^Наверх

  • влияния газов, растворов.
  • Существует метаморфизм:

    Далее представлен список горных пород по алфавиту для этой группы минералов.

    Эти минералы сформированы и плагиоклазом. Первая классифицируется как ленточный силикат. Визуально амфиболиты – это сланцы либо массивы цветов от темного зеленого до черного. Цвет зависит от того, в каком соотношении в составе минерала присутствуют темноцветные компоненты. Второстепенные минералы этой группы:

    По своей структуре гнейс исключительно близок граниту. Визуально отличить эти два минерала друг от друга возможно далеко не всегда, так как гнейс копирует гранит и близится к нему по физическим параметрам. А вот цена гнейса существенно ниже.

    Гнейсы широко доступны, поэтому применимы в строительстве. Минералы разнообразны и эстетичны. Плотность высока, поэтому можно использовать камень в качестве бетонного заполнителя. При небольшой пористости и малой способности поглощать воду гнейсы имеют повышенную стойкость к вымораживанию. Так как выветривание также мало, допускается использование минерала в качестве облицовочного.

    Составляя список горных пород, из числа метаморфических обязательно нужно упомянуть сланцы. Выделяют такие их виды, как:

    Благодаря необычной структуре и эстетичности этого камня, в последние годы сланец стал незаменимым декоративным материалом, используемым при строительстве.

    Сланцы – это довольно большая группа, которую составляют горные породы. Список названий разновидностей, активно используемых человечеством в разных целях (в основном в строительстве, ремонте, реконструкции):

  • и филлитовый сланцы.
  • Этот камень известен своей прочностью, так как сформирован кварцем с добавлением примесей. Формируется кварцит из песчаника, когда исходные элементы минерала заменяются кварцем при региональном метаморфизме.

    В природе кварцит встречается сплошным пластом. Нередки примеси:

    Самые богатые залежи найдены в:

    Основные особенности минерала:

  • стойкость к морозу, влаге, температурам;
  • безопасность, экологическая чистота;
  • стойкость к щелочам, кислотам.
  • Не последнее место в списке горных пород принадлежит филлитам. Они занимают промежуточную позицию между глинистыми и слюдяными сланцами. Материал плотный и тонкозернистый. При этом камни очевидно кристаллические, им свойственна ярко выраженная сланцеватость.

    Филлиты обладают шелковистым блеском. Цветовая гамма – черный, оттенки серого. Минералы раскалываются на тонкие плиты. В составе филлитов выделяют:

    Могут быть зерна, кристаллы:

    Богаты залежи филлитов во Франции, Англии и США.

    Осадочные горные породы: список

    Минералы этой группы расположены преимущественно на поверхности планеты. Для формирования должны соблюдаться следующие условия:

  • низкие температуры;
  • Выделяют три генетических подвида:

  • обломочные, представляющие собой грубые камни, сформированные при разрушении породы;
  • глинистые, происхождение которых связывают с преобразованием минералов групп «силикатные» и «алюмосиликатные»;
  • биохемо-, хемо-, органогенные. Такие формируются в процессах осаждения при наличии соответствующих растворов. В этом принимают активное участие также микроскопические и не только организмы, вещества органического происхождения. Немаловажна роль продуктов жизнедеятельности.
  • Из хемогенных выделяют:

    Список горных пород этой подгруппы:

    Самые важные осадочные горные породы:

  • Доломит, подобный плотному известняку.
  • Известняк, состоящий из углекислого калия с примесью такого же магния и ряда включений. Параметры минерала варьируются, определяются составом и структурой, а также текстурой минерала. Ключевая особенность – повышенные показатели прочности на сжатие.
  • Песчаник, сформированный минеральными зернами, связанными между собой веществами природного происхождения. Прочность камня зависит от примесей и того, какое именно вещество стало связующим.
  • Вулканические горные породы

    Обязательно должны быть упомянуты вулканические горные породы. Список таковых создают, включая сюда минералы, сформированные в ходе вулканических извержений. При этом выделяют:

    эффузивными горными породами,

    К пирокластическим, то есть обломочным, причисляют:

    Практически полный алфавитный список пород вулканического типа:

    Органические горные породы

    Из останков живых существ формируются органические горные породы, список которых по праву начинается с наиболее значимого вещества – мела. Эти породы принадлежат к уже рассмотренной выше группе осадочных, и важны не только с точки зрения применимости для решения разных задач человека, но и как богатый археологический материал.

    Наиболее важный подвид этого типа горных пород – мел. Он широко известен и активно применяется в повседневности: именно им пишут на досках в школах.

    Мел сформирован кальцитом, из которого ранее состояли панцири обитавших в древних морях водорослей кокколитофорид. Это были микроскопические организмы, в обилии населявшие нашу планету около ста миллионов лет тому назад. В тот период водоросли могли беспрепятственно плавать по огромным территориям теплого моря. Погибая, микроскопические организмы падали на дно, формируя плотный слой. Некоторые местности богаты залежами таких осадков, в толщину насчитывающими сотню метров и больше. Наиболее известны меловые холмы:

    Изучая меловые породы, ученые находят в них следы:

    Как правило, эти включения – это лишь несколько процентов от общего объема разведанного мела, поэтому такие компоненты не влияют на параметры породы. Изучив меловые отложения, геолог получает информацию о:

  • толще воды, что была тут прежде;
  • особых условиях, которые ранее существовали в изучаемой местности.
  • Магматические горные породы

    Под магматизмом принято понимать совокупность явлений, обусловленных магмой и ее деятельностью. Магма – это силикатный расплав, в природе присутствующий в жидкой форме, близкой к огню. В составе магмы присутствует высокий процент летучих элементов. В некоторых случаях встречаются виды:

    Когда магма остывает и кристаллизуется, появляются магматические горные породы. Их также именуют изверженными.

    Первые сформированы на большой глубине, а вторые – при извержении, то есть уже непосредственно на поверхности планеты.

    Нередко в составе магмы есть разнообразные горные породы, расплавившиеся и смешавшиеся с силикатной массой. Это провоцируется:

  • повышением температуры в толще земли;
  • нагнетенным давлением;
  • сочетанием факторов.
  • Классический вариант магматической горной породы – гранит. Уже само его наименование на латыни – «огонь», отображает то, что порода в первоначальном состоянии была исключительно горячей. Гранит высоко ценится не только за счет своих технических параметров (этот материал невероятно прочный), но также из-за красоты, обусловленной кристаллическими вкраплениями.

    Магматические
    горные породы

    Магматические
    горные породы
     —
    горные породы, сформировавшиеся в
    результате остывания прорвавшегося в
    слои земной коры или на земную поверхность
    вещества мантии.


    Магма
    периодически образует отдельные очаги
    в пределах разных по составу и глубинности
    оболочек Земли. Магматические горные


    породы образуются в результате затвердения
    магмы. Если расплав застывает на глубине,
    то образуются глубинные породы, при
    застывании магмы на земной поверхности,
    то образуются излившиеся. Глубинные
    породы застывают медленнее, и поэтому
    структура у них полностью кристаллическая.
    У излившихся она скрытокристаллическая,
    мелкозернистая или стекловидная. Каждой
    глубинной породе соответствует излившиеся

    того же химического состава.


