эффузивные разновидности. Трахиты - кайнотипные породы; трахитовые порфиры - палеотипные. Это порфировые породы. Во вкрапленниках у трахитов присутствует санидин, а у трахитовых порфиров - большей частью ортоклаз, один или вместе с плагиоклазом (андезином). В небольшом количестве во вкрапленниках встречаются биотит, роговая обманка или щелочные цветные минералы. Трахиты обычно имеют трахитовую структуру, которая состоит из субпараллельно ориентированных табличек щелочного полевого шпата. Кроме щелочного полевого шпата трахиты содержат плагиоклаз, роговую обманку, моноклинный пироксен, сфен, апатит и магнетит, трахиты, как и сиениты, делятся на нормальные и щелочные, по вкрапленникам различают биотитовые, роговообманковые, пироксеновые и другие разновидности.

Группа нефелинового сиенита - фонолита

Это группа щелочных пород о высоким содержанием натрия и калия. Главными минералами рассматриваемой группы являются нефелин, щелочной полевой шпат и цветные минералы, в том числе щелочные. В некоторых разновидностях нефелиновых сиенитов существенную роль играют минералы, которые в других породах встречаются редко (эвдиалит, лопарит, пирохлор) или присутствуют в качестве акцессорных (циркон, сфен, апатит). Формы залегания нефелиновых сиенитов - небольшие интрузивные тола (лополиты и кольцевые массивы, иногда штоки и дайки). Лополиты имеют овальную форму, зональное строение в плане и слоистое в разрезе.

интрузивные разновидности. Нефелиновые сиениты - породы, состоящие из щелочного полевого шпата (65-70 %), нефелина (около 20 %) и цветных минералов (10-15 %). Щелочной полевой шпат - ортоклаз с пертитовым строением или микроклин. Цветные минералы - авгит, эгирин-авгит, эгирин, щелочная роговая обманка, биотит (нередко лепидомелан). Вторичные минералы представлены альбитом, цеолитами, содалитом, канкринитом. Акцессорные минералы - апатит, сфен, циркон, эвдиалит, пирохлор, флюорит. Структура гипидиоморфная, текстура часто трахитоидная. Среди нефелиновых сиенитов выделяется около 400 разновидностей. При небольшой распространенности эти породы исключительно разнообразны по минеральному составу.

Уртит - разновидность, близкая к нефелиновому сиениту, в состав которой входит 80 % нефелина, 10 % эгирина и 10 % акцессорных минералов - апатита, сфена и титаномагнетита.

эффузивные разновидности. Фонолиты - кайнотионые вулканические породы с вкрапленниками нефелина, щелочного полевого шпата, моноклинного пироксена, эгирина и щелочной роговой обманки. Основная масса состоит из табличек щелочного полевого пшата и короткостолбчатых кристаллов нефелина, иногда с некоторым количеством цветных минералов. Структура основной массы называется фонолитовой.

Осадочные горные породы

Нормально-обломочные породы

Эти породы состоят из обломков горных пород и минералов, чаще всего (хотя и не всегда) связанных между собой цементом. Их общей особенностью является обломочная структура» хорошо известная на примере брекчий или конгломератов. Классификация нормально-обломочных пород построена, главным обрезом, на крупности обломков (табл.1).

Таблица 1.Классификация нормально-обломочных и пирокластических пород

Группа пород	Структура пород и крупность обломков, мм
	Псефитовая	Псаммитовая 2-0,1	Алевритовая 0,1-0,01
	>10	10-2
Нормально-обломочные:
рыхлые	Галечник, булыжник	Гравий	Песок	Алеврит
сцементированные	Конгломерат, брекчия	Гравелит	Песчаник	Алевролит
Пиропластические:
рыхлые	Вулканические бомбы и глыбы	Лапилли, вулканичес-кий гравий	Вулканический песок	Вулканический пепел
сцементированный	Вулканический агломерат, Вулканическая брекчия	Гравийный туф	Псаммито-вый туф	Пепловый туф

Нормально-обломочные порода обладают примерно однотипным строением. Рассмотрим их на примере наиболее распространенной разновидности - песчаника.

