1

литология. Смежной с петрографией наукой, направленной на изучение структурно-текстурных особенностей магматических и метаморфических пород, их классификацией, минеральным составом является петрология. В отличие от петрологии, петрография изучает не только магматические и метаморфические породы. В отношении последних пород петрология и петрография часто рассматриваются как синонимы, но всё же именно петрология, а не петрография, изучает генетические связи между породами. Поэтому петрографию можно определить как описательную часть общей науки о горных породах, посвящённую детальному изучению их минерального состава, структуры, текстурных особенностей и химического состава. Основные методы исследования — оптическая микроскопия и масс-спектрометрия. Петрофизику можно рассматривать как науку о физико-механических свойствах горных пород и как часть петрографии.
Породы подгруппы сиенита имеют относительно небольшое распространение на земной поверхности — около 0,6% всей площади, занятой выходами изверженных пород. Сиенит Характерные признаки. Структура полнокристаллическая, равномернозернистая или порфировидная. Текстура массивная, редко гнейсовидная. Состоит из полевых шпатов (ортоклаза или микроклина и плагиоклаза) — 80—85% и темноцветных минералов (пироксена, роговой обманки, биотита) — 10—20%. Содержание кварца 0—5%. При повышении содержания кварца — переход через граносиениты (10—20% кварца) к граниту. Акцессорные минералы — сфен, апатит, магнетит. Цвет розовый, красный, светло-серый, белый. Порода твердая, прочная. Отдельность плитчатая, матрацевидная (как у гранита). Разновидность — щелочной сиенит: 80—85% калиевого полевого шпата и альбита, 10—20% темноцветных (эгирина, рибекита, арфведсонита). Акцессорные минералы — циркон, сфен, иногда гранат.
Условия образования и нахождения. Залегает в краевых зонах гранитных массивов, реже в виде самостоятельных небольших интрузивных тел: штоков, жил. Известково-щелочные сиениты образуют лакколиты или слагают краевые зоны массивов нефелиновых сиенитов. Образуется при кристаллизации магмы, богатой К20 и бедной Si02. Изменения: развитие хлорита, эпидота, уралита по темноцветным минералам; серицита, карбоната, глинистых минералов и др.— по полевому шпату. Районы распространения сиенитов: Урал (горы Высокая и Благодать, Ильменские горы), Енисейский кряж, Забайкалье (Ципиканский р-н), Казахстан (Баянаульский р-н) и др. Щелочные сиениты известны на Кольском п-ове (Хибины), в Приазовье (Мариупольский р-н) и в других местах.
Диагностика. Отличие от гранита: отсутствие или очень низкое содержание кварца, повышенное содержание темноцветных минералов (до 20%). Магматические горные породы — это породы, образовавшиеся непосредственно из магмы (расплавленной массы преимущественно силикатного состава), в результате её охлаждения и застывания. В зависимости от условий застывания различают интрузивные (глубинные) и эффузивные (излившиеся) горные породы.

БИЛЕТ { 2}

Оптические свойства минералов. Оптическая индикатриса.

Оптические свойства минералов подразделяются на кристаллооптические, связанные с поляризацией света при прохождении сквозь кристаллы, и собственно оптические, такие как прозрачность, цвет, блеск, люминесценция минералов.

Цвет (окраска) минералов. Минералы могут иметь самую разнообразную окраску, и, описывая минерал, нужно стремиться к возможно более точному ее определению путем сравнения с цветом общеизвестных предметов, например: молочно-белый, лимонно-желтый, травяно-зеленый, свинцово-серый и т. д. В зависимости от причин, ее вызывающих, можно выделить три вида окраски минералов: идиохроматическую, аллохроматическую и псевдохроматическую.

Цвет черты (или цвет минерала в порошке) определяется путем проведения куском минерала по шероховатой поверхности фарфоровой пластинки (бисквита). При этом четкую черту оставляют только ясноокрашенные минералы, твердость которых меньше твердости фарфора. Более твердые минералы черты не дают (они царапают фарфор), а бесцветные плохо окрашенные минералы, как правило, имеют плохо заметную белесую черту. Блеск минералов, или способность отражать падающий на них свет, является важным диагностическим свойством, так как зависит от оптических констант минерала — показателя преломления и показателя отражения. Последние, в свою очередь, обусловлены кристаллохимическими особенностями минералов, и прежде всего плотностью кристаллических решеток и тинами химических связей в них. По характеру блеска минералы можно разделить на три группы: с металлическим, полуметаллическим и неметаллическим блеском.

Прозрачность определяется способностью минералов пропускать падающий на них свет.

ОПТИЧЕСКАЯ ИНДИКАТРИСА — вспомогательная воображаемая эллипсоидальная поверхность, выражающая опт. св-ва кристаллических веществ, мысленно помещаемая в центре кристаллического вещества. При этой: а) каждый радиус-вектор О. и. геометрически пропорционален (в некотором м-бе) пок. прел, световой волны, колебания которой совершаются в направлении этого радиуса-вектора; б) опт. свойства природных веществ в любом сечении определяются параллельным ему центральным (эллиптическим) сечением индикатрисы, ┴ к которому распространяется световая волна; в) оси симметрии этого эллиптического сечения являются единственными возможными направлениями световых колебаний в данном сечении к-ла. Поэтому для определения опт. свойств природных веществ необходимо знать форму индикатрисы, величину ее полуосей и ориентировку в исследуемом веществе (см. Ориентировка оптической индикатрисы). О. и. в к-лах куб. синг. принимает форму шара, в к-лах средних синг.— форму эллипсоида вращения, в котором с осью вращения совпадает Ng или Np (см. Кристалл оптически одноосный), в к-лах низших синг.— форму трехосного эллипсоида с тремя неравными, взаимно перпендикулярными осями, с которыми совпадают 3 разных пок. прел.: п_g, п_m и п_р (см. Кристалл оптически двуосный). Главные диаметры (оси) эллипсоида вращения и трехосного эллипсоида, являющиеся осями симметрии этих эллипсоидов, называются осями индикатрисы. Они обозн. буквами Ng, Nm и Np. Эллипсоид вращения имеет одно, трехосный — два круговых сечения.

2 . Текстура и структура гранитоидов.

Текстура гранитоидов в одних случаях вполне однородная, массивная, в других — неоднородная, такситовая (пятнистая) или полосчатая. Неоднородные текстуры встречаются преимущественно в более основных разновидностях гранитоидов—тоналитах, гранодиоритах, где цветные минералы распределяются часто неравномерно, образуя скопления в виде пятен или неправильных полос — шлиры. Шлиры, состоящие из роговой обманки и биотита, обычно имеют расплывчатые, неправильные границы, но иногда сохраняют следы угловатых очертаний. Последнее свидетельствует о том, что каждый из шлиров образовался на месте ксенолита, т. е. обломка какой-то другой породы, захваченного и переработанного магмой. Распространены в гранитоидах также директивные текстуры, выражающиеся в однообразной субпараллельной ориентировке таблитчатых кристаллов полевых шпатов, иногда пластинок слюды. Таблички полевых шпатов обычно ориентируются по тому направлению, в котором происходило течение магмы до ее полной кристаллизации. Структура гранитоидов чаще всего среднезернистая с размером выделений 1—2 мм, реже крупнозернистая (до 5—6 мм). Мелкозернистые породы с размером выделений в доли миллиметра встречаются близ контактов интрузивных тел и в их маломощных ответвлениях — апофизах.

3.Вулканогенные обломочные породы, разновидности.

ВУЛКАНОГЕННЫЕ ОБЛОМОЧНЫЕ ГОРНЫЕ ПОРОДЫ - горные породы, полностью или более чем на 50% состоящие из эффузивного или эксплозивного, гидрохимически сцементированного или сцементированного лавой материала. Породы имеют обломочную структуру и синхронны по времени образования процессу вулканизма.

Главные особенности горных пород этого отдела – их обломочный характер и присутствие продуктов вулканических извержений в составе, как обломков, так и цемента. Одновременно такие породы могут содержать материал осадочного происхождения в изменчивых соотношениях с вулканогенным материалом. В связи с этим одни представители отдела более близки к чисто вулканическим изверженным породам, обладают присущими им особенностями структуры, текстуры и тесно с ними ассоциируют; другие связаны непрерывными переходами с типично осадочными горными породами, обладают ярко выраженной слоистостью, сортированностью и прочими свойствами осадочных пород. Породы, сложенные почти целиком обломочным вулканогенным материалом, называютсяпирокластическими; породы смешанного вулканогенно-осадочного состава и происхождения носят название туфогенных пород, илитуффитов.

БИЛЕТ { 3}

Магматические горные породы — Магма периодически образует отдельные очаги в пределах разных по составу и глубинности оболочек Земли. Магматические горные породы образуются в результате затвердения магмы. Если расплав застывает на глубине, то образуются глубинные породы, при застывании магмы на земной поверхности, то образуются излившиеся. Глубинные породы застывают медленнее, и поэтому структура у них полностью кристаллическая. У излившихся она скрытокристаллическая, мелкозернистая или стекловидная. Каждой глубинной породе соответствует излившиеся того же химического состава . Магматические горные породы образуются в результате затвердевания магм, которые выходят в нижнюю часть земной коры или в верхнюю мантию. При подъёме вверх во время геотектонических процессов, магмы теряют температуру и затвердевают. При затвердевании до выхода их на поверхность земли, образуются породы, которые получили название интрузивных, или плутонических. Горные породы, образовавшиеся на большой глубине более 2 км, называются также абиссальными, или глубинными. Магмы достигшие земной поверхности в жидком состоянии и излившиеся из вулканов, образуют эффузивные, или вулканические, горные породы. Они называются также излившимися породами.
Вопрос о происхождении магмы и ее распространении в глубинах Земли окончательно пока не выяснен. Существуют гипотезы, по которым большинство частных магм происходит из двух-трех, первоначальных или из одной общей магмы. Согласно гипотезе Левинсона—Лессинга и более поздним работам [42], существуют две магмы — кислая, содержащая около 73% кремнекислоты, и основная с 50—53% кремнекислоты. Основанием для такого заключения послужило то, что именно такое содержание кремнекислоты имеют наиболее распространенные изверженные породы — кислые (граниты и др.) и основные (базальты и др.) [19]. По другой гипотезе [11, 18], первичной является только основная (базальтовая) магма, поскольку соответствующие ей породы распространены в виде продуктов вулканических извержений. Другие породы, в том числе и кислые, образовались за счет дифференциации базальтовой магмы — процесса распада однородной магмы на фракции разного состава, что и привело в конечном итоге к появлению разных пород. Дифференциация в жидкой фазе называется магматической (докристаллизационной); дифференциация, вызванная появлением кристаллов,— кристаллизационной. Магматическая дифференциация может быть вызвана ликвацией, газовым переносом и диффузией.
Среди пород этой группы преобладают плутонические образования, отдельные разновидности которых широко распространены и объединяются собирательным термином гранитоиды. Вулканические породы кислого состава – аналоги гранитоидов: риолиты (устаревшее название – липариты), дациты, трахириолиты, пантеллериты и комендиты распространены значительно меньше.