    Вулканические
    породы (вулканиты) — горные  ,
    образовавшиеся в результате
    излияния   на
    поверхность, и затем застывшей.

  • Магматические горные породы (интрузивные и эффузивные) классифицируются в зависимости от размера  , текстуры, химического состава или происхождения. Состоят преимущественно из   и по его содержанию делятся на пять групп: ультракислые(больше 70% SiO  вулканического происхождения, которые образовались  , называются плутоническими или 


  • Из-за
    медленного остывания магмы и больших
    давлений эти породы крупнокристаллические
    (  и


    др). Те породы, которые образовались в
    результате излияния  ,
    называются эффузивными (излившимися)
    или 


    Классификация
    магматических горных пород


    История
    создания научной систематики восходит
    к прошлому столетию, классическим
    трудам  Ф.


    Ю. Левинсон-Лессинга и
    других основоположников современной
    петрографии-петрологии.


    В
    основу классификации магматических
    пород положен их генезис, химический и
    минеральный состав.

  •  магматические горные породы подразделяются на 

  • Интрузивные породы образуются за счёт полной раскристаллизации магматического расплава. Образуются глубоко в недрах Земли (от 5 до 40 км) в течение большого периода времени, при относительно постоянных температуре и давлении. Наиболее распространённые интрузивные породы - это 

  • Эффузивные породы образуются за счёт излияния вулканических лав на поверхность Земли, или в её недрах в приповерхностных условиях (до 5 км). Наиболее распространённые эффузивные породы - это 

  • По степени вторичных изменений интрузивные породы делятся на  , «молодые», не изменённые, и  , «древние», в той или иной степени изменённые и перекристаллизованные главным образом под влиянием времени.

  • К эффузивным породам относятся также вулканогенно-обломочные породы, образующиеся при извержениях   и состоящие из различных обломков пирокластитов (

  • В основе химической классификации лежит процентное содержание кремнезёма (SiO ) в породе. По этому показателю выделяют  ультраосновные породы, о чём подробно рассказывается при описании химического состава магматических горных пород. Чем больше SiO  в породе, тем она светлее.

  •  называют
    эндогенные скопления  ,
    пространственно и генетически
    ассоциированные с   ультраосновного


    щелочного состава центрального типа,
    формирующимися в обстановке платформенной
    активизации. В настоящее время на земном
    шаре известно более 250 массивов
    ультраосновных  .
    В России такие массивы известны
    в Карело-Кольском
    регионе .
    Размещаются массивы на платформах и
    имеют различный геологический возраст.

    Среди них известны массивы докембрийского
    (Сибирь, ),
    каледонского (юг Сибири), герцинского
    (Мурманская обл.), киммерийского
    (Сибирь,   )
    и альпийского циклов развития (большинство
    карбонатитов  ).
    Карбонатиты образуют обособленную
    группу эндогенных месторождений в силу
    резко специфических геологических

    условий их образования.


    Карбонатитовые
    месторождения связаны только с
    платформенным этапом геологического
    развития и ассоциированы с комплексами
    ультраосновных щелочных пород. Массивы
    имеют трубообразную форму, дифференцированный
    состав и концентрически зональное
    строение. В них выделяют четыре главные
    группы пород: 1) ранние ультраосновные


    ( );
    2) щелочные (мельтейгит-ийолиты, щелочные
    и нефелиновые сиениты); 3) ореолы вмещающих
    пород, подвергшихся щелочному метасоматозу
    и превратившихся в фениты; 4) карбонатиты
    . Массивы сопровождаются дайковой серией
    сложного состава, отражающего длительную
    и направленную эволюцию магматического
    очага и состоящую из разнообразных
    пород – от пикритовых порфиритов до

    щелочных пегматитов. Последовательно
    формирующиеся группы пород, образующие
    карбонатитовые массивы, размещаются в
    центростремительном направлении от
    периферии к центру и иногда в обратном,
    центробежном направлении. Примером
    последнего размещения может
    служить  .
    Центральная часть массива сложена
    оливинитами, образующими шток, далее
    располагаются прерывистым полукольцом
    пироксениты, а периферическая часть
    выполнена ийолитами и мальтейгитами.
    Карбонатиты в массиве представлены
    несколькими разновидностями: кальцитовыми
    карбонатитами, имеющими широкое
    распространение, доломитовыми
    карбонатитами, которые встречаются
    значительно реже, и доломито-кальцитовыми,
    возникшими большей частью в процессе
    доломитизации кальцитовых разновидностей
    пород. Многочисленные жилы и линзы,
    кальцитовых карбонатитов залегают
    в   центральной
    части массива и в щелочных породах его
    краевой зоны. Они группируются в отчетливо
    выраженную дугообразную зону и в её
    пределах приурочены к серии кольцевых
    трещин-разломов, пологопадающих внутрь
    массива.


    Карбонатитовые
    тела представляют собой  ,
    падающие к центру массива, кольцевые
    жилы, падающие от центра массива,
    радиальные  .
    Штоки в поперечнике имеют размеры от
    сотен метров до нескольких километров,
    а жилы мощностью от 10 м при длине
    несколько сот метров до нескольких
    километров (1—2  км). Минеральный
    состав карбонатитов определяется
    наличием карбонатов, составляющих
    80-99 %. Наиболее распространены
    кальцитовые карбонатиты, реже встречаются
    доломитовые, ещё реже анкеритовые и
    совсем редко сидеритовые карбонатиты.
    В формировании карбонатитов установлена
    последовательность их образования –
    первым накапливается кальцит,
    далее  .
    Остальные минералы в карбонатитах
    являются акцессорными, их более 150 
    разновидностей. Типоморфными минералами
    являются   -
    урансодержащий пирохлор,
    перовскит-кнопит-дизаналит, карбонаты
    редких земель (синеизит, бастнезит,
    паризит).


    В
    карбонатитах установлен стадийный
    характер минералообразования: в первую
    стадию формируются крупнозернистые
    кальциты с минералами  ;
    во вторую – среднезернистые кальциты
    с дополнительными минералами
    титана,   ;
    в третью – мелкозернистый кальцит-доломитовый
    агрегат с ниобиевой минерализацией; в
    четвертую – мелкозернистые массы
    доломит-анкеритового состава с
    редкоземельными карбонатами. Текстура
    карбонатитов массивная, полосчатая,
    узловатая, плойчатая, структура –
    разнозернистая.


    По
    составу полезных ископаемых,
    концентрирующихся в карбонатитах
    последние разделены на семь групп:

    1. Гатчеттолит-пирохлоровые карбонатиты с содержанием Nb

    2. Бастнезит-паризит-монцонитовые карбонатиты с содержанием TR  от десятых долей процента до 1 %;

    3. Перовскит-титаномагнетитовые руды связаны с   в ассоциации с карбонатитами;

    4. Апатит-магнетитовые с форстеритом карбонатиты с содержанием 

    5. Флогопитовые скарноподобные образования, в коре выветривания формируется 

    6. Флюоритовые карбонатиты;

    7. Сульфидоносные карбонатиты с медным оруденением при содержании   0, 68 % и свинцово-цинковым.


