1 год назад
Нету коментариев

Горные породы подразделяются на три главные группы: магматические (изверженные), осадочные и метаморфические. Коллекционер-любитель должен научиться различать в пределах каждой из этих групп основные типы пород. Во многих горных поро­дах не встречаются хорошо ограненные кристаллы. Естественно, что для коллекционера наибольший ин­терес представляют те разновидности пород, для ко­торых характерно присутствие красивых минералов. Из названных выше трех генетических групп пород в этом отношении наименее интересны метаморфиче­ские — в них очень редко можно встретить кристаллы совершенной формы; впрочем, образцы некоторых метаморфических пород сами по себе достаточно эф­фектны.

 

МАГМАТИЧЕСКИЕ ГОРНЫЕ ПОРОДЫ

Магматические горные породы образуются из естественного расплава (магмы), поднимающегося вверх из глубин земной коры и подкоровых слоев. Если это расплавленное вещество достигает земной поверхности, оно изливается из вулканических кра­теров в виде лавы. В результате выброса раздроблен­ного материала в воздух при взрывном извержении вулкана образуются пирокластические породы, со­стоящие из вулканических бомб и других обломков. Изверженные породы, застывающие на земной поверхности, получили название эффузивных. Они по­крывают огромные пространства; примером может служить плоскогорье Декан в Индии.

Если застывание расплава происходит быстро, образуется порода, состоящая из мелких кристалли­ков, обычно видимых только под микроскопом. К та­ким породам относятся базальт и обсидиан. [Базальт — скрытокристаллическая эффузивная поро­да основного состава; обсидиан — вулканическое стек­ло темного цвета (названо по имени римлянина Обсиуса, привезшего этот камень из Эфиопии).] В лаве могут возникнуть полости различной формы; они по­являются на месте пузырьков газа во время застыва­ния лавы. В этих полостях часто встречаются кри­сталлы различных минералов.

Магматический расплав, не достигший земной по­верхности, застывает на некоторой глубине в виде масс различных форм и размеров (рис. 3, 4). Такие массы получили название интрузий или интрузивных тел, а слагающие их породы — интрузивных пород.

Блок-диаграмма участка земной коры

Блок-диаграмма участка земной коры

Базальтовые дайка и силл

Базальтовые дайка и силл

Батолиты — крупные интрузивные тела с глубо­кими корнями, уходящими в глубины магмы. Выходы батолитов на земную поверхность известны в Дарт­муре, Бодминмуре (Британские острова), на островах Сцилли (Талеле) в Океании и др. [Установлено, что батолиты могут формироваться в различной геологи­ческой обстановке, и представление о них как о «сквозных и бездонных плутонах» устарело. Бато­литы, как правило, оказываются сформированными различными по составу, разновозрастными комплек­сами пород.]

Штоки — интрузивные массивы, по форме напоми­нающие батолиты, но меньших размеров.

Некки (пробки) — тела приблизительно цилиндри­ческой формы, сформировавшиеся на месте питаю­щих (подводящих) каналов в жерлах потухших вул­канов.

Лополиты — крупные интрузии плоско-выпуклой (чаше- или блюдцеобразной) формы.

Дайки и силлы — относительно небольшие трещин­ные интрузии, секущие (первые — несогласно, а вто­рые — согласно) ранее сформированные породы.

Крупные интрузии застывают в глубинных усло­виях постепенно. Слагающие их породы называются глубинными (плутоническими или абиссальными); они характеризуются полно- и крупнокристалличе­ской структурой. Породы более мелких интрузивных тел состоят из меньших по размеру кристаллов плу­тонических пород, но эти кристаллы больше, чем в эффузивных породах. В медленно застывающей маг­ме может идти фракционная кристаллизация, так что скопления того или иного минерала оказываются при­уроченными к определенному уровню магматического резервуара (рис. 5).

Схематическое  изображение процесса фракционной кристаллизации

Схематическое изображение процесса фракционной кристаллизации

Магматические породы по размеру слагающих их кристаллов (зерен) подразделяются на мелко-, сред­не- и крупнозернистые. В основу их химической клас­сификации положено содержание кремнезема (SiO2). Если магматическая порода богата кремнеземом, ее называют кислой. Кремнезем в породе может нахо­диться в виде свободного кварца либо в соединениях с различными элементами, образуя другие минералы, например полевые шпаты.

