Горная порода - это природная совокупность минералов более или менее постоянного минералогического состава, образующая самостоятельное тело в земной коре. Планеты земной группы и другие твёрдые космические объекты состоят из горных пород. Горная порода - это природные минеральные агрегаты, слагающие литосферу Земли в виде самостоятельного геологического тела. Традиционно под горной породой подразумевают только твёрдые тела, в широком понимании к горным породам относят также воду, нефть и природные газы. Согласно современным представлениям, горные породы сложены верхней оболочкой планет земной группы, а также Луной и астероидами. Горная порода - это вещество, слагающее земную кору. Состоят горные породы из минералов , однородных или неоднородных, которые твердо или рыхло соединяются. Горная порода - это природные агрегаты минералов более или менее постоянного состава и строения, образующие самостоятельные геологические тела. Следует отметить, что горные породы представляют собой закономерные ассоциации минералов, а не случайные их скопления. Горная порода - это природный минеральный агрегат определенного состава и строения, образующийся при определенных геологических процессах. Напомним, что минерал — это однородный по составу и строению природный товар. Горная порода - это широкое определение природной совокупности минералов, имеющих более или менее постоянный минералогический состав. Горная порода - это называют природные образования, состоящие из отдельных минералов и их ассоциаций. Изучением состава, происхождения и физических свойств горных пород занимается наука петрография. По происхождению горные породы делятся на три группы: Магматические горные породы по своему происхождению делятся на эффузивные и интрузивные. Эффузивные вулканические горные породы образуются при изливании магмы на поверхность Земли. Интрузивные горные породы, напротив, возникают при изливании магмы в толще земной коры. Разделение горных пород на магматические, метаморфические и осадочные не всегда очевидно. В осадочных горных породах, в процессе диагенеза, уже при очень низких в геологическом смысле температурах, начинаются минеральные превращения, однако породы считаются метаморфическими при появлении в них новообразованного гранита. При высоких степенях метаморфизма стирается грань между метаморфическими и магматическими горными породами. Начинается плавление пород, смешение новообразованных расплавов с явно внешними. Часто наблюдаются постепенные переходы от явно метаморфических, полосчатых пород, к типичным гранитам. Такие процессы относятся к ультраметаморфизму. Этот список игнорирует существование большой группы пород, имеющих важное значение, — метасоматические горные породы , образующиеся также в широком температурном интервале. К ним относятся, например, вторичные кварциты по кислым эффузивам, грейзены по гранитам, пропиллиты по средним и основным породам и т. Пропущена также специфическая группа горных пород, названная рудой понятие не геологическое, а геолого-экономическое. Эта группа пород сложена преимущественно сульфидными минералами, хотя она может включать породы, сложенные и другими минералами магнетит железные руды , апатитовые руды, хромитовые руды и пр. Ранее считалось, что отличие метасоматических пород от метаморфических пород заключается в участии воды в образовании только метасоматитов, но последующие исследования показали, что и метаморфические породы гнейсы и сланцы , образованные даже при высоких темперурах, также формируются с участием воды. Так результаты изотопных исследований по кислым и средним силикатным породам показали, что все силикатные минералы кварц, биотит, полевые шпаты, гранаты, роговые обманки и пр. В отличие от кислых пород все силикатные минералы полевые шпаты, гранаты, оливины, пироксены и пр. Отдельно стоят мантийные породы. С одной стороны, условия в мантии таковы, что даже если порода изначально была магматической, она всё равно претерпела бы в мантии изменения. В целом для основного объёма мантии остаётся дискуссионным вопрос, была ли она когда-то в расплавленном состоянии. С другой стороны, по минералогии мантийные породы во многом идентичны породам магматическим. Поэтому к ним применяется номенклатура магматических пород с вариациями. Есть магматические комплексы, текстурные признаки которых напоминают текстурные особенности осадочных пород. Это расслоённые основные интрузии. В некоторых из них наблюдаются типичные для осадочных горных пород градационная расслоенность, косая слоистость, ритмичное строение толщи, наличие скоплений тяжёлых минералов. Однако, вместо осадочных алевролитов, песчаников и гравелитов, такие комплексы сложены обычными магматическими породами. Неоднократно образование таких объектов объяснялось метаморфизмом осадочных пород, но такая интерпретация не могла объяснить наличие резких контактов между комплексом и вмещающими породами. На сегодня общепризнанно, что такие объекты формируются в результате гравитационного осаждения минералов из конвектирующего расплава. То есть процесс имеет много общего с осадконакоплением, но среда, переносящая вещество, в данном случае не вода, а магма. Описанием и классификацией магматических и метаморфических горных пород занимается петрография, изучением их генезиса — петрология. Описанием, классификацией и анализом условий образования осадочных горных пород занимается литология, в которой выделяется самостоятельный раздел — петрография осадочных пород. С литологией тесно связана родственная ей седиментология, занимающаяся изучением условий образования современных осадков. Эти науки тесно связаны с геохимией и минералогией. Земная кора сложена горными породами различного происхождения. Магматические породы по данным Ф. Магматические породы образуются из высокотемпературных расплавов магм в результате кристаллизации или кристаллизации и затвердевания. Магмы имеют преимущественно силикатный состав, представляют собой первоначально огненно-жидкое состояние, содержат растворенные летучие компоненты. Магмы зарождаются в мантии или в нижних участках земной коры и внедряются в верхние сечения земной коры в результате тектонических процессов. Это приводит к остыванию магм к формированию тел магматических пород на поверхности земли или в ее недрах. В результате различных условий образования пород и состава исходных магм существует большое количество видов магматических пород. Одной из задач изучения горных пород является их систематика, то есть упорядочение природного многообразия на основе взаимосвязанных таксонов. Таксономия в переводе буквально означает — taxis расположение, строй, порядок и nomos закон и представляет раздел систематики, исследующий соподчиненные группы объектов таксонов. Термин классификация означает систему соподчиненных понятий. Главными классификационными признаками при систематике горных пород являются:. В настоящее время в классификации горных пород петрографическим кодексом рекомендован следующий ряд соподчиненных таксонов:. Типы — классы — группы — ряды — семейства — виды — разновидности. Магматические породы по фациальным условиям глубине образования на: Плутонические породы образуются на глубинах более 3 км. Их кристаллизация осуществляется длительное время до сотен миллионов лет. Вулканические породы окончательно затвердевают — кристаллизуются на поверхности земли, иногда под толщей воды или льда. Эти породы содержат часто вкрапленники фенокристы , которые выделились из расплава в глубинных условиях при остывании магмы в промежуточных магматических камерах и вынеслись магмой на поверхность земли, расплав, содержащий крупные кристаллы вкрапленники на поверхности земли быстро остывает, подвергается кристаллизации — затвердеванию, образуя основную массу породы. Основная масса состоит из мельчайших кристалликов микролитов и вулканического стекла, она имеет афанитовое неразличимо зернистое строение. Гипабиссальные породы, являются промежуточными между вулканическими и плутоническими. Они характеризуются обычно мелкой зернистостью, порфировидным строением, но не содержат вулканического стекла, в отличие от вулканических пород. Гипабиссальные породы слагают дайки, силы, штоки и субвулканические тела имеющих во время образования связь с поверхностью. Аналогичные породы отмечаются во внутренних частях вулканических покровов и в краевых приконтактовых зонах плутонических массивов. Магматические горные породы слагают геологические тела, и изучение их формы и внутреннего строения является одной из важнейших задач структурной петрологии — одного из разделов петрографии. Формы залегания магматических пород определяются многими тесно взаимосвязанными факторами: С учетом влияния этих факторов выделяются формы залегания интрузивных и эффузивных пород. Интрузивные тела их можно называть Плутонами или массивами всегда формируются под более или менее мощной покрышкой вмещающих пород. В зависимости от глубины, на которой происходит становление плутонов, выделяются гипабиссальные глубина менее 3 км , мезоабиссальные от 3 до 10 км и абиссальные более 10 км Плутоны. По характеру становления они подразделяются на простые и сложные. Простые Плутоны возникают в результате одного этапа внедрения магмы в данный участок литосферы, а сложные — в несколько этапов фаз , причем при последовательных внедрениях состав магмы мог меняться, а интрузивные тела оказывались сложенными породами различного состава. Такие тела часто называются многофазными. Разнообразие состава пород плутонов можно объяснить сложными процессами дифференциации расщепления магмы, внедрившейся в один этап фазу. Если при этом различные типы пород распределяются в Плутоне в виде боле или менее параллельных полос, то такие Плутоны называются псевдостратифицированными, или расслоенными. В зависимости от соотношения времени внедрения магмы и складчатости принято выделять три типа интрузивных тел: Общепринятой генетической классификации интрузивных тел, к сожалению, пока не существует, поэтому они подразделяются на группы и типы по их отношению к вмещающим толщам. Этот признак позволяет выделить согласные конкордатные и несогласные дискордатные интрузивные тела. Первые из них залегают параллельно с плоскостями наслоения вмещающих пород, а вторые занимают секущее положение. Интрузивная залежь, или силл, представляет собой пластообразное интрузивное тело, расположенное в горизонтально залегающих или слабодислоцированных толщах. В силах различаются верхняя кровля и нижняя подошва поверхности и приводной канал. Кровля и подошва на значительных расстояниях параллельны. Мощность таких тел может меняться от долей метра до нескольких десятков и даже сот метров. В провинции Кару Ю. Африка описан силл мощностью около м. Отношение площади распространения силлов к их мощности составляет по Р. Наиболее крупные тела занимают площади в несколько сот и даже тысяч квадратных километров. В своембольшинстве они слагаются основными породами, но встречаются интрузивные залежи и другого состава. Наиболее развиты силы в платформенных областях в горизонтально залегающих или слабодислоцированных отложениях чехла Сибирская, Южно-Африканская и другие платформы. Лополит характеризуется как крупное по размерам чашеобразное интрузивное тело, опущенное в центре. Обычно лополиты обладают очень большой мощностью, измеряемой тысячами метров. В своем большинстве они слагаются основными породами, к которым в подчиненных количествах присоединяются ультраосновные, а иногда и кислые. Часто лополиты оказываются псевдостратифицированными расслоенными с тяготением псевдослоев ультраосновных пород к нижним горизонтам. В верхних частях некоторых лополитов залегают кислые породы, резко подчиненные по объему основным. Лополиты приурочены к платформенным областям, и их кровля слагается слабодислоцированными толщами. Наибольшей известностью пользуются лополит Садбери в Канаде и Бушвельдский лополит в Южной Африке. Лакколит — это караваеобразное интрузивное тело, имеющее плоское, почти горизонтальное основание и куполообразную приподнятую кровлю. На эрозионных срезах лакколиты имеют округлые или овальные очертания, по размерам это обычно небольшие интрузивные тела с диаметром от нескольких сот метров до первых километров. По форме различают симметричные и ассиметричные лакколиты, среди которых выделяются простые и сложные тела. Лакколиты залегают в своем большинстве в слабодислоцированных толщах — это так называемые внутриформационные лакколиты. Известны, однако, случаи их залегания на границе разновозрастных толщ, нижняя из которых обычно оказывается интенсивно дислоцированной, а верхняя — субгоризонтальной или слабоскладчатой. Такие лакколиты называются межформационными и отличаются более крупными размерами. По способу формирования межформационные лакколиты могут быть простыми и многофазными, или сложными. Чаще всего они слагаются кислыми или субщелочными породами, магма которых имела высокую вязкость и не могла распространяться на значительные расстояния от приводного канала. Вместе с тем известны лакколиты, сложенные и основными породами. Типичные лакколиты развиты в районе Кавказских Минеральных Вод. Факолит представляет собой линзовидное интрузивное тело, залегающее в ядрах антиклинальных складок. Возникает он в интенсивно дислоцированных толщах и имеет относительно небольшие размеры. Образование этих бескорневых интрузивных тел происходит, по-видимому, одновременно со складчатостью. Факолиты слагаются кислыми породами и встречаются реже остальных интрузивных тел. Акмолиты характеризуются как согласные интрузивные тела, имеющие форму ножа с лезвием, направленным вверх. Залегают они в очень интенсивно дислоцированных толщах. Мощность их может меняться от первых метров и даже сантиметров до первых километров. Нередко акмолиты встречаются группами в виде субпараллельно расположенных тел значительной протяженности. В плане они имеют линзовидную форму; слагаются преимущественно кислыми породами. Наиболее распространены акмолиты на кристаллических щитах и в фундаменте древних платформ, залегая среди кристаллических сланцев и гнейсов. Мигматит - плутоны представляют собой огромные тела гранитоидных пород, залегающие согласно с вмещающими толщами, сложенными глубокометаморфизованными кристаллическими сланцами и гнейсами. Мигматит-плутоны не имеют четких контактов и обычно окружены серией акмолитов и мелких инъекций гранитоидного состава; слагаются гнейсовидными и полосчатыми гранитоидами. Дайки характеризуются как пластинообразные тела, ограниченные вертикальными или крутопадающими стенками и имеющие при относительно небольшой мощности значительную протяженность. У них различают висячий и лежачий бока, которые являются субпараллельными. Мощность даек может изменяться от нескольких сантиметров до десятков и даже сот метров. По простиранию они прослеживаются на десятки и сотни метров, а иногда и на несколько километров. Как исключение встречаются дайки очень больших размеров. В литературе описана, например, Великая дайка Родезии протяженностью более км при мощности до 5 км. В таких случаях, вероятно, следует говорить не о дайке, а о дайкообразном интрузивном теле. Дайки могут встречаться поодиночке, но часто наблюдаются группами. Сближенные группы даек называются свитами даек, в которых последние располагаются субпараллельно или радиально. По петрографическому составу породы даек очень разнообразны основные, кислые, средние. Образование их происходило или в один этап внедрения простые дайки или в результате нескольких последовательных фаз поступления магмы в