1.Базиты: Пироксениты. Группа – габбро-базальты. Анортозиты. Интрузивные, эффузивные, гипабиссальные аналоги. Полезные ископаемые.

ОСНОВНЫЕ ПОРОДЫ

45 -53%

интрузивные

Пироксениты Габбро Анортозиты

ромб и мон. Пироксен+Pl основной плагиоклаз

пироксена 50% 50% основной

An _45-60

п е р е х о д н ы е р а з н о с т и

эффузивные

нет базальты нет

В зависимости от магния

ПИРОКСЕНИТЫ Главным породообразующим минералом ромбический или моноклинный пироксен. до 60% Может входить оливин до 40% Второстепенные плагиоклаз, шпинель, гранат, магнетит, Ti магнетит Вторичные серпентин по ромбич. (ортопир) и оливину, тремолит, актинолит, эпидот и хлорит.

Классификация основна на кол. соотношениях ромбических и моноклинных пироксенов.

Ортопироксенит - 90% ромбического распростр. бронзитит блеск золотисто-желтый.

клинопироксенит 90% моноклин Вебстерит ромб + моноклин.

Если пироксенит содержит больше 10% оливина добавка – оливиновый

Выделяют, гранатовые, плагиоклазовые, шпинелевые.

Породы ультрамафические, цвет. индекс 100%, но по химии основные. вспомним ултраосновные - перидотиты и они же ультрамафические. Поэтому оливиновые пироксениты имеют постепенные переходы с перидотитами

Внешний облик - пироксениты полнокристаллические, крупно и гигантозернистые с ясноразличимыми кристаллами пироксена. ортопироксениты светлые

клинопироксениты и вебстериты темные.Микроструктура - панидиоморфнозернистая (все одинаково идиоморфны)

Они не образуют самостоятельных интрузивных тел, встречаются в ассоциации с перидотитами, дунитами и габбро.

Происхождение и магматическое и за счет замещения пород богатых оливином.

с пироксенитами ассоциируют платиновые и хромитовые руды.

АНОРТОЗИТЫ Название говорит само за себя преобладает плагиоклаз 90-85% состав плагиоклаза варьирует от андезита-лабрадора ( An_45-50) до лабрадора средних номеров An_58-60 Анортозит с основным плагиоклазом называют лабрадоритом Второстепенные представлены орто- и клинопироксеном иногда оливином акцессорные – титаномагнетит ильменит

Цветной индекс 0 но лабрадор темный не путать ультрасаалический. внешний -- серый или черный цвет плагиоклаз ирризирует в красных или синих тонах текстура массивная, структура крупно- гигантско зернистая.

микроструктура - панидиоморфнозернистая , агрегат таблитчатых кристаллов плагиоклаза. В интерстициях пироксены, рудный минерал. Анортозиты отдельные пласты в дифференцированных интрузивах, состоящих из габбро, пироксенитов, перидотитов. и крупные самостоятельные Плутоны которые в основном имеют возраст протерозоя. площадь тысячи квадрат метров.

Происхождение если не имеют эффузивов, ставится под сомнение магматическрое происхождение. Но они имею постепенные переходы. В анортозитах залегают месторождения ильменит-титаномагнетитовых и апатит-титаномагнетитовых руд. как облицовочный камень

ГРУППА ГАББРО – БАЗАЛЬТА 45-53% ( БАЗИТЫ)

Наиболее распространенные породы 25% литосферы, вулканиты резко преобладают над плутонитами, но это на поверхности. состоят из двух минералов - основного плагиоклаза (An_{50-70 и основнее}) 53% и пироксена 47%

темноцветы-- оливин, роговая обманка, реже биотит. акцессории сфен, рутил, апатит. второстепенные кварц, ортоклаз. вторичные - серпентин, тальк, по оливину и ромб. пир., хлорит, актинолит, тремолит по моноклин. пироксену и амфиболу, альбит, эпидот, по плагиоклазу. Часто встречается пренит,

Типичные габбро - основной плагиоклаз + монокл пироесен авгит

норит основной плаг + ромбический пироксен

габбро-норит основной плаг. + ромб. пироксен + мон. пироксен.

если есть оливин

2-5% оливинсодержащий габбро, габбро-норит, норит

больше 5% оливиновый габбро и т.д.

троктолит основной плаг + оливин

только как обособления в расслоенных интрузиях, собствнных тел не образует, безрудный.

если пироксен до 2% пироксенсодержащий троктолит, больше 5% пироксеновый троктолит.

Если много роговой обманки то роговообманковое габбро, если роговая обманка вторична -- амфиболитизированное габбро.

До 10 % рудного минерала - феррогаббро.

Внешность - В зависимости от соотношения плагиоклаза и цвет. минерала а также степени вторичного изменения цвет может меняться от светло-серого до темно-серого и черного.

Текстура массивна, пятнистая, полосчатая за счет неравномерного распределения темноцветных минералов. Иногда видны пятна и полосы обогащенные титаномагнетитом.

Структура средне, крупно зернистая обычно равномернозернистая.

микроструктура габбровая - равная степень идиоморфизма,

гипидиоморфная.

панидиоморфная

офитовая для которой характерны удлиненные разнообразно ориентированные кристаллы плагиоклаза промежутки между которыми заполнены ксеноморфными зернами пироксена.

пойкилоофитовая если удлиненные кристаллы плаг. полностью заключены внутри крупных монокристаллов Pi.

венцовая структура оливин обрастиает реакционной каймой пироксена.

друзитовая структура - закономерное обрастание ранних минералов подними

Происхождение магматическое, продукты мантийных расплавов именно ее верхняя часть. Образуют крупные интрузивные массивы Все минералы безводные, в мантии нет воды. Но на заключительной стадии возможна кристаллизация роговой обманки и биотита минералы мало содержат железа и титана, поэтому они накапливаются появляется магнетит и титано-магнетит. местрождения титаномагнетитовых и медные руды. Габбро как облиц. камень.в норитах (ассоциации другие) - медно-никелевая, платиновая, апатит-ильменитовая минерализация.

БАЗАЛЬТЫ (эффузивные аналоги габбро)

Это скрытокристаллическая (иногда мелкозернистая) либо стекловатая порода,

Черного темно-бурого либо темного серого цвета.

Самые распространенные породы.

Встречаются порфировые и афировые аналоги . Минеральный состав такой же как у габбро но пироксен, плагиоклаз (основной), оливин реже роговая обманка представлены в основном порфировыми вкрапленниками.

Вкрапленники- пироксен, плагиоклаз, оливин. Плагиоклаз - лабрадор-битовнит (An 50 -70). Основная масса состоит из микролитов плагиоклаза, клинопироксена, магнетита или титаномагнетита и вулканическое стекло. Микролиты плагиоклаза кислее, но основные.

по минеральному составу

Разновидности: Пикробазальт > 15% оливина Оливиновый базальт 5-15% оливина

Клинопироксен-плагиоклазовый базальт - ол менше 5% наиболее распространенные разновидности Гиперстеновый базальт редкая порода вкрапленники гиперстен

Стекло часто замещается - палагонит – аморфное оптически изотропное вещество зеленоватого или желтого цвета . Замещается чаще всего хлоритом , анальцимом Плагиоклаз подвергается соссюритизации и альбитизации. По оливину серпентин по клинопироксену актиноит, титаномагнетит- лейкоксен. Вторичные - кальцит, пренит, цеолит. Вследствие вторичных изменений базальты преобретают зеленоватую окраску что позволило говорить о зеленокаменном перерождении основных вулканитов. Разновидность - спилиты - плагиоклаз альбитизирован, цветные и стекло замещ. хлоритом. Внешний облик: все разновидности имеют темную окраску или зеленовато-черную окраску. В виде столбчатой отдельности Текстура массивная, пористая, миндалекаменная. Миндалекаменные базальты называются – мендельштейнамим. Миндалины заполнены – цеолитами, кварцем, халцедоном, хлоритом, эпидотом, кальцитом и др. вторичными минералами. Структура на макроуровне – порфировая или афировая. структура основной массы – интерсертальная - микролитов больше 50% стекла микролиты расположены беспорядочно, в интерстициях может быть скопления пироксена, бурое стекло гиалопилитовая меньше 50% стекла трахитоидная - обтекают миндалины и фенокристаллы стекловатая.

