общая часть

Вопрос №1. Предмет, методы и история развития петрографии. Связь петрографии с другими науками о Земле.

Петрография – наука о магмат-их ГП. До 1969 г. объектами были ГП Земли, дальше – еще и освоение Луны. Также изучаются метеориты. Петрография – наука о железокаменном веществе всей Солнечной системы.

Минералогия (т.к. ГП – природные минеральные агрегаты). У минералогии – изолированный минерал, у петрографии – минеральный парагенезис. Среди всех минералов можно выделить группу породообразующих (ортосиликаты (группа оливина) и метасиликаты (амфиболы, пироксены, слюды)). Островные – цепочечные – ленточные – слоистые – каркасные (ПШ). В слюдах и амфиболах есть вода.

В породах есть рудные минералы (магнетит, гематит, пирит), что связывает с наукой о п/иск.

Геолог. картирование – им определяются все взаимоотношения м/у ГП. ГП как минеральные агрегаты, слагающие геолог-ие тела.

Данные геофизики – непременный элемент петрографических построений.

Этапы развития петрографии. Основоположником петрографии можно считать Ломоносова. Все ГП связывались им с глубинными процессами. Развивались 2 школы – плутоническая и школа нептунистов. Плутонисты стали основой современных представлений, что все магматические породы делятся на 2 класса: глубинные (плутонические) и малоглубинные (вулканические). Был изобретен поляризационный микроскоп, затем призма Николя для получения поляризованного светя.

Далее началось развитие петрографии по пути физ.-хим. анализа парагенезисов минералов.

Следующий этап развития связан с увеличением роли экспериментальных исследований. Возрасли технические возможности, которые дали возможность определять состав минерала в точке.

Вопрос №2. Строение Солнечной системы и происхождение планет.

Солнечная система по одной из гипотез произошла из газопылевого облака и прошла следующие стадии развития:1 – взрыв сверхновой звезды порождает ударные волны, воздействующие на газопылевое облако (ГПО);2 – ГПО начинает фрагментироваться и сплющиваться, закручиваясь при этом;3 – формируется первичная Солнечная небула;4 – образование Солнца и гигантских, богатых газом планет – Юпитера и Сатурна;5 – ионизированный газ – Солнечный ветер сдувает газ из внутренней зоны системы и с мелких планетезималей;6 – образование внутренних планет из планетезималей в течение 100 млн. лет и формирование «облаков» Оорта, состоящих из комет.

Вопрос №3. Пояс Койпера, кометы и плутон.

Пояс Ко́йпера— область Солнечной системы от орбиты Нептуна (30 а. е. от Солнца) до расстояния около 55 а. е. от Солнца. Хотя пояс Койпера похож на пояс астероидов, он примерно в 20 раз шире и в 20—200 раз массивнее последнего. Как и пояс астероидов, он состоит в основном из малых тел, то есть материала, оставшегося после формирования Солнечной системы. В отличие от объектов пояса астероидов, которые в основном состоят из горных пород и металлов, объекты пояса Койпера (ОПК) состоят главным образом из летучих веществ (называемых льдами), таких как метан, аммиак и вода. В этой области ближнего космоса находятся по крайней мере три карликовые планеты: Плутон, Хаумеа и Макемаке. Кроме того, считается, что некоторые спутники планет Солнечной системы, такие как спутник Нептуна — Тритон и спутник Сатурна — Феба, также возникли в этой области.

Плутон — крупнейший известный объект пояса Койпера. Первоначально он считался планетой, но был переклассифицирован как карликовая планета. По составу Плутон напоминает прочие объекты пояса Койпера, а его период обращения позволяет отнести его к подгруппе ОПК под названием «плутино». В честь Плутона подгруппу из четырёх известных на данный момент карликовых планет, обращающихся за орбитой Нептуна, называют «плутоидами»

Ранее считалось, что пояс Койпера — главный источник короткопериодических комет с орбитальными периодами менее 200 лет. Однако наблюдения, проводимые с середины 1990-х годов, показали, что пояс Койпера динамически стабилен и что настоящий источник этих комет — рассеянный диск, динамически активная область, созданная направленным вовне движением Нептуна 4,5 миллиарда лет назад; объекты рассеянного диска, такие как Эрида, похожи на ОПК, но уходят по своим орбитам очень далеко от Солнца.

