Петрография магматических и метаморфических пород

Контрольная работа по теме:

Петрография магматических и метаморфических пород

1. ПЕТРОГРАФИЯ МАГМАТИЧЕСКИХ ПОРОД

1.1 Петрография как наука

1.2 Магма и происхождение горных пород

1.3 Классификация магматических пород

1.4 Текстуры и структуры магматических пород

1.5 Ультраосновные породы нормального ряда

1.6 Основные породы нормального ряда

1.7 Средние породы нормального ряда

1.8 Кислые породы нормального ряда

1.9 Субщелочные породы

1.10 Щелочные среднего состава

1.11 Щелочные породы основного состава

2. ПЕТРОГРАФИЯ МЕТАМОРФИЧЕСКИХ ПОРОД

2.1 Факторы и типы метаморфизма

2.2 Минеральный состав, текстуры и структуры метаморфических пород

2.3 Классификация и основные типы метаморфических пород СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. ПЕТРОГРАФИЯ МАГМАТИЧЕСКИХ ПОРОД

1.1 Петрография как наука

Петрография является наукой геологического цикла, целью которой является всестороннее изучение горных пород, включая их происхождение. Следует отметить, что по своей сути петрография должна заниматься всеми типами горных пород, включая магматические, осадочные и метаморфические. Ранее термин петрография осадочных пород имел достаточно широкое хождение. Однако впоследствии понятие петрографии сузилось и из ее предмета были исключены осадочные породы, которыми стала заниматься литология (в отечественной традиции) или седиментология (в зарубежной традиции). Следует также отметить, что многие из вопросов (классификация и строение массивов, возраст пород и т. д.), которые в российской науке относятся к петрографии, в зарубежных научных традициях отнесены к сферам интереса стратиграфии или тектоники. Более того, сам термин «петрография» имеет неоднозначное толкование. Во многих научных школах предпочтительным считается термин «петрология», которая занимается изучением генезиса магматических и метаморфических пород, тогда как петрография ориентирована на их систематическое описание. Согласно иным представлениям, петрология является составной частью петрографии.

Основными задачами петрографии являются описание магматических и метаморфических пород, проведение их классификации с одновременной разработкой корректной номенклатуры, изучение генезиса пород, условий их залегания, геодинамических условий формирования, установление закономерностей размещения в пространстве и формировании во времени, а также изучение связей между породами и полезными ископаемыми. Объектом петрографии является магматические и метаморфические горные породы, представляющие собой естественные ассоциации минералов (иногда минералов и вулканического стекла), которые сформировались в земной коре в результате кристаллизации силикатных (иногда несиликатных) расплавов и/или преобразования ранее существовавших магматических, осадочных или метаморфических пород. С геохимической точки зрения горной породой считается закономерная ассоциация минералов, содержащая атомы петрогенных элементов.

Основными методами петрографии являются полевые геологические методы, оптические методы (прежде всего, изучение тонких срезов пород в поляризованном проходящем свете), химические методы, точные физические методы, а также инженерно-геологические методы. Следует отметить, что при специальных исследованиях горных пород на предмет их рудоносности применяют также минераграфические (изучение тонких срезов в отраженном свете) и различные лабораторно-технологические методы.

1.2 Магма и происхождение горных пород

Формирование всех магматических пород происходит из магм различного состава. Магма — это расплав чаще всего силикатного состава, который образуется в глубинах Земли. Он в той или иной степени обогащен летучими компонентами, которые при кристаллизации обеспечивают дифференциацию и смешение формирующихся минералов. При наличии в твердой массе порядка 25−26% расплавленного вещества, магма приобретает способность к перемещению. Однако возможно и пассивное движение магм — например, при их выдавливании тектоническими усилиями.

Формирование магмы происходит в очагах на различной глубине. Оно может иметь место как на относительно малых глубинах — 1−5 км, так и на значительно больших глубинах. Иными словами, зарождение магмы возможно как в земной коре, так и в верхней мантии. Отдельным феноменом, активно изучаемым в последние два десятилетия, являются мантийные плюмы. Хотя некоторые специалисты отстаивают возможность их образования на сравнительно небольших глубинах, большинство геологов сходятся во мнение, что плюмы образуются на границе ядра и мантии. В силу тех или иных причин, которые до сих пор остаются недостаточно изученными, начинается движение больших по объему расплавов к поверхности Земли, где формируется т.н. «горячая точка», с которой могут быть связаны массивные излияния лав на поверхность (Рис. 1). Крупнейшие излияния, связанные с мантийными плюмами, имели место на Сибирской платформе около 250 млн лет назад, Однако еще большее по размеру магматическое плато сформировалось на дне Тихого океана порядка 100 млн лет назад.

Рисунок 1 — Модель мантийного плюма Исландии Формирование очагов магмы происходит чаще в тектонически активных зонах. Их появлению способствуют или геодинамическая нестабильность, сопровождающаяся выделением тепла, или избыточное поступление тепла из мантии, или общий разогрев оболочки Земли, что имело место на начальных стадиях эволюции планеты. Тектонические подвижки, наличие в земной коре ослабленных зон, нестабильность в подкоровой области и т. п. приводят к движению мантийных расплавов из очагов, где они образовались, к поверхности Земли. Далеко не вся магма достигает поверхности. При достижении определенных физико-химических условий начинается кристаллизация магмы с образованием магматических горных пород (Рис. 2). В настоящее время установлено, что внедрение магматических расплавов происходит очень быстро с геологической точки зрения, причем остывание и частичная кристаллизация магмы может начаться как с момента ее внедрения, так и с существенным запозданием. Внедрение магмы происходит как по существующим в земной коре «каналам» с механическим расширением пространства, так и путем переплавления пород.

Состав магм может быть различным. Более того, он будет меняться по мере эволюции очага, заключающейся в его дифференциации, последовательной кристаллизации и ассимиляции окружающих горных пород. Первичные магмы имеют или основной и ультраосновной состав, или гранитный состав. Однако в последнем случае речь идет только об образовании магм в пределах земной коры, причем на начальной стадии их состав ближе к среднему.

Собственно средние магмы формируются, как правило, за счет дифференциации магмы основного состава. Щелочные и субщелочные магмы также являются дериватами других магм или же их состав связан с процессами ассимиляции вмещающих пород. Помимо силикатных магм, существуют также сульфидные, окисные и карбонатные, однако их проявления крайне редки.

Рисунок 2 — Факторы консолидации магмы В химический состав магм входят следующие элементы и компоненты: кремний, титан, алюминий, железо, магний, марганец, кальций, натрий, калия, вода, азот, кислород, бор, CO, углекислый газ, метан, аммиак, водород, соляная кислота, плавиковая кислота, серная кислота, соединения разновалентной серы. Большую роль в составе и эволюции магмы играет присутствие летучих компонентов и, в первую очередь, воды. Ее роль сводится к следующему: понижение температуры плавления, транспортировка тепла, перенос рудного вещества, снижение вязкости, катализатор химических процессов, а также определение типа некоторых пород. В зависимости от содержания воды различают сухие и мокрые магмы. Первые из них отличаются большими температурами плавления и высокой вязкостью.

Фундаментальным понятием является магматическая дифференциация. Это процессы разделения и обособления жидких и кристаллизующихся расплавов, приводящие к образованию разных по минеральному составу пород или пород с различными количественными соотношениями одних и тех же минералов. Эта дифференциация связана как с внутренними особенностями систем (различия в плотности вещества — гравитация, в теплосодержании и температурах плавления, в смесимости, в процессах ассимиляции расплавом ранее образованных пород и т. д.)), так и с внешним воздействием на них. (например, отжимание остаточных или отликвировавшихся расплавов). В результате формируются многофазовые магматические комплексы, а также происходит закономерное развитие этих комплексов в пределах региона, позволяющее определить характер дифференциации глубинных магматических очагов, а также конкретных массивов. Процессы магматической дифференциации имеют важное значение в формировании различных типов магматических пород и связанных с ними месторождений. Они реализуются главным образом во время ее кристаллизации, а разделение магмы в жидком состоянии играет подчиненную роль в определении многообразия магматических пород. В основу представлений о дифференциации положены представления о т.н. реакционном ряде Боуэна, который состоит из непрерывного (оливин-ромбический пироксен-моноклинный пироксен-амфибол-биотит+мускувит+микроклинкварц) и прерывистого (анортит-альбит-микроклин-кварц) рядом. Эта модель объясняет многообразие минералов, последовательность их кристаллизации, процессы автометаморфизма, а также выпадение первыми Ti-, Fe-, Mg-содержащих минералов. Среди видов магматичексой дифференциации различают кристаллизационную, гравитационную и ликвационную дифференциацию.

Кристаллизационная дифференциация представляет собой разделение твердых фаз магмы в процессе кристаллизации, обусловленное перемещением и пространственным обособлением возникающих минеральных фаз под влиянием различных факторов, что приводит к изменению нормального течения реакции кристаллов с расплавом, т. е. к фракционированию. Это основной механизм разделения магматических расплавов, который широко проявляется при формировании расслоенных интрузий основных и ультраосновных пород, образовавшихся в результате последовательного осаждения продуктов кристаллизации на постепенно поднимающееся дно магматической камеры. Гравитационная дифференциация — это разделение гетерогенного магматического расплава под действием силы тяжести. Обыкновенно под гравитационной дифференциацией понимают кристализационную, при которой выделяющиеся из магмы кристаллы распределяются по плотности. При этом может происходить либо погружение или всплывание, либо растворение этих кристаллов в более глубокой горячей магме. Ликвационная дифференциация представляет собой разделение расплава при понижении температуры на две несмешивающиеся жидкие фазы, возникающие в результате диффузионных или гравитационных эффектов.

После кристаллизации магмы образуется магматическая порода, которая выполняет некоторое геологическое тело. Последнее может иметь разнообразную форму. Однако. в целом, выделяют три фации магматических тел. Интрузивная фация объединяет тела, которые образовались в земной коре без выхода на поверхность. Мелкие тела определяются как штоки или же для них используется термин «массив». Массивы объединяются в более крупные тела, площадь которых может достигать тысяч квадратных километров. Такие тела получили название батолитов. Гипабиссальная (жильная) фация формируется на меньшей глубине. К ней чаще относятся тела, имеющие четко выраженную плоскостную ориентацию, напоминающие жилы. Такие тела называются дайками. Дайки могут объединяться в сложные комплексы и рои. Эффузивная фация объединят тела, сформировавшиеся после выхода магмы на поверхность. Если лава обладает хорошей способностью к течению и быстро распространяется в пространстве, то после ее застыванию образуются покровы, которые занимают большие площади вокруг центра излияния. Однако при большой вязкости распространение лавы просиходит медленно и, чаще всего, в одном направлении, что приводит к образования потоков. Тела всех фаций чаще всего сохраняют связь между собой, образуя сложно построенные магматические комплексы, или даже секут друг друга. Три аналогичные фации устанавливаются и для горных пород, однако четкие соответствия между фацией тела и фацией породы устанавливаются невсегда.

