Предмет и методы петрографии

Размещено на http://www.allbest.ru/

Размещено на http://www.allbest.ru/

ВВЕДЕНИЕ

Петрография - наука о горных породах, их минеральных и химических составах, структурах и текстурах, условиях залегания, закономерностях распространения, происхождении и изменении в земной поверхности и на поверхности Земли.

Предмет и методы петрографии

Петрография - наука геологического цикла, она тесно связана с минералогией, геохимией, вулканологией, тектоникой, стратиграфией и учением о полезных ископаемых.

По типам изучаемых горных пород различают:

1) петрографию магматических пород;

2) петрографию метаморфических пород;

3) петрографию осадочных пород (литология).

Петрография магматических горных пород исследует кристаллические горные породы, образовавшиеся в основном в результате застывания и кристаллизации магмы.

Процессы расщепления магмы в ходе ее застывания в земной коре и растворения в магме вмещающих пород ведут к возникновению различных по составу типов изверженных горных пород и связанных с ними полезных ископаемых.

Петрография метаморфических горных пород занимается исследованием горных пород, изменивших первоначальный минеральный и химический состав под влиянием новых физико-химических условий.

Для изучения состава и строения горных пород применяют специальные методы исследования. К ним относятся:

Кристаллооптические методы, позволяющие изучать тонкозернистые минеральные агрегаты в шлифах. При этом используется поляризационный микроскоп. Шлиф - тонкая пластинка горной породы или минерала, прикрепленная на стекло. Стандартный петрографический шлиф имеет толщину 0.03 - 0.02мм, прикреплен на специальную смолу (канадский бальзам) и покрыт сверху тонким стеклом. Размеры шлифа примерно 2Ч4см.

Широко применяется рентгеноскопический метод и спектральный анализ, которые дают возможность определить элементы-примеси, присутствующие в породах в малых количествах.

Химический состав минералов определяется при помощи микроанализа в горных породах. Вещество горных пород исследуется и путем химического анализа.

Физические исследования горных пород и составляющих их минералов применяются для определения ряда физических показателей (плотность, твердость, тепловое расширение, сжимаемость, вязкость, электрические и магнитные условия и т.д.)

С середины 20в. петрографии используются математические методы на основе применения ЭВМ (метод математической статистики). По характеру изучаемых свойств и применения методов выделяют следующие разделы петрографии: петрохимия, петрофизика, петротектоника, физико-химическая и экспериментальная петрография, тектоническая петрография, космическая петрография.

История развития петрографии

В качестве самостоятельной ветви геологических знаний петрография начала обосабливаться с середины 19в., с момента введения в практику исследования горных пород с помощью поляризующего микроскопа. С этого момента начинается период, который называется описательным направлением в петрографии. Первый учебник петрографии был составлен в 1866г. немецким ученым Циркелем.

Параллельно совершенствовались методы кристаллооптических исследований, в развитие которых большой вклад внес Федоров (столик Федорова).

Химические исследования ставили целью выявления закономерностей в изменении химического состава магматических пород. В этой области велика роль Левинсона-Лессинга.

В задачу физико-химических исследований входило изучение процессов кристаллизации и деформации магмы, т.е. выявление причин разнообразия магматических пород.

Целью экспериментальных исследований является изучение процессов образования минералов и горных пород (Боун, Грейгу).

Развитие инженерно-геологических и геофизических исследований активизировало изучение физических свойств горных пород и привело к появлению новой ветви в петрографии - петрофизике (Левинсон-Лессинг, Залесский).

Всестороннее аналитическое изучение магматических пород и параллельно проводившиеся региональные геолого-петрографические исследования привели к возникновению учения о магматических формациях.

Формация - естественная совокупность горных пород, связанных общностью условий их образования, т.е. возникших в сходных физико-географических и тектонических обстановках.

В развитии этого учения большой вклад внесли Афонасьев, Воробьева, Балибин, Кузнецов.

ТЕМА 1. ОСНОВЫ КРИСТАЛЛООПТИКИ

Основные положения о свете

Кристаллооптический метод изучения горных пород основан на использовании поляризующего света, применяемого в микроскопах.

Свет - сложное природное явление, представляющее собой с одной стороны непрерывный поток материальных частиц (фотон), характеризующийся определенной энергией и количеством движений, с другой стороны - волновое электромагнитное колебание, возникающее при смене напряжений электрического и магнитного векторов. Оба вектора равны между собой, взаимно перпендикулярны и одновременно перпендикулярны к направлению распространения света.

Если в каждую единицу времени направление колебаний электрических и магнитных векторов меняется, т.е. в направлении распространения светового луча одновременно происходят поступательные и вращательные движения этих векторов, то такой свет называется обыкновенным (естественным).

Если колебания световых волн совершаются в одной плоскости, то свет называется плоско поляризованным.

Электромагнитные колебания являются гармоническими и характеризуются следующими элементами: длина волны, амплитуда, фаза, частота.

Видимый свет обусловлен волнами, имеющими длину от 380 до 780mм.

В этом интервале каждая волна определенной длины имеет определенный цвет. Суммарный эффект всех волн даёт белый цвет.

Интерференция света

Если два колебательных движения распространяются по одному и тому же направлению и обладают одной и той же длиной волны, они взаимодействуют, складываются между собой - интерференция. Результат интерференции зависит от того, в каких относительных фазах встречаются колебания обоих интерферирующих лучей. Здесь возможны следующие случаи:

1) колебания соответствующих точек того или другого лучей, встречаются в одинаковых фазах;

2) колебания соответствующих точек интерферирующих лучей встречаются в прямо противоположных фазах;

3) разность фаз слагаемых колебательных движений является промежуточной между двумя предыдущими случаями.

Распространение света

В однородной среде свет распространяется равномерно (прямолинейно). Это утверждение называется законом прямолинейного распространения света. Геометрическую линию, указывающую направление распространения света, называют световым лучом. Геометрическое место точек среды, колеблющихся в одинаковой фазе, называют волновой поверхностью, а множество точек, до которых дошло колебание к данному моменту времени, называют фронтом волны. В зависимости от вида фронта волны различают плоские и сферические волны.

Преломление света

Если луч падает нормально на границу раздела двух сред, то он изменяет только скорость, а направление сохраняется.



