Если у вас возникли сложности с курсовой, контрольной, дипломной, рефератом, отчетом по практике, научно-исследовательской и любой другой работой - мы готовы помочь.
Предоплата всего
Подписываем
|
1.1)Предмет, задачи и методы петрографии-петрологии Петрография (от греч. pétros — камень и ...графия), наука о горных породах, их минералогических и химических составах, структурах и текстурах, условиях залегания, закономерностях распространения, происхождения и изменения в земной коре и на поверхности Земли. Существует тенденция разделения общей науки о горных породах на две части — П., преимущественно описательного характера, и петрологию, в которой даётся анализ генетических соотношений. Однако часто эти термины рассматриваются как синонимы. Предмет и методы петрографии. П.— наука геологического цикла; она тесно связана с минералогией, геохимией, вулканологией, тектоникой, стратиграфией и учением о полезных ископаемых. По типам изучаемых горных пород различают П. магматических, П. метаморфических и П. осадочных горных пород, или литологию. П. магматических горных пород исследует кристаллические горные породы, образовавшиеся в основном в результате застывания и кристаллизации магмы. Процессы расщепления (дифференциации) магмы в ходе её застывания в земной коре и растворения в магме вмещающих пород (ассимиляции, контаминации) вели к возникновению различных по составу типов изверженных горных пород и связанных с ними полезных ископаемых. Исследование магматических пород проводится с целью определения их вещественного состава, выяснения физико-химических условий застывания магмы, их взаимоотношения с окружающими породами и пр. П. метаморфических горных пород занимается исследованием горных пород, изменивших (без разрушения и расплавления) первоначальный минеральный и химический состав под влиянием новых физико-химических условий (см. также Метаморфизм горных пород). По характеру изменения различают породы разных метаморфических фаций, минеральный состав которых определяется в основном давлением и температурой окружающей среды (см. Фации метаморфизма). Кроме того, существуют горные породы, занимающие промежуточное положение. Так, некоторые метаморфические породы в процессе своего образования подвергаются частичному расплавлению (см. Палингенезис); и наоборот, в формировании некоторых магматических пород значительную роль играют процессы метаморфизма. Существуют породы, переходные между осадочными и магматическими (вулканогенно-осадочные породы, пирокластические породы и др.), которые сложены магматическим материалом, но способ их образования и условия залегания характерны для осадочных горных пород. |
1.2)УО вулканические породы. Кимберлиты Кимберлит (по г. Кимберли, ЮАР) — гипабиссальная ультраосновная порода порфировой структуры, являющаяся эруптивной брекчией, в которой среди разнородных включений обязательно присутствуют пиропсодержащие ультраосновные породы (пироповые перидотиты, реже пироповые оливиниты и пироксениты) глубинного происхождения. Состав кимберлитов и их генезис Наличие пиропсодержащих ультраосновных пород (недоплавленные реликты подкорового субстрата) — отличительная черта кимберлитов, которая свидетельствует о глубинности зарождения магмы, быстроте её подъёма и гипабиссальных условиях кристаллизации. Значительно более, чем обломки пироповых перидотитов, распространены их отдельные минералы: оливин, пироп, ильменит, хром-диопсид, флогопит и иногда алмаз. В зависимости от количества обломочного материала различают: массивные кимберлиты, брекчиевидные кимберлиты, кимберлитовые брекчии и туфы. Минеральный состав связующей массы кимберлитов характеризуется наличием фенокристаллов оливина и флогопита и основной массы, образованной мелкими зёрнами изменённого оливина, пироксена, флогопита, перовскита, магнетита, иногда монтичеллита и апатита, а также серпентинизированным и карбонатизированным стекловатым базисом. Характерно, что пироксен в кимберлитах образует только микролиты в основной массе и не встречается в виде фенокристаллов. Кимберлитами или кимберлитоподобными породами иногда называют разнообразные по химизму, минеральному составу, структурным и текстурным особенностям и условиям образования горных пород, имеющих сходство с кимберлитами по какому либо одному признаку. Теперь кимберлитом принято называть только те породы, которые обладают совокупностью всех перечисленных выше признаков и потому чётко отделяются от других горных пород, генетически близких к кимберлитам и имеющих с ними сходство по некоторым признакам. |
2.1)Разделение минералов по величине показателя преломления – группы Лодочникова Все минералы при сравнении их показателя преломления с показателем преломления канадского бальзама можно разделить на две группы (см. таблицу). К первой группе относятся минералы с показателем преломления меньше показателя преломления канадского бальзама. Линия Бекке при подъеме тубуса микроскопа (опускании столика) будет перемещаться на канадский бальзам. Ко второй группе относятся минералы с показателем преломления больше показателя преломления канадского бальзама, и полоска Бекке при подъеме тубуса микроскопа (опускании столика) будет смещается на минерал. Порядок определения показателя преломления Регулируют микроскоп (освещение, центрировка объектива). Находят зерно определяемого минерала на границе с канадским бальзамом (обычно на краю шлифа). Несколько опускают осветительную систему и частично прикрывают диафрагму. При подъеме тубуса (или опускании столика) микроскопа наблюдают линию Бекке и отмечают направление ее движения. Определяют характер шагрени и рельефа. Определяют величину показателя преломления минерала с помощью таблицы. |
2.2)Группа габбро-базальта Минеральный состав габброидных пород характеризуется наличием основного плагиоклаза ряда Лабрадора, лабрадор-битовнита; в эвкритах встречается анортит. Цветные минералы представлены моноклинным или ромбическим пироксеном, реже оливином, амфиболом (вместе или порознь). Оливин и пироксены обычно беднее магнием, чем в перидотитах. Несмотря на существенное значение плагиоклаза в составе габбро, эти породы могут иметь темную окраску вследствие темно-серого и темно-зеленоватого цвета Лабрадора. По количественным отношениям между основным плагиоклазом и цветными минералами выделяют следующие породы: 1) анортозиты, состоящие на 100—85% из основного плагиоклаза, который имеет здесь обычно идиоморфный призматический облик (рис. 68); 2) лейкократовое габбро, содержащее 85—70% плагиоклаза; 3) нормальное габбро с 70—30% плагиоклаза; пироксен в них представлен диаллагом или авгитом; 4) меланократовое габбро, содержащее от 30 до 15% плагиоклаза и являющееся переходной породой к плагиоклазовым перидотитам или пироксенитам. По типу цветного компонента в группе габбро выделяют отдельные разновидности. Собственно габбро содержит в качестве цветного минерала моноклинный пироксен (авгит, титан-авгит, диаллаг и др.); норит характеризуется наличием ромбического пироксена — обычно бронзита, реже энстатита и гиперстена; в том случае, когда присутствуют оба пироксена, породу называют габброноритом; форелленштейны состоят из основного плагиоклаза и оливина; названия оливиновое габбро и оливиновые нориты употребляются в случае присутствия в габбро или норите в качестве существенного минерала оливина. Роговообманковое габбро состоит из основного плагиоклаза и амфибола. Габбро-сиениты, или монцониты, характеризуются равными количествами основного плагиоклаза, ряда Лабрадора и ортоклаза (иногда анортоклаза). Цветные минералы могут быть представлены гиперстеном, авгитом, оливином и др. Структуры габброидных пород обычно среднезернистые и лишь в пегматоидных разностях и некоторых лабрадоритах являются крупнозернистыми. Наиболее распространены габбровые структуры (см. рис. 30) с призматическими, короткостолбчатыми кристаллами пироксена и плагиоклаза. Одинаковая степень идиоморфизма этих минералов не означает их совершенной огранки, часто они обладают неправильными контурами. Кроме того, встречаются панидиоморфно-зернистая, пойкилитовая,сидеронитовая и порфировидная структуры. |
|
3.1)Разделение минералов по силе двупреломления По отношению к поляризованному свету минералы делятся на две группы: оптически изотропные, обладающие одинаковыми оптическими свойствами по всем направлениям, и оптически анизотропные, свойства которых меняются в зависимости от направления. К первым относятся кристаллы кубической сингонии и минералы аморфного строения. Характерной особенностью изотропных минералов является то, что в скрещенных николях (при включенном анализаторе), они становятся темными, почти черными и не просветляются при повороте столика микроскопа. Иначе выглядят анизотропные минералы, к которым относятся кристаллы средней и низшей сингонии. Луч света, входя в анизотропный кристалл, раздваивается и каждая из образовавшихся световых волн распространяется в кристалле со свойственной ей скоростью. В результате один луч обгоняет другой и между ними возникает разность хода.Свойство анизотропного кристалла разлагать входящий в него луч света на два луча с разными показателями преломления, распространяющихся с разными скоростями и колеблющиеся во взаимно перпендикулярных плоскостях, называется двойным лучепреломлением (двупреломлением). Силой двупреломления называется величина, показывающая насколько показатель преломления одного луча отличается от показателя преломления другого. При прохождении световых лучей через анализатор наличие между ними той или иной разности хода обуславливает их интерференцию. В результате зерна минералов при изучении их в белом свете под микроскопом в скрещенных николях приобретают интерференционные окраски. Каждому значению разности хода соответсствует своя интерференционная окраска. Таким образом, интерференционную окраску можно использовать для приближенной оценки величины двупреломления минерала: - серые и серовато-желтые цвета интерференции (I п.) соответствуют низким значениям двупреломления (0,002-0,013); - желто-красные и зеленые (II п.) – средним значениям двупреломления (0,014-0,023); - красно-бурые и сине-лиловые (III п.) – высоким значениям двупреломления (0,024-0,04); - перламутровые (IV п.) – очень высоким значениям двупреломления (0,05-0,17). Сила двупреломления – величина непостоянная и зависит от направления прохождения света в кристалле. Это значит, что в разных сечениях одного и того же кристалла возникающая интерференционная окраска будет неодинаковой. Максимальное двупреломление, обуславливающее наивысшую интерференционная окраску, достигается при прохождении луча в направлении, перпендикулярном главному сечению оптической индикатрисы |
3.2)Группа диорита-андезита. Монцонитоиды Петрографическая характеристика диоритов В минеральном составе диоритов определяющим является присутствие плагиоклаза ряда андезина. Цветные минералы в диоритах представлены обыкновенной роговой обманкой, биотитом; из пироксенов встречаются моноклинные разности ряда диопсида — геден-бергита, авгита, из ромбических пироксенов — гиперстен. В нормальном типе пород содержание цветных компонентов равно примерно 25—35%, в меланократовых может доходить до 40%. По цветному компоненту выделяют амфиболовые, гиперстеновые, авгитовые и другие разновидности диоритов. Второстепенными минералами диоритов являются кварц, калиевый полевой шпат, оливин, апатит, сфен, магнетит, титаномагнетит. Сиенито-диоритами, или мангеритами, называют породы, в которых одновременно присутствуют андезин и ортоклаз; в отличие от сиенитов андезин здесь преобладает над калиевым полевым шпатом. Габбро-диориты содержат плагиоклаз ряда лабрадор-андезина (№ 45—55); по сравнению с диоритами в них содержится большее (около 40%) количество цветной составной части. По внешнему виду диориты имеют темно-серую, серо-зеленую окраску в отличие от сиенитов, которые имеют розоватые цвета благодаря присутствию в них калиевого полевого шпата. Структура диоритов гипидиоморфнозернистая, характеризующаяся отчетливым идиоморфизмом плагиоклаза; реже встречаются порфи-ровидная и пойкилитовая, последняя типична для разновидностей, содержащих калиевый полевой шпат, например мангеритов. Текстура однородная, такситовая, директивная, иногда шаровая. |
4.1)Изотропные минералы Все минералы делятся на оптически изотропные (равносвой-ственные) и анизотропные (неравносвойственные). Это важнейшее качество минералов определяется их различным внутренним строением. К оптически изотропным относятся минералы аморфные и минералы кубической сингонии; к анизотропным — минералы средних и низших сингонии. Минералы кубической сингонии относятся к высшей категории симметрии. Схема их внутреннего строения характеризуется равенством параметров элементарной ячейки (единичных отрезков) по кристаллографическим осям ax = ay = az, что и предопределяет равносвойственность кристаллов кубической сингонии. Скорость прохождения света и величина показателей преломления для любого направления в кристалле постоянны и меняются только от одного минерального вида к другому. Минералы средних сингонии (тригональчой, тетрагональной, гексагональной) характеризуются равенством параметров элементарной ячейки по осям х и у и неравенством по оси z: ах = ауФа,. Таким образом, в кристаллах данного типа симметрии появляется одно единичное неповторяющееся направление, совпадающее с осью z. Скорости света при прохождении вдоль оси z и вдоль осей ху и показатели преломления для этих направлений различны. Минералы низших сингонии (ромбической, моноклинной, три-клинной) отличаются неравенством параметров по всем трем кристаллографическим осям ахФауФаг и, следовательно, наличием трех единичных направлений и соответственно трех различных показателей преломления. |
4.2)Группа сиенита-трахита Горные породы группы сиенитов — трахитов занимают не более 0,6% всей площади развития магматических пород и представлены как в интрузивной, так и в эффузивной фациях. Особенностью минерального состава пород является высокое содержание натриево-калиевых полевых шпатов и отсутствие кварца, который встречается только в разностях, переходных к гранитам. В группе сиенитов — трахитов имеются породы нормального и щелочного ряда, связанные постепенными переходами с породами группы габбро — базальтов, гранитов — риолитов, диоритов — андезитов и нефелиновых сиенитов — фонолитов. Интрузивные породы. В составе интрузивных пород рассматриваемой группы выделяются две основные разновидности: нормальные сиениты и щелочные сиениты, причем последние значительно преобладают. Нормальные сиениты — породы светлоокрашенные в розоватые и сероватые тона, что зависит от цвета полевых шпатов. Структура породы равномернозернистая, средне- или крупнозернистая, иногда порфировидная. Текстура — обычно массивная, изредка встречаются сиениты с директивной или такситовой текстурой Внешне сиениты очень похожи на граниты, отличаясь от них отсутствием кварца и повышенным содержанием цветных минералов. Щелочные сиениты отличаются от нормальных сиенитов присутствием альбита вместо олигоклаза, широким развитием пертитовых полевых шпатов и появлением щелочных цветных минералов— эгирина, эгирин-авгита, арфведсонита. В разностях, переходных к нефелиновым сиенитам, в составе породы в небольшом количестве появляются фельдшпатоиды — нефелин и содалит Структура нормальных сиенитов и щелочных сиенитов обычно гипидиоморфнозернистая с отчетливым идиоморфизмом кристаллов плагиоклаза и цветных минералов относительно калиевых полевых шпатов. Если в породах, соответствующих по составу габбро-сиенитам, плагиоклаз образует таблитчатые кристаллы, целиком включенные в зерна калиевых полевых шпатов, то такая структура называется монцонитовой, а породы, имеющие ее, — монцонитами. Встречаются сиениты с аллотриоморфнозерни-стой структурой. При наличии порфировидной структуры во вкрапленниках присутствуют ортоклаз или микроклин. Эффузивные породы Кайнотипные эффузивные аналоги сиенитов нормального ряда представлены трахитами, палеотипные — трахитовыми порфирами. Эффузивные аналоги сиенитов образуют серию переходных разностей, среди которых наибольшим распространением пользуются трахибазальты и трахиандезиты. Трахиты — порфировая, реже афировая, светлоокрашенная, сероватая или розоватая порода, состоящая, как правило, из тонкокристаллической основной массы, среди которой наблюдаются порфировые выделения кристаллов водяно-прозрачных полевых шпатов (санидина и плагиоклаза № 30—40) и иногда в незначительном количестве — цветных минералов (биотита, роговой обманки, пироксенов). Макроскопически трахит похож на риолит и отличается от него только отсутствием вкрапленников кварца. Для трахитов наиболее типична трахитовая микроструктура, характеризующаяся наличием удлиненных микролитов санидина, ориентированных в виде потоков (рис. 87). Если калиевый полевой шпат в основной массе трахитов представлен изометрическими, беспорядочно расположенными микролитами, то такая структура Называется ортофировой. В трахитах стекло обычно отсутствует, а если встречается, то в небольшом количестве. Текстура трахитов массивная, флюидальная, пористая, миндалекаменная. Трахитовые порфиры. Разница между трахитовыми порфирами и трахитами та же, что и между риолитами и риолитовыми порфирами |