Минеральный состав магматических пород зависит от химического состава магмы и условий ее кристаллизации. Последние определяют появление тех или иных минералов и появление полиморфных разновидностей. Щелочной полевой шпат в эффузивных породах кристаллизуется в форме санидина, а в интрузивных — в форме ортоклаза или микроклина. Роговые обманки кристаллизуются в глубинных условиях, а при застывании магмы на земной поверхности вместо них часто образуются пироксены. Лейцит характерен для эффузивных пород, а в интрузивных фациях присутствует смесь ортоклаза и нефелина. По генетическому признаку породообразующие минералы подразделяются на первичные и вторичные. К первичным относятся пирогенные и гидатогенные минералы, непосредственно кристаллизующиеся из магматического расплава при участии летучих компонентов или без них. Вторичные минералы либо замещают первые, либо возникают как новообразования, являясь главным образом продуктами постмагматических (пневматолитовых и гидротермальных) процессов. Первичные минералы по их роли в составе магматических пород делятся на главные, второстепенные и акцессорные.

Главными минералами магматических пород являются силикаты и алюмосиликаты. По особенностям химического состава и окраски среди них различаются цветные (фемические или мафические), содержащие много железа и магния, и светлоокрашенные (салические или фельзические), содержащие много кремния и алюминия. К фемическим минералам относятся группа оливина, пироксены, амфиболы и слюды, а к салическим — полевые шпаты, фельдшпатоиды и кварц. Второстепенные минералы находятся в горной породе в незначительном (2−5%) количестве и их присутствие не отражается на общем названии породы. Акцессорные минералы представлены единичными зернами и лишь в редких случаях образуют существенные скопления. Вторичные минералы могут образовываться в разное время после кристаллизации магмы и достоверное выяснение их генезиса возможно лишь в том случае, если известны геологические условия нахождения горной породы. К вторичным минералам магматических пород относятся серпентин, тальк, хлориты, тремолит, актинолит, эпидот, цоизит, серицит, каолинит, цеолиты, карбонаты и др. наиболее распространенными минералами горных пород являются щелочные полевые шпаты (31%), плагиоклазы (29%), кварц (12%), пироксены (12%), слюды (5%), оливин (3%), амфиболы (2%).

1.3 Классификация магматических пород

Классификация магматических пород основана на содержании окислов основных элементов, таких как кремний, калий, натрий, а иногда кальций, алюминий и титан (Рис. 3). В то же время названия многих пород даются по их характерным минеральным или текстурно-структурным особенностям. Большое число названий магматических пород имеют четкую локальную привязку и, следовательно, могут быть определены как исторические. Вместе с тем, в настоящее время разработана общепринятая классификация магматических пород по содержания SiO2 и Na2O+K2O, которая обеспечена хорошо разработанной номенклатурой пород. Отдельные породы, имеющие локальные или специфические наименования, могут также рассматриваться по отношению к рядам и группам указанной классификации.

В зависимости от содержания SiO2 магматические породы разделяются на следующие группы:

ультраосновные (SiO2<43%),

основные (SiO2=43−52%),

средние (SiO2=52−65%),

кислые (SiO2>65%).

Рисунок 3 — Химический состав и основные типы магматических пород Некоторые исследователи подразделяют ультраосновные породы на мафиты и ультрамафиты. У первых цветное число менее 95%, тогда как у вторых оно более 95%. Проблема связана с различным содержанием мафических минералов, которое и определяется указанным числом. Например, пироксениты с цветным числом 95−100% должны относиться к ультраосновным породам, но по подержания кременезема порядка 45% их следует относить к породам основного состава.

Значительное количество пород содержит щелочи (Na2O+K2O) в относительно небольшом количестве, которое не превышает 1−5%. Ультраосновные, основные, средние и кислые породы такого состава относят к нормальному ряду, который также именуется известково-щелочным. Здесь важно отметить, что в ультраосновных породах содержание щелочей, как правило, не превышает 1−2%, тогда как в кислых породах оно зачастую оказывается выше 3−5% и может достигать 7−8%. Это означает, что ультраосновные и основные породы являются типичными представителями нормального ряда, тогда как кислые породы, скорее, должны соотноситься с породами более высоких рядов и обладать сходными с ним свойствами. При содержании щелочей от 3−5 до 12−15% породы относятся к субщелочному ряду, тогда как при более высоком содержании щелочей они относятся к щелочному ряду.

Группы магматических пород имеют также собственные наименования, которые даются по наиболее характерным представителям интрузивной и эффузивной фаций. Среди этих групп основными являются:

ультраосновные бесполевошпатовые породы (нормальный ряд, ультраосновные),

габбро-базальты (нормальный ряд, основные),

диориты-андезиты (нормальный ряд, средние),

граниты-риолиты/гранодиориты-дациты (нормальный, частично щелочной ряд, кислые),

сиениты-трахиты (субщелочной ряд, средние),

нефелиновые сиениты-фонолиты (щелочной ряд, средние, частично основные),

щелочные габброиды-базальтоиды (щелочной ряд, основные и ультраосновные).

В отдельные группы выделяются лампрофиры и несиликатные магматические породы.

Общий облик магматических пород определяется соотношение салических и фемических минералов. Породы с резким преобладанием салических минералов называются лейкократовыми, с преобладанием фемических — меланократовыми, с приблизительном равным соотношением — мезократовыми. Также следует еще раз напомнить, что разделение магматических пород проводится по фациям. среди каждой из перечисленных выше групп выделяют интрузивную, гипабиссальную и эффузивную фации. В то же время, не все указанные группы характеризуются наличием все трех фаций.

1.4 Текстуры и структуры магматических пород

Под текстурой магматической породы понимается особенность ее строения, обусловленная ориентировкой, относительным расположением и распределением основных составляющих породы. Под структурой понимается особенность породы, обусловленная степенью кристалличности, размерами, формой и взаимным расположением составных частей горной породы. Иными словами текстура характеризует макростроение горной породы и фиксируется в образце, тогда как структура является основной характеристикой микростроения и фиксируется при изучении шлифов. Следует отметить, в зарубежной терминологии понятия текстуры и структуры прямо противоположные.

Текстуры магматических пород классифицируются в зависимости от их происхождения и по характеру заполнения пространства. По происхождению выделяют эндогенные и экзогенные текстуры. Эндогенные текстуры включают однородные, шлировые, такситовые и шаровые. Экзогенные текстуры включают флюидальные, полосчатые, гнейсовидные. Однородные текстуры образованы равномерным распределением всех компонентов по общей массе горной породы при кристаллизации магмы в одинаковых и достаточно спокойных условиях. Шлировые текстуры представлены обособленными в породе минеральными агрегатами — пятнами, обогащенными темноцветными минералами и имеющими постепенные переходы с остальными частями породы. Образуются за счет выплавления из окружающей среды недостающих компонентов или за счет неравномерного распределения летучих компонентов в магме. Аналогичные текстуры в гипабиссальных породах называют шлиротакситовыми, а в эффузивных породах — такситовыми. Под последними понимаются текстуры, в которых отмечены различные по составу, структуре и окраске минеральные агрегаты со стеклом или без него. В породах, имеющих шаровую текстуру, отмечается концетрически-зональное распределением минералов, которое является следствием гетерогенности магматического расплава и/или кристаллизации магмы от периферии камеры к центру. Фдюидальные текстуры характеризуются потокообразным расположением компонентов различной окраски, состава и структуры. Понятие используется при резких различиях в структуре отдельных полос. Такие текстура возникают при кристаллизации под действием одностороннего давления или при течении расплава. Полосчатая текстура представляет собой переслаивание более или менее тонких, ограниченных параллельными плоскостями зон и линз различной структуры, состава и размера компонентов. Отдельные зоны ветвятся и обволакивают линзы. Строение каждой зоны более или менее симметрично. Зоны большей мощности часто разбиты на серии меньшей мощности и микрозоны. Образование такой текстуры связано с дифференциацией магматического расплава или импульсным подъемом последнего. Гнейсовидные текстуры характеризуются параллельным расположением отдельных минералов или микрозон. Их формирование также происходит в ходе кристаллизации под давлением.

По характеру заполнения пространства среди текстур выделяются компактные (порода заполняет весь отведенный ей объем) и пористые (в породе содержатся различного размера полости, заполненные другими минералами, или пустоты). Пористые текстуры включают друзовые, миаролитовые, пузыристые и миндалекаменные (амигдалоидные, мандельштейновые). Друзовая текстура в кристаллической среднезернистой породе выделяется по единичной неровной полоске или нескольким однотипным полоскам, слагаемым друзовыми агрегатами более или менее параллельно ориентированных кристаллов кварца или полевых шпатов, а в ряде случаев — нескольких минералов. В последнем случае говорят о друзоидной текстуре. Миаролитовая текстура характеризуется наличием в породе неправильных угловатых полостей. Их размеры не превышают нескольких размеров в поперечнике. Формирование таких полостей связывается с завершающими стадиями кристаллизации магмы и с процессами пневматолитового преобразования горных пород. При пузыристой текстуре все поры в породе имеют правильные эллипсоидальные формы. В расположении последних очевидная струйчатость движения газов. Поверхность пор гладкая, иногда с характерными выступами твердых кристаллов, сформировавшихся в жидком расплаве одновременно с образованием газовых полостей. Характерна только для вулканических образований. Если эффузивная порода обладает миндалекаменной текстурой, то все ее поры выполнены новообразованиями кварца, халцедона, карбонатов, цеолитов, хлорита и других минералов. При разрушении породы новообразования оказываются иногда выкрошенными и, имея овальные уплощенные формы, напоминают ядра косточек миндаля.

Структуры магматических пород классифицируются в зависимости от степени кристалличности породы, от размеров слагающих ее компонентов и от формы минеральных зерен. По степени кристалличности выделяют полнокристаллические структуры (голокристаллические), стекловатые (гологиалиновые) и гипокристаллические. В первом случае в породе присутствуют только кристаллы, во втором доминирует стекло, тогда как в третьем порода содержит, как кристаллическую, так и стекловатую составляющие.

По размерам компоненты породы обычно проводят двойную классификацию структур. По абсолютному размеру выделяют гигантозернистые (> 20 мм), грубозернистые (5−20 мм), среднезернистые (1−5 мм) и мелкозернистые (< 1 мм) структуры, а также афанитовые (скрытокристаллические), микрокристаллические (кристаллы или зерна видны только под микроскопом, однако они четко различимы) и микроафанитовые (кристаллы не реагируют на поляризованный свет индивидуально, но общая реакция на этот свет в породе присутствует). По относительным размерам компонентов выделяют равномернозернистые (соотношение самых больших и самых малых компонентов отличается менее чем в 5 раз), неравномернозернистые (тоже соотношение различается в 10−30 раз), порфировидные (на фоне основной массы мелких кристаллов или зерен присутствуют крупные фенокристаллы) и витрофировые (основная масса представлена стеклом, в котором отмечены порфировидные минеральные выделения).

По форме минеральных зерен различают идиоморные, ксеноморфные (аллотриоморфнозернистые) и гипидиоморфнозернистые структуры. В первом случае зерна имеют правильную кристаллическую форму, во втором — наоборот, неправильную, определяющуюся свободным пространством в момент кристаллизации, а в третьем — в зернах хорошо развита лишь часть граней, присущих правильной кристаллической форме.