    Минеральные
    типы рудоносных карбонатитов отвечают
    различным уровням их возникновения и
    последующего эрозионного среза.


    Геологические
    структуры, определяющие положение и
    морфологию карбонатитовых тел внутри
    массивов, имеют один источник деформирующих
    усилий и разделяются на две разновидности
    по их морфологии. Центральные штоки
    приурочены к цилиндрическим трубкам
    взрыва. Карбонатитовые жилы приурочены
    к круговым структурам, среди них выделяют
    радиальные, кольцевые (падающие от
    центра), конические (падающие к центру).


    Формирование
    массивов ультраосновных щелочных пород
    с карбонатитами охватывает длительный
    интервал времени и делится на четыре
    этапа магматической эволюции, разобщенные
    перерывами внедрения магматических
    пород:

    1. образуются ультраосновные породы (дуниты, перидотиты, пироксениты);

    2. щелочно-гипербазитовый этап с формированием биотитовых пироксенитов и перидотитов и мелилитсодержащих пород;

    3. ийолит-мельтейгитовый этап характеризуется появлением пород от якупирангитов (крайне меланократовая бесполевошпатовая ультраосновная щелочная порода) до уртитов (существенно нефелиновая порода);

    4. внедряются нефелиновые и щелочные сиениты. После этого возникают карбонатиты. Все этапы сопровождаются формированием комагматичных даек. Весь интервал времени, охватывающий становление массивов может охватывать несколько десятков и даже первых сотен миллионов лет.


    Химический
    и минеральный состав магматических
    горных пород


    Изучением
    химического и минерального состава
    магматических горных пород занимаются
    разделы 


    Определение
    вещественного состава магматических
    горных пород произво­дится путем
    установления в них процентного содержания
    химиче­ских элементов (их окислов) и
    породообразующих минералов. Химический
    и минеральный составы пород взаимо­связаны,
    но связь эта сложная, поэтому невозможно
    путем пере­счета химического состава
    горной породы получить её минераль­ный
    состав, и наоборот. Это объясняется тем,
    что магматические горные породы близкого
    химического состава мо­гут иметь
    различный минеральный состав, так как
    последний зави­сит не только от
    химического состава магмы. Помимо этого,
    породообразующие минералы имеют довольно
    сложный состав, и содержат различные
    рассеянные элементы, установление
    которых оптическими мето­дами
    невозможно. Что касается стеклосодержащих
    вулканиче­ских пород, то их вещественный
    состав можно определить только химическим
    путем. Список элементов, которые можно
    встре­тить в том или ином количестве
    в магматических породах, до­вольно
    обширен, в них содержатся практически
    все химические элементы. Главными
    являются:  ,
    но самый распро­страненный из них
    —   —
    составляет в среднем поло­вину веса
    магматических пород. Химический состав
    горных пород выражают окислами
    соответствующих химических элементов:
    SiO O.
    Химический состав пород не соответствует
    химическому составу  ,
    из которой они образовались, так как
    многие составные части магмы
    ( ,
    соединения Cl, F и другие летучие соединения)
    при застывании выделяются из неё.

     объясняется
    процессами дифференциации магмы.
    Дифференциация (разделение) магмы —
    это совокупность различных физико-химических
    процессов, которые происходят на
    значительных глубинах и ведут к тому,
    что разные части единого магматического
    резервуара обогащаются различными
    компонентами. Различают магматическую
    и кристаллизационную дифференциацию.


    В
    основу классификаций магматических
    горных пород положен их  .
    За основу большинства классификаций
    принято содержание окиси кремния (SiO ),
    которое и служит критерием для
    подразделения пород на группы. Для этого
    определяют валовой состав породы, то
    есть процентное содержание всех
    элементов, входящих в состав породы,
    выраженных в виде  .
    Сумма всех элементов в виде оксидов
    составляет 100 %. Содержание SiO  является
    диагностическим критерием для
    классификации породы.


    Если
    расположить все магматические породы
    по мере возрастания содержания в них
    кремнезёма, то получится практически
    непрерывный ряд. На одном конце его
    окажутся очень бедные кремнеземом (<
    45%) и в то же время богатые  ,
    на другом — породы, богатые (>
    65 %) ,
    но с малым содержанием магния и железа.


    Процентное
    содержание окиси кремния в породе служит
    определенным критерием её кислотности,
    в связи с чем термином «кислая порода»
    стали обозначать породы, богатые SiO ,
    а «основная порода» — бедные кремнеземом,
    но обогащенные Са О, MgO, FeO. В таблице
    1  приведено подразделение
    магматических пород по их кислотности.
    По мере увеличения кислотности пород
    содержания окислов железа и магния
    закономерно убывают.

    Низко и некремнеземнистые

    < 30%

    окатыши, обогащенные флотационным метедом

    полевошпатовый порфир


    В
    обозначенных группах изменяется состав
    минералов. Ультраосновные породы сложены
    преимущественно   и
    пироксенами; в основных к ним присоединяется
    кальциевый минерал — .
    К средним породам относятся главным
    образом полевошпатовые породы с небольшой
    примесью железо-магнезиальных минералов.
    В кислых породах уменьшается содержание
    магнезиально-железистых и кальциевых
    силикатов и появляются щелочные полевые
    шпаты и  .
    В ультракислых породах доля кварца
    значительно возрастает.


    Минеральный
    состав магматических горных пород также
    разнообразен:  ,
    в меньшей степени
    —   и
    другие минералы.


    К
    породообразующим минералам магматических
    горных пород, на долю которых приходится
    около 99 % их общего состава относятся:
    кварц, калиевые  ,
    лейцит, нефелин, пироксены, амфиболы,
    слюды, оливин и др. Среди акцессорных
    минералов следует
    указать:   и
    другие; иногда присутствуют и рудные
    минералы (магнетит, хромит,    и
    др.). Выделяют также элементы-примеси,
    которые присутствуют в породах в очень
    малых количествах (сотые доли
    процента): 


    По
    происхождению минералы магматических
    пород делятся на первичные, образованные
    в результате кристаллизации самой магмы
    и вторичные, образовавшиеся в результате
    дальнейшего их преобразования, за счет
    процессов вторичного минералообразования:
    серицитизация, каолинизация, хлоритизация,
    серпентинизация и т. д. Под действием
    этих процессов происходят различные
    химические реакции, в частности,
    плагиоклазы преобразуются в серицит,   ;
    пироксены и амфиболы переходят
    в 


    Большое
    классификационное значение имеет также
    состав темноцветных минералов. Так,
    оливин — минерал, недонасыщенный
    кремнекислотой, встречается главным
    образом в ультраосновных породах. В
    средних по­родах обычно присутствует  .
    Щелочные породы характеризуются
    присутствием амфиболов.


    Не
    менее важную роль при классификации
    магматических играют содержание и
    состав салических минералов, особенно
    полевых шпатов. Так, состав плагиоклазов
    отвечает оп­ределенной по кислотности
    группе пород: ультраосновные
    горные породы не
    содержат плагиоклазов в числе главных
    мине­ралов, основные породы содержат
    основные (богатые кальцием) плагиоклазы,
    средние породы содержат средние
    (натриево-кальциевые) плагиоклазы, а
    для кислых пород характерны кислые
    (кальциевые) плагиоклазы. Кварц является
    типичным минералом кислых пород, хотя
    он может присутствовать и в средних, и
    основных породах. Он образуется тогда,
    когда содержание SiO  в
    магме превышает то, которое должно
    вступить в соединение с металлами для
    образования  .
    В то же время, кварц не встречается (за
    редким исклю­чением) в магматических
    породах совместно с оливином, не
    встречаются в одной породе кварц и
    нефелин.