ДОЛЕРИТ (диабаз) Гипабиссальные породы Минеральный состав такой же как и у габбро, похож на базальт из-за скрытокристаллического облика. Но нет стекла как у базальтов, и не габбро, так как скрытокристалличский и еще - специфическая офитовая структура. В принципе это микрогаббро, в Великобритании называют долерит. Темно-серая, черная порода массивная реже пористая текстура. Под микроскопом - офитовая структура.. Лейсты Плагиоклаза беспорядочно расположены в интеристициях кристаллизуется клинопироксен, чуть стекла. , Долерит – англоязычный термин - неизмененная. диабаз- измененные немецкая школа. Происхождение мантийное высокая температура 1200 имеют плохую вязкость поэтому растекаются на большие расстояния. Подвижные, поэтому достигают поверхность земли распространены шире Долерит формирует дайки и силы . Мощность даек чаще измеряется метрами и десятками метров. Южнее Анабарского щита (восточная Сибирь) закартирована грандиозная долеритовая дайка, на левобережье р. Оленекпрослеженная в длину более 300 км. При мощности 200м. За выдающиеся размеры называют Оленекский Дайк. Еще больше Великая дайка Родезии пересекает Африку с вотока на запад. Мощность силлов обычно составляя десятки и первые сотни метров. Крупные силы дифференцированы , нижняя часть может даже представлены перидотитами. Породы образуют лаполиты, это огромных разимеров тело в виде чаши. Происходят процессы дифференциации. За счет гравитации оседают темноцветы выше плагиоклазы . Оно прогибается – появляются условия для скопления руды промышленного значения. Это Норильск – медно-никелевая руда. В природе нередки сочетания базитовых даек и силлов , формирующие трапповые комлнексы или траппы. Слово вам известно – трап –лестница. Осадочная толща пронизана серией близкорасположенных межпластовых интрузий (силлов), склоны сложенных таким слоеным пирогом преобретают при выветривании ступенчатый вид. Трапповые серии широко представлены в минер – это формация сибирских траппов междуречья Лена и Енисея. Формация Карроу в Южной Африке формация Декан в Индии траппы антакрктиды. Специфической проблемой трапповых комплексов является проблема отличия долеритовых силлов от базальтовых покровов, поскольку породы слагающие те и другие могут быть одинаковые. Надо изучать контакты таких спорных тел, особенные верхние прикровленные. Верхний контак холодный – без следов термального воздействия на вышележащие толщи. На поверхности следы выветривания, многочимленные локальные несогласия. Траппы типична для платформ, образуются во время ее активизации. При этом образуется синеклиза – гигантский прогиб. Считается что излияние было начале триаса и больше не наблюдалось активности. В это время сформирована огромная масса базальтов. Дайки характерны для складчатых областей. Срединоо-океанические хребты, базальты формируют подводные излияния, океанические острова сложены базальтом. Как видите базальты формируются в различных тектонических обстановках, при этом их петрохимия и геохимия разная. Поэтому на основе химических особенностей можно восстановить в каких геодинамических условиях сформированы базальты, которые вы изучаете. Это могут быть древние океанические или платформенные базальты. В одном случае образуются за счет активизации платформ, в другом за счет спрединга дна океана. Базальты с специфическими особенностями образуются в островных дугах, в условиях субдукции. Именно базиты обнаружены в большом количестве на луне. – базальты, долериты, анортозиты.

2.Магма и современные представления о структуре магматических расплавов. Компоненты-сеткообразователи, модификаторы и летучие. Силикатные и несиликатные магмы.

Магматические породы – это продукт кристаллизации (или отвердевания) магмы. Это определение краткое и достаточно точное. Вспомним из курса "Общей геологии" что такое магма?

Магма – это природный раствор-расплав, содержащий летучие компоненты, возникающий периодически в ходе естественных процессов в глубинах земной коры или в верхней мантии.

Нередко пишут, что магма – это силикатный расплав. В большинстве случаев это так, но помимо силикатных известны и иные магмы – карбонатная, фосфатная, сульфидная. Так что определять магму как "силикатный расплав" неправильно. А вот нередко встречающееся дополнение, что магма – это ионный раствор-расплав, справедливо, ибо подавляющее большинство растворенных компонентов находится в магме в форме ионов – простых или комплексных.

Поднимаясь в верхние горизонты земной коры, внедряясь в них и застывая там, магма формирует интрузии, она же, изливаясь на поверхность, дает эффузивные породы. Излившуюся магму называют лавой. Лава отличается от магмы не только тем, что она находится на поверхности Земли, а не внутри литосферы, но и своим составом. Лава в отличие от магмы бедна летучими компонентами, либо вообще не содержит их. Это объясняется утечкой летучих вследствие снижения внешнего давления на магму при достижении ею поверхности Земли – давление, естественно, будет в таких случаях не более атмосферного.

Главные летучие компоненты – вода и углекислота (Н₂O и CO₂). Растворимость летучих в расплаве зависит от многих факторов, но более всего от давления. Еще в сороковые годы ХХ века Горансоном было установлено экспериментально, что при давлении нагрузки 0,5 кб (что отвечает примерно глубине 2 км) гранитный расплав может растворять и удерживать в себе 3,75% H₂O. Причем речь идет о весовых процентах! Объемных процентов было бы в несколько раз больше, потому что даже жидкая вода в несколько раз легче магмы, а уж водяной пар – тем более!

При Р = 2,0 кб ( 7,5 км) – удерживается в расплаве 8,15% H₂O

При Р = 4,0 кб ( 15 км) – удерживается в расплаве 9,35% H₂O

Это очень важно. Если магма поднимается с глубины 15-20 км до глубины 2 км и остывает на этом уровне, она отдает более 5,5 весовых процентов воды! Еще больше воды отдаст она непосредственно перед излияниями. Не случайно паров воды выделяется при извержении вулканов куда больше, чем пепла и лавы! И не случайно извержения вулканов так часто сопровождаются мощными взрывами. Эти взрывы и есть не что иное, как резкое (почти мгновенное) выделение летучих из расплава.

Кроме H₂O и CO₂, которые сумме слагают 65-90% от состава летучей фазы, в роли летучих компонентов могут выступать также СО, углеводороды (особенно, метан – CH₄), а также галоиды, галогеновые кислоты (HCl, HF, HBr), сера и ее соединения, фосфор и его соединения, бор, сурьма, мышьяк, теллур (названы в порядке убывания), и другие. Поскольку это расплав, то он, конечно же, горячий. Значит, первое свойство магмы – это ее высокая температура. Для большинства магм она близка к 1000⁰С (900-1300⁰). Важным физическим свойством магмы является ее вязкость – это тягучий расплав. При этом, чем выше содержание в магме кремнезема (SiO₂), тем ее вязкость больше. В то же время магма обладает высокой проницаемостью: даже богатая кремнеземом вязкая магма может проникать в тончайшие трещины, поскольку она характеризуется высокой смачивающей способностью. Понять многие физические свойства магмы помогает знание особенностей ее строения. Главным компонентом силикатных магм является кремнезем, формирующий комплексные анионы [SiO₄] ^-4. Такой комплекс можно представить в виде тетраэдра, в центре которого расположен малый по размеру четырехвалентный катион кремния, а по вершинам размещаются четыре двузарядных аниона кислорода. По одному заряду каждого кислородного аниона остается не компенсировано, что и определяет итоговый суммарный заряд комплекса (-4). Такой комплекс так и называют "кремнекислородным тетраэдром". Все это Вы должны уже знать, поскольку об этом Вам говорили в курсе "минералогия" при рассмотрении строения силикатов. Эти "тетраэдры" часто соединяются друг с другом таким образом, что какой-либо ион кислорода оказывается принадлежащим одновременно двум тетраэдрам. Если таким образом соединяется несколько тетраэдров, то образуется так называемая кремнекислородная цепочка, которая может объединять десятки и даже сотни атомов кремния. В школе вас знакомили с подобными цепочками, построенными из атомов другого элемента, но тоже четырехвалентного – углерода. Такие цепи химики называют полимерными, а их формирование называют полимеризацией. Как видите, способностью к полимеризации обладает не только углерод, но и кремний. Две параллельных цепочки кремнекислородных тетраэдров могут образовывать ленту. Совокупность цепочек, лежащих в одной плоскости, образует плоскую сетку. Комплекс [SiO₄]^-4 или кремнекислородный тетраэдр называют за эту способность комплексом сеткообразователем. В принципе полимерные цепочки могли бы достигать неограниченно большой длины. Однако, в реальной магме есть фактор, этому препятствующий. Если кислород в вершине тетраэдра присоеденит к себе какой-либо катион, то он не сможет соединяться с другим тетраэдром и цепочка прервется

O O О O O O

! ! ! ! ! !