Если луч падает под углом (i) на границу раздела двух сред, то при переходе из одной среды в другую луч изменяет и скорость, и направление (I - угол падения, r - угол преломления). Согласно закону Снелиуса-Декарта

sin i/ sin r = х1/х2

Это отношение называется показателем преломления n среды 2 относительно среды 1.

Отношение скорости света в воздухе (х0) к скорости света в конкретной среде (х1) называется показателем преломления данной среды. n - величина безразмерная и для минералов всегда больше 1. Показатели преломления двух сред обратно пропорциональны скоростям распространения света в них

n1 / n2 = х1 / х2

Методы определения показателей преломления

1) Определение светопреломления по способу призмы. Этот способ заключается в измерении отклонения от первоначального направления луча, при прохождении его через призму из данного тела, причем под призмой понимается пересечение двух граней кристаллов

угол А - преломляющий угол призмы, угол у - угол отклонения луча призмы

A = r + r1;

у = (i - r) + (i1 - r1);

т.к. i = i1, r = r1, то

n = sin ((A+у)/2) / sin A/2 = sin i / sin r

угол А, угол у - измеряются на гониометре - приборе, предназначенном для измерения углов между гранями кристаллов, а также для измерения углов различных призм.

2) Определение светопреломления по методу рефрактометра. Этот способ основан на явлениях полного внутреннего отражения на границе двух сред. В кристаллооптике используются кристаллорефрактометры с полушарием из стекла с высоким показателем преломления (1.8 - 1.9). На верхней плоской поверхности полушария прибора помещается капелька жидкости, а на нее сверху накладывается пластинка исследуемого вещества. С помощью рефрактометра определяют угол полного внутреннего отражения.

где n1 - показатель преломления стекла, n2 - показатель преломления жидкости, n - искомый показатель преломления.

n<n2<n1

3) Иммерсионный метод основан на сравнении n минерала с n жидкой среды. Определение производится под микроскопом. При этом наблюдаются тончайшие зернышки кристаллов, погруженные в капельку жидкости. Если n жидкости сильно отличается от n твердого тела, то контуры зернышек представляются резко очерченными. При равенстве показателей преломления твердого и жидкого тела, зернышки становятся совершенно неразличимыми в жидкости.

Таблица - Иммерсионные жидкости

Номер п\п	Название жидкости	n
1	вода	1,336
2	этиловый спирт	1.360
3	глицерин	1,467
4	касторовое масло	1,478
5	кедровое масло	1.502
6	гвоздичное масло	1,544
7	коричное масло	1,605
8	йодистый метилен	1,740

Линия Бекке - светлая полоска на границе твердого и жидкого вещества, ясно распознаваемая при средних увеличениях микроскопа. Если перемещать трубу микроскопа вверх, то полоска Бекке смещается в сторону среды, обладающей более высоким показателем преломления и наоборот. Точность определения показателя преломления +- 0.003.

4) Метод двойной вариации. Разновидность иммерсионного метода, при котором для определения n минеральных зерен используют изменение состава света и температуры жидкости. Он применяется при работе со сплавами, где смена иммерсионных сред затруднена.

Изотропные и анизотропные вещества

К оптически изотропным веществам относятся минералы аморфных и кубических сингоний. К анизотропным веществам - минералы средних и низших сингоний.



Минералы кубических сингоний (ax = ay = az). Для них n и х будут одинаковы и меняются только при смене минерального вида.

Минералы средних сингоний (ax = ay ? az). Для них n и х по направлению осей x, y, z различны, но по направлению x,y одинаковы.

Минералы низших сингоний (ax ? ay ? az). Для них n и х не равны по всем направлениям.

Двойное лучепреломление

В анизотропных минералах луч света при попадании в кристалл раздваивается на 2 луча:

1) Луч с колебаниями по длинной оси. Называется обыкновенным no.

2) Луч с колебаниями по короткой оси. Называется необыкновенный nе.

В кристаллах средних сингоний существует направление, где no = nе. Это направление совпадает с осью симметрии и называется оптической осью кристалла. Следовательно, кристаллы средних сингоний оптически одноосны.

Условно принято, что при ne большем, чем no кристаллы считаются оптически положительными, при меньшем - оптически отрицательными.

В кристаллах низших сингоний имеется 3 кристаллографических направления: ng, nm, np.

Кристаллы низших сингоний имеют 2 оптические оси:

если ng - nm > nm - np - кристалл положительный,

если ng - nm ? nm - np - кристалл отрицательный.

ТЕМА 2. ПРОХОЖДЕНИЕ СВЕТА ЧЕРЕЗ КРИСТАЛЛЫ

Оптическая индикатриса - вспомогательная поверхность, имеющая форму шара или эллипсоида. Каждый ее радиус-вектор пропорционален величине n той волны, колебания которой совершаются в направлении этого вектора.

Оптическая индикатриса кристаллов различных сингоний

Оптическая индикатриса (ОИ) кристаллов кубических сингоний. Их n постоянен, оптическая индикатриса имеет форму шара с радиусом, пропорциональным n.

ОИ кристаллов средних сингоний. ОИ имеет форму эллипсоида вращения, ось вращения которой соответствует n, совпадающего с главной кристаллографической осью.

На грани кристалла показаны векторы, в направлении которых происходят колебания световых волн. Длины векторов пропорциональны n для соответствующих направлений. Луч S1, идущий вдоль главной кристаллографической оси L4, пересекает основание призмы так, что ax = ay. Двойное лучепреломление здесь отсутствует. Фигура изображает изменении n для этого сечения (окружность с радиусом r = n0). На вертикальных гранях существует равенство отрезков по ax и ay и неравенство по az. Это неравенство обуславливает анизотропность сечения, следовательно, происходит разложение обычного света на две поляризованные волны, которые колеблются во взаимно перпендикулярных направлениях с разными n. Фигура характеризуется изменением показателя преломления на гранях призмы и представляет собой эллипс с двумя неравными осями. Величина n = ne линейна при изменении его наклона относительно главной оси. Промежуточное обозначение n обозначается ne'.

Свойства кристаллов в параллельных сечениях сохраняются. В кристаллах средних сингоний оптическая ось совпадает с главной кристаллографической осью. Эллиптическое сечение индикатрисы, проходящее вдоль оси, называется главным сечением и характеризуется крайними значениями ne и no.