Помимо вышеуказанных, структуры магматических пород имеют большое количество часто используемых собственных названий, из которых ниже приведем наиболее распространенные. Гранитовая структура — кристаллы породообразующих темноцветных минералов и плагиоклаза отличаются наиболее совершенными формами. Калиевому полевому шпату и кварцу присущ частичный идиоморфизм. Размеры зерен различаются в широких пределах. Аплитовая структура — полевые шпаты и кварц, слагающие всю массу породы, образуют мелкие кристаллические зерна неправильных изометричных очертаний, соприкасающиеся друг с другом без промежутков. Наличие слабовыраженных кристаллических форм иногда отмечается у кварца. Пегматитовая структура — крупные выделения одного минерала включают одинаково ориентированные вростки другого. Вростки имеют в плоскости скола или шлифа очертания, напоминающие клинообразные письмена. Пойкилитовая структура — один относительно крупный кристалл или крупнокристаллический агрегат включает сравнительно мелкие зерна и кристаллы. Отсутствие строгой ориентировки у вростков отличает данную структуру от пегматитовой. Габбровая структура — плагиоклазы и цветные компоненты, слагающие всю массу породы, образуют более или менее равновеликие кристаллические зерна неправильных очертаний. Они соприкасаются друг с другом без промежутков. Слабо выраженные кристаллические формы проявляются у плагиоклазов, однако очертания их зерен изометричны, а не пластинчаты. Венцовая структура — аналогична габбровой структуре, однако вокруг зерен пироксена или оливина наблюдаются каемки. Офитовая структура — среди породообразующих компонентов выделяются две генерации: плагиоклазовый каркас и промежуточная масса. Составляющие каркас плагиоклазы развиты в форме идиоморфных пластинчатых кристаллов различной величины. Промежуточная масса представлена либо алломорфным монокристаллом, либо агрегатом кристаллов авгита. Реже в составе промежуточной массы встречаются другие минералы. Акпаитовая структура — наблюдается увеличение степени идиоморфности зерен от цветных минералов к нефелину. Панидиоморфнозернистая структура — все составные части идиоморфны, чего практически не встречается. Понятие используется для гипидиоморфнозернистых пород, у которых почти все составные части идиоморфны. Больше характерна для мономинеральных пород. Перечисленные выше структуры являются равномернозернистыми. К числу неравномернозернистых относятся порфировая и микропорфировая структуры. Порфировая структура — породообразующие минералы образуют две генерации. Ранняя генерация представлена хорошо образованными вкрапленниками — фенокристаллами. Поздняя генерация, образующая основную массу, представлена микрокристаллическим, полустекловатым агрегатом и стеклом. Микропорфировая структура — аналогичная порфировой, однако основная масса характеризуется тотальной микрозернистостью. Также следует отметить еще 2 структуры, характеризующие породы с исключительно мелким размером зерен. Афанитовая структура — без различимых невооруженным глазом породообразующих компонентов. Структура микрогранитовая — идиоморфные кристаллы размером менее 1 мм темноцветных минералов и плагиоклазов совместно с менее совершенными кристаллами или алломорфными зернами калиевого полевого шпата и кварца образуют всю породу или ее основную массу.

Среди собственных названий структур, относимых к породам, содержащим стекло, следует отметить 3. Витрофировая структура — стекло, являющееся главным породообразующим компонентом, слагает основную массу. Порфировидные вкрапленники представлены кристаллами минералов и их сростками. Микролиты в стекле редки. Понятие относится и к тем породам, в которых часть стекла замещена фельзитом. Гиалопилитовая структура — скелет тонкоигольчатых плагиоклазовых микролитов образует тонкий войлок, пропитанный стеклом или продуктами расстеклования. Ортофировая — порфировая с короткостолбчатыми кристаллами полевых шпатов в виде порфировидных вкрапленников, стекла почти нет.

1.5 Ультраосновные породы нормального ряда

Ультраосновные породы нормального ряда (ультраосновные бесполевошпатовые породы, ультрабазиты, гипербазиты, ультрамафиты) содержат в своем составе менее 43−45% кремнезема. Они на 90−100% состоят из цветных минералов. Распространены эти породы весьма слабо в земной коре, однако принимают заметное участие в составе мантии. Основные массивы ультраосновных пород приурочены к срединно-океаническим швам и зонам субдукции, где они часто образуют т.н. протрузии. В недавнее время был установлен выделен новый тип ультрабазитов, связанный с крупными шовными зонами со значительными латеральными перемещениями. Среди ультраосновных пород преимущественным распространением пользуются представители интрузивной фации, тогда как разграничения между гипабиссальной и эффузивной фациями не проводится вовсе.

Ультраосновные породы нормального ряда интрузивной фации обычно темноцветные, хорошо раскристаллизованные. Основными минералами являются оливин, пироксены, амфиболы, мелилит. Второстепенными минералами являются анортит, битовнит, магнетит, а также некоторые минералы, перечисленные выше в составе породообразующих. Акцессорными минералами являются магнетит, хромит, ильменит, шпинели. Структура этих пород панидиоморфнозернистая, реже петельчатая. Последнее характерно для дунита, подвергшегося серпентинизации, или для собственно серпентинита. Текстура пород массивная. Классификация ультраосновных интрузивных пород проводится по содержанию оливина, пироксенов, амфиболов и анортита (Рис. 4). Вторичные изменения данной группы пород происходят при постмагматических процессах и связаны с оталькованием, серпентинизацией оливина, амфиболизацией пироксена.

Дунит (Рис. 5) — полнокристаллическая глубинная порода, состоящая почти нацело из оливина. В акцессорных количествах присутствует идиоморфный высокохромистый хромшпинелид. Порода обычно частично серпентинизирована.

Рисунок 4 — Классификация ультраосновных интрузивных пород по содержания оливина и пироксенов Рисунок 5 — Дунит Серпентинит — порода, состоящая главным образом из смеси минералов группы серпентина: волокнистого хризотила, пластинчатого антигорита, массивного лизардита и бастита, который представляет собой псевдоморфозы по ромбическому пироксену. Постоянно содержит также примесь карбонатов и магнетита, а иногда тальк, актинолит, тремолит, брусит, хлорит, кварц, халцедон, магнезиальный амфибол. В качестве реликтовых минералов могут присутствовать оливин, пироксены, амфиболы, гранаты, хромшпинелид. Характерной особенностью серпентинитов является их окраска (с зеленоватыми или фиолетовыми оттенками) и петельчатая структура.

Пироксенит — полнокристаллическая порода, состоящая главным образом из моноклинного и/или ромбического пироксенов, иногда с существенной примесью кальциевого амфибола. В качестве породообразующих минералов также могут присутствовать гранат, оливин, ильменит, слюды, шпинель, и плагиоклазы. Ведущие акцессорные минералы: магнетит и хромшпинелиды. Состав пироксенов в пироксенитах сильно варьирует — от энстатита до гиперстена и от жадеита до диопсида.

Перидотит (Рис. 6) — полнокристаллическая существенно оливиновая порода, содержащая также значительное количество ромбического и/или моноклинного пироксена, иногда кальциевого амфибола. Характерным признаком является высокомагнезиальный состав оливина. Типичные второстепенные минералы — хромшпинелид и гранат; иногда в ощутимых количествах появляется слюда, ильменит и основной плагиоклаз.

Рисунок 6 — Перидотит Горнблендит — полнокристаллическая порода семейства пироксенитов-горнблендитов, состоящая преимущественно из кальциевых амфиболов. В незначительном количестве могут присутствовать основной плагиоклаз, диопсид, оливин, ромбический пироксен, слюда и гранаты. Считается, что амфибол горнблендитов кристаллизуется непосредственно из расплава или является продуктом автометасоматического замещения пироксенита.

Косьвит — рудный магнетитовый пироксенит с сидеронитовой структурой. Относительно идиоморфные многочисленные зерна клинопироксена погружены в магнетитовый цемент. Магнетит не только цементирует зерна пироксена, но местами даже обособляется в виде скоплений и жилок, а также проникает в зерна пироксена по трещинам.

Диаллагит — полнокристаллический пироксенит, сложенный главным образом моноклинным пироксеном (диопсидом или авгитом), имеющим свойства диаллага. Весьма характерно тонкое прорастание пироксена вдоль плоскостей спайности таблитчатыми или игольчатыми выделениями ильменита или магнетита, возникающими, вероятно, при распаде твердого раствора.

Гиперстенит — разновидность ортопироксенита, состоящая полностью или почти полностью из гиперстена. В незначительном количестве может присутствовать моноклинный пироксен и основной плагиоклаз.

Энстатитит — разновидность ортопироксенита, более чем на 90% сложенная энстатитом.

Бронзитит — разновидность ортопироксенита, сложенная резко преобладающим брознзитом. Иногда содержит моноклинный пироксен, гранаты и слюду.

Верлит — полнокристаллическая порода из семейства перидотитов, сложенная преобладающим оливином и моноклинным пироксеном (диаллагом, глиноземистым авгитом или диопсидом). Иногда в составе присутствуют гранаты, амфиболы, магнетит или хромшпинелид. Количество клинопироксена изменяется в пределах 10−60%.

Гарцбургит — полнокристаллическая порода из семейства перидотитов, сложенная преобладающим оливином и ромбическим пироксеном. Часто присутствует незначительное количество хромшпинелида и клинопироксена. Для некоторых особо глубинных гарцбургитов характерен высокохромовый гранат (кноррингит-пироп). Оливин очень однороден по составу, а ромбический пироксен представлен энстатитом, бронзитом или гиперстеном. Почти всегда гарцбургит в значительной мере серпентинизирован, при этом ромбический пироксен переходит в бастит.

Лерцолит — порода из семейства перидотитов, сложенная доминирующим оливином и варьирующими количествами ромбического и моноклинного пироксена, первый из которых преобладает количественно. Оливин представлен высокомагнезиальной разновидностью, ромбический пироксен — энстатитом или бронзитом, моноклинный пироксен — диопсидом. В качестве породообразующего минерала может присутствовать гранат пиропового состава. Ведущий акцессорный минерал — хромшпинелид.

Ариежит — высокоглиноземистый пироксенит (оксид алюминия — до 20%). в качестве ведущего минерала обычно выступает моноклинный пироксен. В той или иной пропорции присутствуют ромбический пироксен (бронзит), оливин и амфиболы. Отличительной особенностью является высокая железистость.

Ультраосновные породы нормального ряда гипабиссальной-эффузивной фации отличаются повышенным содержанием кальция, а также почти всегда включают обломки вмещающих пород. Структуры порфировидные, пойкилитовые, брекчиевые. Текстуры иногда миндалекаменные. Классификация этих пород не разработана, генезис часто неясен.

Пикрит — порода, состоящая из преобладающего оливина повышенной железистости и подчиненного клинопироксена (авгита, титан-авгита или диопсид-авгита). иногда в значительном количестве присутствует амфибол. Количество слюды не превышает 10%. В последние годы установлено, что с пикритами могут быть связаны проявления алмазов и их спутников — пиропов.