Вопрос №4. Развитие планет-гигантов и их спутников.

Планеты-гиганты – это четыре планеты Солнечной системы: Юпитер, Сатурн, Уран, Нептун; расположены за пределами кольца малых планет.Эти планеты, имеющие ряд сходных физических характеристик, также называют внешними планетами.В отличие от твердотельных планет земной группы, все они являются газовыми планетами, обладают значительно большими размерами и массами (вследствие чего давление в их недрах значительно выше), более низкой средней плотностью (близкой к средней Солнечной, 1,4 г/см³), мощными атмосферами, быстрым вращением, а также кольцами (в то время как у планет земной группы таковых нет) и бо́льшим количеством спутников. Почти все эти характеристики убывают от Юпитера к Нептуну.Планеты-гиганты находятся далеко от Солнца, и независимо от характера смены времен года на них всегда господствуют низкие температуры. На Юпитере вообще нет смены времен года, поскольку ось этой планеты почти перпендикулярна к плоскости ее орбиты. Своеобразно происходит смена времен года и на планете Уран, так как ось этой планеты наклонена к плоскости орбиты под углом 8 град.Планеты-гиганты отличаются большим числом спутников; у Юпитера их обнаружено к настоящему времени 16, Сатурна — 17, Урана — 16 и только у Нептуна — 8. Замечательная особенность планет-гигантов — кольца, которые открыты не только у Сатурна, но и у Юпитера, Урана и Нептуна.

Вопрос №5. Классификация метеоритов. Понятие о поясе астероидов и происхождение метеоритов.

Метеориты по вещественному составу подразделяются на три класса: каменные, железо-каменные и железные. Каменные состоят в основном из силикатов (оливина и пироксена). В железных метеоритах преобладающая фаза – никелистое железо. Железо-каменные метеориты состоят из силикатов и никелистого железа примерно в одинаковых пропорциях. Каменные метеориты делятся на два подкласса: хондриты и ахондриты. Хондриты получили свое имя благодаря тому, что они все (за редкими исключениями) содержат хондры — сфероидальные образования преимущественно силикатного состава. Большинство хондр имеет размер менее 1 мм в диаметре, но некоторые могут достигать и нескольких миллиметров. Хондры находятся в обломочной или мелкокристаллической матрице. Около 10% всех каменных метеоритов образуют подкласс ахондритов. Ахондриты лишены хондр и состоят из вещества, образовавшегося в результате процессов плавления и дифференциации протопланетных и планетных тел. В этом смысле ахондриты аналогичны земным магматическим породам. Хондриты, ахондриты, железо-каменные и железные метеориты в свою очередь подразделяются на группы и подгруппы. Подавляющее большинство метеоритов поступили на Землю из астероидного пояса. По характеру обнаружения все метеориты делятся на падения и находки. Падениями считаются метеориты, собранные сразу же после наблюдавшегося торможения метеоритного тела в земной атмосфере.Подавляющее большинство падающих на Землю метеоритов – хондриты. Находками считаются те метеориты, падение которых не наблюдалось. Их принадлежность к метеоритам устанавливается на основании особенностей вещественного состава. Процент каменных метеоритов среди находок заметно ниже, чем среди падений, так как каменные метеориты можно спутать с земными породами.

По́яс астеро́идов — область Солнечной системы, расположенная между орбитами Марса и Юпитера, являющаяся местом скопления множества объектов всевозможных размеров, преимущественно неправильной формы, называемых астероидами или малыми планетами.

Вопрос№6 Петрография и главные типы хондритов.

