Петрография. Шпоры

1.Петрография: предмет и задачи. П – наука о гп, занимается изучением, описанием и классификацией гп и их природных ассоциаций. Изучает с точки зрения хим.состава, структуры, текстуры и т.д. Петрография – термин, составленный из древнегреческих слов. Буквально он означает «описание камня». Гп – это естественный парагенетический агрегат минералов в виде вулканического стекла, обломков гп, химических и органических осадков, характеризующиеся опр.составом, структурой и текстурой. ГП: экзогенные (осадочные, осадки, коры выветривания) и эндогенные (магматические и метаморфические). Предметом П является всестороннее изучение мг и мт гп, которое включает решение задач: 1)а)изучение хим состава; б)изучение строения: структуры, текстуры; в)и др св-в гп, а также слагаемых этими гп геол тел и земной коры в целом. 2)создание рациональных классификаций и решение вопросов номенклатуры гп. 3)изучение морфологии, размеров мг и мт тел и условий их залегания. 4)изучение времени, возраста и места становления в развитии опр геол цикла. 5)изучение условий и процессов формирования мг и мт гп. 6)оценка фациальной и формационной принадлежности гп. 7)изучение взаимосвязи процессов рудогенеза с образованием и размещением гп. Методы исследования гп: 1)полевые: наблюдение в обнажениях, в разрывах, в скважинах. Вторичные изменения, трещиноватость, отбор образцов на анализы. Исп также геофизические методы. Явл той необходимой основой, на которой должны базироваться все остальные методы. 2)лабораторные: исследования под микроскопом, минералогические методы, химические, спектральные, рентгеноструктурные, термические методы, изучение термоядерного резонанса. 3)экспериментальное изучение гп. Изучение фазовых равновесий мин в процессе их кристалл-и и последующих превращений при остывании. 4)теоретические обобщения.	2.Научное и практическое значение петрографии, ее связь с другими науками. Теоретическое значение П определяется тем, что гп являются частью геол иерархии (организации в-ва): минералы-гп-геол тела-формации-геокомплексы-оболочки Земли. П входит в число фундаментальных наук геологии. Практическое значение. В любой стадии геол работ используются св-ва гп. Большая часть гп это уже руда, а это экономическое понятие. Гп широко используются как нерудные пи. Процессы миграции эл-тов, приводящие к их концентрации и образованию месторождений пи определяются строением атомов эл-тов. 1)С уосн и осн гп: Cr, Pt, Os, Jr, Ru, Rh, Pd, Ti, V, Fe, Ni; мес-я хромита, платины, титаномагниевых, сульфидных руд железа, никеля, меди. Сосредотачиваются нередко в глубинных частях массивов, создавая, например, донные залежи. 2)С кисл гп: Sn, W, Mo, Be, Li, Zn, Pb, Ag, Au. Они часто обр в пневматолитовую и гидротермальную стадию мг и постмг процессов. Указанные эл-ты сосредотачиваются в верхних – апикальных – частях мг тел или в экзоконтактовых зонах и жилах. Во многих случаях гп сами явл пи. Указанное перечисление лишь схематично указывает на то практическое значение, которое имеет петрография в промышленно-хоз жизни. Методы исследования гп: 1)полевые: наблюдение в обнажениях, в разрывах, в скважинах. Вторичные изменения, трещиноватость, отбор образцов на анализы. Исп также геофизические методы. Явл той необходимой основой, на которой должны базироваться все остальные методы. 2)лабораторные: исследования под микроскопом, минералогические методы, химические, спектральные, рентгеноструктурные, термические методы, изучение термоядерного резонанса. 3)экспериментальное изучение гп. Изучение фазовых равновесий мин в процессе их кристалл-и и последующих превращений при остывании. 4)теоретические обобщения. П использует достижения таких фундаментальных наук, как химия и физика. Все в большей мере они исп математику, прежде всего матем статистику как средство обработки цифровых данных о мин и хим составе гп. П тесно связана с науками геол цикла. При описании гп она опирается на данные кристаллографии и минералогии, при выяснении истории и условий их формирования – стратиграфия и тектоника, при изучении особенностей гп, скрытых на больших глубинах – геофизические методы. Т.е. петрографическое изучение не может проводиться оторвано от др геол исследований, а поэтому им должен заниматься тот же геолог, который проводит геол исследования района или мес-я.	3.Этапы истории петрографии. История развития петрографии может быть схематично разбита на три периода. 1.Геологический период домикроскопической петрографии. До 1ой половины XIX в. В этот период П еще не обособилась в отдельную область знаний. Основоположником явл Ломоносов. Именно он установил разнообразие путей происхождения гп и мин: некоторые из них возникают из «недр земных», вторые при процессах разрушения – выветривания (песок), третьи выпадают из растворов, четвертые могут иметь органогенное происхождение, пятые могут возникать при преобразовании предыдущих. Последователи: Соколов, Кокшаров, Лепехин, Рычкин. Заруб.ученые. Ляйель в 1825 писал о принципе актуализма в геологии. Хёттон впервые указал, что наряду с ос и мг гп сущ мт, возникшие в р-те «внутреннего жара Земли», он же дал представление о изостазии и геотермическим градиентом. Дарвин высказал предположение о гравитационной дифференциации, благодаря которой возникает разнообразие гп, Кокан дал обоснованную генетическую классификацию гп, которая в общих чертах принята и в настоящее время. Котта предположил, что Зк находиться на базальтовом субстрате. Крупные геологи этого периода: Кордье, Леонард, Дюроше, Науманн, Левинсон-Лессинг. В этот период применялись г о натуралистические методы – опр гп при помощи лупы и паяльной трубки, опр их твердости, уд веса; затем начинается хим изучение гп и эксперимент. В течение этого периода петрографией был собран громадный фактический материал по описанию гп, на основании которого были выдвинуты многие теории (по сей день). 2.Физиографический период описательной петрографии. 2ая половина XIX в – начало XX в. Связан с введением микроскопического метода исследования гп и мин. Началом считается 1858, после работы англ Сорби, однако поляризационный микроскоп стал твердо входить в практику петрографа лишь в 70-х XIX. Вышла работа Циркеля (1870) о составе и структуре базальтов, которая наглядно показала преимущество микроскопического метода для изучения мелкозернистых и афанитовых гп. К этому периоду относятся капитальные руководства по П с широким применением микроскопического метода. В России курсы микроскопической П читались в С-П универе проф Иностранцевым и в Горном институте Карпинским и Мушкетовым. Ими же в 1867-1868 были опубликованы первые учебники по петрографии. В конце XIX Федоров разработал новый метод микроскопического исследования (теодолитный или федоровский). Он дает возможность на основе измерения точных кристаллооптических констант мин определять их хим состав. В конце XIX в России были опубликованы труды Карпинского, Левинсона-Лессинга, Иностранцева, Федорова, Вернадского и др. В это же время окончательно сформировалась русская петрографическая школа. Левинсон-Лессинг пришел к выводу, что обр мг гп связано с кристалл 2х родоначальных магм – кислой (гранитная) и основной (базальты). Все эти работы заложили основу для углубленного физико-хим изучения процессов петрогенезиса. 3.Период аналитического направления в петрографии – петрология. 20-е XX в. Появляется целый ряд новых методов для изучения гп. Клоос разрабатывает метод структурного (полезен для поиска и разведки пи) анализа (1918-1919). Зандер и Шмидт использовали основные идеи Беккера и Федорова, развили их и разработали метод микроструктурного анализа (вскрывает закономерности возникновения анизотропии в строении гп). Рентгеноструктурный анализ позволил вскрыть причинные зависимости м/у внутренним строением, химизмом и св-вами мин. Кроме того он дал возможность изучать тонкодисперсные гп, наряду с термическим анализом. Иммерсионный и федоровский м-д помогают опр точный хим состав мин и особенности их внутреннего строения. Три крупнейших открытия (по мнению Соболева): 1)Менделеев. Периодический закон эл-тов; 2)открытие рентгеноструктурного анализа кристаллов; 3)Коновалов, Виллард, Гиббс, Курнаков. Учение о гетерогенных равновесиях. Работы. Боуэн (1928) «Эволюция изверженных пород». Эскола (1915, 1920) исследование мт гп, сформировал принцип метаморфических фаций. Работы по генезису: Заварицкий, Николаев, Коржинский. Боуэн – проблема генезиса гранитов. Йодер и Тилли – происхождение основных магм.	4.Строение земной коры. Широко известная модель внутреннего строения Земли (деление ее на ядро, мантию и Зк) разработана сейсмологами Джеффрисом и Гутенбергом еще в 1ой половине ХХ в. По геофизическим данным установлено концентрически-зональное строение Земли. Земная кора представляет собой весьма гетерогенную оболочку. Мощность около 33 км (от 5-20 под океаном и до 30-40 на континентах, в горных районах 50-75 км). Средняя плотность 2,8 г/см3. Состав. Основные компоненты: O2 46,5%, Si 25,7%, Al 7,65%, Mg, Fe и другие элементы, сформировавшиеся в р-те длительной переработки мантийного в-ва. Кислород содержится в форме оксидов. В Зк много радиоактивных изотопов U. Два типа земной коры: океаническая (сима – Si и Mg, занимает 56% земной поверхности, средняя мощность 5-20 км) и континентальная (сиаль – Si и Al, занимает 41% уменьшается в сторону океанов, края континентов и микроконтинентов и возрастает в сторону горных систем до 75 км). Субокеаническая кора развита вдоль пассивных окраин континента, в окраинных и внутренних морях.	5.Строение верхней мантии. Широко известная модель внутреннего строения Земли (деление ее на ядро, мантию и Зк) разработана сейсмологами Джеффрисом и Гутенбергом еще в 1ой половине ХХ в. Мантия недоступна непосредственному исследованию: она не выходит на земную повер-сть и не достигнута глубинным бурением. Поэтому большая часть инфы о ней получена геохим и геофиз методами. Верхней границей мантии служит раздел Мохоровичича (Мохо), выделенный сейсмологом в 1909 г. Эта граница проходит на глубине 33 км. Вообще Зк на этой схеме вырисовывается как тонкая скорлупа, в то время как мантия распространяется в глубину на 45% земного радиуса. Границей верхней и нижней мантии служит сейсмический раздел, лежащий на глубине 670 км. Этот раздел явл также и границей изменения минерального состава гп в мантии. Нижняя мантия, заключенная м/у глубинами 670 и 2900 км (граница Бена Гутенберга), простирается по радиусу Земли на 2230 км. Мантия сложена г о уосн гп: перовскитами.ю перидотитами (лерцолитами, гарцбергитами, верлитами, пироксенитами), дунитами и в меньшей степени осн гп – эклогитами. Также среди мантийных гп установлены редкие разновидности гп, не встречающиеся в Зк. Это различные флогопитовые перидотиты, гроспидиты, карбонатиты. Содержание эл-тов. O 44,8%, Si 21,5%, Mg 22,8%, Fe 5,8%, Al 2,2%, Ca 2,3%, Na 0,3%, K 0,003. Сумма 99,7%.