Кимберлит — общее название разнообразных по облику гибридных пород, заполняющих трубки и встречающихся также в виде жил, даек, силлов. Кимберлитовые породы в общем случае сложены нацело измененным первично магматическим цементом, представленным в нынешнем состоянии тонковолокнистым агрегатом серпентина, кальцита, флогопита, перовскита, магнетита, водных алюмосиликатов, иногда монтичеллита. С кимберлитами связаны основные проявления алмазов, для которых новейшими исследованиями установлена сложная полигенная природа.

Меймечит — бесполевошпатовая порода семейства пикритов, сложенная на 50−60% крупными вкрапленниками магнезиального оливина, часто хорошо кристаллизованными, погруженными в основную массу, структурой которой меняется от витрофировой через микролитовую до полнокристаллической. Главным минералом основной массы является клинопироксен игольчатого габитуса. Отмечаются также титаномагнетит, хромит и ильменит. В качестве акцессорных минералов присутствуют перовскит и апатит. Основными отличиями меймечитов от собственно пикритов являются отсутствие плагиоклаза, амфиболов и флогопита, а также повышенное содержание оливина.

1.6 Основные породы нормального ряда

Основные породы нормального ряда содержат в своем составе 43−52% кремнезема. Они пользуются наибольшим распространением в земной коре, слагая как интрузивные тела, так и (значительно чаще), эффузивы. Основные породы приурочены к центральной части океанов и островным дугам. Огромное распространение получили основные породы, слагающие трапповые формации, которые занимают большие площади в пределах территорий, где мантийные плюмы достигают поверхности земли. Траппы представляют собой потоки базальтовых лав, силлы и дайки в осадочных комплексах. По современным оценкам излияние Сибирских траппов, охватывающих всю Восточную Сибирь и прилегающие территории и имеющих общую мощность более 4 км, произошло мгновенно — всего за 160 тысяч лет, спровоцировав одну из наиболее крупных катастроф в истории планеты.

Основные породы нормального ряда интрузивной фации являются полнокристаллическими, равномернозернистыми, темноокрашенными. Основными минералами в них являются плагиоклазы с высокими номерами, моноклинные и ромбические пироксены, оливин и амфиболы. Второстепенными минералами являются оливин, биотит, кварц, микроклин. В качестве акцессориев могут выступать апатит, ильменит, магнетит, рутил, хромит, шпинель, минералы меди и никеля. Структуры пород габбровые, офитовые, габбро-офитовые, пойкилитовые, венцовые. Текстуры массивные, реже полосчатые. Классификация проводится в зависимости от основных породообразующих минералов. Основными вторичными изменениями являются уралитизация, соссюритизация, зеленокаменное перерождение, формирование габбро-сланцев и амфиболизация.

Габбро (Рис. 7) — кристаллическизернистая порода, состоящая главным образом из комбинации основного плагиоклаза и моноклинного пироксена., с примесью ромбического пироксена или амфибола. Второстепенными минералами являются биотит, кварц, ортоклаз, пирротин, шпинель. Акцессорные минералы: апатит, магнетит, ильменит.

Рисунок 7 — Венцовое габбро Норит — габброид с ромбическим пироксеном как основной составной частью. Эта кристаллическизернистая порода состоит из основного плагиоклаза (близкого к лабрадору) и одного или нескольких ромбических пироксенов.

Габбро-норит — порода переходного состава от габбро к нориту.

Анортозит — лейкократовая габброидная порода, состоящая почти исключительно из основного, реже среднего плагиоклаза с ничтожным содержанием цветных минералов (авгита, гиперстена, бронзита, амфиболов, и редко биотита). ИЗ акцессориев постоянно присутствуют магнетит и ильменит.

Лабрадорит — кристаллическизернистая лейкократовая порода, сложенная почти исключительно лабрадором. Относится к числу анортозитов.

Тылаит — габброид, меланократовая разновидность оливинового габбро, содержащая 65% диопсида, иногда с гиперстеном, 11% оливина, 20% плагиоклазов (от битовнита до анортита) и 4% биотита, магнетита и зеленой шпинели.

Троктолит — яснокристаллическая оливиновая порода из семейства габброидов. Состоит главным образом из основного плагиоклаза (лабрадор или битовнит) и оливина (до 60%). Пироксены присутствуют в незначительном количестве или отсутствуют совсем.

Основные породы нормального ряда гипабиссальной фации отличаются от интрузивных аналогов лишь структурой и формой залегания. Минеральный состав обычно соответствует габбро-нориту. Структуры офитовые, микроофитовые, пойкилоофитовые, микропорфировые. Текстуры массивные, реже слоистые. Вторичные изменения заключаются в амфиболизации, хлоритизации, биотитизации, серпентинизации оливина, формировании зеленых сланцев.

Диабаз (долерит) (Рис. 8) — тонкокристаллическая порода, состоящая из основного или среднего плагиоклаза, авгита, нередко оливина, обычно серпентинизированная, хлоритизированная, эпидотизированная с характерной офитовой структурой. Различают также пикритовый диабаз (до 15% оливина), конго-диабаз (до 15% кварца) и микрогаббро (аналог габбро, но с микрозернистой структурой).

Рисунок 8 — Диабаз Основные породы нормального ряда эффузивной фации являются химическими аналогами габброидов. в составе присутствует стекло черного, бурого, зеленого цвета. В минеральном составе принимают участие плагиоклазы (лабрадор-битовнит), пироксены (авгит, энстатит, бронзит, гиперстен), оливин (часто образует крупные кристаллы, частично замещенные серпентином) и амфиболы. В качестве второстепенных минералов выступают амфиболы, биотит, кварц, оливин. Акцессории: апатит, магнетит, ильменит, рутил, самородное железо. Структуры гиалиновые, гипокристаллические, микрофельзитовые, микропорфировые, гиалоофитовые, офитовые. Текстуры однородные, шлировые, полосчатые, шаровые, пористые, включая миндалекаменные. Вторичные изменения связаны с автометаморфизмом, замещением плагиоклазов глинистыми и карбонатными минералами, образованием хлорита и лимонита по оливину, замещением пироксенов хлоритом и карбонатами, а также широким развитием актинолита, эпидота и хлорита.

Базальт — порода, состоящая примерно поровну из плагиоклаза (лабрадор или лабрадор-битовнит), железо-магнезиальных минералов (главным образом, авгит и пижонит) и стекла. Значительна примесь рудных минералов. Сложен афанитовой массой, лишенной или содержащей порфировые выделения, представленные пироксеном: одним или вместе с оливином, плагиоклазом, реже гиперстеном и еще реже амфиболами. Характерны интерсертальная структура и столбчатая отдельность.

Спилит — альбитизированный и хлоритизированный базальт, миндалекаменный, без вкрапленников или с очень небольшим их количеством. Характерны подушечная текстура и интерсертальная структура. При этом неправильные пространства между полевошпатовыми лейстами выполнены хлоритом, хлорофеитом, кальцитом или стеклом. Наблюдаются многочисленные полости и миндалины, выполненные кальцитом, хлоритом, реже эпидотом, опалом и халцедоном. Порода состоит из лейст альбита или олигоклаза, пластинчатого ильменита, нередко переходящего в лейкоксен.

1.7 Средние породы нормального ряда

Средние породы нормального ряда содержат 52−65% кремнезема. Их химический состав является промежуточным по отношению к основным и кислым породам, с которыми (в большей степени с кислыми) они связаны постепенными переходами. В минеральном составе средних пород преобладают полевые шпаты, на долю которых приходится до 65%. Среди них основную массу слагают плагиоклазы со средними номерами (андезин, редко лабрадор). Кварц, микроклин и цветные минералы чаще являются второстепенными. Причем среди них выделяются именно амфиболы. Акцессориями являются магнетит, апатит, циркон, сфен, ортит, гранат, пирит. Средние породы обычны для тектонически активных областей. Обычно они ассоциируют с массивами кислых пород. Они типичны для островных дуг и орогенов.

Средние породы нормального ряда интрузивной фации обычно зернистые. Главные минералы — андезин с зональным строением, ксеноморфный кварц, обычная и бесцветная роговая обманка, ромбические пироксены (гиперстен, реже энстатит), редко моноклинные пироксены (дистен, авгит). Часто происходит замещение моноклинных пироксенов амфиболами с образованием келифитовых каемок Структуры пород переходные от типичных для основных пород к типичным для кислых. Часто структуры офитово-гранитовые. Текстуры массивные, реже шлировые. Классификация пород основана на содержании кварца, а также амфиболов, пироксенов и биотита. Вторичные изменения связаны с развитием серицита по плагиоклазу, кальцита и CaO по полевым шпатам, хлорита по цветным минералам и актинолита по пироксенам и амфиболам.

Диорит — зеленовато-серая или темно-серая кристаллическизернистая порода, состоящая обычно из зонального плагиоклаза (андезин), темноцветных минералов (амфиболы, моноклинные и ромбические пироксены), а также кварца, калиево-натриевого полевого шпата, магнетита и рудных минералов. На доля плагиоклаза приходится 55−95%, тогда как от общей суммы полевых шпатов он составляет 95−100%. Из рудных минералов в диоритах присутствуют магнетит и ильменит. Акцессорными минералами являются апатит, сфен, реже циркон, ортит, редко турмалин. Диориты подразделяются на обычный и кварцевый. В обоих группах выделяют пироксеновые, амфиболовые и биотитовые разновидности.

Средние породы нормального ряда гипабиссальной фации являются полными аналогами диоритов. Отличия от последних только структурные. среди характерных структур микрои мелкозернистые, пегматитовые и порфировые.

Микродиориты — порода, аналогичная диориту, но с микрозернистой структурой.

Диоритовые пегматиты (диорит-пегматит) — гигантои крупнозернистая среди более мелкой по зернистости порода, состоящая из плагиоклаза и роговой обманки. Размер кристаллов до 15 см.

Яталит — разновидность диоритового пегматита. Порода содержит уралитовый актинолит, развившийся по диопсиду, а также большое количество сфена и магнетита. Полевые шпаты составляют 1/8 часть объема породы и представлены альбитом и микроклином.

Диоритовые порфиры (диорит-порфир) (Рис. 9) — темно-серая, зеленовато-серая кристаллическизернистая порода, содержащая во вкрапленниках плагиоклаз (обычно андезин), пироксен и/или амфиболы, биотит. В основной массе те же минералы, что и во вкрапленниках, а также апатит, магнетит, циркон, реже сфен. Вулканическое стекло или продукты его девитрификации отсутствуют. Структура гипидиоморфнозернистая.

Средние породы нормального ряда эффузивной фации являются химическими аналогами диоритов. однако именно они пользуются наибольшим распространением среди других пород. Образуют непрерывные переходные ряды с базальтами. Структуры определяются наличием стекла.