Гранитоидами называются зернистые, существенно полевошпатовые магматические породы, содержащие кварц как один из главных минералов. В наиболее богатых кварцем породах – гранитах – его количество достигает 25–45, в наиболее бедных – гранодиоритах – 15–25 %. Содержание темноцветных минералов варьирует от 5 в гранитах до 15–20 % в гранодиоритах. По содержанию темноцветных минералов в каждой разновидности гранитоидов могут быть выделены мезо-, мелано-, и лейкократовые типы. Меланократовые разновидности редки и, как правило, представляют собой продукт гибридизма. Существуют гранитоиды, почти совсем лишенные мафических минералов (аляскиты). В химическом составе гранитоидов SiO2 превышает 65 мас. %, много щелочей (K2O+Na2O 6,5–9 мас. %) и очень мало магния (MgO 2,0 мас. %). Хотя колебания химического состава незначительны, отдельные петрографические виды гранитоидов четко отличаются друг от друга по содержанию кремнезема и щелочей.Граниты – зернистые, наиболее богатые кварцем магматические породы. Внешне они окрашены в светлые сероватые, розоватые, буроватые тона, крупно-, средне- или мелкозернистой, нередко порфировидной структуры. Измененные граниты приобретают розоватую окраску, так как калиевый полевой шпат окрашивается при изменении в розовый цвет тонкодисперсными окислами железа. Иногда измененные граниты становятся зеленоватыми и буроватыми благодаря развитию в них эпидота и гидроокислов железа. Граниты нормального ряда состоят из калиевого полевого шпата (35–40), кварца (25–45), плагиоклаза (20–25) и биотита (5–10 %). Акцессорные минералы представлены апатитом, цирконом, сфеном, ортитом, монацитом, рутилом и др.
Граниты подразделяются на разновидности в зависимости от состава темноцветных минералов. Наиболее распространены биотитовые граниты. Реже встречаются мусковитовые граниты. Если же присутствуют как мусковит, так и биотит, то они называются двуслюдяными гранитами. Наконец, известны роговообманковые и биотит-роговообманковые граниты.Гранодиориты отличаются от гранитов тем, что плагиоклаз представлен не олигоклазом, а андезином, который всегда преобладает над калишпатом, а количество кварца здесь около 20 %. Характерным темноцветным минералом в гранодиоритах является наряду с биотитом роговая обманка. Цветное число составляет около 15 %, достигая в меланократовых разностях 25 %. Гранодиориты обладают наиболее резко выраженной гипидиоморфнозернистой структурой благодаря хорошо выраженному идиоморфизму плагиоклаза, который обычно представлен таблитчатыми кристаллами, часто с зональным строением. Здесь сказывается общая закономерность кислых интрузивных пород: чем выше основность плагиоклаза, тем выше его идиоморфизм по отношению к кварцу и калиевому полевому шпату.

БИЛЕТ № {4}

Геологические условия залегания интрузивных пород.

Внедрение магмы в различные гп, слагающие земную кору, приводит к образованию интрузивных тел.

Интрузивные тела:

1).Согласные :

-лакколиты (форма толстых, выпуклых вверх линз)

-лополиты(блюдцеобразные тела, выпуклые вниз)

-силлы(пластообразные тела, внедряющиеся между слоями толщи)

-факолиты(линзовидные тела разнообразной формы, приуроченные к антиклинальным и синклинальным складкам)

-межформационные интрузии (тела грубопластообразной формы, внедряющиеся вдоль поверхности несогласия, разделяющей 2 формации осадочных пород)

2).Несогласные:

-штоки(тела неправильной формы, грубоизометричные в горизонтальном сечении, прорывающие слоистые вмещающие толщи)

-дайки или жилы( плитообразные, ветвящиеся тела)

Излившиеся породы кислого состава, минеральный состав и разновидности.

Кислые эффузивы – липариты представляют собой породы светло-серого, желтоватого и розоватового цвета порфировой структуры. Величина вкрапленников от 0,2-2мм, реже 4-5мм. Отличаются наличием во вкрапленниках кварца. Обладают раковистым изломом, эмалевидным иногда фарфоровидным блеском.

Минералы вкрапленников:плагиоклаз,санидин,кварц,биотит,рог обманка.

Основной минерал:бесцвет вулканическое стекло, или зерн агрегат кислого плагиоклаза,санидина и кварца

Разновидности:

Риолиты(нет вкрапленников),обсидианы, пехштейны, перлиты,рипалитоидные дациты,пантеллириты.

Геологические условия нахождения и формы залегания вулканогенных обломочных пород. Полезные ископаемые.

Встречаются совместно с осадочными и образуют толщи очень пестрого состава с быстрой фациальной изменчивостью.Характер вулканогенно-облом. пород зависит от типа вулканизма и от тех фациальных условий. В которых вулканизм развивается.Тип пород зависит от характера изливающейся лавы.На платформах в областях развития трапповой формации распространены грубообломочные пирокластические породы: лапиллиевые туфы и вулканические брекчии базальтового состава.

БИЛЕТ № {5}

Породообразующие минералы магматических горных пород (главные, второстепенные, акцессорные, вторичные).

Основные породообразующие: полевые шпаты, кварц, амфиболы и пироксены, слюды.

Породообразующие УО пород:

Главные:

Первичные :оливин ; вторичные: серпентин, магнетит, тальк

первичные: ромбич. пироксен; вторичные: серпентин, тальк

первичные: моноклинный пироксен; вторичные: актинолит, хлорит

Второстепенные:

первичные: роговая обманка; вторичные: актинолит

первичные: биотит; вторичные: хлорит

первичные: основной плагиоклаз; вторичные :агрегат сосюрита

Акцессорные:

Магнетит,хромит,шпинель(пикотит, плеонаст), сульфиды никеля

Породообразующие Основных пород:

Главные:

Первичные :плагиоплаз основной ; вторичные: агрегат сосюрита

первичные: ромбич. пироксен; вторичные: серпентин, тальк

первичные: моноклинный пироксен; вторичные: актинолит, хлорит

Второстепенные:

первичные: оливин; вторичные: серпентин, тальк

первичные:роговая обманка ; вторичные: актинолит

первичные: биотит; вторичные :хлорит

первичные: кварц

Акцессорные:

Апатит, магнетит, титаномагнетит,хромит,шпинель

Породообразующие средних пород:

Главные:

Первичные :плагиолклаз средний; вторичные: сосюрит, серицит

первичные: роговая обманка; вторичные: актинолит

Второстепенные:

первичные: биотит; вторичные: хлорит

первичные: кварц

первичные:моноклинный пироксен; вторичные : актинолит

первичные:калиевый полевой шпат; вторичные: каолинит

Акцессорные:

Апатит, циркон,титанит, магнетит,титаномагнетит

Породообразующие кислых пород:

Главные:

Первичные :плагиоклаз кислый ; вторичные: серицит

Первичные:кпш; вторичные: каолинит

первичные: кварц

первичные: биотит; вторичные: хлорит

Второстепенные:

первичные: роговая обманка; вторичные: актинолит,хлорит

первичные: пироксен ромбический; вторичные: серпентин

первичные: пироксен моноклинный; вторичные : актинолит,хлорит

первичные:мусковит

Акцессорные:

Апатит,циркон, титанит,ортит,рутил,магнетит

Текстура и структура риолитов. Палеотипные аналоги.

Т-ра флюидальная, пелитовая, сферолитовая.

Стр-ра фельзитовая или микрофельзитовая, гранофировая и микропегматитовая

Гипотезы происхождения магматических пород.

Петрология-наука о происхождении гп.

Гипотезы происхождения пород уо и основного состава:

1)первичной магмой является базальтовая, все разнообразие пород возникает в результате ее деференциации.

2)кроме базальтовой существует самостоятельная перидотитовая магма, которая поступает из более глубоких частей зем коры

3)уо породы имеют неинтрузивное происхождение

Гип происх пород кислого состава:

1)происх гранитов магматическое, образовались: а)из ювенильной гранитной магмы; б)из гранитной магмы возникшей в рез-те дифференциации базальтовой магмы

БИЛЕТ № {6}

Текстуры магматических горных пород. Особенности текстур вулканических и плутонических пород. Текстурра: массивная,такситовая(шлировая),шаровая,директивная,флюидальная,брекчеевидно-такситовая, полосчатая.По способу залегания:плотная. Пузыристая(пористая),миндалекаменная.Стр-ра: полнокристаллическая,полукристаллическая.стекловатая,крупно-,средне-,мелко_,равномернозерниса=тая, порфировидная. Порфировая.

Геологические условия нахождения, распространение и формы залегания излившихся пород среднего состава. Полезные ископаемые.