6.Понятие о магме. В переводе с греческого «магма» - тесто, месево. Это флюидально-силикатный расплав (бывает сульфидный, карбонатный, окислый), зарождающийся в частях верхней мантии и земной коры. Главные компоненты: SiO2, TiO2, Al2O3, MgO, Fe2O3, CaO, Na2O, K2O,H2O. В мантии содержатся редкие элементы. Набор которых зависит от состава (кремнекислотности, щелочности) и насыщенности летучих компонентов. 1)Ультраосновные: Cr, Co, Ni. 2)Основные: Cr, Ni, Cu, Co, Se, V. 3)Средние: B, F, Rb, Sr, Ba, Zr. 4)Кислые: Li, Ba, Zr, B, F, Ba, Ta, Th,U, Tl. Модификаторы (K2O, Na2O, FeO) – это элементы, способствующие разжижению магмы и повышению подвижности. Стеклообразователи (SiO2, Fe2O3, Al2O3, MgO) – это элементы, которые способствуют образованию вулканического стекла. Ряд флюидов. Св-ва летучих компонентов: 1)снижают t кристаллизации и плавления; 2)влияют на порядок кристалл минералов; 3)определяют текстурные и структурные особенности. Св-ва магмы: важнейшими противоположными св-вами магмы явл вязкость и подвижность. Вязкость возрастает при увел содержания SiO2, увел внешнего давления, умен соединений летучих компонентов, умен t. Кислые гп более вязкие.	7.Факторы образования магматических расплавов. Возникновение магм расплавов в земной коре и мантии опр t, глубиной (ретроскопическое давление), давлением флюидов и составом расплавленных гп. 1.t в земной коре и мантии опр геотермическим градиентом (средний геотермический градиент 30º на 1 км глубины). Измеряется он в тектонически подвижных зонах (до 150º на 1 км), а на плитах (до 6º). 2.Гидростатическое давление. Растет с глубиной. Чем выше P, тем выше t плавления. 3.Чем выше насыщенность гп флюидами, тем ниже t плавления. 4.Осадочной гп хватит небольшой t, а вот для габбро t должна быть выше. Уровни земной коры и верхней мантии, благоприятные для магмообразования. Кислые. В активных зонах контактные коры магмообразования на глубине 40-50 км. Это когда магмы «сухие» при t=800º. Если магма насыщена флюидами, то t=600-700º и глубина 30-40 км. Основные. t=1350º при сухих магмах, при флюидах t=1050-1150º. Ультраосновные. t=1600-1650º. Сейчас редко образуются. Распространение мг гп. Уровни земной коры и верхней мантии, благоприятные для магмообразования различные в океанической и континентальной коре. 90-120 км, 20-30 км в земной океанической коре (в астеносфере) выплавляются магмы основного состава. В континентальной 200-350, 100-150 км, тоже астеносфера, также магмы основного состава. В океане почти не выплавляются магмы кислого состава. В континентальной коре кислые магмы обр в нижних слоях верхней мантии. В островных дугах есть и основные гп и кислые. Основные в слоях мантии. А в коре кислые.	8.Формы плутонических тел. Зависят от состава магмы, ее вязкости, кол-ва флюидов и от тектонических обстановок формирования. А также определяютяс механизмом внедрения магмы. Образование форм: 1)Внедрение (инъекция) между пластами либо в участке разломов, поступает расплав под давлением (поднимает, раздвигает гп). 2)Магматическое замещение (предложен Корженичем). С переработкой вмещающих гп трансмагматическими растворами с выносом компонентов, не отвечающих данному расплаву. Т.е. вмещающие гп превращаются в расплав. Если интрузивные тела образуются в процессе однократного внедрения магмы, то это будут простые (однофазные) интрузии. В самом общем виде плут тела подразделяются в зависимости от размеров на «крупные» и «малые» интрузии и в зависимости от глубины формирования на абсс и гипабсс. В соответствии с морфологической классификацией среди интрузивов выделяют согласные, когда магма внедряется согласно напластованию первичных гп и несогласные формы залегания. 1.Согласные тела: пластообразные интрузивные залежи или силы, лополиты, лакколиты, мигматит-плутоны. 2.Несогласные: интрузии центрального типа, дайки (одиночные, групповые, радиальные, кольцевые), жилы, штоки, батолиты, центральная интрузия кольцевого строения, апофиза. Абиссальные гп обычно залегают в виде батолитов и штоков, никак не согласующихся с вмещающими гп. 1)Батолиты – крупные интрузивные тела, состоящие из гп, образовавшихся на значительной глубине в условиях высоких Р и медленного понижения t. Занимают площади в десятки тысяч кв км. Чаще всего имеют гранитный состав. 2)Штоки – относительно небольшие интрузивные тела (S менее 100 кв км), образовавшиеся на значительной глубине. Обычно связаны с батолитами. Обе формы развиты в складчатых областях. 3)Мигматит-плутоны – огромные тела, сложенные гранитоидами, отличающиеся отсутствием четких границ с вмещающими гп. Гранитная магма в виде многочисленных инъекций различной мощности проникает во вмещающие слоистые толщи, образуя мигматиты. Гипабиссальные гп имеют весьма разнообразыне формы залегания. А)Согласные: 1)Лакколиты – залежи грибообразной формы. С плоским основанием и выпуклой поверхностью. Они слагаются вязкой магмой, внедрившейся м/у пластами ос гп и приподнявшей их. Подъем магмы по вертик каналу. 2)Лополиты имеют формы плоского блюда или чаши. Высота тела около 1/10 его диаметра. Приурочены к огромным синклинальным депрессиям платформ. Сложены осн и уосн гп. 3)Факолиты возникли в р-те затвердевания мг расплава, внедрившегося в толщу гп, испытавших процессы складкообразования. Повышенная мощность приурочена к замковым или синклинальным частям складок. 4)Силлы – интрузивные залежи или пластовые интрузии. Обр когда поднявшаяся по трещинам магма проникает в толщу гп по напластованию. Иногда занимают S в сотни тысяч кв км. Б)Несогласные: 1)Жерловины (некки) – заполнения вертик трубкообразных каналов. Чаще всего обр в р-те застывания лавы или смеси лавы и рыхлых продуктов извержения в нижней части жерла вулкана. 2)Жилы и дайки – тела, секущие пласты ос или мт гп, образуются в р-те проникновения магмы по трещинам. Дайками называют жилы, ориентированные почти вертик или очень круто подающие. Мощность их изменяется от неск см до десятков м. Сложены обычно осн гп. Интрузивные жилы отличаются от даек меньшими размерами, невыдержанной мощностью, извилистой формой. 3)Центральные интрузии кольцевого строения. Для них хар-но многократное внедрение магмы по кольцевым трещинам, вследствие которого форм-ся ряд конических тел и кольцевых даек. Сложены уосн и щелочными гп, а также гранитами. Мощности конических тел достигают нескольких км	9.Формы вулканических тел. Зависят от состава магмы, ее вязкости, кол-ва флюидов и от тектонических обстановок формирования. Выделяют согласные, когда магма внедряется согласно напластованию первичных гп и несогласные формы залегания. Образуются в р-те изменения и выбросов магмы на земную поверхность, в том числе и под воду в океанах, однако часть из них залегает в виде близповерхностный тел различной формы. Форма тел зависит от характера вулканического извержения, вязкости лавы и рельефа земной поверхности. Формы тел вулканитов разделяют на три группы в зависимости от условий их формирования. 1.Обр при извержении мг материала на поверхность земли (Эффузивов, лавовых брекчий, игнимбритов, разнообр туфоф). А) Покров – это плоское тело, имеющее большое площадное распространение и сравнительно небольшую более менее постоянную мощность, характерную для основных лав. Тип этот весьма распространен при формировании трапов. Б) Потоки – тела, представляющие собой заполнения остывшей лавой ущелий, ложбин, долин. Обычно плоские, сильно вытянутые в направлении течения мг расплава. Длина зависит от подвижности магм. S значительно < чем у покровов. Характерна для базальтов, дацитов. В)Экструзии (пики, иглы, пик Монтеле h=375 м, а ширина 100 м). Пики – мг тела, значительно возвышающиеся над пов-стью земли. S основания обычно невелика. Магма как бы выжимается на поверхность. Хар-ны для кислых гп. Г)Пласты и линзы сложены пирокластическим и вулканогенно-осадочным материалом. Мощности колеблются и зависят от расстояния от вулкана, размеров обломков, силы и направления взрыва. Д) Купола – куполообразные или конические тела, образующиеся внутри кратера вулкана и сложенные затвердевшей лавой. Имеют как правило относительно набольшие размеры. 2.Сформ на небольшой глубине (субвулканические образования). Каждое из тел в момент его застывания не имело сообщения с дневной поверхностью. По внешнему облику те же эффузивы, лавовые брекчии, игнимбриты. Субвулканические тела кислого состава обладают обычно сложной формой, что связано со значительной вязкостью магмы и затрудненностью ее проникновения в трещины. Они слагают тела, приближающие в плане к изометричным, в разрезе обладают караваеобразными формами, напоминающими лакколиты. В поперечнике обычно имеют несколько сотен м, редко первые км. Дайки, сложенные вулканитами кислого состава, отличаются значительной можностью при небольшой протяженности. Штоки хар-ся небольшими размерами и сложной формой. Магма, порождающая игнимбриты, отличается подвижностью (флюиды). Имеют относительную протяженность, в особенности хар-ные силлы. Аналогичные формы субвулканических тел типичны для вулканитов осн состава, для которых хар-ны силлы, согласно залегающие в разрезах, а также штоки и протяженные дайки. 3.Формы тел вулканитов, слагающих выводные каналы (жерловины). Тела имеют секущее по отношению к вмещающим гп залегание. В момент формирования имели общее с поверхностью земли. По отношению к другим обр редко, наблюдать удается лишь в достаточно эродированных древних вулканических толщах. А)нек (жерловина) – тела, слагающие выводные каналы. жерловины (некки) – заполнения вертик трубкообразных каналов. Чаще всего обр в р-те застывания лавы или смеси лавы и рыхлых продуктов извержения в нижней части жерла вулкана. Б) диатремы (трубки взрыва) – несогласные тела, состоящие из мг продуктов, поднявшихся с большой глубины. Выполняются сильно раздробленным вулканическим материалом, по составу отвечающим осн и даже уосн магме. Трубки взрыва отличаются от вулканов тем, что поднятие магмы в них происходит один раз и очень быстро. Размеры от нескольких десятков м до 1-2 км. К уосн гп этих трубок приурочены мест-я алмазов. Вулканические тела с отрицательной морфологией. 1.Маар. В р-те очень мощного выброса. Маары в поперечнике до трех км, глубина до 400 м. Часто маары заполняются водой. 2.На склонах вулканов центрального типа могут возникать лавовые колодцы. По типу извержения (способу их образований) выделяют трещинные (линейные извержения: покровы, дайки) и из вулканов центрального типа. Типы вулканов: 1.Стратифицированный вулкан. Многократные излияния жидкой лавы. Чередование лавовых потоков и туфовых выбросов. Некки, диатремы, потоки. 2.Щитовой вулкан. Это вулканическое сооружение, образовавшееся в р-те многократных излияний жидкой лавы. Этот тип извержений характерен для океанических областей. 3.Экструзивные тела. Иглы (пики), Купола	10.Химический состав магматических гп. Вещественный состав мг гп хар-ся содержанием хим элементов и содержанием минералов и их относительным кол-вом. Состав делят на две группы: минеральный и химический. Связь сложная и зависит от условий формирования, глубины, t, флюидов. Изучением хим состава мг гп занимается петрохимия и геохимия. В составе мг гп только 8 эл-тов играют ведущую роль: O2 47,29%, Si 28,02%, Al 7,96%, Fe 4,56%, Mg 2,29%, Ca 3,47%, Na 2,50%, K 2,47% (это данные для среднего состава мг гп по Кларку и Вашингтону). Эти эл-ты петрогенные (названы так американским петрографом Вамингтоном). В подчиненном кол-ве: Ti, P, Cl, S, Ba, St, Mn, Ni, Co, Va. На долю этих эл-тов приходиться около 0,5%. Причина этой закономерности хим состава мг гп, так же как литосферы всей Земли в целом, связана с особенностью строения атомов хим эл-тов. Состав мг гп опр силикатным анализом SiO2, Al2O3, Fe2O3, FeO, MgO, CaO, Na2O, K2O, а также H2O, CO2, SO3 и содержанием летучих компонентов (HF, HCl, H2S, SO2, NH3, BO3, CH4) ППП (потери при прокаливании). По данным Горансона, общее сод-е летучих компонентов может достигать 12%. Они придают подвижность магме, уменьшают вязкость, способствуют более полной кристаллизации магмы, входят в состав ряда обр из нее мин или играют роль катализаторов в реакциях их обр. Пары воды, выделяющиеся при остывании магмы, конденсируясь, обр гидротермальные мес-я пи – олова, вольфрама, кобальта, Au, Cu, U и др Ме. Эл-ты, присутствующие в гп в небольших кол-вах, иногда имеют значение как пи, в др случаях важны как показатели их генезиса. Главнейшим эл-том земной коры явл Si. Что определяет доминирующее распространение силикатных минералов в их составе. В природе нет мг гп, содержащих 20%<SiO2<80%. В соответствии с классификацией Абиха: Ультраосновные 33-45% Основные 45-53% Средние 53-64% Кислые 64-78%. В зависимости от содержания кремнезема в гп можно опр состав мг расплава. Показателем недонасыщенного SiO2 в гп явл присутствие оливина и нефелина. Расплавы: 1.недонасыщенные; 2.насыщенные; 3.перенасыщенные – расплавы, из которых обр гп, содержащие Q в свободном виде. ???По молекулярному содержанию (кол-ву молекул): 1.нормальные известково-шелочные; 2.Пересыщенные щелочами (агпаритовые).