|
5.1)Карбонаты Карбонаты — минералы, соли угольной кислоты Н2СО3. Выделяются бикарбонаты — кислые соли, безводные и водные нормальные карбонаты, а также карбонаты содержащие дополнительные анионы [ОН]-, F- или Сl-, а также сложные карбонаты, содержащие анионы [SO4]2- или [РО4]3-. Наиболее распространены карбонаты с двухвалентными катионами: Са, Mg, Fe, Mn, Ba, Sr, Pb, Zn, Cu и др. Na+ и K+, а также катион (NH4)+ могут образовывать лишь бикарбонаты или входить в состав двойных солей. Изредка в число катионов входят Ni 3+ , А1 3+ ,Bi 3+ . Известен ряд карбонатов с U 4+ , Ce 3+ , La 3+ и др. элементами. Для карбонатов характерны многочисленные изоморфные ряды с полной или ограниченной смесимостью. Широко распространены двойные соли. Строение Основной структурной единицей карбонатов является радикал [СО3]2-. В нем атом углерода находится в центре равностороннего треугольника с атомами кислорода в вершинах. Связи между С и О в основном ковалентные, а между радикалами и катионами — ионные. Свойства Большая часть карбонатов кристаллизуется в тригональной и ромбической, реже— в гексагональной, моноклинной и др. сингониях. Широко распространено явление полиморфизма. Большая часть карбонатов бесцветна; содержат также сильные хромофорные ионы Fe, Mn, Cu, окрашены в бурые, розовые, желтые, зеленые и др. цвета. Твердость 3—5. Удельный вес от 1,5 до 8,1 (Карбонаты с Bi). Для них очень характерно высокое двупреломление, обусловленное плоской формой треугольных радикалов [СО3]2- и параллельным расположением последних. Генезис Многие карбонаты образуются при экзогенных процессах. Кальцит, доломит и др. Они слагают толщи осадочных и метаморфических горных пород. Ряд карбонатов образуется биохимическим путем. Широко распространены в гидротермальных месторождениях, формируясь в них при средних и низких температурах. В зонах окисления рудных месторождений накапливаются карбонаты Pb, Zn, Cu и др. тяжелых металлов. |
5.2)Кислые вулканические породы Магматические горные породы — это породы, образовавшиеся непосредственно из магмы (расплавленной массы преимущественно силикатного состава), в результате её охлаждения и застывания. В зависимости от условий застывания различают интрузивные (глубинные) и эффузивные (излившиеся) горные породы. Вулканические породы (вулканиты) — горные породы, образовавшиеся в результате излияния магмы на поверхность, и затем застывшей. Вулканиты кислого состава Вулканиты кислого состава, сформированные из подвижной магмы. По содержанию SiO2, которое колеблется в них от 75 до 63%, эти породы относятся к породам кислого состава. В наиболее кислых разновидностях содержание щелочей и отношение калия к натрию близко к вулканогенным породам вязких лав. В породах с относительно низким содержанием SiO2 сумма щелочей и в особенности калинатриевое отношение повышены, что заставляет относить некоторые разновидности рассматриваемых пород не к дацитам, а к кварцевым латитам. Породы этой группы распространены значительно шире, чем кислые породы вязких магм. В некоторых регионах объемы их очень велики и достигают сотен кубических километров. Генезис этих образований до сих пор является во многом дискуссионным. Большое сходство по внешнему виду пород с туфами заставляло исследователей долгое время склоняться к их пи-рокластическому происхождению. В пользу этого предположения свидетельствовали большие поля, сложенные достаточно однородными породами. |
6.1)Кварц, нефелин Кварц SiO2. Тригональный. ng= 1,553; np= 1,544; ng — np = 0,009. Оптически одноосный, положительный. Кварц — минерал бесцветный, белый, серый, дымчатый. Блеск стеклянный. Излом раковистый. Спайность отсутствует. Плотность 2,65. Твердость 7. В интрузивных породах кварц образует зерна неправильной формы, так как кристаллизуется одним из последних, занимая оставшееся пространство между ранее выделившимися минералами. В шлифе кварц бесцветный, прозрачный без спайности. Показатель преломления немного больше бальзама. Рельеф и шагреневая поверхность не заметны (IV группа). Цвета интерференции серые, белые. Двойники не обнаруживаются. В деформированных породах кварц приобретает весьма характерное волнистое погасание. Этот минерал не имеет продуктов вторичных изменений и поэтому его присутствие увеличивает устойчивость породы к процессам выветривания. По всем перечисленным свойствам кварц легко отличается от полевых шпатов, нефелина, лейцита. Кварц является существенной составной частью магматических горных пород кислого ряда, многих метаморфических и осадочных пород. Нефелин Гексагональный. ng= 1,529—1,546; np= 1,526—1,542; ng — np = 0,003—0,005. Оптически одноосный, отрицательный. Минерал светло-серый с желтым, красноватым или зеленоватым оттенком и жирным блеском. В породах образует изометрич-ные зерна или сплошные зернистые массы. Спайность несовершенная, макроскопически не заметна и обнаруживается иногда только в шлифе. Плотность 2,6. Твердость 5—6. Хрупкий. Узнается легко при наличии на выветрелых поверхностях матовых пленок или корочек, представляющих собой продукты химического разложения нефелина. |
6.2) Химический состав магматических горных пород Химический состав Определение вещественного состава магматических горных пород производится путем установления в них процентного содержания химических элементов (их окислов) и породообразующих минералов. Химический и минеральный составы пород взаимосвязаны, но связь эта сложная, поэтому невозможно путем пересчета химического состава горной породы получить ее минеральный состав, и наоборот. Это объясняется тем, что магматические горные породы близкого химического состава могут иметь различный минеральный состав, так как последний зависит не только от химического состава магмы. Помимо этого, породообразующие минералы имеют довольно сложный состав, и содержат различные рассеянные элементы, установление которых оптическими методами невозможно. Что касается стеклосодержащих вулканических пород, то их вещественный состав можно определить только химическим путем. Главными являются: кислород, кремний, алюминий, железо, кальций, магний, натрий, калий, титан и водород, но самый распространенный из них — кислород — составляет в среднем половину веса магматических пород. Химический состав горных пород выражают окислами соответствующих химических элементов: SiO2, Al2O3, Fe2O3, FeO, MgO, CaO, Na2O и K2O. Химический состав пород не соответствует химическому составу магмы, из которой они образовались, так как многие составные части магмы (вода, углекислота, соединения Cl, F и другие летучие соединения) при застывании выделяются из нее. Разнообразие горных пород объясняется процессами дифференциации магмы. Дифференциация (разделение) магмы — это совокупность различных физико-химических процессов, которые происходят на значительных глубинах и ведут к тому, что разные части единого магматического резервуара обогащаются различными компонентами. Различают магматическую и кристаллизационную дифференциацию. В основу классификаций магматических горных пород положен их химический состав. За основу большинства классификаций принято содержание окиси кремния (SiO2), которое и служит критерием для подразделения пород на группы. Для этого определяют валовой состав породы, то есть процентное содержание всех элементов, входящих в состав породы, выраженных в виде оксидов. Сумма всех элементов в виде оксидов составляет 100 %. Содержание SiО2 является диагностическим критерием для классификации породы. Если расположить все магматические породы по мере возрастания содержания в них кремнезёма, то получится практически непрерывный ряд. На одном конце его окажутся очень бедные кремнеземом (< 45%) и в то же время богатые магнием и железом, на другом — породы, богатые (> 65 %)кремнезёмом, но с малым содержанием магния и железа. Ультраосновные(< 45%) - дунит, перидотит, пироксенит, горнблендит, кимберлит, оливинит Основные(45-52%) - габбро, лабрадорит, базальт, диабаз Средние(52-65%) - сиенит, диорит, трахит, андезит, порфирит Кислые (65-70%) - гранит, липарит, кварцевый порфир Ультракислые(> 75 %) - пегматит, аляскит и др. |
|
8.1)Полевые шпаты (общие свойства) ПШ - наболее распрастраненные минералы земной коры, составляющие 60% всей ее массы и являющиеся 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. Макроскопически минералы этой группы мало отличаются друг от друга. Все они преимущественно светлоокрашенные— белые, розовые, красноватые, серые. Иногда встречаются темно-серые разности. Габитус кристаллов коротко-призматический или таблитчатый. Легко узнаются по окраске, наличию совершенной спайности в двух направлениях по (010) и (001) под углом, близким к 90°, сильному стеклянному блеску на плоскостях спайности и высокой твердости, равной 6—6,5. Плотность полевых шпатов колеблется в пределах 2,5—2,7. В соответствии с особенностями химического состава полевые шпаты образуют три изоморфных ряда: 1)натриево-кальциевые полевые шпаты(плагиоклазы) Плагиоклазы, распространённые породообразующие минералы, входящие в группу каркасных алюмосиликатов — полевых шпатов. По химическому составу представляют собой непрерывный изоморфный ряд натриево-кальциевых алюмосиликатов — альбита Na [AlSi3O8] и анортита Ca [Al2Si2O8] с неограниченной смешиваемостью. Параллельно с увеличением содержания в изоморфном ряду П. анортитовой составляющей убывает относительное содержание кремниевой кислоты, в связи с чем П. от № 0 до № 30 называются кислыми, № 30—50 — средними и № 50—100 — основными. В зависимости от состава и степени упорядоченности Al—Si в структуре свойства П. меняются закономерно в широких пределах; от чистого альбита к чистому анортиту возрастают: плотность 2620—2760 к/м3, твердость по минералогической шкале 6—6,5; показатели преломления 1,53—1,58. Изучая при помощи поляризационного микроскопа с применением Фёдорова столика показатели преломления, угол оптических осей, положение оптической индикатриссы, законы двойникования и др. оптические свойства и пользуясь специальными диаграммами зависимости свойств П. от их состава, определяют номер П., т. е. его состав. 2) натриево-калиевые полевые шпаты. Для минералов этой группы наиболее типична розовая окраска. В шлифе они бесцветны (как и все полевые шпаты), их показатели преломления ниже канадского бальзама (II группы), цвета интерференции низкие, серые. В группе натриево-калиевых полевых шпатов выделяется несколько минеральных видов, среди которых широкое распространение имеют санидин и ортоклаз моноклинной сингонии и микроклин триклинной сингонии |
8.2)Щелочные магматические породы - породы, содержащие один или несколько минералов из группы фельдшпатоидов.(щелочных каркасных силикатов) Щелочные породы - породы огненного происхождения, с преобладанием одной какой-либо щелочи по сравнению с другими составными частями, придавшей им специфический минералогический характер, как, напр., присутствие натрового пироксена, амфиболита или полевых шпатов. ЩП являются: гранодиорит, сиенит, диорит, габбро и им подобные изверженные пароды. магматические горные породы, относительно богатые щелочными металлами - натрием и калием. Для минерального состава Щ. г. п. характерны нефелин и др. фслъдшпатиды (содалит, канкринит, лейцит), а также щелочные пироксены и амфиболы (эгирин, арфведсонит и др.). По содержанию кремнезёма Щ. г. п. подразделяют на 3 гл. группы: ультраосновную - ийолиты, мельтейгиты, уртиты. (40-45% SiO2), габброидную - тералиты, эссекситы (45-50%), и сиенитовую - щелочные и нефелиновые сиениты (св. 50% SiO2). В земной коре представлены преим. небольшими (до 50-100 км2) интрузивными телами нефелиновых и щелочных сиенитов или их эффузивными разностями (нефелиниты, фонолиты, лейцититы, тефриты) в составе вулканич. щёлочно-базальтовых ассоциаций на континентах и океанич. о-вах. Ийолиты и мельтейгиты типичны для комплексных щёлочно-ультраосновных массивов, где преобладают пироксениты и оливиниты; к этим массивам приурочены крупные месторождения карбонатитов |
9.1)Pl и методы определения их состава в шлифе г/п Плагиоклазы, распространённые породообразующие минералы, входящие в группу каркасных алюмосиликатов — полевых шпатов. По химическому составу представляют собой непрерывный изоморфный ряд натриево-кальциевых алюмосиликатов — альбита Na [AlSi3O8] и анортита Ca [Al2Si2O8] с неограниченной смешиваемостью. Параллельно с увеличением содержания в изоморфном ряду П. анортитовой составляющей убывает относительное содержание кремниевой кислоты, в связи с чем П. от № 0 до № 30 называются кислыми, № 30—50 — средними и № 50—100 — основными. В зависимости от состава и степени упорядоченности Al—Si в структуре свойства П. меняются закономерно в широких пределах; от чистого альбита к чистому анортиту возрастают: плотность 2620—2760 к/м3, твердость по минералогической шкале 6—6,5; показатели преломления 1,53—1,58. Изучая при помощи поляризационного микроскопа с применением Фёдорова столика показатели преломления, угол оптических осей, положение оптической индикатриссы, законы двойникования и др. оптические свойства и пользуясь специальными диаграммами зависимости свойств П. от их состава, определяют номер П., т. е. его состав. Цвет плагиоклазов белый, зеленый, серо-черный (от вростков других минералов), серо-сиреневый. У олигоклаза на плоскостях спайности отмечаются голубые радужные переливы (иризация). Они вызваны интерференцией света при прохождении его через перистеритовые срастания пластинок двух фаз, из которых состоят эти олиго-клазы. Такое же внутреннее яркое радужное свечение характерно для лабрадоров. Спайность совершенная в двух направлениях (по второму и третьему пинакоидам) под углом около 86°. Блеск стеклянный на спайности, в изломе жирный, матовый. На плоскостях спайности (на одной или реже — на обеих) видна штриховка — след полисинтетического двойникования кристаллов. |
9.2)Щелочные нефелиновые г/п Щелочные породы распространены в пределах земной коры незначительно, но они имеют уникальный минеральный состав и такое большое число разновидностей, что по бытующему выражению «обилие названий внушает страх». Некоторые из субщелочных ы щелочных пород уже упоминались, например, щелочные граниты и щелочные сиениты. Ниже рассматриваются щелочные породы, недосыщенные кремнеземом и содержащие в своем составе фельд-пшатоиды. По минеральному составу породы, содержащие фельдшпатоиды, разделяют на три группы: 1. Группа фельдшпатоидных сиенитов, в которых существенными бесцветными минералами являются щелочной полевой шпат и фельд-шпатоид. 2. Группа бесполевошпатовых фельдшпатоидных пород, в них бесцветными минералами являются только фельдшпатоиды. 3. Группа фельдшпатоидных (щелочных) габброидов, в этой группе имеются две разновидности: а) подгруппа тералита, или нефелинового габбро, существенный составной частью этой породы являются нефелин (или другой фельдшпатоид) и основной плагиоклаз, иногда может присутствовать щелочной полевой шпат; б) подгруппа эссексита, главными минералами эссекситов являются основной плагиоклаз, щелочной полевой шпат и фельдшпатоид. Эссексит отличается от тералита меньшим содержанием в нем фельдншатоида и большим щелочного полевого шпата. Цветные минералы в первой группе щелочные, во второй — щелочные или щелочноземельные (титан-авгит), в группе щелочных габброидов обычно щелочноземельные — авгит, титан-авгит, диоп-сид, оливин и др. Дальнейшее подразделение щелочных пород производится по типу фельдшпатоидов, цветным минералам, количественным соотношениям салических и фемических компонентов и особенностям структур. |
|
