petra (1006443), страница 3
Текст из файла (страница 3)
Аплиты – светлоокрашенные тонкозернистые породы. Они состоят из тех же светлых сиалических минералов, из которых состоят генетически родственные им глубинные породы, отличаясь от них полным или почти полным отсутствием цветных минералов (гранит-аплиты, диорит-аплиты и т.д.). Аплитовая структура – идиоморфизм кварца по отношению к Pl и Kfs, является результатом увеличения поля кристаллизации кварца при добавлении кислотного компонента.
Пегматиты обладают светлыми окрасками, крупно- и гигантокристаллической структурой. Они формируются при участии флюидов и кроме сиалических минералов, аналогичных материнской породе, обогащены крупными кристаллами мусковита, биотита, лепидолита, турмалина, апатита, топаза и др. Пегматиты, как правило, дают шлировые образования с хорошо выраженной зональностью. Низкотемпературные пегматиты могут образовывать камеры. Шлировые пегматиты часто расслоенные – в нижней части имеется меланократовый ореол (Bt, Hbl, немного светлоцветных минералов), эта часть более тяжелая. Часто меланократовая часть отделяется от лейкократовой, что является результатом жидкостной несмесимости.
Зональность шлира (от периферии к центру):
1. Зона аплиты – маломощная (до первых см), сложенная лейкократовой жильной породой, содержание темноцветных минералов – первые проценты, характерно мелко- и микрозернистое строение. Выделяются элементы порфирового строения, представленные биотитом. Эта зона может отсутствовать.
2. Зона графического (письменного) гранита – в достаточно крупных кристаллах Kfs имеются сгруженные клиновидные вростки кварца. Это результат кристаллизации предельной магмы (эвтектического состава). Сама по себе эта зона достаточна неоднородна со соотношения минералов и зернистости – к центру клинья кварца увеличиваются до нескольких см. Это связано с неоднородным распределением флюидных компонентов. Зона присутствует всегда.
3. Зона блокового ПШ – отделяется от внешней четкой границей, это крупные и гигантские кристаллы щелочного ПШ (до нескольких метров), обычно представленные микроклином, микроклин-пертитом.
4. Кварцевое ядро – практически мономинеральное, в небольшом количестве присутствует гранат и биотит. В одном шлире могут находиться несколько кварцевых ядер.
Камерные пегматиты обычно присутствуют в центральных частях пегматитовых тел (на границе с ядром и ПШ-зоны). Это область, где происходит накопление остаточного расплава, насыщенного редкоземельными компонентами. Характерны гигантские кристаллы кварца, идеально чистые, могут иметь неоднородное строение - близки к границе перехода между α и β-кварцем, растут из ядра. Навстречу этим кристаллам могут расти глинозёмистые фазы, главным минералом в которых может быть топаз. Также могут встречаться фенакит, берилл и др.
Модели формирования пегматитов:
Ферсман. При консолидации гранитного массива всегда присутствует остаточный расплав с повышенной концентрацией флюидных и солевых компонентов (первые отвечают за зональность, последние отвечают за минерализацию камер), ответственный за формирование жильной серии (привет пегматитам) и изменение вмещающих пород. Модель была чисто теоретической, не способна объяснить эволюцию пегматитовых расплавов в целом. Эксперименты показали, что никакой расплав не может нести необходимую концентрацию компонентов.
Заварицкий. Твёрдофазовый метасоматический механизм - твёрдофазовая кристаллизация под действием флюидов, исходящих из расплавов. Проблема: согласно этой модели не могут присутствовать чёткие границы, которые есть в строении пегматитов.
Маракушев. Эксперименты по поведению гранитных расплавов при большом количестве летучих компонентов показали наличие пегматитовой эвтектики. Тренд изменения состава пегматитов отличается от граносиенитового тренда. Это результат расщепления расплава на граниты и пегматиты (в сторону увеличения содержания Pl и Kfs соответственно).
Переход к пегматитовой эвтектике в гранитах связан с накоплением флюидов. В какой-то момент от расплава отщепляется кварц-полевошпатовый расплав с образованием письменной текстуры. Остаточные расплавы будут смещаться в сторону увеличения содержания флюидов, т.о., образуется купол несмесимости, а в результате – образуются существенно калишпатовые зоны и кварцевое ядро.
Лампрофиры – темноокрашенные мелкозернистые, иногда порфировидные породы. Крупные выделения в них представлены исключительно фемическими минералами. Основная масса сложена примерно поровну фемическими и сиалическими минералами. Среди лампрофиров существует много разновидностей. Наиболее распространенными являются:
- спессартиты (Pl + Hbl)
- керсантиты (Pl +Bt)
- вогезиты (Kfs + Hbl)
- минетты (Kfs + Bt)
Для умных:
Жильные аналоги сиенитов:
- Сельвсбергит
- Бостонит -ультралейкократовые породы (можно рассматривать и как расщепленные разности, но нет меланократового аналога) - слагают среди пород повышенной щёлочности жилы и дайки, представлены крупными мозаичными кристаллами ПШ с неровными границами, количество темноцветных ОЧЕНЬ низкое, что связано с воздействием флюидов.
