КРАТКИЙ ОБЗОР ГЛАВНЫХ ПОРОДООБРАЗУЮЩИХ МИНЕРАЛОВ МАГМАТИЧЕСКИХ ПОРОД

Зарегистрируйтесь, чтобы просмотреть полный документ!

РЕГИСТРАЦИЯ

КРАТКИЙ ОБЗОР ГЛАВНЫХ ПОРОДООБРАЗУЮЩИХ МИНЕРАЛОВ МАГМАТИЧЕСКИХ ПОРОД

Салические минералы

Полевые шпаты Ú Это наиболее распространенные породообразующие минералы большинства магматических пород. Ú Они представляют собой каркасные алюмосиликаты с радикалом Alm. Sin-m. O 2 n-m. Ú Обычными катионами являются Ca 2+, Na+ и K+. Ú В соответствии с этим породообразующие полевые шпаты разделяются на две группы: Ú 1) плагиоклазы (кальциево-натриевые полевые шпаты); 2) щелочные (калиево-натриевые) полевые шпаты.

плагиоклазы Ú Характеризуются гетеровалентным совершенным (неограниченным) изоморфизмом Ca. Al↔Na. Si. Ú Крайние члены изоморфного ряда: Ú альбит Na[Al. Si 3 O 8]; Ú анортит Ca[Al 2 Si 2 O 8]. Ú Между ними существуют промежуточные плагиоклазы, разделяющиеся по содержанию анортита в изоморфной смеси на 100 номеров.

Номера плагиоклазов плагиоклазы Альбит Na[Al. Si 3 O 8] Олигоклаз Андезин Лабрадор Битовнит Анортит Ca 2 [Al 2 Si 3 O 8] Содержание Са. О, % анортита альбита 0 -10 90 -100 10 -30 30 -50 50 -70 70 -90 90 -100 70 -90 50 -70 30 -50 10 -30 0 -10 номер 0 -10 10 -30 30 -50 50 -70 70 -90 90 -100 тип кислые средние основные

Температура кристаллизации и породообразующее значение Ú Основные плагиоклазы более высокотемпературные, чем кислые. Ú Температура кристаллизации: Ú анортита – 1550 ºС, Ú альбита – 1100 ºС. Ú Кислые плагиоклазы характерны для богатых кремнеземом пород - гранитов и гранитоидов. Ú Андезин – существенная составная часть средних пород ряда диоритов и сиенитов. Ú Основные плагиоклазы типичны для габбро-базальтов.

Примеси малых элементов Ú В составе плагиоклазов могут присутствовать примиеси. Ú Fe 2 O 3 составляет около 0, 5%. Ú Содержание стронция (Sr) и бария (Ba) по мере уменьшения количества анортитовой составляющей плагиоклаза закономерно увеличивается от 0, 0013 до 0, 05%.

Особенности форм выделения основных и средних плагиоклазов Ú 1. Основные плагиоклазы могут иметь псевдохроматическую окраску (ирризацию и темный цвет поверхности зерна) из-за присутствия пылевидной облачности, связанной с включениями рудных (железо и титан содержащих) минералов. При этом на краях и внутри зерен плагиоклаз светло-серый. Ú 2. Средние плагиоклазы (особенно их порфировые вкрапленники) часто имеют зональное строение, что объясняется распадом твердого раствора при быстрой кристаллизации магматического расплава.

Состав плагиоклазов в вулканических и гипабиссальных породах Ú В вулканических и гипабиссальных породах, имеющих порфировую или Ú Ú порфировидную структуру, состав вкрапленников плагиоклаза отличается от микролитов или мелких зерен основной массы большим номером. Это связано с тем, что плагиоклаз, кристаллизовавшийся на глубине, был обогащен высокотемпературной анортитовой составляющей, а расплав был более кислым. При излиянии на земную поверхность или внедрении в верхние горизонты Земли происходила быстрая кристаллизация, при которой расплав, содержавший вкрапленники плагиоклаза, застыл в виде мелкозернистой, неполнокристаллической массы. Реакция между этим расплавом и вкрапленниками не происходила, и поэтому, а породе присутствуют два плагиоклаза, резко различающиеся по составу. Это типично для всех вулканических пород, содержащих вкрапленники и микролиты плагиоклаза

Щелочные (калиево-натриевые) полевые шпаты Ú По химическому составу среди этой группы выделяют: существенно калиевые (санидин, ортоклаз и микроклин) – K[Al. Si 3 O 8]; существенно натриевые (альбит) – Na[Al. Si 3 O 8]; калиево-натриевые (анортоклаз - KNa[Al. Si 3 O 8], пертиты и антипертиты).