10.1) ПОЛЕВЫЕ ШПАТЫ КАЛИЕВЫЕ — K[AlSi3O8] Известны в различных структурных состояних; кристаллизуются метастабильно в гомогенных неупорядоченных модиф., совр. же их строение — результат превращения в твердом состоянии. Крайним членом с неупорядоченной структурой является мон. санидин. Ортоклаз (Ort) имеет частично упорядоченную структуру и моноклинность его — следствие сросшихся сдвойникованных триклинных доменов. Микроклин (Mi) может быть почти мон. до трикл. Различают высокий, промежуточный и низкий (максимальный), отвечающие разл. степени упорядоченности. К-лы таблитчатые по {010} или призм.; Ort обычно в простых — бавен-ских и карлсбадских дв.; Mi тонко полисинтетически сдвой-никован по альбитовому и периклиновому законам с образованием характерной решетки, но бывает крипторешетча-тым и нерешетчатым. Сп. сов. по {001} и ср. по {010}. В Ort и Mi обычны пертитовые вростки альбита и кислого плагиоклаза. П. ш. к. белые, розовые, желтые, мясо-красные и др. Легко разрушаются под действием гидротерм, растворов и выветривания, превращаясь в каолинит, галлуазит, серицит, гибосит. Ort и Mi обычные породообразующие м-лы кислых и щелочных глубинных г. п. В гнейсах и разнообразных кристаллических сланцах — гл. обр. Mi. В осад. г. п. известен аутигенный Ort. |
10.2) ПЕРИДОТИТ [фр. peridote — уст. назв. оливина] — общее назв. для глубинных бесполевошпатовых ультраосновных п., состоящих гл. обр. из оливина и пироксена с вкрапленностью хромшпинелида или магнетита или реже_сульфидов; в некоторых разнов. П. появляются также амфибот слюда, гранат; как вторичный м-л в П. почти всегда присутствует серпентин. По минер, сост. различают следующие главные типы П.: 1) пироксеновые П., являющиеся "преобладающей разной, и разделяющиеся на: а) гарцбургиты_ с ромб, пироксеном; б) лерцолнты — с ромб, и монокл. пироксеном; в) всрлиты с монокл. пироксеном; 2) рогово-обманковые П., значительно более редкие, содер. вместо пироксена (или вместе с ним) роговую обманку (щрисгей-мпты, кортландиты, ариежиты); 3) плагиоклазовые П., представляющие собой переходные п. к олившювым нори-там или олившювым габбро; 4) слюдяные П., содер. наряду с оливином н пироксеном темную слюду (флогопит или биотит); 5) гранатовые П. (обычно пироповые — гордуни-ты), не содер. хромшшшелидов и встречающиеся гл. "обр. в виде родственных включений в кимберлитовых трубках всех мировых алмазоносных провинций и исключительно редко обнажающиеся на поверхности в форме интрузивных масс среди древнейших комплексов докембрия. Кроме того, выделяются мелилитовые, шпинелевые, пирротиновые и др. виды П. Разл. типы П. отвечают генетически разл. комплексам ультраосновных п. и могут указывать на определенную формационную принадлежность и металлогени-ческую специализацию последних. По глубине образования и соответствии с. минер, парагенезисами различают 2 главные гр. II. 1) обычно интрузивные П., кристаллизующиеся после подъема магмы в верхние горизонты земной коры (парагенезис: пироксен + хромшпинелид); 2) глубинные П., характерны для глубоких зон земной коры и верхней мантии (парагенезис: оливин + пироксен -+- пироп). В свете современных представлений, все типы П. считаются производными глубинных мантийных магм. |
11.1)Слоистые силикаты (мусковит, биотит, хлорит, серпентин) МУСКОВИТ — м-л, слюда, КА12[(ОН, F)2|AlSi3Oio]. К замещается Na, Rb, Cs, Ga, Ba; Al[61 — V, Mg, Fe, Mn, Li, Cr, Ti. К-лы таблитчатые, иногда столбчатые. Агр. чешуйчатые, листовато-зернистые. Бесцветный, зеленоватый, красный. При выветривании М. превращается в гидромусковит, иллит, затем в монтмориллонит и, наконец, в каолинит. В метам, г. п. всех ступеней; состав М. изменяется с увеличением степени метаморфизма. Характерный м-л фтористого метасоматоза — образуется за счет полевых шпатов, андалузита, кордиерита и др. В пегматитах, гранитах. Разнов.: барио- и ферримусковит, эллахерит, фук-сит, фенгит, марипозит, росколит, марганцовый М., натриевый М., литиевый М., хроммусковит, барий — ванадиевый М. Практическое значение имеют только м-ния в гранитных пегматитах. БИОТИТ — м-л, слюда, K(Mg Fe)3[(OH, F)2|AlSi3O10]. Существует непрерывный изоморфный ряд Б. — флогопит; условная граница с флогопитом отвечает отношению Mg:Fe<2:l. Известны три полиморфные мо-диф., различающиеся рентгенометрически, и разнов. с неупорядоченными структурами. К замещается Na, Fe2+ — Mn, Al — Li. Мон. В зависимости от состава красновато-бурый (Ti), зеленый (Fe3+), черный (Fe2+ + Fe3+). Уд. в. 2,7—3,3. Тв. 2,5—3. Обычен в средних и кислых интрузивных г. п. Характерен для гибридных г. п. Реже встречается в эффузивных г. п. Б. изменяется в хлорит, при выветривании — в вермикулит. Также обычны изменения Б. в мусковит, каолинит, гидробиотит, монтмориллонит. Раз-нов.: лепидомелан, тетраферрибиотит, монрепит, аномит, мероксен, воданит, барио-, титано- и хромбиотит, литиевый Б., натробиотит, цезиевый Б. Используется для определения абсолютного возраста аргоновым и стронциевым методами. ХЛОРИТЫ, семейство породообразующих минералов, силикаты сложного состава. Преобладающие химические элементы — Mg, Al, Fe, Ni, иногда Mn, Cr, Li. Название происходит от греч. "хлорос" — зеленый. Цвет обычно зеленый разных оттенков, реже — почти белый или черный. Твердость 2-2,5, плотность 2,6. Характерна совершенная базальная спайность. В отличие от слюд спайные листочки не упругие, а гибкие. Блеск от стеклянного до перламутрового. Хлориты повсеместно встречаются как вторичные минералы — продукты изменения таких силикатов, как амфиболы, пироксены и слюды (биотит и флогопит). Внутри семейства хлоритов отдельные виды (клинохлор, шамозит и др.) различаются главным образом по соотношению слагающих их элементов. В природе хлориты широко распространены в метаморфических зеленых (хлоритовых) сланцах, в зеленокаменных породах (измененных лавах и туфах), в зонах околожильного изменения боковых пород и как жильные минералы некоторых оловянных и других рудных месторождений. Железистые хлориты (шамозит и тюрингит) — главные рудные минералы осадочных месторождений железа (оолитовых железных руд). Все X. обладают следующими свойствами: мон. или трикл.: габ. пластинчатый, таблитчатый, псевдогекс: дв. по слюдяному закону с дв. швом (001) и дв. о. (001): сп. сов. по {001}: агр. чешуйчатые, сфе-ролнтовые. оолитовые, скрытокристаллические: цвет гл. обр. зеленый, но бывает розово-красный (содер. Сг), буро-черный (Fe-хлорнт): тв. 2—3: уд. в. 2,6—3,3: светопреломление X. возрастает с увеличением содер. Fe, Mg, Cr и уменьшается с уменьшением содер. SiО2; 2V — всегда небольшой и гл. бе обр. равен нулю: опт. (+) и (-): спайные чешуйки гибки , но не упруги. СЕРПЕНТИН, группа минералов одинакового состава, но разной симметрии, основные силикаты магния, иногда железа. Включает пять минеральных видов: антигорит ; хризотил (клинохризотил, ортохризотил, парахризотил) ; лизардит Горная порода, сложенная в основном серпентином, называется серпентинитом, или змеевиком.См. также СЕРПЕНТИНИТ. Все серпентины — зеленые минералы, слагающие жирные на ощупь массивные агрегаты. Сингония моноклинная или ромбическая. Агрегаты антигорита часто пластинчатые, лизардита — скрытопластинчатые, хризотила — волокнистые. Цвет обычно зеленый разных оттенков (от светлого до темного, вплоть до черного), реже белый, желтоватый (похож на сало). Блеск стеклянный или перламутровый (антигорит), шелковистый (хризотил), тусклый (лизардит). Непрозрачны или просвечивают. Черта белая. Спайность весьма совершенная, но наблюдается только у редких крупнопластинчатых выделений (~5 мм в поперечнике). Твердость 2,5-3,5, плотность 2,6. Волокна хризотила гибкие, но не упругие; реже ломкие. Асбестовидная разновидность серпентина, хризотил-асбест, отличается от амфиболовых асбестов значительно более высоким содержанием воды в форме гидроксила (OH), а также кристаллической структурой. |
11.2)Граниты и гранитоиды Грани́т — кислая магматическая интрузивная горная порода. Состоит из кварца, плагиоклаза, калиевого полевого шпата и слюд — биотита и/или мусковита. Граниты очень широко распространены в континентальной земной коре. Минеральный состав гранита: полевые шпаты (кислый плагиоклаз и калишпат, причём последний преобладает) — 60-65 %; кварц — 25-30 %; темноцветные минералы (биотит, редко роговая обманка) — 5-10 %. Автором одной из первых гипотез о происхождении гранитов стал Н. Боуэн. На основании экспериментов и наблюдений за природными объектами он установил, что кристаллизация базальтовой магмы происходит по ряду законов. Минералы в ней кристаллизуются в такой последовательности (ряд Боуэна), что расплав непрерывно обогащается кремнием, натрием, калием и другими легкоплавкими компонентами. Поэтому Боуэн предположил, что граниты могут являться последними диференциатами базальтовых расплавов. Окраска гранита преимущественно светло-серая, но нередки также розовые, красные, желтые и даже зеленые (амазонитовые) граниты. Строение обычно равномернозернистое, большинство зерен имеет неправильную форму вследствие стесненного роста при массовой кристаллизации. Встречаются порфировидные граниты, в которых на фоне мелко- или среднезернистой основной массы выделяются крупные кристаллы полевых шпатов, кварца и слюды. Главные породообразующие минералы гранита — полевой шпат и кварц. Полевой шпат представлен в основном одним или двумя видами калиевого полевого шпата (ортоклазом и/или микроклином); кроме того, может присутствовать натриевый плагиоклаз — альбит или олигоклаз. Цвет гранита, как правило, определяет преобладающий в его составе минерал — калиевый полевой шпат. Кварц присутствует в виде стекловидных трещиноватых зерен; обычно он бесцветен, в редких случаях имеет голубоватый оттенок, который может приобретать вся порода. В меньших количествах гранит содержит один или оба самых обычных минерала группы слюд — биотит и/или мусковит, а кроме того, рассеянную вкрапленность акцессорных минералов — микроскопических кристалликов магнетита, апатита, циркона, алланита и титанита, иногда ильменита и монацита. Спорадически наблюдаются призматические кристаллы роговой обманки; в числе акцессориев могут появляться гранат, турмалин, топаз, флюорит и др. С увеличением содержания плагиоклаза гранит постепенно переходит в гранодиорит. С уменьшением содержания кварца и калиевого полевого шпата гранодиорит происходит постепенный переход в кварцевый монцонит, а затем — кварцевый диорит. Граниты с низким содержанием темноцветных минералов называют лейкогранитами. |
|
12.1)Пироксены Группа пироксенов Пироксены образуют изоморфные ряды ромбических и моноклинных минеральных видов, многочисленных и непостоянных по химическому составу. По крнсталлохимическои структуре минералы этой группы относятся к цепочечным силикатам, кремнекис-лородные тетраэдры которых соединены через ионы кислорода в непрерывные цепочки, вытянутые вдоль оси с. В полном соответствии с внутренней структурой характерен удлиненный призматический габитус минералов и совершенная спайность по призме (ПО), образующая систему трещин, пересекающихся под углом 87°. Все пироксены имеют рельеф VI группы и оптически двуосны. Из группы пироксенов будут рассмотрены энстатит, гиперстен, диопсид, авгит, эгирин. Энстатит Ромбический. Оптически двуосный, положительный. Минерал бесцветный, серовато-белый с зеленоватым оттенком, реже буровато-зеленый. Блеск стеклянный, на плоскостях спайности с перламутровым отливом. Спайность совершенная. Плотность 3,1—3,3. Твердость 5,5. В горных породах энстатит образует слабо удлиненные зерна. 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. Нередко энстатит образует закономерно ориентированные тончайшие пластинчатые вростки в моноклинном пироксене, имеющие сходство с полисинтетическими двойниками. В процессе вторичных изменений энстатит замещается серпентином. Энстатит — породообразующий минерал ультраосновных и основных пород — перидотитов, габбро-норитов. Встречается в базальтах и андезитах. Гиперстен Ромбический.Оптически двуосный, отрицательный. Минерал темно-зеленого и буро-черного цвета. Блеск стеклянный, иногда металловидный. Спайность совершенная по призме. Плотность 3,3—3,5. Твердость 5—6. В шлифе слабо плеохроирует от светло-зеленоватого цвета по пе до светло-розового по пр. 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. Образует срастания с моноклинными пироксенами, аналогичные описанным для энстатита. Продукты вторичных изменений — серпентин, магнетит. Диопсид Моноклинный Оптически двуосный, положительный Цвет минерала серовато-зеленый или серый. Блеск стеклянный. Плотность 3,27—3,38. Твердость 5,5—6. Хрупкий. Спайность совершенная в двух направлениях. Кристаллы имеют коротко-призматпческий габитус. 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 направлениях под углом 87°. Рельеф высокий, положительный. Цвета интерференции до желтых второго порядка. Угол погасания косой. Знак удлинения не" характерен. Наблюдаются простые и полисинтетические двойники. В качестве продуктов вторичных изменений 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 Моноклинный Оптически двуосный, положительный Цвет минерала черный, иногда с зеленоватым или буроватым оттенком и сильным стеклянным блеском на гранях. Спайность по призме. Плотность 3,2-—3,6. Твердость 5—6. Образует коротко-столбчатые кристаллы с одинаково развитыми гранями призмы и пинакоидов. В интрузивных породах выделяется в виде неправильных зерен. 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 — типичный минерал ультраосновных и основных пород, а также андезитов — эффузивных пород среднего состава. Эгирин Моноклинный. Оптически двуосный, отрицательный. Особенностью химического состава эгирина является наличие щелочного элемента — Nа. Эгирин образует преимущественно длиннопризматические или игольчатые кристаллы черного и темно-зеленого цвета. Черта светло-зеленая. Блеск стеклянный. Спайность совершенная по призме. Плотность 3,43—3,60. Твердость 5,5—6. В шлифе густо окрашен. Плеохроирует от темно-зеленого цвета по пр до буровато-зеленого или желтовато-бурого по пё. Рельеф очень высокий VII группы. 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. |
12.2)Основные плутонические породы ПЛУТОНИЧЕСКИЕ ПОРОДЫ, горные породы, образовавшиеся под поверхностью Земли. Это глубинные МАГМАТИЧЕСКИЕ ПОРОДЫ, состоящие из затвердевшей МАГМЫ, которая медленно остывала, создавая условия для образования крупных КРИСТАЛЛОВ. Плутонические породы обычно крупнозернистые. Широко известна такая глубинная порода как ГРАНИТ, светлая окраска которого обусловлена содержанием кварца. Самой распространенной глубинной породой является габбро. Большинство глубинных пород образуется в БАТОЛИТАХ под поверхностью Земли, но благодаря ЭРОЗИИ верхних пород сегодня они часто встречаются на поверхности. Различаются три вида текстур, возникающих в процессе кристаллизации магмы без влияния внешних факторов: однородная, или массивная, такситовая (неоднородная, пятнистая) и шаровая. Однородная, или массивная, текстура образуется в условиях спокойной кристаллизации и отсутствия движений. Она характеризуется тем, что в любой части породы зерна минералов располагаются равномерно, без какой бы то ни было ориентировки. Однородные или массивные текстуры распространены в интрузивных породах наиболее широко. Такситовая (неоднородная, пятнистая, или шлировая) текстура отличается неоднородным распределением составных частей пород в различных участках. Эти участки могут отличаться друг от друга как по составу (наличие скоплений фемических минералов, шлиров, ксенолитов), так и по структуре. Формирование так-ситовых текстур обусловлено изменением физико-химических условий кристаллизации магмы (различием градиента температур в отдельных участках породы, колебанием давления, в том числе и давления флюидов, диффузией вещества в газово-жидкой среде), наличием переработанных ксенолитов (захваченных магмой на разной глубине обломков окружающих пород). ПОРОДА ИНТРУЗИВНАЯ — магм, п., образовавшаяся в результате кристаллизации магмы в глубинах земной коры. П. и. формируется в условиях медленного охлаждения под большим давлением и при активном участии летучих компонентов, которые способствуют кристаллизации м-лов и понижают температуру застывания магмы. Благодаря этому П. и. характеризуются полнокристаллической структурой и равновесностью минер, асс. Син.: п. плутонические. См. Интрузия. ИНТРУЗИЯ [intrusio — внедрение] — 1. Процесс внедрения магмы в земную кору. 2. Магматическое тело, образовавшееся при застывании магмы на глубине в земной коре. Образующиеся при этом п. называются интрузивными. По отношению к структуре окружающих г. п. различают И. согласные (конкордантные) и несогласные (дискордант-ные). Первые залегают согласно с вмещающими г. п. (сил-лы, лакколиты, факолиты и др.), вторые — несогласно (дайки, акмолиты, сфенолиты, гарполиты и др.). Кроме того, интрузивные тела делятся: по отношению внутренней тектоники и структуры интрузивного тела к поверхности контакта (конформные, когда структуры течения параллельны контакту, и дисконформные, структуры которых непараллельны контакту), по форме, относительной величине, по отношению к тект. движениям и др. признакам. Близкими по значению к терминам «интрузия», -«интрузивная порода» являются термины «плутон», «плутоническая порода», «плутонический массив». В тех случаях, когда магматическое интрузивное происхождение изучаемых массивов и тел глубинных кристаллических п. не доказано, целесообразно такие массивы и тела называть плутоническими, а не интрузивными. |