ОИ кристаллов низших сингоний. Внутренняя структура кристаллов низших сингоний характеризуется наличием не менее трех единичных направлений, что определяет фигуру ОИ в виде трехосного эллипсоида с тремя неправильными взаимно перпендикулярными осями, которые соответствуют одному из главных показателей преломления ng, nm, np.

Геометрия трехосного эллипсоида определяется наличием двух симметрично расположенных круговых сечений, радиус-векторы которых равны nm. Перпендикулярно к круговым сечениям расположены оптические оси кристаллов a1 и a2. В оптически двуосных кристаллах различают три главных сечения:

ng - np, в котором лежат оптические оси и это сечение называется плоскостью оптических осей. Острый угол между осями a1 и a2 называется углом оптических осей и обозначается 2V. Оси ng и np являются биссектрисами этого угла. Если биссектриса острого угла - ng, то кристаллы относятся к оптически положительным, если np - к оптически отрицательным. Если угол 2V равен 90 градусов, то кристалл является оптически нейтральным.

ng - nm.

nm - np.

Ориентировка ОИ в кристаллах различных сингоний

Ориентировка ОИ - взаимное положение осей индикатрисы и кристаллографических осей.

Ориентировка ОИ в кристаллах кубической сингонии произвольна, т.к. такие кристаллы не имеют единичных направлений.

Ориентировка ОИ в кристаллах средней сингонии однотипна. Ось вращения индикатрисы всегда совпадает с главной кристаллографической осью.

Ориентировка ОИ в кристаллах низших сингоний зависит от симметрии кристалла.

В кристаллах ромбической сингонии (ангидрит), кристаллографические оси a, b, c взаимно перпендикулярны.

Главные оси ОИ ng, nm, np совпадают с a, b, c. Взаимное расположение осей ОИ и кристаллографических осей индивидуально для каждого минерала.



В кристаллах моноклинной сингонии (биотит) углы между кристаллографическими осями б = г = 90° ? в.

Вторая кристаллографическая ось b перпендикулярна к плоскости, в которой лежат оси a и c. Одна из осей оптической индикатрисы (чаще это nm) совпадает с осью b. Две другие образуют с кристаллографическими осями некоторые углы.

В кристаллах триклинной сингонии (кианит) все углы между кристаллографическими осями не равны между собой. Оси симметрии отсутствуют, все направления единичны, ни одна из осей ОИ в общем случае не совпадает с кристаллографическими осями.

ТЕМА 3. ПОЛЯРИЗАЦИОННЫЙ МИКРОСКОП И ЕГО СВОЙСТВА

Поляризационный микроскоп (ПМ) - сложный оптический прибор, предназначенный для детальных исследований минералов и горных пород, структурных и текстурных особенностей.

Объектом исследования с использование ПМ является шлиф. Шлифы применяются для петрографических и минералогических и исследований. Основным элементом ПМ является призма Николя. Она представляет собой кристалл бесцветного прозрачного кальцита (либо исландского шпата), распиленный под углом 68 градусов (либо 22) к граням и затем склеенный канадским бальзамом.

Луч естественного света, достигнув нижней поверхности призмы Николя, разлагается кристаллом кальцита на 2 луча - обыкновенный So (ординарный) и необыкновенный Se (экстраординарный). Волны луча So совершают колебания в плоскости, перпендикулярной к чертежу; волны луча Se колеблются в плоскости чертежа, т.к. no для So больше для nкб, а угол падения при данном направлении плоскости распила больше предельного, то луч So получает полное внутреннее отражение и отбрасывается на боковую сторону призму, где гасится черной оправой. Луч Se, идущий с ne, близкий с nкб, пройдет через плоскость распила почти без преломления и выйдет из призмы, сохраняя приобретенные в кристалле колебания в строго определенной плоскости.

ТЕМА 4. ИЗУЧЕНИЕ КРИСТАЛЛОВ С ПОМОЩЬЮ ПОЛЯРИЗАЦИОННОГО МИКРОСКОПА

Исследование кристаллов в параллельном свете с одним поляризатором

Форма. При исследовании минералов в шлифе эта задача осложняется тем, что здесь наблюдается только случайные плоские сечения, на основании которых следует судить о форме минеральных зерен. Все разнообразие форм минералов можно объединить в 4 типа:

1)Изометричные (гранат, оливин, лейцит)

2)Удаленные в одном направлении а) призматические - пироксены, амфиболы, волластанит, дистен. б) игольчатые - актинолит, эгирин.

3)Удлиненные в двух направлениях при наличии третьего короткого а) таблитчатые - полевые шпаты. б) листоватые - серпентин, тальк.

4) Минералы неправильной формы - кварц, кальцит.

Спайность - способность минерала раскалываться по определенным кристаллографическим плоскостям, соответствующим плоским сеткам пространственной решетки.

В шлифе спайность наблюдается в виде серий трещин, пересекающих минерал. В зависимости от прямолинейности различают спайности:

1) Весьма совершенная - наличие тонких, параллельных трещин проходящих через все зерна минералов (слюды);

2) Совершенная - развитие прерывистых параллельных трещин (палево-шпатовые амфиболы);

3) Несовершенная - очень короткие трещины (оливин);

4) Имеются минералы не обладающие спайностью (кварц, гранаты) - характерна неправильная трещиноватость.

Цвет зависит от его способности поглощать и отражать волны определенной длины из состава сложного белого цвета. Цвета в образцах и шлифах обычно не совпадают. В шлифе обычно окрашены в зеленые, бурые, коричневые тона. В изотропных минералах цвет и его интенсивность постоянны в любом направлении. В анизотропных минералах цвет и его интенсивность изменяется в зависимости от направления колебания световой волны, проходимой через кристалл. Это явление называется плеохроизм.

Свойства, обусловленные величиной n.

таблица какая-то

Рельеф - кажущаяся выпуклость минерала, обусловленная наличием вокруг наблюдаемого зерна темной каймы.

Шагреневая поверхность - кажущаяся мелкая бугристость на поверхности минерала. Для минералов с n > nк.б. рельеф считается положительным, с n < nк.б. - отрицательным. При n = nк.б. рельеф и шагреневая поверхность полностью исчезают.

Световая полоска Бекке - световая полоска на границе твердого и жидкого вещества, ясно распознаваемая при средних увеличениях микроскопа. Если перемещаться трубу микроскопа вверх, то полоска Бекке смещается в сторону среды, обладающей более высоким n и наоборот. Точность определения n ± 0,003.