    Присутствие
    оливина в породе служит признаком того,
    что порода недонасыщена кремнезёмом.
    Этот   выделяется
    только из  ,
    в которых содержание этого окисла
    недостаточно для образования  .
    В противном случае оливин не образуется,
    так как при достаточном количестве в
    расплаве кремнезёма оливин превращается
    в 


    Форстерит
               Энстатит
    (ненасыщенный
    минерал) (насыщенный минерал)


    Аналогичным
    путем образуется нефелин, который
    присутствует лишь в щелочных породах,
    недосыщенных  .
    В случае насыщенности   кремнезёмом
    вместо нефелина образуется


    Нефелин
                      Альбит
    (ненасыщенный
    минерал) (насыщенный минерал)


    Содержание
    в породе SiO  отличается
    от насыщенности её состава этим окислом.
    Последняя зави­сит как от процентного
    содержания кремнезема, так и от того,
    какие основания и в каком относительном
    количестве содержатся в породе.
    Действительно, ультраосновные породы
    недосыщены кремнезёмом (на это указывает
    присутствие оливина), а кислые пересыщены
    этим окислом (это видно из присутствия
    кварца), однако достаточно бедные
    кремнезёмом основные породы далеко не
    всегда им недосыщены. Насыщенные
    кремнезё­мом (следовательно, не
    содержащие оливин и нефелин) разно­сти
    часто встречаются среди основных и
    типичны для средних пород.


    Следует
    отметить, что общие особенности
    вещественного состава заметны уже при
    макроскопическом знакомстве с по­родой.
    Вместе с тем иногда недостаточность
    макроскопического ме­тода очевидна,
    так как, пользуясь им исследователь не
    может дать точного определения названия
    горной породы, поскольку неизвестен
    состав слагающих её плагиоклазов и
    особенностей состава темноцветных


    Связь
    цвета магматических горных пород и их
    химического состава

     магматических
    пород зависит от их минерального и
    химического состава, то есть от содержания
    в них темно- и светлоокрашенных минералов.


    Светлоокрашенные
    породы, как правило, не содержат цветных
    минералов, или же они присутствуют в
    них в очень небольшом количестве. Такие
    породы называются   .
    Темноокрашенные породы же, состоящие
    из темноокрашенных минералов,
    называются 


    Если
    некоторые минералы в породы образуют
    изолированные скопления —   или
    полосы, то окраска будет пятнистой,
    полосчатой и т. д.


    Чем
    более темная порода, тем больше в ней
    содержится темноокрашенных минералов,
    и тем больше цветное число, под которым
    понимают количество (объёмную долю,  %)
    темноцветных минералов в породе. Цветное
    число отражает кислотность породы:
    ультраосновные породы — 95-100 %, основные
    — около 50 %, средние — порядка 30 %,
    кислые — 10 %. Это находит отражение
    в окраске пород. В неизменённых разностях
    ультраосновные породы имеют  ,
    основные — тёмно-серый, средние — серый,
    кислые — светло-серый, светло-


    Однако
    в природе нередко встречаются отклонения
    от указанных средних содержаний. Так,
    кислая порода может содержать цветных
    минералов значительно больше, чем их
    указанное среднее количество, а основная,
    наоборот, оказаться значительно светлее
    нормального типа.


    Температуры
    образования минералов магматических
    пород


    В
    настоящее время основными методами
    определения температур образования
    минералов являются физический (анализ
    расплавных (главным образом) и газово-жидких
    включений) и термодинамические методы,
    основанные на анализе распределений
    между минералами изотопов (изотопные
    геотермометры) и собственно элементов
    (геохимические геотермометры).


    Для
    кислых пород по изотопным данным с
    использование изотопов кислорода и
    водорода некоторые температуры
    образования минералов приведены в
    таблице.

    Примечание: Минералы-Qw- кварц; Bio- биотит; Il- ильменит; Mt- магнетит; Kf- калиевый полевой шпат; Mus- мусковит; Alb- альбит; Grn- гранат. (*) - минерал взят в качестве эталона с указанной температурой.

  • 1. В этих породах по температуре выделения (а значит и по времени) минералы располагаются в последовательности

  • Древние египтяне изготовляли из базальта статуи. Ацтеки изготовляли из

    Классификация магматических горных пород

    История создания научной систематики восходит к прошлому столетию, классическим трудам Ф. Ю. Левинсон-Лессинга и других основоположников современной петрографии-петрологии.

    В основу классификации магматических положен их генезис, химический и минеральный состав.

  • магматические горные породы подразделяются на (излившиеся на поверхность земной коры, например (излившиеся в толщу земной коры, такие как
  • По степени вторичных изменений экструзивные породы делятся на , «молодые», неизменённые, и , «древние», в той или иной степени изменённые и перекристаллизованные главным образом под влиянием времени.
  • К эффузивным породам относятся также вулканогенно-обломочные породы, образующиеся при извержениях и состоящие из различных обломков пирокластитов ( ). Такие породы называются
  • В основе химической классификации лежит процентное содержание кремнезёма (SiO ) в породе. По этому показателю выделяют ультраосновные породы, о чём подробно рассказывается при описании химического состава магматических горных пород.
  • Карбонатитами называют эндогенные скопления кальцита, доломита и других карбонатов пространственно и генетически ассоциированные с интрузивами ультраосновного щелочного состава центрального типа, формирующимися в обстановке платформенной активизации. В настоящее время на земном шаре известно более 250 массивов ультраосновных щелочных пород. В России такие массивы известны в Карело-Кольском регионе, Сибири. Размещаются массивы на платформах и имеют различный геологический возраст. Среди них известны массивы докембрийского (Сибирь, Северная Америка), каледонского (юг Сибири), герцинского (Мурманская обл.), киммерийского (Сибирь, Бразилия) и альпийского циклов развития (большинство карбонатитов Африки). Карбонатиты образуют обособленную группу эндогенных месторождений в силу резко специфических геологических условий их образования.