Песчаники обладают псаммитовой структурой. Они состоят из обломков или песчинок размером 2,0-0,1 мм и цемента. Обломки характеризуются размерами, формой, составом слагающих минералов и горных пород; цемент - составом, структурой и типом цементации обломков.

1. По крупности обломков различают песчаники крупнозернистые (2-0,8 мм), среднезернистые (0,8-0,3 мм) и мелкозернистые (0,3-0,1 мм).

2. По форме обломки бывают угловатыми, полуугловатыми, полуокатанными и окатанными.

3. В состав обломков входят прежде всего устойчивые к выветриванию минералы изверженных пород - кварц, альбит, калиевый полевой шпат, в меньшей степени чешуйки слюды, роговая обманка, зерна эпидота, монацита, циркона. Кроме минералов в составе обломков значительная роль принадлежит мелко- и тонкозернистым эффузивным (андезитовые порфириты, кварцевые порфириты), осадочным (глинистые сланцы, кремнистые породы) и метаморфическим (кварцевые сланцы, кварциты) породам.

4. Но составу цемент может быть глинистым, карбонатным, кремнистым, железистым, гипсовым, фосфатным, слюдистым. Состав цемента нередко находит свое отражение в названии песчаника: известковистый песчаник, гипсовый песчаник.

5. Структура цемента определяется его составом. У карбонатного и кремнистого цементов наблюдаются структуры карбонатных и кремнистых пород - скрытокристаллическизернистая, кристаллическизернистая; у глинистого - пелитовая.

6. Главными типами цементации являются поровый, соприкосновения и базальный. Поровый цемент заполняет поры между песчаниками. Цемент соприкосновения присутствует на контактах обломков. При базальном типе цементации обломки как бы плавают в цементе.

В зависимости от состава обломков песчаники делятся на мономиктовые и полимиктовые. Мономиктовые более чем на 90 % состоят из обломков одного минерала. Примером мономиктовых песчаников являются кварцевые, на долю которых приходится около 1/3 объема всех песчаников. Все остальные песчаники являются полимиктовыми.

Среди полимиктовых следует отметить аркозовые песчаники, или аркозы. Аркозовые песчаники представляют продукт разрушения гранитов и гнейсов. Они состоят из кварца (40-70 %) и из полевых шпатов (30-60 %) -щелочного полевого шпата и альбита, т.е. в значительной мере наследуют состав материнских пород. Форма обломков в аркозах угловатая и полуугловатая, структура неравномерно-обломочная. Количество цемента обычно не превышает 10 %, цемент глинистый, иногда железистый или карбонатный. Аркозы образуются в условиях резко расчлененного рельефа без значительного переноса обломочного материала от места разрушения.

Пирокластические породы

Пирокластические породы возникают при вулканических извержениях и более чем на 90 % состоят из обломков эффузивного материала. По данным Г.С. Горшкова, параметры извержения камчатского вулкана Безымянного, произошедшего 30 марта I960 г., следующие: освобожденная при взрыве энергия оценивается в 40000 млрд. кВт, в воздух был поднят 1 км3 рыхлого вулканического материала, начальная скорость полета обломков 500-600 м/с, начальное давление в жерле вулкана 300 МПа, высота пеплового облака 45 км. Мелкий пепел был перенесен через Северный полюс и через четыре дня выпал в Англии.

При вулканических извержениях в воздух выбрасываются вулканические глыбы и бомбы диаметром больше 30 мм, лапилли (30-10 мм), вулканический гравий (10-2 мм) и вулканические песок, пепел и пыль.

Источником вулканогенно-обломочного материала кроме выбросов лавы являются части вулканических построек, лавовые пробки, иногда породы фундамента.

Вулканические брекчии и вулканические туфы - распространенные пирокластические породы. Их состав соответствует составу той эффузивной породы, из обломков которой они состоят. Например, туф базальтов, туф андезитовых порфиритов и туф "смешанного состава", если он состоит из обломков разных вулканических пород. По структуре среди туфов различают три разновидности:

1) литокластические, существенно состоящие из обломков эффузивных пород; 2) кристаллокластические, в основном сложенные обломками кристаллов - порфировых выделений эффузивных пород; 3) витрокластические, состоящие из обломков вулканического стекла.

