vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

Подавляющее большинство главных породообразующих минералов магматических пород (оливины, пироксены, амфиболы, слюды, полевые шпаты) представляют собой изоморфные ряды переменного химического состава. Н.Боуэн представил кристаллизацию главнейших породообразующих минералов в виде двух реакционных рядов. Один ряд представлен железо-

магнезиальными силикатами, другой — полевыми шпатами

5)Реакционный ряд Боуэна.

6) Фемические минералы магматических горных пород в шлифе. (Оливин. Пироксены. Амфиболы. Слюды.)

характеризующихся высоким содер. Fe и Mg. К этой гр. относятся оливины, пироксены. Существенной особенностью минералов этой группы является темная окраска – черная или зеленая различных оттенков.

Группа оливина Оливин (Mg, Fe)2[SiО4] – ромбический, ng= 1,669-1,975; пт= 1,651-1,865; np= = 0,033-0,048; оптически двуосный, 2V около 90°, ориентировка оптической индикатрисы: ng || a; nm || c. Оливин является членом изоморфного ряда двух минералов – форстерита

– Mg2 SiO4 и фаялита – Fe2SiO4. По мере увеличения железистости от форстерита к фаялиту

закономерно увеличивается светопреломление и двупреломление минералов. В шлифе оливин бесцветный. Форма зерен изометричная, реже ромбовидная. Спайность, как правило, не наблюдается. Рельеф минерала высокий. Цвета интерференции яркие, достигают третьего порядка. Оливин минерал нестойкий. Он замещается преимущественно иддингситом и серпентином. Оливин

характерен для основных и ультраосновных пород в парагенезисе с пироксенами и основными плагиоклазами.

Группа пироксенов Пироксены образует изоморфные ряды ромбических и моноклинных минеральных видов. В магматических породах наиболее распространены: энстатит, гиперстен, диопсид и авгит.

Энстатит Mg2[Si206] – ромбический, ng= 1,660; nm= 1,653; np = 1,651; ng-nр = 0,009. Оптически двуосный, положительный. 2V=54°. Ориентировка оптической индикатрисы: ng||c. В шлифе минерал

бесцветный. Спайность обнаруживает в одном и в двух направлениях, что зависит от направления среза минерала плоскостью шлифа. Рельеф резкий. Цвета интерференции не выше белого. Погасание прямое. Удлинение положительное. Энстатит – породообразующий минерал ультраосновных и основных пород – перидотитов, габбро-норитов. Встречается в базальтах и андезитах.

Гиперстен (Mg, Fe)2[Si2O6] – ромбический, ng = 1,731; nm = l,728; np = 1,718; ng-np=0,013.

Оптически двуосный, отрицательный. 2V=45°. Ориентировка оптической индикатрисы: ng||c. В шлифе слабо плеохроирует от светло-зеленоватого цвета по ng до светло-розового по nр. Рельеф

высокий. Цвета интерференции до оранжевого первого порядка. Погасание в удлиненных разрезах с тонкими трещинами спайности – прямое; в остальных разрезах угол погасания может достигать 10°. Удлинение положительное. Продукты вторичных изменений – серпентин, магнетит. От

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

моноклинных пироксенов отличается слабым плеохроизмом, прямым погасанием и низкими цветами интерференции. Гиперстен – минерал основных и ультраосновных пород, где он ассоциирует с моноклинными пироксенами, оливином и основными плагиоклазами.

Диопсид Са, Mg[Si2O6] – моноклинный, Минерал в шлифе бесцветный, иногда слабо-

зеленоватый или сероватый. Образует неправильные слегка удлиненные зерна, в удлиненных разрезах наблюдается спайность в одном направлении, в поперечных разрезах - в двух под углом 87°.

Рельеф высокий, положительный. Цвета интерференции до желтых второго порядка. Угол погасания косой. Знак удлинения не характерен. Наблюдаются простые и полисинтетические двойники. По диопсиду развивается светло-зеленая волокнистая роговая обманка (уралит), хлорит, эпидот,

кальцит. Диопсид встречается в ультраосновных и основных породах совместно с оливином, ромбическими пироксенами и основными плагиоклазами, а также в метаморфизованных карбонатных породах.

Авгит (Са, Mg, Fe+2, Fe+3, Ti, Al)2 [(Si, Al)2O6] – моноклинный, ng = 1,703-1,761; nm = 1,672-1,741; np= 1,671-1,735; ng - nP = 0,018-0,033. Оптически двуосный, положительный, 2V=58-62°.

Ориентировка оптической индикатрисы: cng =43—44°. В шлифе слегка зеленоватый или буроватый.

Спайность отчетливая; в разрезах, перпендикулярных призме, угол между трещинами спайности равен 87°. Рельеф высокий, положительный. Цвет интерференции до зеленого второго порядка. Угол погасания, близкий к 45°, и поэтому удлинение нехарактерно. Авгит замещается светло-зеленой роговой обманкой, иногда эпидотом, хлоритом, кальцитом. Авгит - типичный минерал ультраосновных и основных пород, а также андезитов - эффузивных пород среднего состава.

Эгирин Na, Fe+3[Si2O6J – моноклинный, ng= 1,800-1,836; nm= 1,780-1,820, np = 1,750-1,776; ng – nh = 0,040-0,060. Оптически двуосный, отрицательный. 2 V=60°. Ориентировка оптической индикатрисы: спр = 0-10°. В шлифе густо окрашен. Плеохроирует от темно-зеленого цвета по nр до буровато-зеленого или желтовато-бурого по ng Рельеф очень высокий. Цвета интерференции второго

и третьего порядков. Погасание, близкое к прямому. Удлинение отрицательное. Эгирин характерен для щелочных магматических пород, таких как нефелиновые сиениты, щелочные граниты и др.