    Карбонатитовые месторождения связаны только с платформенным этапом геологического развития и ассоциированы с комплексами ультраосновных щелочных пород. Массивы имеют трубообразную форму, дифференцированный состав и концентрически зональное строение. В них выделяют четыре главные группы пород: 1) ранние ультраосновные (дуниты, перидотиты, пироксениты); 2) щелочные (мельтейгит-ийолиты, щелочные и нефелиновые сиениты); 3) ореолы вмещающих пород, подвергшихся щелочному метасоматозу и превратившихся в фениты; 4) карбонатиты . Массивы сопровождаются дайковой серией сложного состава, отражающего длительную и направленную эволюцию магматического очага и состоящую из разнообразных пород – от пикритовых порфиритов до щелочных пегматитов. Последовательно формирующиеся группы пород, образующие карбонатитовые массивы, размещаются в центростремительном направлении от периферии к центру и иногда в обратном, центробежном направлении. Примером последнего размещения может служить Ковдорский массив в Мурманской области. Центральная часть массива сложена оливинитами, образующими шток, далее располагаются прерывистым полукольцом пироксениты, а периферическая часть выполнена ийолитами и мальтейгитами. Карбонатиты в массиве представлены несколькими разновидностями: кальцитовыми карбонатитами, имеющими широкое распространение, доломитовыми карбонатитами, которые встречаются значительно реже, и доломито-кальцитовыми, возникшими большей частью в процессе доломитизации кальцитовых разновидностей пород. Многочисленные жилы и линзы, кальцитовых карбонатитов залегают в оливинитах центральной части массива и в щелочных породах его краевой зоны. Они группируются в отчетливо выраженную дугообразную зону и в ее пределах приурочены к серии кольцевых трещин-разломов, пологопадающих внутрь массива.

    Карбонатитовые тела представляют собой штоки, конические жилы, падающие к центру массива, кольцевые жилы, падающие от центра массива, радиальные дайки. Штоки в поперечнике имеют размеры от сотен метров до нескольких километров, а жилы мощностью от 10м при длине несколько сот метров до нескольких километров (1-2 км). Минеральный состав карбонатитов определяется наличием карбонатов, составляющих 80-99%. Наиболее распространены кальцитовые карбонатиты, реже встречаются доломитовые, еще реже анкеритовые и совсем редко сидеритовые карбонатиты. В формировании карбонатитов установлена последовательность их образования – первым накапливается кальцит, далее доломит и анкерит. Остальные минералы в карбонатитах являются акцессорными, их более 150 разновидностей. Типоморфными минералами являются флогопит, апатит, флюорит, форстерит; редкими – бадделеит, пирохлор, гатчеттолит - урансодержащий пирохлор, перовскит-кнопит-дизаналит, карбонаты редких земель (синеизит, бастнезит, паризит).

    В карбонатитах установлен стадийный характер минералообразования: в первую стадию формируются крупнозернистые кальциты с минералами титана и циркония; во вторую – среднезернистые кальциты с дополнительными минералами титана, урана, тория; в третью – мелкозернистый кальцит-доломитовый агрегат с ниобиевой минерализацией; в четвертую – мелкозернистые массы доломит-анкеритового состава с редкоземельными карбонатами. Текстура карбонатитов массивная, полосчатая, узловатая, плойчатая, структура – разнозернистая.

    По составу полезных ископаемых, концентрирующихся в карбонатитах последние разделены на семь групп. 1. Гатчеттолит-пирохлоровые карбонатиты с содержанием Nb 0, 1-1%; 2. Бастнезит-паризит-монцонитовые карбонатиты с содержанием TR от десятых долей процента до 1%; 3. Перовскит-титаномагнетитовые руды связаны с гипербазитами в ассоциации с карбонатитами; 4. Апатит-магнетитовые с форстеритом карбонатиты с содержанием железа 20-70%, Р2О5 10-15%; 5. Флогопитовые скарноподобные образования, в коре выветривания формируется вермикулит; 6. Флюоритовые карбонатиты; 7. Сульфидоносные карбонатиты с медным оруденением при содержании меди 0, 68% и свинцово-цинковым.

    Минеральные типы рудоносных карбонатитов отвечают различным уровням их возникновения и последующего эрозионного среза.

    Геологические структуры, определяющие положение и морфологию карбонатитовых тел внутри массивов, имеют один источник деформирующих усилий и разделяются на две разновидности по их морфологии. Центральные штоки приурочены к цилиндрическим трубкам взрыва. Карбонатитовые жилы приурочены к круговым структурам, среди них выделяют радиальные, кольцевые (падающие от центра), конические (падающие к центру).

    Формирование массивов ультраосновных щелочных пород с карбонатитами охватывает длительный интервал времени и делится на четыре этапа магматической эволюции, разобщенные перерывами внедрения магматических пород: 1 - образуются ультраосновные породы (дуниты, перидотиты, пироксениты); 2 - щелочно-гипербазитовый этап с формированием биотитовых пироксенитов и перидотитов и мелилитсодержащих пород; 3 - ийолит-мельтейгитовый этап характеризуется появлением пород от якупирангитов (крайне меланократовая бесполевошпатовая ультраосновная щелочная порода) до уртитов (существенно нефелиновая порода); 4 - внедряются нефелиновые и щелочные сиениты. После этого возникают карбонатиты. Все этапы сопровождаются формированием комагматичных даек. Весь интервал времени, охватывающий становление массивов может охватывать несколько десятков и даже первых сотен миллионов лет.

    Формы залегания магматических горных пород

    Формы залегания магматических горных пород

    Химический и минеральный состав магматических горных пород

    Изучением химического и минерального состава магматических горных пород занимается раздел , называемый петрохимией

    Химический состав

    Определение вещественного состава магматических горных пород произво­дится путем установления в них процентного содержания химиче­ских элементов (их окислов) и породообразующих минералов. Химический и минеральный составы пород взаимо­связаны, но связь эта сложная, поэтому невозможно путем пере­счета химического состава горной породы получить ее минераль­ный состав, и наоборот. Это объясняется тем, что магматические горные породы близкого химического состава мо­гут иметь различный минеральный состав, так как последний зави­сит не только от химического состава магмы. Помимо этого, породообразующие минералы имеют довольно сложный состав, и содержат различные рассеянные элементы, установление которых оптическими мето­дами невозможно. Что касается стеклосодержащих вулканиче­ских пород, то их вещественный состав можно определить только химическим путем. Список элементов, которые можно встре­тить в том или ином количестве в магматических породах, до­вольно обширен, в них содержатся практически все химические элементы. Главными являются: , но самый распро­страненный из них —  — составляет в среднем поло­вину веса магматических пород. Химический состав горных пород выражают окислами соответствующих химических элементов: SiO O. Химический состав пород не соответствует химическому составу , из которой они образовались, так как многие составные части магмы ( , соединения Cl, F и другие летучие соединения) при застывании выделяются из нее.

    объясняется процессами дифференциации магмы. Дифференциация (разделение) магмы — это совокупность различных физико-химических процессов, которые происходят на значительных глубинах и ведут к тому, что разные части единого магматического резервуара обогащаются различными компонентами. Различают магматическую и кристаллизационную дифференциацию.

    В основу классификаций магматических горных пород положен их . За основу большинства классификаций принято содержание окиси кремния (SiO ), которое и служит критерием для подразделения пород на группы. Для этого определяют валовой состав породы, то есть процентное содержание всех элементов, входящих в состав породы, выраженных в виде . Сумма всех элементов в виде оксидов составляет 100 %. Содержание SiО является диагностическим критерием для классификации породы.

    Если расположить все магматические породы по мере возрастания содержания в них кремнезёма, то получится практически непрерывный ряд. На одном конце его окажутся очень бедные кремнеземом (< 45%) и в то же время богатые , на другом — породы, богатые (> 65 %) , но с малым содержанием магния и железа.