Весьма употребительны сложные названия, например, "кристаллолитокластический туф", состоящий из обломков кристаллов и из обломков эффузивных пород, причем последних в количественном отношении больше.

Вулканические туфы могут быть похожи на полимиктовые песчаники. Признаки, позволяющие отличать туфы, следующие:

I) туфы почти целиком состоят из обломков эффузивных пород, и цемент для них не характерен; 2) имеет место плохая сортированность и беспорядочное расположение угловатых обломков;

3) присутствуют неустойчивые к выветриванию минералы (основной плагиоклаз, пироксен, оливин), а также вулканическое стекло; 4) нередко отсутствует слоистость.

Туффиты - садочно-пирокластические породы, сложенные из пирокластического, а также нормально-обломочного материала. Они образуются в водной среде, их обломки окатанные, сортированные, иногда в туффитах присутствует цемент и порода имеет слоистую текстуру. В генетическом отношении туффиты занимают промежуточное положение между пирокластическими и нормально-обломочными породами.

Глинистые породы

Глинистым илом и глиной называют рыхлые несцементированные породы. Твердыми сцементированными породами являются глинистые сланцы и аргиллиты, они отличаются друг от друга текстурой. Глинистые сланцы - слоистые или тонкослоистые породы, а аргиллиты - массивные или грубослоистые.

Глинистые породы состоят из мельчайших частиц глинистых минералов размером от 0,01 мм до долей микрона: каолинита, монтмориллонита, иллита и других.

Карбонатные породы

Карбонатные породы обладают различными структурами. 0бломочная структура возникает при разрушении древних известняков в зоне волноприбойной деятельности. Оолитовая структура слагается концентрически-зональными шариками или овоидными тельцами диаметром от долей миллиметров до нескольких миллиметров. Оолиты образуются химическим путем в зоне прибоя при обволакивании карбонатным осадком находящихся во взвешенном состоянии зародышей в виде пылинки или песчинки или пузырька воздуха.

Выделяют три разновидности карбонатных пород. Известняки состоят из кальцита, в них наблюдаются все перечисленные структуры. Доломиты состоят из доломита, в них чаще отмечается кристаллическая структура, образованная ромбоэдрами доломита, остатки фауны встречаются редко. По-видимому, немногие организмы могут существовать в морской воде повышенной солености. Мергели состоят из смеси глинистого материала с кальцитом или доломитом примерно в одинаковой пропорции.

В основе образования известняков лежит реакция распада растворенного в морской воде бикарбоната кальция.

Осаждение кальцитового ила в значительной мере зависит от режима углекислоты. Она испаряется при повышении температуры морской воды под действием солнца, при смешении с теплыми водами и в результате механического перемешивания волнами. Среда, насыщенная бикарбонатом кальция, благоприятна для существования организмов, строящихся свой скелет из кальцита. Значительное распространение органогенных известняков указывает на существенную роль органогенного способа образования. Известняки образуются химическим и органогенным способами.

Процесс образования доломитов более сложный. Здесь предполагаются два механизма. Первый состоит в доломитизации кальцитового ила. Процесс происходит почти одновременно с осаждением кальцитового ила и носит характер ионного обмена между ним и морской водой.

С другой стороны, ассоциация слоев доломитов с известняками, солями и сульфатами указывает на образование доломитов путем непосредственного выпадения в осадок доломитового ила.

Кремнистые породы

Эти породы состоят из кварца, а также халцедона и опала. По происхождению и по минеральному составу кремнистые породы делятся на две группы: I) халцедон-кварцевые, главным образом химического генезиса; 2) опаловые, преимущественно органогенного происхождения.

Халцедон-кварцевые породы имеют наибольшее распространение. Главными их разновидностями являются кремнистые сланцы и яшмы. Они состоят из кварца и небольшого количества халцедона и окислов железа (гетита, гематита). Структура скрытокристаллическая, тонкокристаллическая. Обе породы отличаются по текстуре и по цвету. Сланцы имеют тонкослоистую текстуру, а для яшм характерна брекчиевидная, иногда полосчатая текстура и пестрая окраска в красно-коричневые, зеленые и черные тона. В яшмах наблюдаются остатки радиолярий. В геологических разрезах кремнистые сланцы ассоциируются о известняками и глинистыми сланцами, а яшмы - с эффузивными и пирокластическими породами основного состава.