13.1)Амфиболы Группа амфиболов Амфиболы образуют серии твердых растворов, важной химической особейностью которых является присутствие в их составе гидроксильной группы [ОН], нередко вместе с F или С1. В структурном отношении эмфиболы относятся к ленточным силикатам, основу строения которых составляют сдвоенные цепочки кремцекислородных тетраэдров, вытянутые в направлении оси с. Внутренняя структура минералов находит отражение в и!х призматическом габитусе, а также в наличии совершенной спайности по призме под углом 56°. Наличие в амфиболах гидроксила, фтора и хлора указывает на то, что их кристаллизация как в магматических, так и в метаморфических породах происходит при участии летучих компонентов. Именно этим объясняется отсутствие амфиболов в основной массе эффузивных пород, кристаллизовавшихся на земной поверхности из лав, лишенных газов. В магматических породах часто наблюдается замещение пироксенов амфиболами, что свидетельствует о более поздней кристаллизации последних. Из группы амфиболов рассмотрены обыкновенная роговая обманка, базальтическая роговая обманка и арфведсонит. Обыкновенная роговая обманка Моноклинная. Оптически двуосная, отрицательная. Минерал окрашен в темно-зеленый, почти черный, цвет. Черта белая с зеленоватым оттенком. Блеск стеклянный. Спайность совершенная. Плотность 3,1—3,3. Твердость 5,5—6. Облик кристаллов призматический. В шлифе плеохроирует от темно-зеленого и буровато-зеленого цвета по ng до бледно-зеленого или зеленовато-желтого цвета по np, сохраняя общий тон окраски. Во вкрапленниках эффузивных пород идноморфные кристаллы в сечениях, перпендикулярных длинной оси, дают ромбовидные или шестиугольные разрезы с четкой спайностью. В интрузивных породах обманка выделяется в виде удлиненных или неправильных зерен с "шестоватыми окончаниями. Рельеф отчетливый, положительный. Цвета интерференции в зависимости от величины двупре-ломления минерала достигают оранжевого цвета первого порядка и зеленого цвета второго порядка. Угол погасания обычно около 15—20. Удлинение положительное. Этот минерал широко распространен в диоритах, гранодиоритах, сиенитах и других магматических породах, а также является главной составной частью некоторых метаморфических пород. Базальтическая роговая обманка представляет собой разновидность роговой обманки с повышенным содержанием Fе2О3 и ТiO2, что обусловливает более густую ее окраску и сильный плеохроизм от буровато-коричневого или красновато-бурого цвета по ng до светло-желтого по nр. Иногда базальтическая роговая обманка имеет зональную окраску — в центральной части кристалла бурую, в краевых частях зеленоватую. Нередко она опацитизирована. Двупреломление колеблется в широких пределах— от 0,018 до 0,070. Угол погасания сп8 = 0—18°. Удлинение положительное. Кроме того, оптически двуосна. Базальтическая роговая обманка характерна для свежих эффузивных пород — андезитов. Арфведсонит Моноклинный. Арфведсонит — щелочной амфибол с резко повышенным содержанием Nа. Образует столбчатые кристаллы, шестоватые агрегаты и неправильные зерна черного цвета. Черта голубовато-серая. Спайность призматическая. Плотность 3,44. Твердость 5,5—6. В шлифе сильно плеохроирует: по ng зеленовато-желтый или серый цвет, по np густо-синий или зеленый. Бывает фиолетовый, синий, бурый. Рельеф резкий. Характеризуется очень низким двупреломлеиием, причем в скрещенных николях не дает полного погасания, сохраняя фиолетово-бурый цвет интерференции. Удлинение отрицательное. Арфведсонит — типичный минерал глубинных щелочных магматических пород (нефелиновых сиенитов), где встречается в ассоциации с нефелином и эгирином. |
|
13.2)Породы и фации регионального метаморфизма Метаморфизм (греч. metamorphoómai — подвергаюсь превращению, преображаюсь) — процесс твердофазного минерального и структурного изменения горных пород под воздействием температуры и давления в присутствии флюида. Выделяют изохимический метаморфизм — при котором химический состав породы меняется несущественно, и не изохимический метаморфизм (метасоматоз) для которого характерно заметное изменение химического состава породы, в результате переноса компонентов флюидом. По размеру ареалов распространения метаморфических пород, их структурному положению и причинам метаморфизма выделяются: Региональный метаморфизм который затрагивает значительные объемы земной коры, и распространен на больших площадях. Метаморфизм сверхвысоких давлений Контактовый метаморфизм приурочен к магматическим интрузиям и происходит от тепла остывающей магмы. Динамометаморфизм происходит в зонах разломов, связан со значительной деформацией пород. Импактный метаморфизм происходит при ударе метеорита о поверхность планеты. Автометаморфизм Фации метаморфизма - совокупность метаморфических горных пород различного состава, отвечающих определённым условиям образования по отношению к основным факторам метаморфизма – температуре, литостатическому давлению и парциальным давлениям летучих компонентов во флюидах, участвующих в метаморфических реакциях между минералами. Ф. м. выделяются обычно по названию главных типов основных пород, устойчивых в каждой фации: зеленосланцевая и глаукофансланцевая (низкая температура, средние и высокие давления), эпидот-амфиболитовая и амфиболитовая (средняя температура, средние и высокие давления), гранулитовая и эклогитовая (высокие температура и давление), санидинитовая и пироксенроговиковая (очень высокая температура и очень низкое давление). Ф. м. обозначаются также по названию метаморфических минералов и их парагенезисов, типичных для соответствующих областей термодинамической устойчивости, – гранат-кордиеритовая, гиперстенсиллиманитовая, ставролитовая, андалузитовая, силлиманитовая, кианитовая и др. В зависимости от типов геосинклинальных подвижных зон и стадий их развития метаморфизм горных пород происходит в условиях различных Ф. м. Для ранних доорогенных стадий развития геосинклиналей характерен относительно низкотемпературный метаморфизм зеленосланцевой, глаукофановой или цеолитовой фации. В более поздние орогенические стадии горные породы подвергаются высокотемпературному метаморфизму, преимущественно амфиболитовой и гранулитовой фаций, который связывается с процессами становления в подвижных зонах гранитоидов. Пироксен-роговиковая и санидинитовая фации ограничиваются контактами с телами магматических пород, которые внедряются на посторогенных стадиях развития подвижных зон или в структуры платформенного типа. |
14.1)Оливин, эпидот, ставролит Оливин Ромбический.Оптически двуосный. Оливин является членом изоморфного ряда двух минералов — форстерита— и фаялита. По структуре минералы этой группы относятся к островным силикатам, основой которых являются изолированные тетраэдры, с плотнейшей упаковкой кислородных ионов, обусловливающей большую плотность минералов и высокий показатель преломления. По мере увеличения железистости от форстерита к фаялиту закономерно увеличивается твердость, плотность, светопреломление и двупреломле-ние минералов. Макроскопически оливин узнается по темной, желтовато-зеленой или темно-зеленой окраске, стеклянному или жирному блеску, неровному, часто раковистому, излому, отсутствию спайности. Твердость 6,5—7. Плотность 3,21—4,34. Во вкрапленниках эффузивных пород оливин выделяется в виде короткопризматиче-ских кристаллов; в интрузивных породах образует зернистые агрегаты. В шлифе оливин бесцветный. Форма зерен изометричная, реже ромбовидная, иногда осложненная короткими пинакоидальными гранями по (010). Оливин во вкрапленниках эффузивных пород обнаруживает тонкие прерывистые трещинки спайности в одном направлении; в интрузивных породах, как правило, спайность не наблюдается. Рельеф минерала высокий, VI группы. Цвета интерференции яркие, до третьего порядка. Относительно трещин спайности пли направления, перпендикулярного пинакоидальным граням (010), дает прямое погасание. Оливин характерен для основных и ультраосновных пород в парагенезисе с пироксенами и основными плагиоклазами. Форстерит— минерал контактово-метаморфических пород. Эпидот — Моноклинный. Цвет обычно фисташково-зеленый. Блеск стеклянный, сильный. Спайность совершенная. Твердость 6,5. Выделяется в виде призматических кристаллов и неправильных зерен. В шлифе бесцветный или слабо плеохроирующий от бесцветного до бледно-зеленовато-желтого цвета. Рельеф резкий VI группы. Интерференционная окраска аномальная, очень яркая — синяя, зеленая, красная, желтая, пятнами распределяющаяся по зерну. Эпидот и цоизит развиваются по пироксенам, амфиболам, иногда в небольшом количестве по основным плагиоклазам. Широко распространены в метаморфических породах. Ставролит Группа Дистена Моноклинный (псевдоромбический). Цвет красновато-бурый до буровато-черного. Черта белая. Блеск стеклянный. Кристаллы обычно имеют вид коротких толстых призм. Очень характерны крестообразные срастания. Спайность несовершенная в одном направлении по (0!0). Плотность 3,74—3,83. Твердость 7,5. В шлифе желтый, отчетливо плеохроирующий: по ng — ярко-желтый, по nр — бледно-желтый. Образует удлиненные разрезы, в поперечном сечении — шестигранные и неправильные зерна с ситовидной структурой. Рельеф VI группы. Цвета интерференции до оранжево-желтого первого порядка. Погасание прямое. Удлинение положительное. Ставролит при регрессивном метаморфизме превращается в хлоритоид. К химическому выветриванию устойчив и поэтому встречается в обломочных породах. |
14.2)Где и как образуются магмы? Магма (От греч. "магма" - "густая мазь") смесь магматического расплава, кристаллов и/или их сростков и флюидной фазы, способная к перемещению в земной коре. Магма, изливающаяся на поверхность Земли, теряет растворенные летучие компоненты и превращается в лаву, которая застывая формирует эффузивные горные породы. При застывании магмы на глубине образуются интрузивные горные породы, которые образуют разнообразные по форме и размерам интрузивные тела — от мелких даек, представляющих собой выполненные магмой трещины, до огромных массивов, площадью во многие тысячи км2. Классификации магм. Магмы по химическому составу делятся на силикатные, карбонатные, фосфатные, сульфидные и т.д. Наиболее распространены в земных условиях силикатные магмы. Силикатные магмы состоят из соединений кислорода, Si, Al, Fe, Mg, Ca, Na,К, Ti, P и других элементов. При высоких давлениях в магмах может быть растворено значительное количество летучих компонентов, таких как вода, углекислый газ, фтор, хлор, соединения серы, углеводороды и др. Силикатные магмы по аналогии с магматическими горными породами подразделяются по содержанию SiO2 (масс.%) на ультраосновные (< 45%), основные (45-52%), средние (52-65%), кислые (>65%). По суммарному содержанию щелочей (Na2O и K2O) магмы подразделяются на магмы нормального ряда, субщелочные и щелочные. Среди этих групп преобладают магмы нормального ряда основного (базальтовые магмы) и кислого (риолитовые или гранитные магмы) состава. Механизмы образования магм. До середины XX века предполагали, что под земной корой существует океан магмы. Сейсмологические исследования внутреннего строения Земли доказали, что несмотря на постоянное повышение температуры с глубиной, подстилающая земную кору мантия является твердой. Ранние исследователи исходя из существования единого океана магмы предполагали наличие единой родоначальной магмы, из которой образуются все другие. В качестве родоначальной рассматривалась либо базальтовая, либо ультраосновная пикритовая магма. Российский петрограф Ф. Ю. Левинсон-Лессинг предположил существование двух родоначальных магм: базальтовой и гранитной. Английский геолог А. Холмс предполагал существование трех родоначальных магм: базальтовой, гранитной и ультраосновной (перидотитовой). В настоящее время считается, что различные по составу магмы образуются за счет плавления пород мантии и земной коры в результате трех основных механизмов: привноса тепла и нагрева пород, уменьшения давления или привноса летучих компонентов, преимущественно воды. Их состав зависит от состава субстрата плавления и условий, в которых это плавление происходит. Причиной нагрева может быть поступление тепла из более глубоких слоев Земли, накопление радиогенного тепла и др. Генерация магмы за счет прогрева верхней мантии поднимающимися из нижней мантии плюмами характерна для магматизма океанических островов (горячие точки) и крупных магматических провинций. Плавление за счет уменьшения давления может происходить при подъеме отдельных крупных блоков мантии, которые при этом подъеме сохраняют тепло и высокие температуры. Такой механизм плавления реализуется под срединно-океаническими хребтами, с которыми связан интенсивный базальтовый вулканизм. Присутствие летучих компонентов, например водяного пара, существенно снижает температуру плавления горных пород. Образование магм за счет привноса летучих компонентов в мантию характерно для магматизма островных дуг. Этот магматизм вызван погружением океанической плиты в мантию (см. Субдукция). При погружении происходит прогрев океанической плиты, прогрессивный метаморфизм богатых водой пород плиты (спиллитов, серпентинитов и др.) и выделение огромного количества летучих, которые поступают в вышележащую мантию и вызывают ее частичное плавление. Mагмы возникают при частичном плавлении ранее существовавших горных пород, при котором легкоплавкие жидкие фракции отделяются от нерасплавившегося твёрдого остатка (т.н. реститов). Степени плавления могут варьировать от первых процентов до 40-50% от объема первоначальной породы. Из земных магм наиболее высокие степени частичного плавления мантии зафиксированы для коматиитов, которые формировались преимущественно в архейскую эру (4.5-2.6 млрд. лет назад). Большая часть гранитных магм формируется за счет плавления пород земной коры, а базальтовые магмы преимущественно пород верхней мантии. Условия образования магм, состав плавившихся пород, условия внедрения магм в земную кору, условия кристаллизации и фракционирования определяют набор компонентов, которые концентрируются при этих процессах и формируют месторождения полезных ископаемых. Рудные минералы (минералы Сr, Ti, Ni, Pt) обосабливаются в процессе кристаллизации базальтовых магм и образуют магматические месторождения в расслоённых комплексах (Норильск в России, Бушвельд в ЮАР, Садбери в Канаде). На последних стадиях формирования интрузивов (послемагматическая стадия) за счёт летучих компонентов, отделившихся от магм и теплового потока, поступающего от интрузивов во вмещающие породы формируются гидротермальные, грейзеновые, скарновые месторождения цветных, редких и драгоценных металлов, а также некоторые месторождения железа. |
|
15.1)Минеральная группа кианита Дистен (кианит) Триклинный. Оптически двуосный, отрицательный. Обычно наблюдается в виде удлиненных призматических кристаллов в поперечном сечении прямоугольной формы. Цвет голубой, синий, иногда зеленоватый, желтый, белый. Блеск стеклянный, на плоскостях спайности перламутровый. Спайность совершенная по (100) и менее совершенная по (010). Плотность 3,35— 3,65. Твердость 5,5—7. В шлифе бесцветный или слабо-голубоватый. Рельеф высокий VI группы. Цвета интерференции в сечении, параллельном плоскости п8пр, желто-оранжевые. В разрезах с хорошо выраженной спайностью погасание близкое к прямому; в разрезах с плохо проявленной спайностью погасание косое. Удлинение положительное. Характерны полисинтетические двойники. Дистен образуется при региональном метаморфизме высокоглиноземистых пород и является хорошим индикатором очень высоких давлений. Встречается в кристаллических сланцах в парагенезисе со ставролитом. Андалузит Ромбический. Оптически двуосный, отрицательный. Обычно окрашен в серый, желтый, розовый, красный, бурый цвет. Облик кристаллов призматический с поперечным сечением, близким к квадратному. Встречается в лучисто-шестоватых и зернистых агрегатах. Блеск стеклянный. Спайность совершенная по (ПО) с углом между трещинами 89°. Излом неровный, занозистый. Плотность 3,13—3,16. Твердость 6,5—7,5. В шлифе обычно бесцветный или окрашен и слабо плеохроирует от бесцветного по пе до розового по «р. Образует призматические, квадратные, ромбовидные сечения и неправильные зерна. Рельеф V группы. Цвета интерференции до белых и бледно-желтых. Погасание прямое. Удлинение отрицательное. Нередко кристаллы андалузита переполнены зернами минералов, слагающих основную ткань породы, что придает им ситовидный облик. Силлиманит Ромбический. Оптически двуосный, положительный. Образует резко удлиненные призматические или игольчатые кристаллы, встречаются волосовидные агрегаты, называемые фибролитом. Обычно бесцветный или белый, реже светло-бурый, серо-зеленый. Блеск стеклянный. Спайность совершенная по (010). Твердость 6,5—7,5. Плотность 3,23—3,27. В шлифе бесцветный. В крупных кристаллах имеет ясную спайность в одном направлении. Рельеф VI группы. Цвета интерференции в удлиненных разрезах до синих второго порядка. Погасание прямое. Удлинение положительное. В шлифе похож на андалузит и тремолит. От первого отличается более высоким двупреломлением и положительным удлинением; от второго — прямым погасанием во всех удлиненных разрезах и спайностью в одном направлении. Силлиманит — минерал высоких температур и давлений. Встречается в продуктах контактового и регионального метаморфизма глинистых пород—роговиках, кристаллических сланцах, гнейсах. |