K – Si –Si – Si – K Na – Si – Si – Si – Na

! ! ! ! ! !

O O О O О O

Чем больше в растворе-расплаве (магме) будет активных катионов, тем чаще они будут присоединяться к вершинам тетраэдров, тем сложнее будет реализовываться полимеризация, тем короче будут цепочки. При высоком содержании катионов цепочек не будет вовсе – все тетраэдры будут изолированными друг от друга. Поскольку катионы, присоединяясь к кремне-кислородным тетраэдрам, изменяют их способность к полимеризации, изменяют (модифицируют) их свойства, их называют модификаторами. В качестве модификаторов обычно выступают ионы щелочных и щелочноземельных элементов (Na, K, Ca, Mg), а также двухвалентное железо (Fe⁺²). Трехвалентное железо и алюминий могут подобно кремнию занимать позицию в центре тетраэдра, формируя "алюмо-кислородные" или "ферри-кислородные" тетраэдры, а потому они могут выступать, как и кремний, в качестве сеткообразователей.С этой точки зрения магму можно представить как взаимный раствор-расплав компонентов-сеткообразователей, насыщающих их модификаторов, и растворенных в этом расплаве летучих компонентов (углекислоты, воды, фосфора, серы и родственных ей элементов, и др.). Может ли выступить в роли сеткообразователей что-либо еще, кроме Si, Al, Fe⁺³? Мы уже говорили о склонности к полимеризации соединений углерода. Органическая химия изучает углеводородные полимеры, но полимеризоваться может и радикал угольной кислоты (H₂CO₃) – комплексный анион [СО₃]^-2. Этот комплекс присутствует в том или ином количестве в составе природных магм. В роли сеткообразователя может выступать фосфор, вернее комплекс [PO₄] ^-3. Могут быть в природе и полимерные бескислородные цепочки, построенные на основе серы или ее аналогов. Вспомните минерал пирротин с формулой Fe_n S _n+1. Поэтому в природе могут быть (и реально существуют) магмы не только силикатные, но и карбонатные, фосфатные, сульфидные, а возможно и некоторые другие. Однако, по объему резко преобладают магмы силикатные. Это вполне естественно, ибо по распространенности среди всех элементов на первом месте в природе идет кислород - 46,7 весовых %, а на втором - кремний (27,7 вес.%). В сумме это дает 94,4%. Если же сравнивать не вес, а объемы, то на долю кислорода приходится 91,7%, кремний с алюминием дают 6,5%, что составляет сумме 98,2%, т.е. на все остальные элементы приходится в сумме менее 2%. Если учесть, что многие из них входят в существенном количестве в состав силикатных магм, то на долю магм несиликатных остаются сотые и даже тысячные доли процента, что мы и имеем в самом деле. Перейдем теперь к летучим компонентам. Главный летучий компонент – вода, точнее H₂O. Растворимость H₂O в силикатном расплаве зависит прежде всего о давления, о чем говорилось выше. А какие газы выделяются из вулканов кроме паров воды? Прежде всего следует назвать СО₂, тем более, что по оценкам многих современных вулканологов (Г.Тазиева, прежде всего) СО₂ из вулканов выделяется даже больше, чем H₂O. А есть в составе вулканических газов и другие производные углерода: CO, CН₄, а также более сложные углеводороды. Выступают в качестве летучих компонентов хлориды, сульфаты, соединения фосфора, брома, серы. Но вот что интересно – роль летучих компонентов играют преимущественно те элементы и их соединения, которые вполне могли бы быть сеткообразователями, но не оказываются таковыми только потому, что их в магме слишком мало. Если же в силу тех или иных причин (скажем в ходе кристаллизации силикатов) из магмы уйдет основная часть кремния, то в остаточных порциях расплава значительно возрастет содержание летучих. Если ведущую роль среди них играл СО₂, то концентрация комплекса [CO₃]^-2 может возрасти настолько, что именно он станет сеткообразователем и силикатная магма трансформируется в карбонатную. Кристаллизация карбоната приведет к возрастанию в остаточном расплаве фосфора, и сеткообразователем может стать комплекс [PO₄]^-3 , и в какой-то момент станет возможной трансформация карбонатной (карбонатитовой) магмы в фосфатную. Кстати и о воде. Вода ведь тоже дает комплексы [OH]^-1, способные давать полимерные группы с общей формулой H _(n+1)O _n:

H-O-H-O-H...O-H-O-H... (и т.д.).

Кстати, а почему, между прочим, вода – это вода, а не магма? Да всего лишь потому, что температура ее кристаллизации О⁰С, и поэтому на большей части поверхности Земли она находится в жидком состоянии? А если б средняя температура поверхности Земли была градусов на 20 ниже, то была бы у нас "гидроксил-магма" (с гидроксилом сеткообразователем), и была бы горная порода "лед". Сравните:

температура кристаллизации

силикатного расплава 1000⁰

карбонатного расплава 600⁰

карбонатно-щелочного (содового) расплава 400⁰

температура кристаллизации H₂О 0⁰

Разница между четырьмя сотнями и нулем градусов меньше, чем между четырьмя сотнями и тысячей градусов.

И еще – почему силикатные (и иные) магмы это не просто раствор-расплав, а ионный раствор-расплав? Дело в том, что высокая диэлектрическая постоянная таких расплавов приводит к электролитической диссоциации молекул растворяемых веществ, к распаду их на ионы. Но то же самое еще в большей мере характерно для воды. Так что я бы все же считал воду, во всяком случае ювенильную, специфической магмой.

Откуда берутся в магме летучие компоненты? Часть из них, конечно же, относятся к ювенильным, т.е. приходит с больших глубин, из зоны магмообразования или даже глубже: из мантии, а может и из ядра (особенно, если оно и в самом деле не железо-никелевое, а гидридное). Магма может захватить летучие и по пути, поглощая их из вмещающих пород. Оценить количество летучих в магме нелегко, ибо большая их часть в процессе кристаллизации теряется. Но, судя по объему вулканических газов, их должно быть очень много! Если магма изливается на поверхности Земли в виде лавы, то летучие из нее в буквальном смысле слова "улетучиваются" и рассеиваются в атмосфере. Если же магма кристаллизуется на глубине, то летучие концентрируются (накапливаются) в последних (остаточных) порциях расплава. Пусть их было в исходной магме всего 2-3%, тогда, если закристаллизуется, скажем, 96% мамы, то в остатке доля летучих уже превысит 50%. Почему? При кристаллизации гранитной магмы большую часть твердого гранита слагают кварц (SiO₂), альбит (NaAlSi₃O₈) и ортоклаз (KAlSi₃O₈). Никаких летучих в этих минералах нет – вот летучие и будут накапливаться в остатке. Туда же перейдет основное количество рудных компонентов. Получится очень своеобразная магма – резко обогащенная летучими компонентами, рудными компонентами. Она будет очень текучая, очень химически активная (реакционно-способная). Такова, видимо, пегматитовая магма, обособляющаяся от гранитной на последних стадиях кристаллизации гранитных массивов.