Хондриты (каменные метеориты, содержащие хондры) представляют собой наиболее распространенный класс метеоритов в Солнечной системе. Хондры имеют вид шарообразных тел, сложенных силикатами; их размер — 0,1-20 мм; минеральный состав: Ol, Px, Pl, никелистое железо. Часто наряду с минералами присутствует стекло, иногда хондры представлены только стеклом. Классификация хондритов основана на их хим. и минеральном составах. Выделяются энстатитовые, бронзитовые (или оливин-бронзитовые), гиперстеновые (или оливин-гиперстеновые), а также углистые хондриты. По хим. составу хондриты близки к основным и ультраосновным породам. Степень отличия хондр от скрепляющей массы хондритов (матрицы) весьма различна. В разных типах хондритов состав хондр и матриц неодинаков. Однако хондры отличаются более высоким содержанием силикатов, чем матрица, а последняя значительно богаче железом. Согласно правилу Прайора понижение железистости силикатов хондр прямо коррелируется с уменьшением содержания никеля в металлической фазе матрицы.

Вопрос №7. Железные метеориты, палласиты и ахондриты.

1) Железные (Ni-Fe), (или сидериты) состоят из железо-никелевого сплава. Они составляют 5,7% падений.

2) палласиты (железо-каменные — редкая группа)– железно-никелевая основа с вкраплениями кристаллов оливина.

3) Ахондриты (каменные метеориты — самая распространенная группа)составляют 7,3% каменных метеоритов. Это обломки протопланетных (и планетных?) тел, прошедшие плавление и дифференциацию по составу (на металлы и силикаты).

Ахондриты — каменные метеориты без округлых включений — хондр. По составу и структуре близки земным базальтам. Все ахондриты в той или иной степени претерпели плавление, которое и уничтожило хондры. Ахондриты являются довольно распространенным типом метеоритов. Они составляют около 8 % от всех найденных метеоритов

Вопрос №8. Планеты земной группы, их состав, строение и происхождение.

Средние составы планет земной группы (Земля, Венера, Марс) соответствуют полю хондритов. Меркурий слишком богат железом, а Луна, как и положено спутнику, бедна железом и находится в поле ахондритов. Это позволяет рассматривать хондритовую модель образования планет (у Меркурия ранее было много спутников, в которых обособилось легкое (силикатное) вещество планеты). Типичные хондриты состоят из силикатных капель (Px, Ol) и матрицы, богатой никелистым Fe. В планетах Земной группы cиликатно-железистое расщепление космического в-ва выразилось в его расслаивании на силикатные оболочки и железные ядра.

Вопрос №9. Строение Земли, состав ее ядра и оболочек.

Существуют 4 типа строения ЗК — континентальный, океанический, субконтинентальный, субокеанический. Континентальная кора (внутри геоблоков) состоит из осадочного слоя (осадочные ГП, толщина до 5 км, максимально до 20), гранитного (гранитогнейсовый, гранитометаморфический мощностью 10-25 км), базальтового 10-35 км (скорости распространения сейсмических волн сходны со скоростями базальтов), последние 2 слоя объединяются в консолидированную часть ЗК и состоят из магматических и метаморфических пород. Океаническая кора (вдоль спрединговых зон) — осадочный до 1 км, базальтовый с прослоями осадочных от 1 до 3 км, третий слой сложен основными (габбро) и ультраосновными породами, мощность 3-5 км. Нижняя часть верхней мантии и нижняя мантия состоят из различных окислов. Между ЗК и мантией — поверхность Мохоровичича (глубина 5-35 км); между верхней и нижней мантией (950 км), связана с замедленным ростом скоростей с глубиной; поверхность Вихерта-Гутенберга (2900 км), между мантией и ядром; между ядрами (5100 км). Водородное никель-железистое (ядро), железо-ультраосновная (Mg, Fe, Si) (нижняя мантия), ультраосновная (верхняя? мантия), переходная (Mg, Al, Si) (литосфера) и основная (Na, К, Si, Al) части (ЗК).

Вопрос №10. Лунные породы, их главные типы и специфика.