Породы с содержанием SiO2 более 66% называ­ются кислыми, от 66 до 52% — средними, от 52 до 45% — основными, менее 45% — ультраосновными. [В советской литературе к кислым относят породы с содержанием SiO2 от 64—65 до 75%- Иногда выде­ляют ультракислые породы (>75% SiO2).] В табл. 1 показаны главные разновидности магматических по­род, выделенные по содержанию кремнезема и по размерам кристаллов.

Большинство кислых изверженных пород являются светлоокрашенными, или лейкократовыми (состоя­щими преимущественно из светлых минералов); боль­шинство основных и ультраосновных пород — темно-окрашенными, или меланократовыми (обогащенными темноцветными минералами). Основные и ультраос­новные породы богаты железомагнезиальными мине­ралами (которые называют также мафическими); в составе этих пород вместе с кремнеземом присутствуют в значительных количествах окислы железа и/или магния.

В состав изверженных пород часто входят полевые шпаты. К ним относятся: 1) натриево-калиевые поле­вые шпаты, называемые также ортоклазами [в отече­ственной литературе этот термин в таком значении не используется]; они включают в себя три главных ми­нерала: ортоклаз, санидин и микроклин; 2) натриево-кальциевые полевые шпаты, или плагиоклазы; в зави­симости от соотношения натрия и кальция плагио­клазы подразделяются на следующие минералы: аль­бит, олигоклаз, андезин, Лабрадор, битовнит, анортит. В табл. 2 приводится минеральный состав пород в за­висимости от содержания в них кремнезема.

Иногда изверженные породы могут состоять толь­ко из одного минерала (мономинеральные породы). В качестве примера можно привести дуниты, состоя­щие из оливина, и анортозиты, состоящие почти на­цело из плагиоклаза.

Некоторые магматические породы формируются вначале при медленном застывании расплава на глу­бине, а затем — при быстром застывании вследствие подъема магмы в верхние слои земной коры. Такие породы слагаются крупными кристаллами (называе­мыми фенокристаллами или фенокристами), которые свободно выросли в магматическом расплаве, и окру­жающей их плотной, слабо раскристаллизованной ос­новной массой. Примерами фенокристов, представ­ляющих интерес для коллекционера, являются орто­клаз в гранитах, оливин в базальтах (в том числе перидот — прозрачная драгоценная разновидность оливина), санидин в трахитах и кварц в риолитах (излившихся аналогах нормальных гранитов).

Некоторые рудные месторождения, в том числе самородной платины, образовались вследствие маг­матической сегрегации в крупных интрузиях (глав­ным образом в лополитах). Формирование этих месторождений связано с погружением тяжелых ми­нералов в глубокие части магматической камеры. В результате рудные минералы скапливаются у осно­вания интрузии, а более высокие ее части сложены более легкими минералами, которые кристаллизова­лись позднее.

Особого внимания коллекционеров заслуживают пегматиты и гидротермальные минеральные скопле­ния (главным образом, в жилах), где обнаружены многие интересные минералы.

 

Пегматиты

Пегматиты — крупнокристаллические породы, ча­сто содержащие сравнительно редкие минералы (рис. 6). Они образуются в результате остывания остаточных горячих флюидов на последних стадиях застывания крупных интрузий. Такие флюиды имеют кислый состав, содержат минеральные соединения, затвердевающие при относительно низких температу­рах, и некоторое количество воды. [Это несколько необычная для отечественной литературы точка зре­ния. У нас принято считать пегматиты либо продук­тами кристаллизации остаточных магматических ра­сплавов (гипотеза А. Е. Ферсмана), либо продуктами перекристаллизации кварц-полевошпатовых мелкозер­нистых горных пород под действием водных раство­ров (гипотезы А. Н. Заварицкого, В. Д. Никитина и др.).]