15.2)Текстуры и структуры горных пород ТЕКСТУРЫ Текстура — совокупность признаков, определяемых расположением и распределением составных частей породы относительно друг друга в занимаемом ими пространстве. Текстуры, как правило, изучаются макроскопически, причем часто наиболее важные наблюдения получают именно в поле при изучении обнажений. Тип текстуры зависит и от условий кристаллизации и от влияния внешних факторов, особенно давления, на формирующуюся породу. Выделяют два главных типа текстур: 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 пределах 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: Такситовая, или шлировая, текстура определяется наличием отдельных участков породы, отличающихся друг от друга по составу или по структуре, а иногда и по составу и по структуре одновременно. Полосчатая текстура — разновидность такситовой, обусловлена чередованием полос разного состава. Очень характерна для габбро. Директивная текстура характеризуется ориентированным субпараллельным расположением минералов в породе. Характерна для основных и щелочных пород. Флюидальная текстура свойственна стекловатым и полустекловатым эффузивным породам, в которых отчетливы следы течения лавы. Пористая текстура определяется наличием округлых или неправильных пустот. Возникает в результате выделения газов при кристаллизации эффузивных пород. Миндалекаменная текстура образуется в эффузивной породе при заполнении пустот вторичными минералами — опалом, халцедоном, кварцем, хлоритом, цеолитами и др. Породы однородной массивной текстуры отличаются большей устойчивостью к выветриванию и большей механической прочностью. Породы с неравномерным распределением минеральных компонентов, с флюидальной или пористой текстурой, легче разрушаются при выветривании и под воздействием внешних усилий, а также обнаруживают анизотропность гидрогеологических свойств. СТРУКТУРЫ Структура определяется степенью кристалличности и размерами зерен, а также формой и взаимными отношениями составных частей породы (минералов или минералов и вулканического стекла). Первая группа признаков часто достаточно отчетливо может быть установлена макроскопически и уже в поле позволяет судить о принадлежности породы к глубинному, гипабиссальному или эффузивному генетическому типу. Вторая группа структурных признаков относится к микроструктурам и требует изучения породы под микроскопом. Степень кристалличности — признак, на основании которого выделяют три типа структур: 1) полнокристаллические структуры, возникающие в глубинных условиях, обычно при медленном остывании магмы и часто при наличии летучих компонентов; 2) неполнокристаллические структуры, свойственные породам, кристаллизующимся в гипабиссальных, иногда поверхностных условиях; 3) стекловатые структуры, возникающие при быстром охлаждении магмы, что типично для лавовых образований. В зависимости от размера зерен различают структуры явно-кристаллические (фанеритовые), зерна которых различимы невооруженным глазом, и скрытокристаллические (афанитовые), зерна которых не различимы без микроскопа. По абсолютным размерам зерен среди явнокристаллических пород выделяют: крупнозернистые (средний размер зерен более 5 мм), среднезернистые (1—5 мм) и мелкозернистые (0,5—1 мм). По относительным размерам зерен различают равномернозернистые и неравномернозернистые структуры. 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 (фено-кристаллов), погруженных в плотную афанитовую основную массу породы . Указанный тип структур образуется в две стадии: в начальную стадию на глубине выделяются наиболее тугоплавкие минералы, свободно растущие в магматическом расплаве; во вторую стадию в результате подъема магмы в верхние холодные слои земной коры или излияния лавы на поверхность и быстрого ее остывания образуется плотная, плохо раскристалли-зованная основная масса породы. Структура — существенный признак, определяющий физико-механические свойства породы. Наиболее прочными являются равномерно-мелкозернистые и равномерно-среднезернистые породы, тогда как породы такого же минерального состава, но крупнозернистой порфировидной структуры более податливы к разрушению, как при механическом воздействии, так и при резких колебаниях температур. Форма минеральных зерен и их взаимные отношения зависят от кристаллографического габитуса и степени идиоморфизма минералов. Габитус минералов может быть призматический, таблитчатый, игольчатый, чешуйчатый, зернистый и именно он создает общий структурный облик породы. Идиоморфизмом называется степень совершенства кристаллографических форм минералов, зависящая от порядка их выделения и их кристаллизационной силы. По степени идиоморфизма выделяют минералы идиоморфные (идиос — собственный), имеющие хорошо развитые грани; гипидиоморфные (гипо — под, не вполне), имеющие частично собственные грани, а частично контуры, подчиненные граням других минералов; ксеноморфные, или аллотриоморфные (ксено, аллётриос — чуждый), не имеющие собственных граней, их контуры полностью подчинены формам других минералов Степень идиоморфизма во многих случаях позволяет судить о последовательности выделения минералов, так как большей частью идиоморфнее тот минерал, который выделяется раньше. |
||
|
16.1) Щелочные пироксены и амфиболы Щелочные амфиболы- объедененное название для амфиболов с 2-3мя атомами натрия в их формуле, без алюминия в составе радикала, но сбольшим кол-вом алюминия и железа в позициях магния. Это глаукофан, рибекит, магнезиорибекит, экерманит, арфведсонит. В щелочных глубинных породах( сиенитах и нефелиновых сиенитах) пироксены представлены своими щелочными разновидностями- эгирин-диопсидом, диопсид-геденбергит-эгирином(его называют эгирин-авгитом) и эгирином, амфиболы здесь тоже щелочные. Эти же щелочные пироксены и амфиболы образуются и в окружающих щелочные массивы песчаниках, гнейсах и др. горных породах в ходе их приконтактовой гидротермальной альбитизации и микролинизации. щелочные пироксены - эгирин, жадеит Эгирин Моноклинный.Оптически двуосный, отрицательный. Особенностью химического состава эгирина является наличие щелочного элемента — Nа. Эгирин образует преимущественно длиннопризматические или игольчатые кристаллы черного и темно-зеленого цвета. Черта светло-зеленая. Блеск стеклянный. Спайность совершенная по призме. Плотность 3,43—3,60. Твердость 5,5—6. В шлифе густо окрашен. Плеохроирует от темно-зеленого цвета по пр до буровато-зеленого или желтовато-бурого по пё. Рельеф очень высокий VII группы. Цвета интерференции второго и третьего порядков. Погасание, близкое к прямому. Удлинение отрицательное. Эгирин можно спутать с густоокрашенной зеленой роговой обманкой, от которой он отличается более высоким рельефом, высокими цветами интерференции, погасанием, близким к прямому, отрицательным удлинением и спайностью под углом 87°. Эгирин характерен для щелочных магматических пород, таких как нефелиновые сиениты, щелочные граниты и др. Жадеит Моноклинный Оптически двуосный, положительный Минерал с характерной для пироксенов спайностью по (110) под углом 87. Плотность 3,33. Твердость 6,5. Минерал регионально метаморфизованных пород при условии высоких давлений. Щелочные натровые Амфиболы — моноклинные (глаукофан, рибекит, арфедсонит), характерны для многих метаморфических пород и метасоматических образований. Глаукофан Моноклинный.Оптически двуосный, отрицательный. Минерал из группы амфиболов. Образует стебельчатые, волокнистые и листоватые агрегаты. Плотность 3,07. Твердость 5—6.В шлифе бесцветный или светло-синий, плеохроирует. Удлинение положительное. Встречаются простые и полисинтетические двойники.Образуется только в условиях регионального метаморфизма при наличии высоких давлений в ассоциации с жадеитом, лавсо-нитом, гранатом, дистеном, ставролитом. Арфведсонит Моноклинный. Оптически двуосный, переменного знака..Арфведсонит — щелочной амфибол с резко повышенным содержанием Ыа. Образует столбчатые кристаллы, шестоватые агрегаты и неправильные зерна черного цвета. Черта голубовато-серая. Спайность призматическая. Плотность 3,44. Твердость 5,5—6.В шлифе сильно плеохроирует: по пн зеленовато-желтый или серый цвет, по пр густо-синий или зеленый, по пт фиолетовый, синий, бурый. Рельеф резкий. Характеризуется очень низким дву-преломлеиием, причем в скрещенных николях вследствие сильной дисперсии осей индикатрисы * не дает полного погасания, сохраняя фиолетово-бурый цвет интерференции. Удлинение отрицательное.Арфведсонит — типичный минерал глубинных щелочных магматических пород (нефелиновых сиенитов), где встречается в ассоциации с нефелином и эгирином. |
16.2)Причины разнообразия магматических пород, факторы магматической эволюции В конце 19— начале 20 вв. основное внимание П. было привлечено к изучению проблемы генезиса и причин разнообразия магматических пород. Были высказаны предположения о существовании процессов разделения первичной магмы на частные магмы (дифференциация магмы) и процессов усвоения магмой вмещающих пород (ассимиляция, контаминация). Дифференциация магмы, совокупность физико-химических процессов, вследствие которых из магмы возникают разные по химическому составу породы или породы с различными количественными соотношениями одних и тех же минералов родоначальным источником для образования магматических пород, развитых на поверхности Земли, служат две принципиально различные магмы — кислая и основная. В начале 30-х гг. Н. Л. Боуэн выступил с получившей большую популярность гипотезой существования в недрах Земли одной базальтовой магмы, за счёт которой в процессе т. н. кристаллизационной дифференциации (отделение от остаточной магмы в результате всплывания или погружения в ней выделившихся кристаллов) могли образоваться почти все магматические горные породы. На основе анализа парагенезисов минералов в 60—70-е гг. разработаны системы минеральных фаций магматических, метаморфических и метасоматических горных пород Особенно важным было изучение процессов плавления горных пород под давлением паров летучих компонентов H2O, CO2, H2 и др., в результате которого было установлено, что в присутствии воды температура плавления силикатов резко понижается, и поэтому в природных условиях гранитный расплав может быть получен при наличии воды и относительно низких температурах из разнообразных по составу первичных пород. Многие исследователи признают существование в природе двух типов гранитов. Первый из них образовался из палингенной гранитной магмы, относительно низкотемпературной, возникшей при частичном плавлении пород земной коры в условиях их насыщения водой (см. Палингенезис). При её кристаллизации на месте образуются неперемещённые, т. н. автохтонные, или слабо перемещенные граниты. Второй тип гранитов возникает из кислых расплавов, которые образуются в процессе преобразований (дифференциации, контаминации сиалическим материалом и т.д.) базальтовой магмы, происходящей из верхней мантии или нижних частей земной коры. Такие кислые расплавы, обладающие высокой температурой, способны достигать земной поверхности, формируя не только интрузивные граниты, но и их эффузивные аналоги. Большое внимание в П. привлекает проблема магматических формаций, в которые объединяются группы генетически и структурно связанных между собой магматических горных пород, образующих устойчивые ассоциации (Г. Д. Афанасьев, Ю. А. Кузнецов), показано существование вулкано-плутонических формаций (советский петрограф Е. К. Устиев). Разрабатывается также проблема связи магматизма и тектоники, которую впервые поставил Х. Штилле. Исключительное внимание уделяется изучению магматизма океанов, особенно срединно-океанических хребтов, возникновение которых связывается с глубинными процессами формирования магм (Д. Грин и А. Рингвуд). Высказываются предположения, что офиолитовые серии геосинклинальных областей образовались в океанических областях геологического прошлого (см. Офиолиты). Исследования в области П. в СССР ведутся институтами АН СССР, управлениями и ведомствами министерств геологии СССР и союзных республик, учебными институтами. В 1952 при Отделении геолого-географических наук АН СССР был создан Межведомственный петрографический комитет для решения вопросов генезиса и номенклатуры горных пород. Проблемы П. обсуждаются на периодически (через 4—5 лет) созываемых Всесоюзных петрографических совещаниях (начиная с 1953), а также на региональных петрографических совещаниях. Кроме того, важнейшим проблемам П. посвящаются тематические сессии геологического конгресса Международного. Работы по П. публикуются в ряде периодических изданий: в СССР — в геологических сериях "Докладов" и "Известий" АН СССР, в "Записках Всесоюзного минералогического общества", в журнале "Советская геология" и др.; за рубежом проблемам П. посвящен специально издаваемый журнал "Journal of Petrology" (Oxf., с 1960). |
17.1)Свойства и отличительные признаки главных минералов гранитов- кварца, микроклина-ортоклаза, олигоклаза-андезина Главные породообразующие минералы гранита – полевой шпат и кварц. Полевой шпат представлен в основном одним или двумя видами калиевого полевого шпата (ортоклазом и/или микроклином); кроме того, может присутствовать натриевый плагиоклаз – альбит или олигоклаз. Цвет гранита, как правило, определяет преобладающий в его составе минерал – калиевый полевой шпат. Кварц присутствует в виде стекловидных трещиноватых зерен; обычно он бесцветен, в редких случаях имеет голубоватый оттенок, который может приобретать вся порода. Кварц Тригональный.Оптически одноосный, положительный. Кристаллическая решетка кварца представляет собой каркасы, состоящие из кремнекислородных тетраэдров.Кварц — минерал бесцветный, белый, серый, дымчатый. Блеск стеклянный. Излом раковистый. Спайность отсутствует. Плотность 2,65. Твердость 7. Во ркрапленниках эффузивных пород образует иногда короткопризматические дипирамидальные кристаллы гексагонального облика, представляющие собой псевдоморфозы по высокотемпературной гексагональной разновидности кремнезема. Часто такие кристаллы бывают корродированы позднее застывающей лавой. В интрузивных породах кварц образует зерна неправильной формы, так как кристаллизуется одним из последних, занимая оставшееся пространство между ранее выделившимися минералами.В шлифе кварц бесцветный, прозрачный без спайности. Показатель преломления немного больше бальзама. Рельеф и шагреневая поверхность не заметны (IV группа). Цвета интерференции серые, белые. Двойники не обнаруживаются. В деформированных породах кварц приобретает весьма характерное волнистое погасание. Этот минерал не имеет продуктов вторичных изменений и поэтому его присутствие увеличивает устойчивость породы к процессам выветривания.По всем перечисленным свойствам кварц легко отличается от полевых шпатов, нефелина, лейцита. Кварц является существенной составной частью магматических горных пород кислого ряда, многих метаморфических и осадочных пород. Микроклин (от греч. micros — маленький и klino — наклоняюсь) — широко распространённый породообразующий минерал класса силикатов группы полевых шпатов, кали-натровый полевой шпат, алюмосиликат калия каркасного строения.Название связано с тем, что угол между плоскостями спайности у этого минерала всего на 20' отличается от прямого угла. Микроклин обычно содержит вростки альбита (так называемый пертит). Образует белые, бурые, розовые, иногда зелёные (амазонит) кристаллы, кристаллические агрегаты. Породообразующий минерал многих богатых магматических и метаморфических горных пород, пегматитов. Микроклин (от микро... и греч. klíno — наклоняюсь; угол между плоскостями спайности на 20' отличается от прямого угла), минерал из группы полевых шпатов. Относится к триклинным K-Na полевым шпатам; химический состав (К, Na) [AISi3O8]. Содержит незначительные примеси Ca, Ba, Fe, Rb, Cs. Часто образует т. н. пертиты, представленные М. с мелкими вростками альбита. Встречается в виде отдельных зёрен, зернистых скоплений, кристаллов призматического габитуса, а также монокристальных блоков иногда до нескольких м3 в объёме. Твёрдость по минералогической шкале 6—6,5; плотность 2540—2570 кг/м3. Цвет розовый, буровато-жёлтый, красновато-белый, розово-красный, реже белый, голубовато-зелёный (амазонит). Блеск стеклянный, перламутровый. В шлифах под микроскопом наблюдаются характерные сложные двойники, дающие т. н. микроклиновую решётку. М. — характерный породообразующий минерал, входящий в состав гранитов, гранодиоритов (сиенитов), пегматитов и гнейсов.Ортоклаз, породообразующий минерал из группы полевых шпатов, Химический состав K [AlSi3O8]. В качестве примеси содержит Na, реже Ва и в небольших количествах Fe, Са, Rb, Cs и пр. Кристаллизуется в моноклинной системе. Кристаллы призматической формы. Характерны разнообразные двойники. Спайность совершенна, под углом 90°, чем отличается от микроклина. Цвет светло-розовый, буровато-жёлтый, иногда красный; блеск стеклянный. Твердость по минералогической шкале 6—6,5; плотность 2550—2580 кг/м3. О. — один из важнейших породообразующих минералов магматических горных пород; скопления крупных кристаллов О. характерны для пегматитовых жил. Часто образуется в процессе регионального и контактного метаморфизма. Используется в качестве сырья в стекольной и керамической промышленности.Ортоклаз (от греческого «класис» — преломление) — широко распространённый породообразующий минерал из класса силикатов, одна из разновидностей полевых шпатов (калиевый полевой шпат). Изредка находится в виде совершенных кристаллов, представляющих собой чистый, прозрачный, слегка желтоватый камень, который встречается главным образом на Мадагаскаре. Большого значения как ювелирный и поделочный материал он не имеет. Прозрачные бесцветные или жёлтые ортоклазы иногда подвергают огранке как любопытную коллекционную редкость. |