одну и ту же трещину сложные дайки. В последнем случае дайка иногда слагается несколькими типами пород. В обоих случаях в призальбандовых частях даек нередко наблюдаются зоны закалки, проявляющиеся в появлении мелкозернистых и даже стекловатых структур. Кроме прямолинейных даек встречаются и кольцевые, которые в плане имеют форму дуги или незамкнутого кольца. Мощность таких даек может колебаться в широких пределах от нескольких до сот метров , а диаметр кольцевых структур в различных районах меняется от сот метров до десятков километров. Для кольцевых даек характерно падение в стороны от воображаемого центра. Появление кольцевых даек связано, по-видимому, с опусканием более или менее крупных блоков вмещающих пород. Известны также конические слои, которые отличаются от кольцевых только тем, что падение даек направлено к центру кольцевой структуры. Воронкообразные тела этмолиты представляют собой несогласные Плутоны, пересекающие направления напластования вмещающих пород и имеющие форму воронки сужающейся к низу. Иногда воронкообразные тела обнаруживают четкую расслоенность, подчеркнутую обособлением субпараллельных псевдослоев различного петрографического состава. Чаще всего в этмолитах преобладают основные породы, слагающие средние части тел. К их нижним частям нередко тяготеют ультрамафиты, а к верхним — породы средней основности диориты, кварцевые диориты. Вместе с тем воронкообразные тела могут быть выполнены породами иного состава. Штоки — это неправильной формы несогласные интрузивные тела небольших размеров. Их контактовые поверхности крутые или вертикальные. В плане штоки имеют изометричные формы с извилистыми границами. Размеры этих тел могут меняться, но обычно к штокам относят тела, площадь выхода которых на поверхность не превышает км2. Батолиты представляют собой очень крупные магматические тела неправильной формы. Дэли отмечает следующие типичные особенности батолитов:. Дэли считал батолиты сквозными интрузивными телами, которые на глубине соединяются с магматическими очагами. В настоящее время на основе структурно-петрографических и геофизических исследований установлено, что батолиты, как и остальные интрузивные тела, имеют не только кровлю, но и подошву, а следовательно, могут рассматриваться как огромные псевдонесогласные лакколитоподобные тела. Вопрос о том, каким образом магма заняла то пространство, в котором размещается батолит, получил название проблемы пространства, которая остается дискуссионной. Дэли и его последователи рассматривали образование батолитов как результат последовательного обрушения кровли под воздействием внедряющейся магмы. Многие исследователи считают, что эти огромные интрузивные тела образуются при активном распространении магмы по поверхностям региональных несогласий, которые являются ослабленными зонами. Широко распространены представления о возникновении гранитоидных пород батолитов в процессе метасоматической гранитизации. Сторонники этой точки зрения считают гранитные батолиты не магматическими, а метаморфическими телами, возникающими в результате замещения ранее существовавших пород породами гранитного характера без прохождения магматической стадии. Наконец, в последние десятилетия все больше сторонников приобретает теория возникновения батолитов в ходе магматического замещения при образовании магмы на месте вмещающих пород. С этих позиций гранитоидные батолиты рассматриваются как законсервированные магматические очаги. Интрузивные тела центрального типа центральные интрузивы характеризуются как несогласные Плутоны, имеющие грубоконцентрическое строение. В плане они имеют изометричные очертания, падение контактов крутое или вертикальное. Петрографический состав пород сложен, что связано с многофазным внедрением магмы различного состава, размещение которой контролируется тектоническими структурами кольцевого характера. Наиболее полно изучены Плутоны центрального типа, распространенные на Урале. Они отличаются преобладанием основных пород и присутствием ультрамафитов, которые слагают центральные ядра массивов. Плутоны центрального типа известны на северо-западе Сибирской платформы Маймеча-Котуйская провинция , где в единых массивах присутствуют ультраосновные дуниты, перидотиты, пироксениты и щелочные породы, а также карбонатиты. Расположение этих типов пород в Плутонах является грубоконцентрическим. Трещинные тела представляют собой несогласные Плутоны вытянутой формы, приуроченные к зонам крупных линейных разрывных нарушений. В целом трещинные тела напоминают крупные по размерам дайки и могут называться дайкообразными телами. Их контактовые поверхности характеризуются как крутые или вертикальные. Петрографический состав трещинных плутонов весьма разнообразен, они могут быть сложенными гранитоидами, габброидами, сиенитами и другими типами пород. Плутоны делятся на простые и многофазные. Основы генетической систематики интрузивных тел были сформулированы немецким ученым Г. Клоосом и советским исследователем академиком А. В ее основу положена зависимость форм залегания интрузивных тел от активности самой магмы и особенностей тектонической структуры и характера тектонических движений рамы вмещающих пород в момент внедрения. Активность магмы может быть связана с ее химической активностью по отношению к породам рамы, с силами гравитации, заставляющими магму перемещаться в области пониженного давления, с гидростатическим давлением приобретение магмой механической активности , с нарушением фазового равновесия, в результате чего вскипает газовая фаза и иногда образуются трубки взрыва. Все перечисленные типы активности магмы тесно взаимосвязаны и могут проявляться одновременно, но с различной интенсивностью, что зависит от глубины становления магматических тел. На больших глубинах наиболее развиты химическая и гравитационная активность, а на меньших ведущую роль играют гидростатическая активность и активность, связанная с нарушением фазового равновесия. Тектоническая структура и характер движения рамы наряду с активностью магмы оказывают большое влияние на форму залегания интрузивных тел. Причем эти факторы оказываются резко различными для основных геоструктурных элементов земной коры — устойчивых областей кратогенов и подвижных геосинклинальных зон орогенов. К устойчивым областям относят тектонически устойчивые участки земной коры — платформы и кристаллические щиты, а к орогенам — геосинклинальные области. Коренные отличия в строении и характере тектонических движений устойчивых и подвижных областей позволяют разделять магматические тела на два типа: Форма интрузивных тел устойчивых областей определяется типом тектонических движений в период их активизации, строением пород рамы и активностью магмы. Для устойчивых областей выделяются интрузивные тела расколов дайки, трещинные тела и интрузивные тела, связанные с активностью самой магмы и структурой вмещающих пород. Последние делятся на согласные силы, лакколиты, лополиты и несогласные тела кольцевые дайки, Плутоны центрального типа, трубки взрыва. Интрузивные тела подвижных зон орогена подразделяются на три группы: В доскладчатый период происходит прогибание дна геосинклинали и накопление огромных масс осадков; формируются интрузивные тела, напоминающие таковые устойчивых областей силы, лакколиты, дайки, трещинные тела , но при последующих складчатых движениях их первоначальное положение и даже форма меняются. Иначе говоря, доскладчатые интрузивные тела оказываются интенсивно деформированными. В соскладчатый синорогенный период форма интрузивных тел главным образом зависит от характера движений рамы и в меньшей степени от активности магмы; возникают согласные интрузивные факолиты и некоторые несогласные тела батолиты, штоки. В послескладчатый период , наступающий в связи с замыканием геосинклинали, тектонические движения проявляются в образовании разломов, что благоприятствует образованию несогласных интрузивных тел штоки, дайки, трещинные Плутоны. Формы залегания эффузивных пород в главных чертах определяются типом извержений, составом изливающейся магмы и рельефом местности. Обычно выделяется два типа извержений:. Извержения обоих типов приводят к образованию как однотипных потоки, покровы , так и специфических форм залегания, свойственных только центральному типу вулканические конусы, вулканические купола, некки. Трубки взрыва и др. Приведем их краткую характеристику. Покровы образуются при излияниях сравнительно жидкой базальтовой лавы на относительно ровную поверхность земли. При этом лава покрывает сплошным плащом значительные по площади пространства, создавая так называемые базальтовые плато. Морфологически покровы имеют изометричные очертания или слегка вытянуты в направлении течения лавы. Мощность отдельных покровов колеблется от нескольких сантиметров до первых десятков метров. Однако поскольку базальтовое плато формируется в результате многократных последовательных излияний лавы, общая мощность вулканических пород может достигать значительных величин. Так, например, на плоскогорье Декан Индостанский полуостров совокупная мощность базальтовых покровов составляет в среднем м. Оригинального состава и строения покровы вулканических пород возникают при извержении некоторых вулканов центрального типа. Здесь имеются в виду случаи, когда из жерла выбрасывается своеобразная суспензия, состоящая из раскаленных рыхлых продуктов извержения и газов, которая, отлагаясь в окрестностях вулкана, создает покров игнимбритов. Потоки представляют собой языкообразные тела эффузивных пород, возникающие при излиянии лав на неровную поверхность земли. Во всех случаях они имеют относительно небольшую ширину при значительной протяженности. Длина отдельных потоков зависит от интенсивности извержения и состава изливающейся лавы. Основные базальтовые лавы образуют протяженные потоки, а кислые — сравнительно короткие. Мощность потоков, также зависящая от состава лавы, может меняться от нескольких сантиметров до первых десятков метров. Вулканические потоки и покровы в дальнейшем перекрываются относительно молодыми отложениями и имеют в геологических разрезах пластообразные формы залегания. По своим морфологическим особенностям они напоминают силы, отличаясь от них отсутствием метаморфического воздействия на вышележащие породы. Эти формы залегания чаще всего образуются при излиянии базальтовых или андезитовых лав, которые обладают относительно невысокой вязкостью. Вулканические конусы возникают в связи с деятельностью вулканов центрального типа, в результате которой происходит скопление значительных масс вулканического материала около жерла вулкана. В зависимости от преобладающего состава вулканических продуктов различают лавовые гавайский тип , лавово-туфовые и туфовые вулканические конусы, которые редко сохраняются в геологической летописи и обычно уничтожаются эрозионными процессами. Вулканические купола образуются в вулканах центрального типа при закупорке жерла очень вязкой лавой. Если вулканический купол не выходит на поверхность, то он называется эндогенным. Вместе с тем во многих случаях вязкая, затвердевающая лава выталкивается из кратера вулканнна и образует выступающие на поверхность купола, иглы, пики, которые называются экзогенными и иногда достигают значительной высоты до десятков и даже сотен метров. Так, например, игла вулкана Мон-Пеле в период своего наибольшего развития имела высоту около м. Вулканические некки жерловины представляют собой тела цилиндрической формы, возникающие в результате заполнения подводящего канала жерла вулкана застывшей лавой или туфовым материалом. В плане они имеют округлые или овальные очертания, их диаметр может быть весьма различным для разных районов от нескольких метров до первых километров. Трубки взрыва представляют собой трубообразные тела, возникающие при взрывном характере извержений. В отличие от обычных некков трубки взрыва выполняются обломочными продуктами извержений со значительной примесью обломков пород, слагающих стенки трубки и более глубокие горизонты. На глубине трубки взрыва меняют свой диаметр и могут переходить в дайкообразные тела. Наиболее известны кимберлитовые трубки взрыва, часто являющиеся алмазоносными. Кроме описанных форм залегания вулканических пород, при извержениях возникают огромные скопления рыхлых продуктов, которые после цементации образуют пласты вулканических туфов. Магматические породы в своем большинстве слагаются агрегатами кристаллических зерен, к которым иногда присоединяется некоторое количество вулканического стекла. Ведущую роль в магматических породах играют разнообразные силикаты, и только в незначительных количествах могут присутствовать минералы других групп. Характер минеральных парагенезисов в первую очередь определяется составом магмы, из которой они возникают. Определенное влияние на состав минералов оказывают также условия кристаллизации магмы, что наиболее четко проявляется при сравнении минералогического состава интрузивных и эффузивных пород. Первые из них образуются в условиях медленного и постепенного остывания при сохранении флюидных компонентов, что приводит к формированию равновесных минеральных парагенезисов, а вторые, возникающие в условиях быстрого падения температуры и низкого давления, отличаются присутствием неравновесных минеральных ассоциаций и частым наличием вулканического стекла. Все минералы, слагающие магматические породы, по своей количественной роли разделяются на главные и второстепенные, а по происхождению — на первичные и вторичные. Главные минералы присутствуют в магматических породах в значительных количествах. По наличию главных породообразующих минералов проводится определение пород. Салические минералы названы по главным химическим элементам, которые входят в их состав Si, Al. Катионами в них могут являться К, Na, Ca, присутствующие в различных количествах и сочетаниях. К салическим относятся калинатровые полевые шпаты, плагиоклазы, фельдшпатоиды и кварц. Несмотря на большие различия в составе, они характеризуются некоторыми общими свойствами. Салические минералы макроскопически чаще всего светлоокрашенные, а под микроскопом — бесцветные, имеют низкие двупреломление и показатели преломления. В связи с этим их называют светлоокрашенными. Фемические минералы отличаются от салических постоянным присутствием магния и железа, по начальным буквам которых они и получили свое название феррум, магниум. К этой группе минералов относятся оливины, ортопироксены, клинопироксены, амфиболы и слюды. Все они макроскопически имеют обычно темную окраску, а под микроскопом характеризуются повышенными показателями преломления и часто высоким двупреломлением. Их называют темноцветными, или цветными. Содержание главных породообразующих минералов меняется в различных магматических горных породах в очень широких пределах. Первичными называют минералы, которые образуются в процессе кристаллизации магматических расплавов или в результате реакционного взаимодействия собственно первичных минералов с магматическим расплавом или его флюидной фазой. Реакционные первичные минералы могут возникать на различных стадиях кристаллизации магмы, в связи с чем выделяются породы магматической, пневматолитовой и гидротермальной стадий. К минералам магматической стадии относятся часто ортопироксены, иногда клинопироксены и амфиболы. Реакционные минералы пневматолитовой и гидротермальной стадий мусковит, турмалин, флюорит, канкринит, содалит и др. Вторичные минералы возникают за счет первичных в результате процессов выветривания или при воздействии относительно поздних гидротермальных