Жильные породы нефелинового состава:
- Суссекситы - содержат очень мало темноцветных минералов
- Тингуаиты -1:1 светло-и темноцветных
- Нефелиновый порфир - нерасщеплённая порода, жильный аналог нефелинового сиенита.
7. Формы и условия залегания магматических пород.
Формы залегания зависят от кол-ва интрудируемого 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 образ-ся 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. Купола и конусы оброзует вязкая малоподвижная лава.
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.
8. 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.
=======================================
Пирокластические породы – породы, образовавшиеся из обломков, выброшенных во время извержения. Рыхлый пирокластический материал называется тефрой. В связи с неустойчивостью вулканического стекла, играющего значительную роль среди пирокластического материала, тефра очень быстро литифицируется и превращается в консолидированную плотную породу – туф. Пирокластические породы классифицируются по размеру обломков. По размерности обломков можно судить о близости или удаленности от центров извержения.
Виды туфов по размерности:
- пепловые: <2,5 мм, достаточно широко распространённые;
- лапиллиевые: 2,5-64 мм - характеризуют приближение к жерловой зоне вулкана;
- бомбовые: >64 мм; самые распространённые -ленточные (струя расплава вырывается из жерла в результате локального ослабления, происходит моментальная закалка внешних частей, после чего данное образование разделяется на фрагменты) и веретенообразные (летучие при извержении способствуют скручивающему моменту). Веретенообразные бомбы часто зональные, по строению очень похожи на пиллоу-лавы: большая часть пузырьков по периферии, степень кристалличности к центру увеличиваются. Также встречаются полые бомбы, образование которых связано с тем, что при эксплозивном извержении в верхней части корки происходит слишком интенсивное накопление флюидов, которые затем концентрируются внутри бомб. Также бывают плоские бомбы типа коровьих лепешек, которые возникают в результате столкновения не застывшего расплава с землей;
- агломератовые (глыбовые) - самые крупные.
По мере приближения к жерлу размер обломков увеличивается!
По агрегатному состоянию туфы делятся на:
- витрокластические, состоящие из осколков тонкораспыленного вулканического стекла (вулканического пепла);
- кристаллокластические, сложенные преимущественно осколками минералов;
- литокластические, состоящие из обломков пород.
В чистом виде встречаются лишь витрокластические разности. Преобладающее большинство туфов состоит из всех трех слагающих компонентов.
Вулканический пепел (тонкораспыленное вулканическое стекло) встречается во всех разновидностях, размеры отдельных частиц очень малы, они достигают долей мм и устанавливаются только под микроскопом. Формы частиц очень характерны – рогульки, колбочки, клинья.
Кристаллы минералов чаще всего встречаются в виде осколков, однако иногда выбрасываются и совершенно идиоморфные крупные кристаллы. Отличительная особенность туфов – незакономерное распределение минералов в породе. Обычно даже в пределах одного шлифа отмечаются скопления минералов разных размеров и форм. Обломки родственных вулканических пород (лав) могут иметь остроугольную или лепешковидную расплющенную форму в зависимости от степени консолидации выброшенного расплава.
Наряду с широко распространенными туфами, имеющими скрепляющую массу – гидрохимически переработанный пепловый материал, встречаются разности туфов, не содержащие цемента и образующиеся за счет спекания раскаленных обломков. К группе спекшихся туфов следует относить сравнительно редкие литокластические туфы основного состава – агглютинаты. Они образуются в результате выброса раскаленного полупластичного материала, сложены грубообломочным материалом, спекшимся в прочную массу с комковатой поверхностью и с хорошо различимыми отдельными обломками, между которыми видны пустоты. Эти породы маркируют палеожерла.
К пирокластическим породам примыкают породы смешанного происхождения, в состав которых в значительных количествах входит осадочный материал. Принято смешанные породы относить к туффитам, если примесь осадочного материала в них не превышает 50%, или к вулканогенно-осадочным, если этого материала более 50%. Туффиты и вулканогенно-осадочные породы отличаются от чисто осадочных образований, сформировавшихся за счет разрушения вулканических пород, сингенетичностью с процессом извержения. Они образуются одновременно с извержениями за счет перемещения тефры и перемешивания ее с осадочными материалом.
9. Последовательность кристализации минералов. Условия кристализации водных минералов.
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.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