Породообразующее значение Ú Щелочные полевые шпаты широко распространены в магматических, метаморфических и терригенных осадочных породах. Ú Санидин и анортоклаз встречаются исключительно в кайнотипных эффузивных породах кислого состава. Ú Бездвойниковый ортоклаз встречается исключительно в кайнотипных эффузивных породах кислого и среднего состава. Ú Ортоклаз с простыми двойниками является главной составной частью гипабиссальных пород. Ú Микроклин встречается только в интрузивных породах.

Степень упорядоченности калиевых полевых шпатов Ú По степени упорядоченности атомов кремния и алюминия в кристаллической решетке выделяют низкотемпературные, высокотемпературные и промежуточные модификации. Ú Кристаллическая решетка разновидностей, образующихся при быстром остывании (закалке), является наименее упорядоченной. К ним относится санидин. Ú Наибольшей степенью упорядочения обладает микроклин. Ú При температуре выше 900 ºС кристаллизуется высокий санидин, переходящий при температуре 800 -650 ºС в низкий санидин моноклинной сингонии, а при дальнейшем понижении температуры – в моноклинный ортоклаз и триклинный микроклин, степень упорядоченности (триклинности) которого постепенно изменяется и выражается в изменении угла между трещинами спайности базального (001) и бокового (100) пинакоидов от 89 до 80º.

Однополевошпатовые и двуполевошпатовые породы Ú В вулканических породах, формирующихся при быстром Ú Ú Ú остывании и незначительном количестве летучих компонентов, кристаллизация калиево-натриевых полевых шпатов идет по типу непрерывных твердых растворов. Здесь, вследствие закалки, встречаются калиево-натриевые полевые шпаты с различными содержаниями калия и натрия (санидин, анортоклаз). Возникают «однополевошпатовые» породы. В глубинных же породах при медленном остывании и длительном сохранении в расплаве летучих компонентов осуществляется раздельная кристаллизация или перекристаллизация в твердом состоянии калиевых и натриевых разновидностей. Возникают «двуполевошпатовые» (микроклин и альбит) породы. Распад твердых растворов приводит к образованию пертитов и антипертитов.

Кварц и некоторые модификации Si. O 2 Ú В области устойчивых равновесий при низких давлениях имеется Ú Ú 4 полиморфные модификации Si. O 2 (α -кристобалит → α-тридимит → α-кварц → β-кварц). Полиморфные модификации здесь двух типов. Переход α-кристобалита в α-тридимит и α-кварц происходит с полной перестройкой кристаллической структуры и осуществляется очень медленно. С этим связано сохранение метастабильных модификаций кристобалита и тридимита в эффузивных породах. Превращение α-кварца в β-кварц осуществляется без нарушения кристаллической решетки, лишь с некоторым смещением атомов, что обусловливает быстрый переход в низкотемпературную модификацию, которая характерна для большинства магматических пород.

кварц Ú Является существенным симптоматическим минералом пород, пересыщенных Si. O 2 – гранитов, гранитоидов, риолитов, дациттов, трахи-риолитов, туфолав. Ú Редко кварц встречается в некоторых диабазах и базальтах.

Фельдшпатоиды Ú К минералам группы фельдшпатоидов относятся: Ú нефелин Na[Al. Si. O 4], в котором может содержаться примесь калия, Ú содалит 3 Na[Al. Si. O 4]Na. Cl, Ú канкринит 3 Na[Al. Si. O 4]Ca. CO 3 х. H 2 O, Ú лейцит K[ASi 2 O 6] Ú и другие минералы.

Нефелин Ú Нефелин – главный минерал как интрузивных пород Ú Ú (нефелиновых сиенитов, ийолит-уртитов, тералитов), так и эффузивных (фонолитов, тефритов, нефелинитов). Он встречается в ассоциации с санидином, ортоклазом, эгирином, рибекитом, арфведсонитом и другими щелочными минералами. В процессе падения температуры при кристаллизации нефелин меняет cвой состав таким образом, что происходит уменьшение отношения Na: K и Si. O: Al. Ниже температур конца кристаллизации нефелин также может изменять свой состав, отдавая ионы натрия, тогда как полевой шпат отдает ионы калия. При этом состав нефелина стремится к своей идеальной формуле, а полевой шпат – низкотемпературной ассоциации альбитмикроклин.

Содалит и канкринит Ú Содалит и канкринит встречаются реже, обычно в ассоциации с нефелином, являясь продуктом его автометаморфического замещения. Ú При этом канкринит может быть первичным в некоторых породах.

