Петрохимические ряды

Группы магматических пород разделяются по содержанию щелочей (Na2O и K2O) на петрохимические ряды — нормальные, умеренно-щелочные (субщелочные), щелочные. Критерием для такого разделения служит содержание в горных породах суммы щелочей (Nа2О + К2О), пределы колебаний которой принимаются разными для различных групп пород, т. е. варьируют в зависимости от содержания SiO2.Породам нормального ряда свойственно отсутствие фоидов (фельдшпатоидов) и щелочных темноцветных минералов, а также пироксенов и амфиболов с высоким содержанием титана. Щелочные полевые шпаты присутствуют только в кислых и средних породах нормального ряда. Средние и основные породы, в которых появляются кислые плагиоклазы (например, в гавайитах, муджиеритах) и (или) щелочные полевые шпаты а также титанавгит, должны относиться к умеренно-щелочному ряду. К щелочному ряду следует относить магматические породы, содержащие фоиды и (или) щелочные темноцветные минералы — эгирин, эгирин-авгит, арфведсонит или рибекит; в ультраосновных породах роль фоидов могут играть минералы группы мелилита.

Семейства и виды

Распределение магматических пород по группам (по кремнекислотности—основности) и по петрохимическим рядам (по общей щелочности) позволяет выделить следующий таксон систематики — семейства горных пород, т. е. сообщества магматических пород близкого минерального состава, характеризующиеся определенными отношениями кремнезема и щелочей. Для графического изображения этих соотношений используется бинарная TAS-диаграмма (total—alkali—silica)

Дальнейшее деление семейств горных пород на виды и разновидности осуществляется введением новых классификационных критериев — количественно-минералогических, структурных, дополнительных петрохимических или геохимических. Вид горной породы — элементарное звено в систематике — выделяется по наибольшему числу признаков: составу первично-магматических типоморфных (главных) и существенных минералов, их количественным и структурным соотношениям в сочетании с некоторыми дополнительными петрохимическими параметрами. Характеристики видов плутонических магматических пород должны базироваться на их модальном минеральном составе, выраженном в объемных процентах.

Магматические горные породы наряду с разделением их на группы по кремнекислотности–основности могут быть подразделены еще по степени мафичности — по величине цветового индекса М (отношение темноцветных минералов к салическим) на ультрамафические (М > 70), мафические (70> М > 30), мафисалические (30 > М > 20), салические (М < 20).

22.Монцониты и сиениты

23.Наблюдения минералов в одном николе. Псевдоабсорбция______________________________________________________________________________________________

Форма и спайность минералов.

Минералы, имеющие собственные характерные очертания, называются идиоморфными. Минералы, приобретающие в процессе роста свою характерную форму только частично, называются гипидиоморфными. Минералы неправильной формы называются ксеноморфными. Наиболее часто в шлифах минералы наблюдаются в виде зерен изометрической, удлиненной в одном направлении и удлиненной в двух направлениях форм. Следует отметить, что в шлифе мы наблюдаем формы сечений, а не кристаллические формы минералов. Реконструкция последних возможна только при наблюдении многих зерен.

Спайность – свойство минералов раскалываться при ударе или давлении по определенным направлениям (чаще всего параллельно граням). В зернах минералов, обладающих спайностью, наблюдается система параллельных трещин, хорошо заметных под микроскопом. При микроскопическом изучении различают:
1. Весьма совершенную спайность - систему непрерывных параллельных трещин, пересекающих все зерно;
2. Совершенную – систему прерывистых параллельных трещин;
3. Несовершенную – систему коротких параллельных, реже извилистых трещин;
Кроме спайности в минералах может наблюдаться трещиноватость – наличие беспорядочно располагающихся трещин.

Характер трещин спайности у одного и того же минерала в зависимости от сечения меняется. Спайность не наблюдается, если срез приходится параллельно или под небольшим углом к плоскости спайности. Наиболее отчетливо спайность проявляется в сечениях, перпендикулярных к плоскости спайности Многие минералы обладают спайностью по двум и более направлениям. Для этих минералов спайность в некоторых разрезах будет выражена двумя системами параллельных трещин, пересекающихся под определенным углом. Величина угла между трещинами спайности является диагностическим признаком для пироксенов и амфиболов, сходных между собой по ряду оптических констант. Величина угла спайности пироксенов составляет 87°, амфиболов - 56°. Для минералов со спайностью в двух направлениях определяют угол между системами трещин спайности.