17.2)Текстуры и структуры метаморфических пород Текстуры метаморфических пород Текстура пород, как пространственная характеристика свойств породы, отражает способ заполнения пространства. Сланцевая: большое распространение в метаморфических породах получили листоватые, чешуйчатые и пластинчатые минералы, что связано с их приспособлением к кристаллизации в условиях высоких давлений. Это выражается в сланцеватости горных пород, которая характеризуется тем, что породы распадаются на тонкие плитки и пластинки. Полосчатая — чередование различных по минеральному составу полос, образующихся при наследовании текстур осадочных пород. Пятнистая — наличие в породе пятен, отличающихся по цвету, составу, устойчивости к выветриванию. Массивная — отсутствие ориентировки породообразующих минералов. Плойчатая — когда под влиянием давления порода собрана в мелкие складки. Миндалекаменная — представленная более или менее округлыми или овальными агрегатами среди сланцеватой массы породы. Катакластическая — отличающаяся раздроблением и деформацией минералов. Структуры метаморфических пород Понятие «структура» не имеет строгого определения и носит интуитивный характер. Согласно практике геологических исследований «структура» больше характеризует размерные (крупно-, средне- или мелкообломочные) параметры слагающих породу зёрен. Структуры метаморфических пород возникают в процессе перекристаллизации в твёрдом состоянии, или кристаллобластеза. Такие структуры называют кристаллобластовыми. По форме зёрен различают текстуры [1]: гранобластовая (агрегат изометрических зёрен);лепидобластовая (агрегат листоватых или чешуйчатых кристаллов); нематобластовая (агрегат игольчатых или длиннопризматических кристаллов); фибробластовая (агрегат волокнистых кристаллов). По относительным размерам: гомеобластовая (агрегат зёрен одинакового размера);гетеробластовая (агрегат зёрен разных размеров);порфиробластовая; пойкилобластовая (наличие мелких вростков минералов в основной ткани породы); ситовидная (обилие мелких вростков одного минерала в крупных кристаллах другого минерала). |
|
18.1)Свойства и отличительные константы минералов, определяемые с анализатором (в скр. Николях) Основным методом определения минералов в горных породах является кристаллооптический, суть которого заключается в изучении оптических свойств минерала в поляризованном свете. Поляризованный свет образуется при прохождении светового луча через призму Николя (кристалл исландского шпата), встроенную в микроскоп. Каждый минерал обладает характерными оптическими константами, зависящими от его кристаллического строения. 1.1. Изучение свойств минералов в параллельных николях в проходящем свете. A. Форма и спайность минералов. Форма минералов в породе зависит от их кристаллографических особенностей и условий кристаллизации. Изучение форм и соотношений различных минералов помогает выяснить последовательность их выделения в процессе кристаллизации магмы. В условиях свободного роста образуются кристаллы, обладающие правильными, присущими только данному минералу, очертаниями. При кристаллизации в стесненных условиях не все минералы будут обладать хорошей кристаллографической огранкой. Минералы, имеющие собственные характерные очертания, называются идиоморфными. Минералы, приобретающие в процессе роста свою характерную форму только частично, называются гипидиоморфными. Минералы неправильной формы называются ксеноморфными. Наиболее часто в шлифах минералы наблюдаются в виде зерен изометрической, удлиненной в одном направлении и удлиненной в двух направлениях форм. Изометрические зерна развиты во всех направлениях (гранат и др.). Удлиненные в одном направлении характеризуются преобладанием длины над шириной более, чем в 3 раза. Среди удлиненных в одном направлении различают призматические (пироксены, амфиболы, турмалин, дистен и др.) и игольчатые (актинолит, эгирин и др.) формы.Удлиненные в двух направлениях характеризуются преобладанием длины над шириной менее, чем в 3 раза. Различают таблитчатые (полевые шпаты и др.) формы и, при отсутствии третьего направления, - чешуйчатые (слюды). B. Цвет и плеохроизм минералов. Цвет минерала в шлифе зависит от избирательного поглощения лучей различной длины волны, проходящих через тонкий срез минерала.По цвету минералов в шлифе различают окрашенные непрозрачные, окрашенные прозрачные и бесцветные прозрачные. Бесцветными являются минералы, поглощающие лучи разных длин волн с одинаковой интенсивностью. Окрашенными - минералы, поглощающие лучи разных длин волн с неодинаковой интенсивностью. Окраска минералов определяется цветами тех лучей, которые не были поглощены кристаллом при разложении проходящего через него белого света. К окрашенным непрозрачным относятся в основном рудные минералы. В шлифе они выглядят совершенно черными и их детальное определение проводится в отраженном свете по особой методике.Породообразующие минералы являются прозрачными бесцветными или прозрачными окрашенными. Свойство кристаллов изменять окраску в зависимости от направления световых колебаний, проходящих через них, называется плеохроизмом и обнаруживается при вращении столика микроскопа. У одних минералов плеохроизм выражается в изменении цвета, например от бледно-зеленого до бледно-розового (гиперстен); у других - в изменении интенсивности окраски, например от темно-зеленого до светло-зеленого (роговая обманка); у третьих - в изменении и цвета, и интенсивности, например, от темного зеленовато-бурого до светло-коричневого (биотит). С. Показатель преломления, рельеф, шагреневая поверхность, псевдоабсорбция минералов. Показатель преломления - один из важнейших диагностических признаков минералов. Показателем преломления кристалла называется отношение скорости распространения светового луча в ваккуме к скорости распространения светового луча в кристалле. Его определение проводится разными методами с различной степенью точности. Наиболее простым и доступным является метод сравнения показателя преломления минерала с показателем преломления канадского бальзама, величина которого всегда постоянна N=1,537 (1,54). При разнице показателей преломления в 0,02 и более на границе минерала и канадского бальзама появляется тонкая световая полоска - линия Бекке, точно повторяющая контуры зерна. При подъеме тубуса микроскопа (опускании столика микроскопа) линия Бекке перемещается в сторону вещества с большим показателем преломления, а при опускании тубуса (подъеме столика) – в сторону вещества с меньшим показателем преломления. Разница показателей преломления минерала и канадского бальзама определяет также рельеф и характер поверхности (шагрень) минерала. Шагрень – мелкая бугристость на поверхности минерала. При изготовлении шлифа на поверхности породы всегда остаются микроскопические неровности, заполняемые впоследствии канадским бальзамом. Подобно тому как рельеф зерен меняется в зависимости от разницы показателей преломления, так и шагрень проявляется тем резче и заметнее, чем больше показатель преломления минерала отличается от показателя преломления канадского бальзама. Рельеф – выпуклость (вогнутость) минерала, обусловленная наличием вокруг зерна темной каймы. Наличие каймы объясняется тем, что зерна минералов играют роль собирательных линз, поэтому они лучше освещены и кажутся нам расположенными ближе, чем окружающая среда. Рельеф минерала принято сравнивать с канадским бальзамом. Чем больше разница между показателями преломления минерала и канадского бальзама, тем темнее и четче кайма вокруг минерала. Свойство анизотропных минералов изменять рельеф и шагрень в зависимости от направления световых колебаний, проходящих через них, называется псевдоабсорбцией и обнаруживается при вращении столика микроскопа. Подобно плеохроизму явление псевдоабсорбции наиболее резко проявляется в разрезе, параллельном главному сечению оптической индикатрисы. |
18.2)Контактово-термический метаморфизм КОНТАКТОВО-ТЕРМАЛЬНЫИ МЕТАМОРФИЗМ Контактово-термальный метаморфизм проявляется во внешних экзоконтактовых ореолах интрузивов под воздействием тепла, излучаемого остывающим магматическим расплавом, и происходит при относительно низких давлениях и по существу без привноса и выноса вещества в метаморфизуемые породы, т. е. носит изохимическии характер. Этот тип метаморфизма особенно отчетливо наблюдается в контактах интрузивов, основного и ультраосновного состава, обычно наиболее высокотемпературных и слабо насыщенных летучими компонентами По данным В. С. Соболева (1970), температурный интервал, в пределах которого происходфит типичный контактовый метаморфизм, заключен между 550—900° С. В пределах ореола контактово измененных пород выделяются зоны термального метаморфизма — от наиболее высокотемпературной, в непосредственном контакте с интрузивом, к все более низкотемпературным — по мере удаления от него. Соответственно, высокотемпературные минеральные парагенезисы сменяются низкотемпературными, а интенсивность перекристаллизации пород постепенно понижается. Степень метаморфизма вмещающих пород и величина контактового ореола зависят от температуры и объема расплава, от состава, структурно-текстурных особенностей метаморфизуемой породы и от ее температуры. Последняя определяется глубиной, на которой происходит внедрение расплава, и геотермическим градиентом, свойственным данному региону. Ореолы контактово-термальных изменений обычно невелики, поскольку преобразования происходят без участия мощных агентов метаморфизма — растворов. Контактово-термальный ме-таморфизм в "чистом виде" явление редкое. Чаще протекает при активном участии метаморфизующих растворов и носят иной, метосоматичекий характер. Образуются сланцы, роговики, кристаллические известняки |
19.1)Свойства и отличительные константы минералов: определение при одном поляризаторе В поляризационном микроскопе существует устройство – призма Николя, или просто николь (поляризатор), который крепится в нижней части осветительного устройства. Проходя через поляризатор, свет становится поляризованным, т. е. через своеобразный фильтр – поляризатор, пропускаются световые колебания, которые совершаются только в одной определенной плоскости; направление колебаний задается поляризатором. Минерал изучается в проходящем поляризованном свете, который внешне ничем не отличается от обычного света, т. е. мы без дополнительных устройств не в состоянии определить, с каким светом имеем дело – простым или поляризованным. Для того, чтобы воспользоваться всеми преимуществами поляризованного света, необходимо использовать еще один поляризатор, который называется анализатором. Он расположен в верхней части тубуса, непосредственно перед окулярами. Анализатор можно убирать, и тогда мы рассматриваем минерал на просвет так же, как и в обычном свете. Когда же анализатор включен (николи скрещены), то наблюдаются специфические картины, зависящие от структуры минерала и его оптических свойств. |
19.2)Факторы и типы метаморфизма Основные факторы метаморфизма Основными факторами метаморфизма являются температура, давление и флюид. С ростом температуры происходят метаморфические реакции с разложением водосодержащих фаз (хлориты, слюды, амфиболы). С ростом давления происходят реакции с уменьшением объема фаз. При температурах более 600 С начинается частичное плавление некоторых пород, образуются расплавы, которые уходят на верхние горизонты, оставляя тугоплавкий остаток – рестит. Флюидом называются летучие компоненты метаморфических систем. Это первую очередь вода и углекислый газ. Реже роль могут играть кислород, водород, углеводороды, соединения галогенов и некоторые другие. В присутствии флюида область устойчивости многих фаз (особенно содержащих эти летучие компоненты) изменяются. В их присутствии плавление горных пород начинается при значительно более низких температурах. По размеру ареалов распространения метаморфических пород, их структурному положению и причинам метаморфизма выделяются: Региональный метаморфизм который затрагивает значительные объемы земной коры, и распространен на больших площадях. Метаморфизм сверхвысоких давлений Контактовый метаморфизм приурочен к магматическим интрузиям и происходит от тепла остывающей магмы. Динамометаморфизм происходит в зонах разломов, связан со значительной деформацией пород. Импактный метаморфизм происходит при ударе метеорита о поверхность планеты. Автометаморфизм |
|
21.1)Фельдшпатоиды (фоиды): нефелин, канкренит, лейцит Группа фельдшпатидов Фельдшпатиды — группа каркасных щелочных силикатов алюминия, которые кристаллизуются вместо полевых шпатов из магмы, недосыщенной кремнеземом при соответствующем избытке щелочей (К2О и Nа2О). Среди минералов этой группы наибольшим распространением пользуются нефелин и лейцит. Нефелин Гексагональный.Оптически одноосный, отрицательный.Минерал светло-серый с желтым, красноватым или зеленоватым оттенком и жирным блеском. В породах образует изометрич-ные зерна или сплошные зернистые массы. Спайность несовершенная, макроскопически не заметна и обнаруживается иногда только в шлифе. Плотность 2,6. Твердость 5—6. Хрупкий. Узнается легко при наличии на выветрелых поверхностях матовых пленок или корочек, представляющих собой продукты химического разложения нефелина. 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. Относительно прямоугольных контуров кристалла или трещин спайности дает прямое погасание. Очень характерны мельчайшие включения иголочек эгирина, часто располагающиеся длинными осями вдоль направления трещин спайности (последние могут быть и незаметны).Совместно с кварцем никогда не встречается, так как при избытке кремнекислоты вместо нефелина кристаллизуется альбит. Нефелин — типичный минерал щелочных интрузивных и эффузивных магматических пород — нефелиновых сиенитов и фонолитов. Лейцит Тетрагональный. Оптически положительный. Лейцит диморфен: при температуре выше 620° он имеет кубическую сингонию, ниже этой температуры преобразуется в тетрагональную модификацию. Бесцветный, светло-серый, иногда с желтоватым оттенком. Блеск стеклянный, на изломе жирный. Образует полиэдрические кристаллы тетрагон-триоктаэдры. В эффузивных породах на фоне серой основной массы выделяется в виде оплавленных шарообразных вкрапленников белого цвета. Спайность отсутствует. Плотность 2,45—2,50. Твердость 5—6. Хрупкий.В шлифе бесцветен, легко узнается по округлым и восьмиугольным сечениям, полной или почти полной изотропности и отрицательному рельефу II группы. 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 н альбита по лейциту.Является типичным высокотемпературным минералом щелочных эффузивных пород. Вместе с кварцем не встречается. Ассоциирует с нефелином, эгнршюм, эгирии-авгитом Канкринит (назван от имени Е. Ф. Канкрина), групповое название минералов, представляющих совершенный изоморфный ряд смешанных кристаллов. Бесцветен, серый или розовый, иногда сине-голубой (сульфат-канкринит). Спайность по призме совершенная. Твердость по минералогической шкале 5—5,5; плотность 2420—2500 кг [м3. В природе образуется за счёт нефелина под действием сульфатных или карбонатных постмагматических растворов. Встречается в нефелиновых сиенитах и др. щелочных породах, а также в щелочных пегматитах как породообразующий минерал. |