3.Сопоставление понятия ультраосновные и ультрамафические породы. Ультрасалические породы. Понятие о салических базитах, пример салического гипербазита..

Ультраосновные породы содержат менее 45% кремнезема, в них много магния, железа, кальция. В большинстве своем они сложены исключительно темноцветными минералами, поэтому их называют ультрамафитами, их цветной индекс близок к 100. На их долю приходится менее 1% от площади развития магматических пород, однако с глубиной их содержание возрастает, и верхняя мантия, как полагают, сложена исключительно ими.

Характерные главные минералы – оливин, пироксены (ромбические и моноклинные), реже встречается роговая обманка, еще реже биотит, причем исключительно магнезиальный – флогопит. В качестве второстепенного минерала может присутствовать основной плагиоклаз. Рудные минералы представлены преимущественно хромитом, магнетитом, значительно реже встречаются титаномагнетит, ильменит. Среди вторичных минералов преобладают продукты изменения оливина: серпентин, иддингсит, тальк. Серпентин развивается и по ромбическому пироксену. Нередки также уралит, эпидот, кальцит.

4.Минералы магматических пород: главные (породообразующие), второстепенные, акцессорные. Вторичные минералы. Фемические и салические минералы. Понятие о цветном индексе.

Породообразующими минералами называются минералы которые учавствуют в сложении основного объема подавляющего большинство горных пород. Второстепенные минералы называются те минералы содержание которых в горной породе варьируется от 1 до десятка процентов. Акцессорные минералы примеси содержание всех акцессорных минералов в породе не превышает 1%. Вторичные минералы сформированными позднейшими процессами, наложившимися на магматогенные минералы и заместившими первичные полностью или частично. Фемические (темноцветные) представлены обычно силикатами магния и железа. Салические (бесцветные) обычно представлены кверцем и алюмосиликатами. Цветной индекс суммарное процентное содержание цветных минералов

5.Гипербазиты. Полезные ископаемые. Происхождение. Кимберлиты, состав, структуры. Форма тел. Происхождение. Ультраосновные породы содержат менее 45% кремнезема, в них много магния, железа, кальция. В большинстве своем они сложены исключительно темноцветными минералами, поэтому их называют ультрамафитами, их цветной индекс близок к 100. На их долю приходится менее 1% от площади развития магматических пород, однако с глубиной их содержание возрастает, и верхняя мантия, как полагают, сложена исключительно ими. Характерные главные минералы – оливин, пироксены (ромбические и моноклинные), реже встречается роговая обманка, еще реже биотит, причем исключительно магнезиальный – флогопит. В качестве второстепенного минерала может присутствовать основной плагиоклаз. Рудные минералы представлены преимущественно хромитом, магнетитом, значительно реже встречаются титаномагнетит, ильменит. Среди вторичных минералов преобладают продукты изменения оливина: серпентин, иддингсит, тальк. Серпентин развивается и по ромбическому пироксену. Нередки также уралит, эпидот, кальцит. Наиболее типичная структура гипербазитов – панидиоморфная. У оливин-пироксеновых пород структура часто пойкилитовая: оливин включен в зерна пироксена. Нередко структура сидеронитовая – рудный минерал выполняет межзерновое пространство и играет роль цемента. С гипербазитами ассоциируются месторождения хромита, иногда никеля (сульфиды никеля), платиноидов, а также нерудных минералов – талька, асбеста и алмаза (кимберлит). Кимберлит – специфическая гипабиссальная ультраосновная порода, слагает дайки и трубки взрыва (диатремы), по составу близка к серпентинизированному и карбонатизированному гранатсодержащему (пироповому) перидотиту, но зачастую внедрялась, видимо, не в виде магмы, а в виде твердо-газовой (флюидизатной) смеси, как туфоподобная масса, насыщенная, к тому же, глубинными (мантийными) ксенолитами и ксенолитами вмещающих пород. Известна также скрытокристаллическая жильная дайковая порода ультраосновного состава – пикрит. Объединяет присутствие мегакристаллов оливина 0,5-3 см, пикроильменитом, флогопитом, пироксеном и пироп. Мегакристаллы заключены в матрицу из карбоната, серпентина. Цвет меняется от светло-желтой до темно-зеленой. И черной в зависимости чего будет преобладать. И как редкий акцессорный минерал может присутствовать алмаз. Особенность кимберлита – высокотемпературные минералы заключенный в матрицу низкотемпературных. Минералов. Минералы мантийного происхождения, вернее верхней мантии. Так как кимберлиты заполняют тела в виде трубок, и имеют кластические строение, то предполагалось что это открытый канал древнего вулкана заполненный эксплозивными породами мантийного происхождения, поэтому такие тела предложено называть трубками взрыва. Однако изучение кимберлитовых тел показало, что трубки или диатремы заполнялись относительно медленно и виде холодной кашеобразной массы .или холодная газонасыщенная масса. Движущей силой является газ СО ₂ за счет которого обломки звешенные в газовой струе внедряются по трещина в кору. Есть вода, но она имеет коровое происхождение.

6.Текстуры и структуры эффузивных пород. Микролитовая и интерсертальная структуры характерны для каких пород.. Трахитовая и флюидальная текстуры. Миндалины. Их состав.

При описании строения горных пород пользуются понятием структуры и текстуры. Это нужно для выяснения условий образования горных пород – излившихся или глубинных или полуглубинных (гиапабиссальных). Структура отражает особенности строения, определяется степенью раскристаллизации , абсолютными и относительными размерами и формой минеральных зерен, а также взаимным соотношением слагающих породу ее составных частей – минералов и стекла. Текстура определяется соотношением этих частей в пространстве – способом выполнения пространства. Микролитовая и интерсертальная структуры характерны для андезитов. Интерсертальная структура- стекло выполняет промежутки в сплошном каркасе микролитов. Микролитовая структура- микролиты плавают в стекле не касаясь друг друга. Флюидальная текстура характеризуется потокообразным ориентированным расположением микролитов и вкрапленников. Флюидальность и полосчатость имеют ориентировку в направлении движения лавы. В случае присутствия в породе порфировых выделений, микролиты их часто обтекают. Полосчатость нередко бывает смята в мельчайшие складки. Флюидальность возникает при продвижении вязкой застывающей лавы. Она особенно хорошо бывает выражена в краевых зонах экструзивных тел, что, например, имеет место в среднедевонских экструзивах улутауской свиты на Южном Урале, в районе д. Первомайки. Трахитоидная текстура характеризуется субпараллельным расположением в породе таблитчатых или уплощенно-призматических кристаллов, например, полевых шпатов. После становления лавовых тел при переходе пород в палеотипное состояние пустоты выполняются вторичными минералами из циркулирующих в породе растворов, и образуется миндалекаменная текстура. В миндалинах чаще всего присутствуют опал, халцедон, мелкозернистый кварц, хлорит, кальцит, цеолиты, эпидот и другие минералы.