Исследование кристаллов в параллельном свете при скрещенных николях

Учитывая необходимость понимать оптические явления, наблюдаемые в минерале при скрещенных николях, можно сделать вывод: минерал в анизотропном сечении при повороте столика микроскопа на 360 градусов четыре раза погасает и четыре раза приобретает некоторую интерференционную окраску. Момент погасания свидетельствует о том, что направления, вдоль которых минерал пропускает световые колебания, совпали с направлением колебаний поляризатора и анализатора.

Силы двойного лучепреломления минерала

При прохождении через анизотропный кристалл луч распадается на два, которые приобретут различные скорости и поэтому луч, имеющий большую скорость, обгонит луч с меньшей скоростью на некоторую величину разности хода. Разность хода пропорциональна длине пути, который пройдут лучи в кристалле. Двупреломление минерала обуславливает появление определенного оптического эффекта, называемого интерференционной окраской минерала. Причина возникновения интерференционной окраски заключается в следующем: если из одного источника света в одном и том же направлении идут два луча, волны которых имеют одинаковую длину и поляризованы в одной плоскости, то происходит их взаимодействие (интерференция). Результат интерференции зависит от разности фаз и от амплитуды колебаний волн.

В сложном белом свете, который используется при исследовании шлифов, интерференционные явления приводят к появлению цветных эффектов, называемых интерференционной окраской - свойство, которое используется для приближенного определения величины двойного лучепреломления минерала в наблюдаемом сечении. Определение двупреломления производится с помощью цветной номограммы Мишель-Леви.



кристалл магматический порода минерал

График изменения двупреломления выражается наклонной прямой, которая представляет собой геометрическое место точек одинаковой силы двупреломления, связывающей две величины: разность хода и толщину пластинки. На номограмме по оси х откладывается толщина шлифа в миллиметрах, по оси у откладывается разность хода в миллимикронах. Радиальные прямые, расходящиеся из нулевой точки, дают величины двупреломлений, числовые значения которых нанесены вдоль верхнего и правого края номограммы.

Оценка толщины шлифа

Производится по цветам интерференции кварца и плагиоклаза. Оба минерала при нормальной толщине шлифа (около 0.03мм) в сечениях, близких к главному имеют белые цвета интерференции.

Определение порядка цветов интерференции:

1) Способ по каемкам. В шлифе выбирают зерно исследуемого минерала, периферическая часть которого скошена на клин. В пределах скоса толщина пластинки переменная, и следовательно переменная разность хода, что указывает на появление цветных каемок, которые представляют собой последовательную смену цветов интерференции от низких цветов первого порядка в тонкой периферической части зерна, к более высоким в его внутренней части. Сопоставляя чередование цветов в каемках с цветной номограммой легко придти к выводу о порядке цвета интерференции в центральной части исследуемого зерна. Чем круче скошено зерно, тем уже цветные каемки. Если край зерна вертикален, каемки отсутствуют

1 - серый, 2 - белый, 3 - желтый, 4 - красный, 5 - синий, 6 - зеленый, 7 фиолетовый.

2) Способ с помощью компенсатора - прибора, измеряющего разность хода интерферирующих волн и этим понижающего или повышающего интерференционную окраску минерала. Компенсаторы делают с постоянной и переменной разностью хода. Компенсатор с постоянной разностью хода представляет собой пластинку, вырезанную из монокристалла кварца параллельно его оптической оси. В этом сечении двупреломление кварца равно 0.009, что при толщине пластинки 0.06мм дает разность хода в 550 миллимикрон, а цвет интерференции - фиолетовый, отвечающий границе первого и второго порядка. При повышении разности хода этот цвет переходит в синий, при понижении - в красный.

Компенсатор с переменной разностью хода представляет собой кварцевый клин, вырезанный из монокристалла кварца параллельно оптической оси. Изменение толщины клина приводит к изменению разности хода от толстого к тонкому и следовательно к постепенной смене цветов интерференции в полном соответствии с номограммой Мишель-Леви.

Правила компенсации

Если над минералом поместить компенсатор так, чтобы одноименные оси оптической индикатрисы минерала и компенсатора оказались параллельны, то разность хода будет равно сумме разности хода минерала и компенсатора, соответственно цвета интерференции повысятся. В случае перекрещенного положения осей индикатрис минерала и компенсатора, окончательная величина разности хода будет равна разности хода минерала и компенсатора, то в этом случае будет происходить понижение цветов интерференции. При равенстве разности хода минерала и компенсатора суммарная разность будет равна нулю. Наступает полная компенсация и зерно становится темным.

Особенности минералов, обнаруживающиеся в скрещенных николях

1) Двойники - закономерные сростки двух или нескольких индивидов одного и того же минерала, повернутых один относительно другого на 180 градусов. Встречается 2 вида двойников.

Под микроскопом простой двойник представляет собой кристалл, разделенный двойниковым швом на 2 части. При повороте столика микроскопа одна часть гаснет, другая остается освещенной. Такие двойники встречаются в натрий-калиевых полевых шпатах.

Полисинтетические двойники состоят из нескольких параллельных индивидов, гаснущих одновременно. Особенно они характерны для плагиоклазов. Еще встречаются комбинации 2-х систем полисинтетических двойников. Они образуют решетчатые срастания (микроклины).

2)Зональное строение обнаруживается в ряде минералов (плагиоклазы, пироксены, амфиболы). Зональный минерал характеризуется наличием ряда зон, отличающихся по составу, что сопровождается изменением оптических свойств минерала. Под микроскопом зональное строение минерала хорошо обнаруживается в виде концентрических зон различной ширины с неодновременным погасанием и различной интерференционной окраской.

3) Аномальные цвета интерференции возникают в том случае, когда величина двупреломления минерала зависит от длины волны применяемого света. Если сила двупреломления для фиолетового цвета больше, чем для красного, то возникают густо-синие цвета интерференции (цоизит). Если сила двупреломления для красного цвета больше, чем для фиолетового, то появляются ржаво-бурые цвета (хлориты).

ТЕМА 7. ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ ГОРНЫХ ПОРОД

Магматические горные породы состоят в основном из 9 элементов: SiO2 (63,65%), Al2O3 (14,47%), Fe2O3, FeO, MgO, CaO, Na2O, K2O, H2O, которые слагают все главнейшие породообразующие минералы и поэтому называются петрогенными.