11.Минеральный состав магматических пород. Вещественный состав мг гп хар-ся содержанием хим элементов и содержанием минералов и их относительным кол-вом. Состав делят на две группы: минеральный и химический. Связь сложная и зависит от условий формирования, глубины, t, флюидов. Мин состав гп тесно связан с их хим составом. Вместе с тем он опр не только хим составом но и условиями кристаллизации. Породообразующие минералы делятся по своему происхождению: 1)первичные: главные (типоморфные) и второстепенные; 2)вторичные (постмагматические). Первичные. Главные минералы явл корневыми и опр название гп. Их число не превышает 5-6. М б мономинеральными. Второстепенные не опр название гп. Вторичные. Формируются в разное время по первичным мин, замещают их в постмагматическую стадию. Мг гп сложены мин ассоциациями, равновесными для данного расплава и для данных термодинамических условий. 1)в одной мин ассоциации не могут 1t находиться: оливин и кварц (насыщен SiO2), оливин и ортоклаз (насыщен SiO2), кварц и фельдшпатоиды (нефелин); 2)щелочные пироксены и амфиболы находятся только в щелочных гп и часто вместе с оливином; 3)Самидит, базальтовая роговая обманка, лейцит находятся только в неизменных гп. По хим составу и цвету главные и второстепенные мин делятся на: фемические (мафические, меланократовые) По высокому содержанию Fe и Mg. Это темноцветные минералы пироксены, amf, bi, ol. Светлые мин (салические) в них много SiO2 и Al2O3 (Q, фельдшпатоиды, mu). От количественных соотношений салических и фемических мин зависит окраска гп. Светлоокрашенные – лейкократовые, темноокрашенные – меланократовые. Цветной индекс или индекс меланократовости в процентах: 1.Габроиды: лейкократовые 10-25%, меланократовые 65-90%. 2.Диориты: диорит <10%, лейкодиорит 10-25%, меланодиорит >50%. Кроме породообр мин (90-95%) выделяют акцессорные. Они обычно содержатся небольшой примесью, но явл хар-ной примесью для данного типа гп. К ним относятся циркон, апатит, титанит, магнетит, хромит, пирротин и др. Пропущено 2.Ультрамафические. 3.Мафисолические.	12.Кристализация твердых растворов. Сочетание мин, слагающих гп и последовательность их кристаллизации из магмы приводят к закономерным мин ассоциациям. Установлено несколько механизмов кристаллизации расплавов: 1)по закону непрерывного реакционного взаимодействия с образованием твердых раствором; 2)по закону эвктектики; 3)с образованием хим соединений с инконгурентной точкой плавления (скрытой). Св-вами твердых р-ров обладают все породообразующие мин, дающие изоморфные ряды (pl, ol, пироксены). Характерные признаки: 1.В процессе кристаллизации происходит непрерывная реакция м/у выделившимися кристаллами и расплавом, вследствие чего изменяются состав расплава и кристаллов в направлении обогащения менее тугоплавким компонентом. 2. Прибавление к легкоплавкому компоненту тугоплавкого вызывает повышение t начала кристаллизации расплава. 3.t опр-ет не только количественные соотношения между твердой и жидкой фазами, но и состав их. 4.Состав кристаллов, выделившихся в начальную и конечную стадии кристаллизации, а также температурный интервал процесса кристаллизации зависят только от состава исходного расплава. 5.Первые кристаллы, выделившиеся из расплава, всегда богаче тугоплавким компонентом, чем исходный расплав; последние кристаллы отвечают составу исходного расплава. Рассмотрим кристаллизацию 2х мин, образующих непрерывную серию тв р-ов на примере плагиоклазов. Кривая солидуса показывает изменение состава твердой фазы по мере падения t, а соответствующие изменения состава жидкости фиксируются кривой ликвидуса. Если исходный расплав (т. а) имеет 50% альбита (АЬ) и 50% анортита (An), кристаллизация его начнется при температуре 1450° С, т. е. при достижении т. а на кривой ликвидуса. При этой t из расплава выделится небольшое кол-во кристаллов состава b (около 85% An). Выделение этих кристаллов приведет к изменению состава расплава, который по сравнению с исходным становится богаче альбитовым компонентом. При понижении t этот расплав взаимодействует с выделившейся тв фазой, постепенно изменяя ее состав по кривой солидуса, в то же время меняя и свой состав по кривой ликвидуса. При t 1350°С в равновесии будут находиться кристаллы плагиоклаза № 70 (точка d) с расплавом, содержащим 30% анортита (точка с). При дальнейшем понижении t состав кристаллов и расплава будет изменяться по отрезкам солидуса df и ликвидуса се, пока весь расплав не затвердеет в точке f. В этой точке кристаллы pl приобретут состав, соответствующий исходному (50% Ап и 50% АЬ). В этот момент последние капли расплава содержат 12% анортита (точка е на ликвидусе). В процессе медленного охлаждения расплава получаются pl, в которых не остается следов от реакций, предшествовавших их образованию. Если охлаждение происходит быстро, полное равновесие между тв фазой и жидкостью не наступает, образуются кристаллы pl с зональным строением. У плагиоклазов с общим составом, отвечающим лабрадору, центральные части кристаллов могут быть представлены плагиоклазом с 80% An, а внешние зоны - с 12%An. Зональные pl хар-ны для гп, кристаллизовавшихся в гипабсс или поверхностных условиях, менее благоприятных, чем глубинные. Присутствие воды в расплаве понижает t солидуса и ликвидуса. Существуют соединения, которые при определенных t реагируют с расплавом и образуют кристаллы нового состава. Этот вид кристаллизации очень распространен в ряду фемических минералов. Таким способом появляется клиноэнстатит (MgSi2Oe) в системе форстерит (Mg2Si04) - кремнезем (Si02). Кристаллизация расплава начинается с форстерита, который устойчив лишь до определенной t, а затем он реагирует с расплавом с образованием кристаллов клиноэнстатита. Кристаллизация природных расплавов происходит в присутствии летучих компонентов при более низких температурах, поэтому вместо клиноэнстатита образуется ромбический пироксен. 1.Плагиоклазы от Альбита до Анортита; 2.Оливин: форстерит Mg2SiO4, фаялит Fe2SiO4; 3.Клинопироксены: диопсид CaMgSi2O6, геденбергит CaFeSi2O6; 4.Ортопироксены.	13.Кристализация по принципу эвтектики. Сочетание мин, слагающих гп и последовательность их кристаллизации из магмы приводят к закономерным мин ассоциациям. Установлено несколько механизмов кристаллизации расплавов: 1)по закону непрерывного реакционного взаимодействия с образованием твердых раствором; 2)по закону эвктектики; 3)с образованием хим соединений с инконгурентной точкой плавления (скрытой). Эвтектикой называется такое соотношение двух или нескольких компонентов, при котором они кристаллизуются одновременно, сохраняя в течение всего процесса затвердевания постоянную и самую низкую (эвтектическую) температуру. Этот тип кристаллизации широко распространен и имеет важное значение в петрогенезисе. Эвтектические соотношения существуют в любых гп м/у фемическими и салическими минералами. При 1t кристаллизации минералов появляются структуры, при которых степень идиоморфизма минералов определяется их кристаллизационной способностью (силой роста). Если она одинакова, возникают паналло-триоморфнозернистые структуры (в частности, габбровая). Если в расплаве один из компонентов находился в избытке относительно эвтектики, он начинал кристаллизоваться раньше и в гп выделяется в виде вкрапленников на фоне более мелкозернистой основной массы (порфировидная структура). Типичным примером эвтектической кристаллизации являются пегматитовые сростки. Для кристаллизации с эвтектикой характерны следующие особенности: 1.Первым из расплава кристаллизуется тот компонент, который находится в избытке относительно эвтектики. 2.Состав выделяющихся кристаллов постоянен в течение всего процесса кристаллизации. 3.t начала кристаллизации и порядок выделения компонентов опр-ся составом расплава. 4. Прибавление к легкоплавкому компоненту тугоплавкого понижает t начала кристаллизации расплава. 5.Состав эвтектики и t конца кристаллизации компонентов, находящихся в эвтектическом соотношении, всегда постоянны и не зависят от состава исходного расплава. Примерами бинарных систем могут служить системы диопсид - анортит, диопсид - форстерит, состоящие из смеси различных соотношений этих компонентов. Рассмотрим кристаллизацию расплава, состоящего из анортита и диопсида. t плавления чистого анортита 1550° С, чистого диопсида 1319° С. Добавление к анортиту (или диопсиду) второго компонента понизит t начала кристаллизации. Рассмотрим поведение расплава, отвечающего по составу и t точке В диаграммы. Точка E, в которой пересекаются две ликвидусные кривые, и есть эвтектика. По мере понижения t вплоть до точки B1 расплав будет только охлаждаться и кристаллизации происходить не будет. В точке B1 из расплава начнет выделяться чистый диопсид, присутствующий в избытке по сравнению с эвтектическими соотношениями. Дальнейший ход процесса будет протекать по линии ликвидуса ДЕ. При достижении точки Е (диопсида 57,5%, анортита 42,5%) анортит и диопсид будут кристаллизоваться совместно в виде самостоятельных фаз до тех пор, пока не израсходуется весь расплав. При охлаждении расплава, состав которого отвечает точке С, будет наблюдаться сходная картина, но с первоначальным выделением чистого анортита. Если бы исходный расплав с самого начала отвечал составу эвтектики, то весь процесс кристаллизации протекал бы при температуре 1270° с 1t выделением анортита и диопсида до полного затвердевания расплава. При увеличении Р воды происходит понижение t кристаллизации каждого компонента и эвтектики, а также изменение эвтектических соотношений этих компонентов. t эвтектики при Рн2о = 1000 мПа упадет до 1000° С, и сама эвтектика (Е1) смещается в сторону анортита, расширяя поле кристаллизации пироксена. При заданном исходном составе расплава (т С) кристаллизация начнется не с плагиоклаза, а с диопсида при достижении t в точке F. Пироксен будет кристаллизоваться первым и до тех пор, пока t не достигнет эвтектики Е1, при которой пироксен и плагиоклаз будут кристаллизоваться 1t. Точка Эвтектики – это такая точка, где при const соотношении компонентов всегда сохраняется одна t крис-ции = 1270º.	14.Кристализация по принципу перитектики. Сочетание мин, слагающих гп и последовательность их кристаллизации из магмы приводят к закономерным мин ассоциациям. Установлено несколько механизмов кристаллизации расплавов: 1)по закону непрерывного реакционного взаимодействия с образованием твердых раствором; 2)по закону эвктектики; 3)с образованием хим соединений с инконгурэнтной точкой плавления (скрытой). Хим соединением с инконгруэнтной (скрытой) точкой плавления называется такое соединение, которое представляет собой кристаллы, устойчивые до опр t, при достижении которой они начинают реагировать с расплавом, образуя кристаллы нового состава. Плавление инконгруэнтное. Это такое плавление, в р-те которого образуется расплав не отличающийся по составу и твердой фазе. Позволяет понять крист-ю в ряду фемических мин. В качестве примера рассмотрим систему форстерит-кремнезем с обр пироксена клиноэнстатита состава Mg2Si2O6. t крист-ции чистого форстерита 1890, а кремнезема 1713. Допустим, что состав исходного расплава обогащен форстеритом и отвечает соотношению компонентов в т А (форстерит 75%, кремнезем 25%). При охлаждении расплава до t1 из него начнут выделятся кристаллы чистого форстерита, причем дальше процесс крист-ции пойдет по кривой ликвидуса с // обеднением расплава форстеритом и обогащением кремнеземом (как в диаграмме эвтектики). Такой хар-р процесс будет сохранять до t 1557, при достижении который расплав состава R (форстерита 68, кремнезема 32%) начнет реагировать с кристаллами форстерита, образуя клиноэнстатит, до тех пор пока расплав полностью не израсходуется. В итоге обр агрегат кристаллов форстерита и клиноэнстатита. Если исходный расплав уже имел состав клиноэнстатита (т В), то при понижении t до 1600, так же как и в рассмотренном выше случае начнут выделятся кристаллы форстерита и процесс пойдет дальше по линии ликвидуса до t 1557. При 1557 расплав начнет растворять форстерит с преобразованием его в клиноэнстатит. Реакция будет проходить до превращения всего форстерита в клиноэнстатит. Причем весь расплав будет израсходован. Для расплава, состав которого богаче кремнеземом, чем клиноэнстатитом (т С), процесс крист-ции будет отличаться от описанного тем, что после преобразования форстерита в клиноэнстатит, останется часть расплава R, из которого при понижении t начнут сразу же выделяться кристаллы клиноэнстатита с 1t обогащением расплава кремнеземом. Когда t системы достигнет 1543 (т Е), а состав смеси будет 87,5% клиноэнстатита и 12,5% кристобалита, начнется 1t крис-ция этих 2х компонентов с обр эвтектики. Рассмотренная диаграмма крис-ции с инконгруэнтным плавлением объясняет последовательность выделения фемических мин, в ряду которых (ol – пироксен – hbl - bi) каждый последующий мин обр как продукт взаимодействия расплава с ранее выделившимся минералом. Если ранее выделившийся мин не успел прореагировать с расплавом до конца, то вокруг такого мин начнут обр-ся реакционные каемки, представленные мин более поздней стадии крист-ции. Прерывный хар-р процесса.	15.Реакционные ряды Н.Боуэна с дополнениями А.Н.Заварицкого. Эмпирически установленная Боуэном последовательность кристаллизации минералов из магмы в виде двух реакционных рядов: 1. прерывистого ряда фемических минералов: оливин Ol -> ромбический пироксен (ортопироксен Opx)-> моноклинный пироксен (клинопироксен Cpx)-> амфибол Amf-> биотит Bt -> мусковит Mu. Они кристаллизуются по принципу перитектики. 2. непрерывного ряда салических минералов: анортит An -> основной плагиоклаз (лабрадор) Plосн -> средний плагиоклаз (андезит) Plср -> кислый плагиоклаз Plкисл-> Альбит Ab -> Фельдшпатоиды -> кварц Q. Последние два кристаллизуются по принципу перитектики, остальные по принципу твердых расплавов. Совместная кристаллизация минералов двух рядов протекает с образованием эвтектики и в этом случае последовательность выделения зависит от состава расплава. Предложенные Боуэном реакционные ряды кристаллизации минералов могут нарушаться в зависимости от состава расплава, от температуры, давления и других условий.