Группа амфиболов Амфиболы образуют серии твердых растворов, важной химической особенностью которых является присутствие в их составе гидроксильной группы [ОН], нередко вместе с F или Cl. Наличие в амфиболах гидроксила, фтора и хлора указывает то, что их кристаллизация происходит при участии летучих компонентов. В магматических породах часто наблюдается замещение пироксенов амфиболами, что свидетельствует о более поздней кристаллизации последних. Наиболее распространены: обыкновенная роговая обманка, базальтическая роговая обманка и арфведсонит

Обыкновенная роговая обманка Са2Nа(Mg,Fe)4(A1Fe)[(SiA1)4О11]2[ОН,F]2, моноклинная, ng= 1,664-1,704; nm = 1,637-1,697; np = 1,630-1,678; ng - nv = 0,014-0,026. Оптически двуосная,

отрицательная. 2 V от 63 до 87°. Ориентировка оптической индикатрисы: c:ng от 15 до 27°. В шлифе плеохроирует от темно-зеленого и буровато-зеленого до бледно-зеленого. В сечениях,

перпендикулярных длинной оси, дают ромбовидные или шестиугольные разрезы с четкой спайностью под углом 56°. Рельеф отчетливый, положительный. Цвета интерференции от оранжевого первого порядка до зеленого цвета второго порядка. Угол погасания обычно около 15— 20°. Удлинение положительное. В качестве вторичных минералов по роговой обманке развиваются хлорит, актинолит, эпидот, кальцит. Этот минерал широко распространен в магматических и метаморфических породах.

Базальтическая роговая обманка представляет собой разновидность роговой обманки с повышенным содержанием Fe2O3 и ТiO2, что обусловливает более густую окраску и сильный плеохроизм от буровато-коричневого до светло-желтого. Двупреломление колеблется в широких пределах – от 0,018 до 0,070. Угол угасания cng = 0-18°. Удлинение положительное. Базальтическая

роговая обманка характерна для свежих эффузивных пород – андезитов.

Арфведсонит Na3(FeMg)4 (FeAl)[Si4On]2[OH, F]2, – моноклинный, ng= 1,698; nm= 1,696; nр= 1,693; ng - nv = 0,005. Оптически двуосный, переменного знака. 2V около 90°. Ориентировка оптической индикатрисы: с nр = 14-20°. В шлифе сильно плеохроирует от зеленовато-желтого или серого до густо-синего или зеленого, фиолетового. Рельеф резкий. Характеризуется очень низким

двупреломлением. Удлинение отрицательное. Арфведсонит – типичный минерал глубинных

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

щелочных магматических пород (нефелиновых сиенитов), где встречается в ассоциации с нефелином и эгирином.

Группа слюд Минералы группы слюд представляют собой алюмосиликаты сложного переменного состава с постоянным присутствием гидроксила [ОН], который может замещаться F. Кристаллохимическая структура слюд характеризуется наличием плоских слоев, состоящих из алюмокислородных и кремнекислородных траэдров, скрепленных катионом К и в отдельных минеральных видах — катионами Mg, Fe, А1.Наиболее распространенными минералами этой группы являются биотит и мусковит.

Биотит K2(MgFe+2)3[Si3A1О10][OH, F]2 – моноклинный, ng = nm= 1,605-1,696; np= 1,565-1,625, ng

– nр = 0,040—0,080. Оптически отрицательный, почти одноосный, 2V = 0° - 10°. Ориентировка оптической индикатрисы: ang = 0°, иногда до 9°. В шлифе, в разрезах, перпендикулярных к плоскостям спайности, резко плеохроирует от коричневого, темно-бурого, буровато-красного, темно- зеленого цвета до бледно-желтого. Цвета интерференции очень высокие, но маскируются

собственной окраской минерала. Погасание прямое, неравномерное, «искристое». Удлинение положительное. В биотите часто встречаются включения мелких зерен радиоактивных минералов, вокруг которых образуются густоокрашенные плеохроичные ореолы. Наиболее типичным вторичным минералом по биотиту является хлорит. Биотит очень широко распространен. Это типичный минерал кислых и средних магматических пород, а также обычный минерал метаморфических пород.

Мусковит KAl2[Si3A1О10] [OH]2. – моноклинный, ng = 1,588-1,624; nm = 1,582-1,619; nр = 1,522- 1,570; ng – nр = 0,036-0,054. Оптически двуосный, отрицательный. 2 V о= 35 - 50°. Ориентировка оптической индикатрисы: ng||b, nр /\ с. В шлифе наблюдаются неправильные листочки, чешуйки,

иногда удлиненные сечения с тонкими трещинами спайности. В этих разрезах минерал обладает отчетливой псевдоабсорбцией и высокими цветами интерференции до третьего порядка. В сечениях, параллельных плоскостям спайности, цвета интерференции низкие, обычно белые, желтые первого порядка. Погасание «искристое», прямое. Удлинение положительное. В качестве первичного минерала мусковит встречается в гранитах, пегматитах, широко распространен в метаморфических породах.

7) Салические минералы магматических горных пород в шлифе. (Полевые шпаты.

Фельдшпатиды. Кварц.) К группе салических минералов относятся полевые шпаты, фельдшпатиды и кварц. В отличие от фемических минералов все салические минералы светлоокрашены, в шлифах бесцветны, имеют низкие показатели преломления и низкое двупреломление.

Полевые шпаты – группа наиболее распространенных минералов земной коры, которые составляют около 60% всей ее массы и являются главными компонентами большинства магматических, метаморфических и некоторых осадочных пород. По химическому составу полевые шпаты представляют собой алюмосиликаты Na, К, Са имеют каркасную структуру и образуют изоморфные ряды. Наиболее распространенными полевыми шпатами являются натриево-кальциевые полевые шпаты (плагиоклазы) и натриево-калиевые полевые шпаты (калишпаты).

