланцев

3.Фациязеленыхсланцев широко распространена в метаморфических метабазитовых поясах, является метаморфическим эквивалентом пренит-пумпеллйитовых сланцев, возникающим при той же

температуре, но в условиях более высокого давления СО2 во флюидах.

Структура гранонематобластовая,реже лепидогранонематобластовая(приналичиихлорита) или

гранофибробластовая,когда амфибол имеет форму игольчатых кристаллов и волокон. Текстура пород обычно сланцеватая, иногда микроплойчатая.

Возможный состав:актинолит, эпидот, альбит, хлорит, кварц,кальцит и др Фиброблсто-вой стр-ой

4.Фацияголубых(глаукофановых) сланцев. Образуются привоздействии на вулканиты основного состава натриевых глубинных флюидов. Прослеживается их связь с разломами глубокого заложения. Возможный состав: Глаукофан, Хлорит, Актинолит, Эпидот, Гранат(альмандин, Карбанат, Альбит, Кварц Глаукофан-Na2Mg3Al2[Si4O11]2(OH)2Результат

аллохимического 5.Фацияэпидотовыхамфиболитов При450С–исчезаетхлорит, Акт→РО Возможныйсостав: Эп+Олиг(№10-20) +РО(бледно-зел, гол-зел). В параамфиболитах присутствуют Би, Му, Ставр Структуры:нематобластовые, гранонематобластовыемет-ма–привносNa. T-300-

400CСтруктуры?

6.Фацияамфиболитов Примерно при 600С исчезает эпидот Возможныйсостав. зелено-бураяроговаяобманка,

среднийплагиоклаз, биотитидр. Структуры: порфиробластовая, гранонематобластовая, Текстуры: массивная, ланцеватая, гнейсовидная, полосчатая, пятнистая.

7. Фациядвупироксен-плагиоклазовыхкристаллическихсланцев 750-800СРО+Кв=Пл+КПир+ОПир

В этой фации может быть устойчиваTi-ая роговая обманка Структуры–чаще всего–гранобластовые

Приповышенныхлитостатическихдавленияхвозникаютфации

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

8) эпидот-гранатовыхамфиболитов

9)гранатовых амфиболитов

10) гранат-пироксен-плагиоглазовыхсланцев

11)Эклогиты

состоят из клинопироксена с высоким содержанием жадеитового минала(омфацита) и граната гроссуляр-пироп-альмандинового состава,могут присутствовать кварца и рутил и др. минералы.

Придавлениях более12-14 кбар исчезает плагиоклаз

Разделяют коровые и мантийные эклогиты. Коровые эклогиты находятся в составе складчатых поясов и образуются в зонах субдукции. Мантийные эклогиты бразуются в результате метаморфизма океанической коры, погружающейся в мантию.

NaAl[Si2O6] –жадеит

Омфацит- (Ca,Na)(Mg,Fe,Al)Si2O6

12)Роговикиметабазитовогосостава-плотные черные породы, состоящие из плагиоклаза и т/цв

минералов(биотит, актинолит, роговая обманка, пироксены).

14)Взависимости от Т контактового мет-ма выделяются фации роговиков по мере ростаТС: 1)плагиоклаз-слюдяные(600-670); 2) плагиоклаз-биотит-роговообманковые(670-720); 3)плагиоклаз- пироксен-роговообманковые(720-860); 4) плагиоклаз-двупироксеновые(860-1050);5) ларнитовые(Ca2SiO4) испурритовые(2Ca2SiO4*СаСО3) (900-1100). Контактовыймет-

мпроисходитподвлияниемфлюидов, проникающихизмагмывпороды, вмещающиемагматическиетела.

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

1) Изучение минералов в шлифе при одном николе. (Форма. Спайность. Цвет. Свойства, обусловленные величиной показателя преломления.)

Форма минералов в породе зависит от их кристаллографических особенностей и условий кристаллизации. Изучение форм и соотношений различных минералов помогает выяснить последовательность их выделения в процессе кристаллизации магмы. В условиях свободного роста образуются кристаллы, обладающие правильными, присущими только данному минералу, очертаниями. При кристаллизации в стесненных условиях не все минералы будут обладать хорошей кристаллографической огранкой.

Минералы, имеющие собственные характерные очертания, называются идиоморфными. Минералы, приобретающие в процессе роста свою характерную форму только частично, называются гипидиоморфными. Минералы неправильной формы называются ксеноморфными.

Форма Существенное значение для диагностики минералов имеет изучение формы минеральных выделений. Все разнообразие форм минералов можно объединить в четыре главных морфологических типа:

1)минералы изометричные (гранат, оливин, лейцит, флюорит);

2)минералы призматические - удлиненные в одном направлении (пироксены, амфиболы,

апатит, турмалин, волластонит, дистен) и игольчатые (актинолит, силлиманит, эгирин);

3)минералы удлиненные одновременно в двух направлениях при наличии третьего короткого: таблитчатые (полевые шпаты) и листоватые или чешуйчатые (слюды, хлориты, серпентин, тальк);

4)минералы неправильной формы (кварц, кальцит).