16.Классификация магматических пород. Типы – классы – группы – ряды – семейства – виды – разновидности. Типы выделяются по генезису: 1.осадочные; 2.мг; 3.мт; 4.ударномт (контогенные). Классы.Выделяют по условиям залегания 1.Плутонические – полнокристаллические гп, происхождение которых связано с относительно длительной кристаллизацией магматического расплава в земной коре с явлениями дифференциации, гибридизма, метасоматоза и др парагенетическими явлениями. 2.Вулканические – порфировые или афировые с микрокристаллической или стекловатой основной массой, являющейся продуктом кристаллизации магмы, вышедшей и застывшей в субоаральных условиях. Эффузивные и субвулканические (затвердевание дегазированной магмы вблизи поверхности). 3.Гипабиссальные. На небольших глубинах, занимающих по условиям кристаллизации промежуточное положение м/у вулканическими и плутоническими.. Гипабиссальные – по мин составу отвечают плутоническим. Это гп более мелкозернистые. Группы. Выделяют по кремнекислотности. Ультраосновные <45%, основные 45-53, средние 54-64, кислые 64-78%. Другой классификационный признак – суммарное содержание в гп щелочей. Он нарастает по мере увеличения сод-я кремнезема. Петрохимические ряды. Посоотношению SiO2 и K2O+Na2O гп делят на три ряда: 1.Гп нормальной щелочности. Дуниты, перидотиты, пироксениты, габбро, габбро-диоритов, диоритов, кварцевых диоритов, гранодиоритов, гранитов и их эффузивных аналогов (коматиитов, пикритов, базальтов, андезито-базальтов, андезитов, дацитов, липаритов). 2.Гп повышенной щелочности. Амфиболовые и слюдяные перидотиты, меймечиты, субщелочные габбро и трахибазальты, сиениты и трахиты, граносиениты и трахилипариты. 3.Щелочные гп с щелочными темноцветными мин (без фельдшпатоидов или фельдшпатоидные). Якупирангиты, ийолиты, уртиты и нефелиниты; эссекситы, шонкиниты, фергусситы и тефриты, базаниты; нефелиновые сиениты и фонолиты; щелочные граниты и пантеллериты, комендиты. Na2O + K2O уосн 0-1,5%, осн 4,5-8%, в кисл и средних от 7 до 20-22%. Семейство – сообщество мг гп, близкого мин состава, характеризующихся опр хим составом. Например, габроиды, дуниты, оливиниты, перидотиты. Вид – это элементарное звено в систематике. Выделяется по наибольшему числу признаков: мин составу, текстурным, структурным признакам, хим составу. Разновидность – выделяются по второстепенным признакам: минералогическому, хим составам. Структурным особенностям. Принцип названия гп. Если структура микрозер, то к названию добавляется приставка «микро». Если структура афировая «порфирит». ГП, которые не имеют аналогов по хим составу, текстуре. Это группа лампрофировых гп, которая делиться на семейства: лампрофиры, лапроиты, кемберлиты. Названия мг гп в значительной мере случайны, большинство их связано с местностью, где гп были впервые изучены и описаны (Андезит – Анды, липарит – о.Липари). Иногда название связано со св-вами гп: гранит – зернистый – от лат «гранум» - зерно, фонолит – звенящий, гп звенит при ударе молотком. Часть обусловлена особенностями мин состава гп: лабрадорит – состоящий из plосн – лабрадора, оливинит из оливина.	17.Текстуры магматических гп. Текстура – это совокупность признаков строения гп, обусловленная ориентировкой и расположением, распределением составных частей гп. С греч – «ткань». 1.Однородные. -массивная. 2.Неоднородные. -такситовая (шлировая); -полосчатая: расслоенные интрузии; -директивная (зерна имеют ориентировку в одном направлении) а)линейные: амфиболы; б)трахитоидные (кристаллы ориентированы, но не // друг другу); в)планпараллельная (уплощенные кристаллы вытянуты в одном направлении); -флюидальная (со следами течения); -пористая, пузыристая; -шлаковая; -миндале-каменная (когда поры заполнены назкотемпературными мин).	18.Структуры магматических гп. Структура – совокупность признаков строения гп, обусловленных степенью кристалличности, абсолютным и относительным размерами и формой кристаллов, способов их сочетания м/у собой и со стеклом. С греч – «строение», «расположение». 1.по степени кристалличности: -полнокристаллические (стекло отсутствует); -неполнокристаллические (стекло присутствует); -стекловатая (одно стекло). Раковистые изломы. Базальт, обсидиан. 2.по абсолютной величине кристаллов: -явнокристаллические (фанеритовая); -микрокристаллическая (скрыто-кристаллическая, афанитовая); 3.по величине зерен: -гигантозер >10 мм -крупнозер 5-10 мм -среднезер 1-5 мм -мелкозер <1 мм -афанитовая <0.1 мм. 4.по равномерности зерен: -равномернозернистые; -неравномернозернистые а)порфировая (в вулк гп). Основная масса афанитовая и видны включения порфиритов. б)порфировидная (в плут гп). На гиганто- среднезер фоне большие включения. 5.по форме кристаллов. Зависит от кристаллографического габитуса и от идиоморфизма мин. Идиоморфизм – степень совершенства кристаллографических форм минерала, зависящая от порядка выделения кристаллов и от кристаллографической силы (большая у сфена). -идеоморфные («идеос» - собственный). Имеющие хорошо развитые грани; -гипидеоморфные («гипо» - не совсем). Имеющие частично полные, развитые грани. -ксеноморфные (аллотреоморфные) – кристаллы, не имеющие своих ограничений. Структуры плут гп: -панидеоморфнозернистая. Развитые собственные грани у всех кристаллов. В мономинеральных гп, пироксенитах, дунитах; -гипидеоморфнозернистая. Ранние мин имеют хорошо развитые грани, а более поздние – ксеноморфные; -афитовая, диабазовая, алеритовая. Для пород основного состава; -гранитная. Темноцветные мин и Pl кристаллизуются раньше, а КПШ позднее и ксеноморфные. У кислых гп; -аллотреоморфнозернистая. Кристаллы, не имеющие собственных граней. Когда два мин начинают кристаллизоваться 1t. Габровая структура; -аплитовая. 1t кристаллизуются три мин. В аплитах. Структуры явнокристал гп: -пегматитовая. Закономерное прорастание двух мин друг в друге. Крупные кристаллы; -пегматоидная. Незакономерное прорастание двух мин друг в друге. Крупные зерна. Рогово-обманковые пегматиты; Структуры вулк гп: -афировая. Отрицание порфировой, т.е. нет порфировых выделений.	19.Ультраосновные гп. 33<SiO2<45%. Больше 70% темноцветных мин: ol, hbl, bi, пироксен, изредка магнезиальная слюда. Pl в виде второстепенного мин, либо отсутствует, поэтому их еще называют ультрамафиты. В составе ультрамафитов находятся в переменных количествах хромшпинелиды, магнетит, титаномагнетит, ильменит, сульфиды меди железа. Имеют ничтожное распространение в Зк, при этом преобладают их зернистые разности. Гп ультраосновной группы подразделяются на три ряда - нормального, субщелочного и щелочного, присутствующих в обоих классах пород - вулк и плут. А)нормальная щелочность. 1.Среди вулк уосн гп нормального ряда выделяется семейство пикритов, состоящее из трех видов: коматииты, пикриты и меймечиты. 1)Перидотитовые коматиты названы по р. Комати в Южной Африке. Это миндалекаменные зеленые гп порфирового сложения. Вкрапленники ol погружены в стекловатую серпентинизированную основную массу. В основной массе содержатся дендритовидные выделения ol (структура «спинифекс»). По хим составу они близки гарцбургитам и лерцолитам и от других эффузивов отличаются высокой магнезиальностью. Залегают в виде потоков в вулканических офиолитовых комплексах в ассоциации с пикритовыми и базальтовыми порфиритами, липаритовыми порфирами или образуют силлы и дайки. Мощность пластовых тел от первых десятков до 500 м. 2)Пироксенитовые коматиты входят в ассоциацию с перидотитовыми коматитами в описанных ранее офиолитовых поясах. Для них также характерны оригинальные спинифексовые структуры, высокое содержание MgO, Ni, Сг, низкое содержание титана и щелочей, особенно калия. 2.В ряде плут гп нормального ряда выделяются семейства: оливинит-дунитов, состоящее из двух видов - оливинитов и дунитов, и перидотитов, где выделяются гарцбургиты, лерцолиты, верлиты. 1)Дуниты - зернистые светло-серые, зел-желт, желт-зел или темно-зел мелко- и среднекристаллические гп, почти целиком состоящие из ol. В виде примеси, нередко значительной (более 5%), присутствует хромит. Иногда в дунитах встречаются шлиры -участки, обогащенные хромитом, в которых может быть самородная платина. Из второстепенных, иногда находятся pl и пироксен. 2)Оливиниты — темно-зел мелкокристалл гп, состоящие из ol и магнетита. Из второстепенных мин м б пироксены и pl. Ol обычно идиоморфен. Магнетит ксеноморфен и распределяется в виде цемента м/у зернами ol. Примесь титана в нем в разных типах оливинитов различна (от 1 до 15% ТЮ2). Кол-тво магнетита варьирует, и иногда встречаются его скопления (магнетитовые руды). 3)Гарцбургиты сложены ol и ортопироксеном, содержат хромшпинелид. Гп часто неравномернокристаллические зеленовато-серого до темно-зел цвета. Текстура пятнистая или полосчатая. 4) Лерцолиты по внешнему виду и структуре аналогичны гарцбургитам. В их составе содержится кроме ol и ортопироксена клинопироксен (диопсид или авгит), кол-во которого бывает равным с ортопироксеном. 5)Верлиты существенно оливиновые с клинопироксеном (авгитом или диопсидом) темноокрашенные, иногда порфировидные гп. Второстепенные мин в них - pl, ортопироксен и амфибол. Акцессорные - хромшпинелид, титаномагнетит, ильменит. Структура гипидиоморфнозернистая, текстура массивная или полосчатая с неравномерно-полосчатым распределением ol, пироксена и рудных мин. Б)Субщелочные гп. 1.Плут уосн гп. 1)Амфиболовые перидотиты - гп темно-зел, различной зернистости состоят из ol, бурой или зел густо окрашенной hbl, клинопироксена; содержат примесь ортопироксена, флогопита и акцессорные: магнетит, апатит, шпинель, сульфиды. Структура пойкилитовая: оливин включен в другие минералы. Залегают в виде даек или небольших массивов в ассоциации с горнблендитами или роговообманковыми габбро. К ним иногда приурочены Cu-никелевые сульфидные мест-я. 2)Амфиболовые пироксениты отличаются от перидотитов кол-ными соотношениями ol и пироксенов. Во флогопитовых разновидностях перидотитов и пироксенитов флогопит присутствует в значительных (>5%) кол-вах и хорошо виден в гп макроскопически, так как образует крупные черные листочки с сильным блеском на плоскостях спайности. 2.Вулканиты уосн субщелочные. 1)Меймечиты. Залегают в виде потока и внешне темные, почти черные гп порфировой структуры со стекловатой или скрытокристаллической основной массой. Вкрапленники представлены ol, реже авгитом. Основная масса замещена серпентином, в меньшей степени хлоритом и кальцитом, ими же сложены миндалины/ 2)Кимберлиты - брекчневидные гп зел-серого или голуб-серого цвета. В последнее время различают собственно кимберлиты и кимберлитоподобные гп, или ингилиты. Кимберлиты содержат вкрапленники ol, флогопита, gr (пиропа); основная масса серпентин-карбонатного состава с флогопитом и апатитом нередко включает обломки алмазоносных мг и мт гп, а также обломки вмещающих ос гп. Они, как правило, развиты в форме трубок взрыва, хотя в наблюдаются и в форме небольших интрузивов, а также лавовых потоков (исключительно редких). В)Щелочные гп. 1.Вулк уосн гп щелочного ряда представлены семействами щелочных пикритов, мелилитов и уосн 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). Вулк меланократовые плагиоклазовые гп. Пикриты — мелкозернистые полно- или неполнокристалли- ческие черные гп, сложенные оливином, пироксенами, плагиоклазом с примесью роговой обманки, биотита, хромшпинели и рудных минералов. Они также бывают порфировидными. Вкрапленники представлены оливином. Плагиоклаза немного (до 20%), и он находится в основной массе в виде микролитов. Пикриты входят в состав расслоенных трапповых интрузивов, в которых образуют слои, приуроченные к нижним частям тел, или их апофизы. 2.Плут уосн гп щелочного ряда образованы семействами мелилитолитов и ультраосновных фоидолитов. Семейство мелилитолитов образовано видами: мелилитолит, кугдит, ункомпрагит, турьяит и окаит. Семейство уосн фоидолитов представлено видами: якупирангит, мельтейгит, ийолит, уртит, миссурит.	20.Основные гп. Гп группы подразделяются на три ряда - нормальный, субщелочной (умеренно-щелочной) и щелочной. А)нормальный ряд. 1.Вулк осн гп. 1)Базальты обладают черным и темно-серым цветом. Если они не содержат вкрапленников, то имеют афанитовый облик. Базальты имеют массивную или пузыристую текстуру, пузырьки обладают правильной удлиненной или округлой формой и достигают нескольких мм, реже первых см в поперечнике. 2) Долериты отличаются темно-серым цветом и мелкозер строением, слагающие их свежие мин блестят на плоскостях спайности. 3)Диабазы отличаются от долеритов разложением мин - pl в них альбитизированы, цветные минералы замещены агрегатом хлорита, актинолита, серпентина. Эти процессы вызывают изменение окраски гп. Внешне они обладают грязно-зел, серо-зел или бордово-фиол окраской. 2.Плут гп нормального ряда этой группы образованы семействами пироксенитов и габброидов. Семейство пироксенитов представлено видами: ортопироксенит, вебстерит, клинопироксенит. Семейство габброидов образовано видами: габбро, норит, габбронорит, троктолит, анортозит. 1) Габбро - зернистые гп серого или темно-серого цвета, состоящие из plосн и моноклинного пироксена, иногда содержат ol, hbl, магнетит, ильменит, реже bi, апатит, сфен и сульфиды. Наличие второстепенных мин в кол-ве более 5% отражается в названии породы (габбро оливиновое, кварцевое, роговообманковое). Мезократовое габбро содержит 35-55% пироксена, более низкое или более высокое его содержание определяет выделение лейкократовых или меланократовых типов. Содержание магнетита и титаномагнетита иногда достигает десятков процентов. Такие гп называются рудными габбро. 2) Нориты - полнокристаллические гп серовато-коричн цвета, состоят из pl и ортопироксена, иногда содержат второстепенные клинопироксен, ol, Q, bi и акцессорные рудные минералы (ильменит, магнетит, сульфиды), апатит. Состав pl основной и варьирует от Лабрадора до битовнита. ol в норитах более редкий мин. 3) Габбро-нориты - гп, переходные между габбро и норитами. Они содержат pl (лабрадор-битовнит), орто- пироксен (гиперстен), клинопироксен (авгит или диопсид), иногда также второстепенные: ol, hbl или bi. 4) Троктолиты или форрелленштейны подчинены в своем распространении габбро и габбро-норитам. Эти гп в большинстве лейкократовые, светло-серого цвета, состоящие из pl и ol, содержат 2степенные клинопироксен, ортопироксен, hbl, bi; акцессорные - титаномагнетит, зеленую шпинель, ильменит, магнетит, апатит, сульфиды. 5) Анортозиты - ультралейкократовые породы средне-, крупно- до гигантозерн структуры, светло-серой, серой, темно-серой до черной, иногда розовато-фиол окраски. Гп состоят из pl (до 85%), пироксенов, ol, ильменита, титаномагнетита, апатита. 6) Клинопироксениты - темные, зел-серые, зел-черные крупно- и среднезерн, иногда порфировидные тяжелые гп. Внешняя окраска гп зависит от клинопироксена, входящего в их состав. 7) Ортопироксениты - зел-серые или буровато- желт светлые или темные гп, структура которых различна - от мелко- до гигантозер. Энстатититы содержат ol и бывают связаны постепенными переходами с гарцбургитами. В них иногда находится значительная примесь хромшпинелида. 8) Вебстериты - темные зел-серые мелко-, средне- и крупнозер гп, сложенные орто- и клинопироксенами. Они имеют незначительное распространение и связаны постепенными переходами с лерцолитами. Б)Субщелочные гп. 1.Вулк и гипабиссальные осн гп представлены семейством субщелочных базальтов – трахибазальтов (например, оливиновый базальт). 2.Плут осн гп. Сюда входят ортоклазовые разновидности габбро-троктолитов и анортозитов, оливиновые и амфиболовые ферро- габбро. В)Щелочные гп. Очень редкие. 1.Осн вулк гп щелочного ряда встречаются очень редко. Наиболее частыми из них являются полевошпатово-фельдшпатоидные образования - тефриты (гп без ol) и оливиновые тефриты, или базаниты с оливином. 2.Плут осн гп щелочного ряда. К этой группе относятся сравнительно редкие породы. Темноцветные мин в них составляют 40-50%, это щелочные ппроксены и амфиболы, а также титан-авгит. Светлые мин представлены в значительной мере не только plосн, но и нефелином, КПШ. Среди щелочных габброидов существует очень много разновидностей, получивших особые названия. Самые главные из них: эссекситы, шонкиниты, тералнты, мнссурнты и фергуснты.