растворов. Степень замещения первичных минералов вторичными бывает весьма различной — от образования отдельных зерен до полного замещения первичного минерала. Типичными вторичными минералами являются серпентин по оливину и ортопироксену, хлорит по биотиту, клиноцоизит, кальцит, серицит, пелит по полевым шпатам, эпидот по некоторым темноцветам, актинолитовая роговая обманка по клинопироксену и многие другие. Иногда в качестве вторичных появляются биотит, кварц, альбит, обычно являющиеся первичными. При изучении вторичных минералов следует иметь в виду, что некоторые из них могут оказаться реакционными первичными. Как уже отмечалось, количественные содержания главных породообразующих минералов меняются в различных типах пород в очень широких пределах. Имеющиеся подсчеты среднего минералогического состава магматических пород дают следующие результаты: Плагиоклазы представляют собой гетеровалентные изоморфные смеси альбитовой и анортитовой составляющих. В зависимости от содержания анортитовой молекулы плагиоклазы подразделяются на номеров: При этом альбит обычно рассматривается вместе с калинатровыми полевыми шпатами как щелочной полевой шпат. Кроме того, по содержанию оксида кремния выделяются кислые альбит, олигоклаз , средние андезин и основные лабрадор, битовнит, анортит плагиоклазы. Классификационное значение этой группы минералов очень велико: В связи с этим большое значение имеет точное определение состава плагиоклаза. Калинатровые полевые шпаты по распространенности также занимают ведущее место среди главных минералов. По составу это изоморфные смеси ограниченной смесимости ортоклазовой и альбитовой составляющих. Крайними членами в ряду этих минералов являются калиевые ортоклаз, микроклин, санидин и натровые альбит типы. Кроме того, выделяются натрово-калиевые натровый ортоклаз, микропертиты и калинатровые разновидности, представленные анортоклазом и антипертитами. Классификационное значение калинатровых полевых шпатов весьма значительно: Кварц является весьма распространенным минералом в магматических породах, богатых оксидом кремния. Кроме кварца в некоторых эффузивных породах изредка встречаются и такие модификации кремнезема, как тридимит и кристобалит. Классификационное значение кварца очень велико. По высокому содержанию этого минерала выделяются породы группы гранита-липарита, а также разновидности во многих других группах. Фельдшпатоиды встречаются только в относительно редких породах. Наиболее типичны такие минералы, как нефелин и лейцит, содалит, нозеан, гаюин и др. Присутствие фельдшпатоидов свидетельствует о бедности пород кремнеземом. По концентрации этих минералов выделяются группы фельдшпатоидных пород, а также многочисленные их виды и разновидности. Как уже указывалось, к фемическим компонентам относятся оливины, ортопироксены, клинопироксены и слюды. Классификационное значение этих минералов в отдельных случаях очень велико: Количественное содержание и характер темноцветных компонентов находит отражение в названиях многих видов и разновидностей магматических пород. Оливины представляют собой непрерывные изоморфные смеси форстеритовой и фоялитовой молекул, по относительному содержанию которых выделяются форстерит, хризолит, гиалосидерит, гортоналит, фаялит. В магматических породах наиболее распространены магнезиальные разновидности форстерит, хризолит , значительно реже встречаются гиалосидерит, гортонолит и фаялит. Оливины встречаются во многих породах, бедных оксидом кремния, в различном количестве. По их содержанию выделяются некоторые типы пород дуниты, перидотиты , а также многочисленные разновидности. Присутствие оливина всегда отражается в названии породы. Ортопироксены представляют собой изоморфный ряд энстатита и ферросилита. В природе встречаются энстатит существенно магниевый ортопироксен , бронзит и гиперстен. Ортопироксены присутствуют во многих группах пород за исключением фельдшпатоидных и используются для определения видов и разновидностей пород. Клинопироксены также относятся к метасиликатам и являются весьма распространенными фемическими минералами многих магматических пород. Из них наиболее часто встречаются диопсид и авгит. Диопсид образует изоморфные смеси с геденбергитом,клиноэнстатитом и эгирином, а авгит с диопсидом и эгирином. Изоморфные смеси диопсида с геденбергитом и клиноэнстатитом и авгита с диопсидом очень широко распространены во многих группах пород и часто имеют определяющее значение. Они используются для выделения типов ультрамафитов пироксениты, перидотиты и разновидностей многих пород. Особую роль играют клинопироксены щелочного ряда эгирин, эгирин-авгит, эгирин-диопсид. Они типичны для пород с повышенным содержанием щелочей и часто ассоциируют с калинатровыми полевыми шпатами и фельдшпатидами. Классификационное значение щелочных клинопироксенов заключается в выделении разновидностей пород. Амфиболы яляются весьма распространенными фемическими минералами и характеризуются значительно более сложным составом, чем клинопироксены. Часть кремния может замещаться Al. Катионы представлены различными комбинациями. В некоторых амфиболах существенную роль играет Ti. В магматических породах в качестве первичных минералов встречаются только некоторые разновидности группы амфиболов: Обнаруживается определенная зависимость между характером амфибола и составом пород. Так, обыкновенная роговая обманка характерна для гранитов, диоритов и сиенитов, керсутит — для габбро, некоторых ультрамафитов, а щелочные амфиболы — для пород, содержащих фельдшпатиды или значительные количества калинатровых полевых шпатов. Классификационное значение амфиболов сравнительно невелико. Они используются при выделении разновидностей пород в различных группах. Только среди ультрамафитов известны породы, целиком сложенные роговой обманкой горнблендиты. Слюды являются очень распространенными породообразующими минералами. Наиболее часто в магматических породах в качестве собственно первичного минерала встречается биотит, реже — флогопит, менее распространен мусковит, который образуется как реакционный пневматолитовый минерал. При характеристике слюд и особенно биотита придается большое значение их железистости. При этом наблюдается зависимость железистости биотита от состава магмы. Так, для ультрамафитов типичны магнезиальные разности слюд флогопит , маложелезистый биотит характерен для габбро и диоритов, а высокожелезистый лепидомелан встречается в гранитах, сиенитах и фельдшпатоидных породах. Особенности строения горных пород зависят от условий их образования и выражаются текстурами и структурами. Текстура — совокупность признаков строения горных пород, отражающих особенности расположения составных частей и заполнения пространства. Текстуры пород обычно изучают макроскопически, причем наиболее важные особенности текстур возможно получить в поле при изучении обнажений. Тип текстуры зависит от условий кристаллизации и от от влияния внешних факторов, особенно условий давления, на формирующуюся породу. Структура — строение пород определяющееся степенью кристалличности, абсолютными и относительными размерами зерен, формой и взаимоотношением минералов или минералов и вулканического стекла. Степень кристалличности, абсолютный и относительный размеры зерен отчетливо устанавливается макроскопически, в поле и позволяют относить породу к плутоническому, гипабиссальному или эффузивному классам. Форму зерен, их взаимоотношение надежно можно изучить только под микроскопом. Особенно это касается пород, сложенных призматическими, отчетливо удлиненными кристаллами, субпараллельно суб - почти ориентированными в пространстве. Примером является пилотакситовая структура, характеризующаяся наличием мельчайших призматических кристаллов, образующих потоки; эту особенность в строении породы характеризует трахитоидная текстура. Выделяют текстуры по двум главным признакам: По способу заполнения пространства различают пористую, миндалекаменную и плотную текстуры. Пористая текстура определяется наличием в породе округлых или неправильных пор пустот. Возникает в результате выделения газов при затвердевании эффузивных пород. Миндалекаменная текстура образуется в эффузивной породе в пост магматический этап при заполнении пустот вторичными минералами — опалом, халцедоном, кварцем, карбонатами, хлоритом, эпидотом, цеолитами и др. Плотная текстура характеризуется тесным соприкосновением всех составных частей породы. Она характерна для плутонических, большинства гипабиссальных и некоторых эффузивных пород. Большее разнообразие текстур типично для пород с различным расположением составных частей. Главными из них являются однородные и неоднородные. 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 затвердевания в пределах всего магматического тела или какой-то его части. Эта текстура является типоморфной для магматических пород в отличие от широко распространенных слоистых текстур осадочных пород и сланцеватых текстур метаморфических пород. Такситовая, или шлировая, текстура определяется наличием отдельных участков породы, отличающихся друг от друга по цвету, минеральному составу и строению. Полосчатая текстура — разновидность такситовой, обусловленная чередованием полос разного состава, цвета и строения. Очень характерна для габбро. Директивная текстура характеризуется ориентированным расположением минералов в породе. Флюидальная текстура свойственна стекловатым и полустекловатым эффузивным породам, в которых отчетливы следы течения. По абсолютным размерам зерен среди явнокристаллических пород выделяют крупнозернистые средний размер зерен мм , среднезернистые мм и мелкозернистые 0, мм. По относительным размерам зерен различают равномернозернистые и неравномернозернистые породы. Равномернозернистые структуры характеризуются примерно одинаковым размером зерен главных породообразующих минералов. Среди неравномернозернистых структур выделяют порфировидные и порфировые структуры. Порфировидные структуры обусловлены наличием крупных кристаллов на фоне полнокристаллической основной массы породы. В том случае, когда порфировые выделения обильны и соприкасаются между собой, а мелкозернистая масса выполняет оставшиеся промежутки, - такая структура называется криптовой. Порфировые структуры характеризуются наличием хорошо образованных кристаллов порфировых вкрапленников, или фенокристов , погруженных в афанитовую массу породы. Указанные структуры образуются в две стадии: Форма минеральных зерен и их взаимоотношения зависят от кристаллографического габитуса и степени идиоморфизма минералов. Габитус минералов может быть призматический, таблитчатый, игольчатый, чешуйчатый, изометричный и именно он создает общий структурный облик породы. Идиоморфизмом называется степень совершенства кристаллографических форм минералов, зависящая от порядка выделения минералов и от их кристаллизационной силы. По степени идиоморфизма выделяют минералы идиоморфные идиос - собственный , имеющие хорошо развитые кристаллографические грани; гипидиоморфные гипо — под, не вполне , имеющие частично собственные грани, а частично ограничения обусловленные формой граней контактирующих минералов; ксеноморфные, или аллотриоморфные ксено, аллетриос - чуждый , не имеющие собственных граней, их контуры полностью определяются соседними минералами. Панидиоморфнозернистая структура характеризуется совершенным идиоморфизмом минералов, слагающих породу. Структура типична для мономинеральных или почти мономинеральных пород дунитов, пироксенитов. Гипидиоморфнозернистые структуры характерны для полиминеральных пород с различной степенью идиоморфизма слагающих их минералов. Плагиоклаз идиоморфен по отношению к пироксену, который выполняет промежутки между идиоморфными призмами или таблицами плагиоклаза. При этом можно различать разновидности структуры:. Каждый отдельный промежуток между призмами плагиоклаза занят обычно одним неделимым авгитом;. Гранитовая структура — цветные минералы и плагиоклаз идиоморфны, натриево-калиевые полевые шпаты и кварц — ксеноморфны. Структура характерна для гранитов, гранодиоритов, кварцевых сиенитов, кварцевых диоритов. Гранулитовая структура или аплитовая. Ксеноморфизма кварца не видно. Он и щелочной полевой шпат одинаково идиоморфны или даже кварц местами более идиоморфен собственно гранулитовая структура. Призматическизернистая структура характерна для некоторых безкварцевых или с малым его содержанием пород. Общий облик структуры определяется преобладанием призматически развитых кристаллов полевого шпата. Пойкилитовая структура характеризуется наличием многочисленных включений зерен одного или разных минералов в значительно более крупных зернах другого минерала. Сидеронитовая структура определяется резким ксеноморфизмом рудного минерала, цементирующего относительно идиоморфные зерна прозрачных минералов. Структура характерна для рудных пироксенитов, перидотитов, габбро. Монцонитовая структура характеризуется резко выраженным идиоморфизмом плагиоклаза, включенного в крупные ксеноморфные зерна ортоклаза, при отсутствии кварца. Агпаитовая структура обусловлена идиоморфизмом нефелина и отчасти натриево-калиевого полевого шпата, темноцветные минералы ксеноморфны. Структура характерна для некоторых нефелиновых пород. В этом типе структур минералы, слагающие породу, не имеют собственных кристаллографических очертаний. Габбровая структура развита в породах состоящих из плагиоклаза и пироксенов, характеризуется почти одинаковым идиоморфизмом этих минералов. В разных участках породы то пироксен, то плагиоклаз более идиоморфен. Реакционные структуры — общее название структур горных пород со следами реакции между компонентами породы и магматическим расплавом келифитовая, коронная, мирмекитовая и др. Выделяющиеся во время кристаллизации магмы минералы могут при дальнейшем течении этого процесса изменить свою форму вследствие резорбции их, то есть вследствие нового растворения их в магме. Они принимают при этом обычно округлый вид, иногда с бухтообразными изгибами очертаний. Резорбция и обратное растворение может быть результатом двоякого рода причин. Во-первых, этот процесс возможен при изменении внешних условий — давления и температуры или при изменении состава магмы вследствие выделения, например, газов или ассимиляции чуждых магме пород. Выделение газов также обычно связано с изменением внешних условий, именно давления. Само собой понятно, что повышение температуры во время кристаллизации может вызвать растворение уже выделившихся частей. Во-вторых, коррозия уже выделившихся кристаллов магмой естественно может наступить в случае существования так называемой инконгруэнтной точки соединения на кривой плавкости системы минералов, которую представляет магматический расплав. В этом случае, уже выделившийся минерал на определенной стадии перекристаллизации, то есть при определенной температуре делается неустойчивым в растворе, вступает с последним в реакцию с образованием нового соединения. При температуре С выделившийся форстерит опять начинает растворяться, и кристаллы его резорбируются. Вместе с тем выделяется клиноэнстатит. Это явление может объяснять обычные округленные оплавленные формы оливина в изверженных породах. С процессом дальнейшего изменения уже выделившихся кристаллов связано в некоторых случаях образование каемок реакции reaction rims. На границе двух каких-нибудь минералов, вследствие взаимодействия между ними образуется слой третьего минерала, их разделяющий. Так между оливином и плагиоклазом возникает кайма амфибола, между магнетитом и полевым шпатом — биотит и т. Разновидностью таких