Плагиоклазы представляют собой непрерывный ряд твердых растворов двух компонентов – альбита Na[A1Si3O8] и анортита Са[А12Si3O8]. В зависимости от процентного содержания анортита все плагиоклазы разделяются по номерам на следующие минеральные виды: альбит № 0-10, олигоклаз № 10-30, андезин №30-50, лабрадор № 50-70, битовнит № 70-90, анортит № 90-100. По количеству SiO2 плагиоклазы делятся на кислые № 0-30, средние № 30 - 50 и основные № 50- 100.

Для крайних членов изоморфного ряда плагиоклазов характерны следующие оптические константы:

альбит - ng=1,538; nm=1,531; nр=1,527; ng–nр=0,010; 2V=+75°;

анортит - ng=1,590; nm=1,585; nр=1,577; ng–nр=0,013; 2V=-77°.

В шлифе наиболее характерны для плагиоклазов прямоугольные, иногда резко удлиненные сечения. Спайность совершенная и проявляется в виде тонких трещин в одном или двух направлениях.

Показатели преломления плагиоклазов близки к показателю преломления бальзама: у кислых они несколько ниже, у средних и основных – несколько выше. Часто образуются кристаллы с зональным строением. В прямой зависимости от состава находится температура кристаллизации плагиоклазов: для альбита она равна 1100°С; дляанортита – 1550° С. Установлена зависимость

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

ориентировки оптической индикатрисы от химического состава плагиоклазов, что позволяет определять состав плагиоклаза оптическими методами (подробнее вопрос рассматривается на практических занятиях). В качестве продуктов вторичных изменений по кислым и средним плагиоклазам развивается серицит, по основным — тонкозернистый агрегат альбита и цоизита с примесью кальцита и серицита, известный под названием соссюрита. Плагиоклазы широко распространены и в магматических и в метаморфических породах. Альбит характерен для щелочных магматических пород. Плагиоклазы, бедные анортитовой составляющей, присутствуют в кислых магматических породах – гранодиоритах, гранитах; средние плагиоклазы являются существенной составной частью диоритов и сиенитов; основные плагиоклазы типичны для габбро-базальтов.

В группе калишпатов выделяется несколько минеральных видов, среди которых широкое распространение имеют санидин, ортоклаз и микроклин. По химическому составу эти минералы отвечают формуле К [A1Si3O8], но, как правило, содержат незначительную примесь Na.

Для калишпатов характерны следующие оптические константы:

санидин – ng=1,526-1,531; nm=1,525-1,530; nр =1,525-1,519; ng–nр=0,006-0,007; 2V от -20° до -500;

ортоклаз – ng=1,524-1,535; nm=1,522-1,533; nр=1,518-1,528; ng–nр = 0,06-0,007. 2V от -70°до 840;

микроклин – ng=1,521-1,530; nm=1,518-1,526; nр=1,514-1,523; ng–nр=0,007. 2V от -70°до 840.

Для минералов этой группы наиболее типична розовая окраска. В шлифе они бесцветны, их

показатели преломления ниже канадского бальзама, цвета интерференции низкие, серые. Санидин встречается только в неизмененных эффузивных породах — риолитах, трахитах и фонолитах, ортоклаз и микроклин находятся в ассоциации с комплексом минералов кислых и щелочных магматических пород, а также присутствуют в некоторых породах метаморфического и осадочного генезиса.

Фельдшпатиды – группа каркасных щелочных силикатов алюминия, которые кристаллизуются вместо полевых шпатов из магмы, недонасыщенной кремнеземом при соответствующем избытке щелочей (К2О и Na2О).

Среди минералов этой группы наибольшим распространением пользуются нефелин и лейцит.

Нефелин Na2K[A14Si4O16] – гексагональный, ng=1,529-1,546; nр=1,526-1,542; ng–nр=0,003-0,005.

Оптически одноосный, отрицательный. Ориентировка оптической индикатрисы: ng||c. В шлифе

бесцветный. Разрезы плоскостью шлифа имеют вид широких прямоугольников, квадратов, реже шестиугольников. Показатель преломления нефелина очень близок к показателю преломления бальзама и поэтому при одном поляризаторе минерал не виден. Цвета интерференции очень низкие, темно-серые. Прямое погасание. Очень характерны мельчайшие включения иголочек эгирина.

Нефелин замещается содалитом, канкринитом, цеолитами, серицитом.

Лейцит K[AISi2O6] – тетрагональный, ng=1,509; nр =1,508 ng – nр= 0,001. Оптически положительный. 2 V очень мал. Лейцит диморфен: при температуре выше 620° он имеет кубическую

сингонию, ниже этой температуры преобразуется в тетрагональную модификацию. В шлифе бесцветен, легко узнается по округлым и восьмиугольным сечениям, полной или почти полной изотропности и отрицательному рельефу. Лейцит легко изменяется и переходит в свежих эффузивных породах в анальцим, а в сильно измененных - в псевдолейцит, представляющий собой

псевдоморфозы ортоклаза и серицита или нефелина и альбита по лейциту. Является типичным высокотемпературным минералом щелочных эффузивных пород.

Нефелин и лейцит - типичные минералы щелочных пород - нефелиновых сиенитов и

фонолитов.

Группу кварца составляет ряд полиморфных модификаций кремнезема (α-кварц, β-кварц,

тридимит, кристобалит и др.), образующихся при различных температурных условиях. Низкотемпературная модификация α – кварц, или просто кварц – SiO2, является одним из наиболее

распространенных минералов земной коры.

Кварц SiО2 – тригональный, ng= 1,553; nр = 1,544; ng – nр = 0,009. Оптически одноосный,

положительный. Ориентировка оптической индикатрисы: В шлифе кварц бесцветный, прозрачный без спайности. Показатель преломления немного больше бальзама. Рельеф и шагреневая поверхность не заметны. Цвета интерференции серые, белые. В деформированных породах кварц

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

приобретает весьма характерное волнистое погасание. Этот минерал не имеет продуктов вторичных изменений и поэтому его присутствие увеличивает устойчивость породы к процессам выветривания. Кварц – существенная составная часть кислых магматических, многих метаморфических и осадочных пород.