21.Средние гп. Подразделяются по щелочности на три ряда: нормальный, субщелочной и щелочной. А)Нормальная щелочность. 1.Вулк ср гп нормального ряда. 1)Андезито-базальты и андезиты - гп серого или темно-серого цвета почти всегда порфирового строения. Вкрапленники представлены преобладающим pl, в котором часто даже простым глазом обнаруживается зональное строение, и цветными минералами, главным образом пироксенами. Структура основной массы макроскопически обычно не определяется, лишь иногда удается обнаружить разрозненные микролиты плагиоклаза, погруженные в вулканическое стекло. Текстура гп массивная, нередко пузыристая. 2. Плут ср гп нормального ряда. Имеют незначительное распространение в природе. 1)Диориты - зернистые, иногда порфировидные гп серого или зел-серого цвета, сложенные pl, hbl или пироксенами. Главное отличие диоритов от габбро - состав pl и меньшее кол-во мафических мин. В диоритах pl в среднем отвечает андезину, в габбро - лабрадору. В диоритах темноцветный минерал представлен г о hbl, а в габбро - пироксеном. 3)Ферродиоритамн называются гп, в которых реальный состав pl кислее андезин-лабрадора № 50, а темноцветные минералы сильно обогащены fe. 4) Жильные диоритовые гп представлены микродиоритами и диорит-порфиритами. Эти гп имеют мин состав, аналогичный диоритам, но отличаются структурой (микрозернистой или порфировидной). Б)Субщелочные гп. 1.Плут ср гп. 1)Сиениты – салические, серые, розовато-серые или буроватые глубинные гп равномерно-зернистой (от крупно- до мелкозер) и порфировидной структуры. Крупные выделения обычно представлены полевыми шпатами. Гп отличаются высоким содержанием (более 30%) КПШ и pl, цветное число 10—20%; Q не содержат или его менее 5%. Если Q более 5% (до 15%), сиениты называются кварцевыми, а разновидности, в которых Q более 15% (до 20%), относятся к граносиенитам. С увеличением количества- цветных мин сиениты переходят в меланократовые разновидности (меланосиениты), и, наоборот, с убыванием цветного числа получаются лейкосиениты. Главные мин в сиенитах - pl (олигоклаз или андезин, редко Лабрадор), КПШ (от 30 до 75%), hbl, пироксен или bi; второстепенные - Q, ol; акцессорные — титанит, апатит, рудный минерал,циркон; вторичные эпидот, серицит, хлорит, карбонат, лимонит, а также пелитовые частицы. 2.Вулк ср гп себщелочного ряда. 1) Трахиты обладают светлыми серыми, желтоватыми и розоватыми окрасками. Для них характерна шероховатая поверхность, что и послужило основанием для их наименования (по-гречески трахис - шероховатый, неровный). Обычно эти гп порфирового строения, хотя встречаются и афировые разновидности. Главными породообразующими мин в них являются санидин, анортоклаз и pl (от Лабрадора до андезина). Цветные минералы встречаются в подчиненном количестве, среди них присутствуют hbl, bi, реже, моноклинный пироксен или гиперстен. Вкрапленники слагают небольшую часть гп и представлены г о полевыми шпатами - соотношения КПШ и pl варьируют в широких пределах. В)Щелочной ряд. 1.Плут гп ср состава. В составе глубинных щелочных гп ср состава Наиболее распространенными являются щелочные сиениты, нефелиновые сиениты, фойяиты. 2.Вулк гп ср состава. Очень редки и составляют 0,1% всех эффузивов. Это преимущественно эффузивные аналоги фельдшпатоидных сиенитов. Среди них выделяются фонолиты и лейцитофиры.	22.Кислые гп. Подразделяются по щелочности на три ряда: нормальный, субщелочной и щелочной. А)Нормальная щелочность. 1.Вулк кисл гп. Выделение разновидностей кисл вулк гп производится по химизму. Мин состав гп имеет вспомогательное значение, так как в кисл вулк гп кол-во вулканического стекла обычно велико, встречаются и гп, сложенные исключительно вулканическим стеклом. 1)Стекловатые вулканиты делят на обсидианы, перлиты и пехштейны. Обсидианы содержат не более 1% воды; перлиты - 2,5-6%, часто они обладают так называемой перлитовой отдельностью - в гп образуются трещины, разбивающие ее на отдельные блоки, в пределах которых развиваются округлые и овальные концентрические трещины, иногда благодаря этому формируются шарообразные выделения - перлы. Пехштейны, или смоляные камни, отличаются повышенным содержанием воды, достигающим в некоторых случаях 10%. 2)Дациты. Среди главных породообразующих мин наиболее распространен pl, затем Q, цветные мин - амфиболы и пироксены относятся обычно к второстепенным, акцессорными мин явл апатит, сфен и магнетит. Q встречается во вкрапленниках. Pl отмечается в порфировых выделениях в виде широких табличек, иногда наряду с широкотаблитчатыми плагиоклазами наблюдаются и лейсты, явл вкрапленниками второй генерации. 3)Риолиты (липариты). При микроскопическом изучении липаритов устанавливается, что главные породообразующие мин представлены Q, pl, санидином (последний часто отсутствует); в качестве второстепенного мин иногда наблюдается bi, из акцессорных мин - апатит, циркон, реже ортит, титаномагнетит, магнетит. Q слагает вкрапленники, обладает достаточно крупными размерами, имеет форму, близкую к изометричной, обычно корродирован. Pl во вкрапленниках встречается в виде широких табличек длиной 1-4 мм. 2.Плут кисл гп нормального ряда. 1)Граниты - зернистые, наиболее богатые кварцем мг гп. Внешне они окрашены в светлые сероватые, розоватые, буроватые тона, крупно-, средне- или мелкозер, нередко порфировидной структуры. Они состоят из КПШ, Q, pl и темноцветных минералов (bi, hbl, пироксена, редко фаялита). Граниты нормального ряда содержат Q 25-35%, КПШ - 35-40, pl – 20-25 и bi – 5-10%. Акцессорные мин представлены апатитом, цирконом, магнетитом, титанитом, ортитом, монацитом, рутилом и др. 2) Гранодиориты - светлые крупно- и среднезер, иногда порфировидные гп. От гранитов легко отличаются по более высокой меланократовости (цветное число 10—20%) и меньшему содержанию Q. Макроскопически в составе гранодиоритов различаются темно-серый Q A5—25%), розоватый, буроватый или белый КПШ, светло-серый pl и черные чешуйки bi или призмочки hbl. Кол-во КПШ меняется от 0 до 20%. 3)Лейкограниты. Гипабиссальные: 1)аплит (КПШ, pl, Q, bi, mus). Текстура массивная. Структура аллотриоморфнозер (аплитовая), м/зер. 2)пегматит (КПШ, Pl, Q, bi, mus). Текстура такситовая. Структура пегматитовая, пегматоидная, к/зерб г/зер. Б)Субщелочной ряд. 1.Плут гп кисл состава. Эти гп содержат зерна Q, они отличаются малым содержанием анортита в полевых шпатах, однако, в отличие от щелочных гранитоидов, в них не содержится щелочных темно- цветных мин. 1)Граносиениты - зернистые, крупно-, средне- и мелкозер серовато-розовые, темно-розовые или красновато-серые гп. В их составе находятся Pl (олигоклаз-андезин), КПШ (микроклин, ортоклаз), Q A5—25%) и мафические мин (hbl, bi). 2) Рапакиви - крупно- и грубозер желтовато-серыег серовато-крас и крас-бурые гп с крупными овоидными вкрапленниками КПШ, окруженными олигоклазом или альбитом. Диаметр овоидов колеблется от 2—3 до 12 см. КПШ окрашен в розоватые тона, pl - в серовато-белые. Основная масса состоит из КПШ (ортоклаза или микроклина), pl (альбит-олигоклаза), почти черного Q, bi, hbl, иногда железистого ol (фаялита). Акцессорные мин: апатит, магнетит, флюорит, ортит, монацит, циркон. 2.Вулканиты кисл состава субщелочного ряда. В эту группу пород с некоторой долей условности могут быть отнесены трахилипариты и их палеотипные аналоги - трахилипаритовые порфиры. В)Щелочной ряд. 1.Плутониты кисл сотава. Щелочные гранитоиды отличаются от ранее описанных не только отсутствием известково-натриевого pl, но и наличием щелочных фемических мин. Щелочные граниты отличаются от нормальных гранитов более высоким содержанием щелочей (>9%), Fe и незначительным кол-вом (десятые доли процента) кальция. 2.Вулканиты кислого состава. Это очень редкие гп, содержащие щелочные цветные мин. По кол-ву Si02 их принято делить на комендиты (среднее содержание Si02 73,5%) и пантеллериты (70%).	23.Понятие о метаморфизме. Типы метаморфизма. Под метаморфизмом понимают изменение и преобразование гп под влиянием различных эндогенных геол процессов, вызывающих значительные изменения термодинамических условий (прежде всего t и P). Все преобразования в гп при процессах метаморфизма происходят путем их перекристаллизации в твердом состоянии. Метаморфизму могут подвергаться гп любого происхождения: осадочные, магматические и ранее существовавшие метаморфические. Степень изменения первичных гп (степень метаморфизма) может быть самой различной от незначительных преобразований до полного изменения состава и облика гп. Главными причинами, или факторами метаморфизма гп, являются t, Pе и химактивные вещества: растворы и летучие соединения. Термин был введен в 1820 г А.Бугом. Термин стал популярен после издания книги «Основы геологии» в 1843 Чарльзом Лойелем. Мт процессы происходят в твердом состоянии или при весьма незначительном кол-ве жидкой фазы. Перекристаллизация гп в твердом состоянии получила название кристаллобластеза или просто бластеза. Типы метаморфизма. По преобладающей роли в процессе тех или иных факторов, а также в зависимости от масштабов явлений мт в пространстве выделяют отдельные виды, или типы мт. Основными типами мт являются региональный, контактовый и динамомт. 1.Региональный мт является наиболее распространенным и важным видом, поскольку охватывает огромные площади или целые регионы. Он проявляется в условиях, когда отдельные участки Зк испытывают длительное прогрессивное погружение, в результате чего гп перемещаются из верхних горизонтов Зк в более глубокие. Обычно прогибание компенсируется осадконаполнением и в качестве главных факторов регионального мта, таким образом, выступает петростатическое P и t, постепенное повышение которой обусловлено геотермическим градиентом; существенную роль также может играть стресс и хим активные в-ва. В глубинных зонах Зк может проявляться особая стадия регионального мт, называемая ультрамтом. Расплавы, возникающие при ультрамт и имеющие обычно гранитный состав, проникают во вмещающие гп, пронизывают их, образуя своеобразные породы смешанного состава - мигматиты. Широко развиты мигматиты в пределах древних щитов: Балтийского, Украинского, Алданского. 2.Контактовый мт проявляется на контактах мг расплавов, внедряющихся в Зк, с вмещающими гп. Вблизи контакта образуется ореол мт гп, который обычно захватывает как окружающее мг тело гп, так и краевые части самого мг тела. Ширина зоны контактового изменения (контактового ореола) может изменяться от см до первых км. Основными причинами изменения гп в зонах контактов являются t, возрастающая благодаря тепловому воздействию мг масс на вмещающие гп, и хим активные газовые и жидкие растворы, выделяемые мг расплавами. Процесс замещения одних минералов другими, протекающий при участии газовых и жидких растворов и сопровождающийся изменением хим состава мин образований называется метасоматозом, а разновидность мт – контактово-метасоматическим. В зависимости от агрегатного состояния растворов различают пневматолитовый и гидротермальный контактово-метасоматический мт. Наиболее распространенным контактово-метасоматическими гп являются скарны и грейзены. 3.Динамомт (катакластический, дислокационный мт) проявляется, главным образом, в верхних частях Зк, в зонах развития тектонических движений дислокационного характера. Часто локализуется вдоль разрывных тектонических нарушений. Таким образом, основной причиной, вызывающей его, является стресс. При динамомте изменяются в основном структурно-текстурные особенности гп. Происходит их дробление, а в более глубоких зонах в связи с повышением t механическое разрушение сменяется пластическими деформациями. В гп появляется полосчатость, заключающаяся в чередовании слоев различных по форме зерен и окраске мин, возникает кристаллизационная сланцеватость. 4.Автометаморфизм, изменение мг гп в р-те падения t и воздействия на составные части гп постмг газов и водных р-ров, содержащихся в том же интрузивном теле. 5.Метасоматоз может сопровождать разл типы мт изменений, его развитие связано преимущественно мг и постмг деятельностью. 6.Ультраметаморфизм осуществляется в глубинных частях складчатых поясов. Образование улмт происходит при существенном значении расплавов. Факторами явл высокая t и гидростатическое Р, а также привнос и вынос в-в. 7.Ударный мт. Падение крупных метеоритов, мощные эндогенные взрывы. В последовательности мт превращений следует различать прогрессивный и регрессивный мт. Первый происходит при повышении t и увеличении Р, для второго хар-но снижение этих параметров. По лекциям. P, t и глубинные флюиды изменяют гп в твердом состоянии, подвергая их изохимическому или аллохимическому метаморфизму. Основными типами метаморфизма являются региональный и локальный. Температура определяет три группы метаморфизма - низко-, средне- и высокотемпературный. Фации метаморфизма выделяются на основе минерального состава измененных пород. Падение крупных метеоритов вызывает особый - импактный метаморфизм .	24.Зоны глубинности У.Грубенманна и П.Ниггли. Зависимость интенсивности проявления регионального мт от глубины была впервые отмечена в 1889 Вильямсом. В 1904 Грубенман ввел понятие о зонах регионального мт, зависящих от глубины. Грубенман и Ниггли предложили учение о глубинных зонах. В этом учении процессы мт рассматривались как фации глубинности. Степень изменения гп при региональном мт находится в прямой зависимости от степени изменения термодинамических условий среды, ряд ученых в качестве главного критерия изменения условий рассматривают глубину протекния процесса, поскольку именно ею, в основном, определяется P и t. Были введены три зоны: 1.Первая зона - эпизона. Ей соответствуют слабые изменения гп, которые проходят при t около 500º и P менее 500 МПа (5000 атм). Термодинамические условия в этой зоне хар-ся относительно низкими, до умеренных, t и сильным стрессов. При этом механические процессы преобладают над хим и в гп сохраняются водные мин. В эпизоне могут происходить явления катаклаза и милонитизации гп. На этой стадии глины преобразуются в глиняные сланцы, песчаники в кварциты, известняки в мрамора. Типичные мин - водные: серицит, хлорит, тальк, серпентин, глаукофан, актинолит, карбонаты, эпидот, альбит, Q. Гп: филлиты, хлоритовые, тальковые, серицитовые, серпентинитовые, карбонатные сланцы, кварцито-сланцы. Текстуры гп сланцеватые, катакластические. 2.средняя – мезозона. Ей соответствуют t от 500 до 1000º и P от 500 до 1000 МПа (от 5000 до 10000 атм.). Наряду со стрессом начинает проявляться гидростатическое Р, t значительно выше. На этой стадии происходит потеря водными мин химически связанной воды. В результате глинистые и кварцевые гп преобразуются в слюдяные сланцы и гнейсы, кислые гп в гнейсы, основные гп в амфиболиты (роговообманковые сланцы). Мин: Bi, Mu, Hbl, Plкисл, кианит, ставролит, актинолит, эпидот. Гп: гнейсы, amf, слюдяные сланцы. Структуры кристаллобластовые. 3.Нижняя - катазона. Преобразования на этой стадии происходят при t более 1000º и P более 1000 МПа (10000 атм.). Преобладает гидростатическое P и высокие t, под которыми обр мин высокой плотности. Стресс выражен слабее, иногда вообще отсутствует. В этой зоне происходит продолжительная хим перекристаллизация гп. Ход хим реакций опр возросшим Р, и это способствует появлению мин с малым уд объемом и большим уд весом. В результате гп приобретают гнейсовую и массивную текстуру: слюдяной сланец преобразуется в гнейс, среднезернистый мрамор в крупнозернистый, слюдистый кварцит в кварцитовидный гнейс. Мин: магнезиальные гранаты, омфацит, ромбические пироксены, оливин, магнезиальный кордиерит. Гп: гранатовые, пироксеновые гнейсы, оливиносодержащие разности. В настоящее время, говоря о зонах мт, имеют в виду всю совокупность физико-химических условий, создающихся на той или иной глубине. В соответствии с этим большинство исследователей для характеристики процессов мт и классификации мт гп пользуются понятием о мт фациях. Под метаморфической фацией понимается группа гп разного состава, образовавшихся в сходных термодинамических условиях. В качестве показателей этих условий используют так называемые индекс-минералы, устойчивые в строго определенных условиях температуры и давления.	25.Метаморфические фации. Классификация П.Эскола. Эскола возражал против трехчленного деления зон мт по глубине формирования. Это деление не явл совершенным по той причине, что не всегда рост Р и t пропорционален глубине залегания гп; из гп одного и того же состава обр более разнообразные мин ассоциации, чем это предусмотрено трехчленной системой. В настоящее время, говоря о зонах мт, имеют в виду всю совокупность физико-химических условий, создающихся на той или иной глубине. В соответствии с этим большинство исследователей для характеристики процессов мт и классификации мт гп пользуются понятием о мт фациях. В 1914 г Павел Эскола ввел понятие о мт фациях. Основал на наличии гп, устойчивых в опр термодинамических условиях, характерных для каждой фации. Мт фация – комплекс мт гп, сложенных мин ассоциациями равновесными для данных условий мт (t, P, стресс, P флюидов). Одинакового состава при одинаковых условиях развивается одна и та же мин ассоциация. В качестве показателей этих условий используют так называемые индекс-минералы, устойчивые в строго определенных условиях температуры и давления. Некоторые мин ассоциации м б устойчивы в пределах нескольких фаций, поэтому для отнесения гп к опред фации следует руководствоваться критической ассоциацией мин. Принцип конвергенции: гп различного мин состава, структуры и генезиса, но имеющие близкий хим состав, преобразуясь в одинаковых условиях мт, приобретают новый, сходный мин состав. Было введено 9 фаций в порядке возрастания t. -низкого P: 1.цеолитовая; 2.санидинитовая; -умеренного P: 3.фация зеленых сланцев; 4.эпидот-амфиболитовая; 5.амфиболитовая; 6.пироксен-роговиковая; -высокого P: 7.глаукофановых сланцев; 8. эклогитовая; 9.гранулитовая. Таким образом, каждая зона мт характеризуется наличием определенных минеральных ассоциаций.