Для ультраосновных пород характерны Cr, Co, Ni. Для основных пород - Se, V, Cr, Co, Ni. Для средних пород - B, F, V, Rb, Sr, Zr, Ba, Pb. Для кислых пород - Li, Be, B, F, Zr, Ba, Ta, Tl, Rb, Th, U.

Минеральный состав

Ведущая роль SiO2 и Al2O3 определяет минеральный состав магматических пород. По генетическому признаку породообразующие минералы делятся на первичные и вторичные. Первичные минералы по их роли в составе магматических пород делятся на главные, второстепенные и акцессорные.

Геолого-генетическая классификация

В основе этой классификации лежит понятие о фациях, сформулированное Усовым, согласно которому фация отражает основные геологические особенности среды, в которых происходит формирование магматических пород. В зависимости от условий образования выделяют 2 основные группы магматических пород:

1) интрузивные:

а) глубинные (абиссальные);

б) полуглубинные (гипабиссальные).

2) эффузивные:

Каждая из выделенных групп отличается следующими признаками:

1) форма магматических тел и их взаимоотношение с вмещающими породами;

2) структурно-текстурные особенности пород.

Классификация по химическому составу

Она основана на количественном содержании в составе магматических пород кремнезема:

1) ультраосновные (SiO2 менее 45%);

2) основные (45-52%);

3) средние (52-65%);

4) (более 65%);

Соотношение молекулярных количества Al2O3, CaO, Na2O и K2O позволяет дополнить характеристику пород и отнести ее к одному из следующих рядов:

1) известково-щелочной (нормальный) ряд;

2) перенасыщенный щелочами;

3) перенасыщенный глиноземом.

Породы, перенасыщенные кремнеземом, содержат в своем составе свободный кварц. В породах, перенасыщенных щелочами, наблюдается повышенное содержание щелочных полевых шпатов (ортоклаз, микроклин, альбит), обычны щелочные цветные минералы (эгирин и арфедсонит) и возможно появление фельдшпатидов (нефелин, лейцит).

Классификация по минеральному составу

Заварицкий разделил все магматические породы на 7 групп, в каждую из которых входят близкие по химическому и минеральному составу породы интрузивной эффузивной и жильной фаций:

1) группа перидотитов - по содержанию кремнезема соответствует ультраосновным породам (гипербазитам);

2) группа габбро-базальтов (интрузивная-эффузивная и так везде) - соответствует основным породам (базитам);

3) группа диоритов-андезитов - соответствует средним породами;

4) группа гранитов-реолитов и гранодиоритов-дацитов - соответствует кислым породам;

5) группа сиенитов-трахитов - соответствует средним породам;

6) группа нефелиновых сиенитов-фонолитов - щелочным породам;

7) группа щелочных габброидов-базальтоидов - щелочным.

Особенности классификации эффузивных пород

Для систематики эффузивных пород важное значение имеет степень их измененности, но основании которой породы делятся на:

1) кайнотипные - свежие, не измененные;

2) палеотипные - измененные.

Породы кайнотипные и соответствующие им палеотипные представители получили различные названия.

Кайно-	Палео-
Базальт	Базальтовый порфирит
Риолит	Риолитовый порфир
	Порфирит

Термин порфирит употребляется для эффузивных пород, не содержащих Na, K, полевых шпатов, а термин порфир - для пород, имеющих в своем составе их.

Характерные особенности кайнотипных пород:

1) наличие вулканического стекла в виде изотропной массы;

2) натрий-калий полевые шпаты представлены водяно-прозрачным санидином;

3) роговая обманка - базальтическая;

4) биотит и роговая обманка частично апатизированы;

5) оливин обычно замещается иддингситом;

6) хлорит и эпидот отсутствуют;

7) цвет породы в штуфе белый, светло-серый (для кислых пород), темно-серый, черный (для средних и основных пород).

Характерными особенностями палеотипных пород являются:

1) замещение вулканического стекла вторичными минералами;

2) калий-полевые шпаты представлены ортоклазом или микроклином;

3) плагиоклазы альбитизированы, серицизированы;

4) роговая обманка обыкновенная, неапатизированная;

5) оливин серпентизирован;

6) обычный хлорит и эпидот;

7) вследствие широкого развития вторичных минералов, кислые породы приобретают буроватый оттенок, основные породы - зеленоватый.

Особенности классификации жильных пород

Жильные породы разделяются на 2 подгруппы:

1) породы асхистовые (нерасщепленные);

2) диасхистовые (расщепленные).

Асхистовые породы по минеральному составу аналогичны глубинным породам, с которыми они генетически связаны, отличаясь от них только структурой. Название пород этой группы образуется из названия соответствующих им интрузивных пород с добавлением приставки микро или слов порфир, порфирит в зависимости от структуры породы. Приставка микро употребляется для пород, имеющих микрозернистую структуру (микрогранит, микродиорит, микрогаббро). Слово порфир - для пород, содержащих в своем составе натрий-калий полевые шпаты (гранит-порфир, сиенит-порфир). Слово порфирит - для пород, в которых натрий-калиевые полевые шпаты отсутствуют (диорит-порфирит, габбро-порфирит). Диасхистовые породы не имеют интрузивных аналогов и разделяются на породы лейкократовые (светлоокрашенные - аплиты, пегматиты) и меланократовые (лампрофиры). Аплиты - мелкозернистые светлоокрашенные породы, состоящие из таких же салических минералов, как и интрузивные породы, с которыми они ассоциируют. Если аплиты состоят из полевых шпатов и кварца, то они называются просто аплиты. Для всех остальных жильных пород этого ряда добавляется название соответствующей интрузивной породы (диорит-аплит, сиенит-аплит). Пегматиты отличаются от аплитов крупнозернистой, иногда гигантозернистой структурой и часто высоким содержанием минералов - мусковит, лепидолит, турмалин, топаз, апатит и т.д. Пегматиты также состоят из салических минералов. Название пегматитов строится по тому же принципу, что и название аплитов (сиенит-пегматит, габбро-пегматит). Лампрофиры бедны кремнеземом, отличаются повышенным количеством Na2O, Ca2O, обогащены MgO и FeO, поэтому в их составе высокое содержание фемических минералов. Подавляющее большинство лампрофиров (67%) по химическому составу ближе всего стоит к группе щелочных габброидов. Свежие лампрофиры всегда темно-серого или черного цвета. Измененные разности имеют бурый или зеленоватый оттенок. Структуры лампрофиров мелкозернистая, полнокрсталлическая, нередко порфировидная. Классифицируют лампрофиры в зависимости от состава слагающих их фемических минералов.