21.2)Пирокласты, туфы и их систематика Тефра — собирательный термин для отложений осевшего вулканического пепла. При диагенезе тефровых отложений образуются вулкано-пирокластические горные породы — туфы Туф — горная порода, образовавшаяся из вулканического пепла. Вместе с вулканическими брекчиями и промежуточными типами пород они составляют обширную группу пирокластических горных пород. Кроме того, туфами раньше назвали опоки и рыхляки разного рода. Это значение слова сохранилось в назывании карбонатных и кремнистых отложений гидротермальных источников, называемых известковыми и кремнистыми туфами. Общая информация Совместно с вулканическими брекчиями и промежуточными типами пород туф составляет крупную группу пирокластических горных пород. Кроме того, туфами ранее называли опоки и рыхляки разного рода. Это значение слова осталось в названии карбонатных и кремнистых отложений гидротермальных источников, называемых известковыми и кремнистыми туфами. Пирокласты (англ. Pyroclastics) — обломочные горные породы, образованные в результате вулканической активности. К пирокластам относятся застывшая лава, крупные обломочные горные породы, мелкие осколки и вулканическая пыль. При затвердевании пирокласты образуют брекчию или вулканический туф. Пирокласты - ПИРОКЛАСТЫ, термин, описывающий материал обломочных отложений, образовавшийся при вулканических извержениях или выбросах из жерла ВУЛКАНА. К пирокластам обычно относятся застывшая ЛАВА, оставшаяся от предыдущего извержения вулкана, а также горные породы из земной коры и мельчайшие фрагменты вулканического пепла, золы и пыли. Самые крупные пирокластические агрегаты, известные как вулканические бомбы, весят несколько тонн. Более мелкие обломки называют лапилли. После прекращения пи-рокластической вулканической деятельности часто следует извержение лавы. Горные породы, образовавшиеся при затвердевании пирокластических обломков, такие как вулканическая БРЕКЧИЯ и вулканический ТУФ, также описываются термином «пирокластические». известковый туф — легкие пористые породы, образовавшиеся из отложений источников (травертин); вулканический туф — уплотненные рыхлые продукты вулканических извержений; кремнистый туф -отложения теплых или горячих источников; примен. в качестве строительного материала. |
22.1)Эгирин и роговая обманка Эгирин Моноклинный. Оптически двуосный, отрицательный. Особенностью химического состава эгирина является наличие щелочного элемента — Nа. Эгирин образует преимущественно длиннопризматические или игольчатые кристаллы черного и темно-зеленого цвета. Черта светло-зеленая. Блеск стеклянный. Спайность совершенная по призме. Плотность 3,43—3,60. Твердость 5,5—6. В шлифе густо окрашен. Плеохроирует от темно-зеленого цвета по np до буровато-зеленого или желтовато-бурого по ng. Рельеф очень высокий VII группы. Цвета интерференции второго и третьего порядков. Погасание, близкое к прямому. Удлинение отрицательное. Эгирин можно спутать с густоокрашенной зеленой роговой обманкой, от которой он отличается более высоким рельефом, высокими цветами интерференции, погасанием, близким к прямому, отрицательным удлинением и спайностью под углом 87°.Эгирин характерен для щелочных магматических пород, таких как нефелиновые сиениты, щелочные граниты и др. Обыкновенная роговая обманка Моноклинная. Оптически двуосная, отрицательная. Минерал окрашен в темно-зеленый, почти черный, цвет. Черта белая с зеленоватым оттенком. Блеск стеклянный. Спайность совершенная. Плотность 3,1—3,3. Твердость 5,5—6. Облик кристаллов призматический. В шлифе плеохроирует от темно-зеленого и буровато-зеленого цвета по ng до бледно-зеленого или зеленовато-желтого цвета по np, сохраняя общий тон окраски. Во вкрапленниках эффузивных пород идноморфные кристаллы в сечениях, перпендикулярных длинной оси, дают ромбовидные или шестиугольные разрезы с четкой спайностью. В интрузивных породах обманка выделяется в виде удлиненных или неправильных зерен с "шестоватыми окончаниями. Рельеф отчетливый, положительный. Цвета интерференции в зависимости от величины двупре-ломления минерала достигают оранжевого цвета первого порядка и зеленого цвета второго порядка. Угол погасания обычно около 15—20. Удлинение положительное. Этот минерал широко распространен в диоритах, гранодиоритах, сиенитах и других магматических породах, а также является главной составной частью некоторых метаморфических пород. Базальтическая роговая обманка представляет собой разновидность роговой обманки с повышенным содержанием Fе2О3 и ТiO2, что обусловливает более густую ее окраску и сильный плеохроизм от буровато-коричневого или красновато-бурого цвета по ng до светло-желтого по nр. Иногда базальтическая роговая обманка имеет зональную окраску — в центральной части кристалла бурую, в краевых частях зеленоватую. Нередко она опацитизирована. Двупреломление колеблется в широких пределах— от 0,018 до 0,070. Угол погасания сп8 = 0—18°. Удлинение положительное. Кроме того, оптически двуосна. Базальтическая роговая обманка характерна для свежих эффузивных пород — андезитов. |
22.2)Динамометаморфизм Динамометаморфизм - изменение горных пород под действием давления, развивающегося в земной коре в зонах смятия, дробления при процессах складчатости. Динамометаморфизм вызывает механическое разрушение пород с образованием Милонитов, а также перекристаллизацию первичных составных частей породы с возникновением сланцеватости Динамометаморфизм - , метаморфизм, метаморфизм происходящий в разломах. Связан с воздействием сильного одностороннего давления и высокой температуры. Одностороннее давление обусловлено тектоническими движениями в земной коре; высокая температура может быть связана с различными источниками тепла: глубинного, выраженного геотермическим градиентом коры, тепломеханической энергии тектонической деформаций, интрузии магматических масс. Участие высокой температуры в динамотермальном метаморфизме обеспечивает глубокие минералогические, а иногда и химические преобразования горных пород. Широко развит в зонах регионального метаморфизма. Основными факторами Д. являются гидростатическое давление и одностороннее давление (стресс). В зависимости от величин и соотношения гидростатического п одностороннего давлений Д. либо проявляется в частичной или полной перекристаллизации г. п. без нарушения их сплошности, либо приводит к раздроблению, разрушению г. п. Продуктами такого метаморфизма являются катаклазиты, милониты и разл. сланцы. Д. осуществляется гл. обр. в верхних структурных зонах при низких температурах. Однако температурные условия имеют существенное значение, так как именно они определяют характер сопутствующих Д. минерал. и хим. изменений г. п. |
|
23.1)Свойства и отличительные признаки минералов зеленокаменных пород: актенолита, эпидота, хлорита и серпентина Начало из билета 11 и 14 Актинолит — . Моноклинный. Железо-магнезиальный амфибол светло-зеленого цвета. Образует резко удлиненные игольчатые кристаллы без концевых граней. В шлифе плеохроирует от бледно-зеленого цвета по ng до бесцветного по np. Характеризуется специфической амфиболовой спайностью под углом 56°. Рельеф отчетливый. Цвета интерференции в сечении пепр второго порядка. Угол погасания сng = 14—17е. Удлинение положительное. Встречается как продукт постмагматических изменений пиро-ксенов. Широко распространен в качестве главного породообразующего минерала в метаморфических породах. 23.2)Базальты и андезиты 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. Плагиоклазы образуют таблитчатые, идиоморфные кристаллы, с особенно типичной для этих пород, резко выраженной многократной зональностью. В центральных частях кристаллов плагиоклазы могут иметь состав Лабрадора, в периферических зонах — андезина и даже олигоклаза. Роговая обманка вкрапленников, обыкновенная или базальтиче-ская, образует резко удлиненные, густоокрашенные, зеленые или бурые кристаллы. В андезитах с повышенной основностью появляются вкрапленники авгита или гиперстена, в разностях, переходных к кислым породам, — вкрапленники биотита. Наиболее широким распространением пользуются пироксеновые андезиты. Основная масса андезитов состоит из микролитов плагиоклаза и обычно светлоокрашенного 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 пилотак-ситовая или стекловатая. Текстура андезитов массивная или пористая. Базальты — породы черного цвета, очень плотные, скрытокри-сталлические или тонкозернистые, иногда порфировые, но чаще лишенные вкрапленников. Текстура массивная, пористая, миндале-каменная. Под микроскопом во вкрапленниках видны хорошо образованные кристаллы авгита и битовнита. В базальтах, содержащих пониженное количество кремнезема, в составе вкрапленников выделяется оливин. 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. Свежие породы, аналогичные по составу базальтам, но полнокристаллические, имеющие долеритовую, офитовую или пойкило-офитовую структуру, называют эффузивными долеритами. Отличить эффузивные долериты от жильных долеритов можно только путем детального изучения условий их залегания в природной обстановке. |
24.1)Окраска минералов в шлифах и плеохроизм. Примеры окрашенных минералов Цвет и плеохроизм минералов. Цвет минерала в шлифе зависит от избирательного поглощения лучей различной длины волны, проходящих через тонкий срез минерала. По цвету минералов в шлифе различают окрашенные непрозрачные, окрашенные прозрачные и бесцветные прозрачные. Бесцветными являются минералы, поглощающие лучи разных длин волн с одинаковой интенсивностью. Окрашенными - минералы, поглощающие лучи разных длин волн с неодинаковой интенсивностью. Окраска минералов определяется цветами тех лучей, которые не были поглощены кристаллом при разложении проходящего через него белого света. К окрашенным непрозрачным относятся в основном рудные минералы. В шлифе они выглядят совершенно черными и их детальное определение проводится в отраженном свете по особой методике. Породообразующие минералы являются прозрачными бесцветными или прозрачными окрашенными. В изотропных минералах (кубической сингонии) или в разрезах, перпендикулярных оптической оси анизотропных минералов, цвет в любом направлении является постоянным и зависит от абсорбционной способности минерала и толщины пластинки. В анизотропных минералах в различных направлениях поглощение будет разным, и окраска минералов в зависимости от направления световых колебаний будет меняться. Свойство кристаллов изменять окраску в зависимости от направления световых колебаний, проходящих через них, называется плеохроизмом и обнаруживается при вращении столика микроскопа. У одних минералов плеохроизм выражается в изменении цвета, например от бледно-зеленого до бледно-розового (гиперстен); у других - в изменении интенсивности окраски, например от темно-зеленого до светло-зеленого (роговая обманка); у третьих - в изменении и цвета, и интенсивности, например, от темного зеленовато-бурого до светло-коричневого (биотит). Однако при изучении плеохроизма следует помнить, что зерна одного и того же минерала, различно ориентированные в шлифе, могут обладать разным характером изменения цвета, а в некоторых случаях даже не менять окраску при вращении столика микроскопа. Так, у биотита в сечениях со спайностью плеохроизм выражен отчетливо, а в зернах без спайности - отсутствует совсем или заметен очень слабо. Наиболее интенсивно плеохроизм проявляется в главном сечении оптической индикатрисы. В разрезе, перпендикулярном оптической оси, плеохроизм отсутствует, в косых разрезах - едва заметен. Для ряда минералов плеохроизм служит важнейшим диагностическим признаком (гиперстен, эгирин, различные амфиболы, эпидот и др.). Следует помнить, что изучение плеохроизма минералов проводят при выключенном анализаторе. |
24.2)Химико-минералогический критерий щелочной г/п Щелочные горные породы, магматические горные породы, относительно богатые щелочными металлами — натрием и калием. Для минерального состава Щ. г. п. характерны нефелин и др. фельдшпатиды (содалит, канкринит, лейцит), а также щелочные пироксены и амфиболы (эгирин, арфведсонит и др.). По содержанию кремнезёма Щ. г. п. подразделяют на 3 гл. группы: ультраосновную — ийолиты, мельтейгиты, уртиты (40—45% SiO2), габброидную — тералиты, эссекситы (45—50%), и сиенитовую — щелочные и нефелиновые сиениты, (св. 50% SiO2). В земной коре представлены преимущественно небольшими (до 50—100 км2)интрузивными телами нефелиновых и щелочных сиенитов или их эффузивными разностями (нефелиниты, фонолиты, лейцититы, тефриты) в составе вулканических щёлочно-базальтовых ассоциаций на континентах и океанических островах. Ийолиты и мельтейгиты типичны для комплексных щёлочно-ультраосновных массивов, где преобладают пироксениты и оливиниты; к этим массивам приурочены крупные месторождения карбонатитов Группы магматических горных пород по степени щелочности, т.е. по относительному содержанию суммы щелочей, разделяются на петрохимические ряды (нормальные, субщелочные, щелочные). В пределах групп и рядов выделяются семейства горных пород в зависимости от содержания кремнезема и суммы щелочей. Такое выделение семейств очень удобно для систематики, однако, как уже указывалось, это не значит, что существуют четкие отличия этих семейств только по химическим признакам, тем более, что магматические породы практически всегда характеризуются постепенными взаимопереходами. Поэтому выделение семейств и видов проводили в значительной мере на основе общей договоренности и по возможности четких определений. Для характеристики семейств и установления их границ были использованы также и количественно-минералогические признаки, играющие здесь не меньшую роль, чем петрохимические показатели. |
|
7.1) Наиболее распространенные акцессорные минералы г/п: апатит, турмалин, циркон, рутил, титанит Акцессорные минералы (от позднелат. accessorius — добавочный), минералы, входящие в состав горных пород в очень малых количествах и не учитывающиеся в их номенклатуре. Первоначально считались случайными добавочными минералами (отсюда название). Позднее было выяснено, что А. м. являются строго закономерной частью пород и по их характеру может быть установлено родство и происхождение горных пород. Апатит — Гексагональный. Образует шестигранные призматические кристаллы и неправильные зерна. Цвет белый, зеленоватый. Блеск стеклянный. Спайность несовершенная. Излом неровный, раковистый. Твердость 5. Хрупкий. В шлифе обнаруживается в виде удлиненных прямоугольных и шестиугольных разрезов или неправильных зерен. Рельеф и шагреневая поверхность отчетливые V группы. 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. Турмалин — сложный боро-силикат переменного химического состава. Тригональный. Образует хорошо оформленные удлиненные кристаллы, иногда игольчатые формы с резко выраженной штриховкой на гранях, параллельных длинной оси кристалла, с характерными поперечными сечениями в виде сферических треугольников. Для турмалина характерно исключительное разнообразие окраски, что объясняется изменчивостью его химического состава. В горных породах в качестве акцессорного минерала распространены преимущественно черные турмалины. Блеск стеклянный. Спайность практически отсутствует Твердость 7—7,5. В шлифе окрашен в коричневые, реже синие и зеленью 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. Сфен (титанит). Моноклинный. Цвет желтый, бурый, зеленый, серый. Черта белая. Блеск алмазный, жирный. Спайность несовершенная. Твердость 5—6. Образует конвертооб-разные кристаллы, веретеновидные и неправильные зерна. В шлифе буроватый, слабо плеохроирующий, иногда бесцветный. Рельеф и шагреневая поверхность высокие VII группы. Цвета интерференции — белые высшего порядка. Минерал довольно стойкий. От сходных с ним карбонатов отличается более высоким рельефом и отсутствием псевдоабсорбции. Широко распространен в магматических и метаморфических породах. Циркон. Тетрагональный Часто содержит примеси радиоактивных элементов. Образует мелкие короткопризматнче-ские кристаллы, иногда с бипирамидальными окончаниями. Цвет желтый и буровато-красный. Блеск алмазный. Твердость 7—8. В шлифе бесцветный. Рельеф высокий VII группы. 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 осадочные породы и иногда образует россыпи. Рутил - минерал, диоксид титана. Название происходит от лат. rutilus – красный, красноватый. Другое название минерала — нигрин. Блеск сильный – алмазный или полуметаллический. Спайность средняя по (110) и несовершенная по (100). Прозрачность большей частью незначительная, просвечивает в краях. Плотность 4,2 - 4,3 г/см3. Под паяльной трубкой не плавится, в кислотах не растворяется. Диэлектрическая проницаемость 130 - одно из самых высоких значений в природе. Сингония тетрагональная. Образует четырехгранные столбчатые кристаллы с резкой продольной штриховкой. Характерны коленчатые двойники. Другая типичная форма кристаллов – тонкие длинные иглы или «волоски» внутри кристаллов горного хрусталя («волосы Венеры», «стрелы Амура»). |