Лунные породы соответствуют земным трендам дифференциации— коматит-базальтовому (лунные дуниты и нориты) и ферро-габбро-анортозитовому (лунные железистые базальты и анортозиты). Отличия сводятся к несопоставимости лунных и земных пород по изотопным соотношениям, геохимическим особенностям. Самое главное различие — наличие в лунных породах самородного железа, отсутствующего в земных породах, что вызвано восстановительной обстановкой при формировании лунных пород. В то же время это сближает лунные породы с метеоритами, позволяя параллелизовать магматические образования Луны с разными типами ахондритов [ахондрит - каменный метеорит редкого типа, не содержащий хондр].

Вопрос №11.Кристаллизация магм, два типа диаграмм плавкости, влияние на них флюидного давления.

При подъеме к поверхности или в магматическом очаге магма постепенно остывает и начинает кристаллизоваться. Сначала кристаллизуются высокотемпературные минералы, затем постепенно они сменяются более низкотемпературными. В начале кристаллизуются магнезиально-железистые безводные силикаты (оливин, ортопироксен, клинопироксен) и основные плагиоклазы, далее следуют роговая обманка и средние плагиоклазы, а в конце процесса образуются биотит, щелочные полевые шпаты и кварц. Такая последовательность характерна для пород нормального ряда, кристаллизующихся при небольших давлениях и умеренных содержаниях летучих. В субщелочных и щелочных породах и при больших давлениях порядок кристаллизации может существенно отличаться от последовательности ряда Боуэна.

Самый главный фактор, вызывающий понижение температуры кристаллизации,- это флюидное давление. Чем оно выше, тем температура кристаллизации ниже. Особенно велико влияние воды на структурные и химические свойства силикатных расплавов. Увеличение давления Н2O и ее растворение понижает вязкость расплавов и превращает алюмосиликатные расплавы в силикатные. Важное значение имеет продукт восстановления воды — водород H2 и так называемое водно-водородное отношение Н2O/Н2, в зависимости от которого варьирует соотношение Fе2Оз и FeO, показывающее степень окисления — восстановления расплава. Повышенное содержание летучих (флюидов) компонентов способствует сохранению расплавов в жидком состоянии до сравнительно низких температур, если сопоставлять их с таковыми «сухих» расплавов.

Вопрос №12.Главные механизмы дифференциации магматических расплавов.

Дифференциация — распад однородной или частично раскристаллизованной магмы на фракции, из которых образуются породы разных составов.

Можно выделить 3 главных процесса магматической эволюции: кристаллизационная дифференциация, эволюция расплава за счет взаимодействия с флюидами и дифференциация при взаимодействии расплава с вмещающими породами.

В процессе кристаллизации магмат-ого расплава не все минералы формируются одновременно — первыми выделяются наиболее основные плагиоклазы, а среди меланократовых(магматические горные породы в которых есть большое количество темноокрашенных минералов) — наиболее магнезиальные минералы (оливины, пироксены). Благодаря фракционированию, т.е. отделению каким-либо путем выделившихся минералов, остаточный расплав приобретает по отношению к первичному иной состав и из него формируются различные горные породы. Пути фракционирования минералов могут быть неодинаковы. Гравитационная дифференциация особенно ясно проявляюется в расплавах ультраосновного и основного составов. Цветные минералы, выделившиеся из расплава первыми, отличаются повышенными содержаниями магния и явл-ся более тяжелыми, чем остаточный расплав. По мере кристаллизации остаточный расплав изменяет свой состав, по сравнению с исходным он становится более железистым.

Различия в составах эндоконтактовых и центральных частей интрузий также могут быть связаны с фракционированием — приуроченностью ранних порций кристаллизации к зонам эндоконтакта, как наиболее охлажденным участкам.

Ликвация — это расщепление жидкости на несмешивающиеся составные части с резкими границами между фазами. Несмесимость алюмосиликатных расплавов возникает в присутствии многих летучих компонентов, способствующих этому процессу, — водорода, воды, щелочных карбонатов, фторидов, фосфорных солей. Ликвация явл-ся одной из

форм проявления флюидно-магматической дифференциации.