Липариты и липаритовые порфиры образуют небольшие потоки , а также купола и лакколиты.Иногда липариты выполняют кальдеры и образуют лавовые озера.Вулканическое стекло подвергается раскристализации с образованием сферолитовых, микропойкилитовых и фельзитовых структур и возникает липалитовая порода сфлюидальной текстурой.Ингибриты представляют собой переходные породы от кислых лав к туфам(«туфолава»).

ПИ:туфы липаритового состава, обсидианы и пемзы исп-ся в силикатной и строительной пром-ти. Мест-я алунита, андалузита, пирофиллита, диаспора и корунда, также золота, серебра, меди и полиметаллов.

Гипотезы происхождения пород ультраосновного и основного состава.

1)первичной магмой является базальтовая, все разнообразие пород возникает в результате ее деференциации.

3)уо породы имеют неинтрузивное происхождение

БИЛЕТ №{7}

Вопрос 1: Структуры магматических горных пород. Особенности структур вулканических и плутонических пород.

- Структуры:

А) По степени кристалличности: Полнокристаллическая («голокристаллическая» состоит целиком из кристаллов и не содержит вулканического стекла), Полукристаллическая (гипокристаллической сост. Из кристаллов и из стекла) и Стекловатая (целиком из вулканического стекла).

Б) Величиной составных частей – Абсолютной и Относительной.

По Абсолютной величине составных частей: Явнокристаллические (зерна видны невооруженным глазом) и Афанитовые (зерна не видны невооруженным глазом).

По Относительной величине составных пород: (1)Равномернозернистая, (2)Неравномернозернистая, (3) Порфировидная и Порфирная.

В) Формой составных частей пород.

Если все минералы обладают идиоморфзмом, о такую структуру называют Панидиоморфнозернистой.

Если все минералы слогающие породу, аллотриоморфны то струтура будет Аллотриоморфнозернистая.

Также Диоморфнозернистая структура, появление которой обусловлено последовательностью веделения минералов в процессе кристаллизации.

Вопрос 2: Группа средних пород повышенной щелочности. Глубинные породы, состав и подразделение по минеральному составу.

- По данным А.Н. Заварицкого, на группу сиенита приходится всего 0,6% всей площади распространения магматических пород. Сиениты – глубинные породы этой группы - не образуют крупных массивов, однако изучение их представляет значительный интерес для выяснения характера магматических и металлогенетических процессов в районах их развития. Излившиеся аналоги сиенитов – трахиты и их палеотипные аналоги – трахитовые порфиры.

-Общие признаки пород объединяемых под названием «сиениты», следующие: Отсутствие кварца, средняя кремнекислотность, Значительное содержание КПШ.

Мин. Состав-

Группа минералов	Минералы
Группа минералов	Первичные	Вторичные
Главные	КПШ, Плагиоклаз(кисл/ср), Роговая обманка, Пироксен, Биотит	Каолинит, Серицит, Актинолит, Хлорит
Второстепенные	Оливин или кварц
Акцессорные	Циркон, Сфен, Магнетит, Титаномагнетит, Апатит

Подразделение по мин.сост.

Сиенит-диорит(КПШ=Плагиоклаз=темноцветного минерала(обычно Роговой обманки)), Габбро- сиенит(КПШ=Плагиоклаз, темн.цв.мин. 40-50%), Кварцевые сиениты(переходные породы между сиенитами и гранитами, Кварц 5-10%), граносиениты(еще более близкие к гранитам, сод. Кварца 10-20%).

Вопрос 3: Гипотезы происхождения пород кислого состава.

-3 группы:

1. Происхождение гранитов магматическое; они образовались из: (а) ювенильной гранитной магмы , (б) из гранитной магмы, возникшей в результате дифференциации базальтной магмы.

2. Существует палингенная гранитная магма

3. Граниты образовались метасоматическим путем – учение трансформизма

БИЛЕТ № {8}

1. Классификация и номенклатура магматических пород.

В настоящее время подразделение магматических пород основывается на комплексе признаков их вещественного состава, причем вначале для последовательного выделения общих таксонов (групп, рядов, семейств) используется химический состав как наиболее универсальный критерий, а затем минералогический и фациальный (геологические условия).
Наиболее важным считается содержание SiO₂ (кремнезема), который считается главным компонентом и положен в основу классификации. На основании содержания SiO₂(в мас. %) породы делятся на кислые (> 64), средние (52–63), основные (45–52), ультраосновные (< 45). Очень важным критерием деления пород по химическому составу являются содержания окислов калия и натрия, а также их соотношения. Группы магматических пород разделяются по степени щелочности на петрохимические ряды – нормальной щелочности, умеренно-щелочные (синонимы: субщелочные, повышенной щелочности) и щелочные. Критерием для такого разделения служит содержание в горных породах суммы щелочей (Na₂O + K₂O, в мас. %), пределы колебаний которых принимаются различными для разных групп пород, т. е. они варьируют в зависимости от содержания кремнезема. В пределах каждого ряда находятся петрохимические группы пород, выделяемые по содержанию кремнезема.
В ряд нормальной щелочности входят группы дунитов, перидотитов, пироксенитов, габбро, габбро-диоритов, диоритов, кварцевых диоритов, гранодиоритов и их эффузивных аналогов (коматиитов, пикритов, базальтов, андези-базальтов, андезитов, дацитов, риолитов)

Ряд умеренно-щелочных (субщелочных) пород включает в себя монцогаббро, эссекситы, монцониты, сиениты, граносиениты, субщелочные граниты и эффузивные аналоги (трахибазальты, трахиандезиты, латиты, трахиты, трахидациты, трахириолиты)

Ряд щелочных пород включает в себя фоидолиты, мелилитолиты, щелочные габброиды, фельдшпатоидные сиениты, щелочные сиениты, щелочные граниты и эффузивные аналоги (щелочные пикриты, фоидиты, мелилититы, щелочные базальты, фонолиты, щелочные трахиты, щелочные трахидациты) Кроме выделения петрохимических рядов по степени общей щелочности, традиционным и имеющим важное петрологическое значение является разделение магматических пород по типу щелочности с использованием соотношения Na₂O/K₂O на натриевые, калиево-натриевые и калиевые. При классификации учитываются следующие минералогические особенности пород.

Содержание полевых шпатов, состав полевых шпатов и соотношение щелочных полевых шпатов и плагиоклазов.
Присутствие или отсутствие кварца.
Относительное количество салических и фемических минералов (индекс мафичности М, %).
Отсутствие или наличие фельдшпатоидов (нефелина, лейцита и др.).

2. Текстура и структура сиенитов.

Текстура: Полосчатая, массивная, пятнистая.

Структура: Общая структура чаще всего среднезернистая, иногна неравномернозернистая, Распространена порфировидная структура.

Микроструктура обычно гипидиоморфнозернистая, характеризуется различной степенью идиоморфизма минералов.

Монцониты обладают специфической, монцонитовой структурой, выражающейся в весьма резком идиоморфизме плагиоклаза по отношению к КПШ.

3. Общие сведения о метаморфизме. Главные факторы. Типы метаморфизма.

Метаморфизм (от греч. metamorphoómai — подвергаюсь превращению, преображаюсь) — процесс твердофазного минерального и структурного изменения горных пород под воздействием температуры и давления в присутствии флюида. Выделяют изохимический метаморфизм — при котором химический состав породы меняется несущественно, и не изохимический метаморфизм (метасоматоз) для которого характерно заметное изменение химического состава породы, в результате переноса компонентов флюидом. По размеру ареалов распространения метаморфических пород, их структурному положению и причинам метаморфизма выделяются: Региональный метаморфизм который затрагивает значительные объемы земной коры, и распространен на больших площадях. Контактовый метаморфизм приурочен к магматическим интрузия, и происходит от тепла остывающей магмы. Динамометаморфизм происходит в зонах разломов, связан со значительной деформацией пород. Импактный метаморфизм Происходит при резком ударе метеорита о поверхность планеты. Метаморфизм сверхвысоких давлений Происходит при при погружении блока земной коры на большую глубину в мантию.

БИЛЕТ №{9}

1.Магматические породы нормального ряда. Группа ультра основных пород. Классификация.

Магматическая горная порода, содержащая менее 45% вес. SiO2. Породы ультраосновной группы подразделяются на три ряда - нормального, субщелочного и щелочного, присутствующих в обоих классах пород - вулканическом и плутоническом (интрузивном).

Среди вулканических ультраосновных пород нормального ряда выделяется семейство пикритов, состоящее из трех видов: коматииты, пикриты и меймечиты. В ряде плутонических пород нормального ряда выделяются семейства: оливинитов-дунитов, состоящее из двух видов - оливинитов и дунитов, и перидотитов, где выделяются гарцбургиты, лерцолиты, верлиты и роговообманковые перидотиты.

Ультраосновные породы субщелочного ряда пока представлены только семействами кимберлитов и лампроитов, среди которых выделяется по одному виду пород - кимберлиты и лампроиты. Они, как правило, развиты в форме трубок взрыва, хотя в наблюдаются и в форме небольших интрузивов, а также лавовых потоков (исключительно редких в случае кимберлитов).

Вулканические ультраосновные породы щелочного ряда представлены семействами щелочных пикритов, мелилитов и ультраосновных фоидитов. Семейство щелочных пикритов образовано следующими видами: биотит-пироксеновый пикрит, мелилит-пироксеновый пикрит, фельдшпатоидный пикрит и беспироксеновый щелочной пикрит, а мелилититов - оливиновый мелилитит, мелилитит, и беспироксеновый мелилитит. В состав семейства ультраосновных фоидитов входят виды: оливиновый меланефелинит, меланефелинит, нефелинит, мелаанальцимит и оливиновый мелаанальцимит, оливиновый мелалейцитит, мелалейцитит и оливиновый мелакальсилит (мафурит). Интрузивные ультраосновные породы щелочного ряда образованы семействами мелилитолитов и ультраосновных фоидолитов. Семейство мелилитолитов образовано видами: мелилитолит, кугдит, ункомпагрит, турьяит и окаит. Семейство ультраосновных фоидолитов представлено видами: якупирангит, мельтейгит, ийолит, уртит, миссурит.