    Процентное содержание окиси кремния в породе служит определенным критерием ее кислотности, в связи с чем термином «кислая порода» стали обозначать породы, богатые SiO , а «основная порода» — бедные кремнеземом, но обогащенные Са О, МgО, Fе О. В таблице приведено подразделение магматических пород по их кислотности. По мере увеличения кислотности пород содержания окислов железа и магния закономерно убывают. < 45% полевошпатовый порфир

    В обозначенных группах изменяется состав минералов. Ультраосновные породы сложены преимущественно и пироксенами; в основных к ним присоединяется кальциевый минерал — . К средним породам относятся главным образом полевошпатовые породы с небольшой примесью железо-магнезиальных минералов. В кислых породах уменьшается содержание магнезиально-железистых и кальциевых силикатов и появляются щелочные полевые шпаты и . В ультракислых породах доля кварца значительно возрастает.

    Минеральный состав

    Минеральный состав магматических горных пород также разнообразен: , в меньшей степени — и другие минералы.

    К породообразующим минералам магматических горных пород, на долю которых приходится около 99 % их общего состава относятся: кварц, калиевые и др. Среди акцессорных минералов следует указать: и другие; иногда присутствуют и рудные минералы (магнетит, хромит, , пирротин и др. ). Выделяют также элементы-примеси, которые присутствуют в породах в очень малых количествах (сотые доли процента):

    По происхождению минералы магматических пород делятся на первичные, образованные в результате кристаллизации самой магмы и вторичные, образовавшиеся в результате дальнейшего их преобразования, за счет процессов вторичного минералообразования: серицитизация, каолинизация, хлоритизация, серпентинизация и т. д. Под действием этих процессов происходят различные химические реакции, в частности, плагиоклазы преобразуются в серицит, ; пироксены и амфиболы переходят в

    Большое классификационное значение имеет также состав темноцветных минералов. Так, оливин — минерал, недонасыщенный кремнекислотой, встречается главным образом в ультраосновных породах. В средних по­родах обычно присутствует . Щелочные породы характеризуются присутствием

    Не менее важную роль при классификации магматических играют содержание и состав салических минералов, особенно полевых шпатов. Так, состав плагиоклазов отвечает оп­ределенной по кислотности группе пород: ультраосновные горные породы не содержат плагиоклазов в числе главных мине­ралов, основные породы содержат основные (богатые кальцием) плагиоклазы, средние породы содержат средние (натриево-кальциевые) плагиоклазы, а для кислых пород характерны кислые (кальциевые) плагиоклазы. Кварц является типичным минералом кислых пород, хотя он может присутствовать и в средних, и основных породах. Он образуется тогда, когда содержание SiO в магме превышает то, которое должно вступить в соединение с металлами для образования . В то же время, кварц не встречается (за редким исклю­чением) в магматических породах совместно с оливином, не встречаются в одной породе кварц и нефелин.

    Присутствие оливина в породе служит признаком того, что порода недонасыщена кремнезёмом. Этот выделяется только из , в которых содержание этого окисла недостаточно для образования . В противном случае оливин не образуется, так как при достаточном количестве в расплаве кремнезёма оливин превращается в


    (ненасыщенный минерал) (насыщенный минерал)

    Аналогичным путем образуется нефелин, который присутствует лишь в щелочных породах, недосыщенных . В случае насыщенности кремнезёмом вместо нефелина образуется


    (ненасыщенный минерал) (насыщенный минерал)

    Однако не следует смешивать два понятия: содержание в породе SiO и насыщенность ее состава этим окислом. Последняя зави­сит как от процентного содержания кремнезема, так и от того, какие основания и в каком относительном количестве cодержатcя в породе. Действительно, ультраосновные породы недосыщены кремнезёмом (на это указывает присутствие оливина), а кислые пересыщены этим окислом (это видно из присутствия кварца), однако достаточно бедные кремнезёмом основные породы далеко не всегда им недосыщены. Насыщенные кремнезё­мом (следовательно, не содержащие оливин и нефелин) разно­сти часто встречаются среди основных и типичны для средних пород.

    Следует отметить, что общие особенности вещественного состава заметны уже при макроскопическом знакомстве с по­родой. Вместе с тем иногда недостаточность макроскопического ме­тода очевидна, так как, пользуясь им исследователь не может дать точного определения названия горной породы, поскольку неизвестен состав слагающих ее плагиоклазов и особенностей состава темноцветных

    Связь цвета магматических горных пород и их химического состава

    магматических пород зависит от их минерального и химического состава, то есть от содержания в них темно- и светлоокрашенных минералов.

    Светлоокрашенные породы, как правило, не содержат цветных минералов, или же они присутствуют в них в очень небольшом количестве. Такие породы называются . Темноокрашенные породы же, состоящие из темноокрашенных минералов, называются

    Если некоторые минералы в породы образуют изолированные скопления — или полосы, то окраска будет пятнистой, полосчатой и т. д.

    Чем более темная порода, тем больше в ней содержится темноокрашенных минералов, и тем больше цветное число, под которым понимают количество (объёмную долю,  %) темноцветных минералов в породе. Цветное число отражает кислотность породы: ультраосновные породы — 95-100 %, основные — около 50 %, средние — порядка 30 %, кислые — 10 %. Это находит отражение в окраске пород. В неизменённых разностях ультраосновные породы имеют , основные — тёмно-серый, средние — серый, кислые — светло-серый, светло-

    Однако в природе нередко встречаются отклонения от указанных средних содержаний. Так, кислая порода может содержать цветных минералов значительно больше, чем их указанное среднее количество, а основная, наоборот, оказаться значительно светлее нормального типа.

    Температуры образования минералов магматических пород

    В настоящее время основными методами определения температур образования минералов являются физический (анализ расплавных (главным образом) и газово-жидких включений) и термодинамические методы, основанные на анализе распределений между минералами изотопов (изотопные геотермометры) и собственно элементов (геохимические геотермометры).

    Для кислых пород по изотопным данным с использование изотопов кислорода и водорода некоторые температуры образования минералов приведены в таблице. Примечание: Минералы-Qw- кварц; Bio- биотит; Il- ильменит; Mt- магнетит; Kf- калиевый полевой шпат; Mus- мусковит; Alb- альбит; Grn- гранат. (*) - минерал взят в качестве эталона с указанной температурой.

  • 1. В этих породах по температуре выделения (а значит и по времени) минералы располагаются в последовательности
  • 2.  Кварц имеет наиболее высокую температуру выделения, кристаллизуясь практически одновременно с Bio. Эти данные не соответствуют существующим представлениям на последовательность кристаллизации минералов в гранитоидах, но согласуются с результатами анализа расплавных включений;
  • 3. Гранат имеет относительно низкую температуру выделения, согласуясь с результатами анализа газово-жидких включений в пегматитах
  • 4. Для силикатов установлен парагенезис с водой;
  • 5. Для минералов (мусковит, роговая обманка), содержащих в решётке воду, установлено влияние диффузии HDO;
  • 5. В образовании рудных минералов ни вода, ни СО, ни СО участия не принимают.
  • Основные и ультраосновные породы

    Ультраосновные породы

    В основных, ультраосновных и щелочных породах основной объем температурных измерений проводился методами анализ расплавных включений. Имеющиеся определения температур выделения минералов с помощью геохимических геотермометров доверия не вызывают, поскольку в методике этих работ установлены значительные методические ошибки.