кайм взаимодействия являются келифитовые каймы, представляющие венцы радиально расположенных призмочек амфибола около граната или оливина. В других случаях каймы реакции возникают вследствие взаимодействия выделившегося минерала и магмы, как это вероятно мы имеем в примере оливина и ромбического пироксена. Последний образует каймы-венчики около зерен оливина. Эта особенность характерна для друзитовой или венчиковой структуры corona-structure. Кроме венцов ромбического пироксена вокруг оливина, к числу первичных, магматических образований такого рода относятся в некоторых случаях каймы амфибола около пироксена, слюды около оливина. Сюда же надо причислить некоторые каемки магнетита, напр. Они образуют каймы реакции, венцы друзитовой структуры, келифитовые венцы. К числу таких же продуктов взаимодействия относятся и мирмекитовые прорастания. Далеко не всегда способ образования их ясен. Они могут быть и первичными, и вторичными. В последнем случае такие образования могут возникнуть при циркуляции магматических растворов газообразных и жидких в последние моменты остывания изверженной породы, то есть в так называемую эпимагматическую фазу. При подобных же условиях, но под влиянием растворов, приносимых из вне из другой магматической массы, например, при контактовом метаморфизме изверженных пород под влиянием последующих интрузий и при региональном метаморфизме; мирмекитовые прорастания и келифитовые каемки распространены в метаморфических породах. Пегматитовая структура представляет собой сростки двух минералов, обычно кварца и калиевого полевого шпата, причем калишпат образует крупные выделения, проросшие одинаково ориентированными индивидами кварца. Все вростки кварца в одном зерне калишпата гаснут одновременно. Очертания вростков приближаются к полигональным или угловатым контурам в поперечных сечениях и прямолинейно-удлиненным в продольных. Поперечные сечения и дают письменную картину прорастания. Ориентировка кварца и полевого шпата закономерна, но законы еще не изучены. Необходимо иметь в виду, что пегматитовидные прорастания одного минерала другим могут образоваться и вторичным путем при явлениях метасоматического разъедания одним минералом другого. Примеры таких явлений изучены на сульфидах при вторичных процессах обогащения в рудных жилах. Кроме кварца и полевого шпата пегматитовидные срастания обнаружены для многих пар минералов: От микропегматитовых гранофировых прорастаний кварцем полевого шпата отличаются прорастания мирмекитовые. В них мы имеем также кварцевые вростки в полевом шпате, гаснущие одновременно при вращении столика микроскопа. Но в этом случае мы имеем прорастания кварцем не ортоклаза или калинатрового полевого шпата, а плагиоклаза. Мирмекитовые вростки наблюдаются в плагиоклазе обычно на границе с калиевым полевым шпатом и никогда в соседстве с кварцем, что, наоборот, очень часто видим в микропегматитах. Нет постоянного соотношения между каймой мирмекитового прорастания и окруженным зерном полевого шпата. Чем основнее порода, тем основнее плагиоклаз мирмекита. Чем кислее плагиоклаз мирмекита, тем меньше вростков кварца. Главное отличие формы прорастания кварца — червеобразно изгибающиеся и расходящиеся вростки gartz vermicule. Мирмекиту приписывают вторичное происхождение, в котором кварц появляется как товар реакции, или при превращении калиевого полевого шпата в плагиоклаз, или при распаде содержавшегося в твердом растворе в калиевом полевом шпате кальциевого алюмосиликата и превращении его в анортит, или приписывают его появление воздействию растворителей при высокой температуре. Наконец, его рассматривают и как эвтектику первичную или вторичную. Весьма интересными и важными являются закономерные срастания разных полевых шпатов плагиоклаза обычно кислого, чаще всего альбита и ортоклаза или микроклина иногда другого калинатрового полевого шпата, близкого к ортоклазу. Это пертиты и микропертиты. Такие прорастания могут быть различного вида, но общим признаком является то, что альбит или редко кислый плагиоклаз прорезывает калиевый полевой шпат в виде выклинивающихся, иногда чечевицеобразных жилок, располагающихся очень часто по так называемой мурчисонитовой спайности и или по другим плоскостям Когда редко альбит преобладает так наз. По происхождению можно различать следующие типы микропертитов:. Альбитовые вростки равномерно в виде линзообразных включений пронизывают вещество калиевого полевого шпата. Они все более или менее одинаковой величины и кристалл микропертита в скрещенных николях кажется как бы покрытым ровной рябью. Это наиболее распространенный тип. При высоких температурах кристаллизации K и Na полевые шпаты способны в большей степени смешиваться в виде твердого раствора вплоть до образования непрерывного ряда в эффузивных породах. При охлаждении эти твердые растворы распадаются, альбит выделяется в виде жилочек, рассекающих калиевый полевой шпат ортоклаз- или микроклин-пертиты. Отношение этих компонентов не постоянное, ортоклаз обычно преобладает, и на его фоне несколько изгибаясь, часто с неровными контурами выделяются при скрещенных николях более сильно двупреломляющие жилки альбита. Прорастание ортоклаза жилками альбита может получиться и вследствие отложения вещества альбита по трещинам после образования калиевого полевого шпата, причем это отложение может происходить метасоматически. К такому типу относятся пертиты, в которых альбитовые вростки являются, например, отпрысками облекающей снаружи альбитовой каймы. В случае пегматитовых и пертитовых прорастаний вростки минерала, имеющего меньшее развитие, ориентированы закономерно по отношению к включающему их кристаллу, между собой они параллельны. Это легко обнаруживается из того, что при скрещенных николях они гаснут одновременно. В пойкилитовых прорастаниях нет закономерной связи между вмещающим зерном и вростками. Последние расположены в самой разнообразной ориентировке и представляют ничто иное, как включения зерен одного минерала в теле другого. Пойкилитовые вростки часто имеют вид корродированный и округленный. Срастания этого типа можно различать по относительному количеству и относительным размерам ойкокристаллов и хадакристаллов. Одну из особенно важных разновидностей пойкилитовых структур представляет, например, пойкилоофитовая структура некоторых диабазов и долеритов. В этом случае идиоморфные таблички или призмы плагиоклаза, разнообразно ориентированные, заключены в виде вростков в более крупных зернах пироксена. В случае тонкого строения структура эта называется микропойкилитовой. Из микропойкилитовых срастаний отметим распространенные в основной массе кварцевых порфиров микропойкилитовые срастания полевого шпата, различно ориентированные, иногда расположенные потоками, переполняют в виде включений более крупные зерна кварца. Кислые лавы, теряя минерализаторы, становятся тугоплавкими, и кристаллизация их происходит вероятно при высокой температуре, вероятно выше С. При таких условиях свободный кремнезем выделяется в виде тридимита. Но при дальнейшем понижении температуры тридимит превращается в кварц. Это превращение сопровождается собирательной кристаллизацией таким образом, что целые группы зерен тридимита превращаются в одно неделимое кварца, и микролиты полевого шпата после такой перекристаллизации оказываются захваченными внутри этих зерен кварца в виде хадакристаллов. На возможность такого объяснения происхождения микропойкилитовой структуры основной массы кварцевых порфиров указывают, наблюдающиеся иногда в этих породах псевдоморфозы кварца по пластинчатым формам тридимита. Может быть подобное же объяснение приложимо к случаю очень резко выраженной пойкилитовой структуры в амфиболовых перидотитах, где собирательная перекристаллизация могла произойти при превращении пироксена в амфибол. В других случаях пойкилитовых срастаний хадакристаллы являются просто вростками, захваченными при росте ойкокристаллов. Ойкокристаллы могут появиться как позднейшее образование даже в эпимагматическую фазу образования породы или вследствие реакции в магме. Корродированный округлый вид хадакристаллов может указывать на это. Основная масса афанитовых пород может быть сложена целиком микролитами — мелкими кристалликами размером менее 0,05 мм, видовой состав минералов которых еще можно определить; микролитами и вулканическим стеклом или только стеклом. Стекловатая структура свойственна породам состоящим в основном из вулканического стекла, в котором возможно присутствие редких микролитов. Стекло представляет крайне вязкий переохлажденный раствор, в котором атомы и группы атомов расположены в беспорядке, как в жидкости, не образуют правильных систем решеток, свойственных твердому кристаллическому веществу. Такое состояние является неустойчивым, и порода очень медленно, но самопроизвольно раскристаллизовывается, атомы перегруппировываются в правильные системы. Стекло, как говорят, расстекловывается, превращаясь в агрегат мельчайших кристаллических элементов. Мы поэтому знаем сравнительно мало палеозойских пород с сохранившимся стеклом, хотя такие породы известны. Обычно стекло превращается в скрытокристаллический агрегат неясно индивидуализированных минералов. Расстеклование идет быстрее при повышении температуры, когда увеличивается скорость перегруппировки, и при повышении давления, благоприятствующего образованию более плотного кристаллического состояния вместо аморфного. В древних лавах, подвергавшихся термальному и динамическому метаморфизму, стекло не встречается. Расстеклованию способствует также циркуляция вод по трещинам и поверхностям отдельности стекловатых пород. Этим, вероятно, объясняется, что расстеклование начинается около перлитовых трещин и линий флюидальности в полосчатых лавах. Кроме такого вторичного расстеклования в лавах первично возникают образования как бы стоящие на рубеже аморфного и кристаллического состояния. Так, в вулканических стеклах, особенно риолитового и дацитового состава, встречаются мельчайшие образования, известные под названием кристаллитов. Обычно эти образования не действуют на поляризованный свет. Они представляют лишь эмбрионы, из которых развиваются скелетные кристаллы или микролиты, представляющие уже индивидуализированное кристаллическое вещество. В кристаллитах еще не выражаются индивидуальные свойства кристаллического вещества, хотя по различным косвенным, признакам, их иногда можно отнести к определенному минеральному виду. Главные типы кристаллитов следующие:. Глобулиты — крайне мелкие сферообразные ядрышки. Иногда они образуют скопления в виде неправильных клочьев мути, называемые кумулитами, иногда более тесно сформировались в сферические массы — глобосфериты. Возможно, что дальнейшая индивидуализация кристаллического вещества в последних превращает их в сферолиты см. Когда глобулиты располагаются в ряд в виде цепочки или нити бусинок, они образуют маргариты: Изгибающиеся волосообразные образования такого же рода называются трахитами. Скопулитами называют мельчайшие образования в виде перьев или опахал, встречающиеся в пехштейнах Шотландии, где им приписывается роговообманковый состав. Как бы промежуточную степень индивидуализации минералов между стекловатым и кристаллическим строением породы можно рассматривать далее сферолитовую структуру. Из аморфной стекловатой массы выделяется анизотропное кристаллическое вещество того или иного минерала, но не в виде образованных кристаллов, а в форме тонких, вытянутых в одном направлении волокон, растущих из общего центра и группирующихся в более или менее совершенно образованные шарообразные скопления с радиально-лучистым строением — сферолиты. Сферолиты иногда относят к текстурным признакам породы, но с одинаковым, или даже может быть с большим основанием, мы можем видеть в этих особенностях строения признаки структуры, обусловленные формой и взаимным отношением выделяющихся зачаточных кристаллических элементов-волокон. В некоторых случаях состав сферолита отвечает одному минералу, обычно полевому шпату. Это будут так называемые сферокристаллы. Псевдосферолитами называют такие же образования из лучей разных минералов. Фельзосферолитами называют сферолиты, состоящие из щелочного полевого шпата и кварца или тридимита в эвтектическом отношении. Иногда наблюдаются непосредственные переходы сферолитов в крупно и микропегматитовые сростки кварца и полевого шпата. В сферокристаллах, состоящих из одного полевого шпата, промежутки между его волокнами иногда пропитаны стеклом. Образование сферолитов происходит в относительно вязкой среде. В некоторых случаях можно видеть, как сферолиты пересекают линии, отмечающие структуру флюидальных потоков, получившихся при течении той вязкой тестообразной массы, какую представляла лава при образовании сферолитов. В других случаях несовершенные сферолиты развиваются около трещин, при чем их волокна растут из центров на стенках таких трещин. Здесь ясно видно, что стекловатая масса, в которой развивались сферолиты была уже вязкой настолько, что она была способна давать трещины. Фельзитовая структура представляет собой тонкокристаллический агрегат кварца и полевого шпата, отдельные зерна которых трудно различимы. Иногда среди фельзитовой массы породы встречаются сферолитовые образования. Структура характерна для кислых эффузивов. Вариолитовая структура представляет разновидность сферолитовой структуры, встречающейся в основных породах. Состав сферолитов несколько отличается от состава включающей их основной массы. Вследствие этого сферолиты и основная масса неодинаково поддаются выветриванию и на поверхности подвергшейся этому процессу сферолиты выступают в виде оспин вариолей. Ортофировая структура образована изометричными очень мелкими изометричными микролитами калиевого полевого шпата без примеси или с ничтожной примесью аморфного стекловатого базиса. Трахитовая структура также как и ортофировая почти или совершенно без стекла. Микролиты калишпата вытянутых очертаний и располагаются обычно субпараллельно, прилегая один к другому. В нефелинитовой структуре , близкой к трахитовой, микролиты нефелина, заменяющего полевой шпат более укороченных очертаний. В фельдшпатоидных породах, где вместо нефелина развит лейцит, вследствие его изометрических очертаний проявляется оцелляровая структура, когда округлые кристаллики лейцита, обычно окруженные еще более мелкими микролитами эгирина или чешуйками слюды образуют массу породы. Гиалопилитовая — гемикристаллическая структура с значительным содержанием стекла в основной массе. Многочисленные беспорядочно расположенные микролиты склеены стеклом или, как говорят, они образуют войлок, пропитанный стеклом. Стекло преобладает над микролитами. Характерна для андезитов и иногда называется андезитовой. Стекло может быть замещено продуктами его разложения. Интерсертальная структура характеризуется несколько более крупными микролитами и меньшим количеством стекла. Микролиты полевого шпата, беспорядочно расположенные, образуют канву, в промежутках между ними другие минералы авгит, магнетит и стекло. Стекло может быть разложено. В случае отсутствия последнего структуру можно назвать микродолеритовой. Структура характерна для базальтов. Пилотакситовая структура подобна трахитовой структуре, но здесь микролиты представлены не щелочным полевым шпатом, а плагиоклазом и присутствует в существенном количестве авгит и магнетит. Микролиты склеены небольшим количеством стекла. Структура характерна для андезитов и базальтов. Спилитовая структура в сущности есть гиалопилитовая, пилотакситовая и частью микродиабазовая