Цвет и плеохроизм минералов.

Цвет минерала в шлифе зависит от избирательного поглощения лучей различной длины волны, проходящих через тонкий срез минерала. По цвету минералов в шлифе различают окрашенные непрозрачные, окрашенные прозрачные и бесцветные прозрачные. Бесцветными являются минералы, поглощающие лучи разных длин волн с одинаковой интенсивностью. Окрашенными - минералы, поглощающие лучи разных длин волн с неодинаковой интенсивностью. Окраска минералов определяется цветами тех лучей, которые не были поглощены кристаллом при разложении проходящего через него белого света. К окрашенным непрозрачным относятся в основном рудные минералы. В шлифе они выглядят совершенно черными и их детальное определение проводится в отраженном свете по особой методике.Породообразующие минералы являются прозрачными бесцветными или прозрачными окрашенными.

В изотропных минералах (кубической сингонии) или в разрезах, перпендикулярных оптической оси анизотропных минералов, цвет в любом направлении является постоянным и зависит от абсорбционной способности минерала и толщины пластинки. В анизотропных минералах в различных направлениях поглощение будет разным, и окраска минералов в зависимости от направления световых колебаний будет меняться. Свойство кристаллов изменять окраску в зависимости от направления световых колебаний, проходящих через них, называется плеохроизмом и обнаруживается при вращении столика микроскопа.
У одних минералов плеохроизм выражается в изменении цвета, например от бледно-зеленого до бледно-розового (гиперстен); у других - в изменении интенсивности окраски, например от темно-зеленого до светло-зеленого; у третьих - в изменении и цвета, и интенсивности, например, от темного зеленовато-бурого до светло-коричневого. Однако при изучении плеохроизма следует помнить, что зерна одного и того же минерала, различно ориентированные в шлифе, могут обладать разным характером изменения цвета, а в некоторых случаях даже не менять окраску при вращении столика микроскопа. Так, у биотита в сечениях со спайностью плеохроизм выражен отчетливо, а в зернах без спайности - отсутствует совсем или заметен очень слабо.

Наиболее интенсивно плеохроизм проявляется в главном сечении оптической индикатрисы. В разрезе, перпендикулярном оптической оси, плеохроизм отсутствует, в косых разрезах - едва заметен. Для ряда минералов плеохроизм служит важнейшим диагностическим признаком (гиперстен, эгирин, различные амфиболы, эпидот и др.).

Показатель преломления, рельеф, шагреневая поверхность, псевдоабсорбция минералов.