7)

8)Акцессорные минералы магматических горных пород в шлифе.

Ильменит (титанистый железняк) FeTiO3 – тригональный, образует таблитчатые и ромбоэдрические кристаллы. В шлифе черный, непрозрачный. В отраженном свете желто-бурый.

Замещается лейкоксеном (мелкозернистым агрегатом сфена). Развит в магматических породах ультраосновного и основного состава, где иногда образует промышленные скопления.

Хромит – FeCr2O4 - кубический. Цвет черный. Обычно встречается в виде неправильных зерен.

В шлифе в отраженном свете – серый, непрозрачный. Постоянный компонент ультраосновных пород. Встречается в парагенетической ассоциации с минералами группы платины.

Магнетит Fe+2Fe2+3О4 – кубический. Цвет железно-черный. В шлифе в отраженном свете –

серый. Широко распространен в породах различного генезиса. В основных и ультраосновных породах нередко играет роль главного породообразующего минерала.

Сфен (титанит) — CaTi[SiO4] - моноклинный. В шлифе буроватый, слабо плеохроирующий,

иногда бесцветный. Рельеф и шагреневая поверхность высокие. Цвета интерференции – белые высшего порядка. Широко распространен в магматических и метаморфических породах.

Апатит Са5(РО4)3(ОН,F,C1) - гексагональный. В шлифе обнаруживается в виде удлиненных

прямоугольных и шестиугольных разрезов или неправильных зерен. Рельеф и шагреневая поверхность отчетливые. Цвета интерференции темно-серые. Погасание прямое. Удлинение

отрицательное. Минерал стойкий. В качестве акцессорного минерала встречается во всех группах магматических пород. В щелочных породах образует сплошные зернистые массы, дающие промышленные концентрации, встречается также в метаморфических и осадочных породах.

Циркон Zr[SiO4] – тетрагональный. Часто содержит примеси радиоактивных элементов. В

шлифе бесцветный. Рельеф высокий. Цвета интерференции яркие, высокие Погасание прямое. Удлинение положительное. В биотите и роговой обманке вокруг кристаллов циркона обычно образуются темные плеохроичные ореолы вследствие разложения радиоактивных примесей. Циркон распространен в кислых и щелочных породах. Минерал стойкий, поэтому при разрушении магматических пород попадает в россыпи.

Турмалин Na(FeMg)3А13[ВзА1зSi6О27ОН3] – сложный боро-силикат переменного химического

состава, тригональный. В шлифе окрашен в коричневые, реже синие и зеленые цвета различных оттенков, иногда зонально распределяющиеся в кристалле. Отличается резким плеохроизмом с сильным поглощением обыкновенного луча, поэтому кристалл, поставленный удлинением перпендикулярно к плоскости световых колебаний поляризатора, становится темным, вдоль плоскости колебаний – светлым. Рельеф и шагреневая поверхность резкие. Цвета интерференции до второго порядка. Погасание прямое. Удлинение отрицательное. Минерал стойкий. Широко распространен в пегматитах, встречается в гранитах, а также в некоторых метаморфических породах.

9)Вторичные минералы магматических горных пород в шлифе.

Серпентин – Мg3[Si2O5][ОН]4, моноклинный. В шлифе бесцветный или чуть зеленоватый.

Имеет волокнистое или пластинчатое строение. Показатель преломления близок к бальзаму. Двупреломление 0,004-0,006, что обусловливает низкие серые цвета интерференции. Развивается по

оливину.

Актинолит - Ca2(MgFe) 8[Si4O11]2[OH]8, моноклинный. В шлифе плеохроирует от бледно- зеленого цвета по ng до бесцветного по nр. Характеризуется специфической амфиболовой спайностью под углом 56°. Рельеф отчетливый. Цвета интерференции до второго порядка. Угол погасания cng = 14-17°. Удлинение положительное. Встречается как продукт постмагматических изменений

пироксенов. Широко распространен в качестве главного породообразующего минерала в метаморфических породах.

Хлорит (пеннин) - (Mg,Fe)8А1[А1Si3O10]×[OH]8 слюдоподобный магнезиально-железистый алюмосиликат сложного состава, моноклинной сингонии. Обычно зеленого и темно-зеленого цвета.

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

В шлифе имеет бледно-зеленую окраску с отчетливым плеохроизмом. Рельеф чуть выше бальзама. Очень характерны низкие аномальные цвета интерференции - чернильно-синие, фиолетово-серые,

бурые. Хлорит широко распространен во всех генетических группах горных пород, особенно в метаморфических породах. В магматических породах хлориты развиваются по биотиту, роговой обманке, пироксену, вулканическому стеклу.

Эпидот - Ca(AlFe)3(OH)(SiO4)3, моноклинный. В шлифе бесцветный или слабо плеохроирующий от бесцветного до бледно-зеленовато-желтого цвета. Рельеф резкий.

Интерференционная окраска аномальная, синяя, зеленая, красная, желтая, пятнами распределяющаяся по зерну. Эпидот развиваются по пироксенам, амфиболам, иногда в небольшом количестве по основным плагиоклазам. Широко распространен в метаморфических породах.

Серицит — обогащенная водой тонкочешуйчатая разность мусковита. В шлифе имеет вид тончайших чешуек, рассеянных по плагиоклазам. В более крупных чешуйках обнаруживает свойства, аналогичные мусковиту. Серицит - типичный продукт вторичных изменений плагиоклазов.

Широко распространен в некоторых типах метаморфических пород.