Поперечный разрез плоскости (кармана), содержащий драгоценный кристаллы

Поперечный разрез плоскости (кармана), содержащий драгоценный кристаллы

Флюиды заполняют трещины в застывающей ин­трузивной массе и во вмещающих интрузии породах. В пегматитах часто образуются полости, называемые друзовыми пустотами, внутренние поверхности кото­рых выполнены кристаллами, нарастающими от сте­нок к центру. Это обусловило свободный рост кри­сталлов, что способствовало приобретению ими иде­альной формы.

Жилы, образуемые пегматитами, имеют различную мощность: от нескольких сантиметров до многих де­сятков метров; протяженность их иногда превышает 1 км. В крупных жилах масса отдельных кристаллов может достигать нескольких тонн. Гигантские кри­сталлы особенно характерны для берилла и споду­мена. В пегматитах содержатся такие элементы, как бор, фосфор, хлор, фтор, сера, бериллий и литий. Характерные минералы пегматитов — кварц, полевые шпаты и слюды. В гранитных пегматитах обнаружены хризоберилл, берилл, топаз, турмалин, сподумен, апа­тит и данбурит(силикат бора). В менее кислых по составу нефелин-сиенитовых пегматитах среди редких минералов встречаются эгирин, анальцим, натролит и шабазит.

 

Гидротермальные жилы

Гидротермальные жилы представляют собой скоп­ления минералов, которые отложились из богатых ле­тучими компонентами остаточных водных растворов, выделяющихся из магматического очага после форми­рования пегматитов. Эти растворы очень подвижны и заполняют трещины в породах, формируя рудные жилы (рис. 7). Образование минералов в них находится в тесной зависимости от температуры. Для ос­новных типов гидротермальных месторождений при­няты следующие названия в соответствии с темпера­турными пределами минералообразования: от 300 до 500° С — высокотемпературные; от 200 до 300° С — среднетемпературные; от 50 до 200° С — низкотемпе­ратурные.

Два типа гидротермальных жил

Два типа гидротермальных жил

В гидротермальных жилах встречаются самород­ное золото, руды серебра, свинца и цинка. Здесь при­сутствуют минералы, относящиеся к классам сульфи­дов, силикатов, окислов и арсенидов. Минералы, не имеющие промышленного значения, получили назва­ние жильных. В высокотемпературных месторожде­ниях главным жильным минералом является кварц, с которым ассоциируют золото, гранаты, слюды, кас­ситерит, апатит, топаз, турмалин и др. В среднетемпературных месторождениях наиболее часты кварц, кальцит, барит, сидерит и доломит; с ними ассоции­руют золото, галенит, пирит, сфалерит и борнит. В низкотемпературных месторождениях среди жиль­ных минералов обычно встречается кварц (иногда в виде опала) с флюоритом, баритом и т. д.; рудные минералы представлены здесь пиритом, марказитом, самородным серебром, киноварью и пруститом. Меж­ду этими тремя генетическими типами наблюдаются постепенные переходы.

Некоторые гидротермальные жилы слагаются лишь одним минералом (например, жилы галенита в известняках), другие состоят из нескольких минера­лов. В ряде случаев из гидротермальных растворов отлагается до 30 минералов. Отложение минералов происходит последовательно, обусловливая послойное формирование жилы, вплоть до полного заполнения минеральным веществом трещины или полости. Поро­ды, вмещающие жилу, в результате просачивания гидротерм могут изменить свой первоначальный цвет; минералогу следует обратить серьезное внимание на этот характерный признак. С гидротермальной дея­тельностью связаны- и процессы метасоматического замещения. При этих процессах возникают новые ми­нералы, так как компоненты рудоносных растворов замещают минеральные соединения пород вдоль тре­щин, по которым движутся гидротермы(рис. 8).

Сильные изменения в известняках, вызванные внедрением интрузии

Сильные изменения в известняках, вызванные внедрением интрузии

 

Минералы в вулканически активных областях

В областях активной вулканической деятельности наблюдается образование минералов, связанных с вы­ходами на земную поверхность горячего вулканиче­ского газа и пара, которые называются фумаролами. Многие минералы, возникшие таким путем, являются водорастворимыми и поэтому не могут долго сохра­няться на месте своего рождения. Они выносятся либо изменяются под воздействием дальнейших проявле­ний активного вулканизма и перекрываются более поздними его продуктами. В этих районах особенно характерны минералы, содержащие в своем составе серу. Встречаются также хлориды, фториды и суль­фиды.