Андезит (Рис. 10) — серая, темно-серая, темно-зеленовато-серая до черной порфировая, серийнопорфировая, очень редко афировая, массивной, пузыристой или флюидалоьной текстуры порода с гиалопилитовой, микролитовой, пилотакситовой или витрофировой структурой основной массы. В порфировых разновидностях вкрапленники составляют от 1 до 70%. Главные минералы: плагиоклаз (во вкрапленниках — от основного андезина до битовнита, а в основной массе — до лабрадора), амфиболы, пироксены ромбические (бронзит, гиперстен, энстатит) и моноклинные (диопсид, пижонит, авгит). В основных разностях иногда наблюдается оливин, а в кислых — кварц. Обычно присутствует вулканическое стекло. Рудные минералы представлены магнетитом, а акцессорные — апатитом и сфеном. Из поствулканических изменений характерны пропилитизация и широкое развитие вторичных кварцитов.

Рисунок 9 — Диорит-порфир Рисунок 10 — Роговообманковый андезит Андезито-базальт — темно-серая, почти черная до темно-зеленовато-серой афировая, серийнопорфировая, массивная, пористая, пузыристая, флюидальная или миндалекаменная порода с микролитовой, пилотакситовой, гиалиновой или гиалопилитовой структурой основной массы. Во вкрапленниках лабрадор и битовнит, редко анортит слагают до 70−75%. К темноцветным минералам относятся моноклинные пироксены (пижонит, авгит) и ромбические пироксены (гиперстен, энстатит, бронзит), редко оливин, базальтическая роговая обманка. В основной массе присутствуют плагиоклазы с номерами выше 40, моноклинный пироксен (пижонит, авгит), оливин, вулканическое стекло, редко кварц. Рудные минералы представлены магнетитом, а акцессорные — сфеном. Содержание вулканического стекла варьирует от 35 до 95%.

1.8 Кислые породы нормального ряда

Содержание кремнезема в кислых породах нормального ряда превышает 65%. Также для них характерно пониженное содержание CaО+MgO, высокое содержание щелочей и окиси алюминия. В минеральном составе преобладают кварц, ортоклаз, плагиоклаз, тогда как суммарное содержание цветных минералов не превышает 15%. Кислые породы пользуются большим распространением в земной коре. Их формирование связано с зонами островных дуг, но чаще с орогенами. При эволюции магматизма в последних наблюдается тенденция к повышению щелочности кислых пород. При формировании орогенов часто происходит образование огромных по размерам массивов кислых пород — батолитов, которые охватывают территории в тысячи км2. Наиболее крупные из таких батолитов известны в Североамериканских Кордильерах (например, батолит Айдахо) и в Андах. Также формирование кислых пород происходит вдоль крупных шовных зон, включая и те, что протягиваются вдоль или через складчатые пояса. Кислые породы в неменьшей степени характерны и для древних щитов, где их образование могло быть связано как непосредственно с фазами ранней тектонической активности, так и с процессами последующего глубокого метаморфизма, которые приводили к новообразованию гранитов. Следует отметить, что среди кислых пород преобладающей является именно интрузивная фация.

Кислые породы нормального ряда интрузивной фации являются полнокристаллическими, зернистыми, имеют светлые оттенки. В составе 20−40% приходится кварц, столько же — полевые шпаты, тогда как содержание цветных минералов изменяется в пределах 0−15%. Главными минералами являются ортоклаз, микроклин, анортоклаз, микроклин-пертиты, плагиоклаз (олигоклаз, андезин и вторичный альбит). Цветные минералы представлены слюдами (мусковит и биотит), амфиболами (в т.ч. зеленой роговой обманкой), пироксенами (моноклинных практически нет). Структура кислых пород гипидиоморфнозернистая. Текстура массивная, гнейсовая, такситовая, шлировая, шаровая. Основным типом кислых интрузивных пород является гранит, который образует непрерывный ряд с диоритом.

Гранит (Рис. 11) — розовая, розовато-серая, серая полнокристаллическая, равномернозернистая (или порфировидная) порода, состоящая из плагиоклаза (альбит, олигоклаз, реже андезин), калиево-натриевого полевого шпата (высокий промежуточный ортоклаз, решетчатый микроклин, редко санидин), кварца и темноцветных минералов: биотита, мусковита, железистой роговой обманки, моноклинного пироксена (диопсид-геденбергитового и авгитового состава, редко гиперстен), турмалина, топаза, магнетита, ильменита, апатита, циркона, сфена, флюорита, ортита, монацита.

порода петрография магма риолит Рисунок 11 — Гранит Аляскит (лейкогранит) — розовый гранит, состоящий из калиево-натриевого полевого шпата (более 90% от суммы полевых шпатов), кварца с малым количеством или отсутствием темноцветных минералов. Рудные минералы представлены ильменитом и магнетитом, акцессорные — апатитом, цирконом, флюоритом.

Трондьемит (плагиогранит) — светло-серая порода, содержащая кварца более 20% при полном отсутствии или содержании калиево-натриевого полевого шпата до 10% и резком преобладании плагиоклаза (от олигоклаза до андезина). Часто содержит наряду с биотитом, амфибол или мусковит, реже гранат и турмалин.

Адамеллит — порода, переходная от гранита к диориту, которая представляет собой сильно обогащенный плагиоклазом биотит-роговообманковый гранит или кварцевый монцонит. Кварц составляет порядка 10−50% от фельзических минералов, тогда как на плагиоклаз в составе полевых шпатов приходится порядка 35−65%.

Гранодиорит — зеленовато-серая полнокристаллическая порода, промежуточная между кварцевым диоритом и гранитом. Минеральный состав: плагиоклаз (андезин, реже олигоклаз), калиево-натриевый полевой шпат, кварц, слюда, биотит, моноклинный пироксен. Акцессорные минералы включают сфен, реже циркон, рудные — магнетит. Содержание кварца более 20% от суммы фельзических минералов. Отношение плагиоклаза к общей сумме полевых шпатов 65−90%.

Чарнокит — древняя гиперстеновая порода кислого состава, наблюдаемая в ассоциации с глубокометаморфизованными породами. Имеет близкие соотношения плагиоклаза и калиево-натриевых полевых шпатов (35−65% от общей суммы полевых шпатов) при содержании кварца 20−50%. Из темноцветных содержит гиперстен, реже гранат, диопсид и биотит.

Эндербит — разновидность натриевых чарнокитов, варьирующая по составу от плагиогранитов до диоритов с типоморфным минеральным парагенезисом. Плагиоклаз резко преобладает над калиевым полевым шпатом. Из темноцветных минералов присутствуют диопсид, биотит, амфибол, обычен гранат.

Гранит-рапакиви — порфировидный биотитовый или роговообманковый гранит, в котором порфировые выделения больших круглых кристаллов (овоиды) калиево-натриевого полевого шпата (обычно ортоклаз) обрастают каемкой плагиоклаза (обычно олигоклаз).

Кислые породы нормального ряда гипабиссальной фации являются химическими аналогами гранитов. Породы полнокристаллические. Структуры аплитовая или пегматитовая. Текстура массивная.

Микрогранит — аналогичен граниту, но отличается размером зерен (более мелкозернистая).

Гранит-порфир — отличается от гранита наличием порфировых выделений с зернами микроклина, плагиоклаза, кварца.

Аплит — мелко-тонкозернистая порода, состоящая из преимущественно бесцветных минералов (кварц и полевые шпаты). Мусковит и биотит весьма немногочисленны. Структура аплитовая.

Пегматит — гигантозернистая порода с неравномернозернистым строением. Обычно содержит большое количество минералов, обогащенным бором, фтором, водой, литием, редкими землями.

Кислые породы нормального ряда эффузивной фации также являются химическими аналогами гранитов. В их состав входят полевые шпаты, кварц, цветные минералы и стекло. Классификация проводится как по структурным признакам, так и по содержанию воды в стекле.

Рисунок 12 — Риолит Риолит (липарит) (Рис. 12) — вулканический аналог лейкогранита. Афировая, порфировая от розовой через серую до коричневой и черной порода, содержащая во вкрапленниках плагиоклаз (олигоклаз, реже андезин), калиево-натриевый полевой шпат (санидин, ортоклаз), цветные минералы (биотит, пироксен (авгит), бурую роговую обманку), а также вулканическое стекло в количестве от 50 до 100%. Основная масса стекловатая или микрофельзитовая, реже сферолитовая.

Риолит-порфир — порода, содержащая во вкрапленниках плагиоклаз, калиевый полевой шпат и темноцветные минералы в неодинаковых количествах.

Кварцевый кератофир — альбитизированный порфировый риолит.

Обсидиан — порода, состоящая из черного, темного, серого или коричневого стекла риолитового, дацитового, редко базальтового состава с содержанием воды менее 1%.

Перлит — порода, состоящая из вулканического стекла с концентрически-скорлуповатым строением, которое содержит более 1% конституционной воды.

Пехштейн — аналогичен перлиту, однако с более высоким содержанием воды и инициацией кристаллизации стекла.

Пемза — чрезвычайно пористый стекловатый риолит. Обычно не тонет в воде.

Дацит — светло-серая, зеленовато-серая, реже темно-серая порфировая или афировая порода, содержащая во вкрапленниках плагиоклаз (резко зональный андезин), реже калиево-натриевый полевой шпат и темноцветные минералы (бурая, реже зеленая роговая обманка, моноклинный или ромбический пироксен, биотит). Рудные минералы представлены магнетитом, акцессорные — апатитом, редко цирконом, сфеном, гранатом, кордиеритом. Основная масса стекловатая, гиалопилитовая, при девитрификации фельзитовая, микрофельзитовая. Является эффузивным аналогом гранодиорита.

1.9 Субщелочные породы

В составе щелочных породы содержание K2O+Na2O составляет от 3−5 до 12−15%. Содержание кремнезема изменяется в пределах 52−65%. Породы имеют преимущественно средний состав. В минеральном составе появляются щелочные минералы (титан-пироксен, титан-биотит, микроклин, альбит) и первые фельдшпатоиды. Кварц содержится в небольших количествах или полностью отсутствует. Акцессориями являются апатит, циркон, сфен, магнетит, которые иногда содержатся в ураганных количествах. Субщелочные породы пользуются небольшим распространением и связаны или с крупными гранитоидными массивами в складчатых областях или образуют самостоятельные тела, в т. ч. в пределах древних щитов.

Щелочные породы интрузивной фации являются зернистыми, содержат 80—85% щелочных полевых шпатов и 10−20% щелочных цветных минералов. В минеральном составе преобладают микроклин, ортоклаз, анортит. Также присутствуют плагиоклазы (альбит или андезин-лабрадор), амфиболы (титан-амфиболы, арфведсонит и др.), пироксены (титан-авгит, эгирин). Гранаты представлены андрадитом. Возможно содержание или кварца, или нефелина. При этом следует отметить запрещенный парагенез двух указанных минералов. Структуры равномернозернистые (крупнои среднезернистые), гипидиоморфнозернистые, трахитоидные с правильным удлинением кристаллов ортоклаза и цветных минералов. Текстуры массивные и реже такситовые.

Рисунок 13 — Сиенит Сиенит (Рис. 13) — розовая, розовато-серая, реже черная различной зернистости порода, сложенная калиево-натриевым полевым шпатом 65−90% (ортоклаз, микроклин), плагиоклазом (андезин) (10−35% от суммы полевых шпатов), темноцветными минералами до 40% (титан-авгит, авгит, железистая роговая обманка, биотит), кварцем. Кроме того, в породе присутствуют титаномагнетит, апатит, циркон, сфен.

