А. А. Волчек доцент кафедры физической географии



жүктеу 1.18 Mb.
бет8/8
Дата14.03.2019
өлшемі1.18 Mb.
1   2   3   4   5   6   7   8

2.2.3 Вулканогенно-обломочные горные породы

Главные особенности горных пород этого отдела – их обломочный характер и присутствие продуктов вулканических извержений в составе, как обломков, так и цемента. Одновременно такие породы могут содержать материал осадочного происхождения в изменчивых соотношениях с вулканогенным материалом. В связи с этим одни представители отдела более близки к чисто вулканическим изверженным породам, обладают присущими им особенностями структуры, текстуры и тесно с ними ассоциируют; другие связаны непрерывными переходами с типично осадочными горными породами, обладают ярко выраженной слоистостью, сортированностью и прочими свойствами осадочных пород. Породы, сложенные почти целиком обломочным вулканогенным материалом, называются пирокластическими; породы смешанного вулканогенно-осадочного состава и происхождения носят название туфогенных пород, или туффитов.



ПИРОКЛАСТИЧЕСКИЕ ГОРНЫЕ ПОРОДЫ

Вулканический туф

Характерные признаки. Структура обломочная. Текстура неоднородная, грубослоистая. Порода состоит из несортированных обломков вулканических пород и минералов, стекла или пемзы и цементирующего их агрегата частиц вулканического пепла или песка. Размер обломков меняется в широких пределах. Собственно вулканические туфы – мелко- и тонкообломочные породы, состоящие из сцементированных частиц вулканического песка (0,1–2 мм) и пепла (менее 0,1 мм). Форма обломков в грубообломочных туфах может быть округлой (вулканические бомбы), остроугольной или фигурной (следствие выброса в пластическом состоянии). Туфы с остроугольными обломками называют щебенчатыми. Более 90% объема породы составляет пирокластический материал, по составу соответствующий эффузивным породам. Цвет розовый, красный, лиловый, серо-зеленый и др., соответствует окраске эффузивных горных пород того же состава. Порода прочная, каменистая, нередко пористая. Твердая или средней твердости. По преобладающему размеру обломков среди туфов выделяются разновидности: глыбовые агломератовые туфы (крупнее 20 см), собственно агломератовые (5–20 см), лапиллиевые (1–5 см), гравийные (0,2–1 см), мелкообломочные, пепловые туфы и др. По составу различают липаритовые, трахитовые, базальтовые и другие туфы.

Условия образования и нахождения. Залегает слои, линзами, часто перемежающимися с потоками и покровами эффузивных пород. Грубообломочные разности преобладают в зонах, относительно близких к центру извержения; мелко- и тонкообломочные – порой на значительном удалении от него. Образуется вследствие выброса обломков застывшей или частиц полузастывшей лавы при взрывных извержениях вулканов. Рыхлый обломочный материал на месте отложения подвергается уплотнению и цементации в результате разложения частиц пепла под воздействием горячих растворов вулканического происхождения либо путем спекания и сваривания обломков. Туфы чаще сопровождают излияния вязких кислых и средних лав, чем жидких – основных. Частичный перенос и переотложение обломочного материала временными водными или грязевыми потоками – возможный дополнительный механизм образования многих вулканических туфов. Подобно палеотипным эффузивным породам изменения в туфах выражаются в развитии обильных вторичных минералов: хлорита, серицита, эпидота, глинистых минералов, карбоната и др. – в зависимости от состава исходных пород. Распространение подобно эффузивным породам соответствующего состава.

Диагностика. Грубая и плохо проявленная слоистость, отсутствие сортировки обломков по размерам. От 90 до 100% объема породы слагает пирокластический материал. Характерна ассоциация с эффузивными породами.

Практическое значение. Некоторые туфы и лавобрекчии липаритов, характеризующиеся большой пористостью и высоким содержанием легкорастворимого аморфного кремнезема, могут служить в размолотом виде естественными гидравлическими добавками при изготовлении цемента, устойчивого к действию морской воды.