Показатель преломления - один из важнейших диагностических признаков минералов. Показателем преломления кристалла называется отношение скорости распространения светового луча в ваккуме к скорости распространения светового луча в кристалле. Его определение проводится разными методами с различной степенью точности. Наиболее простым и доступным является метод сравнения показателя преломления минерала с показателем преломления канадского бальзама, величина которого всегда постоянна N=1,537 (1,54). При разнице показателей преломления в 0,02 и более на границе минерала и канадского бальзама появляется тонкая световая полоска - линия Бекке, точно повторяющая контуры зерна. При подъеме тубуса микроскопа (опускании столика микроскопа) линия Бекке перемещается в сторону вещества с большим показателем преломления, а при опускании тубуса (подъеме столика) – в сторону вещества с меньшим показателем преломления. Разница показателей преломления минерала и канадского бальзама определяет также рельеф и характер поверхности (шагрень) минерала. Рельеф – выпуклость (вогнутость) минерала, обусловленная наличием вокруг зерна темной каймы. Наличие каймы объясняется тем, что зерна минералов играют роль собирательных линз, поэтому они лучше освещены и кажутся нам расположенными ближе, чем окружающая среда. Рельеф минерала принято сравнивать с канадским бальзамом. Чем больше разница между показателями преломления минерала и канадского бальзама, тем темнее и четче кайма вокруг минерала. При N мин.= N к.б. рельеф исчезает и, если минерал бесцветный, то он становится невидимым. По степени проявления выделяют: слабый, средний, высокий и очень высокий (резкий) рельеф. Кроме того, если N мин. > N к.б. принято различать положительный рельеф, если N мин. < N к.б. - отрицательный. В первом случае минералы выглядят приподнятыми над канадским бальзамом (другими минералами), во втором – опущенными, вдавленными.   Шагрень – мелкая бугристость на поверхности минерала. При изготовлении шлифа на поверхности породы всегда остаются микроскопические неровности, заполняемые впоследствии канадским бальзамом. Если разница между показателями преломления минерала и канадского бальзама меньше 0,02, эти неровности заметными не будут, так как световые лучи на границе минерал – канадский бальзам почти не отклоняются от первоначального направления, и поверхность зерна освещается равномерно и выглядит гладкой. Если разница между показателями преломления больше 0,02, неровности становятся заметными, и поверхность зерна выглядит шероховатой. Подобно тому как рельеф зерен меняется в зависимости от разницы показателей преломления, так и шагрень проявляется тем резче и заметнее, чем больше показатель преломления минерала отличается от показателя преломления канадского бальзама.   Все минералы при сравнении их показателя преломления с показателем преломления канадского бальзама можно разделить на две группы. К первой группе относятся минералы с показателем преломления меньше показателя преломления канадского бальзама. Линия Бекке при подъеме тубуса микроскопа (опускании столика) будет перемещаться на канадский бальзам. Ко второй группе относятся минералы с показателем преломления больше показателя преломления канадского бальзама, и полоска Бекке при подъеме тубуса микроскопа (опускании столика) будет смещается на минерал.   В анизотропных минералах при заметной разнице между показателями преломления Ng и Np при вращении столика микроскопа наблюдается изменение рельефа и шагрени. Свойство анизотропных минералов изменять рельеф и шагрень в зависимости от направления световых колебаний, проходящих через них, называется псевдоабсорбцией и обнаруживается при вращении столика микроскопа. Подобно плеохроизму явление псевдоабсорбции наиболее резко проявляется в разрезе, параллельном главному сечению оптической индикатрисы. В разрезе, перпендикулярном оптической оси, псевдоабсорбция отсутствует, в косых разрезах - слабо заметно. Наиболее отчетливо явление псевдоабсорбции выражено у карбонатов, немного меньше у слюд (мусковит).

24.Номенклатура гипабиссальных пород, лампрофиры

Класс гипабиссальных магматических пород, включает горные породы малых интрузий) и субвулканических масс. Сходные со многими из них по составу и облику породы встречаются также во внутренних частях мощных вулканических потоков и в краевых приконтактовых зонах интрузивных массивов, формировавшихся на умеренных глубинах.