26.Ступени метаморфизма по Ц.Тилли. Ц. Тилли (1925) выдвинул идею о степенях или ступенях мт. Различные гп, принадлежащие одной и той же фации мт, однако отличающиеся по составу и являющиеся производными разных исходных гп, относятся к одной ступени метаморфизма и являются изоградными, что широко используется при составлении геологических карт. К низкой ступени регионального метаморфизма относятся гп фации зеленых сланцев (по П.Эскола), к средней ступени - фации амфиболитов и к высокой ступени - фации гранулитов. 1.В4 - фация зелёных сланцев. Температурный интервал от 300-400°С до 500-550°С. Сверху по температуре она ограничена устойчивостью Chl+Q, характеризуется отсутствием роговой обманки, альмандина и олигоклаза. В большей части фации устойчивы также пирофиллит и пумпеллиит. Нижняя граница фации фиксируется отсутствием каолинита, диаспора, цеолитов и др. По в 7-10 кбар. Хар-ные мин: chl, act, ser, ep, ca, ab, Q. Запрещенные мин: amf, гранаты, олигоклаз, ставролит, кордиерит, андалузит, bi, кварциты, серицитовые кварциты. По уосн гп обр серпентиниты (тальковые, хлоритовые, актинолитовые). Гп – сланцы. 2.В2 - амфиболитовая фация (силлиманит-биотитовых гнейсов). t мт изменяется от 650°С до 800°С, а P от 4 до 8 кбар. Хар-ные мин: bi, amf, кордиерит, гранаты, силлиманит, андалузит, Pl 20-50, fsp (калиевый и калинатриевый ПШ), Q. Запр мин: хлоритоид, железистый епидот, актинолит, тремолит. Если в гнейсах нет ПШ, то это плагиогнейсы. Гп – гнейсы, амфиболиты. 3.В1 - гранулитовая фация (двупироксеновых гнейсов). t мт - от 750-800°С до 900-1000°С, P - от 4-5 кбар до 12-13 кбар. Хар-е мин: гиперстен, диопсид, гранаты, кордиерит, fsp, pl осн, силлиманит, Q. Гп – гранат-гиперстеновые гнейсы, гранулиты, чарнокиты. Здесь же выплавляеются гранитные магмы. Все мин безводны, мелкобластовые.	27.Главные факторы метаморфизма. 1. t. Процессы метаморфизма, по мнению большинства исследователей, совершаются в интервале t от 250-300º до 800º С. Повышение t всего на 10 º вдвое увеличивает скорость химических реакций, а на 100º С примерно в 1000 раз. В условиях земной коры повышение t вызывается двумя основными причинами: 1)погружением гп на большие глубины, что ведет к возрастанию t благодаря геотермическому градиенту (в среднем 30º на 1 км); 2)тепловым воздействием магматических расплавов, внедряющихся в земную кору. Повышение t также может вызываться поступлением глубинных флюидов, местным возрастанием внутреннего теплового потока, радиоактивным распадом и некоторыми др причинами. Способствует процессам кристаллизации, увеличивает пористость флюидов. Реакции идут либо с поглощением (регрессивный), либо с выделением (прогрессивный) тепла. 2.P. Различают P петростатическое (всестороннее) и боковое (одностороннее) или стресс (раньше считалось главным фактором). Петростатическое P является функцией глубины, и возрастание его обычно связано с погружением гп в глубь литосферы. Петростатическое P также повышает t плавления мин. Боковое давление (стресс) возникает при интенсивных тектонических движениях дислокационного характера. Оно приводит к деформации, вызывает появление закономерностей пространственной ориентировки их в гп. Так, например, пластинчатые минералы располагаются плоскостями спайности перпендикулярно к направлению давления, в результате чего формируются так называемые сланцевые текстуры гп. Хим активные вещества (H2O, углекислота, H, соединения Cl, серы и др.) являются катализаторами, облегчающими реакции между кристаллами, участвуют в образовании новых мин, входя в их структуру и производя замещение старых мин ассоциаций новыми. От 1 Бара до 15-17 кБар. 3.Флюиды H2O, CO2, CO, CH4. Главную роль играют флюиды, имеющие глубинный подкоровый источник. 4.Существенная роль принадлежит фактору времени, ибо все это очень длительные процессы, осуществляющиеся в масштабах геологического времени. Если же метаморфические преобразования сопровождаются значительным приносом и выносом, происходит замещение одних мин ассоциаций другими, изменяется хим состав гп. Такой метаморфизм называется метасоматическим.	28.Номенклатура метаморфических гп. Для наименования мт гп, возникших за счет преобразования мг материала, нередко исп термин «орто» (ортогнейсы, ортоамфиболиты), при исходном осадочном составе употр приставку «пара» (парагнейсы). Первичная природа исходных гп, в особенности при интенсивном мт, не всегда легко устанавливается, к наименованиям таких гп приставка не добавляется. Если установлено, что мт гп произошла за счет изменения какой-то определенной ос или мг гп, к ее наименованию добавляется приставка мета. Например, широко распространены такие термины, как метапелиты и метабазиты. Кристаллические сланцы - широко распространенный термин, который м б применен ко всем гп исходного глинистого и песчано-глинистого состава, а также метабазитам, если они не имеют особого наименования (амфиболит, эклогит). Гнейсы явл разновидностью кристаллических сланцев; они состоят из Q, полевых шпатов (одного или двух) и цветного минерала, которые должны присутствовать в более или менее равных кол-вах. К видовому названию гп (кварцит, сланец, амфиболит и т. д.) в качестве прилагательных добавляются названия мин, кол-во которых в породе более 5%. Исключение составляют мин, само присутствие которых обусловливает наименование гп. Например, не следует называть гп плагиоклаз-роговообманковый амфиболит, т.к. присутствие именно этих мин и позволяет называть породу амфиболитом. Если же в амфиболите присутствуют такие мин, как Q и bi, их наличие отражается в наименовании гп, при этом мин располагаются в порядке их возрастания: кварц-биотитовый амфиболит содержит кварца меньше, чем биотита. Наличие некоторых, особенно важных в генетическом отношении мин, кол-во которых в породе менее 5%, отмечается предлогом «с» (гранат-кварц-мусковитовый сланец с дистеном). В случае, если гп содержит мин разных этапов мт, это должно найти отражение в наименовании гп. Например, можно сказать биотитовый амфиболит (bi входит в состав мин, формирующихся 1t с pl и амфиболом) и биотитизированный амфиболит (образование bi явл более поздним, налаженным на ранее сформированные мин). По кол-ву темноцветного мин дается дополнительная хар-ка гп (менее 5% - лейкократовые, от 5 до 25 - мезократовые и от 25 до 50%-меланократовые). Нет хорошо разработанной систематики. По степени завершенности следует различать: 1)метаморфические гп, сформировавшиеся в р-те глубоких мт преобразований гп любого происхождения, обусловленных изменениями физ-хим условий на месте их залегания; 2)метаморфизованные гп – сохранившие в той или иной степени признаки первичной гп. Делятся на 5 классов: -по геол положению гп; -по структурным признакам; 1.регионально-метаморфические; 2.контактово-метаморфические; 3.гранитизированные или ультраметаморфические; 4.метасоматитов; 5.Тектономт гп (тектониты). 1,3 и часть 4 (региональные ассоциации) относятся к регион мт-у. 2,5 и часть 4 (контактово-метасоматические) относятся к локальному типу мт-а.	29. Структуры метаморфических гп. Структура – совокупность признаков строения гп, обусловленных степенью кристалличности, абсолютным и относительным размерами и формой кристаллов, способов их сочетания м/у собой и со стеклом. С греч – «строение», «расположение». 1.Катокластические. Обр в зонах тектонических разломов при низкой t. -брекчивая (крупное дробление); -катокластическая (с крупными выделениями - порфирокластами); -милонитовая (тонкоперетертые гп, тонкозер строение, сланцеватая, полосчатая текстуры). 2.Кристаллобластические. 1)По величине зерен (бласт): -гигантобластовая >10 мм -крупнобл 5-10 мм -среднебл 1-5 мм -мелкобл <1 мм -криптобластическая<0.1 мм. 2)по однородности зерен: -гомобластовые; -гетеробластовые: а)гранобластовая. Изометричные зерна. Ca,Q, Pl, Hbl; б)лепидобластовая. Чешуйчатая. Bi, Mu, Chl; в)нематобластовые. Игольчатые (длиннопризматические); г)порфиробластовая; д)пойкилобластовая, ситовая. Если структуры переплетаются, то дается двойное название. Вместо основной массы применяется термин «основная ткань». 3.Реликтовые. Сохраняет структуры мг и ос гп. Если сохраняет порфировую, то бластопорфировая; афировую – бластоафировая; псаммитовую – бластопсаммитовая.	30.Текстуры метаморфических гп. Текстура – это совокупность признаков строения гп, обусловленная ориентировкой и расположением, распределением составных частей гп. С греч – «ткань». 1.Однородные. -массивная. 2.Неоднородные. -сланцеватая (хлориты, слюды, располагаются в одной плоскости, плоскости распластования); -полосчатая (скарн, на сланцах вкрест); -линзовидная; -линзовидно-полосчатая (полоска идет и выклинивается); -плойчатая; -гнейсовая (в явнозер гп, темные мин ориентированы в одном направлении); -очковая (очень крупные кристаллы линзами, КПШ); -пятнистая (скарны). 3.Остаточные (реликтовые). Называются от названия структур мг и ос гп с добавлением слова –реликтовая (полосчатая-реликтовая).
31.Классы метаморфических гп. Делятся на 5 классов: -по геол положению гп; -по структурным признакам; 1.регионально-метаморфические; 2.контактово-метаморфические; 3.гранитизированные или ультраметаморфические; 4.метасоматитов; 5.Тектономт гп (тектониты). 1,3 и часть 4 (региональные ассоциации) относятся к регион мт-у. 2,5 и часть 4 (контактово-метасоматические) относятся к локальному типу мт-а. 1. Самые распространенные в Зк. Рег-мт связываются с погружением большой толщи осадков. Делятся на фации: цеолитовая (низкие Р), гранулитовая, амфиболитовая, эпидот-амфиболитовая, зеленосланцевая (средние Р), высоких Р. 2.Контактовый мт обусловлен повышением t в контактовых частях мг тел. Как правило, деформации в этом случае проявлены слабо, а мт гп, нередко называемые роговиками, имеют массивную, узловатую текстуру. 3.Ультраметаморфизм (от ультра и греч. metamorphоornai - подвергаюсь превращению), региональный метаморфизм гп в глубинных зонах Зк (ниже уровня начала плавления гранитоидных гп), сопровождающийся развитием мигматитов. Умт изменение явл р-том многообразных процессов при max проявлениях различных факторов мт, например, резкое повышение t, влияние P, воздействие летучих компонентов, интенсивные дифференциальные движения. Все эти факторы вызывают перекристаллизацию, метасоматоз и селективное (или даже полное) расплавление гп. Обр-ся мигматиты (плойчатые, птигматиты, агматиты, послойные и др) и анатектиты. 4.Метасоматоз – это мт с изменениями хим состава с привносом и выносом в-ва, без изменения объема. Метасоматоз может развиваться в разных геол обстановках и сопровождать все мт процессы. Наряду с миграцией в-в факторами этого вида мт также явл повышение t и влияние Р. При этом намечаются три стадии: 1)ранняя щелочная стадия (стадия пониженной кислотности) высокоt (500-750). Скарны. 2)кислотная стадия проявляется в условиях средних t (600-400). Она хар-ся общим выщелачиванием, выносом всех оснований и компенсируется осаждением Q. Кислотная стадия связана с послемг процессом. Фор-ся грейзены, вторичные кварциты и пропилиты. 3)Поздняя щелочная. Низкоt (400-100). Р-ры нейтрализованы, происходит осаждение карбонатов и образование березитов, лиственитов. 5.Катакластические гп обр-ся под воздействием стресса. Он вызывает деструктивные изменения гп; процессы эти идут при низких t и низком литостатическом P и не приводят к фор-нию новых минеральных парагене- зисов. Появляющиеся при этих процессах гп благодаря своим механическим св-вам явл крайне благоприятной средой для проникновения флюидов, и поэтому часто служат исходными для многих мт гп локального метаморфизма. Среди катакластических пород принято выделять следующие разновидности: брекчии, катаклазиты, милониты, псевдотахилиты.	32.Регионально-метаморфические гп: общие сведения, цеолитовая фация. Самые распространенные в Зк. Рег-мт связываются с погружением большой толщи осадков. Прогрессивный мт происходит в период складчатой формации на границе конвергентных (сходящихся) плит. Ученые рассм мт фацию как РТ область мт, ограниченную линиями нескольких наиболее важных реакций. Диагностика геокартирования мт фаций основана на критических (только в данной фации возможных) типоморфных и запрещенных мин и ассоциаций в данной фации. Фации по P: А – фации средних P (контактовый мт); В – средние P (рег мт); С – высокие P (рег мт зон высоких P в Зк); D – сверхвысокие P в мантии. Цеолитовая фация относятся к группе B – средних P. Фации умеренного (среднего) давления, соответствующие обычному региональному метаморфизму. Доля P воды во флюиде закономерно убывает от низкотемпературных фаций В4 и В5 к высокотемпературным фациям В1 В2, где она опускается до 0,2-0,3 Робщ. Напротив Р CO2 возрастает в соответствующих пределах. Общее Р меняется в пределах от 3-5 кбар до 10-15 кбар. t интервал мт от 300-400°С до 900-1000°С. В5 - цеолитовая фация и региональный эпигенез. Температура метаморфизма от 100 до 300-350°С, давление обычно не превышает 3-5 кбар. Характерная гп – филлиты, образуется при метаморфизации глинистых гп. Цвет: серебристо-белый, темно-серый, до черного (если есть графит). Хар-ные мин: ser, chl, Q, аb. Тонкосланцеватые с шелковистым блеском, скрыточешуйчатые.	33.Регионально-метаморфические гп: зеленосланцевая и эпидот-амфиболитовая фации. Обе фации относятся к группе B – средних P. Фации умеренного (среднего) давления, соответствующие обычному региональному метаморфизму. Доля P воды во флюиде закономерно убывает от низкотемпературных фаций В4 и В5 к высокотемпературным фациям В1 В2, где она опускается до 0,2-0,3 Робщ. Напротив Р CO2 возрастает в соответствующих пределах. Общее Р меняется в пределах от 3-5 кбар до 10-15 кбар. t интервал мт от 300-400°С до 900-1000°С. В3 - эпидот-амфиболитовая фация (андалузит - мусковитовых сланцев). Верхний температурный предел фации определяется устойчивостью Mus+Q и Stav+Q, соответствуя t 600-650°С. Нижняя t граница фации фиксируется сменой альмандина хлоритом с кварцем, исчезновением роговой обманки. Это отвечает t около 500 С. По P фация В3 от фации С3 отделена линией устойчивости дистена, что соответствует давлению в 7,5-10 кбар. Хар-ные мин: amf, gr, хлоритоид, ставролит, bi, mu, Pl 10-30, андалузит, Q. Запр мин: chl. Строение среднебластовое. Структура гомеобластовая или порфиробластовая. Гп – сланцы слюдяные, эпидотовые амфиболиты. В4 - фация зелёных сланцев. Температурный интервал от 300-400°С до 500-550°С. Сверху по температуре она ограничена устойчивостью Chl+Q, характеризуется отсутствием роговой обманки, альмандина и олигоклаза. В большей части фации устойчивы также пирофиллит и пумпеллиит. Нижняя граница фации фиксируется отсутствием каолинита, диаспора, цеолитов и др. По в 7-10 кбар. Хар-ные мин: chl, act, ser, ep, ca, ab, Q. Запрещенные мин: amf, гранаты, олигоклаз, ставролит, кордиерит, андалузит, bi, кварциты, серицитовые кварциты. По уосн гп обр серпентиниты (тальковые, хлоритовые, актинолитовые). Гп – сланцы.	