9.Группа диорита–андезибазальта: химизм, минеральный состав, распространенность. Происхождение. Полезные ископаемые. По содержанию кремнезема породы этой группы – типичные средние: в андезитах содержание SiO₂ варьирует от 53 до 64% (разновидности с содержанием кремнезема 53-56% часто называют андезибазальтом, а 57-64% - собственно андезитом). Интрузивными аналогами являются диориты, близкие по химизму андезибазальтам и кварцевые диориты, по содержанию кремнезема соответствующие собственно андезитам. Это первая группа с существенным содержанием щелочей, причем натрий обычно преобладает над калием (К₂О – 1,5-2,5%; Na₂О – 2,7-3,5%). Как и базиты, породы этой группы, в основном, биминеральные и состоят из плагиоклаза (андезина, андезин-лабрадора, лабрадора) – 65-75%, и темноцветных минералов – 35-25%. Темноцветные минералы чаще всего представлены роговой обманкой. Достаточно часто в этой роли выступает пироксен (чаще диопсид-геденбергит, реже гиперстен), нередок и биотит, но, как правило, вместе с роговой обманкой. Оливиновые диориты редки, но встречаются. Обычно это дифференциаты базальтовой магмы, слагающие участки мощных дифференцированных базальтовых силлов. Оливин в них всегда весьма железистый, приближающийся к фаялиту (Fe₂ SiO₄). Из акцессорных минералов обычны апатит, сфен и циркон, последний для габброидов и гипербазитов был не типичен. Рудные минералы – магнетит, ильменит, пирит. Часто встречающимся второстепенным салическим минералом является кварц:

0-4% кварца – диорит

4-9% кварца – кварцсодержащий диорит

10 и более процентов – кварцевый диорит

Более редок ортоклаз, с появлением которого прослеживаются переходы от лейкократового кварцсодержащего диорита к гранодиориту. Типичные вторичные минералы – уралит (по пироксену и обык­новенной роговой обманке), хлорит (по амфиболу и биотиту), эпидот (по амфиболу и плагиоклазу), карбонаты (по плагиоклазу), серицит (по плаги­оклазу). Соответственно – наиболее типичные наложенные изменения – уралитизация, хлоритизация, соссюритизация и не свойственная породам, рассмотренным ранее, серицитизация. Диориты обычно связаны с габброидами или с гранитоидами. Примером первого типа могут служить диориты дифференцированных силлов. Например, силл Тулай-Киряка на Таймыре, где диориты являются несомненными дифференциатами базальтовой магмы, слагая прикровельную часть интрузии. Диориты другого типа возникают когда гранитная магма внедряется в осадочные или осадочно-метаморфические толщи с высоким содержанием кальция, магния: в известняки, доломиты, известковистые песчаники, базальтовые туфы, амфиболиты, роговообманковые гнейсы и т.п. В этом случае гранитная магма усваивает из вмещающих пород магний, кальций, железо, обедняясь при этом кремнием. Происходит ее загрязнение (контаминация). В результате состав магмы и кристаллизующихся из нее пород становится более основным – гранодиоритовым или даже диоритовым. Если бы не эффузивы, то, возможно, никто и не говорил бы о средней (андезитовой) магме, ибо в большинстве своем диориты – производные иных магм. Но все же существуют комагматичные ассоциации диоритов с их эффузивными аналогами. Примером может служить Лапчавожский диоритовый массив на Приполярном Урале, породы которого тесно сопряжены с идентичными по составу вулканитами. Эффузивы этого семейства (андезиты) распространены очень широко. Их почти столько, сколько базальтов. Особенно много их в Америке, в Андах (отсюда и название). В северной Америке андезиты преобладают над базальтами. В России базальтов больше. Базальты более типичны для платформ (трапповые формации), а андезиты – для складчатых поясов и вулканических островных дуг. У нас андезиты распространены на Камчатке,

10.Основы химической классификации горных пород. Главные классификационные подразделения (ультраосновные, основные, средние и кислые породы). Примеры.

Общая классификация магматических горных пород производится по их химическому составу с использованием двух наиболее важных параметров: содержания кремнезема и суммы оксидов щелочных металлов (см. диаграмму). По этому признаку выделяются породы ультраосновного (I), основного (II), среднего (III) и кислого составов, а также породы различной щелочности. Классификационная диаграмма достаточно известна и специального обсуждения не требует. Поведение других компонентов магматических горных пород на диаграмме не отражено. Однако с увеличением кремнезема и щелочей от ультраосновных пород к кислым понижаются содержания магния и железа. Содержание оксидов кальция, алюминия и титана при переходе от ультраосновных пород к основным резко возрастает, а далее к породам кислого состава либо понижается (TiO₂, CaO), либо остается приблизительно на одном уровне (Al₂O₃).

Главным фактором, обуславливающим минеральный состав горной породы, является содержание петрогенных компонентов в магме. Ультраосновная магма характеризуется низким содержанием кремнезема и высокими концентрациями оксидов магния и железа. Именно поэтому главным ее минералом является оливин. Кварц как постоянная составная часть горной породы появляется с 56% SiO₂, хотя до этого он иногда присутствует в небольших количествах. Биотит развит только в породах с высокими содержаниями К₂О, т.е. в гранитах и породах повышенной щелочности (эссекситы, сиениты и др.). Когда же в магмах коэффициент агпаитности (Na₂O+K₂O)/Al₂O₃ превышает единицу, в горных породах кристаллизуются фельдшпатоиды.

Таким образом, минеральный состав магматических горных пород программируется составом магматического расплава.

Основным признаком химической классификации служит ХХХХ кремнезема в породе. К ультраосновным породам относят такие, в составе которых кремнезема менее 45% . К основным породам относят такие в составе которых кремнезем составляет 50%(например - базальты). К средним породам относят такие в составе которых кремнезема до 65 %.(например – андезиты). К кислым породам относят такие в составе которых кремнезема более 65% т.е. главный породообразующий минерал – кварц (например – риолиты)

11.Пироксениты и анартозиты. Особенности химического и минерального состава. Что общего и различного. Происхождение. Главным породообразующим минералом ромбический или моноклинный пироксен. до 60% Может входить оливин до 40% Второстепенные плагиоклаз, шпинель, гранат, магнетит, Ti магнетит. Вторичные серпентин по ромбич. (ортопир) и оливину, тремолит, актинолит, эпидот и хлорит.

Классификация основана на кол. соотношениях ромбических и моноклинных пироксенов.Ортопироксенит-90% ромбического распростр. бронзитит блеск золотисто-желтый. клинопироксенит 90% моноклин. Вебстерит ромб + моноклин.

Если пироксенит содержит больше 10% оливина добавка – оливиновый

Выделяют, гранатовые, плагиоклазовые, шпинелевые.

Породы ультрамафические, цвет. индекс 100;%, но по химии основные.

Внешний облик - пироксениты полнокристаллические, крупно и гигантозернистые с ясноразличимыми кристаллами пироксена. ортопироксениты светлые

клинопироксениты и вебстериты темные .

Микроструктура - панидиоморфнозернистая (все одинаково идиоморфны)

Они не образуют самостоятельных интрузивных тел, встречаются в ассоциации с перидотитами, дунитами и габбро. Происхождение и магматическое и за счет замещения пород богатых оливином. с пироксенитвми ассоциируют платиновые и хромитовые руды.

АНОРТОЗИТЫ Название говорит само за себя преобладает плагиоклаз 90-85% состав плагиоклаза варьирует от андезита-лабрадора ( An_45-50) до лабрадора средних номеров An_58-60 Анортозит с основным плагиоклазом называют лабрадоритом Второстепенные представлены орто- и клинопироксеном иногда оливином акцессорные – титаномагнетит ильменит

Цветной индекс 0 но лабрадор темный не путать ультрасаалический. внешний -- серый или черный цвет плагиоклаз ирризирует в красных или синих тонах текстура массивная, структура крупно- гигантско зернистая. микроструктура - панидиоморфнозернистая , агрегат таблитчатых кристаллов плагиоклаза. В интерстициях пироксены, рудный минерал.

Анортозиты отдельные пласты в дифференцированных интрузивах, состоящих из габбро, пироксенитов, перидотитов. и крупные самостоятельные Плутоны которые в основном имеют возраст протерозоя. площадь тысячм квадрат метров.

Происхождение если не имеют эффузивов, ставится под сомнение магматическрое происхождение. Но они имею постепенные переходы.

В анортозитах залегают месторождения ильменит-титаномагнетитовых и апатит-титаномагнетитовых руд. как облицовочный камень

12.Полевые шпаты и фельдшпатоиды. Их породообразующее значение.