Лейцит Ú Лейцит в горных породах на ранней стадии кристаллизации сохраняется редко. Ú Это происходит главным образом из-за распада лейцита на нефелин и полевой шпат. Ú Повышенное содержание натрия в лейците обусловливает его неустойчивость. Ú Таким образом, медленная кристаллизация в магматических породах приводит к появлению конечного парагенезиса нефелин-полевой шпат, несмотря на то, что первично существовал лейцит. Ú При промежуточном типе кристаллизации может сохраниться псевдолейцит. Ú И только в эффузивных породах при «закалке» лейцит сохраняется.

Фемические минералы

Оливин Ú Оливин представляет собой непрерывный изоморфный ряд: Ú Fe 2[Si. O 4] (фаялит)-Mg 2[Si. O 4] (форстерит). Ú Он кристаллизуется по типу твердых растворов неограниченной смесимости. Ú Кроме железа и магния (99, 5 -99, 7%), Ú присутствуют марганец (до 3, 2%), Ú кальций (до 0, 54%), Ú никель (до 0, 33%), Ú кобальт (до 0, 1%).

Разделение минералов группы оливина по химическому составу (вес. %) минералы Fe 2 [Si. O 4] Mg 2 [Si. O 4] форстерит 0 -15 100 -85 хризолит 15 -35 85 -65 гиалосидерит 35 -60 65 -40 гортонолит 60 -85 40 -15 фаялит 85 -100 15 -0

Породообразующее значение Ú Форстерит и существенно магнезиальные члены ряда являются главными минералами перидотитов, дунитов, оливиновых габбро и гипабиссальных пород типа пикритов и оливиновых базальтов. Ú В этих породах для оливина характерно реакционное взаимоотношение с жидкостью, и они часто обрастают пироксеном. Ú Оливин, кристаллизующийся из щелочных базальтов, не дает реакционного взаимодействия с остаточным расплавом. Ú Фаялит и существенно железистые разности оливина могут встречаться в породах, насыщенных Si. O 2 (диоритах, сиенитах).

Пироксены Ú Пироксены по химическому составу представляют собой цепочечные силикаты с радикалом [Si 2 O 6 ] 2 -. Ú Катионами в породообразующих пироксенах являются Fe 2+, Mg 2+, Ca 2+, в эгирине – Na+ и Fe 3+. Ú В авгите существенное значение имеет Al 2 O 3. Ú При этом происходит изоморфное замещение Mg 2+Si 4+ на 2 Al 3+, то есть Ca. Mg. Si 2 O 6 переходит в Ca. Al 2 Si. O 6. Ú Породообразующее значение в магматических породах имеют ромбические и моноклинные пироксены.

Ромбические пироксены Ú Ромбические пироксены - этоизоморфный ряд: Ú энстатит - ферросилит Ú Mg[Si 2 O 6] – Fe[Si 2 O 6]. Ú В природе встречаются разновидности, содержащие менее 55 -60% Fe. Si 2 O 6. Ú К ним относятся бронзит и гиперстен.

Моноклинные пироксены Ú Из моноклинных пироксенов главное значение имеют: Ú 1. Диопсид Ca. Mg. Si 2 O 6 (изоморфный ряд): Ú геденбергит – клиноэнстатит Ú Ca. Fe. Si 2 O 6 - Mg. Si 2 O 6 Ú с промежуточным пижонитом). Ú 2. Эгирин Na. Fe. Si 2 O 6. Ú 3. Авгит Ca(Mg, Fe)Si 2 O 6 n Ca. Fe. Al. Si. O 6. Ú Разновидностью является титан-авгит, имеющий повышенное содержание Ti. O 2.

Амфиболы Ú Радикал имеет вид [Si 4 O 11] 6 - (OH)-. Ú Катионы в группе амфиболов представлены Mg 2+, Fe 2+, Ca 2+, Fe 3+, Na+, редко K+. Ú Часть ионов Si 4+ может замещаться Al 3+, обусловливая образование дополнительного отрицательного заряда. Ú В составе некоторых амфиболов существенное значение приобретает титан (базальтическая роговая обманка).

Особенности кристаллизации Ú Кристаллизация амфиболов происходит при участии летучих компонентов (пары воды, фтор, хлор). Ú При высоких температурах происходит дегидратация амфиболов, а значит их разрушение. Ú После расплавления амфиболы в обычных условиях вновь не кристаллизуются, а образуют пироксен и магнетит. Ú Этим объясняется опацитизация амфиболов и образование темных каемок вокруг порфировых вкрапленников базальтической роговой обманки в эффузивных породах.

Породообразующее значение Ú В магматических породах в качестве первичных минералов присутствуют только некоторые представители группы. Ú Обыкновенная роговая обманка характерна для диоритов, гранодиоритов, сиенитов, граносиенитов, иногда гранитов. Ú Бурая роговая обманка является первичным минералом некоторых основных и ультраосновных пород. Ú Базальтическая роговая обманка встречается в виде порфировых вкрапленников в андезитах, базальтах, трахитах, лампрофирах. Ú Щелочные амфиболы (рибекит, арфведсонит) встречаются в щелочных породах (нефелиновые сиениты, ийолит-уртиты).