Вопрос №13. Смешение магм. Взаимодействие магм с вмещающими породами.

Смешение магм – это процесс образования гибридных магматических пород за счет смешения двух или нескольких магм различного состава и/или степени кристаллизации.Впервые смешение магм контрастного состава было предложено Бунзеном в 1851 году для объяснения разнообразия вулканических пород Исландии. Основным механизмом такого смешения является поступление порций основной или средней (базальтовой, андезитовой) магмы в коровый очаг, который, как правило, содержит более кислую (дацитовую, риодацитовую или риолитовую) магму. Большинство таких магматических систем обнаруживается в островодужных обстановках, для которых характерны долгоживущие очаги кислой магмы. Смешение магм проявляется в антидромных последовательностях извержений, синхронном извержении базальтов и гибридных пород, резорбции вкрапленников(повторное поглащение), сложной зональности минералов, неравновесных ассоциациях вкрапленников. Магмы могут менять свой состав за счет взаимодействия с вмещающими породами. При фильтрации по тонким трещинам и каналам магма насыщается минералами вмещающих пород. Кроме этого, магма может разрушать стенки магматических очагов и каналов, захватывая ксенолиты(обломок горной породы захваченной магмой) вмещающих пород, которые растворяются в магме полностью или частично (ассимиляция, контаминация). Этими процессами часто объясняют детали строения отдельных массивов магматических пород.

Вопрос №14 Флюидно-магматическое взаимодействие. Принцип кислотно-основного взаимодействия компонентов Д.С. Коржинсокого.

Соотношение кислот и щелочей создает кислотно-щелочную характеристику флюида. Будем рассматривать систему, состоящую из темноцветных минералов и плагиоклаза. [Эвтектика - жидкая система (раствор или расплав), находящаяся при данном давлении в равновесии с твѐрдыми фазами]. Кристаллизация начинается с избыточной по отношению к эвтектике фазы. Кристаллизация (плагиоклаза) приводит к обогащению твердой фазой. В какой-то момент мы приходим к пределу – эвтектике. После этого будет уже твердая порода. На более глубинных уровнях температура солидуса понижается. Здесь начинает играть роль состав флюида. Состав эвтектики будет смещаться. Если есть только кислотный флюид, то будет расширяться поле устойчивости более кислотных минералов, т.к. они плохо растворяются в кислотах. Это явление называется флюидным понижением температуры кристаллизации. А весь этот комплекс процессов описывается принципом кислотно-основного взаимодействия.

Флюидное воздействие влияет и на кристаллизацию твердых растворов. Если мы будем медленно кристаллизовать породу, то закончим тем составом, с которого начали. Но в природе имеет место эффект кристаллизационной дифференциации, что находит отражение в зональности минералов. Так, у плагиоклаза к краю зерен происходит увеличение альбитового компонента (больше натрия). В состав большинства минералов флюидные компоненты не входят. Отсюда повышение флюидного давления вызовет снижение температуры кристаллизации и растворение уже образованных минералов. На этом основана ритмичная зональность кристаллизации.

Вопрос №15. Последовательность кристаллизации минералов(реакционный и непрерывный ряд Боуэна).

Смена темноцветных минералов контролируется реакционным рядом Боуэна, который представляется следующим образом: Ol-Opx-CPx-Hb-Bi. Первым минералом, кристаллизующимся из расплава, явл-ся Ol, потому что он самый высокотемпературный. Он беден кремнеземом и его кристаллизация приводит к накоплению SiO2 в расплаве. В рез-те начинает кристаллизоваться Opx, с отношением =1. Кристаллизация Ol и OPx приводит к накоплению кальция в расплаве –> CPx. Далее с накоплением воды и щелочей в расплаве последовательно образуются Hb и Bi. Ранние минералы в этом ряду замещаются более поздними. В любых габброидах мы видим четкие стр-ры замещения Px на Hb. Это свидетельствует о кристаллизации Hb непосредственно из расплава. При дефиците SiO2 Ol может сразу сменяться Hb, и тогда она ассоциирует с основным Pl.