Опаловые породы возникают при накоплении остатков диатомей и радиолярий. Соответственно образуются диатомовые и радиоляриевые земли и консолидированные породы - диатомиты и радиоляриты. Диатомиты - пористые породы существенно состоящие из панцирей диатомей в виде лодочек, дисков, крестиков, треугольником размером 0,03-0,15 мм, а также из неправильных зерен опала и примеси обломочного и глинистого материала. Радиоляриты более чем на половину состоят из опаловых скелетов радиолярий шарообразной или вытянутой формы размером менее 0,1 мм. Остальную часть породы образуют примеси, аналогичные примесям в диатомитах. С этими породами сходны опоки и трепелы, состоящие из округлых опаловых телец.

Генезис халцедон-кварцевых пород определяется тем, что кремнезем в небольших количествах растворяется при выветривании и речными водами выносится в море в виде нормальных и коллоидных растворов. Под электролитическим воздействием морской вода золи кремния свертываются и кремнезем выпадает в осадок. По-видимому, таким путем образуются кремнистые сланцы, переслаивающиеся с глинистыми и карбонатными породами. Ассоциация яшм с эффузивными и пирокластическими породами указывает на связь их происхождения с вулканической деятельностью: источником кремнезема были поствулканические газы и пепловый материал, который мог раствориться в морской воде и выпасть в осадок.

Сульфатные породы и соли (эвапориты)

Эти породы образуются чисто химическим путем в процессе выпаривания морокой или озерной воды. Выпавший порошковатый осадок перекристаллизовывается в твердую горную породу с кристаллическизернистой структурой. Текстура сульфатных пород и солей массивная, слоистая, иногда плойчатая. Разновидности представлены гипсом, состоящим из минерала гипса; ангидритом, сложенным ангидритом; каменной солью, состоящей из галита, и сильвинитом, сложенным сильвином (15-40%), галитом (25-60 %) и другими минералами (ангидритом, полигалитом, кизеритом). Из-за низкого удельного веса и высокой пластичности соляные массы нередко выжимаются под давлением вышележащих слоев из мест первоначального залегания в более высокие горизонты. В результате образуются соляные купола, отличающееся значительным морфологическим разнообразием - от пологих куполов, представляющих собой начальные стадии выжимания, до крутых колонн, конусов, гребней и грибообразных форм. Механизм образования солей наиболее часто иллюстрируется современным выпаривающимся бассейном Кара-Богаз-Голом. Последовательность выпадения солей контролируется системой соль - вода, изученной Я.Х.Вант-Гоффом и Н.С.Курнаковым. Первыми из раствора выпадают труднорастворимые, а последними - легкорастворимые соли. Сначала в бассейнах выпадают кальцит и доломит, затем гипс и ангидрит, потом галит и лишь в последнюю очередь легкорастворимые калийные и магнезиальные соли. В природе ход кристаллизации усложняется сезонными и суточными колебаниями температур.

Фосфориты

Фосфатные минералы в рассеянном виде присутствуют во многих осадочных породах. В некоторых из них они концентрируются в значительных количествах, и такие породы называются фосфоритами. Фосфориты - это руды с содержанием P2O5 не менее 5 %. Фосфатные минералы в фосфоритах представлены гидроксилапатитом и фторапатитом, в качестве второстепенных присутствуют опал, халцедон, кварц, глауконит. В этих породах нередко встречается органическое вещество. Концентрация фосфатов в фосфоритах оценивается в пересчете на фосфорный ангидрид, содержание которого во фторапатите составляет 42,3 %. Фосфатные минералы находятся в породах в виде конкреций, оолитов, цемента и обломков раковин. Наиболее распространенными типами фосфоритов являются конкреционные и пластовые.

Конкреционные фосфориты - скопления обособленных или частично «слившихся» конкреций, залегающих в песчано-глинистых или карбонатных породах. Размеры конкреций в поперечнике варьируют от первых сантиметров до 10-20 см. Цвет конкреций темно-серый, почти черный, иногда бурый. Внутри конкреций встречаются обломки костей, фосфатизированной древесины, псевдоморфозы апатита по органическим остаткам.