Лампрофиры	Преобладающие минералы	Породы, с которыми связаны лампрофиры
	Фемические	Салические
Керсаниты Спессариты Минетта	Биотит Роговая обманка Биотит	Плагиоклазы -Натриево-каливевые полевые шпаты	Диориты - Сиениты
Вогезиты Камптониты	Роговая обманка Щелочные амфиболы и пироксены	Роговая обманка Плагиоклазы	- Щелочные габброиды

ТЕМА 8. Классификация магматических пород по Маракушеву

I группа 30 - 38,2 % SiO2

II группа 38,2 - 45%

III группа 45 - 52%

IV группа 52-57%

V группа 57 - 60%

VI группа 60-64%

VII группа 64-68%

VIII группа >68%

Ряд А - ряд щелочноземельных пород, характеризуется диапазоном SiO2 от ультраосновных до кремнекислых. Сюда входит группа дунитов и перидотитов (IA), пикритов (IIA), габбро и базальтов (IIIA), габбро-диоритов, андезито-базальтов и пироксенитов (IVA), диоритов и андезитов (VA), кварцевых диоритов (VIA), гранодиоритов и дацитов (VIIA), гранитов и риолитов (VIIIA).

Ряд Б - ряд щелочных безфельдшпатоидных пород и пород повышенной щелочности. Выделяют групп кимберлитов (IБ), щелочных пикритов (IIБ), щелочных габброидов и базальтов (IIIБ), монцонитов (IVБ), сиенитов и трахитов (VБ), щелочных сиенитов (VIБ), кварцевых сиенитов (VIIБ), щелочных гранитов (VIIIБ).

Ряд В - ряд щелочных пород, содержащих фельдшпатоиды наряду с полевыми шпатами. Сюда входят плагиоклазы нефелиновых якупирангитов (IB), базаниты (IIB), тефриты (IIIB), нефелиновые сиениты и фонолиты (IVB).

Ряд Г - ряд щелочных фельдшпатоидных безплагиоклазовых пород. Сюда входят турьяиты (IГ), ийолиты уртитов и нефеленов (IIГ и IIIГ), хибиниты (IVГ).

ТЕМА 9. СТРУКТУРА И ТЕКСТУРА

В зависимости от размера зерен различают структуры:

1) явнокристаллические (фанеритовые), зерна которых различимы невооруженным глазом;

2) скрытокристаллические (афонитовые), зерна которых неразличимы без микроскопа.

По абсолютным размерам зерен среди явнокристаллических пород выделяют:

1) крупнозернистые (размер зерен более 5мм);

2) среднезернистые (1-5 мм);

3) мелкозернистые (0.5-1мм).

По относительным размерам зерен структуры различают: равномернозернистые и неравномернозернистые. Равномернозернистые структуры характеризуются более или менее одинаковым размером зерен основных породообразующих минералов. Среди неравномернозернистых структур выделяют порфировидные и порфировые структуры.

Порфировидные структуры обусловлены наличием относительно крупных кристаллов на фоне полнокристаллической основной массы породы.

Порфировые структуры характеризуются наличием хорошо образованных кристаллов - порфировых вкрапленников (фенокристаллы), котоыре погружены в плотную аффонитовую основную массу породы.

Форма минеральных зерен и их взаимные отношения зависят от кристаллографического габитуса и степени идиоморфизма минералов. Габитус минералов может быть призматический, таблитчатый, игольчатый, чешуйчатый, зернистый. Именно он создает общий структурный облик породы. Идиоморфизм - степень совершенства кристаллографических форм минералов, которая зависит от порядка их выделенея и их кристаллизационной силы. По степени идиоморфизма выделяют минералы:

1) идиоморфные (идиос - собственный), имеющие хорошо развитые грани;

2) гипидиоморфные (гип - не вполне) имеют частично собственные грани, а частично контуры, подчиненные граням других минералов;

3) ксеноморфные (ксено - чуждый) не имеют собственных граней, их контуры полностью подчинены формам других минералов.

Разновидности явнокристаллических микроструктур

Равномернозернистые микроструктуры разделяются на отдельные типы на основании степени идиоморфизма главных породообразующих минералов, затем внутри каждого типа выделяются разновидности структур, обусловленные различным минеральным составом породы. Для пород, размер минеральных зерен которых меньше 0.5мм, а структурный рисунок аналогичен микроструктурам, описанным для явнокристаллических пород, к названию структуры прибавляется приставка “микро” (микрогаббровая, микрогранитовая и др.). В явнокристаллической микроструктуре выделяется 3 типа:

1) Панидиоморфнозернистая структура. Этот тип структур характеризуется достаточно совершенным идиоморфизмом всех минеральных зерен, слагающих породу. Такие структуры типичны для мономинеральных или почти мономинеральных пород - пироксениты, дуниты, перидотиты.

2) Гипидиоморфнозернистая структура. Этот тип структур отличается различной степенью идиоморфизма минералов и образует несколько разновидностей, среди которых наибольшее распространение получили следующие:

1) Офитовая (диабазовая) структура характеризуется наличием идиоморфных натриево-калиевых полевых шпатов и кварца, ксенолиты плагиоклаза, между которыми заключены резко ксеноморфные зерна пироксена. Характерно для диабазов.

2) Гранитовая структура. Цветные минералы и плагиоклазы идиоморфны, натриево-калиевые полевые шпаты и кварц ксеноморфны. Структура характерна для гранитов, гранодиоритов, кварцевых сиенитов, кварцевых диоритов.

3) Апатитовая структура - идиоморфны нефелин и отчасти натриево-калиевые полевые шпаты, ксеноморфны цветные минералы. Структура характерна для нефелиновых сиенитов.

4) Пойкелитовая структура характеризуется наличием многочисленных включений зерен одного или разных минералов в значительно более крупных зернах другого минерала. Включенные кристаллы беспорядочно ориентированы, часто имеют округлую форму и образовались раньше, чем включающие их минералы. Встречаются в породах различного состава.

5) Сидеронитовая структура характеризуется относительно идиоморфными зернами оливина, пироксенов, плагиоклазов, которые сцементированы резко ксеноморфными зернами рудного минерала. Структура характерна для пироксенитов, перидотитов и габбро.