Кристаллизация гипабиссальных пород и вулканических пород гипабиссального облика происходила в близких термодинамических условиях, что определило своеобразие их текстур и структур (порфировая, порфировидная, лампрофировая, гранофировая, аплитовая, микропегматитовая и др.)По составу (химическому и минеральному) одни гипабиссальные породы вполне отвечают определенным видам плутонических или вулканических пород, представляя собой их структурные фации, обусловленные специфическими условиями кристаллизации. Гипабиссальные породы этой первой группы, как правило, находятся в тесной пространственно-временной (генетической) связи с интрузивными массивами или с вулканическими образованиями, т. е. они принадлежат к определенным плутоническим или вулканическим комплексам, в составе которых их и следует рассматривать. Другие гипабиссальные породы не имеют петрографических аналогов среди плутонитов и вулканитов и известны только в форме малых гипабиссальных тел; к ним могут быть отнесены лампрофиры, лампроиты, кимберлиты и близкородственные последним щелочные беспироксеновые пикриты (мелилитовые, монтичеллитовые, флогопит-кальцитовые). Горные породы этой второй группы наблюдаются как автономные образования — комплексы малых интрузивных тел в виде протяженных поясов или небольших роев даек, силлов, мелких штоков, жил и диатрем (трубок взрыва). Гипабиссальные порфировые породы, не имеющие собственных наименований, должны называться в соответствии с номенклатурой плутонических пород с отражением их порфирового строения (гранит-порфир, сиенит-порфир, диорит-порфирит и т. д.); таким же образом следует давать названия входящим в состав вулканических комплексов гипабиссальным породам с фенокристаллами в полнокристаллической или криптокристаллической основной массе (габбро-порфирит в базальтовом вулканическом комплексе, сиенит-порфир в трахитовом комплексе и т. п.). К корневому названию соответствующей плутонической породы добавляется «порфирит» в том случае, если вкрапленники представлены плагиоклазом или темноцветными минералами, или «порфир», если во вкрапленниках присутствуют кварц, калиевый полевой шпат или фельдшпатоид. Для афировых гипабиссальных пород, зернистость которых различима под микроскопом, рекомендуется использовать названия плутонических пород с префиксом микро- (микромонцонит, щелочной микросиенит и т. п.).Для гипабиссальных (главным образом субвулканических, т. е. таких пород, для которых есть непосредственная связь с вулканическим аппаратом) пород, содержащих стекло или девитрифицированный мезостазис, рекомендуется использовать обычную номенклатуру вулканических пород (меланефелинит, базальт, андезит, дацит и т. д.). Наиболее сложна и специфична проблема классификации и номенклатуры гипабиссальных пород второй группы, не имеющих плутонических или явных вулканических (покровных) аналогов. Международная подкомиссия по систематике изверженных пород рекомендует рассматривать такие образования в группе лампрофировых пород, в которую включаются собственно лампрофиры, лампроиты и кимберлиты. Для них указываются следующие общие характерные признаки: а) залегание, как правило, в виде даек (лампрофиры, лампроиты, реже кимберлиты), диатрем (кимберлиты, лампроиты) или небольших экструзий (лампроиты); б) нахождение полевых шпатов и (или) фельдшпатоидов, когда они присутствуют в породе, преимущественно в основной массе; те и другие отсутствуют в кимберлитах; в) кальцит, цеолиты и другие минера­лы, типичные для гидротермальных парагенезисов, могут появляться в качестве первичных минеральных фаз