Пластовые фосфориты - песчаники, известняки и другие осадочные породы. Они имеют различную окраску и массивную или слоистую текстуру. Фосфатные минералы находятся в них в виде оолитов или мельчайших зерен, сцементированных фосфатно-карбонатным или фосфатно-кремнистым цементом. Многие фосфориты представляют собой песчаники с фосфатным цементом. Фосфатные минералы в фосфоритах обычно находятся в скрытокристаллическом состояния. При определении и изучении этих пород применяют химический, термический, рентгеновский анализы и электронную микроскопию. Залежи фосфоритов обладают большой протяженностью. Таковы месторождения Каратау в Казахстане и Ганнтур в Марокко. Пермские фосфориты США занимают около 350000 км2. Промышленное значение фосфоритов как руды на фосфор зависит от содержания P2O5. В настоящее время разрабатываются месторождения фосфоритов с содержанием P2O5 5 %. Происхождение фосфоритов может быть химическим, органогенным и смешанным органогенно-химическим.

Бокситы

Бокситами называют осадочные породы, содержащие в качестве главных компонентов гидроокислы алюминия. Породообразующие минералы в бокситах представлены гидраргиллитом (гиббситом), бёмитом и диаспором. В зависимости от преобладания глиноземистых минералов выделяют: гидраргиллитовые или гиббситовые, бёмитовые, диаспоровые и смешанные - наиболее распространенные разновидности бокситов. Второстепенными минералами являются окислы железа - лимонит, гётит, гидрогётит, гидрогематит, а также каолинит, кварц, халцедон, опал, хлорит, минералы двуокиси титана. В геохимическом отношении бокситы иногда могут быть обогащены галлием, хромом, ниобием, ураном, торием, бериллием и другими элементами. Макроскопически бокситы - мягкие или уплотненные кавернозные породы, по окраске довольно разнообразные - обычно красного и коричневого цвета, реже белые, серые и пестрые, текстуры и структуры бокситов обломочные, брекчиевидные, гравелитовые, а также конкреционные - бобовые, оолитовые, и пизолитовые. Бокситы - тонкодисперсные пелитоморфные породы, основными методами изучения которых являются электронная микроскопия, термический, рентгеновский и химический анализы.

Генетически среди крупнейших промышленных месторождений различают остаточные, или латеритные, бокситы кор выветривания и осадочные или переотложенные бокситы. Латеритные коры выветривания образуются в тропических областях вследствие высокой температуры, чередования сухих и дождливых сезонов и выпадения обильных осадков. Пенепленезированный плоский рельеф благоприятен для образования латеритного профиля, состоящего снизу вверх из зоны выщелоченных пород, зоны обломочных бокситов и бронирующей кирасы. Из материнских пород выщелачиваются калий, натрий, кальций, магний и кремнезем. Труднорастворимые соединения алюминия, частично железа и титана накапливаются в зоне обломочных бокситов. Бокситы образуются на любой материнской породе, но крупные месторождения латеритных бокситов возникают преимущественно на богатых алюминием глинистых сланцах, долеритах и нефелиновых сиенитах. За счет гранитов и гнейсов хорошие промышленные месторождения не образуются. Осадочные бокситы накапливаются в результате переноса окислов алюминия в виде коллоидно-химических и механических осадков. Осаждение происходит в различного рода водоемах, в связи с чем различают склоновые, долинные - делювиальные и пролювиальные, озерно-болотные и лагунные бокситы.

Meтаморфические горные породы

Факторы метаморфизма

Метаморфизм - это процесс перекристаллизации и преобразования в земной коре магматических, осадочных и ранее возникших метаморфических пород под влиянием температуры, давления и химически активных растворов.

температура. Наиболее часто встречающееся значение температурного градиента 36 °С/км. наибольшее (150 °С/км) отмечено в штате Орегон, наименьшее (6 °0/км) в Витватерсранде (Южная Африка). Геотермический градиент различен в разных тектонических структурах. Он мал на платформах (10-33 °С/км), но велик в кайнозойских геосинклинальных областях (33_50 °С/км) и особенно в областях новейшего вулканизма (50-150 °С/км). На глубину по радиусу Земли геотермический градиент распределяется следующим образом: для земной коры в целом он составляет 20 °С/км на рлубине ЗЗ км на границе земной коры и мантии не превышает 10 °С/км, на глубине I00-I50 км равен 7,5-8,5 °С/км, а для всей мантии характерно значение 0,6 °С/км.