Породам, развитым в областях вулканической ак­тивности, свойственны жеоды и миндалины — выпол­нения минеральными агрегатами пустот, возникаю­щих на месте газовых пузырей в остывающей лаве. Миндалины с внутренней стороны бывают окаймлены агатом либо целиком им заполнены; ближе к центру миндалин можно встретить кристаллы аметиста. Содержащие воду жеоды получили название «энгид­рос» [а вмещающие их минералы или горные поро­ды — «ангидриты»]. В миндалинах часто образуются цеолиты. Минеральные скопления могут размещаться вблизи горячих источников. Здесь обычно находятся кальцит и кремнезем (последний — в виде кремни­стых туфов). Набор минералов не отличается боль­шим разнообразием, так как большинство их вымыва­ется поступающими на поверхность термальными во­дами.

 

ОСАДОЧНЫЕ ГОРНЫЕ ПОРОДЫ

Осадочные горные породы образуются в резуль­тате процесса осадконакопления на земной поверх­ности. Исходным материалом осадочных пород слу­жат продукты разрушения ранее сформировавшихся пород, жизнедеятельности организмов и некоторые химические соединения. К наиболее распространен­ным типам осадочных пород относятся песчаники, из­вестняки и глины. Их классификация основана на хи­мическом составе и размерах слагающих частиц. Минералы, наиболее часто встречающиеся в этих по­родах,— кварц, кальцит и гипс. Самые тонкозерни­стые разновидности осадочных пород называются гли­нистыми или аргиллитовыми, среднезернистые — пес­чанистыми; наиболее грубозернистые разновидно­сти — крупнообломочными или рудитовыми. Осадоч­ные породы залегают в виде слоев или пластов.

Большая часть осадочных горных пород имеет морское происхождение, но некоторые из них форми­ровались в континентальных условиях (на дне водое­мов либо на поверхности суши). Осадки, постепенно затвердевая, превращаются в породы, при этом теря­ется часть содержащейся в них воды. Этот процесс называется литификацией [окаменением] осадка. Минералы могут образовываться как во время самого осадконакопления, так и в период литификации.

Породы, возникшие в результате выветривания, переноса и отложения обломков более ранних пород, имеют, таким образом, механическое происхождение; они получили название обломочных. К этой катего­рии относятся песчаники, конгломераты и осадочные брекчии. Минералы этих пород часто скапливаются на дне водотоков — более легкий или мягкий обло­мочный материал уносится водой, оставляя на месте твердые и тяжелые минералы (рис. 9). В осадках механического происхождения в процессе их консолида­ции [уплотнения] могут образоваться конкреции — стяжения кремнезема, карбонатов, окислов железа и т. д. Таким же путем появляются кристаллы целестина (сульфата стронция). В рыхлых осадках воз­никают «песчаные кристаллы» [крупные кристаллы кальцита, барита, гипса, содержащие до 60% обло­мочных песчаных зерен и сформировавшиеся в про­цессе цементации песчаника], столь популярные у коллекционеров, а также «пустынные розы», сложен­ные кристаллами гипса.

Типичные аллювиальные отложения

Типичные аллювиальные отложения

Аллювиальные (речные) осадки имеют механиче­ское происхождение (рис. 10); в них можно обнару­жить различные минералы, в том числе золото и ал­мазы.

Типичные русла речных водотоков

Типичные русла речных водотоков

Среди осадков химического происхождения выде­ляются различные известняки и доломиты, породы, богатые хлоридами, сульфатами и нитратами, и не­которые железняки.