ТУФОГЕННЫЕ ГОРНЫЕ ПОРОДЫ И ТУФФИТЫ

Ввиду трудности индивидуальной диагностики туфогенных пород и туффитов в пособии дается их суммарное описание.



Характерные признаки. Структура соответствует структуре обломочных осадочных горных пород (от тонко- до грубообломочных). В крупно- и грубообломочных разновидностях легко различаются обломки и цемент. Характерна четкая сортировка обломочного материала по крупности. Текстура слоистая, нередко тонкослоистая. Состав – смесь обломков вулканических пород и их минералов, вулканического стекла и материала нормально осадочных пород: частиц кварца, полевого шпата, известняка, гранита, а также цементирующего их кремнистого, глинистого и особенно известкового вещества. Нередко встречаются органические остатки. Доля пирокластического и осадочного материала может варьировать в пределах от 10 до 90% объема породы. При содержании пирокластического материала от 50 до 90% порода именуется туффитом; при аналогичном содержании осадочного материала – туфогенной породой. Цвет разнообразен, нередко окраска пестрая с перемежающимися буроватыми, зеленоватыми, красноватыми оттенками. Породы каменистые или слабо связанные. Туфогенные породы с скатанными обломками делятся на туфоконгломераты (наиболее грубообломочные из которых называются валунными), туфогравелиты, туфопесчаники, туфоалевролиты и туфоаргиллиты. Если обломки не окатаны, то породы называются туфобрекчиями.

Условия образования и нахождения. Залегают слоями. По происхождению, как и по составу, породы занимают промежуточное положение между собственно пирокластическими и собственно осадочными образованиями. Изменяются подобно туфам. Широко распространены. Главные области развития: Северный Кавказ, Урал, многие районы Казахстана, Алтая и др.

Диагностика. Четкая слоистость и сортировка обломочных зерен по размерам в отдельных прослоях; смешанный (пирокласто-осадочный) состав обломков и цемента.

Практическое значение. Не имеют.

2.2.4 Метаморфические горные породы



Метаморфизм происходит на различных глубинах в земной коре в интервале температур от 100 до 900° под давлением от 100 до 10 тыс. атм., которое создается весом вышележащих толщ горных пород. В процессах метаморфизма принимают участие водные растворы, содержащие углекислоту, щелочные металлы и другие, летучие и хорошо растворимые минеральные вещества. В областях регионального метаморфизма в полной мере проявляется роль, как температуры, так и давления. В ореолах контактового метаморфизма особенно ярко выражена роль теплового воздействия интрузивных тел. В зонах дислокационного метаморфизма (динамометаморфизма), наоборот, подчеркнуто действие давления.

Повышение температуры и давления способствует образованию минералов, содержащих меньше воды, относительно более тугоплавких и плотных (тяжелых). Такой метаморфизм называется прогрессивным. Изменения в метаморфических толщах, имеющие обратное направление, менее широко распространены в природе. Они именуются регрессивным метаморфизмом, или диафторезом. Основные отличительные особенности метаморфических горных пород следующие: присутствие специфических минералов, свойственных только метаморфическим породам (кордиерит, андалузит, дистен, пироксены, амфиболы и др.); ярко выраженная, за отдельными исключениями, параллельная текстура (кристаллизационная сланцеватость) и своеобразные – так называемые кристаллобластовые – структуры, возникающие при процессах перекристаллизации.



Характерной особенностью метасоматических горных пород является закономерное сокращение числа породообразующих минералов в процессе формирования породы; отсюда широкое распространение среди метасоматитов пород, состоящих либо преимущественно из одного минерала, либо из двух, в отличие от обычно многоминеральных метаморфических и изверженных пород. Свойственные метасоматитам полнокристаллическая структура и неоднородная текстура (полосчатая, сетчатая, участковая и т.п.) – признак, отличающий многие из них от пород иного происхождения. Систематика метасоматитов весьма сложна и еще не вполне разработана. Наиболее обычным является деление метасоматитов на две подгруппы: контактово-метасоматические породы и продукты гидротермального изменения пород.