давление. В земной коре действует два типа давления: гидростатическое (литостатическое) и ориентированное (стресс). Первое определяется нагрузкой вышележащих слоев Земли и возрастает с глубиной со скоростью геобарического градиента 25-30 МПа/км. Однако реальное значение давления на определенном уровне может существенно отличаться от расчетного из-за тектонических процессов и неровностей рельефа.

летучие компоненты. Вода, углекислота, борная, соляная и другие кислоты, заключенные в системе трещин, пор и межзерновых каналов, оказывают каталитическое воздействие на ход химических реакций между минералами горных пород. Главной составной частью летучих компонентов является вода.

Понятие о фациях метаморфизма

Метаморфической фацией называется совокупность метаморфических пород разного химического состава, которые сформировались в одинаковых термодинамических условиях (температура и давление). Например, гнейс и амфиболит образуются в условиях одной метаморфической фации. Химический состав конкретной метаморфической породы, входящей в состав фации, зависит от состава первичной породы. Метаморфические породы сходного химического состава в зависимости от физико-химических условий образования будут иметь различный характер минеральных ассоциаций и будут принадлежать различным метаморфическим фациям. Например, возникающие из базальтов зеленые сланцы, амфиболиты и эклогиты, образуются при разных условиях и, следовательно, принадлежат к разным метаморфическим фациям.

Метасоматоз и метасоматиты

В момент отделения температура летучих компонентов примерно соответствует температуре магмы (600-1000 OС), а давление может превышать гидростатическое. В этот момент летучие компоненты представляют собой надкритическую, сильно сжатую и перегретую фазу, главным образом, воды, которая устремляется от контакта интрузии в зоны пониженного давления, остывает и после этого превращается в гидротермальный раствор. Проникая по трещинам, порам и межзерновым промежуткам, компоненты, растворенные в сжатом водяном паре, вступают в химические реакции с минералами горных пород. В результате на месте старых минералов возникают новые, обогащенные теми компонентами, которыми был насыщен водяной пар. Этот процесс называется метасоматозом, а образующиеся горные породы - метасоматитами. Характерной особенностью метасоматических пород является существенное, иногда полное преобразование химического состава первичных пород с привносом и выносом определенных компонентов.

Метасоматиты слагают: согласные пластообразные залежи, приуроченные к горизонтам пористых осадочных пород или к границам их напластования; метасоматические залежи, формы и размеры которых связаны со сложной конфигурацией трещиноватых и тектонических зон, прерывистые ореолы около магматических тел. Текстуры метасоматитов полосчатые, брекчиевидные, пятнистые, массивные; структуры неравномернозернистые. Минеральный состав может быть простым или сложным, когда на высокотемпературную ассоциацию минералов накладываются средне- и низкотемпературные ассоциации. При этом в метасоматитах иногда сохраняются реликтовые минералы первичных пород.

Типы метаморфизма

По геологическим масштабам проявления различают локальные и региональные типы, а по химическому составу изохимические и метасоматические: локальные изохимические - контактовый и катакластический; локальные метасоматические - контактово-метасоматический и автометаморфизм; региональный изохимический - региональный; региональный метасоматический - ультраметаморфизм. В изохимических типах процесс метаморфизма протекает с существенным сохранением химического состава первичной породы.

Минеральный состав метаморфических пород

Минералы метаморфических пород разделить на две группы:

1) минералы, широко распространенные и в магматических, и (или) в осадочных породах: полевые шпаты, кварц, слюды, роговые обманки, пироксены, оливин, кальцит, доломит и т.д.

2) типичные метаморфические минералы: из группы граната - альмандин, гроссуляр, андрадит; из группы пироксена - диопсид, геденбергит; из силикатов алюминия - андалузит, дистен, силлиманит; из алюмосиликатов магния и железа - кордиерит, а также богатые кальцием - такие, как эпидот, везувиан, волластонит и другие.