Соляные отложения, называемые также эвапоритами, образуются в результате испарения соленых озер либо отшнурованных от моря мелководных зали­вов. Большую часть солей получают из месторожде­ний этого типа. В них содержатся соединения, пред­ставленные хлоридами, сульфатами и карбонатами кальция, натрия, калия и магния. Для этих отложе­ний характерны такие минералы, как гипс, ангидрит, галит (каменная соль) и другие, реже встречаю­щиеся. Эвапориты неморского происхождения лока­лизуются в соленых озерах; они богаты нитратами [это в основном селитры — натриевая (NaNO3) и ка­лиевая (KNO3)], содержат соединения бора и иода.

Некоторые осадочные породы обогащены желе­зистыми соединениями. Наиболее характерными ми­нералами их являются гематит и магнетит; несколько меньше распространен пирит. Встречаются кремни­стые сланцы (черты), состоящие преимущественно из кремнезема, включая такие разновидности, как опал и халцедон. Отмечаются также конкреционные обра­зования — «флинт» [преимущественно темноокрашенные разновидности кремнистых сланцев].

Многие осадочные породы богаты органическими окаменелостями, а некоторые даже почти нацело со­стоят из них, например биогенные известняки. Орга­нические остатки могут замещаться минералами (в частности, пиритом), при этом их внешний вид оста­ется почти неизменным. Опал замещает раковины моллюсков или древесину. Такие новообразования называются псевдоморфозами, поскольку минералы сохраняют первоначальную форму органической суб­станции. Аналогичным путем образуется гагат [бле­стящий плотный уголь («черный янтарь»), исходным материалом для которого послужили араукариевые].

Вторичное обогащение

Процессы, приводящие к образованию зоны вто­ричного обогащения сульфидных месторождений, свя­заны с удалением из поверхностного слоя некоторых соединений и переотложения их на больших глуби­нах. Этот слой разрушается под воздействием вывет­ривания, в результате чего слагающие его минералы распадаются на более простые компоненты. Поверх­ностные воды, насыщенные кислородом и углекисло­той, вступают в реакцию с сульфидами и другими минералами; при этом образуются растворимые сое­динения, которые затем выносятся в более глубокие горизонты. Оставшиеся на месте относительно устой­чивые соединения — кремнезем, окислы и гидроокис­лы железа или алюминия — создают так называемую железную шляпу.

По мере просачивания в более глубокие горизонты минерализованные растворы мигрируют в породах, обедненных кислородом и насыщенных водой, и осаж­даются в виде вторичных сульфидов, образуя богатые залежи (рис. 11). Таким образом, многие рудные ми­нералы, которые первоначально можно было бы встретить в пределах всей зоны окисления, под влиянием рассмотренных процессов концентрируются только в нижней ее части [и глубже — в зоне вторичного обо­гащения]. Здесь распространены интересные мине­ралы — карбонаты, силикаты, окислы и сульфиды меди, свинца, цинка и других металлов. В пределах зоны окисления присутствуют вторичные карбонаты меди (малахит, азурит), свинца (церуссит) и цинка (смитсонит).

Строение окисленной меднорудной жилы

Строение окисленной меднорудной жилы

МЕТАМОРФИЧЕСКИЕ ГОРНЫЕ ПОРОДЫ

Метаморфические горные породы образуются в результате изменения магматических либо осадочных пород под воздействием температуры и/или давления. Такие изменения приводят к распаду некоторых мине­ралов исходных пород, появлению новых минералов и формированию характерных метаморфических структур и текстур.

Многие минералы, типичные для метаморфиче­ских пород, можно встретить как в изверженных, так и в осадочных породах, но есть и такие минералы, происхождение которых обусловлено только метамор­фическими процессами. В отличие от процессов в магматических породах, минералообразование при метаморфизме происходит не в расплаве, т. е. не в преимущественно жидкой среде. А это означает, что при формировании метаморфических пород кристал­лы находятся в условиях, препятствующих их свобод­ному росту, и поэтому они редко достигают совершен­ной формы, которую могли бы приобрести в более благоприятной обстановке. Вместе с тем некоторым метаморфическим минералам свойственны относи­тельно крупные и хорошо образованные кристаллы, называемые порфиробластами (напомним, что такие кристаллы в изверженных породах получили назва­ние фенокристов). Характерными примерами порфиробластов являются гранат, андалузит и кианит.