Нордмаркит — лейкократовая розовая, буровато-серая до лилово-серой, крупно-, средне-, мелкозернистая, равномернозернистая порфировидная порода с массивной и редко трахитоидной текстурой. Главными минералами являются анортоклаз, ортоклаз-пертит, микроклин-пертит, кварц, щелочные пироксены и амфиболы. Второстепенные минералы: плагиоклаз, биотит, магнетит, сфен, циркон, апатит, ортит, флюорит. Содержание плагиоклаза не более 10% от суммы полевых шпатов, а кварца — от 5 до 22% от суммы фельзических минералов. При появлении кварца в большем количестве переходит в щелочной аляскит.

Тенсбергит — розовая, красновато-розовая, розовато-серая, редко дло серой, разной зернистости, равномерноили неравномернозернистая порода с массивной, трахитоидной, реже полосчатой текстурой. Главные минералы: анортоклаз, ортоклаз-пертит, эгирин, жгирин-авгит, авгит, титан-авгит, рибекит, арфведсонит. По составу породу ближе к щелочным.

Монцонит — розовато-серая, темно-серая полнокристаллическая порода, состоящая из плагиоклаза (35−65%), авгита, роговой обманки, биотита — до 40%, микроклина (40−70%) и кварца.

Альбитит — кристаллическизернистая порода, состоящая преимущественно из альбита (до 96%). Обладает аплитовой структурой. Обычно содержит кварц, мусковит, амфиболы, сфен, апатит, жадеит, натролит.

Кварцевый сиенит (граносиенит) — аналог сиенита с содержанием кварца выше 5%.

Щелочные породы гипабиссальной фации являются аналогами интрузивных пород. Отличаются от последних в основном структурными особенностями. Структуры микрогранитовые, трахитовые, гипидиоморфнозернистые, порфировидные.

Сиенит порфир — розовато-серая, светло-серая порода с порфировой текстурой сиенитового состава, основная масса которой кристаллическизернистая, хотя различима только под микроскопом.

Грорудит — эгириновый гранит или гранит-порфир.

Тингуаит — лейкократовая порода, состоящая и калиево-натриевого полевого шпата (46%), нефелина (34%), эгирина (21%), апатита (1%), иногда с биотитом и щелочным амфиболом. Близка к щелочным породам.

Лаурвикит — авгитовый монцонит, авгитовый сиенит или авгитовый сиенит с нефелином и содалитом.

Субщелочные породы эффузивной фации являются химическими аналогами сиенитоидов. Среди них известны как полно-, так и полукристаллические образования. Структуры ортофировые, трахитовые, витрофировые. Текстуры массивные, миндалекаменные, флюидальные миаролитовые.

Трахит — розового, розовато-серого и серого цвета порода, состоящая из плагиоклаза (андезин), калиево-натриевого полевого шпата (анортоклаз, санидин), клинопироксена (авгит, титан-авгит), биотита, редко ортопироксена (гиперстен), оливина, а также вулканического стекла или продуктов его девитрификации. Калиево-натриевый полевой шпат преобладает над плагиоклазом. Акцессорные минералы: магнетит, апатит, титанит, редко силлиманит, кордиерит. Вкрапленники составляют от 5 до 60%.

Кератофир — лейкократовая порода, характеризующаяся наличием таких вторичных минералов как альбит, олигоклаз, хлорит, эпидот и кальцит. Основная масса фельзитовая, сферолитовая, микролитовая.

Трахиандезит — порфировая или афировая порода, содержащая во вкрапленниках плагиоклаз (андезин), титан-авгит, реже гиперстен, амфибол, биотит, оливин, вулканическое стекло или продукты его девитрификации. Вкрапленники составляют от 5 до 40%. Акцессорные минералы: магнетит, титанит. Отличается порфировой, серийно-порфировой, афировой текстурой и пилотакситовой, микролитовой, гиалопилитовой структурой.

Трахибазальт — базальт, содержащий повышенное количество калия. Содержит титан-авгит, лабрадор или битовнит, санидин, иногда базальтическую роговую обманку, оливин, титанит.

1.10 Щелочные среднего состава

В щелочных породах содержание K2O+Na2O превышает 12−15%. Породы недосыщены CaO. По содержанию кремнезема они близки к средним с некоторым отклонением в сторону основных. Распространение пород невелико. Они приурочены либо к складчатым поясам, либо к древним щитам.

Щелочные породы среднего состава интрузивной фации обычно зернистые. В их составе преобладают нефелин, щелочные цветные минералы (эгирин, арфведсонит, титан-авгит, эгирин-авгит), биотит, а также щелочные полевые шпаты (ортоклаз, микроклин, альбит, анортоклаз, пертиты). Структуры пород гранитовые, в которых нефелин выполняет ту же роль, что и кварц в нормальных гранитах. Текстуры гранитовые, полосчатые, трахитоидные Нефелиновый сиенит — фельдшпатоидный сиенит с нефелином в качестве преобладающего фельдшпатоида. Состоит из щелочного полевого шпата, нефелина, щелочных пироксенов и амфиболов, иногда биотита, кальцита, а также редких минералов: цирконои титатносиликатов. Из акцессорных минералов могут присутствовать рудные минералы, сфен, апатит.

Миаскит — лейкои мезократовый среднеи крупнозернистый нефелиновый сиенит с неяснополосчатой, гнейсовидной текстурой. Состоит преимущественно из микроклин-пертита, нефелина и лепидомелана. Могут присутствовать амфибол, плагиоклаз, содалит, канкринит, рудный минерал, апатит, циркон.

Фойяит — амфиболовый или пироксеновый нефелиновый сиенит, нередко агпаитового типа с трахитоидной структурой. Состоит из ортоклаза (до 60%), нефелина (20−30%), щелочного амфибола, эгирин-авгита, эгирина, титан-авгита, псевдолейцита, содалита и др. фельдшпатоидов.

Хибинит — равномерно-крупнозернистый нефелиновый сиенит, состоящий из микроклин-пертита (44%), нефелина (33%), эгирина и арфведсонита (20%), эвдиалита, титанита, иногда лампрофиллита.

Среди щелочных пород среднего состава собственно гипабиссальная фация не выделяется. Единственным представителем эффузивной фации является фонолит. Это вулканическая лейкократовая порода порфировой или афировой структуры. Состоит из щелочных полевых шпатов, нефелина, содалита, гаюина, нозеана, анальцима, канкринита, лейцита, щелочного пироксена и/или щелочного амфибола. иногда биотита и оливина. Основная масса плотная с преобладанием нефелина или анортоклаза. Стекло встречается редко и в небольшом количестве. Среди фонолитов известны породы, которые по низкому содержанию кремнезема скорее должны быть отнесены к основным породам.

1.11 Щелочные породы основного состава

Щелочные породы основного состава также пересыщены щелочами. Они бедны кремнеземом, зато богаты окислами железа и магния. В минеральном составе преобладают основные плагиоклазы, калиево-натриевые полевые шпаты, нефелин, лейцит, моноклинные пироксены. Вторичными минералами являются эпидот, альбит, цеолиты, СаО. Второстепенными минералами являются биотит, амфибол, оливин. В качестве акцессориев присутствуют сфен, апатит, ильменит, титан-магнетит. В некоторых случаях содержание акцессорных минералов может быть ураганным. Структуры пород среднезернистые и гипидиоморфнозернистые. Текстуры массивные, такситовые. Для авгита характерен сильно выраженный идиоморфизм. Породы этой группы встречаются также редко и характерны для тех же геодинамических обстановок, что были указаны выше для щелочных средних пород.

Эссексит — порода серой, иногда пестрой окраски с хорошо различимыми удлиненными кристаллами серовато-белого плагиоклаза, а в промежутках — розоватого ортоклаза и бесцветного нефелина. Присутствуют столбчатые выделения темноцветных минералов.

Шонкенит — темная равномернозернистая порода габброидного облика. Чаще встречаются среднеи мелкозернистые разновидности, однако известны крупнозернистые и пегматитовые. Отличительной особенностью состава является отсутствие плагиоклаза и ведущая роль калиевых минералов — псевдолейцита и ортоклаза. Структура породы определяется резким идиоморфизмом пироксена.

Тералит — темно-серая или серая явно кристаллическая порода с равномернозернистой, реже массивной текстурой, со структурой различной зернистости, шлирово-такситовой. Состоит из плагиоклаза (лабрадор-битовнит), клинопироксена, нефелина, оливина, апатита и титан-магнетита. Могут присутствовать некоторые другие фельдшпатоиды.

Щелочные породы эффузивной фации отличаются от вышеперечисленных интрузивных аналогов структурами, которые оказываются типичными для базальтов.

Щелочной базальт — полный эффузивный аналог эссексита.

Тефрит — эффузивный аналог тералита. Похож на базальт с серой, иногда темной до черной, основной массой, тонкозернистой, иногда плотной с вкрапленниками плагиоклаза, пироксена, оливина и реже нефелина или анальцима. Характерна массивная или миндалекаменная текстура. В минеральном составе присутствуют плагиоклаз, моноклинный пироксен, оливин, фельшпатоиды. Могут присутствовать щелочной полевой шпат, амфибол, биотит. Акцессории: апатит, титан-магнетит.

Авгитит — витрофировая порода, в бурой стекловатой массе которой содержатся вкрапленники авгита и магнетита. Иногда в ее состав входят также оливин, нефелин, биотит.

Лимбургит — оливиновый гиаломеланефелинит. порода содержит повышенную концентрацию нефелина и оливина.

Хотя для пород данной группы представители гипабиссальной фации не обособляются, к последним условно относят группу лампрофиров. Эти породы отличаются низким содержанием кремнезема, но высоким содержанием щелочей и алюминия. В минеральном составе породы много биотита, амфиболов, меньше пироксенов. В тех разностях, которые сильно обеднены кремнеземом, присутствуют нефелин, анальцим, лейцит. Вместе с тем, сред лампрофиров выделяют не только щелочные, но также субщелочные и даже нормальные разновидности. Порода полнокристаллическая, состоит из лейкократовых и меланократовых минералов с одинаковой степень идиоморфизма. Часто имеет порфировидное строение. Классификация лампрофиров сложна. Выделяется очень большое количество их разновидностей, из которым рассмотрим лишь некоторые.

Минетта — зеленовато-серый, темно-серый порфировидный лампрофир, содержащий во вкрапленниках биотит. Основным минералом является также калиево-натриевый полевой шпат. Могут присутствовать оливин, авгит, амфибол, реже плагиоклаз. Апатит и магнетит принадлежат к числу акцессориев.

Вогезит — лампрофир, состоящий из калиевого полевого шпата, обычно ортоклаза и амфибола, реже пироксена, авгита. Иногда эта порода содержит плагиоклаз. Во вкрапленниках присутствуют только темноцветные минералы. Общее их количество составляет до 35%.

Камптонит — лампрофир, состоящий из амфибола (баркевикит, керсутит), титан-авгита, оливина и/или биотита. В основной массе присутствуют лабрадор, амфибол, пироксен с подчиненным количеством щелочного полевого шпата и фельдшпатоидов. В состав могут входить щелочные полевые шпаты, фельдшпатоиды, апатит, рудные минералы, кальцит, цеолиты.

Мончикит — лампрофир, содержащий во вкрапленниках оливин, пироксен (авгит, титан-авгит), биотит и/или амфибол (баркевитит, керсутит). В кристаллической основной массе присутствуют анальцим, амфибол, пироксен, биотит, апатит, редко нефелин, содалит, канкринит, лейцит, гаюин.

2. ПЕТРОГРАФИЯ МЕТАМОРФИЧЕСКИХ ПОРОД

2.1 Факторы и типы метаморфизма

Процессы метаморфизма пользуются широким распространением в земной коре. Хотя они концентрируются в зонах активного контакта литосферных плит, чаще всего с режимом сжатия или сдвига, их проявление фиксируется также в пределах платформенных областей, испытывающих погружение, сопровождающееся накоплением большой массы осадочного материала. Метаморфизм — это разнообразные эндогенные процессы, с которыми связаны те или иные изменения горных пород в их структуре, минеральном и химическом составе, которые протекают в условиях, отличных от первоначальных условий формирования изменяемых пород. Следует отметить, что подверженными метаморфизму могут оказаться как осадочные (чаще всего), так и магматические породы. Более того, неисключен и повторный или даже многократный метаморфизм ранее уже метаморфизованных геологических образований. В процессы метаморфизма, тем не менее, не входят выветривание, цементация, диа-, катаи метагенез осадочных пород, процессы плавления. Наиболее принципиальным является проведение разграничения между осадочным процессом и метаморфизмом. Для этого выбран такой критерий как появление аутигенного мусковита. Его присутствие в породе является характерным признаком инициации метаморфических процессов. Процессы метаморфизма могут протекать без привноса вещества (достаточно редко) или с его привносом и обменом с окружающими геологическими комплексами. Это наиболее распространенный случай. Иными словами, проведение четких разграничений между изохимическим и аллохимическим метафорфизмом не вполне оправданно, хотя следует отличать аллхохимический метаморфизм от метасоматоза, где обмен веществом протекает быстрее и в большем объеме.

Основными факторами метаморфизма являются температура, давление, а также некоторые специфические внешние воздействия. Наиболее эффективным фактором является температура. При разогреве исходных пород от 90 до 13 000С начинается протекание реакций, в результате которых происходят структурные, а затем и минеральные преобразования породы. Безусловно, их степень зависит от величины разогрева. Однако существенным катализатором реакций является вода. Ее роль в метаморфизме особенно выше для осадочных комплексов, т.к. они изначально содержат воду в той или иной форме. Давление (гидростатическое или стрессовое) также способствует глубоким преобразованиям пород. Прежде всего, оно нарушает их структуру и текстуру, однако способно привести и к минеральному перерождению. Следует учитывать, что при увеличении давления, особенно в зонах подвижек по сдвиговым шовным зонам, происходит одновременный рост температуры. К числу других факторов следует относить падение метеоритов. В результате бомбардировки исходной породы происходят ее глубокие преобразования, хотя их механизм и природа остается до сих пор неясной. Например, детальное изучение пород непосредственно ниже огромного кратера Чиксклаб, образовавшегося в результате метеоритного удара 65,5 млн лет назад, показало, что многие слои пород, в т. ч. осадочные, практически не несут следов изменения, вызванных ударом и гигантским взрывом с созданием огромных давлений и выделением гигантских объемов энергии. Следует также отметить, что метаморфизм горных пород практически всегда сопровождается деформацией. Более того, нередко именно исходная деформация (например, в режиме коллизии или вдоль зоны субдукции) и является причиной проявления метаморфизма. В большинстве случаев на протекание метаморфических процессов воздействие оказывают одновременно и температуры, и давления, и химизм среды. Т.к. температуры распределяются в толще земной коры закономерно относительно глубину (эта закономерность определяется температурным градиентом). То же самое справедливо и для давлений. В этой связи выделяют три основных категории метаморфических процессов:

метаморфизм низших стадий: давление 0−6 кбар, температура 0−4000С, глубина 0−20 км, метаморфизм средних стадия: давление 0−12 кбар, температура 120−8200С, глубина 0−40 км, метаморфизм высоких стадий: давление 0−12 кбар, температура 470−10 000С, глубина 0−40 км.

В зависимости от факторов и причин метаморфизма выделяется несколько его типов:

автометаморфизм (изменение вмещающих пород под действием расплавов, которые в них и из них образуются, с одновременным изменением заново кристаллизующиеся породы из самих расплавов),

контактовый метаморфизм (изменение вмещающих пород на контактах с интрузиями, равно как и самих этих контактов и внутренних частей интрузивов),

динамометаморфизм (изменение пород в результате одностороннего стрессового давления, которое возникает, как правило, в плоскостях смещения крупных шовных зон с латеральными перемещениями соседних блоков),

импактный (ударный, шоковый) метаморфизм (изменение коренных пород в результате метеоритных ударов).

региональный метаморфизм (в той или иной степени глубокое преобразование комплексов пород в обстановке общерегиональной деформации в орогенных зонах) (Рис. 14),

Рисунок 14 — Изменение пелитовых пород при региональном метаморфизме метасоматоз (различной степени преобразование исходных пород при существенном переносе вещества, которое, как правило, осуществляется за счет флюидов; в последнее время этот тип метаморфизма стали связывать с зонами океанического дна и режимом раздвига литосферных плит),

метаморфизм захоронения (преобразование осадочных толщ на платформах при значительном погружении и быстром накоплении более молодых толщ под действием веса последних),

метаморфизм высоких и ультравысоких давлений (преобразование горных пород в зонах субдукции при погружении одной литосферной плиты под другую и затягивании комплексов пород в зону контакта),

ультраметаморфизм (исключительно глубокое преобразование первичных пород с инициацией плавления и пропитыванием породы образующимся расплавом).

Долгое время контактовый метаморфизм противопоставлялся динамометаморфизму как реализующийся за счет выделения тепла интрузиями в противовес давлению. Однако самыми новейшими исследованиями установлено, что максимальная температура контактового метаморфизма существенно меньше температуры интрузии. Только непосредственно на самом контакте расплава и вмещающей породы может быть достигнута температура, соответствующая половине разности температуры интрузии и температуры окружающей среды плюс последняя. Следовательно, иные процессы, а не только кондуктивное уравновешивание может объяснить широкие ореолы вокруг интрузий. Речь может идти, например, о потоке латентного тепла горения и т. д. Проблема объяснения широких контактовых ореолов может решаться аналитически путем т.н. моделирования реалистических интрузий.

2.2 Минеральный состав, текстуры и структуры метаморфических пород

Минеральный состав метаморфических пород определяется исходным составом изменяемых пород, привносом/выносом вещества, а также степенью и типом метаморфизма. Главными породообразующими минералами метаморфических пород являются полевые шпаты, кварц, слюды (биотит и мусковит), амфиболы, пироксены (гиперстен, диопсид, авгит), оливин, кальцит, доломит, серпентин, хлорит, актинолит, серицит, гранат, дистен, андалузит, силлиманит, ставролит, кордиерит, везувиан, волластонит, глаукофан. Надо также учитывать, что в число основных минералов могут попасть любые минералы, которые в большом количестве содержались в исходной породе и по каким-либо причинам не были уничтожены.

Текстуры и структуры метаморфических пород определяются текстурами и структурами исходной породы, характером метаморфизма и происходящих минеральных преобразований. Например, кристаллический сланец и даже гнейс может наследовать слоистый характер осадочной породы, за счет которой он сформировался. Среди основных типов текстур выделяют:

массивные (однородное распределение минералов),

пятнистые (неравномерное распределение минералов),

полосчатые (послойное, полосчатое распределение минералов),

сланцеватые (параллельная или субпараллельная ориентация пластинчатых и чешуйчатых минералов).

Среди сланцеватых текстур различают также несколько подтипов: параллельно-сланцеватые, волнисто-сланцеватые, линейные, очковые (линзовидные, гнейсовидные).

Из текстурных, а, точнее сказать, структурно-геологических признаков метаморфических пород следует отметить кливаж.

Структуры всех метаморфических пород можно охарактеризовать как кристаллобластовые. Они определяются кристаллизацией в твердом состоянии. При этом такие структуры не могут отражать порядок кристаллизации как в магматических породах. Кристаллобластовые структуры также характеризуются участием и деформацией или коррозией минералов первичной породы. Рол отдельных минералов в структуре метаморфических пород описывается т.н. кристаллобластическим рядом Тернера. Согласно ему, все минералы объединяются в группы в зависимости от того, насколько их зернам свойственна идибластность. Наибольшей идиобластностью обладают рутил, сфен и магнетит, чуть меньшей — турмалин, дистен, ставролит и гранат, а наибольшая ксенобластность свойственна скаполиту, кордиериту, полевым шпатом и, особенно, кварцу.

Структуры метаморфических пород подразделяются на три категории: кристаллобластовые (грано-, лепидо-, нематобластовые, пойкило-, смешанные), катакластические (брекчиевидная, цементная, милонитовая) и реликтовые (бластопорфировая, бластогранитовая, бластопсаммитовая и т. п.). Гранобластовая структура характеризуется тем, что все ксенобласты в агрегате или в породе более или менее изометричны. Отличается от гомеобластовой непостоянством размера примыкающих друг к другу зерен. Очертания последних могут быть округлыми, полиэдрическими, зубчатыми. Игольчатые и чешуйчатые минеральные зерна в породе отсутствуют или составляют несущественную часть породы. Для лепидобластовой структуры свойственно то, что все образующие минеральный агрегат кристаллобласты имеют пластинчатую, чешуйчатую, или листоватую форму. Термин может быть использован при любой ориентировке породообразующих минеральных пластин. Нематобластовая структура отличается тем, что все образующие минеральный агрегат кристаллобласты, обычно представленные амфиболами, имеют форму удлиненных призм. Термин может быть использован при любой ориентировке последних. Пойкилобластовая структура — весь агрегат сложен крупными ксенобластами одного минерала с более или менее распределенными включениями идиобластов другого минерала. При этом пойкилобласты выделяются своими размерами или выдержанными формами. Брекчиевидная структура характеризует начальную стадию дробления породы. Цементная структура отражает более глубокое дробление. Милонитовая структура свойственна для пород тонкоперетертых, в которых минералы имеют субпараллельную ориентировку. Бластопорфировая структура свойственна для пород, частично измененных метаморфизмом, но сохранившим свою реликтовую порфировую структуру. Бластогранитовая структура в огнейсованной или рассланцованной породе устанавливается по распознаваемой реликтовой гипидиоморфной структуре, тогда как комплекс новообразованных минералов близок по составу к граниту. Бластопсаммитовая структура — перекристаллизованная в процессе метаморфизма псаммитовая структура, обычно распознаваемая по частично сохранившимся минеральным зернам или их очертаниям, определяемым по закономерностям распределения пылевидных включений в цементе и в измененных обломках.