2.Морфология тел сиенитового состава и геологические особенности их залегания. Полезные ископаемые.

Сиениты редко слагают самостоятельные массивы; в этих случаях тела их имеют характер небольших штоков, лакколитоподобных тел и даек. Обычно сиениты входят в состав крупных массивов иного состава, слагая чаще всего краевые зоны этих массивов и будучи связаны постепенным переходом с прилегающими к ним породами.

Большей частью районами распространения сиенитов являются те участки земной коры, которые характеризуются широким развитием гранитоидных интрузий. В частности сиениты, связанные с генетически с гранитоидами, описаны в ряде районов Урала, Центр. Казахстана, Тянь-Шаня, Алтая и в других регионах.

ПИ- Поскольку сиениты формируются в тесной генетической связи с другими типами пород и редко образуют самостоятельные массивы, едва ли можно назвать полезные ископаемые, специфичные только для сиенитов: следует говорить в целом о металлогенетических особенностях тех магматических формаций, в составе которых присутствуют эти породы. Однако известен ряд примеров, когда рудные месторождения находятся в тесной пространственной ассоциации с сиенитами. Так, железорудные месторождения района горы Высокой и горы Благодать на Урале приурочены к зане контакта сиенитов с вмещающими их карбонатными породами.

3.Минеральный состав метаморфических горных пород.

В составе метаморфических пород присутствует многие минералы магматических, а так же осадочных пород. Одновременно с этим в них большую роль играют минералы, которые присущи только этим породам.

Типичными минералами являются: Силикаты алюминия – андалузит, дистен и силлиманит, все они имеют одинаковый хим состав , но имеют различную упаковку ионов в кристаллической решетке.

Также характерны богатые железом водные силикаты – хлоритоид и ставролит, алюмосиликат магния и железа – кордиерит, минералы из группы граната, водные известково-глиноземистые силикаты группы эпидота – цоизит, клиноцоизит и эпидот, ромбические амфиболы, слюдоподобные минералы – тальк, пирофиллит, хлориты, а также такие минералы, как волластонит, везувиан и др.

Из главных породообразующих минераловмагматических пород наиболее широко в метоморфических породах распространены следующие: из группы оливина – форстерит, из группы ромбических пирроксенов – гиперстен, из группы моноклинных пирроксенов – диопсид, из группы моноклинных амфиболов – роговая обманка, из группы слюд – биотит, мусковит и флогопит, из группы КПШ – микроклин, из группы плагиоклазов – альбит. Одним из главных минералов метоморфичесих пород является кварц.

Реликтовые минералы- уцелели при метаморфизме от первичного состава породы, либо сохранились в метаморфической породе при изменении термодинамических условий метаморфизма.

Устойчивыми реликтовыми минералами в метаморфических породах чаще всего являются акцессорные: апатит, циркон, рутил, титанит, турмалин, рудные металлы, и некоторые др.

Равновесные минералы – это минералы, отвечающие определенным условиям метаморфизма, при котором сформировалась данная метаморфическая порода.

Минералы позднего диафтореза – это такие, которые замещают равновесные минералы метаморфических пород, но образуются значительно позже, после завершения метаморфического процесса. Таковы например, серицит, заменяющий плагиоклаз, или хлорит, образующийся по биотиту.

БИЛЕТ № {10}

1 вопрос .Особенностью ультраосновных пород является то что светлоцветные минералы в них никогда не бывают в числе главных т.е. это породы бесполевошпатовые.главные минералы этих пород –оливин ромбический и моноклинный пироксены.роговая обманка и биотит присутствуют гараздо реже и лишь в некоторых разновидностях пород преобретают значения главных минералов .

Текстура ультраосновных пород массивная,иногда полосчатая или такситовая вследствии неравномерного распределения оливина, пироксенов и рудных минералов.

Структура их обычно средне или мелкозернистая,реже крупнозернистая.по форме и соотношению структуры довольно разнообразны.

2 вопрос. К группе к группе щелочных базальтоидов относятся разнообразные породы. Имеющие облик базальтов. классификация щелочных базальтоидов достаточно сложна.

Среди щелочных базальтоидов выделяется следующие наиболее распространенные группы пород

-Щелочные базальты

-Тефриты и оливиновые тефриты (базаниты)

-Нефелиниты и нефелиновые базальты

-Авгититы и лимбургиты

{12}

1.Вулканические основные горные породы.

Ультраосновные горные породы, ультрабазиты, гипербазиты, горные породы, сложенные главным образом магнезиально-железистыми силикатами — оливином и пироксеном — с небольшой примесью второстепенных минералов (хромита, магнезита и др.). В химическом отношении У. г. п. относительно бедны SiO2 (менее 45%) и богаты Mg (более 42% MgO). Среди У. г. п. выделяют большое число различных типов, в том числе наиболее важные — дуниты и оливиниты (в которых вместо хлорита присутствует магнетит), перидотиты и пироксениты. Для У. г. п. характерен полный или частичный переход оливина и пироксена в серпентиновые минералы (хризотил, антигорит, лизардит) с образованием серпентинитов. У. г. п. широко распространены в виде массивов или тектонических отторженцев во всех областях развития магматических горных пород; они встречены в областях срединно-океанических хребтов. У. г. п. часто ассоциируют с габбро, щелочными породами и карбонатитами. В начале 1970-х гг. в Австралии были изучены лавовые потоки У. г. п. Эффузивные У. г. п. обнаружены в Сибири (маймечиты) и на Камчатке.Условия образования У. г. п. окончательно не выяснены. Большинство геологов-тектонистов (А. В. Пейве, А. Л. Книппер, В. Г. Казьмин и др.) считает У. г. п. тектоническими отторженцами пород, слагающих верхнюю мантию Земли, тогда как многие петрографы (в частности, В. Н. Лодочников, американские учёные Х. Тейлор и П. Уилли) продолжают развивать представления о магматическом генезисе У. г. п. С У. г. п. связаны месторождения многих видов полезных ископаемых (месторождения платиновых, хромитовых, силикатных, никелевых и легированных железных руд, асбеста, нефрита и др.).

2 . Геологические условия нахождения, распространения и формы залегания излившихся средних пород повышенной щелочности. П.И Андезиты и метаандезиты имеют широкое распространение: они образуют покровы и потоки, и их появление на земной поверхности связано с излияниями центрального типа. Поскольку андезитовая магма обладает большей вязкостью, то андезиты часто образуют купола и обелиски (экструзии). Общеизвестны купол и игла вулкана Мон-Пеле, купол вулкана Шивелуч. Благодаря вязкости андезитовой магмы и относительному богатству ее газами (летучими компонентами) извержения андезитов часто носят взрывной характер, что приводит к образованию большого количества пирокластических продуктов. Формируются стратовулканы, в которых прослои туфов чередуются с потоками лав. Извержение андезитового материала на поверхность сопровождается и формированием субвулканических тел. Обычно это дайки или штоки, значительно реже межпластовые тела. Они сложены породами, аналогичными по минеральному и химическому составу породам лавовых потоков, однако отличаются несколько более высокой степенью кристалличности основной массы пород. Андезиты развиты в древних складчатых областях и современных островных дугах. Они практически отсутствуют на платформах и в океанах. Отмечается связь между мощностью земной коры и объемом извергавшихся андезитов, который возрастает с увеличением ее мощности. При переходе от континентальной земной коры к океанической наступает такой момент, когда вместо андезитовых лав извергаются базальтовые. Эту закономерность заметил в 1910 г. А. Маршалл, сначала в юго-западной части, а затем и вокруг всего Тихого океана. Явление (смена андезитового вулканизма базальтовым по мере утончения континентальной земной коры) получило название «андезитовая линия», или «андезитовый пояс». Эта линия показывает границу перехода океанической коры в континентальную. Андезитовый пояс проходит по Камчатско-Курильской дуге и почти симметрично ей на востоке Тихого океана располагается андезитовая провинция Каскадных гор.

3.Региональный метаморфизм и его фации.

РЕГИОНАЛЬНЫЙ МЕТАМОРФИЗМ - преобразование минерального состава и структуры горных пород под воздействием температуры, давления и глубинных растворов, проявленное на обширных площадях.

Условно отличается от локального метаморфизма в узких зонах тектонических дислокаций и тепловых аномалий или в контактах магматических тел (контактовый метаморфизм) большой мощностью проявлений. Различают зональный региональный метаморфизм со сменой в пространстве высокотемпературных фаций и зон всё более и более низкотемпературными и незональный — однородный в крупных блоках и на больших территориях. В зависимости от глубины (давления) и температуры выделяют фации регионального метаморфизма: цеолитовую низких температур (100-300°С) и низких давлений (0,1-2•10⁸ Па) с развитием минералов группы цеолитов наряду с глинистыми минералами, карбонатами, кварцем и др.; зелёных сланцев (250-450°С и 0,5-3•10⁸ Па), представленную широким развитием хлоритов, серпентина, талька, эпидота, серицита, кварца, карбонатов; эпидотовых амфиболитов (400-500°С и 0,5-4•10⁸ Па) с характерным присутствием роговой обманки с эпидотом; амфиболитовую(450-700°С и 2-6•10⁸ Па) с обычными роговообманково-плагиоклазовыми ассоциациями; гранулитовую (650-1000°С и 5-15•10⁸ Па), устанавливаемую по присутствию ряда минеральных ассоциаций (силлиманит + ортоклаз; гиперстен + ортоклаз; силлиманит + гиперстен и др.). Кроме этого нормального ряда фаций метаморфизма, характеризующихся увеличением температуры с глубиной, выделяется глаукофановая фация (голубых сланцев), характеризующаяся сравнительно низкими температурами (300-450°С) и высокими давлениями 4-10•10⁸ Па и представленная специфическими минералами высоких давлений (глаукофан, лавсонит и др.). Переходы между фациями метаморфизма выражаются сменой минеральных ассоциаций и находятся в зависимости от давления, температуры и особенностей химического состава. Поэтому строгих общих границ между фациями регионального метаморфизма нет. Точное разделение условий метаморфизма производится на основе конкретных минеральных ассоциаций.