ПОРОДЫ РЕГИОНАЛЬНОГО МЕТАМОРФИЗМА

Кварцит

Характерные признаки. Структура кристаллически-зернистая, обычно мелкозернистая до афанитовой. Текстура слоистая, иногда косослоистая. Порода в основном состоит из кварца; возможные минералы-примеси: мусковит, биотит или хлорит, роговая обманка, гематит или магнетит, графит, мелкие кристаллы граната, иногда полевой шпат и др. Присутствие этих минералов в заметном количестве определяет видовую характеристику кварцитов. Цвет светло-серый и серый. Яркую темно-малиновую, красновато-коричневую, розоватую окраску придает примесь гематита. Порода очень крепкая: временное сопротивление сжатию 1000–1400 кг/см2 и более. Твердость высокая: на свежей поверхности слабую царапину может оставить кварц или еще более твердый минерал. Излом раковистый или занозистый. Кварциты, бедные минералами-примесями, высокоогнеупорны. Температура их плавления 1750–17600С. Наиболее распространены слюдистые, полевошпатовые, графитовые и роговообманковые разновидности кварцита.

Условия образования и нахождения. Залегает в виде слоев различной, иногда значительной мощности, чередуясь с кристаллическими сланцами и гнейсами преимущественно альмандин-амфиболитовой фации. Является продуктом регионального метаморфизма существенно кремнистых или песчанистых пород. Промежуточные ступени этого процесса зафиксированы в так называемых кварцито-песчаниках – породах, совмещающих в себе признаки и свойства кварцита и песчаника. При выветривании кварцита в первую очередь разрушаются минералы-примеси, а затем и основная масса породы, давая начало скоплениям высокосортных кварцевых песков. Распространен в Карелии, Восточной Сибири, на Украине и Урале.

Диагностика. От песчаника отличается более высокой твердостью, отсутствием структуры обломочных пород (различить песчинки и цемент невозможно) и характером излома. Порода раскалывается как одно целое, тогда как в песчаниках раскол происходит по границам зерен кварца.

Практическое значение. Свободные от примесей кварциты используются подобно кварцевым песчаникам для изготовления динаса и в качестве флюса в цветной металлургии; в химической промышленности они применяются как кислотоупорный материал, в строительстве – как материал для изготовления облицовочных плит, брусков, бутового камня, щебня.

Мрамор

Характерные признаки. Структура кристаллически-зернистая, гранобластовая, иногда порфиробластовая. Размер тесно сросшихся минеральных зерен – от долей миллиметра до 1 см, реже до 3–5 см. Текстура массивная, полосчатая, брекчиевидная, либо более сложная, пятнистая. Порода состоит главным образом из кальцита и (или) доломита. Их количественные соотношения определяют видовую принадлежность мрамора (кальцитовый мрамор, доломитовый мрамор). Минералы-примеси: магнезит, кварц, графит, битуминозные вещества, слюды, хлорит, тремолит, диопсид, роговая обманка и др. Цвет белый, серый до темно-серого, зеленоватый, розоватый, красный, желтый и др. Широко распространены породы, обладающие пестрой, пятнистой окраской в связи с разнообразием структуры, изменчивым содержанием примесей и обилием жилок кальцита. Блеск стеклянный, искристый или матовый. Твердость средняя. Кальцитовый мрамор бурно растворяется в НСl (вскипает).

Условия образования и нахождения. Залегает в виде слоев, как правило, деформированных в сложные складки. Продукт регионального или контактового метаморфизма карбонатных осадочных пород (известняков, доломитовых известняков и доломитов). При выветривании изменяется подобно известняку. Встречается совместно с амфиболитами, гнейсами и кристаллическими сланцами. Месторождения белого мрамора известны на Урале. Цветные мраморы распространены также на Урале, в Грузии, Карелии, Узбекистане, Хакасии, на Дальнем Востоке и др.