	25.Определение характера погасания и оптической ориентировки кристалла   Характер погасания и знак удлинения. Оптически анизотропные минералы в скрещенных николях при вращении предметного столика микроскопа на 360° четыре раза темнеют (погасают) и четыре раза просветляются, приобретая ту или иную интерференционную окраску. В момент наилучшей видимости интерференционной окраски оси оптической индикатрисы минерала располагаются под углом 45° к направлению колебаний света в анализаторе и поляризаторе микроскопа. Соответственно при погасании минерала оси индикатрисы совпадают с направлениями колебаний света в анализаторе и поляризаторе. При изучении характера погасания минерала необходимо определить положение осей индикатрисы относительно кристаллографических осей (a, b, c), которые совпадают или с трещинами спайности, или с направлением удлинения зерна, или с хорошо развитыми гранями кристалла, то есть угол погасания. Таким образом, углом погасания называется угол между осью индикатрисы и спайностью (или удлинением) зерна. Он определяется в ориентированном разрезе, параллельном главному сечению, когда минерал обладает наивысшей интерференционной окраской и для многих минералов является диагностическим признаком. В кристаллах средних сингоний (тригональной, тетрагональной, гексагональной), а также ромбической и некоторых разрезах моноклинной сингонии оси индикатрисы совпадают с кристаллографическими осями, то есть со спайностью (удлинением). Угол погасания в таких кристаллах будет равен 0° (или 90°). Такой тип погасания получил название прямого. В большинстве разрезов кристаллов моноклинной сингонии и в кристаллах триклинной сингонии оси индикатрисы не совпадают с кристаллографическими осями, а образуют с ними углы, величины которых являются константой для данного минерала. Такой тип погасания называется косым. Таким образом, по углу погасания можно судить о том, к какой сингонии относится минерал: прямое погасание во всех разрезах имеют кристаллы средних и ромбической сингонии; наличие в одних разрезах прямого погасания, в других – косого присуще кристаллам моноклинной сингонии; косым погасанием во всех зернах обладают кристаллы триклинной сингонии. После определения угла погасания необходимо установить знак удлинения или знак зоны минерала. Знак удлинения свидетельствует о том, какая из осей индикатрисы соответствует длинная сторона (спайность) минерала. Удлинение называют положительным, если по длине (спайности) кристалла или под углом меньше 45° к ней располагается наибольшая ось индикатрисы (Ng). Удлинение называют отрицательным, если такое положение имеет наименьшая ось индикатрисы (Np). Определение наименования осей производится в ориентированном разрезе, параллельном главному сечению, когда минерал обладает наивысшей интерференционной окраской. Порядок работы аналогичен определению величины двупреломления. Порядок определения угла погасания и знака удлинения Регулируют микроскоп (освещение, центрировка объектива, скрещенность николей). Находят разрез минерала с наивысшей интерференционной окраской (главное сечение). При выборе разреза необходимо просмотреть все сечения данного минерала в скрещенных николях и, пользуясь шкалой интерференционных цветов, определить максимальную окраску. Например, если встречаются сечения данного минерала с желтой, серой, красной, синей и зеленой интерференционными окраскими, то наивысшей из них является зеленая. Ставят трещины спайности (удлиненную сторону минерала) вдоль вертикальной нити окуляра и берут первый отсчет на столике микроскопа. Поворотом столика микроскопа ставят выбранное зерно на погасание и берут второй отсчет на столике микроскопа. При этом угол погасания должен быть меньше 45°. Разность первого и второго отсчетов и есть искомый угол погасания минерала. Определяют наименование оси индикатрисы, с которой был замерен угол погасания. Для этого от положения погасания минерала повортом столика микроскопа на 45° против часовой стрелки совмещаем исследуемую ось с прорезью тубуса микроскопа и вставляем компенсатор. Наблюдают за изменением интерференционных окрасок в данном зерне и определяют наименование осей индикатрисы согласно правилу компенсации Если интерференционная окраска минерала повысилась, то одноименные оси оптической индикатрисы минерала и компенсатора совпали; если же интерференционная окраска минерала понизилась, то оси индикатрисы минерала и компенсатора перекрестились; По характеру различают равномерное и неравномерное погасание, обусловленное разными причинами. При равномерном погасании определяется угол погасания и знак удлинения (см. выше). Неравномерное погасание может быть как закономерным – простым, сложно-двойниковым, зональным, так и незакономерным – волнистым, ситовидным, агрегатным и др. Неравномерное погасание: Двойниковое погасание минералов обнаруживается в скрещенных николях и выражается в том, что зерно кажется состоящим из полосок, гаснущих при повороте столика микроскопа самостоятельно. Такое погасание обусловлено тем, что данный минерал представляет собой двойник. Двойники бывают закономерными и незакономерными. Закономерными двойниками называются сростки двух и более кристаллов одного и того же минерала, повернутые друг относительно друга на 180°. Двойники бывают простые, полисинтетические и более сложные решетчатые (микроклиновые). Плоскость срастания, след которой в шлифе называется двойниковым швом, может быть выражена либо тонкой четкой линией, либо очень нечеткой. В первом случае плоскость шлифа проходит перпендикулярно плоскости срастания, во втором – косо. Характер двойникования минералов группы полевых шпатов является диагностическим признаком. Простые двойники характерны для ортоклаза, полисинетические – для плагиоклазов, решетчатые – для микроклина. Изучение двойников плагиоклазов необходимо при определении их состава. Зональное погасание характерно для минералов, представляющих собой изоморфные смеси (плагиоклазы, пироксены, амфиболы), и проявляется в неодновременном погасании концентрических зон в зерне. Такое явление объясняется наличием в минерале зон, различных по составу, строению и, как следствие, по оптическим свойствам. Волнистое погасание выражается в том, при установке зерна на погасание гаснет не все зерно сразу, а только какая-то часть. В этом случае поворотом столика микроскопа можно погасить другую часть зерна, а первая станет просветленной. Такое явление связано с нарушением положения осей индикатрисы в разных частях зерна и обусловлено его деформацией при катаклазе. Ситовидное погасание наблюдается у минералов с сильным двупреломлением и весьма совершенной спайностью (слюды, тальк). При шлифовке поверхности таких минералов оказываются покрытыми мельчайшими разноориентированными чешуйками, которые дают интерференционный эффект в то время, как зерно находится в погасании.

26.Ориентировка оптических индикатрис низших сингоний