34. Регионально-метаморфические гп: амфиболитовая и гранулитовая фации. Обе фации относятся к группе B – средних P. Фации умеренного (среднего) давления, соответствующие обычному региональному метаморфизму. Доля P воды во флюиде закономерно убывает от низкотемпературных фаций В4 и В5 к высокотемпературным фациям В1 В2, где она опускается до 0,2-0,3 Робщ. Напротив Р CO2 возрастает в соответствующих пределах. Общее Р меняется в пределах от 3-5 кбар до 10-15 кбар. t интервал мт от 300-400°С до 900-1000°С. В1 - гранулитовая фация (двупироксеновых гнейсов). t мт - от 750-800°С до 900-1000°С, P - от 4-5 кбар до 12-13 кбар. Хар-е мин: гиперстен, диопсид, гранаты, кордиерит, fsp, pl осн, силлиманит, Q. Гп – гранат-гиперстеновые гнейсы, гранулиты, чарнокиты. Здесь же выплавляеются гранитные магмы. Все мин безводны, мелкобластовые. В2 - амфиболитовая фация (силлиманит-биотитовых гнейсов). t мт изменяется от 650°С до 800°С, а P от 4 до 8 кбар. Хар-ные мин: bi, amf, кордиерит, гранаты, силлиманит, андалузит, Pl 20-50, fsp (калиевый и калинатриевый ПШ), Q. Запр мин: хлоритоид, железистый епидот, актинолит, тремолит. Если в гнейсах нет ПШ, то это плагиогнейсы. Гп – гнейсы, амфиболиты.	35. Регионально-метаморфические гп: фации высоких давлений. Группа С. Фации высокого Р. Характеризуются Р в 8 кбар при низкой t и свыше 15 кбар при высокой t. t интервал от 300 до 1000°С. Обычно локализуются в узких тектонических зонах. Распространены незначительно. Всего 4 фации. С1 - эклогитовая фация. Температура мт-а изменяется от 850°С до 1000°С, а Р превышает 14 кбар. Нижний температурный предел фации фиксируется наличием граната с содержанием пиропового мин не менее 50%. Эклогитами называются гп, сложенные г о 2 мин - гранатом и клинопироксеном. С2 - фация дистеновых гнейсов и амфиболитов. t от 650 до 800-850°С, P свыше 10 кбар, но иногда достигает в условиях земной коры 15-17 кбар. Cходны по составу с амфиболитовой фацией. С3 - фация дистеновых сланцев (глаукофан-альмандиновая). Нижняя её граница определяется устойчивостью дистена и альмандина в области P до 15 кбар и линией лавсонита при Робщ.>15 кбар. t - от 500 до 650°С. Отвечает эпидот-амфиболитовой фации и появляется дистен, глаукофан. С4 - жадеит-лавсонит-глаукофановая фация. t интервал - 300-550°С, P свыше 8-10 кбар. Фация, для которой очевидно наиболее высокое давление при относительно низкой t. Мин высоких давлений. Жадеит - cpx с Na. Глаукофан – щелочной amf. Мелкозер гп голубовато-зеленого или серого цвета с порфиробластами ланцолита. Еще есть фации сверхвысоких p или фации верхней мантии. Они доступны изучению непосредственно по ксенолитам в кимберлитах. Р > 25-30 кбар, t составляет около 900-1100°С. Выделяются следующие фации: 1) эклогитовая фация; 2) коэситовая фация; 3) фация алмазоносных эклогитов.
36.Контактово-метаморфические гп. Контактовый или термальный метаморфизм обусловлен повышением температуры в контактовых частях магматических тел. Как правило, деформации в этом случае проявлены слабо, а мт гп, нередко называемые роговиками, имеют массивную, узловатую текстуру. В то же время, если роговики развиваются по мт или слоистым осадочным гп, то планарная (сланцеватая, гнейсовидная) текстура, свойственная регионально метаморфизованным гп, сохраняется. Мощность контактовых ореолов варьирует от нескольких миллиметров до нескольких километров и зависит от нескольких факторов, главными из которых являются мощность и форма интрузивных тел, а также флюидонасыщенность мг расплавов. Казалось бы, что t мг расплавов также должна серьезно влиять на мощность зоны мт преобразований. Однако контактовые ореолы вокруг интрузий основного состава (Т расплава 1000-1200°С) значительно меньше ореолов вокруг гранитных плутонов (Т расплава 650-800°С), что еще раз говорит о большей важности степени флюидонасыщенности расплава. Еще одним важным фактором, который редко оказывается в поле внимания исследователей, является степень подготовленности среды, определяемая t и флюидонасыщенностью, но уже не расплава, а вмещающих комплексов. Чем меньше t среды, тем меньше контактовый ореол, что мы нередко и наблюдаем при локализации интрузий в неметаморфизованных или слабометаморфизованных гп. Наиболее распространенные продукты такого мт получили название роговиков. С интрузиями роговики имеют резкие контакты, а с вмещающими гп – постепенные переходы. Мощность зон ороговикования изменяется в широких пределах: от см до сотен и тысяч метров. Но состав и структуру роговиков, а также ширину ареалов контактовых гп влияют следующие факторы: 1.хим состав внедрившейся магмы. 2.V внедрившейся магмы. 3.состав гп, подвергшихся мт (слабее кварцевые песчаники, кислые вулканиты, граниты). 4.глубина. 5.строение вмещающей толщи. 6.форма и крутизна наклона контактовой поверхности. Роговики – это, как правило, плотные и крепкие гп, благодаря чему при выветривании и эрозии они нередко образуют положительные формы рельефа. В некоторых случаях они обр-ют в рельефе замкнутые цепи холмов, огибающих поля более глебокоэродированных гранитоидов. Часто при раскалывании дают звонкую щебенку, имеющую полураковистый излом, излом и режущие края. Текстура м б как однородной, так и пятнистой. Иногда встречаются сланцеватые роговики (в них взаимно // ориентировка вытянутых мин выделений). В зависимости от состава первичных гп роговики могут иметь самый различный цвет: от белого до темного зел-серого и черного. Некоторые разности, обр-ся по глинистым гп, несколько напоминают в изломе в-во рога. Отсюда они и получили свое название. Структура обычно тонкозерн. Очень распространено взаимное прорастание мин, когда каждый из присутствующих в гп минералов обр включения в других, соседних минералов. Это роговиковая структура.	37.Ультраметаморфические гп. Ультраметаморфизм (от ультра. и греч. metamorphоornai - подвергаюсь превращению), региональный метаморфизм гп в глубинных зонах Зк (ниже уровня начала плавления гранитоидных гп), сопровождающийся развитием мигматитов. Умт изменение явл р-том многообразных процессов при max проявлениях различных факторов мт, например, резкое повышение t, влияние P, воздействие летучих компонентов, интенсивные дифференциальные движения. Все эти факторы вызывают перекристаллизацию, метасоматоз и селективное (или даже полное) расплавление гп. В результате У. мт гп (гнейсы, пироксен-плагиоклазовые сланцы, амфиболиты) подвергаются повторному, часто регрессивному, метаморфизму, связанному с их гранитизацией, при температуре 650—800 °С и литостатическом давлении 4—10 кбар (0,4—1 Гн/м^2); при этом пироксены замещаются роговой обманкой, роговая обманка - bi, pl – КПШ и Q. В р-те существенно изменяется общий хим состав гп (привносятся К, Si, а также Rb, Zr, La, Ce; выносятся Na, Li, Cr, Ni, Co, Zn, Ti, V, Mo, Y, Au). Гранитизация гп при У., ведущая к образованию мигматитов, выражается в развитии анатексиса и широкого замещения их кислой магмой, насыщенной летучими компонентами, вдоль слоистости, сланцеватости, трещинных и брекчиевых зон. Зоны У.- области глубинной генерации гранитной магмы, которая обогащается летучими компонентами и приобретает способность проникать в толщи мт гп. У. свойствен орогенической стадии развития геосинклинальных подвижных зон. Термин предложен шведским геологом П. Хольмквистом (1909). Умт широко проявлен в областях, сложенных докембрийскими образованиями (Балтийский и Украинский щиты, Алдан, Анабар, Восточный Саян и др). Эта особенность локализации объясняется не только глубокой эрозией районов древних щитов и платформ, но и большой термической активностью Зк в докембрийское время. Процессы умт могут иметь место и в более молодых районах, их развитие там связано с особым тектоническим тепловым режимом, вызванном подъемом плутонического фронта или высокотемпературных растворов. Типы умт: 1)мигматитообразование; 2) гранитизация; 3)палингенез; 4)реоморфизм; 5)анатексис. Ультраметаморфиты. 1.Мигматиты. Неоднородные по составу гп. Они состоят из относительно меланократовых мт гп, называемых субстратом (его состав меняется в различных мигматитах, соответствуя слюдяным и amf сланцам и гнейсам). Наряду с субстратом в мигматитах всегда присутствует более светлая масса, представленная лейкократовыми гранитами, аплитами и пегматитами (жильный или инъекционный материал). В зависимости от соотношения м/у субстратом и жильным материалом выделяют разл морфологические типы мигматитов: А)послойные мигматиты. Наиболее широко распространены в природе. Мощность прослоев субстрата и жильного материала варьируется от нескольких мм до нескольких см. Иногда жильный материал прослеживается на десятки м и даже км, а в других случаях он дает раздувы или заканчивается в пределах данного обнажения. Субстрат и жальный материал имеют сходные минералы. Артериты - мигматиты, жильный материал в которых располагается г о // анизотропным структурам, но мощность его большая и гп обладают грубополосчатой структурой. Линзовидно-жильные мигматиты с наличием жилок пегматоидного кварц-полевошпатового материала; Б)Агматиты. Жильный материал внедряется по трещинам, разломам и располагается м/у глыбами субстрата. Гранитоидный материал в них явл перемещенным и имеет состав, отличающийся от субстрата. Узкие зоны, вытянутые на десятки км; В)Теневые мигматиты. В них стирается граница м/у материалом субстрата и жильным. Границы м/у ними становятся неясными. При этом идет интенсивное метосоматическое изменение материала субстрата, от которого нередко остаются лишь неясные очертания (тени). Приурочены к участкам наиболее сильной мигматизации и гранитизации. Г)Ветвистые и сетчатые мигматиты. В субстрате ветвящиеся жилки. Сетчатые обр сплошную сетку мелких жилок, инъецирующих субстрат, а он находиться в виде изолированных участков; Д)Птигматиты. Жильный материал смят в мелкие складки, они располагаются несогласно по отношению к сланцеватости субстрата и пересекают ее; Е)Плойчатые или складчатые. Хар-ся наличием складок различных амплитуд. И субстрат и жильный материал деформируются гармонично, согласными складками изгиба. 2.Анатектиты. Представлены гранитами и гранитоидными гп, плагиоклазовые граниты, кварцевые диориты, анхиэвтектические (палингенные) граниты. Наличие остатков недоплавленного субстрата (в виде шлиров, обогащенных темноцветными мин).	38.Метасоматоз: общие сведения, стадии. Метасоматоз – это мт с изменениями хим состава с привносом и выносом в-ва, без изменения объема. Метасоматизм, метасоматоз (от мета... и греч. soma, родительный падеж somatos - тело), замещение одних минералов другими с существенным изменением хим состава гп и обычно с сохранением её объёма и твёрдого состояния при воздействии растворов высокой хим агрессивности. Метасоматоз может развиваться в разных геол обстановках и сопровождать все мт процессы. Наряду с миграцией в-в факторами этого вида мт также явл повышение t и влияние Р. Различают магматической стадии, сопровождающий внедрение мг гп (например, в связи с гранитизацией), и постмагматический периода охлаждения гп. С постмагматическим связано рудообразование. Химизм растворов, вызывающих метасоматоз, изменяется в ходе их охлаждения. Коржинский в 1951 выделяет инфильтрационный и диффузионный механизмы процессов метасоматоза. Инфильтрационный мтсом обусловлен переносом хим компонентов потоком растворов, фильтрующихся через гп; диффузионный мтсом связан с диффузией компонентов в относительно неподвижном растворе, пропитывающем гп. На границе двух резко различных по химизму сред (известняки и кварциты, граниты и уосн гп и т.п.) происходит встречная диффузия различных компонентов (т. н. биметасоматоз). В процессах мтсом хар-но образование метасоматической зональности (с резкими границами между зонами), обусловленной дифференциальной подвижностью компонентов, переносимых растворами. С возрастанием интенсивности мтсом всё большее число компонентов переходит в подвижное состояние, и число мин в продуктах мтсом сокращается вплоть до образования мономинеральных гп. При этом намечаются следующие стадии: 1)ранняя щелочная стадия (стадия пониженной кислотности) высокотемпературная (500-750). Часть метасоматических процессов этой стадии относиться к мг (фор-е магнезиальных скарнов), часть – к послемг стадии (обр известковистых скарнов). 2)кислотная стадия проявляется в условиях средних t (600-400). Она хар-ся общим выщелачиванием, выносом всех оснований и компенсируется осаждением Q. Кислотная стадия связана с послемг процессом. Фор-ся грейзены, вторичные кварциты и пропилиты. 3)Поздняя щелочная. Низкотемпературная (400-100). Р-ры нейтрализованы, происходит осаждение карбонатов и образование березитов, лиственитов. Среди метасоматитов известны весьма различные по составу образования – скарны и фениты, пропилиты и аксинитовые гп, однако несмотря на различия, они имеют ряд общих особенностей. В их расположении часто наблюдается метасоматическая зональность, выражающаяся в уменьшении кол-ва мин, вплоть до обр анхимономинеральных гп. Мощность метасоматитов составляет см, реже первые десятки м, и очень редко до сотен м и первых км, они наблюдаются в областях активного вулканизма.	39.