Диагностика. Отличия от известняков: кристаллически-зернистое строение, отсутствие остатков фауны, ассоциация минералов-примесей, свойственных метаморфическим породам. Вскипает под влиянием HСl.

Практическое значение. Один из лучших облицовочных и декоративных материалов, прекрасно полирующийся. Используется для изготовления плит, ступеней, памятников. Из чистых разновидностей мрамора выпиливаются электроизоляционные доски и щитки. Сырье для производства угольной кислоты и извести. Редко встречающийся белый или равномерно и бледно окрашенный желтоватый и розоватый мрамор ценится как скульптурный камень.

Гнейс

Характерные признаки. Структура полнокристаллическая, мелко-, средне- или грубозернистая или чешуйчато-зернистая. Текстура сланцевая, параллельно-полосчатая. Состоит из полевого шпата (преимущественно плагиоклаза) и кварца, содержания которых варьируют в широких пределах. Второстепенные (5–20%) минералы гнейсов – биотит, роговая обманка, пироксен, гранат, дистен, графит и др. Они могут присутствовать раздельно или в сочетаниях и играют роль видового признака гнейса. Породы твердые, приближающиеся по этому признаку к гранитам, но менее крепкие из-за плитчатой отдельности и сланцеватости. Цвет серый от светлого до темного или светло-розовый. Ржаво-бурый оттенок появляется при разложении темноцветных минералов и развитии гидроокислов железа.

По набору темноцветных минералов среди парагнейсов различают биотитовые гнейсы, гранато-биотитовые, амфиболовые (роговообманковые) или амфиболо-биотитовые гнейсы и известково-силикатные кристаллические породы. В последних главными минералами являются плагиоклаз, роговая обманка, диопсид, нередко кальцит, обычно присутствуют также красный гранат и кварц. В связи с различным содержанием породообразующих минералов среди гнейсов существуют разновидности, переходные к кристаллическим сланцам (отсутствуют кварц или полевой шпат), к кристаллическим известнякам (преобладающий минерал – кальцит) или к кварцитам (кварцевые породы с гранатом и роговой обманкой).

Среди ортогнейсов выделяются гранитогнейсы и очковые гнейсы. Гранитогнейс – порода массивной текстуры (неполосчатая или слабополосчатая). По составу близок к гранитоидам. При равномерном распределении минералов доля темноцветных минералов составляет обычно не более 10%. Наряду с плагиоклазом значительную роль играет микроклин, а набор темноцветных минералов чаще всего исчерпывается биотитом или роговой обманкой и пироксеном. Очковый гнейс – разновидность гранитогнейсов, в которой полевой шпат кроме мелких зерен в основной массе породы образует относительно крупные (1–2 см) порфиробласты линзовидной или овальной, реже правильной формы, облекаемые мелкокристаллическим агрегатом минералов основной массы.

Условия образования и нахождения. Парагнейсы залегают в виде слоев и характеризуются послойным изменением состава. Характерна ассоциация парагнейсов с кристаллическими сланцами, мигматитами и др. Ортогнейсы образуют линзы, мощные пластообразные залежи, пересекающие слои вмещающих парагнейсов. Тесно ассоциируют с типичными гранитами и обнаруживают непрерывные переходы к ним, выражающиеся в постепенном исчезновении параллельной ориентировки темноцветных минералов. Образуются в результате регионального метаморфизма песчано-глинистых и карбонатно-глинистых осадочных пород (парагнейсы) или кислых и средних изверженных пород (ортогнейсы) в условиях, отвечающих альмандин-амфиболитовой и гранулитовой фациям метаморфизма. Образование гранитогнейсов связано с процессами гранитизации.