БИЛЕТ №{13}

вопрос магматические породы основного состава резко преобладают среди эффузивов,тогда как среди интрузивных образований их роль незначительна. Интрузивныепороды основного состава обозначаются собирательным термином габброиды.Кайнотипные эффузивы основного состава носят название базальтов, а их палеотипные аналоги базальтовых порфиритов,диабазов и диабазовых порфиритов.

Минеральный состав появляется светлоцветный компонент ,представленный основным плагиоклазом , содержание которого составляет в среднем половину объема породы .главным минералами в составе являются моноклинные и ромбические пироксены.Реже встречаются оливин.роговая обманка и биотит- типичные второстепенные минералы габброидов,

2 вопрос .Магматические породы щелочного ряда принадлежат к числу наименее распространенных в составе земной коры в то же время они отличаются разнообразием минерального состава представлены большим количеством петрографических разновидностей и связаны с рядом важных типов полезных ископаемых.

Щелочные сиениты во многом сходны по вещественному составу с описанными выше сиенитами нормального ряда,однако темноцветные минералы в их составе щелочные а плагиоклаз чаще всего представлен альбитом.

Темноцветные минералы далеко не всегда присутствуют совместно и в конкретных разностях пород любой из них может оказаться второстепенным или отсутствовать.Акцессорные минералы в щелочных сиенитах более разнообразны,чем в известково-щелочных.Плагиоклаз представлены альбитом первых номеров, иногда альбит-олигоклазом.

Текстуры и структуры основных пород.

При первом взгляде на породу необходимо определить, видны отдельные зерна или кристаллы, ее слагающие, или нет. Биогенные структуры (раковинная, коралловая и т.п.) опознаются сразу.

Визуально незернистые породы называются пелитоморфными, если они землисты, т.е. глиноподобны (трепела, алевролиты и т.д.), или афанитовыми, если они стекловаты, (как обсидиан, яшмы и др.).

Если порода явно зерниста, необходимо посмотреть на форму и размер отдельных зерен. Возможны 3 варианта: породы кристаллические (состоят из кристаллов), обломочные (состоят из обломков) или неполнокристаллические (состоят из афанитового матрикса с вкраплениями кристаллов). Дальше - вопрос определения размерности зерен: мелко- —> крупнокристаллические, либо мелко- —> грубообломочные. Потом определяется форма зерен (гипидиомрофная, кристаллобластовая, окатанная и т.д.).

По размеру кристаллов структуры подразделяются на:

Скрытокристаллич., размер меньше 0.1 мм, взглядом отдельные кристаллы не видны, но виден блеск на отдельных сколах по спайности и т.д.

Мелкокристаллические, размер от 0.1 до 1 мм.

Среднекристаллические, размер от 1 до 5 мм.

Крупнокристаллические, размер от 5 до 10 мм.

Гигантокристаллические, размер более 10 мм.

При расположении минералов в породе без всякого порядка получается массивная текстура, встречающаяся в породах магматических, метаморфических и осадочных. Последние имеют часто слоистую текстуру. Слоистая текстура выражается в чередовании, иногда очень тонком и резком, слоев различного состава, что характерно для осадочных пород. Для большинства метаморфических пород свойственна сланцеватая или полосчатая текстура, обусловленная параллельным расположением минералов, в строении которых должно быть ясно выражено направление — линейность или пластинчатость. Флюидальная текстура эффузивных пород, напоминающая отчасти линейную текстуру кристаллических сланцев и показывающая бывшее течение магмы, наблюдается в тех породах, в которых имеются минералы призматические, могущие запечатлеть течение лавы, и не видна там, где в тех же условиях отвердевания расплавленной массы минералы являются изометричными.

По способу заполнения пространства различаются плотные и пористые текстуры. При полном заполнении минералами (в том числе стеклом) породы занимаемого ею пространства получаются плотные текстуры; в противном случае имеют место пористые текстуры и т.д. Плотная - самая распространенная текстура не только метаморфических, но и магматических пород. Пористые текстуры более свойственны эффузивным и осадочным породам. Степень пористости или ее отсутствие у плотных пород, определяется по впитыванию воды в породу, по прилипанию к языку в случае капиллярной пористости, по весу породы (объемному весу) и рыхлости. На больших глубинах и под большим давлением пористость, конечно, должна исчезнуть. Если пустоты заполнены вторичным (чаще всего) материалом, то получаются миндалекаменные текстуры.

Крепость, т.е. сопротивление разрушению (не путать с твердостью, определяемой у минералов), оценивается по тpex-, четырех- или пятибалльной шкале:

породы рыхлые (не держат форму, рассыпаются сами или при легком нажатии пальцами),

слабой крепости (рассыпаются в пальцах с нажатием),

средней крепости (не ломаются в руках, но легко разбиваются молотком),

крепкие (трудно разбиваются молотком) и

весьма крепкие (очень трудно разбиваются молотком).

Текстура и структура, геологические особенности залегания щелочных сиенитов.

Структура - от крупно- до мелкозернистой, чаще равномернозернистая, иногда порфировидная.

Текстура. Массивная.

Щелочные сиениты не содержат нефелина или других фельдшпатоидов, но в них присутствуют щелочные пироксены и/или амфиболы (арфведсонит, рибекит), а олигоклаз уступает место альбиту. Сиениты и нефелиновые сиениты нередко залегают в виде крупных интрузивных тел (плутонов, массивов). Щелочные и известково-щелочные сиениты часто слагают небольшие массивы (штоки и т.п.). Нефелиновые сиениты могут образовывать небольшие тела. В США сиенитовые породы развиты в горах Уайт-Маунтинз (Нью-Гэмпшир), в северной части Висконсина, южнее и западнее Литл-Рока (Арканзас). В Европе особенной известностью пользуются выходы сиенитов в окрестностях Осло (Норвегия) и Дрездена (Германия). Наиболее известные районы распространения сиенитов в России - Урал, Енисейский кряж, Забайкалье, а щелочных сиенитов - Кольский п-ов.

Метаморфические породы,возникшие за счёт кварцевых песчанников.

При метаморфизме кварцевых песчаников образуютсякварциты.

Чаще всего образование кварцитов связано с перекристаллизациейпесчаников в процессе регионального метаморфизма. Прочность на сжатие в среднем 140—200 МПа, объёмная масса в среднем 2.6 г/см³, плотность в среднем 2.68 г/см³, огнеупорность до 1770 °C. Состав: кварц 70-80%, слюда, полевой шпат, тальк и другие минералы. Текстура: массивная, сланцеватая, пятнистая. Структура: зернистая (обычно гранобластовая), афанитовая. Некоторые сорта кварцитов используются материалом для изготовления недорогих камнерезых изделий как поделочный камень; находит применение как облицовочный камень.

{16}

Вопрос №1Излившиеся породы (базальты и базальтовые порфириты)

Минеральный состав базальтов отдельно для вкрапленников и основной массы приведен в табл. 10. Цветное число в лавах (базальтах) определяется для основной массы (в него также включается количество рудного минерала) и составляет около 50 %.

Разновидности По составу вкрапленников выделяются оливиновые, пироксеновые, плагиоклазовые, реже роговообманковые базальты. Наиболее распространенными являются оливиновые базальты.В случае присутствия в породе вкрапленников нескольких цветных минералов название ей дается по количественному принципу: на первом месте стоит название минерала, который образует наименьшее количество вкрапленников, а на последнем— минерал, вкрапленники которого преобладают. Например, в базальте присутствуют одновременно вкрапленники оливина, авгита и гиперстена, причем если принять сумму вкрапленников за 100%, то оливин составляет 50%, авгит — 30%, а гиперстен — 20%. В этом случае мы будем иметь гиперстен- авгитоливиновый базальт.

Широко применяется классификация базальтов по структурным признакам:

долериты — базальты с долеритовой структурой;

гиалобазальты — разновидности базальтов с большим количеством вулканического стекла в основной массе.

По минеральному и химическому составу среди базальтов различают два типа:

1)оливиновые базальты, обогащенные вкрапленниками оливина и недосыщенные кремнекислотой (45 вес. %). Вкрапленники оливина составляют до 40 % массы пород;

2)толеитовые базальты, отличающиеся повышенным (до 50 вес. %) содержанием кремнекислоты. Характерной особенностью толеитовых базальтов является наличие кварца и часто щелочного полевого шпата, которые присутствуют в интерстициях в основной массе. Одновременно толеитовые базальты часто содержат во вкрапленниках оливины

Щелочные породы среднего состава, недосыщенные кремнеземом. Глубинные породы, подразделение по минеральному составу.

Фельдшпатоидные (фондовые) сиениты резко уступают по распространенности любой из групп пород норм. Ряда. Главным представителем группы являются нефелиновые сиениты, однако она включает также разновидности с другими фельдшпатоидам (лейцитовые,содалитовые,канкрннитовые,анальцимовые и некоторые другиесиениты).Все они гораздо более редки, чем нефелиновые сиениты, к томуже их фельдшпатоиды часто имеют не первичную природу,а образовались путем изменения нефелина (канкринит, содалит), поэтому породы данной группы описаны нами на примере только нефелиновых сиенитов и их излившихся аналогов — фонолитов.