Слюды Ú Слюды представляют собой минералы со слоистым кремнекислородным радикалом [Al. Si 3 O 10]5 -. Ú В слюдах присутствует ОН- или F-. Ú Главными катионами являются K+, Mg 2+, Fe 3+, Al 3+. Ú Часто наблюдается гетеровалентный изоморфизм (Mg, Fe 2+)↔(Al. Fe 3+)2.

Основные представители Ú В магматических породах наиболее часто встречаются: Ú а) биотит K(Mg, Fe)3[Al. Si 3 O 10](OH, F)2, Ú б) мусковит KAl 2[Al. Si 3 O 10](OH)2 и Ú в) флогопит KMg 3[Al. Si 3 O 10](F, OH).

Породообразующее значение Ú 1. Наличие гидроксил-иона и фтора указывает на присутствие Ú Ú летучих компонентов при образовании слюд и развитие их главным образом в глубинных породах и пегматитах. 2. Биотит является наиболее распространенным темноцветным минералом гранитов и гранитоидов, реже встречается в нефелиновых сиенитах, диоритах и сиенитах. 3. Флогопит встречается в ультраосновных и некоторых щелочных породах. 4. Мусковит и серицит образуется при автометаморфических процессах, обычно развиваясь по плагиоклазам. 5. Для характеристики магматических пород важное значение имеет определение железистости слюд.

Рудные минералы Ú Среди этих минералов наибольшее петрогенетическое значение Ú Ú имеют железисто-титанистые разновидности, которые формируют две группы железо-титановых оксидов: 1) кубическую или шпинелевую (магнетит-шпинелевую) и 2) тригональную (гематит-ильменитовую). Имеет место уменьшение отношения Fe 2 Ti. O 4 к Fe 3 O 4 в титаножелезистых магнетитах изверженных пород от основных через промежуточные к кислым разновидностям. Такая же тенденция наблюдается и для отношения Fe. Ti. O 4 к Fe 2 O 3. Выделение этих минералов из магмы не происходит до тех пор, пока значительный объем магмы не будет уже кристаллизован. Большое значение для кристаллизации рудных минералов имеет определенная величина парциального давления кислорода.

Акцессорные минералы Ú Акцессорные минералы в магматических породах следует Ú Ú Ú отыскивать, руководствуясь тем, что они обычно приурочены к скоплениям или отдельным зернам цветных минералов. Апатит является бесцветным рельефным минералом с низкими цветами интерференции, без спайности. Обычно встречается в виде мелких гексагональных призмочек, в продольных сечениях которых проявляется наличие прямого погасания. Сфен встречается обычно в более неправильных зернах. Исключительно сильный рельеф и неразличимые цвета интерференции не позволяют его смешивать с другими минералами. Циркон всегда можно установить по плеохроичным дворикам в биотите вокруг этого минерала. Они имеет очень сильный рельеф, но вполне различимые высокие цвета интерференции.

Вторичные минералы Ú Из вторичных минералов чаще всего встречаются Ú Ú Ú хлорит, эпидот, кальцит, серицит. Хлорит является слюдоподобным минералом, имеющим зеленую окраску. Отличается от роговой обманки и зеленого биотита прежде всего низким двупреломлением. Цвета интерференции у него не только низкие, но и аномальные (синевато-серые или фиолетово-серые). Кроме того, у хлорита рельеф меньше, чем у роговой обманки. Эпидот характеризуется сильным рельефом, высокими аномальными цветами интерференции и иногда зеленоватожелтоватой окраской и слабым плеохроизмом. Аномальность цветов интерференции, прежде всего, отличает эпидот от моноклинного пироксена.

Вторичные минералы Ú Кальцит обладает резкой псевдоабсорбцией, совершенной спайностью в двух направлениях и аномальными (золотистыми переливчатыми) цветами интенференции. Ú Серицит – это мелкочешуйчатая разновидность мусковита. Бесцветен, имеет псевдоабсорбцию и цвета интенференции третьего порядка.

Скачать презентацию КРАТКИЙ ОБЗОР ГЛАВНЫХ ПОРОДООБРАЗУЮЩИХ МИНЕРАЛОВ МАГМАТИЧЕСКИХ ПОРОД

КРАТКИЙ ОБЗОР ГЛАВНЫХ ПОРОДООБРАЗУЮЩИХ МИНЕРАЛОВ МАГМАТИЧЕСКИХ ПОРОД.ppt

Количество слайдов: 36