Выделяются три типа метаморфизма: дислокаци­онный, контактовый и региональный.

Дислокационный метаморфизм (динамометаморфизм) возникает в зонах интенсивных разрывных на­рушений, например надвигов или взбросов. Этот тип метаморфизма вызывается главным образом повы­шенным давлением (температура не играет сущест­венной роли). Продукты этого процесса называются милонитами. Хорошо развитых кристаллов в них нет.

Контактовый метаморфизм наблюдается в кон­тактах интрузивных тел, где температура, обусловлен­ная внедрением магматического расплава, колеблется в интервале 700—1200° С. Под воздействием тепла во вмещающих породах возникают определенные изме­нения, зона проявления которых получила название контактового ореола.

Если тепловое воздействие дополняется активным участием метаморфизующих растворов, поступающих из интрузии в контактовую зону, в породах происхо­дят изменения, приводящие к образованию специфи­ческих пород, в том числе скарнов, которые богаты минералами, представленными силикатами кальция, магния и железа. Они развиты как в контактах кар­бонатных пород, так и вне их. В скарнах встреча­ются железосодержащие гранаты (андрадит), а так­же разновидность пироксена — геденбергит. Из дру­гих силикатов отмечаются гроссуляр (группа грана­тов) , диопсид иволластонит. Из рудных минералов, связанных со скарнами, можно назвать пирит, маг­нетит, гематит и др.

Летучие компоненты, проникающие из интрузии в пределы контактового ореола, содержат бор, фтор, хлор и воду. Например, если во вмещающие интру­зивное тело глинистые или аспидные сланцы привно­сится бор, образуются породы, содержащие боросиликат — турмалин. В контактово-измененных извест­няках под воздействием летучих соединений бора воз­никают такие минералы, как датолит и аксинит. Привнос фтора в породы того же типа приводит к образованию лепидолита (из группы слюд) и фторапатита; привнос хлора — к образованию мариалита (из группы скаполита).

Региональный метаморфизм проявляется на об­ширных территориях в пределах подвижных (склад­чатых) поясов земной коры под воздействием тем­пературы и давления.

Ступень метаморфизма

Этим термином определяется та или иная степень изменения метаморфических пород. При региональ­ном метаморфизме одна и та же ступень метамор­физма может быть развита на значительной площади (т. е. метаморфизм носит более или менее равномер­ный характер). В направлении от интрузии к вме­щающим породам тепловое воздействие контактового метаморфизма постепенно ослабевает, а его проявления становятся все менее характерными. На рис. 12 показаны термобарические условия образования раз­личных метаморфических пород.

Предельные значения температуры и давления, соответствующие восьми метаморфическим фациям

Предельные значения температуры и давления, соответствующие восьми метаморфическим фациям

 

Примеры метаморфических пород и связанных с ними минералов

При метаморфизме тонкозернистых осадочных по­род образуются сланцы (в том числе аспидные и кри­сталлические) и филлиты. В породах возникают ха­рактерные минеральные ассоциации, включающие хлорит, биотит, альмандин, ставролит, кианит и сил­лиманит. Эти минералы образуются на различных стадиях метаморфизма; присутствие некоторых из них может служить характерным признаком той или иной ступени метаморфизма. Поэтому они получили назва­ние минералов-индикаторов. Среди минералов, встре­чающихся в метаморфических сланцах, можно упо­мянуть андалузит, иолит (кордиерит), анатаз и ги­перстен.

При метаморфизме основных изверженных пород образуются эпидот, хлорит, сфен, альбит, кальцит и альмандин. При метаморфизме кварцевых песчаников получаются кварциты. Чистые известняки преобразу­ются в мраморы, а при наличии в них примесей (и при отсутствии в породах магния) появляются мине­ральные ассоциации, включающие цоизит, клиноцоизит, везувиан, гроссуляр, диопсид, скаполит, сфен и волластонит. В карбонатах, богатых магнием (доло­митах), формируются серпентин, форстерит, шпинель и минералы ряда тремолита — актинолита. В извер­женных породах, богатых оливином, возникают ассо­циации с преобладанием минералов группы серпен­тина.