Магматические ГП кристаллизуются обычно в несколько этапов, наиболее ранние из которых относятся к глубинным очагам зарождения и первичной дифференциации магм, а заключительные – к тем телам, в которых происходит окончательная консолидация ГП. В эффузивных и субвулканических породах ранний этап магматической кристаллизации представлен фенокристаллами (вкрапленниками), получившими название интрателлурических (глубинных). Такую природу имеют фенокристаллы водных минералов в эффузивах, кристаллизующиеся в условиях высокого флюидного давления.

Признаки флюидного давления устанавливаются в кислых эффузивах по наличию фенокристаллов водных минералов. Эти минералы относятся к группе абиссальных (образующихся на глубине в условиях магматизма вблизи поверхности), при извержениях магм они подвергаются магматической резорбции (растворению в магмах) или разложению (замещению другими минералами с краев зерен)

Вопрос №16. Разделение горных пород по фациям глубинности с использованием диаграммы “температура-флюидное давление”. Положение на ней линии солидуса магм разной кремнекислотности и щелочности.

Кристаллизация магмы происходит на разной глубине в зависимости от флюидного давления. Выделяются след. области: плутонические, жильные и глубинные. Рассмотрим кристаллизацию минералов в расплаве: Кристаллизация происходит по принципу эвтектики, т.е. сам минерал кристаллизуется при высокой температуре, а

добавление другого минерала снижает температуру плавления. Околоэвтектические магмы называются предельными. Ликвидус определяется температурой начала кристаллизации, а солидус — температурой ее конца. В магмах эвтектического состава ликвидус и солидус не различаются. Для реальных составов, чем ближе к эвтектике, тем ближе друг к другу линии ликвидуса и солидуса. В том случае, когда в расплаве начали появляться кристаллы плагиоклаза говорят, что плагиоклаз — минерал на ликвидусе. Часто до кристаллизации изливается лава, и тогда вообще нет кристаллов — образуются риолитовые стекла (обсидианы, перлиты), бывают и базальтовые стекла (тахилиты — черные породы). Бывают случаи, когда лава в той или иной мере раскристаллизовывается очень быстро, вкрапленников не образуется, в этом случае порода имеет афировую стр-ру. В эффузивных породах различают фенокристаллы и основную массу. В осн. массе эффузивных пород содержатся миндалины, образовавшиеся при отделении летучих, заполненные агрегатом вторичных минералов (кальцита, хлорита, цеолитов и др.). Миндалины — символ того, что любой магматический очаг находится под большим флюидным давлением, и при извержениях и кристаллизации флюиды отделяются. С понижением флюидного давления плутоническая фация глубинной кристаллизации сменяется фацией жильных пород и стратиформных интрузивов и вулканической фацией. При этом и состав эвтектики закономерно смещается, направления смещения определяются кислотно-основным взаимодействием компонентов.

Вопрос №17. Петрохиическая систематика горных пород, их разделение по содержанию кремнезема и щелочей и по коэффициэнту агпаитности.

Систематика пород по составу опред-ся соотношением содержания щелочных металлов (К2О+Na2О) и SiO2. Т.о., систематика учитывает два принципиально различных аспекта в химизме горных пород: ряды их щелочности и роль железо-магнезиальных (мафических) минералов. Ряды щелочности отражают переход от полевошпатовых (I) и кварц-полевошпатовых (II) пород к породам, содержащим нормативный нефелин (III и IV), к полевошпатово-фельдшпатоидным (V) и фельдшпатоидным породам без полевых шпатов (VI). Содержание мафических компонентов отражает последовательное снижение в составе пород роли нормативных анортита и темноцветных (мафических) минералов (Ol, Px, Hb, Bi) и увеличения роли Qz и сиалических щелочных минералов (щелочных ПШ, жадеита, лейцита, нефелина). Сочетаниями этих двух рядов намечаются главнейшие петрохим-ие группы плутонических, жильных и вулканических пород. При рассмотрении хим. состава пород есть еще один важный его показатель — коэф. агпаитности — (К+ Na)/Аl. [Агпаитность - процесс кристаллизации магмы, характеризующийся преобладанием щелочей над Аl]. Если он больше единицы, то в породе избыток щелочей, такие породы наз-ся агпаитовыми, если он меньше единицы (избыток глинозема), такие породы наз-ся плюмазитовыми.