3) Аллотриоморфнозернистые структуры. В этом типе структур минералы, слагающие породу, не имеют характерных кристаллографических очертаний. В зависимости от минерального состава пород ыделяют следующие разновидности:

1) Габбровая структура характеризуется наличием ксеноморфных изометричных зерен плагиоклаза и пироксена. Структура, типичная для габбро.

2) Аплитовая структура определяется наличием ксеноморфных более или менее изометричных зерен полевых шпатов и кварца. Характерна для лейкоратовых и аляскитовых.

Разновидности скрытокристаллических и стекловатых микроструктур

Структуры этой группы характеризуют основную массу плотных афанитовых пород, как порфировых, так и афировых (лишенных вкрапленников). Основная масса афанитовых пород может быть сложена целиком микролитами - мелкие кристаллики, размером менее 0.05мм, минеральную природу которых можно определить; микролитом и вулканическим стеклом или только стеклом.

Разделение структур этой группы производится по форме микролитов, их расположению в пространстве и их количественному соотношению со стеклом, если поднее имеется. Здесь выделяют 7 типов:

1) Витрофировая (стекловатая) свойственна породам, состоящих из вулканического стекла, в котором возможно присутствие мелких микролитов. В породах с такой структурой под микроскопом часто видно потокообразное расположение стекла и микролитов. Стекловатая структура характерна для обсидианов, образующихся из кислых вязких лав;

2) Гиалопилитовая (андезитовая) свойственна породе, в которой песпорядочно расположенные игольчатые микролиты плагиоклаза пропитаны стеклом, которое преобладает над микролитами. Структура характерна для андезитов, базальтов;

3) Интерсертальная (базальтовая) структура характеризуется беспорядочно расположенными микролитами плагиоклаза, небольшие угловатые промежутки между которыми заполнены стеклом. Стекла значительно меньше, чем микролитов. Характерно для базальтов и их палеотипных аналогов;

4) Фельзитовая структура представляет собой тонкокристаллический агрегат кварца и полевого шпата, отдельные зерна которых трудноразличимы. Иногда среди фельзитовой массы встречаются радиально-лучистые сростания волокон калиевого полевого шпата и кварца в виде сферических образований, которые называются сферолитами. Структура характерна для риолитов, риолитовых порфиров и альбитофиров;

5) Пилотокситовая структура характеризуется субпараллельным располодением микролитов плагиоклаза, ориентированных в виде потоков. Между микролитами плагиоклаза могут находиться зернышки цветных минералов и небольшое количество стекла. Характерна для андезитов и базальтов;

6) Трахитовая структура в отличие от пилотокситовой свойственна породам, состоящим из микролитов, которые представлены калиевым полевым шпатом. Они ориентированы в виде потоков. Между микролитами может находится небольшое количество стекла. Такая структура встречается в трахитах;

7) Микролитовая структура свойственна породам, состоящим из беспорядочно расположенных микролитов. Стекла нет. Встречается в породах различного состава.

Типы структур с закономерным сростанием минералов

1) Пертитовая структура характеризует закономерное прорастание калиевого полевого шпата альбитом. По форме вростков различают шнуровидные, прожилковые, пятнистые и другие пертиты.

2) Пегматитовая структура представляет собой сростки двух минералов, обычно кварца и калиевого полевого шпата, причем шпат образует крупные выделения, которые одинаково прорастают индивидами кварца.

Текстуры

Выделяют 2 типа структур: однородную и неоднородную.

Однородная (массивная текстура) характеризуется равномерным распределением минеральных компонентов в пространстве, при котором порода в любом участке имеет одинаковый состав и строение. Такая текстура свидетельствует об однородности условий кристаллизации в предела всего формирующегося магматического тела. Подавляющее большинство магматических пород характеризуется массивной текстурой, в отличие от широко распространенных слоистых текстур осадочных пород и сланцеватых текстур метаморфических пород.

Среди неоднородных текстур наиболее распространенными являются:

1) такситовая (шлировая) текстура определяется наличием отдельных участков породы, которые отличаются друг от друга по составу или по структуре, а иногда по составу и по структуре одновременно;

2) полосчатая текстура - разновидность такситовой, обусловлена чередованием полос разного состава, характерна для габбро;

3) директивная текстура характеризуется ориентированным субпараллельным расположением минералов в породе, характерна для основных и щелочных пород;

4) флюидальная текстура свойственна стекловатым и полустеловатым эффузивным породам, в которых отчетливы следы течения лавы;

5) пористая текстура определяется наличием округлых или неправильных пустот, возникает в результате выделения газов при кристаллизации эффузивных пород;

6) миндалекаменная текстура образуется в эффузивной породе при заполнении пустот вторичными минералами - опалом, халцедоном, кварцем, хлоритами, цеолитами и др.

ТЕМА 10. ФОРМЫ ЗАЛЕГАНИЯ МАГМАТИЧЕСКИХ ГОРНЫХ ПОРОД

Формы залегания интрузивных горных пород

Выделяют согласные и несогласные тела.

Согласные интрузивные тела образуются в результате внедрения магмы по плоскостям напластования в толще кгоризонтально залегающих или слабонаклонных осадочных пород. К группе согласных интрузивов относятся:

1) Силлы - пластообразная интрузивная залежь, размеры которой могут варьировать в широких пределах, но их мощность всегда значительно уступает ширине и длине;

2) Лакколит - караваеобразное тело с плоским основанием и куполообразной кровлей. Форма лакколитов в плане, как правило, округлая, от нескольких сотен м до нескольких км в диаметре;

3) Лополит - чашеобразное тело, обычно очень крупных размеров, образующееся в результате накопления большого количества жидкой магмы, под тяжестью которой прогибаются нижележащие слои осадочных пород;

4) Факолит - линзовидное тело, залегающее в ядре антиклинальной или синклинальной складки и образующееся одновременно со складчатостью. Тела такого типа встречаются очень редко.

Интрузивные тела, которые занимают секущее положение по отношению к слоистости вмещающих пород, называются несогласными, как правило, образуются в складчатых областях. К ним относятся:

1) Дайки - плитообразные вертикальные или крутопадающие тела, имеющие относительно небольшую мощность при большой протяженности по простиранию и падению. Размеры даек колеблются в очень широких пределах.