Глубинные породы (нефелиновые сиениты)

Нефелиновые сиениты характеризуются относительно большим содержанием окислов щелочных металлов (15—17 вес. %) и резким преобладанием среди них окиси натрия. Одновременно в этих породах по сравнению с щелочными сиенитами уменьшается содержание кремнезема до 50—56 вес. %, что приводит к появлению недосыщенного алюмосиликата (фельдшпатоида) — нефелина.

3.Метаморфические породы, возникшие за счет ультраосновных пород.

При региональном метаморфизме ультраосновных пород, представленных дунитами, перидотитами и пироксеннтамн, на низшей ступени различают две стадии. На первой стадии низшей ступени либо непосредственно за
счет ультраосновных пород или их серпентинизнрованных разностей возникают антнгорнтовые серпентиниты. При появлении в серпентинитах сланцеватой текстуры возникают серпент и новые сланцы. В зависимости от исходного состава ультраосновных пород в серпентиновых сланцах появляются такие минералы, как тальк, хлорит, реже актинолит, тремолит и ромбический амфибол — антофиллит. Если какой-нибудь из минералов переходит в группу главных, возникают тальк-ант и горитовые, актинолит-хлорит-тальковые сланцы и др. Этим сланцам присуща лепидобластовая или нематолепидобластовая структура, текстура сланцеватая.На второй стадии низшей ступени за счет ультраосновных пород или серпентинитов образуются антофнллитовые сланцы, если в исходных породах отсутствовал кальций, или же актинолитовые и тремолитовые сланцы. Эти сланцы хар.нематобластовой структурой и сланцеватой текстурой.На средней ступени регионального метаморфизма за счет ультраосновных пород образуются роговообманковые
сланцы или роговообманковые породы гранобластовой или гранонематобластовой структуры.На высшей ступени регионального метаморфизма снова возникают оливин-пироксеновые и пироксеновые породы, которые с трудом отличимы от исходных ультраосновных пород. Единственным критерием являются их структурные особенности — наличие в метаморфических породах бластовых структур.

БИЛЕТ №{17}

Текстура и структура эффузивов основного состава. Кайнотипные и палеотипные аналоги.

Текстура и структура нефелиновых сиенитов.

Структура полнокристаллическая, средне-, реже крупнозернистая.

Текстура массивная, иногда полосчатая и трахитоидная,

близкая к флюидальной с параллельной ориентировкой табличек полевых

шпатов и игольчатых минералов — эгирина и др.

хибинит — крупнозернистый эгириновый с пегматоидной структурой;

луяврит — зеленовато-чёрный с резко выраженной трахитоидной текстурой

3вопрс.Метаморфические породы, возникшие за счет пород основного и среднего состава.

На низшей ступени регионального метаморфизма этих пород различают три стадии. На первой стадии за счет лав основного
и среднего состава и их пирокластов возникают порфиритоиды, которые характеризуются сохранением реликтовых структур —порфировой или пластической.По минеральному составу порфиритоиды полностью аналогичны зеленым сланцам, которые образуются на второй стадии низшей ступени. Главными минералами последних являются альбит, минералы группы эпидота (энидот, клнноцоизит,цоизит), серицит, хлорит и актинолит (за счет цветных минералов). Если в первичных породах присутствовал кварц, то и в зеленых сланцах он встречается в тех же количествах. Наименование зеленым сланцам дается по ранее описанному количественно-минеральному принципу. Так, порода, содержащая 10 % эпидота, 20 % актинолита, 30 % хлорита и 40 % альбита,будет называться эпидот-актинолит-хлорит альбитовый сланец.Для зеленых сланцев характерны различные структуры.в зависимости от формы слагающих их минералов. Часто наблюдается сочетание гранобластовой структуры с лепидобластовой или нематобластовой. Иногда в зеленых сланцах сохраняются реликты первичных структур. Текстура зеленых сланцев обычно полосчатая или линзовидно-полосчатая,сланцеватая.В третьей стадии низшей ступени за счет лав основного исреднего состава образуются альбит-акт и нолитовые амфиболиты. Последние обладают гранонематобластовой, иногда пойкилобластовой структурой. Текстура сланцеватая.На средней ступени регионального метаморфизма лавы базальтового и андезитового состава, а также их пирокластические образования превращаются в амфиболиты— породы, состоящие из среднего плагиоклаза и роговой обманки. Цветное число амфиболитов около 50%.При образовании амфиболитов за счет базальтов в нихв результате избытка анортитовой составляющей первичного плагиоклаза появляется некоторое количество эпидота или клиноцоизита. В качестве дополнительных минералов амфиболиты
часто содержат гранат пироп-альмандиновой группы и моноклинный пироксен, благодаря чему выделяют гранатовые пироксеновые амфиболиты. Типоморфным аксцессорным минералом амфиболитов является титанит. Структуры амфиболитов —порфиробластовая, гранобластовая, иногда нематогранобластовая; текстуры - массивная, сланцеватая Породы того же минерального состава, что и амфиболиты, но обладающие резко выраженной сланцеватой текстурой, называют амфиболитовыми сланцами.На высшей ступени регионального метаморфизма за счет базальтов и анадезитов возникают плагиоклаз-пироксеновые породы, состоящие из основного плагиоклаза, гиперстена, диопсида и получившие название основные чарнокиты или основные гранулиты (П. Эскола). Выше описанные породы обладают гранобластовой структурой и сланцеватой, часто полосчатой текстурой. К этой же группе метаморфических пород, по-видимому, следует относить некоторыеразности эклогитов. Эклогиты состоят из граната пироп-аль-мандиновой группы, моноклинного пироксена — омфацнта и рутила. В гранате пироп составляет не менее 50—55 мол. %, гроссуляр - около 20 мол. %, остальные 25—30 мол. % приходятся на долю альмандина. Омфацит —это моноклинный пироксе. Типоморфным аксцессорным минералом как эклогитов, так и плагиоклаз-пироксеновых пород является рутил

Интрузивные породы (габбро и диориты)

Продукты регионального метаморфизма габбро и диоритов отличаются от продуктов регионального метаморфизма базальтов и андезитов лишь на первой стадии низшей ступени, где за счет габброидов возникают габбровые сланцы, которые по минеральному составу полностью аналогичны зеленым слан-
цам; особенность последних — наличие реликтовых структур и неравномерность перекристаллизации. Часто наблюдаются катакластические структуры. На второй стадии низшей ступени исчезают реликты первичного строения и образуются зеленые сланцы. На третьей стадии низшей ступени за счет габбро и
диоритов возникают альбит-актинолитовые амфиболиты. На средней ступени регионального метаморфизма за счет пород семейства габбро и диоритов также образуются амфиболиты, которые называют габбро амфиболиты и диорит-амфиболиты.На высшей ступени регионального метаморфизма формируются плагиоклаз-пироксеновые и гранат-пироксен овые породы или эклогиты.

БИЛЕТ №{18}

.Геологические условия нахождения, распространение и формы залегания излившихся пород основного состава. Полезные ископаемые.

.Морфология тел, сложенных нефелиновыми сиенитами, и геологические особенности их залегания. Полезные ископаемые.

.Метаморфические породы, возникшие за счет пород кислого состава.

1вопрос.Базальты широко распространены на земной пов-ти: образуют огромные по площади покровы и потоки. Базальтовая лава, обладая большой подвижностью, формирует излияния трещинного типа. Меньшую часть составляют базальты, образующиеся при излияниях центрального типа. Базальты входят в состав различных структурных элементов земной коры и связаны с различными типами тектонических движений.В геосинклинальных областях базальтовая магма обычно изливается в начальной стадии формирования геосинклинальной зоны вдоль глубинных разломов. Излияния, как правило, носят подводный характер; в результате их и формируются лавы спилитового состава, ассоциирующие в разрезе с кремнистыми осадками: в целом эти образования формируют спилит-керато-фировую формацию. При процессах складкообразования и изменении при этом термического режима основные эффузивы претерпевают зеленокаменное перерождение и превращаются в базальтовые порфириты, диабазы и диабазовые порфириты.

На платформенных участках земного шара излияния базальтов приурочены к крупным разрывным нарушениям и тесно связаны с формированием интрузивных залежей габброидного состава. Эта естественная ассоциация базальтов и интрузивных пород основного состава получила название трапповой формации. По характеру извержений среди базальтов платформенных областей выделяют базальты: массовых излияний (платоба-зальты), ареальных, или многовыходных, излияний и, наконец, щитовых вулканов центрального типа.Массовые излияния базальтов образуют базальтовые плато, площади которых достигают 1500 000 км2 (Сибирь), 500 000 км2 (Северная Америка), 650 000км2 (Деканское плато на Индийском полуострове). Еще более обширные покровы базальтов на дне океанов.Щитовые вулканы, сложенные базальтами, занимают меньшие пространства, но по характеру излияний эти базальты сходны с базальтами плато.