структура плотных диабазов. Спилиты остоят главным образом из микролитов альбитизированного плагиоклаза и хлорита. Эли де Бомон отмечал, что метаморфизму подвергаются осадочные и изверженные породы, и назвал первые пара-, а вторые ортопородами парагнейсы, парасланцы и ортосланцы, ортогнейсы. В Российской Федерации впервые идею о метаморфизме высказал М. Ломоносов в г. Об изменениях горных пород под влиянием внутреннего тепла Земли свидетельствовал ортодоксальный плутонист Дж. Учение о метаморфизме горных пород начало формироваться в первой половине XX в. В период становления науки о метаморфизме горных пород в разных районах Российской Федерации были выполнены петрографические описания и картирование метаморфических толщ П. Лукашевич , разработал гипотезу о глубинных зонах земной коры, различающихся интенсивностью метаморфизма. Новый этап учения о метаморфизме наступил с физико-химических исследований парагенезисов породообразующих минералов В. Бекке, и фациального анализа П. Изучение метаморфических процессов следует начать с краткого пояснения терминов и понятий, содержание которых после их введения в. Метаморфизм — эндогенный процесс, проявляющийся в земной коре и верхней мантии под воздействием температуры, давления и химически активных флюидов, приводящих к изменению исходных пород осадочных, изверженных и метаморфических. В результате метаморфизма образуются метаморфические породы. Область формирования метаморфических пород расположена ниже зоны осадконакопления и образования осадочных пород. Характерной особенностью метаморфизма является перекристаллизация исходной породы в твердом состоянии. Жидкая фаза раствор, расплав при метаморфических преобразованиях может присутствовать только в подчиненном количестве. В результате метаморфизма изменяются минеральный состав, структурно-текстурные особенности, а иногда и химический состав исходных пород. Метаморфизм сопровождается перемещением и перегруппировкой вещества, которые происходят в процессе перекристаллизации первичной породы. Перекристаллизация может осуществляться без изменения валового химического состава исходной породы содержание воды и углекислоты при этом не учитывается. Такой метаморфизм, не сопровождающийся привносом и выносом компонентов, называется изохимическим, или просто метаморфизмом в классическом понимании термина. Вместе с тем в природе широким распространением пользуются процессы метаморфизма, при которых происходит не только изменение минерального состава, текстуры и структуры первичной породы, но и существенное изменение ее химического состава. Этот метаморфический процесс получил собственное название — метасоматоз. При метасоматозе, в отличие от метаморфизма, большое значение имеют флюиды. Перекристаллизация исходной породы с изменением химического состава осуществляется в твердом состоянии путем одновременного растворения минералов исходной породы и образования новых в результате привноса-выноса флюидами химических элементов. Отметим, что метасоматические процессы не изменяют объем породы. Название этого процесса складывается из двух слов: Объяснение метасоматического процесса и применение термина впервые было сформулировано К. Науманном, в дальнейшем представления о метасоматозе разрабатывались А. Коржинского и его учеников метасоматоз как самостоятельный процесс получил всеобщее признание. Коржинским, если при процессах твердофазового замещения вполне подвижными были только вода и углекислый газ, а другие петрогенные компоненты инертны, то такой процесс относится к метаморфическому. В том случае, если вполне подвижными могут быть К2О, Na2О, MgO, CaO, SiO2, Al2O3, то этот процесс будет относиться к метасоматозу. В отличие от метасоматоза выделяют аллохимический метаморфизм, при котором происходит изменение химического состава исходной породы и ее объема. Метаморфическое превращение под влиянием возрастающей температуры и давления, которое приводит к формированию пород, состоящих из минеральных ассоциаций высоких температур на месте ранее существовавших, образованных при более низкой температуре, отражает прогрессивный метаморфизм. Он противопоставляется регрессивному метаморфизму, или диафторезу, при котором минералы, возникающие при высокой температуре, замещаются ассоциациями низкотемпературных минералов. В том случае, когда горные породы претерпевают несколько этапов метаморфизма, говорят о полиметаморфизме. Нижняя граница метаморфизма расположена на глубинах зарождения гранитных магм. Эта область в земной коре называется зоной ультраметаморфизма. Температуры и давления здесь настолько высоки, что наряду с перекристаллизацией исходных пород в твердом состоянии типично метаморфические процессы широко проявляется плавление. Возникающий при этом расплав имеет гранитный состав как наиболее низкотемпературный. Процесс, протекающий в зоне ультраметаморфизма, с которым связано гранитное магмообразование, получил название реоморфизма. С этим понятием тесно ассоциирует представление о палингенезе и анатексисе. Эти термины в настоящее время после работ Г. Рамберга считают синонимами, они означают процессы рождения магмы в результате полного или частичного плавления горных пород. В общем цикле породообразующих процессов диагенезе, катагенезе, метагенезе, метаморфизме и магмообразовании нет резких границ см. Суть циклического процесса образования пород заключается в превращениях: Метаморфические преобразования не всегда направлены от низших к высшим ступеням метаморфизма. Процессы метаморфизма могут происходить многократно с перерывами в десятки и сотни миллионов лет, причем последующий метаморфизм может быть более низкотемпературным, чем предыдущий. На рисунке отражена прогрессивная направленность развития метаморфических превращений. Осадки по мере их накопления в осадочном бассейне и погружения на глубину испытывают воздействие давления вышележащих толщ и температуры согласно геотермическому градиенту. Рыхлый осадочный материал подвергается диагенезу и катагенезу, которые знаменуют стадии превращения осадка в осадочную породу. Литогенез образование осадочных пород и метаморфизм имеют существенную область перекрытия по температуре. Это приводит к сходству минерального состава осадочных пород, подвергнутых глубокому катагенезу, и слабометаморфизованных пород. Предлагают для различия пород использовать степень пористости. С точки зрения осадочного петрогенезиса полное закрытие порового пространства в породе означает конец диагенеза. Винклер подчеркивает, что для определения начала метаморфизма требуется не физический, а минералогический критерий. Метаморфизм начинается, а диагенез кончается тогда, когда образуются минеральные ассоциации, которые не могут возникнуть в условиях осадкообразования. Начало метаморфических преобразований в породах протекает вблизи точки инверсии воды и имеет признаки гидротермального процесса неустойчивость полевых шпатов. Первое появление таких минералов, как ломонтит, лавсонит, парагонит или пирофиллит, обозначает начало метаморфизма. Различать осадочные и метаморфические породы необходимо по комплексу признаков, учитывая геологические условия залегания, текстуры и структуры. Осадочные породы слагают в большинстве случаев тектонически не деформированные толщи, обладают слоистой текстурой. В отличие от осадочных метаморфические породы обычно дислоцированы, приурочены к зонам разломов, находятся в полях развития интрузий магматических пород. При катагенезе осадков минеральный состав пород формируется при участии межзерновых водных растворов, в то время как при метаморфизме пород на фоне дислокационных процессов в зону метаморфизма осуществляется привнос ювенильных флюидов. По компонентному составу метаморфогенный флюид более сложный и состоит из H2O, CO2, H2, CH4, CO, N2 и др. В практической работе, даже при тщательных геолого-съемочных работах, без специальных термобарометрических наблюдений трудно провести границу между зонами катагенеза и метаморфизма. В результате метаморфизма образуются метаморфические и метаморфизованные породы. К метаморфическим следует относить породы, в которых при перекристаллизации полностью уничтожены минеральный состав и строение исходных пород. Метаморфизованные породы являются частично преобразованными в процессе метаморфизма. Они сохраняют петрографические признаки своей первоначальной природы, что позволяет уверенно определять не только их происхождение осадочное, вулканическое, интрузивное , но и вещественный состав. В практической работе при детальных ретроспективных исследованиях одной из задач является установление первичной природы пород, подвергшихся метаморфизму. Решить эту задачу бывает достаточно сложно, т. В то же время из одного и того же исходного материала в различных условиях образуются различные породы. Изучение метаморфических пород важно не только для выяснения условий породообразования, их состава, особенностей строения, положения среди магматических и осадочных пород, но и для обоснования особенностей генезиса и размещения обширной группы метаморфогенных и метаморфизованных месторождений. В метаморфических толщах развиты промышленные скопления руд железа , марганца, золота, урана, купрума, графита, абразивных материалов, кровельных сланцев, мраморов, кварцитов, апатитоносных пород и других полезных ископаемых. Наиболее удобная типизация метаморфических процессов основана на преобладании того или иного фактора метаморфизма. Ниже приведена общепринятая классификация видов метаморфизма. Главный фактор — одностороннее давление стресс. Главный фактор — температура. Главные факторы — температура, давление, воздействие воды и углекислоты. В качестве своеобразной разновидности регионального метаморфизма выделяют статический метаморфизм, или метаморфизм нагрузки. Он вызывается гидростатическим давлением и повышенной температурой вследствие увеличения глубины протекающего процесса. Это понятие служит для обозначения метаморфизма без участия одностороннего давления при широком региональном распространении. Факторы — высокая температура, давление, флюиды и участие расплава гранитного состава. Ведущий фактор — химически активные растворы. Процесс характеризуется значительным привносом-выносом вещества, приводящим к изменению химического состава исходных пород. Петрографическим кодексом предлагается для практического использования метаморфические породы делить в соответствии с типизацией метаморфизма на пять классов: Ударный метаморфизм протекает на земной поверхности в результате падения метеоритов. Он не связан с эндогенными и экзогенными процессами, а является геокосмическим процессом, поэтому в Петрографическом кодексе предлагается выделить самостоятельный класс породообразующих процессов. В некоторых учебных пособиях продукты ударного метаморфизма рассматривают в составе катакластического метаморфизма. К классификационным признакам пород относятся геологические условия их проявления, текстуры, структуры и вещественный состав. Геологические условия проявления метаморфических пород изучаются в полевых условиях, что позволяет решить вопрос о причинах, вызывающих метаморфизм. Так например, появление перекристаллизованных пород у контакта интрузивов свидетельствует о контактово-термальном метаморфизме. Развитие гнейсов, кристаллосланцев в пределах изучаемой территории предполагает динамотермальный региональный метаморфизм в районе. Тектонические зоны контролируются какиритами, брекчиями, милонитами, являющимися продуктами динамометаморфизма. Важным классификационным признаком является минеральный состав метаморфических пород, который изучается в поле и лабораторных условиях. По минеральному составу можно судить о температурном интервале метаморфизма. Например, наличие серицита и хлорита в сланце указывает на температурный интервал породообразования — оС. На основании химического состава метаморфической породы возможна реконструкция генетического типа, иногда вплоть до вида исходной породы. Текстурно-структурные особенности породы позволяют судить о типе метаморфизма, об интенсивности кристаллизации, соотношении между деформацией и кристаллизацией. Детальные геологические наблюдения метаморфизма, изучение парагенетических ассоциаций породообразующих минералов, их химического состава дают возможность установить абсолютные температуру и давление образования пород — важнейших термодинамических параметров метаморфизма. Вещественный состав минеральный и химический является одним из важнейших классификационных и диагностических признаков всех типов пород, в том числе и метаморфических. На основании химического состава выделяются группы метаморфических пород, а минеральный состав уже на первых стадиях изучения пород позволяет их диагностировать и присваивать им видовые названия. Особенности химизма метаморфических пород, исключая метасоматиты, обусловлены исходным материалом, из которого они образуются. Метаморфизму могут быть подвергнуты осадочные и магматические породы. Химический состав магматических пород определяется концентрацией в них главных петрогенных оксидов табл. По содержанию SiO2 магматические породы разделены на ультраосновные, основные, средние и кислые группы, а по концентрации щелочей — на нормальный, субщелочной и щелочной ряды. Наиболее распространенными осадочными породами являются глины, песчаники и карбонатные породы известняки, доломиты и др. Наряду с ними в глинистых породах отмечаются все оксиды, характерные для магматических пород. Среди обломочных пород преобладают песчаники, внутри которых выделяются кварцевые, кварц-полевошпатовые аркозы и граувакки. Последние содержат обломки различных пород, фемических минералов, полевых шпатов и кварца. По химическому составу они приближаются к средним магматическим породам. В карбонатных породах преобладают известняки, состоящие из кальцита, и доломиты, в которых существенное значение приобретает оксид магния до 21, 7 мас. Нередко среди осадочных толщ большое значение имеют смешанные породы: Сравнение осадочных и магматических пород по химическому составу показывает, что гранитоиды сопоставимы с аркозами, некоторыми глинами. Основные и средние магматиты близки по составу к мергелям и грауваккам, а ультраосновные — к кремнистым доломитам и магнезитам. Химический состав метаморфических пород чрезвычайно изменчив и зависит от первичной осадочной или магматической породы протолита , за счет которой образовалась метаморфическая порода. При изохимическом метаморфизме химический состав породы остается постоянным, хотя явления метаморфической дифференциации наблюдаются в небольших объемах. Аллохимический метаморфизм и метасоматоз может приводить к значительным изменениям химического состава. Поэтому при изучении химизма метасоматитов исследуют привнос — вынос вещества. Средние содержания петрогенных оксидов в главных метаморфических породах, заимствованные из руководства по петрохимическим пересчетам горных пород и минералов Р. Фельдмана , приведены в табл. Данные химического анализа метаморфических пород позволяют судить о генетической принадлежности исходной породы. Состав возникающих минеральных парагенезисов в орто- и парапородах при глубоких метаморфических преобразованиях может быть близким или идентичным. При идентификации природы протолита используют петрохимические диаграммы. Наиболее распространенные из них рассмотрены Е. Скляровым с соавторами и С. На основании химического состава исходных пород метаморфические породы разделены на группы табл. Железистые, марганцевые, фосфатные, щелочные и другие породы осадочного и магматического происхождения