10 Структуры магматических горных пород. Типы структур по степени кристалличности:

•полнокристаллические структуры, возникающие в глубинных условиях, обычно при медленно остывании магмы и часто при наличии летучих компонентов;

•неполнокристаллические структуры, свойственные породам, кристаллизующимся в

гипабиссальных, иногда поверхностных условиях;

•стекловатые структуры, возникающие при быстром охлаждении магмы, что типично для лавовых образований.

Типы структур по размерам составных частей:

•явно-кристаллические (фанеритовые), зерна которых различимы не вооруженным глазом;

•скрытокристаллические (афанитовые), зерна которых не различимы без микроскопа.

•По размерам зерен среди фанеритовых пород выделяют:

•грубозернистые( размер зерен более 10 мм);

•крупнозернистые (5 – 10 мм);

•среднезернистые (2 - 5 мм);

•мелкозернистые (2 - 1 мм);

•тонкозернистые (менее 1 мм).

По относительным размерам составных частей выделяются два типа структур:

равномернозернистые и неравномернозернистые структуры Равномернозернистыминазываются структуры пород, сложенных минеральными зернами

примерно одинаковых размеров.

Неравномернозернистые структуры характеризуются присутствием минеральных зерен резко различных размеров. Среди них выделяют разновидности: сериальную, порфировидную и порфировую.

Типы структур по форме и взаимоотношениям составных частей Структуры интрузивных (полнокристаллических) пород

Среди полнокристаллических структур по форме и взаимоотношениям составных частей выделяются несколько групп:

•аллотриоморфнозернистые (аллотриоморфные);

•панидиоморфнозернистые (панидиоморфные);

•структуры обрастания (реакционные).

•структуры включений (прорастания);

•гипидиоморфнозернистые (гипидиоморфные);

Структуры эффузивных (стекловатых и неполнокристаллических) пород

В качестве структурных элементов в эффузивных породах выделяются порфировые выделения (вкрапленники) и основная масса. Для эффузивных пород типичны порфировые структуры и в зависимости от размеров вкрапленников, их количества и распределения выделяются эвпорфировые,

микропорфировые, криптовые и гломеропорфировые структуры. Если же эффузивная порода целиком состоит из основной массы, то структура называется афировой. Структуры основной массы

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

часто обнаруживают отчетливую зависимость от химизма породы и, таким образом, точное определение структуры эффузивной породы помогает правильному определению ее состава. Среди структур основной массы выделяются следующие наиболее распространенные группы:

стекловатые, микрозернистые и микролитовые. Стекловатые (гиалиновые, витрофировые) структуры

отмечаются в вулканических породах, сложенных, преимущественно аморфным, нераскристаллизованным стеклом, которое не действует на поляризованный свет. Иногда в стекле обнаруживаются кристаллиты – мельчайшие зародыши кристаллов. Среди стекловатых структур выделяют две разновидности: витропорфировую (гиалопорфировую) и перлитовую

Микрозернистые структурыхарактеризуются присутствием в породе очень мелких зерен различных минералов, видимых только под микроскопом, для которых характерна форма близкая к субизометричной. Среди микрозернистых структур выделяют следующие разновидности:

микрогранитовая, микропегматитовая, ортофировая, нефелинитовая, сферолитовая, вариолитовая, фельзитовая.

Микролитовые структуры

характерны для основной массы основных и средних эффузивных пород. Они отличаются присутствием в основной массе микролитов полевых шпатов, имеющих игольчатую, либо длиннопризматическую форму. Наряду с микролитами в основной массе обычно присутствует вулканическое стекло, относительные количества которого могут изменяться в широких пределах. Среди микролитовых структур выделяются многочисленные разновидности, наиболее распространенными из которых являются интерсертальная, гиалопилитовая (андезитовая), пилотакситовая и трахитовая.

10)

11)Текстуры магматических горных пород.

Текстура – совокупность признаков определяемая расположением и распределением составных частей породы относительно друг друга, в занимаемом пространстве

явно-кристаллические (фанеритовые), зерна которых различимы не вооруженным глазом; скрытокристаллические (афанитовые), зерна которых не различимы без микроскопа.

По размерам зерен среди фанеритовых пород выделяют: грубозернистые ( размер зерен более 10 мм);

крупнозернистые (5 – 10 мм); среднезернистые (2 - 5 мм); мелкозернистые (2 - 1 мм);

тонкозернистые (менее 1 мм).

По взаиморасположению:

1 Однородная - текстуры характеризуются равномерным распределением в породе

минеральных зерен различного состава, размера, формы и отсутствием их ориентировки

2 Неоднородная:

Шлировая (такситовая) характеризуется наличием в породе участков, которые отличаются от остальной массы по минералогическому составу или по структурным особенностям, либо по обоим этим признакам одновременно

Полосчатая- Отличительным признаком этого типа текстур является наличие в породе полос

разного минерального состава или структуры

Гнейсовидная (гнейсовая)- характерна для равномернозернистых кристаллических пород, в которых темноцветные минералы листовой или столбчатой формы (биотит, роговой обманка) обнаруживают отчетливую субпараллельную ориентировку

Трахитоидная текстура - свойственна полнокристаллическим породам и характеризуется

субпараллельным расположением лейст и длиннотаблитчатых индивидов калиевых полевых шпатов, либо плагиоклазов

Флюидальная текстура- встречается в эффузивных породах и выражается в субпараллельном расположении микролитов полевых шпатов, удлиненных индивидов других минералов и каких-либо включений, которые вытягиваются в направлении течения потока,

преимущественно, вязкой застывающей лавы

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

По способу заполнения пространства:

Плотная (характеризуется тем, что магматическая масса целиком заполняет пространство ею занятое)

пористая (отличается присутствием в породе пор и пустот. Пористая текстура образуется в результате активного выделения газов, растворенных в магматическом расплаве):

шлаковая (поры и пустоты не заполнены вторичными минералами), миндалекаменная, шаровая, подушечная)

Миндалекаменная (поры и пустоты в эффузивных породах оказываются заполненными более поздними вторичными минералами)

Миароловая (характеризуется наличием полостей, либо неправильных угловатых пустот, ограниченных гранями гипидиоморфных кристаллических зерен)

Шаровая (характеризуется наличием шаровых и эллипсоидальных образований) Подушечная (наблюдается в породах, образовавшихся при подводном излиянии лавовых

расплавов)

12 Классификация магматических горных пород. При классификации магматических горных пород геологами Казахстана довольно успешно используется «Классификация и номенклатура магматических горных пород» (1981), разработанная Терминологической комиссией Петрографического комитета АН СССР (рисунок 14).