Спайность – свойство минералов раскалываться при ударе или давлении по определенным направлениям (чаще всего параллельно граням). В зернах минералов, обладающих спайностью,

наблюдается система параллельных трещин, хорошо заметных под микроскопом. При микроскопическом изучении различают:

1.Весьма совершенную спайность - систему непрерывных параллельных трещин, пересекающих все

зерно;

2.Совершенную – систему прерывистых параллельных трещин;

3.Несовершенную – систему коротких параллельных, реже извилистых трещин;

Цвет минерала в шлифе зависит от избирательного поглощения лучей различной длины волны, проходящих через тонкий срез минерала.

По цвету минералов в шлифе различают окрашенные непрозрачные, окрашенные прозрачные и бесцветные прозрачные

Показатель преломления - отношение скорости распространения светового луча в ваккуме к

скорости распространения светового луча в кристалле Рельеф – выпуклость (вогнутость) минерала, обусловленная наличием вокруг зерна темной

каймы Шагрень – мелкая бугристость на поверхности минерала.

2) Изучение минералов в шлифе при двух николях. (Двупреломление. Оптическая индикатриса. Оптическая ось. Прохождение света через систему поляризатор-кристалл- анализатор.)

При двух николях (когда включен анализатор) определяют силу двупреломления минералов, ориентировку индикатрисы, а также выявляют некоторые особенности строения минералов (наличие двойников, зональности и др.). Предварительно рассмотрим некоторые понятия кристаллооптики.

Двупреломление – эффект разложения одного луча на два обнаружен в 1669 г. датским ученым Э.Бертолином при изучении исладского шпата. При рассмотрении через кристалл какого-либо

предмета, например точки, видно не одно, а два изображения. При вращении кристалла одно изображение остается неподвижным (обыкновенный луч - no), тогда как другое описывает окружность (необыкновенный луч - nе). Установлено, что кристаллы средних сингоний характеризуются двумя показателями преломления (no, ne), а кристаллы низших сингоний – тремя (ng

– большой, nm – средний, np – малый).

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

Оптическая индикатриса – это поверхность показателей преломления, построенная на направлениях колебаний световых волн. Форма индикатрисы зависит от симметрии кристалла. Оптическая индикатриса кристаллов кубической сингонии имеет форму шара, для кристаллов средних сингоний – это двухосный эллипсоид вращения (с осями Ng и Np ), для кристаллов низших сингоний – трехосный эллипсоид (с осями Ng , Nm и Np).

Оптическая ось В индикатрисах эллиптического строения имеются направления лишенные двупреломления, такие направления называются оптическими осями. В эллипсоидах вращения имеется одно такое направление (одна оптическая ось), совпадающее с осью вращения эллипсоида. Если nе>nо минерал считается положительным (ne направлен вдоль Ng), если наоборот –

отрицательным. В трехосных эллипсоидах две оптические оси (нормальные к двум круговым сечениям), острый угол между ними обозначается символом 2V. Если биссектриса 2V ось Ng минерал считается положительным, если Np – отрицательным

Прохождение 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.

Без шлифа в системе поляризатор – анализатор световая волна проходит через поляризатор, поляризуется и далее анализатором пропущена не будет, поскольку плоскость поляризации анализатора повернута на 900 к плоскости колебания волны, при этом поле зрения микроскопа

останется темным.

Номограмма Мишель-Леви Интерференционная окраска – свойство, которое используется для приближенного определения величины двойного лучепреломления минерала. Определение двупреломления производится с помощью цветной номограммы Мишель-Леви

3)Происхождение изверженных пород.

Магматические горные породы образовались в результате охлаждения и кристаллизации естественного высокотемпературного расплава — магмы. Очаги магмы периодически возникают под влиянием эндогенных процессов в пределах земной коры, из которых магматический расплав поднимается в верхние горизонты литосферы или изливается на ее поверхность в виде лавы из кратеров вулканов.

Условия кристаллизации магмы различны, она может затвердевать на различной глубине в пределах земной коры или изливаться на ее поверхность. Породы, образовавшиеся на глубине, называются интрузивными (плутоническими), а достигшие поверхности – эффузивными (вулканическими).

4) Вещественный состав магматических горных пород. (Породообразующие минералы. Второстепенные минералы. Акцессорные минералы.)

Вещественный состав магматических пород определяется их валовым химическим и минеральным составами. Оба эти качества находятся в определенной зависимости друг от друга

[1,3,6,11].

Ведущая роль SiО2 и Аl2О3 определяет минеральный состав магматических пород, сложенных

преимущественно алюмосиликатами и силикатами. По генетическому признаку породообразующие минералы делятся на первичные и вторичные.

Первичные минералы - кристаллизуются из магматического расплава, вторичные минералы -

либо замещают первичные, либо возникают как новообразования, являясь главным образом продуктами постмагматических - пневматолитовых и гидротермальных процессов.

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, они составляют более 5% общего объема породы.

Второстепенные минералы находятся в породе в незначительном количестве (1 - 5%). Их

присутствие не отражается на общем названии породы.

Акцессорные минералы содержатся в породах обычно в ничтожно малых количествах (менее 1%) в виде единичных мелких зерен и лишь в редких случаях образуют существенные скопления.