Силикаты алюминия появляются в метаморфических породах, образовавшихся из глинистых пород, и отражают их известную особенность - богатство глиноземом. Известковисто-глиноземистые силикаты группы эпидота характерны для метаморфических пород, возникших из магматических пород основного и среднего состава, первично богатых кальцием и алюминием.

Структуры и текстуры метаморфических пород

Структуры метаморфических пород образуются в процессе бластеза - перекристаллизации в твердом состоянии - и называются кристаллобластическими. Многие метаморфические породы имеют неравномернозернистую структуру: крупные кристаллы, подобные порфировым вкраплениям, резко выделяются на фоне преобладающей массы породы. В метаморфических породах такие кристаллы называются порфиробластами, а сами структуры - порфиробластовыми или порфиробластическими.

Главными текстурами метаморфических пород являются сланцеватая, полосчатая и массивная. Сланцеватая текстура характеризуется субпараллельной ориентировкой кристаллографических элементов минералов, например: пинакоидов слюд, одинаковой вытянутостью (линейностью) призматических кристаллов роговой обманки. Полосчатая текстура oбусловлена наличием обособлении минералов в виде полос. Примерами сланцеватой и полосчатой текстур являются очковая, линзовидная и стебельчатая.

Группы метаморфических пород

Контактово-метаморфические породы

Этот тип метаморфизма имеет место во вмещающих породах на контактах с интрузиями под влиянием теплового поля, возникающего вокруг интрузии в результате разности температур магмы и вмещающих пород. Температура является главным фактором контактового метаморфизма, роль летучих компонентов незначительна. Контактовый метаморфизм - это процесс перекристаллизации без существенного привноса и выноса компонентов. Среди пород контактового метаморфизма наиболее распространены роговики и мраморы.

Роговики образуются из осадочных и метаморфических пород в контактовых зонах, обрамляющих интрузии. Это сливные мелкозернистые породы с раковистым изломом и с характерной роговиковой структурой, представляющей собой агрегат мозаичных гранобластовых зерен. Главные минералы - основной или средний плагиоклаз, моноклинный пироксен, роговая обманка, биотит. Текстура роговиков массивная, но иногда полосчатая, наследующая сланцеватую или слоистую текстуру первичных пород.

Мраморы могут быть кальцитовыми и доломитовыми. Их структура граноблаотовая, мозаичная или зубчатая. Если в карбонатных породах была примесь глинисто-кремнистого материала, то в зависимости от температуры и состава примеси в мраморах появляются силикатные минералы: форстерит, диопсид, гроссуляр, тремолит, волластонит, а также везувиан.

Контактово-метасоматические породы

Этот тип метаморфизма развит преимущественно в зонах контактов интрузий с вмещающими породами, а также на некотором удалении от них. Важной разновидностью контактово-метасоматических пород являются скарны. Скарны - это метасоматиты, состоящие из кальциево-железистых минералов: граната андрадит-гроссулярового ряда, пироксена из ряда диопсид-геденбергита и магнетита. Гранат, пироксен, магнетит, в меньшей степени везувиан, являются главными высокотемпературными минералами скарнов.

Автометаморфические породы

Автометаморфизм - процесс метасоматического изменения магматических горних пород под влиянием летучих компонентов, отделившихся от той же интрузии или идущих из того же магматического очага, который образовал данную интрузию. Примером начальных стадий автометаморфических изменений магматических пород является замещение первичных минералов вторичными: оливина - серпентином; плагиоклаза -серицитом, мусковитом; биотита, роговой обманки, пироксена - хлоритом и т.д.

Серпентиниты - породы, состоящие из серпентина, частично хлорита, с небольшим количеством магнетита, тремолита, талька и магнезита. Серпентиниты образуются из ультраосновных пород - дунитов или перидотитов в результате замещения оливина и пироксена серпентином. Оливин, пироксен и хромит присутствуют в серпентинитах как реликтовые минералы. Пластинчатый и волокнистый серпентин создает значительное разнообразие "сетчатых", "петельчатых", "решетчатых" структур.