3вопрос.Метаморфические породы, возникшие за счет пород кислого состава

Эффузивные породы (лавы липаритового составаи их пирокласты) На низшем ступени регионального метаморфизма эффузивных пород кислого состава различают две стадии. На первой стадии возникают порфироиды, которые характеризуются наличием бластонорфировой или бластокластической структуры . Порфироиды состоят из кварца, альбита и серицита, иногда содержат небольшое количество хлорита за счет первич- ного цветного минерала. Первичный калишнат кислых лав либо замещается альбитом , либо переходит в кварц и серицит. Порфироиды обладают сланцеватой, иногда микроочковой текстурой. На второй стадии низшей ступени реликтовые структуры исчезают и возникают серицит-альбитовые сланцы. Последние содержат альбит в количестве свыше 25 % объема породы, почемуони и близки по минеральному составу к гнейсам, отличаясь
от последних резко выраженным микрозернистым строением. Благодаря этим особенностям альбитовые сланцы называют также микрогнейсами или гнейсовыми сланцами Ссрицит-альбитовые и хлорит-ссрицит-альбитовыс сланцы характеризуются мелкокристаллическим строением, лепидограно-бластовой структурой и сланцеватой, часто тонкополосчатой текстурой. На средней ступени регионального метаморфизма первичный калишпат кислых лав сохраняется и образуются гнейсы, состоящие из кварца, кислого плагиоклаза, калишпата и какого- нибудь цветного минерала — биотита, роговой обманки, иногда граната. Эти гнейсы, образовавшиеся в результате региональ ного метаморфизма магматических пород, получили название
ортогнейсов. они образуются на средней ступени регионального метаморфизма, их иногда называют мезогнейсами по старой номенклатуре Грубенмана. На высшей ступени регионального метаморфизма кислых лави их пирокластов тоже получаются ортогнейсы, содержащиев качестве цветных минералов гиперстен, гранат, иногда моноклинный пироксен. П. Эскола считает, что состав этих породблизок к парагнейсам и относит их к группе гранат-гипсрстеновых гранулитов.В нашей стране гиперстенсо-
держащне ортогнейсы широко известны под названием чариокиты (Д. С. Коржннскнй). Ортогнсйсы обладают граиоблас-товойструктурой и гнсйсовндной текстурой. Часто наблюдаютсятакже полосчатые и лннзовидно-полосчатыс текстуры.Интрузивные породы (гранитоиды) Региональный метаморфизм гранитоидов отличается от регионального метаморфизма кислых лав лишь характером продуктов на низшей ступени, где происходят главным образом катаклаз и развальцепание гранитов с широким развитием серицита и мусковита вдоль зон рассланцевання. На средней ступени регионального метаморфизма за счет гранитоидов образуются о рто гнейсы. В зависимости от исходного состава гранитоидов ортогнсйсы содержат разные количества плагиоклаза и калишпата. Встречаются платногнейсы, в которых присутствуют лишь плагиоклаз кислого и среднего состава. По цветным минералам различают двуслюдяные, биотитовые, роговообманковые бнотитроговообманковые ортогнсйсы. Текстура ортогнсйсов полосчатая, линзовндно-полосчатая, иногда очковая.На высшей ступени регионального метаморфизма гранитоидов возникают гперстеновые и гранатовые орто-гнейсы (чарнокиты).

БИЛЕТ № {19}

Глубинные породы среднего состава, минеральный состав и их подразделение.

Эффузивы среднего состава широко распространены на земном шаре. На их долю приходится 23% всех магматических пород.

Интрузивные породы среднего состава называют диоритами.

Глуб. породы. (диориты)

Типичные диориты состоят из среднего плагиоклаза и роговой обманки. Кварц в составе собственно диоритов может присутствовать как второстепенныйминерал, но в кварцевых диоритахон в ходит в число главных.

Диориты могут значительно различаться между собой по составу темноцветных минералов : наиболее распространены следующие их разновидности – роговообманковые, биотито-роговообманковые и биотитовые диориты.

Щелочные породы среднего состава, недосыщенные кремнеземом. Излившиеся породы, подразделение по минеральному составу, формы залегания.

Глубинные породы. ( нефелиновые сиениты)

Нефелиновые сиениты характеризуются относительно большим содержанием окислов Щелочных металлов и резким преобладанием среди них окиси натрия. Одновременно в этих породах по сравнению с щелочными сиенитами уменьшается содержание кремнезема до 50-56%, что приводит к появлению недосыщенного алюмосиликата – нефилина.

Полезные ископаемые, парагенетически связанные с регионально – метаморфическими породами.

В процессе регионального метаморфизмаосадочных имагматических пород возникают различныеполезные ископаемые. Прежде всего сами метаморфические породы в ряде случаевявляются полезнымиископаемыми – это филлиты, железистые кварциты и мраморы. Филлиты используются в качестве строительного материала, железистыекварциты являютсярудой на железо, мономинеральныекварцитыи мраморыиспользуютсяв качестве динасового ифлюсового сырья.

Ряд минералов ,образованных прирегиональном метаморфизме как осадочных, так и магматических пород, в местах их скопления представляет собой ценное сырьё: силлиманит и дистен, рутил, гранат,графит.

БИЛЕТ № {20}

Текстура и структура интрузивных пород среднего состава.

Структура обычно среднезернистая.

Щелочные породы основного состава, недосыщенные кремнеземом. Глубинные породы, минеральный состав, разновидности.

Этот вопрос есть уже в 19 билете.

Учение о фациях регионального метаморфизма.

Метаморфические фации включают породы любого химического состава, которые достигли химическогоравновесия за все время метаморфизма при определенных физических условиях.

Идею фаций выдвинул П. Эскола на материалах изучения горных пород, распространенных в Финляндии. Под фацией он понимал совокупность пород, образовавшихся в одинаковых условиях давления и температуры. П. Эскола и Д. С Коржинский считают, что в каждой фации достигнуторавновесие составляющих ее минералов. Т.О каждая горная порода представляет собой природную физико-механическую систему, подчиняющуюся термодинамическим законом равновесия.

Закон равновесия гетероидных систем, или правило фаз был выведен метематиком В. Гиббсом в 1876-1878гг. и может быть выражен через равенствоС = К+2-Ф, где С – число степеней свободы, К – число компонентов, Ф- число присутствующих фаз.

БИЛЕТ № {21}

Морфология тел диоритового состава и геологические особенности их залегания. Полезные пи.

Диориты очень редко образуютсамостоятельные крупные массивы. Тела, сложенные ими, имеют характер даек, лакколитов или небольших штоков, размер которых редко превышает 2 км.

По происхождению диориты могут быть подразделены на два вида. Диориты одного вида тесно связаны с внедрением кислых интрузий, другого – с формированием массивов габброидов.

Диориты ассоциирующие с гранитоидными массивами, образовалисьиз гранитной магмы вследствиерастворения и ассимиляции этой магмой вмещающих пород , богатых магнием, железоми кальцием.

Диориты, связанные генетически с основной магмой, образуют штоки и дайки, пространственно приуроченныек массивамгаббро-пироксенит-дунитовой формации.

ПИ: в пространственнойассоциации с диоритом и кварцевыми диоритами встречаются месторождения многих металлов, золота, меди,свинца,цинка,серебра.

Текстура и структура глубинных щелочных пород, недосыщенных крменеземом,морфология тел, сложенных щелочными габброидами.

Структура: среднезернистая, мелкозернистая, гипидноморфнозернистая.

Текстура: массиваня, такситовая.

Ультраметаморфизм (инъекционный метаморфизм, мигматизация, гранитизация)

- процесс образования сложных пород (мигматитов) путем инъекции расплавленного магматического материала и летучих в уже существующие породы, часто метаморфические. Под Мигматизацией понимают и более сложные изменения, в основном метасоматического характера, связанные с явлениями привноса из глубоко лежащих магматических масс и выноса некоторых веществ из первоначальных пород, подвергающихся полному преобразованию.

Гранитизация - процесс образования горных пород гранитоидного состава и гранитной структуры за счёт пород, имевших иной петрографический состав и облик. Основная особенность процесса гранитизации - привнос SiO₂, Na, К, Н₂О и вынос Mg, Fe, Ca и других фемических компонентов.

БИЛЕТ №{22}

Излившиеся породы характеризуются мелкозернистостью; такое строение их объясняется относительно быстрым застыванием тех расплавленных масс, из которых они образовались. Излившиеся породы состоят из мельчайших кристаллов, которые часто даже не различимы простым глазом: порода кажется совершенно сплошной и однородной, и только в тонких шлифах — специально приготовленных пластинках — под микроскопом можно разглядеть ее строение. У некоторых из этих пород даже стекловидная структура — минеральные частицы, входящие в состав таких пород, совсем не окристаллизованы и имеют вид стекла.
Кроме областей, где проявляется вулканическая деятельность, излившиеся породы можно встретить и там, где она уже закончилась. В некоторых из таких местностей излившиеся породы широко распространены и занимают большие пространства.
Самая распространенная излившаяся порода — это темный, почти черный, мелкозернистый базальт.
Древние излияния базальтов, застывших в виде мощных покровов и потоков, встречаются во многих местностях. По химическому составу базальты близки к породам из группы габбро. Нередко отдельные массивы базальтов отличаются своеобразным строением. Базальтовый массив бывает разбит на столбы, имеющие шести- или пятиугольное сечение. Одно из старинных и достопримечательных мест на земном шаре, где находятся выходы столбчатой формы базальта,— так называемая Фингалова пещера. Она находится на о-ве Стаффа в Атлантическом океане к западу от Шотландии. Пещера издавна пользуется известностью благодаря своим замечательным колоннадам, сложенным из мощных столбов базальта. В средние века никому и в голову не приходило, что эти столбы образованы самой природой. В шотландской легенде говорится, что пещера была выстроена когда-то великанами для своего вождя Фингала. Здесь якобы скрывался он со своими войсками, и никто из врагов не смел проникнуть в его убежище. По имени этого фантастического героя пещера и получила свое название.
В действительности Фингалова пещера — сооружение древнего исчезнувшего вулкана, из жерла которого когда-то вылились огромные потоки базальтовой лавы. Застывая, базальты распались на шестигранные призмы, которые впоследствии благодаря процессам выветривания превратились в гигантские столбы современного острова Стаффа. Морские волны выбили в них глубокий грот.
Мощные покровы базальта находятся в Сибири, в районе между реками Леной и Енисеем, в районе Забайкалья, на о-ве Сахалин, на Алтае; в Закавказье базальт встречается в Армении около оз. Севан и на склонах потухшего вулкана Арагац.
Базальт — порода очень крепкая. Это превосходный строительный материал.
Среди излившихся пород широко распространены еще андезиты, трахиты и липариты. Эти породы весьма разнообразны и встречаются главным образом в областях недавней или современной вулканической деятельности!
Андезиты, трахиты и липариты — породы светлые. Липариты, например, в свежем состоянии совсем белые; отдельным кристаллики в них представляют собой преимущественно светлые полевые шпаты! Темные минералы в этих породах играют незначительную роль. К этим породам очень близки кварцевые порфиры; это! древние плотные породы темно-красного и бурого цвета с рассеянными в них кристалликами кварца и полевого шпата. К излившимся породам относятся еще так называемые вулканические стекла; действительно, эти породы очень похожи на стекло. Типичное вулканическое стекло — обсидиан. Обсидиан всегда легко узнать: он обладает прекрасно выраженным раковистым изломом и часто имеет бархатно-черный цвет, переходящий иногда в серый и даже красновато-бурый, иногда с шелковистым отливом.
БАЗАЛЬТОИДЫ ЩЕЛОЧНЫЕ — голомеланократовые г. п., содер. в своем составе глинозем и щелочи. По Заварицкому (1929), Б. щ. относятся к особой генетической гр., близкой по свойствам как к гипербазитам, так и к гранитоидам; по Джохенсену (Johannsen, 1931—1938), Б. щ.— представители фельдшпатоидных г. п.; по Холмсу (Holmes, 1932, 1952), Б. щ. слагают верхние части некков, выполненных кимберлитами. Разнов.: мелилитовые базальты, нефелиновые базальты и др.; предположительно, согласно Гапеевой (1958), и кимберлиты.
КОНТАКТОВЫЙ — изменение минерального состава или перекристаллизация минералов горной породы под действием тепла магматических тел в их приконтактной области. Подобный локальный метаморфизм вызывается существованием высоких температурных градиентов, достигающих на 1 м нескольких или десятков градусов.