объединены в группу редких пород. Разнообразие химического состава исходных пород и различные термодинамические условия метаморфизма приводят к значительному разнообразию минерального состава метаморфических пород см. Поскольку метаморфические породы являются продуктами изменения других пород, естественно ожидать, что в них встречаются минералы, характерные для осадочных и магматических пород. Кроме того, существуют минералы, которые встречаются главным образом в метаморфических породах. Обычно выделяют следующие группы минералов метаморфитов:. На основании количественно-минералогического состава выделяются виды и разновидности метаморфических пород. В отечественной литературе наиболее распространены названия пород, сочетающие термины символического значения сланец, гнейс, роговик и др. Например, хлоритовый сланец, гранатовый амфиболит. Причем в название породы не включаются минералы, типичные для семейств: Метаморфические минералы, особенно их химический состав и ассоциации, являются важными показателями параметров метаморфизма температура, давление, состав флюида. Наиболее широко распространенные минералы метаморфических пород гранаты, пироксены, амфиболы, слюды, полевые шпаты имеют переменный состав, зависящий от химического состава породы и РТ-условий метаморфизма. Породы с близким химическим составом, характеризующиеся различием химического состава минералов, подверглись разной степени метаморфизма. Строение метаморфических пород определяется структурой и текстурой, которые в терминологическом смысле едины для всех типов пород магматических, осадочных и метаморфических. Своеобразие метаморфических пород заключается в условиях их образования. Они формируются в результате перекристаллизации магматических и осадочных пород, которая происходит в твердом состоянии без особого участия жидкой фазы расплава или раствора. Минералы исходной метоморфизуемой породы являются химическими компонентами, которые под воздействием факторов метаморфизма температуры, давления и флюидов растворяются или разлагаются , и в результате метаморфических реакций образуется минеральный парагенезис, устойчивый при данных РТ- условиях. Степень преобразования первичных пород, заключающаяся в изменении их минерального состава, текстуры и структуры, зависит от термодинамических параметров метаморфизма, а также от состава и строения исходных пород. В метаморфических породах могут частично сохраняться текстурно-структурные признаки метаморфизующихся пород, но они могут полностью уничтожаться в результате перекристаллизации. Сохранность текстурно-структурного узора исходных пород в метаморфических породах зависит от геотектонического режима, геодинамических обстановок и контрастности текстур и структур первичных пород. В областях метаморфизма низких и умеренных давлений реликты текстур и структур первичных пород могут сохраняться до амфиболитовой, а иногда и до гранулитовой фаций. В зонах высоких и сверхвысоких давлений сохранность первичного строения пород ограничивается низкими температурами. Для метаморфических пород текстурный признак особенно важен, так как он наиболее отчетливо отражает условия, при которых происходило их преобразование. Текстуры метаморфических пород определяются теми же признаками, что и текстуры магматических и осадочных пород, то есть способом заполнения пространства и распространением составных частей в породе. Особенности текстур метаморфических пород зависят от текстур исходных пород осадочных, магматических , кристаллобластеза, метаморфической дифференциации и внешних факторов давления, температуры, инъекций магматического расплава. В связи с этим выделяются главные типы текстур: Систематика метаморфических текстур выглядит следующим образом: Массивная текстура характеризует полную однородность породы. Минеральный состав, количественные соотношения, зернистость и взаимоотношения минералов аналогичны в любом участке породы. Такая текстура возникает в результате перекристаллизации однородного материала при отсутствии направленного давления. Благоприятными условиями для развития массивных текстур являются глубинные зоны земной коры и экзоконтактовые ореолы интрузий. Среди неоднородных текстур выделяют сланцеватую механическую и кристаллобластовую , гнейсовую, полосчатую, плойчатую, линзовидную, пятнистую и узловатую. Пятнистая текстура определяется неравномерным, кучным распределением минералов и возникает при контактово-термальном метаморфизме или в результате неравномерной миграции вещества при метасоматозе. Она возникает в результате сегрегации минералов в процессе перекристаллизации породы и отражает прогрессивное развитие пятнистости при контактовом метаморфизме. Полосчатая текстура обусловлена чередованием полос, отличающихся по цвету, составу и строению, образование которых может объясняться как наличием остаточной первичной слоистости исходных пород, так и результатом метаморфической дифференциации перераспределения минералов при перекристаллизации. Сланцеватые текстуры наиболее распространены в породах, формирующихся в условиях направленного давления. При дислокационном метаморфизме образуются породы, обладающие механической сланцеватостью. Она проявляется в породе развитием извилистых поверхностей рассланцевания, выкраивающих в ней линзовидные участки. Поверхности механического рассланцевания контролируются перетертым материалом, образовавшимся в результате дифференциальных подвижек вдоль этих поверхностей. Внутри линзочек может наблюдаться индивидуальный узор сланцеватости например, в филлонитах. При воздействии одностроннего давления на слоистые породы, состоящие из чередующихся пластинчатых и хрупких слоев слойков , образуются будинаж-структуры. Хрупкие слойки, называемые компетентными, в процессе сдавливания растрескиваются на блоки, затем эти блоки расстягиваются и закругляются завальцовываются в пластичной массе породы. Кристаллизационная сланцеватость формируется в породе в процессе ориентированного роста чешуйчатых и призматических минералов вдоль плоскостей сланцеватость , перпендикулярных стрессу. Породы, обладающие сланцеватой текстурой, раскалываются на тонкие пластинки с относительно плоскими поверхностями. В зависимости от морфологии минералов, формирующих сланцеватость, выделяют разновидности кристаллизационной сланцеватости. Плоскопараллельная сланцеватость определяется расположением пластинчатых минералов по параллельным плоскостям. Характерна для слюдяных сланцев, филлитов. Линейно-параллельная текстура свойственна породам, сложенным удлиненно-призматическими минералами актинолит, роговая обманка, дистен, силлиманит , ориентированными взаимно параллельно. Очковая, или линзовидная, текстура характеризуется наличием линзовидных обособлений гранобластических агрегатов породообразующих минералов кварца, кальцита и др. Текстура свойственна некоторым гнейсам. Гнейсовидная текстура — термин распространенный, но не совсем определенный. Гнейсовый узор в строении породы обусловлен полосчатым распределением светлоокрашенных кварц, полевые шпаты и фемических пироксен, гранат, роговая обманка, слюды минералов, причем последние ориентированы субпараллельно. Гнейсовидную текстуру можно трактовать как плохо выраженную кристаллизационно-сланцевую. Породы, обладающие гнейсовой текстурой, раскалываются на пластины различной толщины часто с шероховатым, бугристым и ступенчатым изломом. Плойчатая текстура выражает мелкую складчатость плойчатость , развитую в сланцеватых и полосчатых породах. Морфология складочек может быть всевозможной симметричной, асимметричной. Размах крыльев и амплитуда плоек обычно измеряются первыми сантиметрами, часто проявляется микроскопическая плойчатость. Инъекционные текстуры характерны для мигматитов-артеритов. Инъекции гранитного расплава в метаморфический субстрат породы имеют различные морфологические особенности, в связи с чем выделяют послойные, линзовидные, сетчатые, птигматитовые и другие текстурные типы мигматитов. Структурой метаморфических, как и прочих пород называют особенности ее строения, обусловленные размерами, формой и взаимоотношением составных частей. Собственно метаморфические структуры возникают в том случае, когда процесс перекристаллизации дошел до конца. Эти структуры называют новообразованными. Если же процесс перекристаллизации не доходит до конца и в метаморфизованной породе сохраняются фрагменты строения исходных пород, то структуры называются реликтовыми. Эти остаточные структуры, названные Я. Седергольмом палимпсестовыми, могут быть весьма разнообразными по степени сохранности. При дифференциальных движениях в породе вследствие ее метаморфизма ранее существующие структуры быстро уничтожаются. При контактовом метаморфизме структурно-текстурный узор исходных пород может сохраняться в высокотемпературных роговиках несмотря на изменения минерального состава породы. Сохранность реликтового строения породы зависит от шага диффузионного переноса вещества при метаморфизме и размера структурно-текстурных элементов. Так, например, тонкозернистые породы утрачивают свое первоначальное обломочное строение на низких ступенях метаморфизма, в то время как текстура конгломерата распознается в высокометаморфизованной породе даже после того, как гальки и цемент полностью перекристаллизованы. Тонкая слоистость литологически различных слойков исчезнет, когда радиус обмена вещества превысит половину мощности наибольшего из прослоев. Крупные фрагменты структур изверженной породы, например порфировая, могут распознаваться по очертаниям несмотря на то, что все первичные минералы перекристаллизованы или замещены новыми. В приведенном примере показано, что наряду с перекристаллизацией в породе сохраняется реликтовый узор офитовой структуры долерита. Изучение реликтовых структур представляет интерес для выявления состава исходной породы и восстановления истории метаморфического преобразования. Новообразованные структуры разделяют на две большие группы: Процесс перекристаллизации породы в твердом состоянии называют кристаллобластезом, а структуры, возникающие в результате такового процесса, — кристалло- бластовыми. Рост кристаллических зерен проходит практически одновременно при условии изохимического метаморфизма. Совершенство кристаллографических форм минералов зависит от их кристаллизационной силы, то есть способности образовывать ограненные кристаллы. Хорошо ограненные кристаллы в метаморфических породах называют идиобластами в отличие от ксенобластов — зерен, имеющих неправильные ограничения. По способности минералов к образованию хорошо ограниченных кристаллов они располагаются в кристаллобластический ряд. Идиобластичность минералов в различных по исходному составу метаморфических породах изучалась Ф. Обобщенный кристаллобластический ряд минералов метаморфических пород, по Ф. Тернеру, выглядит следующим образом:. В этом ряду каждый последующий минерал обладает меньшей кристаллизационной силой, чем предыдущий. В верхней части ряда располагаются минералы с наиболее плотной упаковкой кристаллической решетки. Сверху вниз в ряду у минералов увеличивается молекулярный объем и уменьшается плотность. Минералы, обладающие наиболее плотной структурой, обычно имеют более совершенные кристаллографические формы. Приведенная в ряду последовательность идиоморфизма минералов может несколько нарушаться, что связано с конкретными условиями кристаллизации и составом исходных пород. Более дробное разделение кристаллобластовых структур производят по величине, форме и взаимоотношению породообразующих минералов. По абсолютным размерам зерен структуры разделяют: Метаморфические породы всегда полнокристаллические, в которых аморфное вещество и пустоты не сохраняются. По относительным размерам зерен выделяют равномерно-зернистые гомеобластовые и неравномерно-зернистые гетеробластовые структуры. В качестве разновидности среди гетеробластовых структур выделяют чрезвычайно распространенную в метаморфических породах порфиробластовую структуру. Она характеризуется наличием крупных минеральных зерен одного или нескольких минералов, которые называются порфиробластами, погруженными в относительно мелкозернистую основную ткань. Термин основная ткань подчеркивает кристаллически-зернистое строение в отличие от основной массы в эффузивах, где присутствует аморфное вулканичекое стекло. По форме слагающих породу зерен выделяют значительное количество разновидностей структур, главными из которых являются: Гранобластовая структура породы определяется изометричной формой породообразующих минералов. К типичным минералам, приобретающим изометричные формы, относятся кварц, полевые шпаты, карбонаты. Обычно при описании пород с гранобластовым строением придают значение морфологии границ зерен. По этому признаку выделяют сотовую структуру, для которой характерны зерна породообразующих минералов с прямолинейными очертаниями, дающими в сечении шлифа шестиугольники. Иногда зерна минералов имеют резкоизвилистые очертания, напоминающие сутуро- стилолитовые швы осадочных пород. В этом случае говорят о зубчатой структуре. Гранобластовая структура типична для роговиков, и поэтому часто применяют название роговиковая структура. Для этой структуры типична микрозернистость и способность образовывать изометричные формы зерен даже такими минералами, как мусковит, биотит и роговая обманка. Лепидобластовая структура образуется чешуйчатыми минералами слюдами, хлоритом, хлоритоидом. Выделяют параллельно- и спутанно-лепидобластовую разновидности. В случае параллельно-лепидобластовой структуры чешуйчатые минералы ориентированы субпараллельно друг другу, подчеркивая сланцеватость. Спутано-лепидобластовая структура образуется неориентированными листочками слюд. Эта структура типична для филлитов, слюдяных, хлоритовых сланцев и грейзенов. Нематобластовая структура состоит из призматических, игольчатых и волокнистых минералов. Характерна для актинолитовых, силлиманитовых и дистеновых сланцев. Если порода состоит из агрегатов волокнистых или тонкоигольчатых минералов, то структуру называют фибролитовой. Разновидностями нематобластовых структур являются метельчатая, сноповидная, розетковидная. Названия определяются морфологией агрегатов минералов, слагающих породу. Для пород, состоящих из зерен различной формы, используют сложные названия, например, лепидогранобластовая, нематогранобластовая. По взаимоотношению составных частей в породе выделяют три типа структур: Структурам прорастания свойственны многочисленные включения одного минерала в другом. В зависимости от величины и ориентировки включений отмечают пойкилобластовую, ситовидную и диабластовую структуры. Пойкилобластовая структура предполагает наличие мелких включений минералов основной ткани в порфиробластах. Последние нередко называются пойкилобластами. При изучении породы следует различать в пойкилобластах включения реликтовых минералов, которые не вступают в метаморфические реакции или в химическом отношении слабо активны. Способность к самоочищению минералов зависит от их кристаллизационной силы. Если группы остаточных включений в крупных зернах метаморфической породы подчеркивают реликтовый узор исходной породы, такую структуру называют гелицитовой. Например, параллельные ряды включений рудного минерала в гранате, плагиоклазе либо в других новообразованных минералах отражают слоистость исходной породы. В других случаях включения мелких зерен в более крупных являются товаром одной и той же метаморфической реакции, но минералы не были способны обособиться друг от друга. Ситовидная структура отличается от пойкилобластовой