Самая крупная дайка - великая дайка в Родезии (Южная Африка). Она имеет мощность от 5 до 10км и протяженность до 500км. Сложена она основными породами. Как правило, дайки встречаются группами, образуя серии или свиты субпараллельных или радиальных тел;

2) Жилы отличаются от даек обычно извилистой формой, наклонным или даже горизонтальным залеганием и меньшими размерами;

3) Штоки - интрузивные тела, приближающиеся к цилиндрической форме с круто падающими контактами. Площадь выхода на дневную поверхность штока не превышает 100км2;

4) Батолит - огромное тело с куполообразной кровлей, осложненной углублениями и выступами. Батолиты сложены породами гранитного состава и приурочены обычно к осевым частям складчатых структур. Образуя выходы на дневную поверхность, площадью в десятки и сотни тысяч км2.

Формы залегания эффузивных горных пород

Форма тел эффузивных пород зависит от характера вулканического извержения, от степени вязкости лавы и от рельефа земной поверхности, на которой происходило излияние. Выделяют следующие 2 группы эффузивных тел:

1) Тела, связанные с излияниями по трещинам - покровы, потоки, дайки;

2) Тела, возникшие в результате деятельности вулканов центрального типа - потоки, купола, иглы, конусы, некки (жерловины), диатремы (трубки взрыва).

Покров - плоское тело, имеющее большое площадное распространение и сравнительно небольшую мощность, характерны для основных лав, способных заливать огромные площади. При многократных повторениях излияния лавы заполняют все пониженные формы рельефа, а наслоения многочисленных покровов формируют базальтовые плато. Лавовые равнины известны в Сибири, Африке, Индии, Южной Америке.

Поток - узкое длинное тело, образованное застывшей лавой, форма которого отражает название. Образуется по склонам вулканов и врезультате заполнения лавой долин и оврагов. Состав лав во многом определяет форму и размер потоков. Потоки вязких кислых лав мощные и короткие; основных лав - значительно меньшей мощности, но большей протяженности.

Купол - караваеобразное, более-менее конусовидное тело, образованное лавой среднекислого состава, выжатой из кратера вулкана. Образование куполов происходит и в настоящее время (вулкан Безымянный на Камчатке).

Игла - тело, вытянутое по вертикали, с небольшой площадью сечения и круто падающими боковыми поверхностями. Такие тела возникают при извержении вязких лав, выжатых из подводящего канала в виде густой массы и в таком виде застывших на поверхности. Классическим примером является пик Мон-Пеле (остров Мартиника из малых Антильских островов) высотой 350м при диаметре 100м.

Конус - образуется вокруг кратера вулкана в результате неоднократного излияния вязкой лавы, переслаивающейся с рыхлыми продуктами вулканической деятельности.

Дайки и некки - формируются в результате заполнения лавой жерла вулкана (некк) или подводящей трещины (дайка). По условиям залегания они аналогичны интрузивным дайкам и штокам.

Диатремы по морфологии аналогичны неккам, но сложены не лавовыми потоками, а пирокластическим материалом с включением обломков окружающей среды. Диатремы возникают в результате взрывов вулканических газов при большом давлении и высокой температуре.

ТЕМА 11. ПОРОДЫ УЛЬТРАОСНОВНОГО СОСТАВА

Делятся на 2 группы:

1) Породы нормальной щелочности - дуниты, перидотиты, пироксениты;

2) Породы повышенной щелочности - субщелочные перидотиты, кимберлиты, ингилиты, меймечиты, якупиронгиты.

Ультраосновные породы сложены почти нацело темноцветными минералами: оливин, пироксены, роговая обманка. Содержание кремнезема меньше 45%.

Дуниты - зернистые светло-серые, желтовато-зеленые или темно-зеленые мелко- и среднекристаллические породы, почти целиком состоят из одного оливина. В виде примеси нередко присутствует хромит. Оливин образует идиоморфные кристаллы, отличается сильным блеском, особенно на плоскостях спайности. Дуниты имеют панидиоморфнозернистую структуру.

Пироксениты подразделяются по составу пироксена на:

1) Клинопироксениты - темные, зеленовато-серые, зеленовато-черные крупно- и среднезернистые тяжелые породы. Акцессорные минералы представлены магнетитом, ильменитом, хромитом и шпинелью;

2) Ортопироксениты - зеленовато-серые или буровато-желтые светлые или темные породы, структура которых различна: от мелко- до гигантозернистой;

Перидотиты - породы черные, с зеленоватым оттенком, различной зернистости. Состоят из оливина, бурой или зеленой роговой обманки, акцессорные минералы: магнетит, апатит, шпинель. Структура пойкелитовая (оливин включен в другие минералы).

Меймечиты. По новейшим данным они залегают в виде потока, внешне темные, почти черные породы порфировой структуры со стекловатой или скрытокристаллической основной массой. Вкрапленникик представлены оливином, который частично серпентинизирован.

Кимберлиты - брекчиевидные породы зеленовато-серого или голубовато-серого цвета, содержат вкрапленники оливина, флагопита, граната. Они представляют собой вулканические тела, образующие на платформах воронки от десятков до нескольких сотен метров в диаметре (жилы и неправильные залежи).

Ингилиты внешне похожи на кимберлиты, характеризуются отсутствием граната. В них постоянно содержится пироксен. Акцессорные минералы: пирохлор, моноцит.

Якупиронгиты - полнокристаллические, почти черные, темно-серые, иногда зеленоватые, средне- и крупнозернистые породы, на 75-90% состоят из титан-авгита, на 25% из магнетита, 15% - нефелин. Структура гипидиоморфнозернистая или пойкилитовая.

Условия образования и залегания. Полезные ископаемые

Ультраосновные породы могут образовываться как в складчатых областях, так и на платформах. Они внедряются в верхние горизонты земной коры, представляя собой в плане узко ориентированные тела, в разрезе - круто падающие. Тела сложены однородными оливин-пироксеновыми породами. Иногда имеют многослойное строение. Протяженность их до 700км при ширине 20-30км. В платформенных условиях они развиваются вместе с основными породами, слагают тела лакколитов и лаполитов.

Важнейшими полезными ископаемыми являются: никель, хром, платина, алмазы и железо.

ТЕМА 12. ПОРОДЫ ОСНОВНОГО СОСТАВА

Вулканические породы нормальной щелочности - толеитовые базальты и долериты.