Рисунок 14 – Систематика магматических горных пород

1 - область распространения

химических составов магматических горных пород, 2-

граница между породами нормального (внизу) и субщелочного (вверху) рядов, 3 -

граница между породами щелочного (вверху) и субщелочного (внизу) рядов, 4 - «поля неопределенности», 5 -

граница распространения кварца

>5%

Генеральная систематика предусматривает выделение пяти

главных номенклатурных единиц — типа, класса, группы, ряда и семейства горных пород.

1.Тип горной породы характеризует способ ее образования, т.е. имеется в виду ее генезис — магматический, осадочный и др.

2.Магматические горные породы по фациальным признакам можно разделить на два основных класса — плутонических и вулканических горных пород. При определении класса следует учитывать не только петрохимические и петрографические признаки пород, но и геологические данные. Фациальные признаки отражают глубину и скорость застывания магматической горной породы, условия ее кристаллизации.

3.Магматические породы по содержанию кремнезема подразделяются на четыре группы:

Границы между этими группами магматических пород в известной мере являются условными, так как между породами разных групп существуют постепенные переходы. Рекомендуемые границы обоснованы статистическим анализом геологическидостоверного фактического материала.

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

Граничные линии (рисунок 14) соответствуют статистическим минимумам, а заштрихованные площади – «полям неопределенности».

4.Важным показателем, используемым в классификационных целях, является содержание в магматической горной породе щелочей. Этот признак может быть выражен, в частности, через

отношение суммы содержаний щелочей (Nа2О+К2О) к SiO2. В соответствии с вариациями этого

отношения выделяются три ряда горных пород: нормальной щелочности, с повышенным содержанием щелочей (субщелочные) и щелочные горные породы. Последние, выделены по появлению в них фельдшпатоидов, и (или) щелочных темноцветных силикатов – пироксенов, и (или) щелочных амфиболов.

Граница между породами нормального ряда и субщелочными проводится по появлению в последних Ti - содержащих пироксенов, биотита (основные и средние горные породы), щелочных

полевых шпатов (основные породы) и заметному преобладанию щелочных полевых шпатов над плагиоклазом (средние и кислые горные породы).

Между субщелочными и щелочными породами граница проводится по наличию фельдшпатоидов и (или) щелочных темноцветных минералов. В кислых и частично средних породах, когда фельдшпатоиды практически отсутствуют, для разграничения субщелочного и щелочного рядов учитывается присутствие в раскристаллизованных породах щелочных темноцветных минералов (эгирин, рибекит, арфведсонит), а в стекловатых — значение коэффициента агпаитности больше единицы.

5.Под семейством понимается совокупность магматических горных пород сходного минерального состава, принадлежащих одной группе и одному ряду. В пределах семейства выделяют виды и подвиды..

Для графического изображения генеральной систематики магматических горных пород принята

диаграмма SiO2 - (Nа2О+К2О), учитывая, что SiO2, Nа2О и К2О являются главными количественными параметрами, определяющими группы (SiO2) и ряды (Nа2О+К2О) магматических пород.

12)

13)Характеристика ультраосновных пород.

Горные породы группы ультраосновных пород (ультрабазитов) распространены ограниченно и представлены преимущественно интрузивной фацией. Эффузивные аналоги и жильные образования здесь крайне редки. Для химического состава рассматриваемой группы характерно низкое содержание кремнезема (SiO2 =30 - 44%), а сумма К2О и Na2O ничтожна, только в пикритах превышает 1%, высоки содержания магния, (MgO = 10 -50%) и железа (FeO+Fe2O3 достигает 12%), низки СаО и Al2О3 (таблица 1). Особенности химизма обусловливают специфику минерального

состава пород, главными породообразующими минералами здесь являются железомагнезиальные силикаты – оливины и пироксены. Большую роль играют рудные минералы.

В составе интрузивных пород группы выделяются дуниты и оливиниты, перидотиты и пироксениты

Дуниты и оливиниты — породы темно-зеленого, почти черного, цвета, на выветрелой поверхности которых образуется типичная бурая железистая корка. Породы равномерно-

мелкозернистая или среднезернистая. Текстура массивная. Породы почти мономинеральные, состоящие из зерен оливина в количестве 85— 100% с примесью магнетита в оливинитах или хромита в дунитах. В небольшом количестве могут присутствовать зерна моноклинных или ромбических пироксенов. Структура дунитов и оливинитов панидиоморфная; а при повышенных содержаниях рудных минералов – сидеронитовая.

Перидотиты — породы черные, иногда с зеленоватым оттенком, обычно среднезернистые. Текстура массивная, нередко пятнистая или полосчатая вследствие обособления зерен разного размера. В составе перидотитов присутствуют оливин в количестве 30 - 70% и моноклинные или

ромбические пироксены, или те и другие одновременно в количестве соответственно от 30 до 70%. Наиболее типичной микроструктурой перидотитов является пойкилитовая, обусловленная включением зерен оливина в кристаллах пироксена. Разности, богатые магнетитом, имеют сидероитовую микроструктуру.