    Длительное развитие ультраосновных щелочных пород и сопровождающих их карбонатитов происходило в широких рамках температур и давлений. Ультрабазиты формируются при температурах 1350-1100°С, нефелиновые сиениты – 750-620°С, карбонатиты первой стадии 630-520°С, второй стадии 520-400°С, карбонатиты третьей стадии 400-300°С, карбонатиты четвертой стадии 300-200°С. Значительная вертикальная протяженность карбонатитообразования свидетельствует об изменении давления от верхнего уровня (близ поверхности земли) до глубинных горизонтов 100-600 МПа.

    Некоторые примеры температур выделения минералов по анализу расплавных включений приведены в таблице №3. Примечание: минералы- Olv- оливин;Cpx- клинопироксен;Pl- плагиоклаз; Ap- апатит.

    Имеются также изотопные анализы кислорода в плагиоклазе, оливине и пироксене. Имея материалы по расплавным включениям, эти изотопные данные использованы для решения задачи о механизме выделения минералов.

    Примеры данных по температурам образования кальцитов карбонатитов приведены в таблице №4. Изотопные компоненты C принятая - температура, полученная по другим данным и принятая в качестве официальной; T C изотопная - температура, полученная с помощью изотопных геотермометров (по кальциту) с использование компонентов, указанных в графе "Изотопные компоненты". В графе "Изотопные компоненты" первым стоит соединение, изотопно равновесное кальциту по углероду, вторым - по кислороду

    В целом, анализ механизмов образования кальцитов в широком интервале Т выявляет температурную зональность выделения газовой фазы: вода сменяется ушлекислым газом, а последний - метаном (таблица №5). Фация по В.С. Самойлову Интервал температур выделения, ΔТ°CСостав газовой фазы хлорит-серицит-анкеритовя Гидротермально - метасоматическая амфибол-доломит-кальцитовая альбит- кальцитовая калишпат-кальцитовая Примечание: звёздочкой (*) помечен элемент, обменивающийся по углероду; соответственно в парном ему соединении обмен происходит по кислороду.

    Механизм образования минералов

    механизмом выделения минерала понимается химическая этого минерала. Эти задачи являются одними из основных задач . Пример подобной реакции приведён выше. Эти решения являются правдоподобными, но не доказанными, хотя в они установлены. Это мифические решения. Они не учитывают новые данные по геохимии минералов. Так установлено, что в гранитоидах альбит выделяется в равновесии с водой, но в реакции это не отражено. В ультраосновных породах пироксен равновесен (по изотопным данным кислорода) СО , а по геохимическим данным - гранату, но в реакции это также не отражено.

    Кислые магматические породы

    При решении этой задачи приняты аксиомы:

    1. Минералы выделяются в изотопном и геохимическом равновесиях с некоторыми соединениями;
    2. Минералы образуются в результате распада некоторого исходного материнского вещества. Только в таком случае объяснимо наличие термодинамических (изотопных и геохимических) равновесий между минералами.

    Все силикатные минералы в гранитоидах выделяются в геохимическом равновесии с водой (по кислороду). Это говорит, что вместе с минералом одновременно выделяется и вода в свободном состоянии. При кристаллизации водных минералов (Bio, Mus, Amp) на величину δD влияет диффузии воды в виде компоненты HDO.

    Выделение силикатов сопровождается разложением гидратированных комплексов ( ; их формирование осуществляется по схеме ( . В окрестности точки Т полимеризация сиботаксической группы ( приводит к образованию ассоциата H и дальнейшему разложению его по схеме


    К такому представлению близка реакция образования альбита по схеме (Reesncon, Keller, 1965; В.И. Рыженко и др., 1981; В.А.Алексеев и др., 1989)

    Однако, учитывая её несогласованность по водороду, более приемлемой представляется реакция (И.Г. Ганеев, 1975)

    Близкий механизм может быть предложен для калиевого полевого шпата, слюд, гранатов и пр.

    Несколькой иная ситуация с рудными минералами (магнетит и ильменит). Оба минерала изотопно (по кислороду) равновесны рутилу, что возможно по гипотетическим реакциям разложения ульвошпинели или ильменита (скобка [...] - отражает наличие изотопного равновесия между компонентами внутри её):

    В совокупе эти данные не подтверждают существование сиботаксита типа ((OH)- Me- Si , предполагаемого В.Н. Анфилоговым.

    Основные и ультраосновные породы

    , весьма широко распространённый минерал в этих породах. Вывлено, что практически все минералы геохимически (использованы Ca, Mg, Fe , Mn) равновесны пироксенам. Связь граната с пироксеном генетическая: они образуются при разложения некоего протовещества. Оценка его состава опирается на данные количественных измерений соотношений Pyr/CPX в реальных объектах, чаще всего Pyr/CPX ≈1.0. Тогда

    по изотопным данным равновесны СО , причём выявляется влияние диффузии газа на формирование изотопного состава кислорода в пироксене. Таким образом, поставщиком О в минералы, вероятно, является CO , согласуясь с хорошей растворимостью СО в ультраосновных расплавах высоких давлений за счёт образования гипотетического соединения Si(CO . Вероятный эффект описывается уравнением

    Именно это обстоятельство объясняет присутствие углекислоты в высокотемпературных расплавных включениях. При переносе кремния вероятно CO играет роль транспорта. В этом случае роль СО аналогична роли воды в кислых расплавах.

    При анализе влияния СО на плавление силикатов рассматривались реакции карбонатизации пироксенов (энстатит Ens) и оливинов под давлением:

    Полученные результаты показывают сомнительность этих уравнений. Во-первых, реально СО присутствует только в правой части уравнений. Во- вторых, ортопироксены (Ens) изотопно равновесны только СО , а магнетиты – только рутилу, в то время как кварц всегда находится в равновесии с водой. По изотопным данным магнетит с кварцем (Qw) в равновесии никогда не находится. Эти данные можно понять, если рассматривать, например, уравнение (1) в виде Ens + Dol → Ol + Dio + СО . Однако это ведёт к гипотезе, что ультраосновные породы –продукт переработки энстатит - доломитовых пород (т.е. каких-то мраморов или скарнов?).

    По геохимическим данным для части пироксенов устанавливается равновесие с гранатом, т.е. уравнение выделения минерала должно имеет вид (скобка {...} -отражает геохимическое равновесие между компонентами в скобках):

    Экспериментальные данные для этой системы не установлены.

    Возможное образование (герциниты, шпинели, хромшпинелиды и хромиты) соответствует Т= 1200 С и Р ≈ 25-30 кбар для реакций обмена:

    Присутствие элементов в свободном состоянии не совсем понятно. По экспериментам (Т.Н. Мороз и др.1999 г.) при ударном воздействии на Bi и флогопит образуются Fe и шпинелиды.

    Природа магматических пород

    Здесь имеется ввиду задача об источниках вещества. На практике она решается достаточно примитивно на основе некоторых сравнений и допущений. Появившиеся теоретические исследований этой задачи позволили более строго подойти к её решению. Основой решения задачи являются представления об "явлении компенсации".