7.2) Главная особенность минерального состава УО-О-Ср-К пород В основу классификаций магматических горных пород положен их химический состав. За основу большинства классификаций принято содержание окиси кремния (SiO2), которое и служит критерием для подразделения пород на группы. Для этого определяют валовой состав породы, то есть процентное содержание всех элементов, входящих в состав породы, выраженных в виде оксидов. Сумма всех элементов в виде оксидов составляет 100 %. Содержание SiО2 является диагностическим критерием для классификации породы. Если расположить все магматические породы по мере возрастания содержания в них кремнезёма, то получится практически непрерывный ряд. На одном конце его окажутся очень бедные кремнеземом (< 45%) и в то же время богатые магнием и железом, на другом — породы, богатые (> 65 %)кремнезёмом, но с малым содержанием магния и железа. Ультраосновные(< 45%) - дунит, перидотит, пироксенит, горнблендит, кимберлит, оливинит Оновные(45-52%) - габбро, лабрадорит, базальт, диабаз Средние(52-65%) - сиенит, диорит, трахит, андезит, порфирит Кислые (65-70%) - гранит, липарит, кварцевый порфир Ультракислые(> 75 %) - пегматит, аляскит и др. |
20.1) Последовательность определения минералов и их оптических свойств в шлифе г/п 1.1. Изучение свойств минералов в параллельных николях в проходящем свете. A. Форма и спайность минералов. Форма минералов в породе зависит от их кристаллографических особенностей и условий кристаллизации. Изучение форм и соотношений различных минералов помогает выяснить последовательность их выделения в процессе кристаллизации магмы. В условиях свободного роста образуются кристаллы, обладающие правильными, присущими только данному минералу, очертаниями. При кристаллизации в стесненных условиях не все минералы будут обладать хорошей кристаллографической огранкой. Минералы, имеющие собственные характерные очертания, называются идиоморфными. Минералы, приобретающие в процессе роста свою характерную форму только частично, называются гипидиоморфными. Минералы неправильной формы называются ксеноморфными. Наиболее часто в шлифах минералы наблюдаются в виде зерен изометрической, удлиненной в одном направлении и удлиненной в двух направлениях форм. Изометрические зерна развиты во всех направлениях (гранат и др.). Удлиненные в одном направлении характеризуются преобладанием длины над шириной более, чем в 3 раза. Среди удлиненных в одном направлении различают призматические (пироксены, амфиболы, турмалин, дистен и др.) и игольчатые (актинолит, эгирин и др.) формы. Удлиненные в двух направлениях характеризуются преобладанием длины над шириной менее, чем в 3 раза. Различают таблитчатые (полевые шпаты и др.) формы и, при отсутствии третьего направления, - чешуйчатые (слюды). Порядок определения угла между трещинами спайности Находят зерно с хорошо выраженными, т.е. наиболее тонкими и четкими линиями трещин спайности, которые при подъеме и опускании тубуса микроскопа совсем или почти не смещаются. Зерно помещают в центр поля зрения и вращением столика микроскопа одну систему трещин совмещают с вертикальной (или горизонтальной) нитью окуляра и делают отсчет по нониусу. При изучении бесцветных минералов, особенно с показателями преломления, близкими к показателю преломления канадского бальзама, рекомендуется прикрывать диафрагму. В таком случае спайность будет видна более отчетливо. Затем столик микроскопа поворачивают до совмещения с той же нитью окуляра второй системы трещин спайности. Делают второй отсчет. Разница отсчетов дает величину угла спайности. B. Цвет и плеохроизм минералов. Цвет минерала в шлифе зависит от избирательного поглощения лучей различной длины волны, проходящих через тонкий срез минерала. По цвету минералов в шлифе различают окрашенные непрозрачные, окрашенные прозрачные и бесцветные прозрачные. Бесцветными являются минералы, поглощающие лучи разных длин волн с одинаковой интенсивностью. Окрашенными - минералы, поглощающие лучи разных длин волн с неодинаковой интенсивностью. Окраска минералов определяется цветами тех лучей, которые не были поглощены кристаллом при разложении проходящего через него белого света. К окрашенным непрозрачным относятся в основном рудные минералы. В шлифе они выглядят совершенно черными и их детальное определение проводится в отраженном свете по особой методике. Породообразующие минералы являются прозрачными бесцветными или прозрачными окрашенными. Порядок изучения плеохроизма Регулируют микроскоп (освещение, центрировка объектива). Устанавливают на столике шлиф с окрашенным минералом. Вращая столик микроскопа, наблюдают за характером изменения окраски зерен минерала в различных разрезах. Выбирают зерно, обладающее отчетливо заметным плеохроизмом, которое зарисовывают в двух положениях, наиболее сильно отличающихся по окраске. При этом на рисунке необходимо отразить такие особенности зерна, как форма и направление трещин спайности. С. Показатель преломления, рельеф, шагреневая поверхность, псевдоабсорбция минералов. Показатель преломления - один из важнейших диагностических признаков минералов. Показателем преломления кристалла называется отношение скорости распространения светового луча в ваккуме к скорости распространения светового луча в кристалле. Его определение проводится разными методами с различной степенью точности. Наиболее простым и доступным является метод сравнения показателя преломления минерала с показателем преломления канадского бальзама, величина которого всегда постоянна При подъеме тубуса микроскопа (опускании столика микроскопа) линия Бекке перемещается в сторону вещества с большим показателем преломления, а при опускании тубуса (подъеме столика) – в сторону вещества с меньшим показателем преломления. Разница показателей преломления минерала и канадского бальзама определяет также рельеф и характер поверхности (шагрень) минерала. Рельеф – выпуклость (вогнутость) минерала, обусловленная наличием вокруг зерна темной каймы. Наличие каймы объясняется тем, что зерна минералов играют роль собирательных линз, поэтому они лучше освещены и кажутся нам расположенными ближе, чем окружающая среда. Рельеф минерала принято сравнивать с канадским бальзамом. Чем больше разница между показателями преломления минерала и канадского бальзама, тем темнее и четче кайма вокруг минерала. При N мин.= N к.б. рельеф исчезает и, если минерал бесцветный, то он становится невидимым. Шагрень – мелкая бугристость на поверхности минерала. При изготовлении шлифа на поверхности породы всегда остаются микроскопические неровности, заполняемые впоследствии канадским бальзамом. |
|
20.1) 1.2. Изучение свойств минералов в скрещенных николях в проходящем свете. A. Величина двупреломления. Порядок определения величины двупреломления Регулируют микроскоп (освещение, центрировка объектива, скрещенность николей). Находят разрез минерала с наивысшей интерференционной окраской (главное сечение). При выборе разреза необходимо просмотреть все сечения данного минерала в скрещенных николях и, пользуясь шкалой интерференционных цветов, определяют максимальную окраску. Например, если встречаются сечения данного минерала с желтой, серой, красной, синей и зеленой интерференционными окраскими, то наивысшей из них является зеленая. Поворотом столика микроскопа ставят выбранное зерно на погасание. Этим добиваются совмещения осей индикатрисы минерала и плоскостей колебания световых лучей в поляризаторе и анализаторе. От положения погасания поворачивают столик микроскопа на 45° против часовой стрелки. Этим добиваются максимального просветления зерна, во-первых, и совмещения осей индикатрисы минерала с осями индикатрисы компенсатора, вставляемого в прорезь тубуса микроскопа, во-вторых. В прорезь тубуса микроскопа вставляют кварцевый компенсатор (клин или пластину) и наблюдают за изменением интерференционных окрасок в данном зерне. Определеление порядка интерференционной окраски основано на правиле компенсации: если над минералом поместить компенсатор так, что одноименные оси оптической индикатрисы минерала и компенсатора совпадут, то результирующая разность хода будет равна сумме разности хода минерала и разности хода компенсатора, и интерференционная окраска минерала повысится; если же оси индикатрисы минерала и компенсатора будут перекрещиваться, то результирующая разность хода будет равна разности разности хода минерала и разности хода компенсатора, а интерференционная окраска минерала понизится; если же разность хода минерала равна разности хода компенсатора, то при скрещивании осей индикатрисы минерала и компенсатора резцльтирующая разность хода будет равна нулю, наступит полная компенсация, и зерно минерала станет темным. По реакции компенсатора устанавливают порядок интерференционной окраски данного минерала. По таблице Мишеля-Леви устанавливают место пересечения горизонтальной линии, соответствующей толщине шлифа, и цветной полосы, соответствующей интерференционной окраске минерала. По проходящей здесь из угла диаграммы линии на верхней части диаграммы определяют значение двупреломления. Таким образом, весь процесс исследования минерала можно разделить на следующие этапы: 1) предварительный осмотр всех зерен минерала в шлифе и отбор наиболее надежных разрезов; 2) изучение минерала при одном николе; 3) изучение при двух (скрещенных) николях; 4) изучение в сходящемся свете; 5) выводы. ПЛАН ОПИСАНИЯ МИНЕРАЛА Описание минерала рекомендуется строить по следующему плану: I. 1) цвет минерала, размеры его выделений, форма и спайность; 2) рельеф, шагреневая поверхность и показатель преломления; II. 3) сила двупреломления; 4) угол погасания и удлинение; 5) плеохроизм; III. 6) осность; 7) оптический знак; 8) угол оптических осей (для двуосных минералов) |
25.1) Гранаты и шпинели Группа граната Группа граната состоит из двух изоморфных рядов: альмандинового (пироп, альмандин, спессартин) и андрадитового (уваровит, гроссуляр, андрадит). Все гранаты кристаллизуются в кубической сингонии, образуя идиоморфные ромбододекаэдрические кристаллы или неправильные изометричные зерна, лишенные спайности. Микроскопически легко узнаются по характерному облику кристаллов, жирному блеску, высокой твердости. Почти все гранаты окрашены в различные красноватые, бурые, зеленые цвета. В шлифе некоторые гранаты часто имеют ситовидное строение. Рельеф высокий VII группы. Гранаты изотропны, кроме минералов андрадит-гроссулярового ряда, которые могут быть аномально анизотропными, обнаруживая темно-серые цвета интерференции и сложные секториальиые двойники. Состав гранатов зависит от состава исходной породы и от условий ее образования. Железо-магнезиальные гранаты — альмандин и особенно пироп— наиболее высокотемпературные минералы кристаллических сланцев, образующихся при региональном метаморфизме глинистых пород в условиях высоких давлений. Марганцевый гранат — спессартин — устойчив в наиболее низкотемпературных условиях регионального метаморфизма, но встречается и в скарнах — породах контактово-метасоматических, образующихся при сравнительно низких давлениях. Наиболее характерны для скарнов кальциевые гранаты андрадит-гроссулярового ряда. Гранаты существенно гроссулярового состава встречаются в мраморах, залегающих среди регионально метаморфизованных пород. Шпине́ль — минерал кубической сингонии. Образует прекрасные кристаллы (как правило по форме это октаэдры, реже - ромбические додекаэдры), которые редко бывают соединены в друзы, обыкновенно это одиночные вросшие или наросшие на породу кристаллы. Часто встречаются двойники, где двойниковой плоскостью является грань октаэдра. Твёрдость по шкале Мооса — 8. Удельный вес 3,5—4,1. Очень редко шпинель водяно-прозрачна, обыкновенно же кристаллы бывают окрашены в различные сочные цвета: бурый, чёрный, розовый, красный, синий. Блеск стеклянный. Некоторые разновидности шпинели считаются драгоценными камнями, носящими в продаже разнообразные названия, смотря по цвету, прозрачности и местности где назвали. По химическому составу — алюминат магния Mg(AlO2)2, причём часть магния замещается часто железом или реже цинком, а часть алюминия — железом или реже хромом. Разновидности Среди очень разнообразных разновидностей шпинели различают: Благородную шпинель — прозрачные кристаллы шпинели, окрашенные в красивые цвета (если густой красный — то называют рубиновая шпинель, если розовый — рубин-балэ)так же благородной шпинелью можно назвать синюю шпинель, шпинель с александритовым эффектом(при дневном свете она синяя, при свете лампы накаливания пурпурно-фиолетовая), а так же голубую и зеленую шпинель.. Обыкновенную шпинель, плеонаст или цейлонит — шпинель, с большим содержанием железа, тёмно-бурого, чёрного или тёмно-зелёного цвета. Хромовую шпинель — пикотит, чёрного цвета, часть алюминия замещена хромом. Ганит — цинковая шпинель, где магний замещён железом и цинком. |
25.2) Грейзены и скарны Грейзены. Автометаморфизм гранитов или контактово-метасо-матические изменения вмещающих пород кварц-полевошпатового состава могут привести к грейзенизации этих пород. Грейзены — лейкократовые светло-серые крупнозернистые породы, состоящие из кварца, мусковита или лепидолита. Кварц и мусковит образуют крупные выделения или мелкозернистые агрегаты, развивающиеся при замещении полевых шпатов. В качестве существенной составной части могут присутствовать топаз, турмалин, апатит, флюорит; рудные минералы — касситерит, вольфрамит, молибденит, пирит, арсенопирит и др. Структура породы лепидобластовая или грано-бластовая с зубчатыми неровными очертаниями зерен кварца и чешуек слюды. Часто наблюдаются псевдоморфозы мусковита, кварца, турмалина и других минералов по полевым шпатам. Текстура породы массивная. При незавершенном процессе грейзенизации отчетливо наблюдаются реликты первичной структуры и текстуры породы. Главными компонентами вторичных кварцитов являются кварц, серицит, каолинит, андалузит, корунд С вторичными кварцитами связаны месторождения серы, высокоглиноземистого сырья (алунита, андалузита), золото-серебряные, сурьмяно-мышьяковые, медноколчеданные и др. Скарны. Представляют собой темные, бурые, зеленовато-бурые известково-силикатные породы, очень разнообразные по внешнему виду. Состоят в основном из пироксена диопсид-геденбергитового ряда и граната гроссуляр-андрадитового ряда, количественные соотношения которых варьируют вплоть до образования мономинеральных гранатовых или пироксеновых пород. В скарнах может встречаться везувиан, эпидот, скаполит, а также рудные минералы— магнетит, шеелит, молибденит, касситерит и другие, достигающие иногда значительных концентраций. В зависимости от наличия или отсутствия рудных минералов выделяют «рудные» и «безрудные» скарны. Для скарнов характерны гетеробластовые, гранобластовые структуры, отличающиеся известным своеобразием благодаря широкому развитию идиобластовых индивидов граната. В последнем случае при мономинеральном составе породы структуру называют (по аналогии со структурами магматических пород) панидиобла-стовой или при наличии идиобласт граната наряду с ксенобласта-ми пироксена и других минералов — гипидиобластовой. Текстура, как правило, пятнистая, обусловленная неравномерным кучным распределением минералов. Видовые названия скарнам дают по господствующим в них минералам, например: диопсид-гранатовые, скаполит-гранатовые, эпидот-гранатовые скарны и т. п. процесс скарнообразования относится к контактово-метасоматиче-скому и связан с действием послемагматических растворов на вмещающие карбонатные породы. Скарны имеют важное значение, так как с ними связаны промышленные концентрации магнетита, шеелита, молибденита, касситерита, сфалерита, галенита, редкометальное оруденение — золото, бериллий и др. |