Пироксениты - породы черного цвета, в измененных разностях с зеленоватым оттенком. Породы средне- и крупнозернистые. Текстура массивная или такситовая. Главными минералам

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

пироксенитов являются ромбические или моноклинные пироксены или те и другие одновременно. Типичные микроструктуры – панидиоморфнозернистая, призматическизернистая и сидеронитовая.

Эффузивные и жильные породы группы ультрабазитов имеют ограниченное распространение. К жильным породам относятся пикриты, кимберлиты; к эффузивным – меймечиты.

Пикриты — породы черные, плотные, мелкозернистые, состоящие из оливина, пироксена (авгита, гиперстена), небольшой, примеси плагиоклаза и некоторых других минералов. Пикриты генетически связаны с габбро.

Кимберлиты — брекчиевидные породы зеленовато-серого или голубовато-серого цвета, включающие обломки магматических пород - перидотитов, дунитов, пироксенитов, эклогитов — и

обломки вмещающих пород, сцементированных либо породой ультраосновного состава, либо сильно серпентинизированной и карбонатизированной массой. Главные породообразующие минералы кимберлитов — оливин и бронзит (из группы пироксенов), второстепенный – темно-красный гранат

пироп. Этот минерал очень стойкий переходит в россыпи и используется при поисках алмазоносных кимберлитовых тел. Кимберлиты образуют трубки взрыва (диатремы) от десятков до нескольких сотен метров в диаметре, которые уходят на значительную глубину, где соединяются с дайкообразными телами ультраосновных пород. Трубки взрыва приурочены к крупным разломам в кристаллическом фундаменте древних платформ. Предполагается, что источником кимберлитов является перидотитовый слой верхней мантии.

Меймечиты описаны на севере Сибирской платформы в бассейне р. Меймечи. Эти породы состоят из черного вулканического стекла, содержащего порфировые выделения оливина. Эффузивной природа меймечитов свидетельствует о существовании самостоятельных очагов магмы ультраосновного состава.

С группой ультраосновных пород генетически связаны многочисленные полезные ископаемые, среди которых важнейшими являются хром, платина, тальк, асбест и алмазы.

14)Характеристика основных пород.

Эффузивные породы основного состава нормального ряда являются самыми распространенными среди всех магматических горных пород, тогда как интрузивные породы встречаются реже.

Химический состав этих пород характеризуется содержаниями SiO2 в пределах 44 - 53%; а К2О + Na2O от 1,5 до 4,5 %

Главными породообразующими минералами группы являются пироксены и основные плагиоклазы

Интрузивная фация представлена семейством габброидов, в котором по содержанию фемических минералов выделяется несколько разновидностей: габбро, нориты, троктолиты, анортозиты и др.

Габбро — порода в свежем состоянии темно-серого или почти черного цвета, в результате вторичных изменений порода приобретают светло-серый и зеленовато-серый цвет. Габбро равномерно, средне- или крупнозерные. Текстура массивная, часто полосчатая с чередованием полос,

обогащенных фемическими минералами и плагиоклазами. Типичное габбро состоит примерно из равного количества лабрадора № 50 - 70 и моноклинного пироксена. Часто наблюдаются колебания

соотношения фемических и салических минералов с образованием лейкократовых и меланократовых разностей. В качестве второстепенных минералов в габбро могут присутствовать: оливин,

ромбический пироксен, бурая роговая обманка, биотит. Постоянными компонентами габброидов являются рудные: магнетит, титано-магнетит, ильменит. Часто встречается апатит.

Нориты отличаются от габбро наличием ромбического пироксена (гиперстена) вместо моноклинного пироксена. Между габбро и норитами существуют породы промежуточного состава, называемые габбро-норитами.

Троктолиты (фореленштейны) – габброиды, где единственным цветным минералом является оливин. Породы переходные к габбро называются оливиновыми габбро.

Анортозиты представляют собой лейкократовые породы, состоящие почти из одного основного плагиоклаза лабрадора или битовнита, причем разности, состоящие из лабрадора, называются лабрадоритами. В анортозитах в количестве 10 - 15% может присутствовать пироксен

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

или оливин. Обычным акцессорным минералом является магнетит, заполняющий промежутки между кристаллами плагиоклаза. Структура анортозитов крупно-, иногда гигантозернистая,

панидиоморфнозернистая, сидеронитовая.

Эффузивная фация основных пород нормального ряда представлена базальтами, долеритами, порфиритами, диабазами, спилитами и др.

Базальты - породы черного цвета, очень плотные, скрытокристаллические или тонкозернистые,

иногда порфировые, но чаще лишенные вкрапленников. Текстура массивная, пористая, миндалекаменная. Вкрапленники представлены зернами авгита и битовнита, редко – оливина. Основная масса базальтов сложена микролитами лабрадора и авгита примерно в равных количествах, со значительной примесью зерен магнетита. Обычным компонентом основной массы является темно-

бурое вулканическое стекло. Для базальтов типична интерсертальная структура, реже встречается гиалопилитовая и еще реже стекловатая структура.

Долериты – породы, аналогичные по составу базальтам, но полнокристаллические, имеют долеритовую, офитовую или пойкилоофитовую структуру.

Базальтовые порфириты (метабазальты) представляют собой палеотипные разности базальтов, в которых плагиоклазы частично или полностью соссюритизированы или альбитизированы, пироксены замещены актинолитом, хлоритом, эпидотом и кальцитом. Вулканическое стекло нацело разложено и замещено хлоритом. Обилие зеленых вторичных минералов придает породам отчетливый зеленоватый оттенок. Структурный рисунок метабазальтов аналогичен их кайнотипным разностям.

Диабазы — отчетливо зернистые палеотипные породы, аналогичные по составу и структуре долеритам.