Грейзены - крупно- и среднезернистые мусковит-кварцевые или кварцевые метасоматиты, которые возникают, главным образом, за счет гранитов. Главные минералы - кварц, мусковит, лепидолит, а также топаз, турмалин, флюорит; второстепенные - берилл, касситерит, вольфрамит, шеелит, молибденит. Минеральный состав грейзенов отличается непостоянством: количество кварца варьирует от 50 до 90 %, содержание мусковита достигает 50 %, а турмалина, топаза и флюорита не превышает 30 %, Структура породы лепидогранобластовая.

Катакластические породы

Процесс механического разрушения горной породы носит название катаклаза. Главным фактором катаклаза является ориентированное давление. Под его влиянием структура первичной породы разрушается и появляется новая катакластическая структура. Зерна горной породы при этом сжимаются, скручиваются, дробятся и перемалываются. У них появляется волнистое «погасание», микротрещины и зонки размельчения. Катакластический метаморфизм имеет место в дизъюнктивных тектонических зонах сбросов, сдвигов, надвигов с различными амплитудами перемещений.

Тектонические брекчии - это породы, состоящие из угловатых обломков различных размеров вплоть до крупных блоков с раздробленной цементирующей массой -"песка", "муки" или "глинки" трения.

Катаклазиты - породы, в которых около половины кристаллического материала перетерто и превращено в тонкообломочный агрегат, цементирующий обломки первичной породы и минералов. Подобная структура называется катакластической, она возникает в результате почти полного разрушения первичной структуры.

Милониты - тонкоперемолотые, но не рыхлые, а плотные сцементированные породы со сланцеватой текстурой. Под микроскопом видна тонкообломочная или скрытообломочная изотропная масса, иногда о редкими, сохранившимися от растирания крупными обломками линзовидной формы.

Регионально-метаморфические породы

Этот тип метаморфизма имеет место в пределах обширных геосинклинальных областей, переживших сложный процесс тектонического развития. В. результате первичные горные породы оказались на разных уровнях земной коры в условиях различных температур и давлении, т.е. в условиях различных метаморфических фаций.

Филлиты образуются из глинистых сланцев. Это чрезвычайно тонкокристаллические породи, состоящие главным образом из серицита и хлорита. Чешуйки слюды занимают в породе субпараллельное положение, и в скрещенных николях при вращении предметного столика вся порода то просветляется, то гаснет. Текстура филлитов тонкосланцеватая, иногда плойчатая с щелковистым блеском на плоскостях сланцеватости.

Эпидот-амфиболитовая фация. Кристаллические сланцы существенно состоят из мусковита, биотита, нередко кварца и альбита. Одновременно в них появляются метаморфические минералы: ставролит, дистен, силлиманит, и гранат. По минеральному составу различают мусковит-биотитовые, кварцево-мусковитовые или кварцево-биотитовые слюдяные кристаллические сланцы.

Мраморы состоят из кальцита илл доломита и имеют гранобластовую анизодиаметрическую структуру.

Кварциты образуются из кварцевых песчаников и кремнистых пород. Это мономинеральные кварцевые породы с гранобластовой зубчатой или мозаичной структурой, текстура у них полосчатая или массивная.

амфиболитовая фация. Гнейсы, возникающие из осадочных пород, называются парагнейсами, а гнейсы, образовавшиеся из магматических пород, - ортогнейсами. Гнейсы - кварцево-полевовшатовые породы, минеральный состав которых, особенно в ортогнейсах, близок к составу гранита, но, в принципе, может варьировать в широких пределах. Гнейсы состоят из калиевого полевого шпата, обычно микроклина, кислого и среднего плагиоклазов, кварца и слюд - биотита и мусковита.

Амфиболиты образуют очень важную группу пород, состоящих из роговой обманки и плагиоклаза. Содержание роговой обманки обычно равно 60-70 %, иногда порода состоит из нее целиком. Кроме главных минералов в амфиболитах присутствуют моноклинный пироксен, биотит, гранат, эпидот, кварц, сфен. Наличие этих минералов обычно отражается в названии амфиболита - пироксеновый, гранатовый, эпидотовый. Текстура амфиболитов массивная, сланцеватая, полосчатая; структура гранобластовая, нематобластовая.

геология кристалл порода горный

Размещено на Allbest.ru