Контактовый метаморфизм характеризуется также низкими давлениями, свойственными малым и средним глубинам (1-15 км). При увеличении глубины и давления температурные градиенты уменьшаются, зоны контактового метаморфизма разрастаются и постепенно сменяются обширными зонами Регионального метаморфизма. Продукты контактового метаморфизма принято называть Роговиками. Выделяют роговики санидинитовой фации (700-1000°С, давление от 2,0 до нескольких десятков МПа), фации пироксеновых роговиков (550-700°С, давление до 300 МПа) и фации амфиболовых роговиков (400-600°С, давление до 400-500 МПа). Важнейший агент контактового метаморфизма — флюид, выделяющийся из магмы при её продвижении (прогрессивный этап) и застывании (регрессивный этап). Он не только переносчик тепла, но и катализатор. Контактовый метаморфизм происходит главным образом изохимически (кроме содержаний Н2О и CO2). При существенной роли транспортного вещества, вызывающего заметные изменения химического состава, приконтактовое изменение вмещающих горных пород называется контактовым метасоматизмом.

БИЛЕТ №{ 23}

1. Самыми известными и применимыми излившимися породами считаются базальты. Они состоят из полевого шпата и темноокрашенных минералов. Базальтовая структура - стекловатая или скрытокристаллическая. Для них характерны высокая твердость и хрупкость, поэтому эти свойства затрудняют их обработку. Базальты имеют темно-серый, черный цвета. Базальты широко используют в качестве строительного материала. Их применяют и в каменно-литейной промышленности как электроизоляционные, кислотоупорные материалы. Часто применяют и другую излившуюся породу, называемую диабазом. Также распространены излившиеся магматические породы - андезиты и порфириты. Базальты и диабазы относят к основным породам, андезиты и порфириты относят к средним породам. Порфириты и андезиты в основном, используют для производства брусчатки и кислотоупорных изделий.

2. Среди плутонических пород выделяют собственно глубинные , или абиссальные породы, полуглубинные , или гипабиссальные , образующиеся при застывании магмы на глубинах десятков – первых сотен метров, и жильные, возникшие при застывании магмы в трещинах. К вулканическим породам, кроме излившихся, относят пирокластические породы, представляющие собой скопление осевшего на поверхность материала, выброшенного при вулканических взрывах. Это куски застывшей лавы, обломки минералов и пород. Излившиеся породы по степени измененности делятся на кайнотипные, имеющие свежие неизмененные состав и строение, и палеотипные — измененные породы. При макроскопическом определении эффузивные кайно- и палеотипные породы часто бывает трудно различить. Надо обращать внимание на следующие черты: текстура кайнотипных пород часто бывает пористой, палеотипных — плотной (вторичное уплотнение); у палеотипных пород встречается миндалекаменная текстура, возникающая из пористой после заполнения пустот вторичными минералами. Вулканическое стекло, характерное для кайнотипных пород, в палеотипных в ряде случаев раскристаллизовывается, и возникает очень мелкозернистая, но кристаллическая структура. Кристаллические вкрапленники в палеотипных породах обычно сильно изменены. Часто в результате различных реакций цвет основной массы в палеотипных породах становится более темным. Исключение составляют основные породы, у которых базальт (кайнотипная порода) часто обладает черным цветом основной массы, а палеотипная порода —базальтовый порфирит — темно-зеленым и серо- зеленым, что объясняется замещением вулканического стекла и пироксенов хлоритом и появлением других (зеленоватых и зеленовато- серых) вторичных минералов за счет плагиоклазов.

3. Региональный метаморфизм является наиболее распространенным и важным видом метаморфизма, поскольку охватывает огромные площади или целые регионы. Он проявляется в условиях, когда отдельные участки земной коры испытывают длительное прогрессивное погружение, в результате чего горные породы перемещаются из верхних горизонтов земной коры в более глубокие. Обычно прогибание компенсируется осадконаполнением и в качестве главных факторов регионального метаморфизма, таким образом, выступает петростатическоедавление и температура, постепенное повышение которой обусловлено геотермическим градиентом; существенную роль также может играть односторонне боковое давление и химически активные вещества. В глубинных зонах земной коры может проявляться особая стадия регионального метаморфизма, называемая ультраметаморфизмом. Расплавы, возникающие при ультраметаморфизме и имеющие обычно гранитный состав, проникают во вмещающие породы, пронизывают их, образуя своеобразные породы смешанного состава — мигматиты. Широко развиты мигматиты в пределах древних щитов — Балтийского, Украинского, Алданского. Контактовый метаморфизм проявляется на контактах магматических расплавов, внедряющихся в земную кору, с вмещающими породами. Вблизи контакта образуется ореол метаморфических пород, который обычно захватывает как окружающее магматическое тело породы, так и краевые части самого магматического тела. Ширина зоны контактового изменения (контактового ореола) может изменяться от сантиметров до первых километров. Основными причинами изменения горных пород в зонах контактов являются температура, возрастающая благодаря тепловому воздействию магматических масс на вмещающие породы, и химически активные газовые и жидкие растворы, выделяемые магматическими расплавами. Процесс замещения одних минералов другими, протекающий при участии газовых и жидкихрастворов и сопровождающийся изменением химического состава минеральных образований называется метасоматозом, а разновидность метаморфизма — контактово — метасоматическим. В зависимости от агрегатного состояния растворов различают пневматолитовый и гидротермальный контактово — метасоматический метаморфизм. Наиболее распространенным контактово — метасоматическими горными породами являются скарны и грейзены. Динамометаморфизм (катакластический, дислокационный метаморфизм) проявляется, главным образом, в верхних частях земной коры, в зонах развития тектонических движений дислокационного характера. Часто локализуется вдоль разрывных тектонических нарушений. Таким образом, основной причиной, вызывающей его, является одностороннее давление. При динамометаморфизме изменяются в основном структурно — текстурные особенности горных пород. Происходит их дробление, а в более глубоких зонах в связи с повышением температуры механическое разрушение сменяется пластическими деформациями. В породах появляется полосчатость, заключающаяся в чередовании слоев различных по форме зерен и окраске минералов, возникает кристаллизационная сланцеватость.

БИЛЕТ №{24}

1. Вулканиты образуются в тех случаях, когда огненно-жидкая магма, поднимающаяся из глубин Земли под воздействием вулканических сил, достигает земной поверхности. Причем не играет роли, изливается ли магматический расплав подобно грязевому потоку из вулканического жерла или по трещине в земной коре вытекает прямо на поверхность. Если же сгустки лавы вперемежку с остатками материала, прежде заполнявшего жерло, или с обломками боковых пород выбрасываются в воздух, откуда затем осаждаются, говорят о вулканических туфах. По химизму и тем самым по минеральному составу вулканиты в целом сходны с плутонитами (интрузивами), так как обе эти группы пород происходят из одних и тех же магм. И вулканические породы, подобно
плутоническим, с понижением содержания кремне-кислоты становятся темнее и тяжелее. ВУЛКАНИЧЕСКИЕ ТУФЫ , или просто ТУФЫ , представляют собой выброшенные в воздух частицы лавы и пепла, перемешанные с обломками различных пород, уплотненные и сцементированные. Вулканические туфы можно подразделять по исходному материалу или по материнским
лавам (например, базальтовые, трахитовые туфы и т. д.). Чаще туфы различают по величине зерен.
2. Диасхистовые лейкократовые породы (диорит-аплиты и диоритовые пегиматиты) редкие и
нехарактерные породы. Они состоят почти из одного среднего плагиоклаза с небольшой примесью роговой обманки. Чаще встречаются меланократовые диасхистовые породы – лампрофиры, к которым относятся спессартиты и керсантиты.
3. Метасоматоз – метаморфический процесс при котором химический состав породы изменяется с привносом или выносом химических компонентов в результате взаимодействия породы с водными флюидами (растворами). На постмагматической стадии в циркуляцию вовлекается значительное количество метеорного флюида , образующего конвективные ячейки в приконтактовых зонах интрузивов. Эволюция постмагматических растворов с понижением температуры проявляется последовательной сменой состава флюида и выделяется раннещелочная стадия , стадия кислотного выщелачивания и позднещелочная стадия метасоматоза, связанного с интрузивами. Изменение кислотности-щелочности флюида создает
геохимические барьеры для многих рудных компонентов, вызывая резкое изменение их растворимости во флюиде и за счет этого формируются самые разнообразные месторождения полезных ископаемых.