Полевы́е шпа́ты — группа широкораспространённых, в частности — породообразующих минералов из класса силикатов (Feldspat — от нем. фельд — поле и др.-греч. спате — пластина, из-за способности раскалываться на пластины по спайности). Большинство полевых шпатов — представители твёрдых растворов тройной системы изоморфного ряда К[АlSi3O8] — Na[АlSi3O8] — Са[Аl2Si2O8], конечные члены которой соответственно — ортоклаз (Or), альбит (Ab), анортит (An). Наряду с санидином, являющимся высокотемпературным, выделяются низкотемпературные калиевые полевые шпаты — микроклин и ортоклаз. Полевые шпаты — наиболее распространенные породообразующие минералы, они составляют около 50 % от массы Земной коры.

Полевые шпаты относятся к силикатам с кристаллической структурой каркасного типа, это ажурные постройки из кремнекислородных тетраэдров, в которых кремний иногда замещён алюминием. Они образуют довольно однообразные кристаллы моноклинной или триклинной сингоний, в виде немногочисленных комбинаций ромбических призм и пинакоидов. Характерны простые или, в особенности, полисинтетические двойники. Спайность совершенная в двух направлениях, по (001) и (010). Кристаллы без примесей белые или бесцветные, от просвечиваюших до полупрозрачных и прозрачных. Фельдшпатоиды (от нем. Feldspat — полевой шпат) — породообразующие минералы, каркасные алюмосиликаты натрия, калия, отчасти кальция. По химическому составу близки к полевым шпатам, но содержат меньше кремния. Образуются в магмах, очень бедных кремнезёмом. К фельдшпатоидам относятся лейцит, содалит, нефелин (элеолит), канкринит, нозеан и гаюин, из поделочных камней — лазурит, тугтупит. Как породообразующие минералы щёлочных изверженных пород заменяют полевые шпаты в породах, пересыщенных щёлочами и лишённых кварца.

П. ш. служат основой классификации горных пород. Важнейшие типы горных пород сложены в основном П. ш.: интрузивные — граниты, сиениты (щелочные П. ш. и плагиоклазы), габбро, диориты (плагиоклазы); эффузивные — андезиты, базальты; метаморфические — гнейсы, кристаллические сланцы, контактно- и регионально-метаморфизованные породы, пегматиты. В осадочных породах П. ш. встречаются в виде обломочных зёрен и новообразований (аутигенные П. ш.). В лунных породах (лунные базальты, габбро, анортозиты) отмечены только плагиоклазы. Значение П. ш. определяется тем, что благодаря широким вариациям состава и свойств они используются при геологопетрографических исследованиях массивов магматических и метаморфических пород.

13.Ультраосновные породы (гипербазиты): особенности их химического и минерального состава.. Происхождение. Полезные ископаемые. Ультраосновные породы содержат менее 45% кремнезема, в них много магния, железа, кальция. В большинстве своем они сложены исключительно темноцветными минералами, поэтому их называют ультрамафитами, их цветной индекс близок к 100. На их долю приходится менее 1% от площади развития магматических пород, однако с глубиной их содержание возрастает, и верхняя мантия, как полагают, сложена исключительно ими. Характерные главные минералы – оливин, пироксены (ромбические и моноклинные), реже встречается роговая обманка, еще реже биотит, причем исключительно магнезиальный – флогопит. В качестве второстепенного минерала может присутствовать основной плагиоклаз. Рудные минералы представлены преимущественно хромитом, магнетитом, значительно реже встречаются титаномагнетит, ильменит. Среди вторичных минералов преобладают продукты изменения оливина: серпентин, иддингсит, тальк. Серпентин развивается и по ромбическому пироксену. Нередки также уралит, эпидот, кальцит. С гипербазитами ассоциируются месторождения хромита, иногда никеля (сульфиды никеля), платиноидов, а также нерудных минералов – талька, асбеста и алмаза (кимберлит).

14.Группа сиенита-трахита: химизм, минеральный состав, геологическая распространенность. Происхождение. Полезные ископаемые По содержанию кремнезема это тоже типичные "средние" породы – 53-64% SiO₂ , но они отличаются от только что рассмотренных диоритов значительно более высоким содержанием щелочей: сумма Na₂O + K₂O более 5%, достигая у некоторых пород этой группы 10-12%! Сиениты еще менее распространены, чем диориты, слагая около 0,1% от объема интрузивов. Малы даже размеры отдельных тел. Массивы поперечником более 10 км считаются уже весьма крупными. Типичные сиениты содержат несколько меньше темноцветных минералов, чем диориты: цветной индекс меланократовых сиенитов 25-30, мезотипных – около 20, лейкократовых – 15 и менее. Преобладающими темноцветными минералами являются роговая обманка и (или) биотит, но могут быть также пироксен и даже оливин. Салические минералы представлены плагиоклазом и калиевым полевым шпатом (обычно – ортоклазом). Кварц присутствует иногда как второстепенный минерал. Подчеркнем, что в нормальном сиените калиевый полевой шпат практически не содержит натрия, который весь входит в плагиоклаз в форме альбитового компонента. Но есть и другие сиениты, содержащие только один полевой шпат, почти бескальциевый, натрово-калиевый. Как правило, он представлен мезопертитом, т.е. ортоклазом, содержащим около 50% альбитовых пертитовых вростков. Это типичные пертиты распада. Видимо, первично из магмы кристаллизовался единый натрово-калиевый полевой шпат – санидин, распадавшийся при снижении температуры на две обособленные фазы: ортоклазовую и альбитовую. Некоторые петрографы называют такие сиениты щелочными. Однако, более принято называть щелочными только те сиениты, которые содержат щелочные темноцветные минералы – например, эгирин, щелочные амфиболы, а сиениты только со щелочным (натрово-калиевым) полевым шпатом называют субщелочными. Существует непрерывный ряд переходных пород между нормальным сиенитом и диоритом: сиенит – монцонит – монцодиорит – диорит. Сиенит содержит 60% ортоклаза и более, монцонит – 35-60%, монцодиорит – 5-35%, диорит – 0-5%. Каждая из названных разновидностей имеет и свой "кварцевый" аналог: кварцевый сиенит, кварцевый монцонит, кварцевый монцодиорит, кварцевый диорит. Состав плагиоклаза у разных пород семейства сиенитов обычно разный: плагиоклаз меланократовых пород содержит 30-40% An, мезотипных – 20-30% An, а лейкократовых – 15-20%. В щелочных сиенитах плагиоклаз представлен, если он есть, альбитом. Эффузивные породы этого семейства называют трахитами. Калиевый полевой шпат в трахитах санидин, либо ортоклаз-пертит. Плагиоклаз в микролитах – альбит или кислый олигоклаз, тогда как плагиоклаз вкрапленников – андезин. Если плагиоклаз во вкрапленниках более основной, чем андезин, то такую породу называют трахиандезитом, а при высоком цветном индексе – трахибазальтом. Стекло присутствует только в абсолютно свежих породах, обычно же оно раскристаллизовано. Типичные темноцветы – биотит и базальтическая (бурая) роговая обманка. И для биотита и для роговой обманки характерно присутствие опацитовых кайм вокруг зерен этих минералов. Трахит – это розовая, сиреневая, кремовая афанитовая порода, структуры такие же, как у андезитов: гиалопилитовая, интерсертальная, микролитовая, либо порфировая с соответствующей структурой основной массы. Помимо эффузивов вулканиты трахитового состава часто бывают представлены туфами и агломератами.