Вопрос №18. Основы минералогической системы магматических пород.

Существует, две основных классификации магматических гп: 1. Петрохимическая систематика, основанная на составе гп по химическим элементам( например, содержание SiO2 или щелочных элементов) 2. Минералогическая систематика. ГП можно раздел на разновидности по количеству соотношений реальных минералов, слагающих их. Считаю,что эти классификации очень тесно связаны

Минералы магаматич. Гп делятся по генезису (первичные, вторичные, ксеногенные) и по количеству в породе (главные >5% лежат в основе систематики, второстепенные <5%, акцесорные - редкие минералы, часто находятся в рассеянном состоянии, вторичные отдельные зерна – их может быть до 100%, например серпентин развитый по оливину). Один и тот же минерал для одной группы пород может быть главным, а для другой второстепенным. Большинство минералов кристаллического строения, встречаются минералы и некристаллического строения – аморфные, например, кремень.Классификация минералов основывается на учете их химического со-става. Существует 10 классов:

Класс 1 – силикаты, 2 – карбонаты, 3 – окислы, 4 – гидроокислы, 5 – сульфиды, 6 – сульфаты, 7 – галоиды, 8 – фосфаты, 9 – вольфраматы, 10 – самородные элементы.Силикаты представляют собой наиболее многочисленный класс включавший примерно около 1/3 всех известных минералов. Они составляют около 85% состава земной коры.

Вопрос №19. Структуры и текстуры горных пород ккак идикаторы физико-химических условий их формирования.

Степень «порфировитости» пород может свидетельствовать об условиях передвижения магмы к поверхности. Магма, быстро продвигающаяся к земной поверхности в перегретом состоянии, дает афировые(структура эффузивных порфировых пород, несодержащих вкрапленники) разновидности; при задержке ее в промежуточном очаге формируется порфировый тип пород. Многие структуры основной массы пород косвенно указывают на их состав.

Степень кристалличности для структур основной массы, содержащей микролиты (микрокристаллы различных минералов призматической формы или в виде палочек), в значительной степени зависит от химизма расплава. Как правило, чем он более основной, тем более кристаллична структура. Для пород среднего и основного составов наиболее часты гиалопилитовая(структура основной массы(с.о.м.) эффузивной породы, представляющая собой войлок игольчатых микролитов, пропитанный стеклом), микролитовая(с.о.м. порфировых пород, состоящей из микролитов, часто обладающих характерной удлиненной формой и распределенных без какой-либо ориентировки), пилотакситовая(с.о.м. эффузивов, характеризующаяся параллельным или субпараллельным расположением густолежащих полевошпатовых микролитов) и интерсертальная(с.о.м.базальтов и базальтовых порфиритов, хар-яся большим количеством сравнительно крупных микролитов, образующие угловатую решетку) структуры, причем последняя преимущественно распространена в базальтах. Офитовые структуры, отличающиеся от интерсертальной полным отсутствием стекла, формой выделений плагиоклаза, который здесь представлен лейстами, а не микролитами, как в интерсертальной структуре, встречаются исключительно в породах основного состава. Гиалиновая (стекловатая) структура в этих породах распространена незначительно. Она образуется только в условиях особенно быстрого остывания. А такие структуры, как сферолитовая и фельзитовая, характерны только для кислых эффузивов. Для этих пород типичны структуры с большим количеством первичного стекла — витрофировая (с тем или иным незначительным содержанием микролитов и сферолитов). Гиалопилитовые структуры встречаются иногда только в дацитах. Трахитовая и ортофировая структуры наблюдаются лишь в трахитах.