Изменения гнейсов, а также и кристаллических сланцев под воздействием глубинных относительно более низкотемпературных послемагматических растворов и эманаций (регрессивный метаморфизм, диафторез) выражаются в замещении пироксена, амфибола, граната биотитом и хлоритом; биотита, дистена и др. – мусковитом. Мусковитизация ведет к образованию разновидностей гнейсов, называемых двуслюдяными. В условиях выветривания гнейсы, так же как и кристаллические сланцы, разрушаются аналогично гранитоидам. Распространен, главным образом, в областях, где на поверхности обнажаются породы глубинных зон земной коры: на Кольском полуострове, в Карелии, Украине, Восточной Сибири и др.



Диагностика. От кристаллических сланцев отличается по минеральному составу: в гнейсах обязательно присутствие полевого шпата и несколько меньшее, чем в сланцах, содержание слюд.

Практическое значение. Материал для изготовления тротуарных плит, бутового камня и щебня. В некоторых случаях с гнейсами (биотитовыми, гранато-биотитовыми и др.) связаны месторождения графита, который встречается в виде мелкочешуйчатой вкрапленности; его содержание колеблется от 1 дo 15%, в среднем порядка 6%.

МЕТАСОМАТИЧЕСКИЕ ПОРОДЫ

ГРУППА КОНТАКТОВО-МЕТАСОМАТИЧЕСКИХ ПОРОД

Известковый скарн

Характерные признаки. Структура полнокристаллическая, от крупно- и гигантозернистой до мелкозернистой, часто афанитовая. Текстура массивная, однородная либо полосчатая. Главные минералы – пироксены диопсид-геденбергитового ряда и гранаты гроссуляр-андрадитового ряда. Типичны также везувиан, родонит, волластонит, магнетит, иногда шеелит, молибденит, галенит, сфалерит, халькопирит, касситерит и др. Цвет преимущественно темный, бурый, зеленовато-бурый, темно-зеленый до почти черного, реже буровато-розовый. Нередко окраска пестрая, неоднородная. Порода твердая, прочная, тяжелая. Разновидности различают по главным породообразующим минералам: пироксеновый, гранатовый, пироксено-гранатовый скарн и т.п.

Условия образования и нахождения. Образуют залежи, линзы, тела неправильной формы, зоны преимущественно в непосредственном контакте гранитов и близких к ним интрузивных пород с карбонатными осадочными. Скарн – продукт реакционного взаимодействия контактирующих между собой карбонатных и алюмосиликатных пород при участии высокотемпературных послемагматических растворов в условиях прогрева пород внедрившейся гранитной магмой в зоне контакта. Скарнообразование непосредственно следует за кристаллизацией гранитов. Продуктами гидротермального изменения минералов скарнов являются эпидот, актинолит, тремолит, хлорит, кальцит, кварц, некоторые сульфиды. Известны в различных районах Урала, Тянь-Шаня, Памиро-Алая, Забайкалья, Приморья.

Диагностика. От известково-силикатных роговиков отличаются по условиям и форме залегания, также отсутствием слоистости. Скарны обычно сложены одним-двумя главными минералами, скарноиды – многоминеральны. Как правило, скарны – довольно крупнозернистые породы, скарноиды – чаще тонкозернисты. Отличие от магнезиальных скарнов – по минеральному составу.

Практическое значение. Известковые скарны нередко сопровождаются рудами железа, вольфрама, молибдена, свинца, цинка, меди, бора, олова, бериллия и др. Крупнейшие вольфрамовые (шеелитовые) и железорудные (магнетитовые) месторождения принадлежат к скарновому типу.

ГРУППА ГИДРОТЕРМАЛЬНО ИЗМЕНЕННЫХ ПОРОД

Грейзен

Характерные признаки. Структура крупно-, средне-, мелко- или тонкозернистая. Текстура обычно неоднородная, полосчатая, реже массивная. Состоит из кварца, мусковита или литиевых слюд, часто также топаза, турмалина и флюорита; нередко присутствуют скопления ценных рудных минералов: касситерита, вольфрамита, молибденита, берилла и др. Обычные примеси в грейзенах – пирит, арсенопирит, сфалерит, магнетит, гематит и др. Цвет белый до серого, более темный при наличии скоплений касситерита, вольфрамита или сульфидов, а также темной слюды. Блеск стеклянный, перламутровый, матовый. Твердость от средней до высокой. Удельный вес изменчив до очень высокого. Разновидности грейзенов называют по главным минералам: кварц-мусковитовые, кварц-топазовые, кварц-топаз-лепидолитовые и т.д. Цвиттером называется разновидность грейзена, богатая топазом и темной слюдой.

Условия образования и нахождения. Формы залегания: оторочки возле высокотемпературных кварцевых и полевошпатокварцевых жил с касситеритом, вольфрамитом и т.п. Встречаются также площадные грейзены в участках концентрации многочисленных кварцевых жил и прожилков в верхних и приконтактовых зонах гранитных массивов и в примыкающих к ним песчано-глинистых породах. Грейзены – продукты метасоматического изменения кислых изверженных пород (гранитов и др.), а также сходных с ними по составу алюмосиликатных осадочных и метаморфических пород (различных сланцев и песчаников) высокотемпературными послемагматическими растворами. При развитии процессов грейзенизации по известнякам появляются специфические мусковитово-флюоритовые, практически бескварцевые породы, иногда содержащие бериллиевые минералы и одновременно являющиеся рудой на плавиковый шпат. При процессах выветривания слюдистые грейзены подвергаются каолинизации. Грейзены встречаются во многих районах – Казахстан, Забайкалье, Восточная Сибирь и др., но всюду имеют узколокальное развитие.

Диагностика. Определяются по особенностям минерального состава, т.е. отсутствию или низкому содержанию полевого шпата, богатству кварцем, мусковитом или лепидолитом и (или) топазом, флюоритом, турмалином, а также по условиям залегания.

Практическое значение. Грейзенизация сопровождает образование месторождений вольфрама, бериллия, молибдена (грейзены с мусковитом, отчасти топазом и большим количеством флюорита), олова, тантала (грейзены с литиевыми слюдами и топазом). Поэтому грейзены являются одним из ведущих поисковых признаков на редкометальные месторождения.

Литература





  1. Бетехтин, А.Г. Курс минералогии / А.Г. Бетехтин. – М. : Государственное издательство геологической литературы, 1951. – 542 с.

  2. Богдасаров, А.А. Геологический словарь / А.А. Богдасаров, М.А. Богдасаров. – Брест : Издательство С. Лаврова, 2002. – 320 с.

  3. Богдасаров, М.А. Геология с основами палеонтологии. Программа, рабочие планы, лабораторные работы, вопросы к экзаменам: методические рекомендации / М.А. Богдасаров; Брестс. гос. ун-т. – Брест, 2004. – 46 с.

  4. Богдасаров, М.А. Геология: курс лекций / М.А. Богдасаров. – Брест: БрГУ им. А.С. Пушкина, 2010. – 164 с.

  5. Горная энциклопедия : в 5 т. / под ред. Е.А. Козловского. – М. : Советская энциклопедия, 1984–1990. – 5 т.

  6. Карлович, И.А. Геологическое строение и полезные ископаемые Северной Евразии / И.А. Карлович. – М. : Академический проект, 2006. – 496 с.

  7. Лазаренко, Е.К. Курс минералогии / Е.К. Лазаренко. – М. : Высшая школа, 1971. – 606 с.

  8. Минералы и горные породы СССР / Т.Б. Здорик [и др.]. – М. : Мысль, 1970. – 439 с.

  9. Обручев, В.А. Занимательная геология / В.А. Обручев. – М. : Наука, 1965. – 344 с.

  10. Ферсман, А.Е. Занимательная минералогия / А.Е. Ферсман. – М. : АН СССР, 1959. – 238 с.


Достарыңызбен бөлісу:
1   2   3   4   5   6   7   8


©kzref.org 2017
әкімшілігінің қараңыз

    Басты бет