15.Систематика и классификация магматических пород: основные принципы, химический и минералогический. Химическая классификация магматических пород Общая классификация магматических горных пород производится по их химическому составу с использованием двух наиболее важных параметров: содержания кремнезема и суммы оксидов щелочных металлов (см. диаграмму). По этому признаку выделяются породы ультраосновного (I), основного (II), среднего (III) и кислого составов, а также породы различной щелочности. Классификационная диаграмма достаточно известна и специального обсуждения не требует. Поведение других компонентов магматических горных пород на диаграмме не отражено. Однако с увеличением кремнезема и щелочей от ультраосновных пород к кислым понижаются содержания магния и железа. Содержание оксидов кальция, алюминия и титана при переходе от ультраосновных пород к основным резко возрастает, а далее к породам кислого состава либо понижается (TiO₂, CaO), либо остается приблизительно на одном уровне (Al₂O₃). Главным фактором, обуславливающим минеральный состав горной породы, является содержание петрогенных компонентов в магме. Ультраосновная магма характеризуется низким содержанием кремнезема и высокими концентрациями оксидов магния и железа. Именно поэтому главным ее минералом является оливин. Кварц как постоянная составная часть горной породы появляется с 56% SiO₂, хотя до этого он иногда присутствует в небольших количествах. Биотит развит только в породах с высокими содержаниями К₂О, т.е. в гранитах и породах повышенной щелочности (эссекситы, сиениты и др.). Когда же в магмах коэффициент агпаитности (Na₂O+K₂O)/Al₂O₃ превышает единицу, в горных породах кристаллизуются фельдшпатоиды. Таким образом, минеральный состав магматических горных пород программируется составом магматического расплава.Минералы магматических горных пород Как отмечалось выше, минеральный состав горной породы напрямую связан с ее химическим составом. Минералы, слагающие магматические горные породы, называются породообразующими. Их относительно немного и большинство из них представлено силикатами (оливины, пироксены, амфиболы, слюды, полевые шпаты, фельдшпатоиды). Единственным оксидом, входящим в состав породообразующих минералов, является варц. По содержанию в горной породе породообразующие минералы делятся на главные (более 5%) и второстепенные. Кроме этих минералов в горных породах выделяются акцессорные минералы. Они всегда присутствуют в горных породах, но их содержание не превышает 1-2%. Акцессорные минералы могут быть представлены различными классами: силикатами, оксидами, солями кислородных кислот, галогенидами и др. Обычно количества и размеры акцессорных минералов так незначительны, что при изучении горных пород в полевых условиях они не обнаруживаются или их трудно определить. Наиболее распространенными акцессорными минералами являются магнетит (титаномагнетит), ильменит, апатит, сфен, циркон, флюорит. Более полное изучение акцессорных минералов проводится при камеральной обработке материалов при микроскопическом изучении пород и путем отбора и изучения протолочных (минералогических) проб. После образования магматической горной породы она подвергается вторичным изменениям, в результате которых первичные минералы разлагаются и возникает новая ассоциация минералов, так называемые, вторичные минералы. Среди них преобладают силикаты (актинолит, хлориты, эпидот и др.), но появляются некоторые минералы, не свойственные магматическим породам, например, кальцит. Умение определять эти минералы позволяет восстанавливать первичный минеральный состав магматической горной породы даже в полностью измененных образцах

16.Классификационное значение цветного индекса: меланократовые, лейкократовые, мезотипные породы. Породы мафические и салические. Сопоставление их с соответствующими петрохимическими классификационными группами (ультраосновные, основные, средние и кислые породы). Суммарное процентное содержание цветных минералов называют цветным индексом. Это важный классификационный признак. Породы с цветным индексом 100 в большинстве своем относятся к ультраосновным, поскольку кремнезема в них менее 45%. Их называют также ультрамафитами или ультрамафическими породами. Однако, некоторые ультрамафиты (амфиболит, пироксенит) при цветном индексе 100 содержат более 44% кремнезема, поскольку содержание кремнезема в пироксенах около 50%, а в амфиболах даже несколько больше 50%. Таким образом, по химической классификации такие ультрамафиты надо относить не к ультраосновным, а к основным породам, не к гипербазитам, а к базитам. Их так и следует называть ультрамафические базиты. В то же время некоторые породы с цветным индексом менее 10, т.е. практически не содержащие мафических минералов: уртиты, нефелиниты, лейцитолиты – содержат менее 45% SiO₂, поскольку таково его содержание в фельдшпатоидах. Несмотря на цветной индекс менее 10 (а порой и вообще ноль), такие породы надо относить к гипербазитам – это салические (фельзические) гипербазиты. До недавнего времени такие словосочетания воспринимались как явная нелепость, да и сейчас многие петрографы не принимают таких названий, хотя они вполне логичны, и в современной мировой петрографической литературе их использование становится нормой. Наконец, именно такая классификация и такие термины рекомендованы утвержденным недавно “Петрографическим кодексом России”.

Породы, состоящие в равных долях из темноцветных минералов и полевых шпатов (т.е. с цветным индексом 50), относятся к основным. Содержание SiO₂ в них близко к 50%. Только никогда не забывайте, что речь здесь идет не о кварце, которого в основных породах нет, а о “связанном” кремнеземе, т.е. о кремнеземе, который входит в состав силикатов. Однако и здесь есть свои сложности. Поскольку содержание кремнезема в высококальциевых плагиоклазах (анортите, битовните и даже лабрадоре) тоже близко к 50%, то породы, сложенные преимущественно (и даже исключительно) таким плагиоклазом (их называют анортозитами) относят к базитам, хотя их цветной индекс не только меньше 50, но может быть даже меньше десяти, вплоть до нуля.

Породы с цветным индексом 25-35, состоящие из темноцветов и полевых шпатов, но не содержащие кварца, относят к средним. Наконец, породы, содержащие в качестве главного породообразующего минерала кварц, обязательно относятся к кислым. Они настолько богаты кремнеземом, что часть его оказывается избыточной, не компенсируется другими компонентами и присутствует в породе в несвязанном состоянии, в виде кварца.

17.Базиты (группа габбро-базальта): особенности химизма, минеральный состав, геологическое положение. Происхождение. Полезные ископаемые. Группа габбро-базальта по содержанию кремнезема принадлежит к типичным основным породам – 505%. На долю ее представителей приходится около 25% общего объема магматических образований литосферы, причем из этих 25% около 20 составляют базальты, т.е. эффузивные породы, лишь 3% – интрузивы и около 2% – гипабиссальные породы. Вулканиты в этой группе резко преобладают над плутонитами, однако с глубиной доля последних возрастает.

Интрузивные породы этой группы (габброиды) состоят, в основном, из двух минералов: основного плагиоклаза (лабрадора или битовнита) – 53% и пироксена – 47%. Помимо пироксена темноцветные минералы могут быть представлены в породах этой группы также оливином, реже – роговой обманкой, еще реже – биотитом. Типичные акцессории – сфен, рутил, апатит. В некоторых габбро (кыштымит) в качестве темноцветного минерала присутствует корунд. В качестве второстепенного минерала иногда (очень редко) могут присутствовать кварц, ортоклаз. Типичные рудные минералы – серпентин и тальк (по оливину и ромбическому пироксену), уралит и хлорит (по моноклинному пироксену или амфиболу), альбит, эпидот и скаполит по плагиоклазу. Часто встречается пренит.

Типичные плутонические породы в данной группе – габбро (основной плагиоклаз + моноклинный пироксен, обычно авгит), либо норит (основной плагиоклаз + ромбический пироксен). Если присутствуют оба пироксена, то породу называют габбро-норит. Если присутствует также оливин в количестве 2-5%, то к названию добавляют слово “оливинсодержащий”, а если оливина более 5%, – “оливиновый” (например, “оливинсодержащее габбро”, “оливиновый норит”). Габброид, в котором преобладающим (или даже единственным) темноцветным минералом является оливин, называется троктолитом или форелленштейном. Соответственно могут использоваться названия “пироксенсодержащий троктолит” и “пироксеновый троктолит”.

Поскольку содержание кремнезема в основном плагиоклазе около 50%, то порода, сложенная существенно (или даже полностью) таким плагиоклазом будет основной, даже если ее цветной индекс будет меньше десяти или вообще равен нулю. Такой салический габброид называют анартозитом или лабрадоритом. Породу из темноцветных минералов, основного плагиоклаза и ортоклаза называют монцонит, габброид из основного плагиоклаза и корунда – кыштымит. Породу с высоким содержанием роговой обманки называют роговообманковым габбро, если же роговая обманка явно вторична, то породу называют амфиболизированным габбро.