2.3 Классификация и основные типы метаморфических пород

Наиболее логичным представляется провести классификацию метаморфических пород отдельно для каждого из типов метаморфизма, перечисленных выше. К сожалению, реализовать этот принцип полностью невозможно, т.к., как уже говорилось, состав метаморфических пород находится в сильной зависимости от исходного состава подвергшихся изменению геологических комплексов. В этой связи остается рассмотреть эмпирически выделяемые метаморфические породы, а затем связать их с определенным типом и фацией метаморфизма и исходным составом.

Кристаллический сланец (Рис. 15) — порода с полнокристаллической структурой, слагаемая либо только темноцветными минералами, либо темноцветными минералами и полевыми шпатами, либо темноцветными минералами и кварцем.

Рисунок 15 — Кристаллический сланец Филлит — плотная серая и темно-серая с шелковистым блеском порода, состоящая из кварца, серицита, иногда с примесью хлорита, биотита и альбита. В зарубежных классификациях филлит рассматривается как промежуточная порода между двумя генерациями кристаллических сланцев. Ее формирование связано с преобразованием глинистых сланцев.

Амфиболит — порода, состоящая из амфибола, плагиоклаза и минералов-примесей. Текстуры массивные и сланцеватые, структуры — нематобластовые, гранобластовые. Состав амфиболов колеблется в широких пределах, плагиоклаз чаще всего соответствует андезину. Образование амфиболитов происходит чаще всего за счет изменения основных и ультраосновных магматических пород и мергелистых осадочных пород.

Гнейс — относительно крупнозернистая порода, состоящая из кварца, калиевого полевого шпата, плагиоклаза и цветных минералов. Содержание полевых шпатов более 20%. Отчетливо выражена параллельно-сланцеватая, часто полосчатая текстура, преобладают гранобластовые и порфиробластовые структуры. Гнейсы могут формироваться как за счет глубокого изменения осадочных, так и магматических пород, включая граниты.

Мигматит — полиметаморфическая порода, в которой макроскопически устанавливаются две части: более древний субстрат, имеющий состав и структуру различных метаморфических пород, и новообразованный жильный материал, чаще всего гранитного, аплитового, пегматитового состава и структуры, реже диоритового, сиенитового и габбрового состава.

Гранулит (Рис. 16) — мелкои среднезернистая порода, существенно полевошпатовая, с кварцем или без него. Темноцветные минералы обычно не содержат гидроксильной группы. Наиболее характерен среди них гранат. Структура гранобластовая, текстура гнейсовидная. массивная.

Роговики — порода ореолов, которая состоит из кварца, слюд, полевых шпатов, граната, андалузита, силлиманита, реже амфибола, пироксена и других минералов. Обладает массивными, иногда пятнистыми текстурами. раковистым изломом и своеобразными гранобластовыми (роговиковыми) структурами.

Рисунок 16 — Гранулит Скарн — порода ореолов, сложенная реакционными минералами, в которых участвуют компоненты замещаемых пород и растворов. В общем виде это силикаты кальция, магния, железа и марганца. Для скарнов характерно присутствие карбонатов. Образование скарнов связано с преобразованием карбонатных пород.

Сланец зеленый — порода, состоящая из хлорита, эпидота, кварца с примесью карбонатов, альбита, актинолита и некоторых других минералов.

Сланец голубой (глаукофановый) — порода, состоящая из глаукофана, жадеита, кварца, лавсонита и других минералов.

Кварцит — порода, состоящая преимущественно из кварца (70−100%) с примесью полевых шпатов, слюд, талька, силлиманита и других минералов. Формирование кварцитов происходит за счет преобразования псаммитовых и кремнистых осадочных пород или обогащенных кварцем магматических пород (как правило, эффузивных).

Мрамор — равнозернистая метаморфическая порода гранобластовой структуры, состоящая главным образом из кальцита с примесью других карбонатов и представляющая собой перекристаллизованный известняк. Биогенные компоненты последнего обычно не сохраняются. Формирование мраморов происходит за счет изменения карбонатных осадочных пород.

Празинит — зеленый сланец, в котором роговая обманка, эпидот и хлорит находятся примерно в равно количестве. Часто это порода прошедшая неоднократный метаморфизм. Разные исследователи по-разному проводят различием между зелеными сланцами, амфиболитами и празинитами. Образование празинита связывают с преобразованием исходных основных магматических пород. Термин имеет устойчивое обращение в т.н. альпийской геологии.

Эклогит — порода, состоящая преимущественно из пироп-альмандин-гроссулярового граната и омфацита (жадеит-диопсидового клинопироксена). Состав пироксена (до 40% жадеитового компонента) является типоморфным признаком породы. Структура аллотриоморфнозернистая, гранобластовая.

Грейзен (метасоматит) — порода ореолов, состоящая в основном из кварца и слюд с примесью топаза, флюорита, турмалина, берилла, рутила, а также касситерита, вольфрамита, молибденита и других рудных минералов.

Брекчия — порода состоит из обломков размером более 1 см.

Катаклазит — порода состоит из обломков размером менее 1 см.

Милонит — порода состоит из обломков, которые не различимы макроскопически.

Псевдотахилит — порода состоит из обломков, измельченных до стекловатой массы.

Импактит — сильно преобразованная порода с обломками исходной породы, стеклом и такими специфическими минералами как коэсит, лонсдейлит, стишовит и др., которые образуются при высоких температурах и давлениях. Обычно эта порода состоит из обломков и матрикса.

Для некоторых из перечисленных пород (особенно часто для гнейсов) проводят различия между теми из них, которые сформировались за счет магматических образований (ортогнейсы), и тем, которые сформировались за счет осадочных образований (парагнейсы).

Результатом автометаморфизма являются как магматические образования, так и собственно метаморфические, к каковым относятся некоторые зеленые сланцы, грейзены, амфиболиты.

При контактовом метаморфизме возможно образование роговиков или скарнов. Последние формируются при внедрении интрузии в карбонатные породы. Выделяется несколько фаций контактового метаморфизма:

эпидот-альбит-роговиковая (температуры до 3000С),

роговообманково-роговиковая (температуры 300−5500С),

пироксен-роговиковая (температуры 550−8000С),

санидин-роговиковая (температуры выше 8000С).

При динамометаморфизме происходит формирование брекчий-катаклазитов, милонитов и псевдотахилитов. По мере увеличения давления растет и степень перетертости исходной породы. Иногда в пределах зон проявления данного типа метаморфизма наблюдаются минеральные новообразования (кальцит, кварц, рудные минералы).

Результатом импактного метаморфизма являются импактиты, состав обломков которых находится в прямой зависимости от состава исходной породы.

Наиболее сложно проявление регионального метаморфизма. В зависимости от температур и давлений выделяется несколько его фаций, описывающих степень интенсивности преобразования исходной породы. Следует отметить, что название фации необязательно соответствует названию конкретной породы. Так, например, кристаллические сланцы могут формироваться и в амфиболитовой фации, что больше зависит от состава исходной породы.

Голубосланцевая фация (температуры 200−4000С, давления 5−15 кбар): характерный минерал — глаукофан; характерные породы — голубые сланцы.

Зеленосланцевая фация (температуры 250−5500С, давления 2−14 кбар): характерные минералы — слюды (преимущественно мусковит), хлорит, эпидот; характерные породы — зеленые сланцы, кристаллические сланцы, празиниты, филлиты, кварциты, мрамора. Нижняя граница фации проводится по появлению мусковита или актинолита.

Амфиболитовая фация (температуры 550−7500С, давления 2−14 кбар): характерные минералы — слюды (преимущественно биотит), гранаты, плагиоклазы, полевые шпаты, амфиболы, ставролит, кианит; характерные породы — кристаллические сланцы, амфиболиты, кварциты, мрамора, гнейсы. Нижняя граница фации проводится по появлению ставролита или граната и эпидота.

Гранулитовая фация (температуры 750−9500С и более, давления 2−14 кбар): характерные минералы — гранаты, силлиманит, пироксены; характерные породы — гранулиты, гнейсы, мрамора. Нижняя граница фации проводится по появлению ортопироксена или граната и кордиерита.

Рисунок 17 — Классификации фаций регионального метаморфизма и их индексация (a — петрологическая, b — тектоническая) В настоящее время для фаций регионального метаморфизма используется две классификации — петрологическая и геодинамическая (тектоническая). В результате используется сложная система обозначения фаций с различными градациями (Рис. 17). Более того, традиционно выделяется два метаморфических стиля, имеющих собственные наименования — барровский и бучанский. Первый из них характеризует последовательность от наиболее низких к средним и более высоким ступеням метаморфизма (зеленосланцевая-амфиболитовая фация) при относительно низких давлениях, тогда как второй в настоящее время связывается с зональностью контактового метаморфизма.

Процессы метасоматоза приводят к формированию грейзенов, хотя скарны по сути также являются скорее метасоматическими образованиями, нежели контактово-метаморфическими. В грейзенах по удалению от подводящего канала, по которому циркулируют растворы, наблюдается следующая минералогическая зональность: зона кварца — зона кварца и глинозема — зона кварца и турмалина — зона кварца и топаза — зона кварца и флюорита — зона кварца и мусковита.

В результате метаморфизм захоронения могут формироваться порода, свойственные для начального регионального метаморфизма, т. е. для его низшей зеленосланцевой стадии. Хотя часто данный тип метаморфизма не приводит к полному изменению типа пород и оказывает наибольшее влияние на органическое вещество.

Метаморфизм высоких и ультравысоких давлений, напротив, способствует формированию специфических пород — эклогитов. Они появляются при температурах от 4000С и более и давлениях свыше 14−15 кбар. Появление в составе породы коэсита, который является типоморфным минералом, свидетельсвует о давлениях до 28 кбар.

Ультраметаморфизм способствует наиболее глубокой проработке исходной породы, при которой начинается ее частичное плавление. В результате образуются такие породы как мигматиты, а также начинается формирование гранитов.

При анализе процессов метаморфизма наиболее важным представляется реконструкция термобарических параметрах, которые отображаются на диаграммах с указанием направления протекающих процессов. Если температура и давление формирования исходной минеральной ассоциации породы меньше в сравнении с температурой формирования новой ассоциации, то говорят о прогрессивном метаморфизме, а в обратном случае — о регрессивном (диафторез). Вместе с тем, характер метаморфизма может меняться в ходе реализации процесса. В настоящее время большое внимание уделяется таким вопросам как реологическое течение и канальное проявление метаморфизма, что в большей степени характерно для его регионального типа.

1. Дмитриев С. Д. Основы петрографии. Иркутск, Изд-во Иркутского ун-та, 2006. 303 с.

2. Добрецов Н. Л. и др. Фации метаморфизма. М., Наука, 1970. 432 с.

3. Маракушев А. А. Петрология метаморфических горных пород. М., Изд-во МГУ, 2013. 321 с.

4. Петрографический словарь. М., Недра, 2001. 496 с.

5. Половинкина Ю. И. Структуры и текстуры изверженных и метаморфических горных пород. М., Недра, 2006. Ч. 1, 2 (Ч. 2 — Т. 1,2). 240 с., 424 с., 272 с.