Метасоматические гп: гп ранней щелочной стадии. Среди метасоматитов известны весьма различные по составу образования – скарны и фениты, пропилиты и аксинитовые гп, однако несмотря на различия, они имеют ряд общих особенностей. В их расположении часто наблюдается метасоматическая зональность, выражающаяся в уменьшении кол-ва мин, вплоть до обр анхимономинеральных гп. Мощность метасоматитов составляет см, реже первые десятки м, и очень редко до сотен м и первых км, они наблюдаются в областях активного вулканизма. Ранняя щелочная стадия (стадия пониженной кислотности) высокотемпературная (500-750). К ранней щелочной стадии В. А. Жариков (1959) относит микроклинизацию, альбитизацию, магнезиальный метасоматоз, образование скарнов. Скарны фор-ся на контактах карбонатных и алюмоси- ликатных гп под воздействием р-ров, пришедших в зону контакта. Особенно часто они развиваются в контактовых ореолах кислых интрузивов малых и средних глубин с известняками. В зависимости от проникновения р-ров метасоматоз м б контактово-фильтрационным и биметасоматическим. Иногда эти процессы существуют 1t. Однако в природе преобладают инфильтрационные скарны. Скарнами называются гп, сложенные известково-магне- зиально-железистыми силикатами и алюмосиликатами: пироксе- нами диопсид-геденбергитового ряда; гранатами гроссуляр-андрадитового ряда, волластонитом, везувианом, магнезиальным ol, флогопитом, шпинелью. Контактово-реакционные гп, содержащие в составе полевые шпаты, скаполиты, эпидот, называют околоскарновыми гп. Скарны по алюмосиликатным гп называются эндоскарнами, а по карбонатным -экзоскарнами. По мин составу выделяются магнезиальные и известковистые скарны. Магнезиальные скарны обр в контактах доломитов и магнезитов с мг гп (особенно гранитоидными интрузиями). Магнезиальные скарны разделяются на две стадии образования: мг и послемг. 1.Магнезиальные скарны мг стадии фор-ся при высоких t. Внедрение гранитоидов сопровождается выносом во вмещающие карбонатные гп кремнезема; при этом идет замещение доломита форстеритом и диопсидом. 2. В магнезиальные скарны послемг стадии добавляется флогопит. Снижение t приводит к гидратации, и вся шпинель во всех зонах замещается флогопитом. Нередко в эту стадию происходит замещение и самой интрузивной породы - обр-ся эндоскарны. С послемг стадией магнезиальных скарнов связано также и оруденение (месторождения железа, бора, флогопитов). Известковые скарны обр-ся в контактах интрузивов с известняками в послемг стадию или накладываются на магнезиальные скарны. Главными мин изв скарнов явл пироксен диопсид-геденбергитового ряда и гранат ряда гроссуляр-андрадит. Эти минеральные парагенезисы появляются в результате прохождения растворов, вызывающих биметасоматоз. Кальций выносится из карбонатных гп, а кремнезем и глинозем - из алюмосиликатных. Скарны обладают пятнистыми и полосчатыми текстурами. Они имеют к/зер строение и гетерогранобластовую структуры. Скарны - основная среда, нейтрализующая кислые растворы, благоприятствующая осаждению рудных компонентов. Известны скарновые месторождения вольфрама, молибдена, Cu, Fe, Au, а также флогопита, бора, мышьяка и других элементов.	40.Метасоматические гп: гп кислотной стадии. Среди метасоматитов известны весьма различные по составу образования – скарны и фениты, пропилиты и аксинитовые гп, однако несмотря на различия, они имеют ряд общих особенностей. В их расположении часто наблюдается метасоматическая зональность, выражающаяся в уменьшении кол-ва мин, вплоть до обр анхимономинеральных гп. Мощность метасоматитов составляет см, реже первые десятки м, и очень редко до сотен м и первых км, они наблюдаются в областях активного вулканизма. Кислотная стадия проявляется в условиях средних t (600-400). Она хар-ся общим выщелачиванием, выносом всех оснований и компенсируется осаждением Q. Кислотная стадия связана с послемг процессом. Фор-ся грейзены, вторичные кварциты и пропилиты. Гп кислотного выщелачивания обр-ся в контактах мг и вмещающих гп различного состава под влиянием растворов, содержащих НС1, HF, H2S и другие кислотные компоненты. Среди них различаются высокотемпературные (кварц-микроклиновые) и среднетемпературные (грейзены, вторичные кварциты и пропилиты) метасоматиты. 1.Грейзены - наиболее типичные метасоматические Образования среднетемпературной кислотной стадии. Это кварц-мусковитовые, кварц-топазовые, существенно кварцевые породы, иногда содержащие турмалин, флюорит, касситерит, вольфрамит и др рудные мин. Грейзены обычно фор-ся в контактах ультракислых гранитов с кварцево-полевошпатовыми и глиноземистыми гп (песчаниками, гнейсами, сланцами, кварцитами). При грейзенизации частично или полностью выносятся щелочи, щелочные земли, иногда глинозем, привносятся F, S, P, CI, As, C02, ВН3, соединения Sn, W, Mo, Fe, Pb, Li, Be и др элементов. Различают грейзены и грейзенизированные породы. Грейзены - светлые гп лепидогранобластовой или гранобластовой структуры и к/зер сложения. В грейзенизированных гп сохр-ся реликтовая структура исходных гп (например, бластогранитная, бластопсаммитовая) со следами замещения первичных мин грейзеновыми мин (mus, топазом, флюоритом). Текстуры грейзенов - массивные, иногда пористые и даже кавернозные. Грейзены и грейзенизированные гп представляют большой промышленный интерес. С ними связаны несульфидные (вольфрамо-касситеритовые; Средняя Азия, Казахстан) и сульфидные мес-я (Fe, Cu, Pb, Mo, Zn, олова, мышьяка и других металлов; Средняя Азия, Казахстан, Англия, ФРГ, Бирма). 2.Вторичные кварциты - очень своеобразные метасоматиты, занимающие площади до десятков квадратных км в областях активной вулканической деятельности. Они были впервые названы и описаны Е. С. Федоровым и В. В. Никитиным в 1901 г. на Урале. Образование вторичных кварцитов идет в условиях малоглубинного, иногда приповерхностного кислотного выщелачивания за счет преимущественно кислых и средних вылканитов, реже по интрузивным или ос гп. По внешнему виду вторичные кварциты имеют светлую сероватую или почти белую окраску, м/зер структуру и массивную однородную или пятнистую, нередко пористую текстуру. Часто в этих породах сохраняется реликтовая обломочная или порфировая структура. Главными мин, слагающими вторичные кварциты, являются Q и серицит. Нередко присутствуют алунит, андалузит, диаспор, пирофиллит, корунд, а также рудные минералы: пирит, гематит, сульфиды меди, свинца, цинка, золота, серебра, ртути, сурьмы, мышьяка. С ними связаны мес-я глиноземистого сырья (алунита, корунда, каолинита), серы; Cu, Au-ag; сурь- мяно-мышьяковые мес-я: 3. Пропилиты обр-ся в процессе метасоматических изменений вулканитов преимущественно андезитового, а также основного, реже кислого состава. Они окрашены в зеленые цвета различных оттенков, имеют м/зер, нередко реликтовую структуру и сложены эпидотом, альбитом, уралитом, хлоритом, серицитом, карбонатами, цеолитами, иногда присутствуют Q, адуляр, пренит, пирит. От зеленокаменно-измененных гп пропилиты отличаются наличием адуляра и сульфидов в ассоциации с карбонатами. Пропилиты развиваются самостоятельно или сопровождают вторичные кварциты. С пропилитами связаны мес-я Au, Ag, Pb, Zn, Cu, сурьмы, ртути и др Ме.
41.Метасоматические гп: гп поздней щелочной стадии. Среди метасоматитов известны весьма различные по составу образования – скарны и фениты, пропилиты и аксинитовые гп, однако несмотря на различия, они имеют ряд общих особенностей. В их расположении часто наблюдается метасоматическая зональность, выражающаяся в уменьшении кол-ва мин, вплоть до обр анхимономинеральных гп. Мощность метасоматитов составляет см, реже первые десятки м, и очень редко до сотен м и первых км, они наблюдаются в областях активного вулканизма. Поздняя щелочная. Низкотемпературная (400-100). Р-ры нейтрализованы, происходит осаждение карбонатов и образование березитов, лиственитов. Низкотемпературные метасоматические процессы развиваются вдоль трещин, зон рассланцевания, вдоль контактов даек. Вызываются эти процессы воздействием нейтрализованных р-ров на гп разл состава. 1.Березитами называют светлые м/зер породы,, состоящие из Q, серицита, карбоната (анкеритового ряда) и пирита. Иногда содержатся хлорит и альбит. Они обр-ся по кислым гп, подвергшимся воздействию р-ров, богатых С02 и S. Процесс березитизации - широко распространенный вид околотрещинного метасоматоза. С березитами связаны мес-я Au. 2.Листвениты обр-ся при изменении уосн, реже осн и карбонатных гп под воздействием р-ров, обогащенных С02. Они состоят из Q, карбоната (брейнерита), хромовой слюдки (фуксита) и пирита; встречаются также хлорит, тальк, серпентин и хромит (последние три мин - явно реликтовые от серпентинитов, подвергавшихся лиственитизации). Внешняя окраска их может быть светлой желтовато-зеленоватой. Часто за счет разложения карбонатов появляются гидроокислы железа, придающие лиственитам бурые оттенки. Текстуры массивные, иногда кавернозные. Структуры гетеробластовые, м/зер и с/зер. Хар-ная форма проявления - околотрещинные поясовые изменения мощностью до 1,5 м. С ними также связаны мес-я Au и полиметаллов.	42.Тектоно-метаморфические гп. Катакластические гп обр-ся под воздействием стресса. Он вызывает деструктивные изменения гп; процессы эти идут при низких t и низком литостатическом Р и не приводят к фор-нию новых мин парагене- зисов. Появляющиеся при этих процессах гп благодаря своим механическим св-вам являются крайне благоприятной средой для проникновения флюидов, и поэтому часто служат исходными для многих мт гп локального метаморфизма. В зонах развития катаклазированных гп мт процессы проходят значительно интенсивнее, чем в массивных. В мт гп часто устанавливаются следы катаклаза, предшествовавшего мт-у. Среди катакластических пород принято выделять следующие разновидности: брекчии, катаклазиты, милониты, псевдотахилиты. 1.Брекчии обр-ся за счет брекчирования гп; состоят из остроугольных обломков разной величины, скрепленных мелкораздробленной массой, появляющейся при более мелком дроблении той же гп. Такие структуры принято называть брекчиевидными, а гп – брекчированными гранитами, гнейсами и т. д. 2. Катаклазиты отличаются от брекчий меньшими размерами обломков. В них наблюдается дробление хрупких мин, обр-е двойников скольжения, изогнутость таких пластичных мин, как слюды. В обломках еще сохр-ся облик исходных гп, в связи с чем в зависимости от их состава различают катаклазиты габбро, катаклазиты гранитов и т. д. Форма обломков гп и ин остроугольная, иногда линзовидная, структура цементная. 3. Мнлониты фор-ся при интенсивном раздроблении и перетирании гп. Это тонкобрекчированная гп, в которой состав обломков обнаруживается при изучении их под микроскопом. Некоторые милониты содержат тонкие линзочки исходного материала, в других случаях сохраняются лишь порфирокласты мин исходных гп, часто это зерна Q или полевых шпатов обломочной или линзовидной формы. Гп обладают милонитовой структурой. В отличие от катаклазитов они имеют сланцеватую текстуру, иногда полосчаты. Полосы вытянуты по сланцеватости. Большинство милонитов образовалось за счет кварц-полевошпатовых гп, хотя известны и милониты, сформировавшиеся по осн и уосн гп. 4.Псевдотахилиты -разновидность милонитов, гп которых перетерты до столь тонкозернистой массы, что даже при изучении их под микроскопом реликты первичных минералов не устанавливаются и гп кажется изотропной массой. В связи с внешним сходством этих гп со стекловатыми гп базальтового состава (тахилитами) они и получили наименование. Псевдотахилиты залегают среди милонитов в виде узких зон.	3.Краткая история петрографии (листок). Три этапа: 1.Домикроскопический. 2ая половина XVIII в – 1ая половина XIX. П как самостоятельная наука стала складываться в 30-х годах XIX в (Гаюи 1822, Броньяр 1827). Первая попытка систематики гп принадлежит Карлу Линнею (1835). В России уже 1742 Ломоносов в работе «О слоях земных» выделил три группы гп: первичные (магматические), вторичные хрупкие (осадки), вторичные плотные (осадочные гп). В 1783 в С-П академия наук объявила международный конкурс на тему «Классификация гп». В начале XIX в Севергин создал первый учебник минералогии на русском языке, в нем была глава по петрографии. 2.Микроскопический. 2ая пол XIX в – 1ая пол XX в. В 1828 г физик Николь изобрел кальцитовую призму, поляризующую световой луч. В 1858 г Сорби был применен микроскопический метод исследования гп, что оказало революционное влияние на развитие петрографии. В разработку кристаллооптических методик большой вклад внесли: Лакруа (1888), Фуке (1894), Мишель-Леви (1894), Бекке (1906). В России Федоров в 1892 г ввел теодолитный метод и создал прибор для точного определения констант, названным федоровским столиком. Его методику развивали: Никитин, Заварицкий, Болдырев, Коржинский, Эммонс. Этот метод породил рентгеноструктурный анализ. Сорби, Циркель, Карпинский, Иностранцев, Блюммель. Были созданы руководства по систематике и номенклатуре гп – трехтомная петрография Циркеля (1866), микроскопическая физиография мин и гп Розенбуша (1873-1877). В дальнейшем Шендом (1927), Джоахансеном (1931), Ниггли (1931), Куплетским (1939) и др были созданы количественно-минералогические классификации мг гп. Систематика гп по хим составу разрабатывалась Шендоном, Розенбушом, Озанном, Кроссом, Иддингсом, Пирсоном, Вашингтоном, а в России – Левинсон-Лессингом, Заварицким, Штейнбергом, Кузнецовым. 3.Современный. Со 2ой половины ХХ в. Хар-ся развитием физ-хим направления, широким развитием экспериментальных исследований и дальнейшим изучением гп и слагающих их мин разнообразными физ-хим методами исследования. Физ-хим направление в П сформировалось в работах Фогта, Бекке, Гольдшмидта, в России – Заварицкого, Коржинского и получило развитие в трудах Жарикова, Маракушева, Перчука, Соболева, Добрецова и др. Начало экспер направлению положили Шерер, Боуэн и Татл, Феннер, Грейтон, Мервин, Грейч, Горансоном и др. В конце ХХ века в России сформировались сильные петрографические школы: московская (Маракушев, Фролова, Перчук, Жариков), новосибирская (Соболев, Добрецов), уральская (Штейнберг, Коротеев, Ефимов, Ферштатер).