еще большим количеством включений в минерале-хозяине. Контуры минерала-хозяина распознаются только при внимательном изучении шлифа. Диабластовая структура означает тесные взаимопрорастания двух минералов. Встречаются амфиболиты с тонким взаимным прорастанием амфибола и плагиоклаза, пироксен-скаполитовые, гранат-пироксеновые и другие породы с взаимным прорастанием минералов. При петрографическом описании иногда выделяют микробластическую и криптобластическую структуры, которые отличаются от диабластической очень мелкими размерами срастаний, различимых только под микроскопом. Иногда пойкилитовые включения в кристаллах ориентрованы и отражают условия зарождения и роста пойкилобластов. К реакционным относят мирмекитовую, друзитовую и симплектитовую структуры. Под друзитовой структурой понимают наличие в породе минеральных образований, в которых минералы нарастают друг на друга в виде каемок. Симплектитовые срастания — это общее название взаимных прорастаний минералов. В метаморфических породах очень часто встречаются кордиерито-кварцевые, силлиманит-магнетитовые, гиперстен-плагиоклазовые, кварц-полевошпатовые симплектиты. Микрографические и микрогранофировые прорастания являются частным случаем симлектитов. Классификация структур замещения, характерных для метасоматических пород, еще не разработана. К этому типу структур относят некоторые пертиты и мирмекиты. Наиболее типичными структурами замещения являются псевдоморфозы. По характеру замещения выделяют агрегатное, прожилковое и метакристаллами. Катакластические структуры возникают под воздействием на породы и отдельные минералы сильного стресса при сравнительно низких температурах. Динамические нагрузки приводят к частичному или полному раздроблению исходных пород и слагающих их минералов. Под воздействием стресса возможно пластическое течение раздробленных частиц. Среди структур раздробления выделяют следующие разновидности: Брекчиевидная структура формируется при раздроблении породы на остроугольные обломки, которые цементируются тонкоперетертым материалом. Размер обломков более 2 мм. Катакластическая структура типична для начальных этапов дробления породы. Дробление минеральных зерен не сопровождается их перемещением и захватывает обычно приграничные участки минералов. Породообразующие минералы в результате сильного стресса приобретают волнистое, облачное, мозаичное погасание. Упругие минералы изгибаются и гофрируются. Под воздействием катаклаза в минералах образуются механические двойники. Бетонная структура — частный случай катакластических структур. Ей присуще наличие в породе крупных минеральных зерен, погруженных в тонкоперетертый материал. Милонитовая структура характеризуется интенсивным и тонким дроблением исходной породы. Раздробленные частицы испытали значительные перемещения друг относительно друга. Основная масса тонкоперетертая, в ней отмечается незначительное количество новообразований серицита, хлорита. Некоторые исследователи милонитов считают, что основная масса этих пород претерпела перекристаллизацию. Филлонитовая структура типична для милонитов с очень тонким размером частиц. Филлониты имеют шелковистый блеск на поверхностях рассланцевания, подобно филлитам. Псевдотахилитовая структура встречается в псевдотахилитах. Размер кластогенных частиц минералов настолько мелкий, что порода не поляризует свет подобно стеклу. Метасоматические процессы приводят к изменению минерального и химического состава исходной породы в результате псевдоморфного замещения первичных минералов вновь кристаллизующимися минералами. Формирование метасоматического парагенезиса осуществляется в твердом состоянии под воздействием агрессивных метасоматических растворов. Метасоматические реакции осуществляются в флюидной среде при одновременном растворении-выносе вещества исходного минерала и привносе-отложении вещества образующегося минерала. В результате метасоматических преобразований породы происходит замещение не только минералов, но и пространства пор, трещин и интерстиций между минералами. Температурный интервал метасоматических процессов находится в пределах температур диагенеза, приводящем к литификации осадка и формированию осадочной породы, и температурами кристаллизации в магматическом очаге, при перитектическом взаимодействии магмы с ранее выделившимися кристаллами. В этих крайних случаях метасоматические явления относятся к стадиям литогенеза и образования собственно магматических пород. Проницаемость растворов возрастает при повышении температуры. Перенос вещества при метасоматозе осуществляется диффузионным и инфильтрационным способами. На этом основании выделяют диффузионный и инфильтрационный метасоматоз. Диффузия вещества в твердой породе затруднена и имеет незначительные масштабы. При инфильтрационном метасоматозе перенос вещества производится растворами, просачивающимися по трещинам. При этом во флюиде может происходить диффузия компонентов. При диффузионном метасоматозе перемещение компонентов осуществляется в направлении меньшей концентрации, а при инфильтрационном — большей. В природе в большинстве случаев развит инфильтрационно-диффузионный метасоматоз при совмещении инфильтрационного и диффузионного способов транспортировки вещества. В основе теории метасоматических процессов, разработанной Д. Коржинским и его учениками, лежит принцип дифференциальной подвижности компонентов. Согласно этой теории, химические компоненты, участвующие в реакциях, разделяются на инертные и подвижные. Инертные компоненты переходят из одного минерала в другой, остаются в породе, и их содержание не меняется. Подвижные компоненты привносятся и выносятся из породы растворами. Из принципа дифференциальной подвижности компонентов в метасоматических реакциях вытекают два важных следствия:. Число и содержание минералов в метасоматической породе обусловлены числом и содержанием инертных компонентов. Минеральный вид и парагенезис определяются активной концентрацией вполне подвижных компонентов, температурой и давлением. Например, при формировании кварц-мусковитовых грейзенов по глинистым породам глинозем является инертным компонентом, следовательно, количество мусковита будет определяться содержанием глинозема. Кремнезем — подвижный компонент и занимает оставшийся объем в виде кварца. В телах метасоматитов обычно наблюдается зональное строение. Метасоматические породы в пределах каждой из зон имеют характерные для них химический и минеральный состав, текстурные и структурные особенности и часто ярко выражены по цвету. Границы между зонами бывают резкими и постепенными. Вокруг питающего канала во вмещающих породах развивается ореол метасоматитов. Для идеализированного случая распределение зон метасоматитов вокруг питающего канала симметричное, в природных условиях в силу анизотропии вмещающих пород и проводников растворов симметричность нарушается, но соблюдается общая последовательность в смене зон во всех направлениях. Условия формирования метасоматической зональности охарактеризованы Д. Коржинским на основании теоретического физико-химического моделирования. Им рассмотрены закономерности изменения минерального состава в колонках метасоматитов инфильтрационного и диффузионного типов. Все зоны одноактного изотермического метасоматического процесса формируются одновременно. В результате образуется колонка метасоматитов с резкими границами между зонами. Встречающиеся в природе случаи метасоматической зональности с расплывчатыми границами между зонами связаны с изменением состава и температуры растворов во времени, неравномерной проницаемостью пород; наложением на ранее сформированную зональность минеральных ассоциаций более поздних стадий минерализации, низкой температурой растворов. При инфильтрационном метасоматозе состав раствора изменяется не постепенно, а скачкообразно с перепадами концентраций на границах зон. В пределах каждой зоны состав раствора остается постоянным, что приводит к формированию пород однотипного минерального состава во всем объеме зоны. Процессы замещения, осуществляющиеся на границах зон, выражаются в изменении видового минерального состава. В случае диффузионного метасоматоза в породах каждой из зон происходит непрерывное изменение состава раствора. Это приводит к постепенному изменению состава минералов и их количественных соотношений в породах зоны. Видовое изменение минерального состава пород происходит на границах зон. Наиболее важное отличие инфильтрационных колонок от диффузионных заключается в постоянстве состава породы и минералов в пределах каждой из зон при инфильтрационном метасоматозе. Для диффузионных колонок в пределах каждой зоны изменяется количественный минеральный состав пород и соотношение химических компонентов в минералах переменного состава амфиболах, биотитах, хлоритах, карбонатах и др. На границе каждой из зон происходит переход одного из компонентов во вполне подвижное состояние, в связи с чем уменьшается число минералов на единицу. Число минералов в каждой зоне на единицу больше, чем число инертных компонентов. Коржинским опубликована концепция кислотно-основного фильтрационного эффекта. По его представлениям, растворы, отделившиеся от магмы, претерпевают при миграции эволюцию от слабощелочных к кислым, а затем снова к щелочным. При просачивании по ослабленным зонам в условиях падающих температур слабощелочные растворы, отделившиеся от магмы, уплотняются конденсируются и становятся кислыми в связи с повышением активности кислотных компонентов в растворе. Кислотные компоненты анионы перемещаются быстрее катионов. Благодаря этому на фронте движения растворов возникает опережающая волна кислотных компонентов. В каждом конкретном сечении потока растворов кислотность вначале быстро возрастает, а затем снижается в связи с поступлением катионов. На основании теоретического обоснования Д. Коржинский метасоматические процессы разделил на этапы: В постмагматический этап им выделены ранняя щелочная, кислотная и поздняя щелочная стадии. Многообразие форм метасоматоза приводит к разнообразию минеральных ассоциаций, текстурно-структурных особенностей метасоматитов, часто сходных с породами иного генезиса. Состав исходных пород оказывает влияние на интенсивность метасоматического процесса, но не всегда отчетливо, поэтому спорно выделение групп метасоматитов по исходному составу пород. Состав субстрата учитывают при изучении конкретных тел колонок метасоматитов, но игнорируют при их классификации. Химически активные растворы — главнейшие агенты метасоматоза, играют роль среды, катализатора реакций, переносчика тепла, осуществляют привнос и вынос компонентов химических реакций и являются активными реагентами. Эскола предложил классифицировать метасоматиты по химическому составу привносимых веществ, выделяя щелочные метасоматиты привнос К и Nа , железо-магнезиальные привнос Fe, Mg и т. В практике полевых геологических исследований часто пользуются минералогическим признаком при характеристике метаcоматических изменений хлоритизация, окварцевание, биотитизация. Некоторые метасоматичеcкие породы имеют собственные названия скарны, березиты, пропилиты и т. Это породы определенного строения и минерального состава, сформировавшиеся в определенной геологической обстановке под воздействием растворов определенного состава при определенных температурах. Многие термины утратили свое первоначальное значение и в настоящее время используются в более широком смысле. Например, березиты, грейзены, скарны означают не видовые названия метасоматитов, а характеризуют ряды формации. В связи с упорядочением классификации горных пород их систематика должна быть сопоставима на основе главных таксонов тип, класс, подкласс, группа, семейство, вид и разновидность. В соответствии со схемой подразделений Терминологической комиссии Петрографического комитета класс метасоматитов разделен на подклассы по температуре , а каждый подкласс включает группы по химизму процесса. Семейства объединяют совокупность пород в единой метасоматической колонке то, что ранее называли метасоматическими фациями, например, в ряду пропилитов выделяются актинолит-эпидотовое, хлорит-эпидотовое и хлорит-карбонатное семейства. Вид характеризует породу конкретной метасоматической зоны например, кварц-топазовый грейзен, гранатовый скарн, кварц-алунитовый вторичный кварцит. Принципиальная схема классификации метасоматитов с делением их на группы, ряды, семейства приведена в табл. На диаграмме T -pH, предложенной Н. Поповым Петрография и петрология …, , наглядно показаны поля условий образования. Процессы магматической стадии метасоматоза осуществляются при повышающейся температуре. В этих условиях происходит метасоматическая гранитизация, фенитизация, полевошпатовый метасоматоз и некоторые другие. Метасоматическая гранитизация осуществляется при привносе в исходные породы щелочей и кремнезема и выносе кальция, магния и железа. Минералогически гранитизация проявляется в развитии микроклина, кварца и растворении оливина, пироксенов, амфиболов, основных и средних плагиоклазов. Конечным товаром метасоматической гранитизации являются гранитоиды. Наиболее широкое развитие они получили в зонах ультраметаморфизма. Фениты — высокотемпературные щелочные метасоматиты, состоящие из щелочных лейкократовых и меланократовых минералов и образовавшиеся в магматическую стадию при становлении массивов щелочно-ультраосновных пород и карбонатитов. Фениты наиболее широко развиты в гипабиссальных обстановках формирования кольцевых полифазных интрузий щелочно-ультра- основной-карбонатитовой формации кратонов и их краевых частей. Впервые они были охарактеризованы в массиве Фен Бреггер, В последние годы Гинзбург, Самойлов, фениты описаны в связи с формированием щелочных пород и карбонатитов в глубинных приразломных зонах складчатых поясов. Фенитизация развивается во вмещающих породах по внешнему обрамлению интрузий ийолит-мельтейгитов, нефелиновых сиенитов, мелилитолитов, карбонатитов и кимберлитов. Вмещающие породы, подвергающиеся фенитизации, в разных районах представлены габбропироксенитами, гранитами, гранитогнейсами, мигматитами, слюдяными и глинистыми сланцами, песчаниками, осадочными карбонатными породами. Фенитизация также распространяется в ультраосновных, щелочно-ультраосновных и щелочных магматических породах предыдущих фаз внедрения. Ореолы фенитизации занимают значительные площади, сопоставимые с размерами самих интрузий. Мощность ореолов фенитов иногда достигает 5 км массив Ковдор, Кольский полуостров. В минеральном составе фенитов принимают участие ортоклаз, микроклин, санидин, альбит, нефелин, эгирин, эгирин-диопсид, эгирин-авгит, арфведсонит, рибекит, гастингсит, рихтерит, биотит, флогопит. Второстепенные и акцессорные минералы представлены гранатом, меланитом, силлиманитом, волластонитом, корундом, плеонастом, апатитом, сфеном, цирконом, бадделеитом, эвдиалитом, пирохлором, перовскитом-лопаритом, ринколитом, магнетитом, ильменитом. Парагенезисы этих минералов закономерно сменяют друг друга в пространстве: На контакте тыловой зоны со щелочной магматической породой нередко имело место плавление, результатом которого является щелочная порода, образованная in sity, отличающаяся от первично-магматической того же состава структурой и геохимическими особенностями. В колонках фенитизации гранитогнейсов фиксируется исчезновение кварца во внешней зоне, а в тыловой наряду с нефелином образуются корунд, анатаз, шпинель, бадделеит. Текстуры фенитов такситово -пятнистые, полосчатые, гнейсовидные и массивные. Структуры — средне-, крупно- и неравномерно-зернистые. Под