Спилиты — зеленовато-серые афанитовые породы, представляющие собой весьма

специфические разновидности базальтовых порфиритов, сформировавшиеся в условиях подводных излияний. Спилиты обычно лишены вкрапленников, и состоят из беспорядочно расположенных удлиненных микролитов (лейст) альбита, обильных рассеянных зерен магнетита н мелких зерен авгита, в разной степени замешенного вторичными минералами. Вулканическое стекло всегда разложено в агрегат мельчайших чешуек хлорита. Структура породы интерсертальная или спилитовая. Последняя характеризуется резко удлиненной формой микролитов плагиоклаза. Для спилитов довольно обычно наличие миндалин, выполненных хлоритом, кальцитом, реже кварцем, халцедоном, эпидотом

С основными интрузивными породами связана большая группа магматогенных месторождений, прежде всего медно-никелевых и титаномагнетитовых, кроме-того габброиды – прекрасный

поделочный и облицовочный материал. С базальтовыми формациями связаны колчеданные, полиметаллические и другие месторождения.

15 Характеристика средних пород. Средние породы нормального ряда Составляют 23% от всей массы магматических пород

Химический состав пород этой группы характеризуется содержанием SiO2 от 52 до 65%,а K2O+Na2O до 5%. Типичными породообразующими минералами группы являются средние плагиоклазы и роговая обманка.

Наиболее распространенными разновидностями в составе интрузивных пород рассматриваемой группы являются диориты и кварцевые диориты.

Диориты — породы серого цвета, обычно более светлоокрашенные, чем габбро. Состоят из плагиоклаза №35 - 50 в количестве 65 - 70% и роговой обманки, иногда вместе с пироксенами или биотитом, составляющими в сумме около 25 - 30%. Породы равно,- средне- или мелкозернистые.

Текстура массивная или такситовая, обусловленная наличием обособлений (шлиров), обогащенных фемическими минералами. Плагиоклаз в диоритах часто имеет зональное строение, что не характерно для габбро. Роговая обманка зеленая или реже бурая, образует удлиненные или неправильные зерна, по периферии нередко замещенные актинолитом. Пироксен представлен обычно диопсидом, реже авгитом или гиперстеном. Для диоритов характерно повышенное содержание акцессорных минералов (апатита, магнетита, сфена) количество которых достигает 5%.

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

Кварцевые диориты характеризуются постоянным присутствием кварца в количестве от 5 до 20%, более кислым составом плагиоклазов и меньшим содержанием цветных минералов. Структура диоритов гипидиоморфная, причем, как правило, плагиоклаз идиоморфнеефемических минералов. В кварцевых диоритах отчетливо выраженаксеноморфность кварцевых зерен.

Средние эффузивные породы нормального ряда представлены андезибазальтами и андезитами. Андезиты — породы серого, темно-серого или желтовато-серого цвета, порфировой структуры,

с плотной афанитовой основной массой. Под микроскопом в андезитах часто обнаруживается флюидальная текстура, которая макроскопически не всегда заметна. Во вкрапленниках андезиты содержат плагиоклазы, роговую обманку, авгит, гиперстен, биотит. Вкрапленники плагиоклазы образуют таблитчатые зерна с резко выраженной зональностью. Вкрапленники обыкновенной или базальтической роговой обманки образует удлиненные зеленые или бурые зерна часто с опацитовой каймой. В андезитах сповышеннойосновностью появляются вкрапленники авгита или гиперстена, в более кислых разностях - вкрапленники биотита. Наиболее широким распространением пользуются

пироксеновые андезиты. Основная масса андезитов состоит из микролитов плагиоклаза и вулканического стекла с показателем преломления, близким к показателю преломления бальзама. В основной массе постоянно присутствуют мелкие зерна магнетита и игольчатые кристаллики апатита. Микроструктура основной массы преимущественно гиалопилитовая (андезитовая), реже пилотакситовая или стекловатая. Текстура андезитов массивная или пористая. В составе лав современных вулканов преобладающими эффузивными породами являются андезиты.

С диоритами ассоциируют некоторые месторождения железных и медных руд, к областям развития средних эффузивов приурочены месторождения сульфидов свинца и цинка, иногда – золота. Сами андезиты применяются как ценный строительный и кислотоупорный материал.

15)

16)Характеристика кислых пород.

Кислые г/п – породы с содержанием SiO2 64%-78%

Интрузивные :Гранит – серые, розовые иногда темно-красные или зеленые. Состав: Кварц 25-30 %, КПШ: 35-40%, Плагиоклаз: 20-25%, биотит и рог обманка 5-10%

Эффузивные:

Риолит (липарит) – светлосерые, белые, желтоватые, следы текучести, могут быть

порфировые вкрапленники обычно кварц.

Дацит – то же что и реолит только не т вкрапленников КПШ Обсидиан (вулканические стекла):

1.Обседианы – воды не содержат, цвет черный, коричневый, роговистый излом, сплошная масса.

2.Перлит – 3-4% воды, светло-серый, скорлуповатая отдельность.

3.Пехштейн – до 10 % воды, черная порода со смоляным блеском

4.Пемза – пористая г/п, вспенившаяся кислая лава.

17)Характеристика щелочных пород.

18)Факторы метаморфизма.

Главными факторами метаморфизма являются температура, давление и химически активные вещества – растворы и газы. Метаморфические процессы могут происходить изохимически, т.е. без существенного изменения исходного химического состава породы (например, региональный метаморфизм) или со значительным изменением первоначального субстрата (метасоматоз). Изменениям подвергаются породы любого состава и генезиса – магматические, осадочные или уже ранее метаморфизованные. Степень интенсивности метаморфических процессов позволяет наблюдать постепенные переходы от слабо измененных пород до глубоко преобразованных разностей.

Температура Предполагают, что главными источниками тепла в земной коре являются энергия радиоактивного распада, тепло глубинных ювенильных растворов, тепло магматических интрузий и тектонических процессов, экзотермический эффект некоторых химических реакций, сопровождающих процессы метаморфизма и ряд других факторов. Все это тепло представляет собой энергию земного шара, которая проявляется в виде геотермического градиента.