    В гранитоидах наиболее детально изучен биотит, включающих Mg, Fe , Ca, Mn, K, Na. Для всех элементов использованы кристаллохимические коэффициенты. Во всех случаях Mg и Fe тесно связаны уравнением Mg=AFe + B. Близкие уравнения вида Y = AFe + B получены и для других элементов. По этим данным построены компенсационные диаграммы вида G = gA + B (рис. слева). Полученные диаграммы выявляют основные свойства изученных выборок:

    1. Эти диаграммы включают данные не только по гранитоидам (от пегматитов до гранодиоритов и сиенитов), но и большое количество выборок по гнейсам и сланцам.
    2. Точки всех выборок попадают на единственную прямую с минимальным разбросом точек. Это свидетельствует об едином источнике вещества для этих пород. Состав Bio в этом источнике имеет значения: концентрация Fe

    В ряде случаев гранитоиды и гнейсы можно разделить на самостоятельные выборки, по которым построены свои компенсационные уравнения. По этим уравнениям составлена бикомпенсационная диаграмма (рис. справа), показавшая, что параметры этих компенсационных уравнений описываются единой бикомпенсационной диаграммой. Все эти данные свидетельствуют, что все гранитоиды и кислые метаморфиты образованы из единого источника.

    Этим источником являются осадочные горные породы, связь которых с гнейсами и сланцами выявляется прямыми геологическими наблюдениями. Что касается гранитоидов, то гранитоиды ультраметаморфической природы также в конечном счёте произошли из осадочных пород, а для гранитов, не связанных явно с осадочными породами, ещё А.Б.Ронов (1955- 1965) показал, что все они образованы из осадочных пород (песчаников и глин). Таким образом единство происхождений этих пород обуславливает единство и "генетической" прямой.

    Магматическая гипотеза. Форма тел карбонатитов говорит о возможном их образовании при раскристаллизации из магматического расплава. Об этом свидетельствуют обломки вмещающих пород в карбонатитах, флюидная текстура некоторых карбонатитов, наличие в составе карбонатитов остывших расплавленных включений с температурой гомогенизации 880-558°С. Последнее обстоятельство позволило поставить вопрос о явлении магматической ликвации с отделением карбонатного расплава при температуре 900±50°С. Эти представления подтверждаются данными экспериментов.

    Гидротермальная гипотеза. Никто из исследователей не отрицает наличие карбонатитов гидротермально-метасоматического происхождения. В пользу этой гипотезы свидетельствуют следующие данные: наличие постепенных переходов от карбонатитов к замещаемым им породам; наличие реликтов незамещенных силикатных пород, пронизанные сетью прожилков; метасоматическая зональность в распределении минеральных ассоциаций, на контакте карбонатных и силикатных пород; зависимость состава темноцветных и акцессорных минералов карбонатитов от состава замещаемых силикатных пород; избирательный характер карбонатного метасоматоза.

    При анализе происхождения карбонатитов нужно чйтко понимать, что различные гипотезы о магматической или гидротермальной природе отражают промежуточную стадию периода формирования карбонатитов, но ничего не дают для понимания исходной природы, т.е. источников вещества в карбонатитах. В магматических карбонатитах фации калишпат-кальцитовой и альбит - кальцитовой ( .) кальциты для температур 600 - 900°С равновесны СО . Подобный парагенезис объясним, если положить, что карбонатиты образованы переплавлением известняков, обогащённых углеродом. Этот механизм не соответсвует официальным данным, но согласуется с находками скарноподобных пород и наличием признаков ассимиляции известняков фонолитами (В. Вимменауэр, 1969)

    Результаты изотопного анализа Использованы результаты изотопных анализов кальцитов из карбонатитов различных минеральных фаций по . Рассмотрены только те пробы, по которым одновременно имеются анализы по . По этим данным рассчитывались уравнения связи вида , средние значения этих величин для каждой предыдущей выборки карбонатитов, уравнения компенсации вида и при необходимости уравнение бикомпенсации вида


    Определенный интерес представляет возможность использование компен-

    сационных диаграмм (рис. слева), которые дают информацию о составе вещества в его источнике . Компенсационная диаграмма для карбонатитов приведена на левом рисунке. Она обобщает данные по 36 выборкам из 23 карбонатитовых масивов. Из теории явления компен-

    сации следует, что эта диаграмма отражает состав источника (уровня 2) вещества, поступившего для образования кальцитов карбонатитов:

    Следовательно, почти все карбонатиты имеют один и тот же состав источника вещества, отражаемый параметрами компенсационного уравнения. От этого множества отскакивает точка массива Alno, говоря о несколько ином составе вещества в его источнике.

    Дополнительную информацию о природе карбонатитов даёт анализ явления "бикомпенсации" (рис. справа), которое отражает совместное поведение параметров компенсационных уравнений по карбонатным породам различной природы. Из теории "Задачи об источниках вещества" следует, что это явление отражает состав вещества в более глубоком уровне (уровень 3) источников, чем компенсационное уравнение.

    Согласно этой диаграмме выделяются два генетических рода карбонатных пород:

  • Первый род объединяет травертины, мрамора, диагенетические кальциты и сталактиты. Её природа не ясна.
  • Второй род включает высокотемпературные образования: карбонатиты, кимберлиты, скарны, гидротермальные кальциты и известняки. Все эти образования имеют общий источник вещества.
  • Изучение взаимодействия карбонатных пород с магматическими породами(система карбонат - интрузив) позволяет выделить две достаточно различающиеся обстановки:

  • Система представлена контрастно различающимися по химическому составу породами. Взаимодействие между ними заканчивается образованием метаморфических (мрамора) или метасоматических (скарны) пород, т.е. процесс остаётся логически не завершённым.
  • Система сложена породами, близкими по химическим свойствам. В этом случае процесс преобразования доходит до логического завершения с поглощением основной (ультраосновной) магмой карбонатной породы, проявляющейся в растворении последней в расплаве. В зависимости от количества поглощённой карбонатной породы эта смесь в дальнейшем ликвирует с отделением и образованием чистой карбонатитовой магмы.
    1. Макаров В.П. "Явление компенсации" - новый вид связи между геологическими объектами./Мат-лы I международной научно-практической конференции "Становление современной науки -2006". Днепропетровск. Наука-Образование. 2006. Т.10. С.85 - 115.
    2. Макаров В.П. Основы теоретический геохронологии. Мат-лы II научного семинара "Система Планета Земля". М.: РОО "Гармония строения Земли и планет", 2004. С. 228 - 253
    3. Макаров В.П. Вопросы теоретической геологии. 12. Основы теории решения задачи об источниках вещества./Материалы международной научно-практической конференции "Научные исследования и их практическое применение. Современное состояние и пути развития `2008". Т. 17. Одесса, 2008. С.12 - 47.
    4. Ронов А.Б. Осадочная оболочка Земли (количественные закономерности строения, состава, эволюции). М. ”Наука”. 1980.
    5. Самойлов В.С. Фации карбонатитов. М.: Наука, 1977.
  • Список магматических горных пород
  • Макаров В. П. О механизме выделения минералов. /Материалы XVI научного семинара «Систама планета Земля» М.:РОО «Гармония строения Земли и планет», 2008, С.265 — 300. ISBN 978- 5- 397- 00196- 0