микроскопом отмечается многообразие кристаллобластовых структур, изменяющихся в различных участках пород. Обычны гранобластовая с зубчатыми ограничениями зерен, гломеробластовая, пойкилобластовая, пегматоидная, симплектитовая, гетеробластовая и порфиробластовые структуры. Фенитизация происходит в результате значительного привноса щелочей. Концентрация натрия монотонно повышается от передовой зоны к тыловой, концентрация калия максимальная в пироксен-калишпатовых фенитах. В фенитах тыловой зоны фиксируется накопление глинозема до 29 мас. Температура формирования фенитов оценивается интервалом — оС. Попова рН флюида, равновесного с фенитами, не менее 8—10; при длительном взаимодействии щелочных растворов с гнейсами рН среды снижается до 7. Окислительный потенциал растворов возрастает по мере приближения к материнской интрузии. Источником фенитизирующих флюидов являются магматические нефелиновые и мелилитовые породы, образовавшиеся в результате высокой степени дифференциации первичных магм Le Bas, ; Morogan, ; Pacc, — Фенитизация приводит к накоплению Nb, Ta, Zr, Hf, Be, Nh, U, РЗЭ, Y, Ba и Sr. Содержание этих элементов в фенитах иногда на несколько порядков выше, чем в исходных породах. Максимальные концентрации указанных элементов развиты во внутренних зонах метасоматитов и на участках низкотемпературных изменений. С фенитами связаны месторождения апатита. Метасоматические карбонатиты тесно связаны с телами ультраосновных и щелочных пород, реже со щелочными габброидами и нефелиновыми сиенитами. Образование метасоматических карбонатитов происходит под воздействием на исходные породы углекислых растворов. Минералогический состав карбонатитов характеризуется высоким содержанием карбонатов кальцита, доломита, анкерита, сидерита , к которым в подчиненных количествах присоединяются апатит, магнетит, форстерит, эгирин, флогопит, тремолит, циркон, пирохлор, карбонаты редких земель, минералы ниобия и тантала. В зависимости от преобладающего карбоната выделяют кальцитовые, доломитовые, анкеритовые, сидеритовые разновидности карбонатитов. Между перечисленными типами карбонатитов существуют переходные разности. Рудоносность карбонатитов связана с обогащением их минералами ниобия, тантала, редких земель, фосфора. Полевошпатовый метасоматоз приурочен к разломам фундамента древних платформ и не обнаруживает непосредственной связи с конкретными интрузивными телами. Метасоматическому изменению подвергаются кислые породы гранитоидного состава граниты, гнейсы, мигматиты , которые под воздействием растворов, содержащих калий и натрий, превращаются в полевошпатовые метасоматиты различного состава. По соотношению микроклина и альбита выделяют микроклиновые, кварц-альбит-микроклиновые и альбитовые метасоматиты альбититы. С полевошпатовыми метасоматитами иногда связано тантало-нио-биевое, бериллиевое и урановое оруденение. Постмагматические стадии метасоматоза без перерыва сменяют магматическую стадию. Главной особенностью постмагматических стадий является их регрессивный характер метасоматические изменения протекают на фоне падающих температур. Это выражается в наложении низкотемпературных минеральных ассоциаций на высокотемпературные. В метасоматические изменения вовлекаются вмещающие породы и частично магматические, которые к этому времени кристаллизуются. Растворы, выделяемые магмой, претерпевают эволюцию от слабощелочных через кислые снова к щелочным. В соответствии с этим выделяют раннещелочную, кислотную стадия выщелачивания и позднещелочную стадии. Метасоматоз этой стадии связан с воздействием на породы слабощелочных растворов, кислотность которых с течением времени постепенно возрастает. В эту стадию в гранитах и сиенитах идет образование антипертитов, мирмекитов, в основных породах — уралита по пироксену, а в роговиках наблюдается амфиболизация и биотитизация пироксена. На контакте интрузивных тел с вмещающими породами формируются скарны. Так они называли рудосодержащие породы, состоящие из известково- магнезиальных силикатов и алюмосиликатов, распространенные на месторождениях центральной Швеции. Пилипенко , Д. Коржинского , и других исследователей. В настоящее время скарнами называют метасоматические породы, сложенные известково-магнезиально-железистыми силикатами и алюмосиликатами, образовавшиеся в зоне высокотемпературного контактового ореола интрузий в результате реакционного взаимодействия карбонатных пород с магмой, интрузивными и другими алюмосиликатными породами при посредстве магматогенных растворов. По минеральному составу, геологической позиции и условиям образования различают магнезиальные и известковые скарны. По механизму образования выделяют диффузионные — биметасоматические и инфильтрационные — контактово-инфильтрационные и автореакционные скарны. Скарны, образовавшиеся по алюмосиликатным породам, называют эндоскарнами, а по карбонатным - экзоскарнами. Эндоскарновые образования, сложенные в значительной мере полевыми шпатами, скаполитом и другими алюмосиликатами, возникшие при скарновой десиликации исходных алюмосиликатных пород, называют околоскарновыми породами. Метасоматиты, образовавшиеся за счет карбонатных пород с примесью силикатного или алюмосиликатного материала, принято называть скарноидами. Они характеризуются многоминеральностью за счет исходных алюмосиликатов , не обнаруживают зонального распределения пироксена и граната. В понятие автореакционных скарнов включают метасоматические образования, сформировавшиеся в результате кальциевого метасоматоза без участия карбонатных пород. Магнезиальные скарны являются продуктами высокотемпературного метасоматоза, сложены они магнезиальными минералами. Типоморфные минералы этих пород — фассаитовый клинопироксен, диопсид, форстерит, шпинель, магнетит, кальцит, периклаз. В наиболее глубинных условиях встречаются энстатит, гиперстен, плагиоклаз, калишпат. Значительная часть магнезиальных скарнов образуется в магматическую стадию в тесной связи с процессами гранитизации, внедрением щелочных и основных пород. Продолжение процесса магнезиального скарнирования возможно в раннюю постмагматическую стадию. Магнезиальные скарны приурочены к контактам магнезитов, доломитов либо ультрамафитов с гранитоидными или габброидными интрузиями. Растворы привносят во вмещающие породы кремний, алюминий , железо и выносят CО2, частично магний и кальций. Мощность зон магнезиальных скарнов бывает от нескольких сантиметров до сотен метров. При развитии скарнов по доломиту в результате замещения его гранитной магмой в них часто проявлена зональность. Внешние зоны, удаленные от контакта, сложены кальцифирами, состоящими из форстерита, периклаза, шпинели и карбонатов. С приближением к контакту кальцифиры переходят в форстерит-шпинелевые, которые сменяются шпинель-фассаитовыми скарнами. В непосредственном контакте распространены пироксен-плагиоклазовые контаминированные породы. Образование мощных скарновых зон между гранитной магмой и магнезиальной карбонатной породой невозможно без участия потока флюидов, проходящих через магматический расплав и осуществляющих необходимый транспорт вещества для образования скарнов. В случае интрузии нефелиновых сиенитов в доломиты внутренняя пироксен-плагиоклазовая зона заменяется нефелин-пироксеновой. При развитии скарнов в контакте с основной магмой в условиях малых глубин происходит изменение парагенезисов в метасоматических зонах. Часть шпинель-пироксеновой зоны и шпинель-форстеритовая зона уступают место шпинель-монтичеллитовой и мелилитовой зонам. Образование магнезиальных скарнов в магматическую стадию подтверждается отсутствием эндоскарнов; пересечениями тел магнезиальных скарнов жилами или апофизами интрузивных пород. Приконтактовые фации магматических пород на контакте со скарнами магматической стадии заметно обогащены щелочами. В зависимости от состава магмы наблюдаемые колонки алюмосиликатные породы — скарны имеют следующий вид: В условиях больших глубин тела магнезиальных скарнов отличаются большими размерами. Они развиваются не только в контакте с интрузивами, но и на значительном удалении от них. Постмагматические магнезиальные скарны обычно образуются на больших глубинах и встречаются исключительно в пределах древних щитов. Послемагматический возраст скарнов обосновывается скарнированием интрузивных пород и пегматитов. Механизм их образования определяется реакционным взаимодействием контактирующих доломитов и алюмосиликатных магматических пород. При просачивании растворов по зоне контакта происходит миграция кремния в доломиты, а магния и кальция в алюмосиликатные породы. Скарны, образующиеся в послемагматическую стадию, характеризуются пироксен-плагиоклаз-скаполитовой, пироксен-скаполитовой, пироксен-шпинелевой, клинопироксен-паргаситовой, пироксен-флогопитовой ассоциациями. В экзоскарнах наиболее типична ассоциация форстерит — кальцит. На магнезиальные скарны накладываются более поздние метасоматические образования известковые скарны, флогопитовые, бруситовые, хлоритовые, серпентинитовые и гумитовые метасоматиты. Со скарнированием сопряжено образование магнетитовых, людвигит-ашаритовых и флогопитовых руд. В процессе взаимодействия кислотных растворов со скарнами происходит их нейтрализация и образование шеелит-молибденитовых, бериллиевых, полиметаллических и золото-халькопиритовых руд. Железные руды образуются чаще всего в форстеритовой зоне. Известковые скарны вызывают интерес благодаря приуроченности к ним рудных месторождений и своеобразию метасоматических процессов, приводящих к их образованию. Они представляют собой породы, состоящие преимущественно из граната гроссуляр-андрадитового ряда, пироксена диопсид-геденбергитового ряда. Кроме этих главных минералов к скарновым минералам относятся волластонит, эпидот, везувиан и реже встречающиеся родонит, монтичеллит, мелилит. Для околоскарновых пород обычны плагиоклаз, калишпат, скаполит. Из вторичных минералов типичны актинолит, хлорит, кальцит, аксинит, эпидот. Монтичеллит и мелилит иногда совместно со спурритом, куспидином образуются при наложении известковых скарнов на магнезиальные в условиях малых глубин. Геологическое положение известковых скарнов определяется их преимущественным развитием в складчатых областях и сравнительно редким проявлением на платформах. Наблюдается пространственная приуроченность скарнов к контактам интрузивных тел в условиях небольших и средних глубин. Интрузивные породы характеризуются пестрым составом и представлены комплексами гранодиоритового состава, которые содержат сиениты, диориты и другие породы. Реже скарны связаны с кислыми гранитоидами и породами основного состава. Вмещающие породы, в которых образуется подавляющая масса скарнов, чаще представлены карбонатными породами известняки, известково-сланцевые и известково-вулканогенные толщи. Исключительно редко скарны образуются за счет силикатных пород. Нередки случаи распространения скарнов на удалении от интрузивных массивов не более км или внутри интрузивов. Формы залегания скарновых тел характеризуются значительным разнообразием и сложностью. Это пластообразные тела, линзы, гнезда, жилы и тела неправильной формы. В пределах скарновых тел выделяют две главные стадии породо- и минералообразования скарновая и кварц-сульфидная. На основании геологических наблюдений и экспериментального изучения равновесий в системе при различных РТ-условиях В. Жариковым выделены укрупненные фации известковых скарнов: Ларнит-мервинитовая фация образуется в условиях высоких температур Монтичеллит-мелилитовая фация образуется при температурах — оС. Она характерна для малых и гипабиссальных глубин. Скарновые тела размещаются в контактах с основными, средними и щелочными интрузиями. Скарны этой фации имеют ограниченное распространение. Наиболее широко распространены волластонитовые, пироксен-гранатовые, пироксен-эпидотовые скарны. Температурный диапазон их образования — оС. Развитие в скарнах плагиоклаза, калишпата, скаполита связано с повышенным химическим потенциалом калия и натрия. Завершается скарновый процесс минералообразования отложением магнетита, эпидота, актинолита. Отложение минералов происходит в трещинах. Нерудные минералы представлены кварцем, кальцитом, актинолитом, эпидотом, хлоритом. Наиболее распространенные рудные минералы — пирит, халькопирит, пирротин, арсенопирит, молибденит, шеелит, сфалерит, галенит, золото. Процесс минералообразования на скарновых месторождениях требует индивидуального изучения, многие минералы образуют разновозрастные генерации, последовательность минералообразования выделяется на основании исследований пересечения минеральных агрегатов, взаиморасположения минеральных зерен, характера замещений и псевдоморфоз. Структурно-текстурные особенности весьма разнообразны. Текстуры обычно пятнистые, полосчатые, реже массивные, часто унаследованные реликтовые. Структуры гетеробластовые, метазернистые, гранобластовые, пойкилобластовые, диабластовые. Большое практическое значение имеет рудоносность скарнов. С ними связаны месторождения магнетитовых, шеелитовых, полиметаллических и золотоносных руд. Скарны иногда являются сырьем керамической промышленности волластонитовые и диопсидовые разновидности , а гранатовые скарны могут использоваться для получения абразивного материала. Происхождение скарнов остается дискуссионной проблемой. Они возникают после отвердевания тех частей интрузивных тел, на уровне которых они образуются. Бесспорным является наложение процесса скарнообразования на роговики и регрессивный характер процесса. Наибольшим распространением пользуются контактово-метасоматическая и контактово-реакционная гипотеза образования скарнов. Контактово-метасоматическая гипотеза образования скарнов А. Растворы, воздействуя на вмещающие карбонатные породы и краевые, уже застывшие части интрузии, производят их метасоматическую переработку с образованием скарнов. Контактово-метасоматическая гипотеза исходит из предположения, что интрузивные тела являются источником тепла и почти всех компонентов, необходимых для скарнообразования.
«ИССЛЕДОВАНИЕ И РАЗРАБОТКА СРЕДСТВ УЛУЧШЕНИЯ АНТИКОРРОЗИОННЫХ И ТРИБОТЕХНИЧЕСКИХ СВОЙСТВ БУРОВЫХ ПРОМЫВОЧНЫХ ЖИДКОСТЕЙ ...»
Бесплатные курсовые, рефераты и дипломные работы. Проект создан для помощи студентам. Рефераты, курсовые работы, лекции и доклады. Схему сверления или истирания эталонных стержней используют исключительно для оценки абразивности горных пород. Опыты показали, что засорение продуктами износа поверхности трения сильно искажает … результаты измерений. Сущность метода заключается в том, что образец металла в виде диска изнашивается при трении скольжения о горную породу. Вращение диска обеспечивает непрерывность взаимодействия металла с горной породой. М Сорокиным и Г. Эта схема подобна схеме сверления см. Методы и схемы изучения изнашивания металлов при взаимодействии с горной породой. Воспользуйтесь поиском по google:. Перейти к содержимому Бесплатные курсовые, рефераты и дипломные работы Проект создан для помощи студентам. Выйти на главную страницу if! Схема изнашивания диска кольца рис. Воспользуйтесь поиском по google: Методы и технология получения геологической информации при бурении на ТПИ — Метод однородных функций и метод моделирования для восстановления геологического разреза в Тибете по данным преломленных волн.
МЕТОДЫ И СХЕМЫ ИЗУЧЕНИЯ ИЗНАШИВАНИЯ МЕТАЛЛОВ ПРИ ВЗАИМОДЕЙСТВИИ С ГОРНОЙ ПОРОДОЙ
https://gist.github.com/a5c00f7e3e156f6fc0b387e64f3b68a6
https://gist.github.com/d173bc47c1d98544684853c65100e6f0
https://gist.github.com/f68dfa20a289ffcda1f1c44c97087d95