Отдельные разновидности габброидов связаны постепенными взаимопереходами друг с другом, что порождает обилие переходных разновидностей. Принцип построения их названий можно проиллюстрировать на примере вариаций содержания плагиоклаза в породах ряда “пироксенит – анортозит”:

Пироксенит 0-5% плагиоклаза,

Лабрадоровый пироксенит 5-20% - “-

Меланократовое габбро 20-40% - “-

Мезотипное габбро 40-60% - “-

Лейкократовое габбро 60-80% - “-

Пироксеновый лабродорит 80-90% - “-

Лабродорит 90-100% плагиоклаза.

18.Причины разнообразия магматических пород: различия в условиях плавления, влияние субстрата, дифференциация, гибридизм. Влияние условий кристаллизации. Современные представления о главных типах первичных магм и их эвтектоидной природе.Эффузивные породы преобладают над интрузивными (57:43). С глубиной доля вулканитов падает, и, по-видимому, с некоторых глубин вулканические породы, как таковые, вообще исчезают. Граниты – 23% общего объема магматитов, гранодиориты – 12, диориты – 2%, сиениты – 0,5%, интруз габброиды – габбро, нориты, анортозиты – 5,5%, оливиниты-перидотиты - менее 1%. Это и составляет в сумме 43 %. В составе эффузивных образований участвуют: риолиты – 10-12% (вместе с трахитами), андезиты – 20-22%, базальты – 24-26%. Итого в сумме - 56-58%. На долю шелочных пород около 0,5% объема магматитов, а все несиликатные не более 0,05%

На протяжении многих десятилетий в петрологии безраздельно господствовала концепция единой (базальтовой) исходной магмы. «Как из одной материнской магмы можно получить более тысячи горных пород?». В двадцатые годы нашего века Ф. Ю. Левинсон-Лессинг обосновал представления о двух принципиально разных исходных магмах – гранитной и базальтовой. Из хар-ра графика частоты встречаемости магм пород разного состава в природе (четко выражено 2 max – один отвечает гранитоидам (72% SiO₂), второй базальтам (49-50% SiO₂)). Гранитоиды представлены почти исключительно глубинными интруз породами, а базальтоиды вулканитами и гипабиссальными обр-ми. След-но – различия в св-ах 2 магм, различия в геол обстановке их проявления. Допускается сущ-ние в природе min 3 гл исходных магм: гранитной, базальтовой и андезитовой (?). + (возможно) несколько второстепенных, редких магм: щелочно-гипербазитовой и двух-трех несиликатных – карбонатитовой и сульфидной. Особенность главных типов исходных магм – их анхиэвтектичность. Гранит – это эвтектика кварца и полевых шпатов (28:72), базальт – это эвтектика пироксена и плагиоклаза (47:53). Андезит это тоже пироксен-плагиоклазовая эвтектика, но для иных давлений (35:65). Гранитная эвтектика (гранитная магма) форм-ся при плавлении вещ-а ЗК при тем-ре 600-700⁰С и р 2-5 кбар. Базальтовая эвтектика (базальтовая магма) возникает при плавлении вещ-ва верхней мантии при тем-ре 900-1100⁰С и р до 10 кбар. Андезитовая эвтектика (андезитовая магма) – это продукт сухого плавления верхней мантии при тем-ре около 900-1000⁰С, но высоком р. Эвтектоидный расплав возникает лишь на первых стадиях плавления. В дальнейшем, по мере того как за счет дальнейшего прогревания соответствующего блока литосферы тем-ра системы все более и более превышает эвтектическое значение, в эвтектоидном расплаве растворяются во все большем кол-ве более тугоплавкие части плавящейся породной массы. В итоге форм-ся магма все более уклоняется от эвтектики. И с этого момента первостепенную роль начинает играть состав тех самых исходных пород, за счет плавления которых возникает магма в очаге плавления, или, как говорят обычно, состав магмаобразующего субстрата. В результате плавления в зоне магмообразования возник расплав. Если магма переместится на более высокие уровни литосферы, где температура меньше, она остывает. В таком случае область взаимной смесимости тех или иных входящих в ее состав компонентов уменьшается, и первоначально единый расплав может разделиться на несмешивающиеся обособленные жидкости (две или даже более). Первоначально обособления одной жидкости в другой могут иметь форму капель. Если капли легче, чем материнская магма (например, капли карбонатного расплава в силикатном), то они вплывают. Если они тяжелее (скажем, капли сульфидного расплава в базальтовом) – то тонут. В конечном счете жидкость расслаивается, как сливки и молоко. Такой процесс называется ликвацией. Особо эффективна ликвация для расплавов, характеризующихся различными комплексами-сеткообразователями: кремнистый – карбонатный, карбонатный – фосфатный, фосфатный – оксидножелезистый и т.д. Дальнейшее снижение температуры приводит в какой-то момент к началу кристаллизации расплава. Далее опять могут вмешаться силы гравитации: легкие кристаллы могут всплывать, тяжелые тонуть, в итоге придонная часть магматической залежи обогатится одними компонентами, а прикровельная – другими. Такое разделение магмы называют кристаллизационной дифференциацией. Материал магматической залежи, обогащенный тяжелыми или легкими кристаллами, называют кумулятом. Магму, полученную после отделения кристаллической фазы, называют деплетированной магмой (обедненной магмой). Составы исходных магм могут изменяться и за счет загрязнения их материалом вмещающих пород. Такое явление называют гибридизмом или контаминацией.

1. Разные Р-Т условия плавления и различия в составе исходных субстратов приводят к возникновению изначально различных расплавов.

2. В процессе остывания расплавы эти могут дифференцировать. Механизм дифференциации может быть различным: ликвация, термодиффузия и др.

3. Разные темпы остывания приводят к возникновению разных структур.

4. Вносит свою лепту гибридизация (контаминация).

5. Магмы могут почти неограниченно поглощать летучие компоненты, что приводит к изменению мин состава кристаллизатов (магматических пород, образующихся при их остывании).

6. Продукты магм кристаллизации могут вступать в реакции с остаточными растворами (флюидами), что опять-таки приводит к изменениям мин состава. При таких изменениях меняются не только минеральный состав, но и структуры пород.

Все эти процессы могут проявляться в разных сочетаниях – т.е. в разной степени интенсивности, с разной относительной ролью, в разной последовательности – все это и приводит в конечном счете к огромному разнообразию конечных продуктов, а отсюда и к огромному (в сравнении с возможным числом исходных расплавов) количеству магмх горных пород. Первичным мантийным расплавом принято считать тот расплав, который находился в равновесии с мантийным источником при определенных Р-Т условиях. Самый распро­страненный элемент – кислород (составляет в среднем 0,5 веса магм пород). + наиболее пред­ставленые: Si, Al, Fe, Ca, Mg, Na, K, Ti, H. Содержание Fe(2) и Fe(3) рассм-ся раздельно (их роль в строении минералов различна). Если > 1 %, то называются глав­ными породообразующими оксидами. Если десятые доли %, то называются второстепенными (MnO, P₂O₅, CO₂ и др). + элементы-примеси (малые элементы, сотые доли процента; цирконий, Li, Be, B, F, Cl, S, Sn, Cu, Cr, Ni). Существуют лету­чие компоненты (или минерализаторы). Их кол-во незначительно, но известно, что в кристаллизующейся магме их содержание было выше и что своим присутствием они благоприятствовали кристаллизации. Таковы, например, Н₂О, Li₂О, P₂O₅, SО₃, B, Cl, F. По содержанию мине­рализаторов различается хим состав магмы и породы, образующейся из нее. Исходная магма всегда гораздо богаче летучими компонентами, чем ее производная порода. За основу большинства классификаций при­нято содержание SiO₂, кот-ое и служит критерием подразделения пород на группы (ультраосновные (32-45%), основные (45-52%), средние (52-65%), кислые (>65%)). SiO₂ возрастает, оксиды Fe и Mg убывают.