Значительное влияние на структуру основной массы пород, кроме состава исходной магмы, оказывает также режим отделения флюидов и охлаждения расплава. Особенно явно подобная зависимость проявляется в эффузивах основного состава, магма которых обладает большой кристаллизационной способностью.

Текстуры эффузивов также в какой-то мере связаны с составом пород и условиями их формирования. Например, флюидальная текстура, типичная для лав кислого состава, редка в средних и основных эффузивах. Развитие в породах полосчатых текстур вызвано ликвацией расплавов. Шаровая текстура характерна для быстро остывающих базальтов, при излиянии их под водой или на снег. Пузыристые текстуры отмечаются среди эффузивов любого состава. Однако в базальтах и андезито-базальтах пузырей больше и они крупнее, чем в любых иных эффузивах.

Ворсос №21. Формы и условия залегания магматических горных пород.

Формы залегания зависят от кол-ва внедряемого материала и геологических особенностей района. Выделяют согласные формы залегания – магма внедрилась согласно напластованию осадочных пород (лакколиты, лополиты, факолиты, силлы), и несогласные, независящие от напластования осадочных пород (батолиты, штоки, дайки, интрузивные жилы, вулканические некки).

Батолиты – неправильной формы массивы по площади более 100 км2.

Штоки – образования округлой или элипсообразной формы поперечного сечения по площади до 100 км2; распространены в складчатых зонах.

Интрузивные жилы образуются в результате проникновения магмы в трещины.

Дайки – секущие интрузивные жилы, вертикальные или с крутым падением; сильно вытянуты в длину по простиранию.

Некки – вертикальные каналы, по которым двигалась лава от магматического очага к кратеру. При разрушении вулкана образуют столбчатые останцы.

Лакколиты – образуют куполообразную, грибообразную форму. Образуются вязкими магмами.

Лополиты – имеют вогнутую чашеобразную форму.

Факолиты образуются в складчатых стр-рах и представляют собой чечевицеобразные тела.

Интрузивные залежи, пластовые интрузии и силлы образуются когда легкоподвижная магма распространяется вдоль напластования осадочных пород.

Формы залегания эффузивных пород зависят от типа излияния магмы и ее вязкости. Жидкая лава образует потоки и покровы вытекая из кратера(основная). Купола и конусы оброзует вязкая малоподвижная лава(кислая).

При охлаждении магматических пород происходит их раскалывание по определенным направлениям (трещины отдельности) с образованием отдельностей. Для интрузивных пород характерны глыбовая, пластовая, матрацевидная отдельности, для эффузивных – шаровая и столбчатая отдельности.

Вопрос №22. Пирокластические горные породы.

Пирокластические породы — породы, образованные в рез-те взрыва. Магма всегда содержит газы и перегретые пары воды, которые при извержении взрываются. Выбросы состоят из раздробленных или распыленных продуктов извержений. Разлетаются на очень большие расстояния (100 тыс. км). Могут образовываться в рез-те главных выбросов, вторичных, побочных (слагают стенки вулкана).

По размерам обломков выделяют:

1. Огломераты, бомбы (> 64 мм). Бомбы насыщены флюидным компонентом. Глыбовые бомбы имеют облик пемзы.

2. Лапилли (2,5-64 мм). Типы: Слезы (?) или «волосы Пеле».

3. Пепел (< 2,5 мм). Образует скопления.

Тефра – первоначально несцементированные обломки у жерла вулкана, впоследствии цементация и выветривание, в рез-те чего образуется туф. Туфы классифицируются по типу обломков: пепловые, лапиллевые, кристаллокластические, литокластические, витрокластические.

Агглютинаты – спекшиеся туфы. Крупные обломки, сваренные друг с другом. Практически отсутствует цемент.

Туффиты – содержит 50 % осадочного и 50% пирокластического материала; образуются в океанической обстановке.




Предыдущий:

Следующий: