Что такое мумиё?

[Дима 76]

Ребяты, я всегда считал, что мумиё это выделение горных пород на солнце! Разве не так?

 

[kkk2005]

Горные породы, априори выделять ничего не могут. Абсолютно точно природу происхождения никто не знает. То что собирали на Сангилене, в Туве, местные, это экскременты летучих мышей прошедшие очень длительный процесс метаморфоз и превращающие продукты выделений в достаточно плотную каменистую массу темнокоричневого цвета. Собирали в неглубоких пещерах, на уступах под сводами пещер. Причем только в тех пещерах, где жили эти самые летучие мыши.

 

[Sonic]

Горные породы, априори выделять ничего не могут.

Абсолютно точно природу происхождения никто не знает.

Взаимоисключающие фразы....

это экскременты летучих мышей прошедшие очень длительный процесс метаморфоз и превращающие продукты выделений в достаточно плотную каменистую массу темнокоричневого цвета.

только в тех пещерах, где жили эти самые летучие мыши.

Какой-то БРЕД!!!


Мумиё было известно 2500 лет назад в Непале!!! Его собирали на высоте не менее 3000м. На такой высоте летучих мышей - НЕТ!

 

[hladon]

Женя, а пасечник тут причём?

Я считал что это продукт пчеловодства.

Это скорее вопрос к спелеологам, пусть они летучих мышей спрашивают.

Видемо да, но если пасечника как следует потрясти он и про мумие раскажет

У нас тоже продают мумиё из Карпат, с Алтая...,

Мариупольского нет?

 

[Sonic]

Мариупольского нет?

Мариупольского мумия нет, а мариупольских летучих мышей - полно! Даже двух видов. Во как!

 

[hladon]

Мариупольского мумия нет, а мариупольских летучих мышей - полно!

Вот и натрёс бы из них мумия

 

[Дима 76]

из Афг хороший,

Вот, вот мне военрук рассказывал про него, и говори, что собирали его в горах на солнечной стороне, про пещеры ни ни..
Извиняюсь, что не по теме.

 

[АВМ]

Парни , да хрень это все ! Я на Кавказе вырос, помню еще в детстве взрослые все про мумие говорили, даже видел разок типа эту псевдо хрень . Смолянистая черная субстанция , которую нужно разводить то ли водой , то ли водкой. Обыденное шарлатанство , не подтвержденное никакими официальными научными исследованиями . Больше психология , чем химия . Впрочем так же , как и желчь медвежья , и струя бобра . Всем нужна , стоит дорого , но никто не покупает , а главное нихрена не помогает , разве что тумблер оптимизма в голове включает .

 

[aragon]

тумблер оптимизма в голове включает

Это дорогого стоит. В остальном согласен.

 

[night shadow]

так все таки что это, гомно мышей или что то другое? если гомно- то почему только от летучих мышей? может и от простых подойдет, может не такое целебное, зато точно не просроченное, свеженькое...
во чего нарыл на просторах интернета...[h=2]Что такое мумие. Условия его образования и месторождения. Мумие-сырец и очищенное мумие.[/h]В природе органо-минеральный продукт мумие встречается в виде натеков и корок в защищенных от осадков трещинах и расселинах высокорных скал. Отложения мумие чаще всего образуются на высоте от 300 до 3200 над уровнем моря, преимущественно на южных склонах гор, в условиях пониженного содержания кислорода и минимальной влажности, под воздействием резких перепадов температур, сильного ветра и повышенного ультрафиолетового излучения. Именно такие условия наиболее благоприятны для постепенной полимеризации и мумифицирования входящих в мумие биологических масс животного и растительного происхождения. Скопления мумие, как правило, локализуются там, где обычно обитают похожие на хомяков пищухи («сеноставки»), летучие мыши, белки, дикие голуби, архары, и где в то же время произрастают лекарственные растения, являющиеся пищей для этих животных (можжевельник, шиповник, ревень, лишайники, мята, чабрец, валериана, полынь).
надо слазить на чердак- там натёков голубиных.... и займусь продажей мумия....

 

[kkk2005]

Ну слава Богу, убрали наконец то мумие с открытого воздуха, а то странно получалось, как субстанция может сохраняться многие годы под воздействием атмосферных осадков.

 

[Дима 76]

Интересно есть на форуме специалисты по горным породам и мышковеды, может они прольют истину на происхождение мумие. Подождём немного.

 

[kkk2005]

специалисты по горным породам

Вам нужны специалисты в петрографии?
Определенные знания, в пределах курса подготовки полевых геологов, у меня есть.
И могу в связи с этим заверить, что с "выделениями" у горных пород "всё нормально". т.е. нет их у них.
Просто потому что:

Го́рные поро́ды — природная совокупность минералов более или менее постоянного минералогического состава, образующая самостоятельное тело в земной коре.

https://ru.wikipedia.org/wiki/%C3%EE%F0%ED%E0%FF_%EF%EE%F0%EE%E4%E0
Ну а детально вот здесь: http://investments.academic.ru/837/Горная_порода

Спойлер: Горная порода

Горная порода - это совокупнность минералов, образующая самостоятельное тело в земной коре, вследстие природных явлений


Группы горных пород, магматические и метаморфические горные породы, осадочные и метасоматические горные породы, строение горных пород, классификация горных пород

Содержание Горная порода - это, определение Группы горных пород Магматические горные породы Классификация магматических пород Классы магматических пород Формы залегания магматических пород Минералогический состав магматических пород Главные и второстепенные минералы Первичные и вторичные минералы Краткая характеристика главных породообразующих минералов Строение магматических горых пород Текстуры магматических пород Структуры магматических пород Структуры основной массы эффузивных пород Метаморфические горные породы Факторы метаморфизма Виды метаморфизма Классификация метаморфических пород Вещественный состав метаморфических пород Типизация минералов метаморфических пород Строение метаморфических пород Текстуры метаморфических пород Структуры метаморфических пород Метасоматические горные породы Принципы классификации метасоматитов Метасоматиты магматической стадии Фениты Метасоматические карбонатиты Полевошпатовые метасоматиты Метасоматиты постмагматических стадий Процессы и продукты ранней щелочной стадии метасоматоза Скарны Метасоматиты кислотной и поздней щелочной стадии Грейзены Пропилиты Вторичные кварциты Аргиллизиты Березиты и листвениты Гумбеиты Углеродистые метасоматиты Осадочные горные породы Классификация осадочных горных пород Процесс формирования осадочной горной породы (литогенез) Образование осадочного материала Перенос осадочного материала Накопление осадка Диагенез Катагенез Метагенез Факторы формирование осадочных горных пород Формы залегания осадочных горных пород. Горный компас. Строение осадочных пород Структура осадочных горных пород Текстура осадочных горных пород Цвет осадочных пород Фото и видео горных пород Источники и ссылки

Горная порода - это, определение

Горная порода - это природная совокупность минералов более или менее постоянного минералогического состава, образующая самостоятельное тело в земной коре. Планеты земной группы и другие твёрдые космические объекты состоят из горных пород.

Горная порода (Rock) - это
Горная порода - это природные минеральные агрегаты, слагающие литосферу Земли в виде самостоятельного геологического тела. Традиционно под горной породой подразумевают только твёрдые тела, в широком понимании к горным породам относят также воду, нефть и природные газы. Согласно современным представлениям, горные породы сложены верхней оболочкой планет земной группы, а также Луной и астероидами.

Горная порода (Rock) - это
Горная порода - это вещество, слагающее земную кору. Состоят горные породы из минералов, однородных или неоднородных, которые твердо или рыхло соединяются.

Горная порода (Rock) - это
Горная порода - это природные агрегаты минералов более или менее постоянного состава и строения, образующие самостоятельные геологические тела. Следует отметить, что горные породы представляют собой закономерные ассоциации минералов, а не случайные их скопления. Термин «горная порода» впервые в современном смысле употребил в 1798 русский минералог и химик В. М. Севергин.

Горная порода (Rock) - это
Горная порода - это природный минеральный агрегат определенного состава и строения, образующийся при определенных геологических процессах. Напомним, что минерал – это однородный по составу и строению природный товар.

Горная порода (Rock) - это
Горная порода - это широкое определение природной совокупности минералов, имеющих более или менее постоянный минералогический состав.

Горная порода (Rock) - это
Горная порода - это называют природные образования, состоящие из отдельных минералов и их ассоциаций. Изучением состава, происхождения и физических свойств горных пород занимается наука петрография.

Горная порода (Rock) - это
Группы горных пород

По происхождению горные породы делятся на три группы: магматические (эффузивные и интрузивные), осадочные и метаморфические.
Магматические и метаморфические горные породы слагают около 90 % объёма земной коры, однако на современной поверхности материков области их распространения сравнительно невелики. Остальные 10 % приходятся на долю осадочных пород, занимающие 75 % площади земной поверхности.
Магматические горные породы по своему происхождению делятся на эффузивные и интрузивные. Эффузивные (вулканические) горные породы образуются при изливании магмы на поверхность Земли. Интрузивные горные породы, напротив, возникают при изливании магмы в толще земной коры.

Горная порода (Rock) - это
Разделение горных пород на магматические, метаморфические и осадочные не всегда очевидно. В осадочных горных породах, в процессе диагенеза, уже при очень низких (в геологическом смысле) температурах, начинаются минеральные превращения, однако породы считаются метаморфическими при появлении в них новообразованного гранита. При умеренных давлениях начало метаморфизма соответствует температуре 300 °C.
При высоких степенях метаморфизма стирается грань между метаморфическими и магматическими горными породами. Начинается плавление пород, смешение новообразованных расплавов с явно внешними. Часто наблюдаются постепенные переходы от явно метаморфических, полосчатых пород, к типичным гранитам. Такие процессы относятся к ультраметаморфизму.

Горная порода (Rock) - это
Этот список игнорирует существование большой группы пород, имеющих важное значение, — метасоматические горные породы, образующиеся также в широком температурном интервале. К ним относятся, например, вторичные кварциты по кислым эффузивам, грейзены по гранитам, пропиллиты по средним и основным породам и т. д., а также широкая группа пород, слагающие околожильные зоны. Пропущена также специфическая группа горных пород, названная рудой (понятие не геологическое, а геолого-экономическое). Эта группа пород сложена преимущественно сульфидными минералами, хотя она может включать породы, сложенные и другими минералами (магнетит (железные руды), апатитовые руды, хромитовые руды и пр). Ранее считалось, что отличие метасоматических пород от метаморфических пород заключается в участии воды в образовании только метасоматитов, но последующие исследования показали, что и метаморфические породы (гнейсы и сланцы), образованные даже при высоких темперурах, также формируются с участием воды. Так результаты изотопных исследований по кислым и средним силикатным породам показали, что все силикатные минералы (кварц, биотит, полевые шпаты, гранаты, роговые обманки и пр.) выделяются одновременно с водой, находясь с ней в изотопном равновесии по кислороду. В отличие от кислых пород все силикатные минералы (полевые шпаты, гранаты, оливины, пироксены и пр.) основных и ультраосновных пород, выделяются в изотопном равновесии по кислороду с углекислым газом.

Горная порода (Rock) - это
Отдельно стоят мантийные породы. С одной стороны, условия в мантии таковы, что даже если порода изначально была магматической, она всё равно претерпела бы в мантии изменения. В целом для основного объёма мантии остаётся дискуссионным вопрос, была ли она когда-то в расплавленном состоянии. С другой стороны, по минералогии мантийные породы во многом идентичны породам магматическим. Поэтому к ним применяется номенклатура магматических пород с вариациями.

Есть магматические комплексы, текстурные признаки которых напоминают текстурные особенности осадочных пород. Это расслоённые основные интрузии. В некоторых из них наблюдаются типичные для осадочных горных пород градационная расслоенность, косая слоистость, ритмичное строение толщи, наличие скоплений тяжёлых минералов. Однако, вместо осадочных алевролитов, песчаников и гравелитов, такие комплексы сложены обычными магматическими породами. Неоднократно образование таких объектов объяснялось метаморфизмом осадочных пород, но такая интерпретация не могла объяснить наличие резких контактов между комплексом и вмещающими породами. На сегодня общепризнанно, что такие объекты формируются в результате гравитационного осаждения минералов из конвектирующего расплава. То есть процесс имеет много общего с осадконакоплением, но среда, переносящая вещество, в данном случае не вода, а магма.

Горная порода (Rock) - это
Описанием и классификацией магматических и метаморфических горных пород занимается петрография, изучением их генезиса — петрология. Описанием, классификацией и анализом условий образования осадочных горных пород занимается литология, в которой выделяется самостоятельный раздел — петрография осадочных пород. С литологией тесно связана родственная ей седиментология, занимающаяся изучением условий образования современных осадков. Поскольку отсутствуют строгие определения понятий «осадок» и «осадочная порода», то различие между осадком и осадочной горной породой не всегда ясно. Эти науки тесно связаны с геохимией и минералогией.
Горная порода (Rock) - это
Магматические горные породы

Земная кора сложена горными породами различного происхождения. Магматические породы по данным Ф. Кларка и Х. Вашингтона занимают около 95 % объема земной коры до глубины 16 км. Причем, следует помнить, что приповерхностные участки Земли сложены на 75 % осадочными породами.
Магматические породы образуются из высокотемпературных расплавов (магм) в результате кристаллизации или кристаллизации и затвердевания. Магмы имеют преимущественно силикатный состав, представляют собой первоначально огненно-жидкое состояние, содержат растворенные летучие компоненты. Магмы зарождаются в мантии или в нижних участках земной коры и внедряются в верхние сечения земной коры в результате тектонических процессов. Это приводит к остыванию магм к формированию тел магматических пород на поверхности земли или в ее недрах.

Горная порода (Rock) - это
В результате различных условий образования пород и состава исходных магм существует большое количество видов магматических пород.
Классификация магматических пород

Одной из задач изучения горных пород является их систематика, т.е. упорядочение природного многообразия на основе взаимосвязанных таксонов. Таксономия в переводе буквально означает – taxis ( расположение, строй, порядок) и nomos (закон) и представляет раздел систематики, исследующий соподчиненные группы объектов (таксонов). Термин классификация означает систему соподчиненных понятий. Главными классификационными признаками при систематике горных пород являются:
- геологические процессы (эндогенные, экзогенные, космогенные);
- фациальные условия образования;
- вещественный состав (химический и минеральный);
- строение горных пород (текстура и структура).
В настоящее время в классификации горных пород петрографическим кодексом (1995) рекомендован следующий ряд соподчиненных таксонов:
Типы – классы – группы – ряды – семейства – виды – разновидности.

Классы магматических пород

Магматические породы по фациальным условиям (глубине образования на: плутонический, вулканический и гипабиссальный классы.
1. Плутонические породы образуются на глубинах более 3 км. Их кристаллизация осуществляется длительное время (до сотен миллионов лет)
в сочетании с явлениями дифференциации (разделении магмы на составные части), гибридизма (скрещивания), контаминации (загрязнения) и метасоматоза (привноса – выноса вещества).

2. Вулканические породы окончательно затвердевают – кристаллизуются на поверхности земли, иногда под толщей воды или льда. Эти породы содержат часто вкрапленники (фенокристы), которые выделились из расплава в глубинных условиях при остывании магмы в промежуточных магматических камерах и вынеслись магмой на поверхность земли, расплав, содержащий крупные кристаллы (вкрапленники) на поверхности земли быстро остывает, подвергается кристаллизации – затвердеванию, образуя основную массу породы. Основная масса состоит из мельчайших кристалликов (микролитов) и вулканического стекла, она имеет афанитовое (неразличимо зернистое строение).

Горная порода (Rock) - это
3. Гипабиссальные породы, являются промежуточными между вулканическими и плутоническими. Они характеризуются обычно мелкой зернистостью, порфировидным строением, но не содержат вулканического стекла, в отличие от вулканических пород. Гипабиссальные породы слагают дайки, силы, штоки и субвулканические тела (имеющих во время образования связь с поверхностью. Аналогичные породы отмечаются во внутренних частях вулканических покровов и в краевых приконтактовых зонах плутонических массивов.

Формы залегания магматических пород

Магматические горные породы слагают геологические тела, и изучение их формы и внутреннего строения является одной из важнейших задач структурной петрологии – одного из разделов петрографии.
Формы залегания магматических пород определяются многими тесно взаимосвязанными факторами: глубиной становления и механизмом внедрения магмы, тектонической структурой рам (вмещающих пород) и характером их движений во время формирования магматических тел. С учетом влияния этих факторов выделяются формы залегания интрузивных и эффузивных пород.

Формы залегания интрузивных пород
Интрузивные тела (их можно называть Плутонами или массивами) всегда формируются под более или менее мощной покрышкой вмещающих пород. В зависимости от глубины, на которой происходит становление плутонов, выделяются гипабиссальные (глубина менее 3 км), мезоабиссальные (от 3 до 10 км) и абиссальные (более 10 км) Плутоны. По характеру становления они подразделяются на простые и сложные. Простые Плутоны возникают в результате одного этапа внедрения магмы в данный участок литосферы, а сложные – в несколько этапов (фаз), причем при последовательных внедрениях состав магмы мог меняться, а интрузивные тела оказывались сложенными породами различного состава. Такие тела часто называются многофазными.

Разнообразие состава пород плутонов можно объяснить сложными процессами дифференциации (расщепления) магмы, внедрившейся в один этап (фазу). Если при этом различные типы пород распределяются в Плутоне в виде боле или менее параллельных полос, то такие Плутоны называются псевдостратифицированными, или расслоенными.
В зависимости от соотношения времени внедрения магмы и складчатости принято выделять три типа интрузивных тел: доскладчатые (доорогенные), соскладчатые (синорогенные) и послескладчатые (посторогенные).
Общепринятой генетической классификации интрузивных тел, к сожалению, пока не существует, поэтому они подразделяются на группы и типы по их отношению к вмещающим толщам. Этот признак позволяет выделить согласные (конкордатные) и несогласные (дискордатные) интрузивные тела. Первые из них залегают параллельно с плоскостями наслоения вмещающих пород, а вторые занимают секущее положение.

Согласные интрузивные тела. Интрузивная залежь, или силл, представляет собой пластообразное интрузивное тело, расположенное в горизонтально залегающих или слабодислоцированных толщах. В силах различаются верхняя (кровля) и нижняя (подошва) поверхности и приводной канал. Кровля и подошва на значительных расстояниях параллельны. Мощность таких тел может меняться от долей метра до нескольких десятков и даже сот метров. В провинции Кару (Ю. Африка) описан силл мощностью около 600 м.
Отношение площади распространения силлов к их мощности составляет (по Р. Дэли) от 10:1 до 20:1. Наиболее крупные тела занимают площади в несколько сот и даже тысяч квадратных километров. В своембольшинстве они слагаются основными породами, но встречаются интрузивные залежи и другого состава.
Наиболее развиты силы в платформенных областях в горизонтально залегающих или слабодислоцированных отложениях чехла (Сибирская, Южно-Африканская и другие платформы).

Лополит характеризуется как крупное по размерам чашеобразное интрузивное тело, опущенное в центре. Обычно лополиты обладают очень большой мощностью, измеряемой тысячами метров. В своем большинстве они слагаются основными породами, к которым в подчиненных количествах присоединяются ультраосновные, а иногда и кислые. Часто лополиты оказываются псевдостратифицированными (расслоенными) с тяготением псевдослоев ультраосновных пород к нижним горизонтам. В верхних частях некоторых лополитов залегают кислые породы, резко подчиненные по объему основным.
Лополиты приурочены к платформенным областям, и их кровля слагается слабодислоцированными толщами. Наибольшей известностью пользуются лополит Садбери в Канаде и Бушвельдский лополит в Южной Африке.

Лакколит – это караваеобразное интрузивное тело, имеющее плоское, почти горизонтальное основание и куполообразную приподнятую кровлю. На эрозионных срезах лакколиты имеют округлые или овальные очертания, по размерам это обычно небольшие интрузивные тела с диаметром от нескольких сот метров до первых километров. По форме различают симметричные и ассиметричные лакколиты, среди которых выделяются простые и сложные тела.
Горная порода (Rock) - это
Лакколиты залегают в своем большинстве в слабодислоцированных толщах – это так называемые внутриформационные лакколиты. Известны, однако, случаи их залегания на границе разновозрастных толщ, нижняя из которых обычно оказывается интенсивно дислоцированной, а верхняя – субгоризонтальной или слабоскладчатой. Такие лакколиты называются межформационными и отличаются более крупными размерами.

По способу формирования межформационные лакколиты могут быть простыми и многофазными, или сложными. Чаще всего они слагаются кислыми или субщелочными породами, магма которых имела высокую вязкость и не могла распространяться на значительные расстояния от приводного канала. Вместе с тем известны лакколиты, сложенные и основными породами. Типичные лакколиты развиты в районе Кавказских Минеральных Вод.
Факолит представляет собой линзовидное интрузивное тело, залегающее в ядрах антиклинальных складок. Возникает он в интенсивно дислоцированных толщах и имеет относительно небольшие размеры. Образование этих бескорневых интрузивных тел происходит, по-видимому, одновременно со складчатостью. Факолиты слагаются кислыми породами и встречаются реже остальных интрузивных тел.

Акмолиты характеризуются как согласные интрузивные тела, имеющие форму ножа с лезвием, направленным вверх. Залегают они в очень интенсивно дислоцированных толщах. Мощность их может меняться от первых метров и даже сантиметров до первых километров. Нередко акмолиты встречаются группами в виде субпараллельно расположенных тел значительной протяженности. В плане они имеют линзовидную форму; слагаются преимущественно кислыми породами.

Наиболее распространены акмолиты на кристаллических щитах и в фундаменте древних платформ, залегая среди кристаллических сланцев и гнейсов.
Мигматит - плутоны представляют собой огромные тела гранитоидных пород, залегающие согласно с вмещающими толщами, сложенными глубокометаморфизованными кристаллическими сланцами и гнейсами. Мигматит-плутоны не имеют четких контактов и обычно окружены серией акмолитов и мелких инъекций гранитоидного состава; слагаются гнейсовидными и полосчатыми гранитоидами.

Несогласные интрузивные тела. Дайки характеризуются как пластинообразные тела, ограниченные вертикальными или крутопадающими стенками и имеющие при относительно небольшой мощности значительную протяженность. У них различают висячий и лежачий бока, которые являются субпараллельными. Мощность даек может изменяться от нескольких сантиметров до десятков и даже сот метров. По простиранию они прослеживаются на десятки и сотни метров, а иногда и на несколько километров. Как исключение встречаются дайки очень больших размеров. В литературе описана, например, Великая дайка Родезии протяженностью более 500 км при мощности до 5 км. В таких случаях, вероятно, следует говорить не о дайке, а о дайкообразном интрузивном теле.
Дайки могут встречаться поодиночке, но часто наблюдаются группами. Сближенные группы даек называются свитами даек, в которых последние располагаются субпараллельно или радиально.

По петрографическому составу породы даек очень разнообразны (основные, кислые, средние). Образование их происходило или в один этап внедрения (простые дайки) или в результате нескольких последовательных фаз поступления магмы в одну и ту же трещину (сложные дайки). В последнем случае дайка иногда слагается несколькими типами пород. В обоих случаях в призальбандовых частях даек нередко наблюдаются зоны закалки, проявляющиеся в появлении мелкозернистых и даже стекловатых структур.
Кроме прямолинейных даек встречаются и кольцевые, которые в плане имеют форму дуги или незамкнутого кольца. Мощность таких даек может колебаться в широких пределах (от нескольких до сот метров), а диаметр кольцевых структур в различных районах меняется от сот метров до десятков километров. Для кольцевых даек характерно падение в стороны от воображаемого центра. Появление кольцевых даек связано, по-видимому, с опусканием более или менее крупных блоков вмещающих пород.

Известны также конические слои, которые отличаются от кольцевых только тем, что падение даек направлено к центру кольцевой структуры.
Воронкообразные тела ( этмолиты ) представляют собой несогласные Плутоны, пересекающие направления напластования вмещающих пород и имеющие форму воронки сужающейся к низу.
Иногда воронкообразные тела обнаруживают четкую расслоенность, подчеркнутую обособлением субпараллельных псевдослоев различного петрографического состава. Чаще всего в этмолитах преобладают основные породы, слагающие средние части тел. К их нижним частям нередко тяготеют ультрамафиты, а к верхним – породы средней основности (диориты, кварцевые диориты). Вместе с тем воронкообразные тела могут быть выполнены породами иного состава.
Штоки – это неправильной формы несогласные интрузивные тела небольших размеров. Их контактовые поверхности крутые или вертикальные. В плане штоки имеют изометричные формы с извилистыми границами. Размеры этих тел могут меняться, но обычно к штокам относят тела, площадь выхода которых на поверхность не превышает 100 км2.

Батолиты представляют собой очень крупные магматические тела неправильной формы. Р. Дэли (1936) отмечает следующие типичные особенности батолитов:
- приуроченность к складчатым поясам с общей вытянутостью интрузивных тел субпараллельно главным тектоническим осям при несогласном залегании по отношению к вмещающим породам;
- неправильную куполообразную кровлю с многочисленными выступами и провалами;
- огромный объем и исключительно широкое площадное распространение, измеряемое тысячами и десятками тысяч км2;
- однородный гранитный или гранодиоритовый состав.

Р. Дэли считал батолиты сквозными интрузивными телами, которые на глубине соединяются с магматическими очагами.
В настоящее время на основе структурно-петрографических и геофизических исследований установлено, что батолиты, как и остальные интрузивные тела, имеют не только кровлю, но и подошву, а следовательно, могут рассматриваться как огромные псевдонесогласные лакколитоподобные тела.
Вопрос о том, каким образом магма заняла то пространство, в котором размещается батолит, получил название проблемы пространства, которая остается дискуссионной. Р. Дэли и его последователи рассматривали образование батолитов как результат последовательного обрушения кровли под воздействием внедряющейся магмы. Многие исследователи считают, что эти огромные интрузивные тела образуются при активном распространении магмы по поверхностям региональных несогласий, которые являются ослабленными зонами. Широко распространены представления о возникновении гранитоидных пород батолитов в процессе метасоматической гранитизации. Сторонники этой точки зрения считают гранитные батолиты не магматическими, а метаморфическими телами, возникающими в результате замещения ранее существовавших пород породами гранитного характера без прохождения магматической стадии.

Наконец, в последние десятилетия все больше сторонников приобретает теория возникновения батолитов в ходе магматического замещения при образовании магмы на месте вмещающих пород. С этих позиций гранитоидные батолиты рассматриваются как законсервированные магматические очаги.
Интрузивные тела центрального типа ( центральные интрузивы ) характеризуются как несогласные Плутоны, имеющие грубоконцентрическое строение. В плане они имеют изометричные очертания, падение контактов крутое или вертикальное. Петрографический состав пород сложен, что связано с многофазным внедрением магмы различного состава, размещение которой контролируется тектоническими структурами кольцевого характера.

Наиболее полно изучены Плутоны центрального типа, распространенные на Урале. Они отличаются преобладанием основных пород и присутствием ультрамафитов, которые слагают центральные ядра массивов. Плутоны центрального типа известны на северо-западе Сибирской платформы ( Маймеча-Котуйская провинция), где в единых массивах присутствуют ультраосновные (дуниты, перидотиты, пироксениты) и щелочные породы, а также карбонатиты. Расположение этих типов пород в Плутонах является грубоконцентрическим.
Горная порода (Rock) - это
Трещинные тела представляют собой несогласные Плутоны вытянутой формы, приуроченные к зонам крупных линейных разрывных нарушений. В целом трещинные тела напоминают крупные по размерам дайки и могут называться дайкообразными телами. Их контактовые поверхности характеризуются как крутые или вертикальные. Петрографический состав трещинных плутонов весьма разнообразен, они могут быть сложенными гранитоидами, габброидами, сиенитами и другими типами пород. Плутоны делятся на простые и многофазные.

Основные положения генетической систематикиинтрузивных тел.
Основы генетической систематики интрузивных тел были сформулированы немецким ученым Г. Клоосом и советским исследователем академиком А.А. Полкановым. В ее основу положена зависимость форм залегания интрузивных тел от активности самой магмы и особенностей тектонической структуры и характера тектонических движений рамы (вмещающих пород) в момент внедрения.
Активность магмы может быть связана с ее химической активностью по отношению к породам рамы, с силами гравитации, заставляющими магму перемещаться в области пониженного давления, с гидростатическим давлением (приобретение магмой механической активности), с нарушением фазового равновесия, в результате чего вскипает газовая фаза и иногда образуются трубки взрыва. Все перечисленные типы активности магмы тесно взаимосвязаны и могут проявляться одновременно, но с различной интенсивностью, что зависит от глубины становления магматических тел. На больших глубинах наиболее развиты химическая и гравитационная активность, а на меньших ведущую роль играют гидростатическая активность и активность, связанная с нарушением фазового равновесия.

Тектоническая структура и характер движения рамы наряду с активностью магмы оказывают большое влияние на форму залегания интрузивных тел. Причем эти факторы оказываются резко различными для основных геоструктурных элементов земной коры – устойчивых областей (кратогенов) и подвижных (геосинклинальных) зон (орогенов). К устойчивым областям относят тектонически устойчивые участки земной коры – платформы и кристаллические щиты, а к орогенам – геосинклинальные области. Коренные отличия в строении и характере тектонических движений устойчивых и подвижных областей позволяют разделять магматические тела на два типа: интрузивные тела подвижных зон (орогенов).
Форма интрузивных тел устойчивых областей определяется типом тектонических движений в период их активизации, строением пород рамы и активностью магмы. Для устойчивых областей выделяются интрузивные тела расколов (дайки, трещинные тела) и интрузивные тела, связанные с активностью самой магмы и структурой вмещающих пород. Последние делятся на согласные (силы, лакколиты, лополиты) и несогласные тела (кольцевые дайки, Плутоны центрального типа, трубки взрыва).

Интрузивные тела подвижных зон (орогена) подразделяются на три группы: доскладчатые (доорогенные), соскладчатые (синорогенные) и послескладчатые (посторогенные).
В доскладчатый период происходит прогибание дна геосинклинали и накопление огромных масс осадков; формируются интрузивные тела, напоминающие таковые устойчивых областей (силы, лакколиты, дайки, трещинные тела), но при последующих складчатых движениях их первоначальное положение и даже форма меняются. Иначе говоря, доскладчатые интрузивные тела оказываются интенсивно деформированными.

В соскладчатый (синорогенный) период форма интрузивных тел главным образом зависит от характера движений рамы и в меньшей степени от активности магмы; возникают согласные интрузивные (факолиты) и некоторые несогласные тела (батолиты, штоки).
В послескладчатый период, наступающий в связи с замыканием геосинклинали, тектонические движения проявляются в образовании разломов, что благоприятствует образованию несогласных интрузивных тел (штоки, дайки, трещинные Плутоны).
Горная порода (Rock) - это
Формы залегания эффузивных пород
Формы залегания эффузивных пород в главных чертах определяются типом извержений, составом изливающейся магмы и рельефом местности. Обычно выделяется два типа извержений:
- трещинный, характеризующийся спокойным излиянием лавы из протяженной трещины или трещин;
- центральный, отличающийся поступлением на поверхность вулканического материала из центральных вулканических каналов ограниченных размеров.
Извержения обоих типов приводят к образованию как однотипных (потоки, покровы), так и специфических форм залегания, свойственных только центральному типу (вулканические конусы, вулканические купола, некки. Трубки взрыва и др.). Приведем их краткую характеристику.

Покровы образуются при излияниях сравнительно жидкой базальтовой лавы на относительно ровную поверхность земли. При этом лава покрывает сплошным плащом значительные по площади пространства, создавая так называемые базальтовые плато. Морфологически покровы имеют изометричные очертания или слегка вытянуты в направлении течения лавы. Мощность отдельных покровов колеблется от нескольких сантиметров до первых десятков метров. Однако поскольку базальтовое плато формируется в результате многократных последовательных излияний лавы, общая мощность вулканических пород может достигать значительных величин. Так, например, на плоскогорье Декан (Индостанский полуостров) совокупная мощность базальтовых покровов составляет в среднем 600 м.
Оригинального состава и строения покровы вулканических пород возникают при извержении некоторых вулканов центрального типа. Здесь имеются в виду случаи, когда из жерла выбрасывается своеобразная суспензия, состоящая из раскаленных рыхлых продуктов извержения и газов, которая, отлагаясь в окрестностях вулкана, создает покров игнимбритов.

Потоки представляют собой языкообразные тела эффузивных пород, возникающие при излиянии лав на неровную поверхность земли. Во всех случаях они имеют относительно небольшую ширину при значительной протяженности. Длина отдельных потоков зависит от интенсивности извержения и состава изливающейся лавы. Основные (базальтовые) лавы образуют протяженные потоки, а кислые – сравнительно короткие. Мощность потоков, также зависящая от состава лавы, может меняться от нескольких сантиметров до первых десятков метров.
Вулканические потоки и покровы в дальнейшем перекрываются относительно молодыми отложениями и имеют в геологических разрезах пластообразные формы залегания. По своим морфологическим особенностям они напоминают силы, отличаясь от них отсутствием метаморфического воздействия на вышележащие породы.

Горная порода (Rock) - это
Эти формы залегания чаще всего образуются при излиянии базальтовых или андезитовых лав, которые обладают относительно невысокой вязкостью.
Вулканические конусы возникают в связи с деятельностью вулканов центрального типа, в результате которой происходит скопление значительных масс вулканического материала около жерла вулкана. В зависимости от преобладающего состава вулканических продуктов различают лавовые ( гавайский тип), лавово-туфовые и туфовые вулканические конусы, которые редко сохраняются в геологической летописи и обычно уничтожаются эрозионными процессами.
Горная порода (Rock) - это
Вулканические купола образуются в вулканах центрального типа при закупорке жерла очень вязкой лавой. Если вулканический купол не выходит на поверхность, то он называется эндогенным. Вместе с тем во многих случаях вязкая, затвердевающая лава выталкивается из кратера вулканнна и образует выступающие на поверхность купола, иглы, пики, которые называются экзогенными и иногда достигают значительной высоты ( до десятков и даже сотен метров). Так, например, игла вулкана Мон-Пеле в период своего наибольшего развития имела высоту около 300 м.

Вулканические некки (жерловины) представляют собой тела цилиндрической формы, возникающие в результате заполнения подводящего канала (жерла) вулкана застывшей лавой или туфовым материалом. В плане они имеют округлые или овальные очертания, их диаметр может быть весьма различным для разных районов (от нескольких метров до первых километров).

Трубки взрыва представляют собой трубообразные тела, возникающие при взрывном характере извержений. В отличие от обычных некков трубки взрыва выполняются обломочными продуктами извержений со значительной примесью обломков пород, слагающих стенки трубки и более глубокие горизонты. На глубине трубки взрыва меняют свой диаметр и могут переходить в дайкообразные тела. Наиболее известны кимберлитовые трубки взрыва, часто являющиеся алмазоносными.
Кроме описанных форм залегания вулканических пород, при извержениях возникают огромные скопления рыхлых продуктов, которые после цементации образуют пласты вулканических туфов.
Минералогический состав магматических пород

Магматические породы в своем большинстве слагаются агрегатами кристаллических зерен, к которым иногда присоединяется некоторое количество вулканического стекла. Ведущую роль в магматических породах играют разнообразные силикаты, и только в незначительных количествах могут присутствовать минералы других групп.

Характер минеральных парагенезисов в первую очередь определяется составом магмы, из которой они возникают. Определенное влияние на состав минералов оказывают также условия кристаллизации магмы, что наиболее четко проявляется при сравнении минералогического состава интрузивных и эффузивных пород. Первые из них образуются в условиях медленного и постепенного остывания при сохранении флюидных компонентов, что приводит к формированию равновесных минеральных парагенезисов, а вторые, возникающие в условиях быстрого падения температуры и низкого давления, отличаются присутствием неравновесных минеральных ассоциаций и частым наличием вулканического стекла.
Горная порода (Rock) - это
Все минералы, слагающие магматические породы, по своей количественной роли разделяются на главные и второстепенные, а по происхождению – на первичные и вторичные.
Главные и второстепенные минералы

Главные минералы присутствуют в магматических породах в значительных количествах. К ним относят составные части пород, присутствующие в количествах более 5%. По наличию главных породообразующих минералов проводится определение пород.
Среди главных минералов выделяются салические и фемические.
Горная порода (Rock) - это
Салические минералы названы по главным химическим элементам, которые входят в их состав (Si, Al). Катионами в них могут являться К, Na, Ca, присутствующие в различных количествах и сочетаниях. К салическим относятся калинатровые полевые шпаты, плагиоклазы, фельдшпатоиды и кварц. Несмотря на большие различия в составе, они характеризуются некоторыми общими свойствами. Салические минералы макроскопически чаще всего светлоокрашенные, а под микроскопом – бесцветные, имеют низкие двупреломление и показатели преломления. В связи с этим их называют светлоокрашенными.

Фемические минералы отличаются от салических постоянным присутствием магния и железа, по начальным буквам которых они и получили свое название (феррум, магниум). К этой группе минералов относятся оливины, ортопироксены, клинопироксены, амфиболы и слюды. Все они макроскопически имеют обычно темную окраску, а под микроскопом характеризуются повышенными показателями преломления и часто высоким двупреломлением. Их называют темноцветными, или цветными.
Горная порода (Rock) - это

Содержание главных породообразующих минералов меняется в различных магматических горных породах в очень широких пределах.
Первичные и вторичные минералы

Первичными называют минералы, которые образуются в процессе кристаллизации магматических расплавов или в результате реакционного взаимодействия собственно первичных минералов с магматическим расплавом или его флюидной фазой.
Реакционные первичные минералы могут возникать на различных стадиях кристаллизации магмы, в связи с чем выделяются породы магматической, пневматолитовой и гидротермальной стадий.

Горная порода (Rock) - это
К минералам магматической стадии относятся часто ортопироксены, иногда клинопироксены и амфиболы. Реакционные минералы пневматолитовой и гидротермальной стадий ( мусковит, турмалин, флюорит, канкринит, содалит и др.) образуются за счет собственно первичных при их взаимодействии с флюидной фазой магмы.

Горная порода (Rock) - это
Вторичные минералы возникают за счет первичных в результате процессов выветривания или при воздействии относительно поздних гидротермальных растворов. Степень замещения первичных минералов вторичными бывает весьма различной – от образования отдельных зерен до полного замещения первичного минерала.

Горная порода (Rock) - это
Типичными вторичными минералами являются серпентин по оливину и ортопироксену, хлорит по биотиту, клиноцоизит, кальцит, серицит, пелит по полевым шпатам, эпидот по некоторым темноцветам, актинолитовая роговая обманка по клинопироксену и многие другие. Иногда в качестве вторичных появляются биотит, кварц, альбит, обычно являющиеся первичными. При изучении вторичных минералов следует иметь в виду, что некоторые из них могут оказаться реакционными первичными.
Краткая характеристика главных породообразующих минералов

Как уже отмечалось, количественные содержания главных породообразующих минералов меняются в различных типах пород в очень широких пределах. Имеющиеся подсчеты среднего минералогического состава магматических пород дают следующие результаты: плагиоклазы – 47 %, ортоклаз – от 16 до 18 %, кварц – от 10 до 12 %, фемические минералы – от 19 до 20 %. Акцессорные – около 5 %.
Приведем очень краткую характеристику главных породообразующих минералов.
Плагиоклазы представляют собой гетеровалентные изоморфные смеси альбитовой и анортитовой составляющих. В зависимости от содержания анортитовой молекулы плагиоклазы подразделяются на 100 номеров: альбит (№ 0 -10), олигоклаз (№ 10-30), андезин (№ 30-50), лабрадор (№ 50-70), битовнит (№ 70-90) и анортит (№90-100). При этом альбит обычно рассматривается вместе с калинатровыми полевыми шпатами как щелочной полевой шпат.

Горная порода (Rock) - это
Кроме того, по содержанию оксида кремния выделяются кислые (альбит, олигоклаз), средние (андезин) и основные (лабрадор, битовнит, анортит) плагиоклазы. Они входят в состав большинства групп магматических пород, но их содержание подвержено очень большим колебаниям – от 0 до 100 %. Классификационное значение этой группы минералов очень велико: по их основности выделяются некоторые группы (габбро, диориты) и многочисленные разновидности пород. В связи с этим большое значение имеет точное определение состава плагиоклаза.

Горная порода (Rock) - это
Калинатровые полевые шпаты по распространенности также занимают ведущее место среди главных минералов. По составу это изоморфные смеси ограниченной смесимости ортоклазовой и альбитовой составляющих. Крайними членами в ряду этих минералов являются калиевые (ортоклаз, микроклин, санидин) и натровые (альбит) типы. Кроме того, выделяются натрово-калиевые (натровый ортоклаз, микропертиты) и калинатровые разновидности, представленные анортоклазом и антипертитами.

Классификационное значение калинатровых полевых шпатов весьма значительно: по их содержанию выделяются группы (сиениты), виды и разновидности пород.

Кварц является весьма распространенным минералом в магматических породах, богатых оксидом кремния. Его содержание подвержено колебаниям от 0 до 40 % (реже более). Кроме кварца в некоторых эффузивных породах изредка встречаются и такие модификации кремнезема, как тридимит и кристобалит.

Классификационное значение кварца очень велико. По высокому содержанию этого минерала выделяются породы группы гранита-липарита, а также разновидности во многих других группах.
Фельдшпатоиды встречаются только в относительно редких породах. Наиболее типичны такие минералы, как нефелин и лейцит, содалит, нозеан, гаюин и др. Присутствие фельдшпатоидов свидетельствует о бедности пород кремнеземом. Содержание их может меняться от нескольких до 100 %. По концентрации этих минералов выделяются группы фельдшпатоидных пород, а также многочисленные их виды и разновидности.

Горная порода (Rock) - это
Фемические (темноцветные) минералы могут присутствовать в магматических породах в резко различных количествах – от 0 до 100 %. Как уже указывалось, к фемическим компонентам относятся оливины, ортопироксены, клинопироксены и слюды. Классификационное значение этих минералов в отдельных случаях очень велико: породы, целиком сложенные темноцветами, выделяются по этому признаку в отдельную группу ультрамафитов. Количественное содержание и характер темноцветных компонентов находит отражение в названиях многих видов и разновидностей магматических пород.
Приведем краткую характеристику отдельных темноцветных минералов.
Оливины представляют собой непрерывные изоморфные смеси форстеритовой и фоялитовой молекул, по относительному содержанию которых выделяются форстерит, хризолит, гиалосидерит, гортоналит, фаялит. В магматических породах наиболее распространены магнезиальные разновидности (форстерит, хризолит), значительно реже встречаются гиалосидерит, гортонолит и фаялит. Оливины встречаются во многих породах, бедных оксидом кремния, в различном количестве. По их содержанию выделяются некоторые типы пород (дуниты, перидотиты), а также многочисленные разновидности. Присутствие оливина всегда отражается в названии породы.

Горная порода (Rock) - это
Ортопироксены представляют собой изоморфный ряд энстатита и ферросилита. В природе встречаются энстатит (существенно магниевый ортопироксен), бронзит и гиперстен. Ортопироксены присутствуют во многих группах пород за исключением фельдшпатоидных и используются для определения видов и разновидностей пород. В отдельных случаях их содержание может возрастать до 70 (некоторые перидотиты) и даже до 100 % (пироксениты).
Клинопироксены также относятся к метасиликатам и являются весьма распространенными фемическими минералами многих магматических пород. Из них наиболее часто встречаются диопсид и авгит.
Диопсид образует изоморфные смеси с геденбергитом,клиноэнстатитом и эгирином, а авгит с диопсидом и эгирином.

Горная порода (Rock) - это
Горная порода (Rock) - это
Горная порода (Rock) - это
Изоморфные смеси диопсида с геденбергитом и клиноэнстатитом и авгита с диопсидом очень широко распространены во многих группах пород и часто имеют определяющее значение. Они используются для выделения типов ультрамафитов (пироксениты, перидотиты) и разновидностей многих пород.
Особую роль играют клинопироксены щелочного ряда (эгирин, эгирин-авгит, эгирин-диопсид). Они типичны для пород с повышенным содержанием щелочей и часто ассоциируют с калинатровыми полевыми шпатами и фельдшпатидами. Классификационное значение щелочных клинопироксенов заключается в выделении разновидностей пород.

Горная порода (Rock) - это
Горная порода (Rock) - это
Амфиболы яляются весьма распространенными фемическими минералами и характеризуются значительно более сложным составом, чем клинопироксены. Часть кремния может замещаться Al. Катионы представлены различными комбинациями. В некоторых амфиболах существенную роль играет Ti.
В магматических породах в качестве первичных минералов встречаются только некоторые разновидности группы амфиболов: обыкновенная роговая обманка, керсутит, баркевикит, базальтическая роговая обманка, а также щелочные амфиболы (арфведсонит, рибекит). Обнаруживается определенная зависимость между характером амфибола и составом пород. Так, обыкновенная роговая обманка характерна для гранитов, диоритов и сиенитов, керсутит – для габбро, некоторых ультрамафитов, а щелочные амфиболы – для пород, содержащих фельдшпатиды или значительные количества калинатровых полевых шпатов.

Классификационное значение амфиболов сравнительно невелико. Они используются при выделении разновидностей пород в различных группах. Только среди ультрамафитов известны породы, целиком сложенные роговой обманкой (горнблендиты).
Слюды являются очень распространенными породообразующими минералами. Наиболее часто в магматических породах в качестве собственно первичного минерала встречается биотит, реже – флогопит, менее распространен мусковит, который образуется как реакционный пневматолитовый минерал.

Горная порода (Rock) - это
При характеристике слюд и особенно биотита придается большое значение их железистости. При этом наблюдается зависимость железистости биотита от состава магмы. Так, для ультрамафитов типичны магнезиальные разности слюд (флогопит), маложелезистый биотит характерен для габбро и диоритов, а высокожелезистый лепидомелан встречается в гранитах, сиенитах и фельдшпатоидных породах.
Строение магматических горых пород

Особенности строения горных пород зависят от условий их образования и выражаются текстурами и структурами.
Текстура – совокупность признаков строения горных пород, отражающих особенности расположения составных частей и заполнения пространства. Текстуры пород обычно изучают макроскопически, причем наиболее важные особенности текстур возможно получить в поле при изучении обнажений. Тип текстуры зависит от условий кристаллизации и от от влияния внешних факторов, особенно условий давления, на формирующуюся породу.

Структура – строение пород определяющееся степенью кристалличности, абсолютными и относительными размерами зерен, формой и взаимоотношением минералов или минералов и вулканического стекла. Степень кристалличности, абсолютный и относительный размеры зерен отчетливо устанавливается макроскопически, в поле и позволяют относить породу к плутоническому, гипабиссальному или эффузивному классам. Форму зерен, их взаимоотношение надежно можно изучить только под микроскопом.
Структурные и текстурные признаки не всегда могут быть четко разграничены, иногда они «сливаются». Особенно это касается пород, сложенных призматическими, отчетливо удлиненными кристаллами, субпараллельно (суб - почти) ориентированными в пространстве. Примером является пилотакситовая структура, характеризующаяся наличием мельчайших призматических кристаллов, образующих потоки; эту особенность в строении породы характеризует трахитоидная текстура.

Текстуры магматических пород

Выделяют текстуры по двум главным признакам: по способу заполнения пространства и взаимному расположению частей породы. По способу заполнения пространства различают пористую, миндалекаменную и плотную текстуры.
Пористая текстура определяется наличием в породе округлых или неправильных пор (пустот). Возникает в результате выделения газов при затвердевании эффузивных пород.
Миндалекаменная текстура образуется в эффузивной породе в пост магматический этап при заполнении пустот вторичными минералами – опалом, халцедоном, кварцем, карбонатами, хлоритом, эпидотом, цеолитами и др.

Горная порода (Rock) - это
Плотная текстура характеризуется тесным соприкосновением всех составных частей породы. Она характерна для плутонических, большинства гипабиссальных и некоторых эффузивных пород.
Большее разнообразие текстур типично для пород с различным расположением составных частей. Главными из них являются однородные и неоднородные.
Однородная (массивная) текстура характеризуется равномерным распределением минеральных компонентов в пространстве, при котором порода в любом участке имеет одинаковый состав и строение. Такая текстура свидетельствует об однородности условий затвердевания в пределах всего магматического тела или какой-то его части. Эта текстура является типоморфной для магматических пород в отличие от широко распространенных слоистых текстур осадочных пород и сланцеватых текстур метаморфических пород.
Такситовая, или шлировая, текстура определяется наличием отдельных участков породы, отличающихся друг от друга по цвету, минеральному составу и строению.
Полосчатая текстура – разновидность такситовой, обусловленная чередованием полос разного состава, цвета и строения. Очень характерна для габбро.

Горная порода (Rock) - это
Директивная текстура характеризуется ориентированным расположением минералов в породе. Выделяют разновидности: гнейсовидную – при ориентированном расположении темноцветов и трахитоидную – при ориентированном расположении полевых шпатов.
Флюидальная текстура свойственна стекловатым и полустекловатым эффузивным породам, в которых отчетливы следы течения.
Структуры магматических пород

Степень кристалличности – признак, на основании которого выделяют три типа структур:
- полнокристаллическая структура характерна для пород, образовавшихся в глубинных условиях, при медленном охлаждении и наличии в магме, растворенных летучих компонентов;

- неполнокристаллическая структура, свойственна породам, кристаллизующимся в гипабиссальных условиях;

- стекловатая структура, возникает при быстром охлаждении магмы, что типично для лавовых образований.

В зависимости от размера зерен различают структуры
явнокристаллические (фанеритовые), зерна которых различимы невооруженным глазом, и скрытокристаллические (афанитовые), зерна которых не различимы без микроскопа.
По абсолютным размерам зерен среди явнокристаллических пород выделяют крупнозернистые (средний размер зерен 5-10 мм), среднезернистые (1-5 мм) и мелкозернистые (0,5-1 мм).
По относительным размерам зерен различают равномернозернистые и неравномернозернистые породы. Равномернозернистые структуры характеризуются примерно одинаковым размером зерен главных породообразующих минералов. Среди неравномернозернистых структур выделяют порфировидные и порфировые структуры.
Порфировидные структуры обусловлены наличием крупных кристаллов на фоне полнокристаллической основной массы породы. В том случае, когда порфировые выделения обильны и соприкасаются между собой, а мелкозернистая масса выполняет оставшиеся промежутки, - такая структура называется криптовой.

Порфировые структуры характеризуются наличием хорошо образованных кристаллов ( порфировых вкрапленников, или фенокристов), погруженных в афанитовую массу породы. Указанные структуры образуются в две стадии: вначале, на глубине выделяются наиболее тугоплавкие минералы, свободно растущие в магматическом расплаве; в последствие, при подъеме магмы в верхние холодные слои земной коры или излиянии лавы на поверхность и быстрого остывания образуется неразличимо зернистая или неполнокристаллическая основная масса породы.
Структуры по форме зерен и взаимоотношениям минералов
Форма минеральных зерен и их взаимоотношения зависят от кристаллографического габитуса и степени идиоморфизма минералов.
Габитус минералов может быть призматический, таблитчатый, игольчатый, чешуйчатый, изометричный и именно он создает общий структурный облик породы.

Идиоморфизмом называется степень совершенства кристаллографических форм минералов, зависящая от порядка выделения минералов и от их кристаллизационной силы. По степени идиоморфизма выделяют минералы идиоморфные (идиос - собственный), имеющие хорошо развитые кристаллографические грани; гипидиоморфные (гипо – под, не вполне), имеющие частично собственные грани, а частично ограничения обусловленные формой граней контактирующих минералов; ксеноморфные, или аллотриоморфные (ксено, аллетриос - чуждый), не имеющие собственных граней, их контуры полностью определяются соседними минералами.

Панидиоморфнозернистая структура характеризуется совершенным идиоморфизмом минералов, слагающих породу. Структура типична для мономинеральных или почти мономинеральных пород (дунитов, пироксенитов).

Гипидиоморфнозернистые структуры характерны для полиминеральных пород с различной степенью идиоморфизма слагающих их минералов.
Офитовая структура. Плагиоклаз идиоморфен по отношению к пироксену, который выполняет промежутки между идиоморфными призмами или таблицами плагиоклаза. При этом можно различать разновидности структуры:
- собственно офитовая – размеры зерен плагиоклаза и пироксена более или менее одинаковы. Каждый отдельный промежуток между призмами плагиоклаза занят обычно одним неделимым авгитом;

- пойкило-офитовая – плагиоклазовые кристаллы значительно мельче авгитовых зерен и заключаются в них в виде пойкилитовых вростков;

- долеритовая – зерна авгита меньше отдельных промежутков между плагиоклазовыми кристаллами и каждый из таких промежутков занят обычно несколькими зернами авгита;

- толеитовая – в некоторых случаях в долеритах вместе с авгитом в промежутках между плагиоклазами попадаются отдельные участки стекла или полустекловатой основной массы.

Гранитовая структура – цветные минералы и плагиоклаз идиоморфны, натриево-калиевые полевые шпаты и кварц – ксеноморфны. Структура характерна для гранитов, гранодиоритов, кварцевых сиенитов, кварцевых диоритов.

Гранулитовая структура или аплитовая. Ксеноморфизма кварца не видно. Он и щелочной полевой шпат одинаково идиоморфны или даже кварц местами более идиоморфен (собственно гранулитовая структура).

Призматическизернистая структура характерна для некоторых безкварцевых или с малым его содержанием пород. Общий облик структуры определяется преобладанием призматически развитых кристаллов полевого шпата.

Пойкилитовая структура характеризуется наличием многочисленных включений зерен одного или разных минералов в значительно более крупных зернах другого минерала.
Сидеронитовая структура определяется резким ксеноморфизмом рудного минерала, цементирующего относительно идиоморфные зерна прозрачных минералов. Структура характерна для рудных пироксенитов, перидотитов, габбро.
Монцонитовая структура характеризуется резко выраженным идиоморфизмом плагиоклаза, включенного в крупные ксеноморфные зерна ортоклаза, при отсутствии кварца.
Агпаитовая структура обусловлена идиоморфизмом нефелина и отчасти натриево-калиевого полевого шпата, темноцветные минералы ксеноморфны. Структура характерна для некоторых нефелиновых пород.

Аллотриоморфнозернистые структуры. В этом типе структур минералы, слагающие породу, не имеют собственных кристаллографических очертаний.
Габбровая структура развита в породах состоящих из плагиоклаза и пироксенов, характеризуется почти одинаковым идиоморфизмом этих минералов. В разных участках породы то пироксен, то плагиоклаз более идиоморфен.

Реакционные структуры
Реакционные структуры – общее название структур горных пород со следами реакции между компонентами породы и магматическим расплавом (келифитовая, коронная, мирмекитовая и др.)
Выделяющиеся во время кристаллизации магмы минералы могут при дальнейшем течении этого процесса изменить свою форму вследствие резорбции их, т.е. вследствие нового растворения их в магме. Они принимают при этом обычно округлый вид, иногда с бухтообразными изгибами очертаний. Резорбция и обратное растворение может быть результатом двоякого рода причин. Во-первых, этот процесс возможен при изменении внешних условий – давления и температуры или при изменении состава магмы вследствие выделения, например, газов или ассимиляции чуждых магме пород. Выделение газов также обычно связано с изменением внешних условий, именно давления. Само собой понятно, что повышение температуры во время кристаллизации может вызвать растворение уже выделившихся частей.

Во-вторых, коррозия уже выделившихся кристаллов магмой естественно может наступить в случае существования так называемой инконгруэнтной точки соединения на кривой плавкости системы минералов, которую представляет магматический расплав. В этом случае, уже выделившийся минерал на определенной стадии перекристаллизации, т.е. при определенной температуре делается неустойчивым в растворе, вступает с последним в реакцию с образованием нового соединения.Из расплава, содержащего менее 61 % оксид кремния при остывании сначала кристаллизуется форстерит и остающийся расплав обогащается оксидом кремния. При температуре 1557С выделившийся форстерит опять начинает растворяться, и кристаллы его резорбируются. Вместе с тем выделяется клиноэнстатит. Это явление может объяснять обычные округленные оплавленные формы оливина в изверженных породах.

Горная порода (Rock) - это
С процессом дальнейшего изменения уже выделившихся кристаллов связано в некоторых случаях образование каемок реакции (reaction rims). На границе двух каких-нибудь минералов, вследствие взаимодействия между ними образуется слой третьего минерала, их разделяющий. Так между оливином и плагиоклазом возникает кайма амфибола, между магнетитом и полевым шпатом – биотит и т.д.

Горная порода (Rock) - это
Разновидностью таких кайм взаимодействия являются келифитовые каймы, представляющие венцы радиально расположенных призмочек амфибола около граната или оливина.
В других случаях каймы реакции возникают вследствие взаимодействия выделившегося минерала и магмы, как это вероятно мы имеем в примере оливина и ромбического пироксена. Последний образует каймы-венчики около зерен оливина. Эта особенность характерна для друзитовой или венчиковой структуры (corona-structure).
Кроме венцов ромбического пироксена вокруг оливина, к числу первичных, магматических образований такого рода относятся в некоторых случаях каймы амфибола около пироксена, слюды около оливина. Сюда же надо причислить некоторые каемки магнетита, напр., «опацитовые» непрозрачные каймы около амфиболов и слюд в эффузивных породах.

Ж. Седерхольм (1916) предложил название «синантектических минералов» для таких продуктов взаимодействия между двумя прилежащими минералами. Они образуют каймы реакции, венцы друзитовой структуры, келифитовые венцы. К числу таких же продуктов взаимодействия относятся и мирмекитовые прорастания. Далеко не всегда способ образования их ясен. Они могут быть и первичными, и вторичными. В последнем случае такие образования могут возникнуть при циркуляции магматических растворов (газообразных и жидких) в последние моменты остывания изверженной породы, т.е. в так называемую эпимагматическую фазу.
При подобных же условиях, но под влиянием растворов, приносимых из вне из другой магматической массы, например, при контактовом метаморфизме изверженных пород под влиянием последующих интрузий и при региональном метаморфизме; мирмекитовые прорастания и келифитовые каемки распространены в метаморфических породах.

Структуры прорастания и распада
Пегматитовая структура представляет собой сростки двух минералов, обычно кварца и калиевого полевого шпата, причем калишпат образует крупные выделения, проросшие одинаково ориентированными индивидами кварца. Все вростки кварца в одном зерне калишпата гаснут одновременно. Очертания вростков приближаются к полигональным или угловатым контурам в поперечных сечениях и прямолинейно-удлиненным в продольных. Поперечные сечения и дают письменную картину прорастания. Ориентировка кварца и полевого шпата закономерна, но законы еще не изучены.

Необходимо иметь в виду, что пегматитовидные прорастания одного минерала другим могут образоваться и вторичным путем при явлениях метасоматического разъедания одним минералом другого. Примеры таких явлений изучены на сульфидах при вторичных процессах обогащения в рудных жилах.
Кроме кварца и полевого шпата пегматитовидные срастания обнаружены для многих пар минералов: полевой шпат и нефелин, плагиоклаз и ромбический пироксен, шпинель и магнетит и т.д.

Горная порода (Rock) - это
Мирмекиты. От микропегматитовых (гранофировых) прорастаний кварцем полевого шпата отличаются прорастания мирмекитовые. В них мы имеем также кварцевые вростки в полевом шпате, гаснущие одновременно при вращении столика микроскопа. Но в этом случае мы имеем прорастания кварцем не ортоклаза или калинатрового полевого шпата, а плагиоклаза. Мирмекитовые вростки наблюдаются в плагиоклазе обычно на границе с калиевым полевым шпатом и никогда в соседстве с кварцем, что, наоборот, очень часто видим в микропегматитах. Нет постоянного соотношения между каймой мирмекитового прорастания и окруженным зерном полевого шпата. Чем основнее порода, тем основнее плагиоклаз мирмекита. Чем кислее плагиоклаз мирмекита, тем меньше вростков кварца. Главное отличие формы прорастания кварца – червеобразно изгибающиеся и расходящиеся вростки (gartz vermicule). Мирмекиту приписывают вторичное происхождение, в котором кварц появляется как товар реакции, или при превращении калиевого полевого шпата в плагиоклаз, или при распаде содержавшегося в твердом растворе в калиевом полевом шпате кальциевого алюмосиликата и превращении его в анортит, или приписывают его появление воздействию растворителей при высокой температуре. Наконец, его рассматривают и как эвтектику первичную или вторичную.

Пертиты и антипертиты. Весьма интересными и важными являются закономерные срастания разных полевых шпатов плагиоклаза (обычно кислого, чаще всего альбита) и ортоклаза или микроклина (иногда другого калинатрового полевого шпата, близкого к ортоклазу). Это пертиты и микропертиты. Такие прорастания могут быть различного вида, но общим признаком является то, что альбит (или редко кислый плагиоклаз) прорезывает калиевый полевой шпат в виде выклинивающихся, иногда чечевицеобразных жилок, располагающихся очень часто по так называемой мурчисонитовой спайности (701) и (801) или по другим плоскостям (100). (001). Когда (редко ) альбит преобладает (так наз. антипертит), вещество калиевого полевого шпата остается вростками в виде пятен среди альбита. По происхождению можно различать следующие типы микропертитов:
- микропертиты, образовавшиеся при раздельной и одновременной кристаллизации калиевого и натрового полевого шпата. Это эвтектические образования постоянного состава около 60 % Ab и 40 % Or. Альбитовые вростки равномерно в виде линзообразных включений пронизывают вещество калиевого полевого шпата. Они все более или менее одинаковой величины и кристалл микропертита в скрещенных николях кажется как бы покрытым ровной рябью.

- пертиты распада в твердом состоянии. Это наиболее распространенный тип. При высоких температурах кристаллизации K и Na полевые шпаты способны в большей степени смешиваться в виде твердого раствора вплоть до образования непрерывного ряда (в эффузивных породах). При охлаждении эти твердые растворы распадаются, альбит выделяется в виде жилочек, рассекающих калиевый полевой шпат (ортоклаз- (или) микроклин-пертиты). Отношение этих компонентов не постоянное, ортоклаз обычно преобладает, и на его фоне несколько изгибаясь, часто с неровными контурами выделяются при скрещенных николях более сильно двупреломляющие жилки альбита.

- вторичные пертиты замещения. Прорастание ортоклаза жилками альбита может получиться и вследствие отложения вещества альбита по трещинам после образования калиевого полевого шпата, причем это отложение может происходить метасоматически. К такому типу относятся пертиты, в которых альбитовые вростки являются, например, отпрысками облекающей снаружи альбитовой каймы.

Пойкилитовые прорастания. В случае пегматитовых и пертитовых прорастаний вростки минерала, имеющего меньшее развитие, ориентированы закономерно по отношению к включающему их кристаллу, между собой они параллельны. Это легко обнаруживается из того, что при скрещенных николях они гаснут одновременно. В пойкилитовых прорастаниях нет закономерной связи между вмещающим зерном и вростками. Последние расположены в самой разнообразной ориентировке и представляют ничто иное, как включения зерен одного минерала в теле другого. Эти вростки называют иногда хадакристаллами (san danw–содержать в себе), а вмещающие их зерна – ойкокристаллами («хозяевами»). Пойкилитовые вростки часто имеют вид корродированный и округленный. Срастания этого типа можно различать по относительному количеству и относительным размерам ойкокристаллов и хадакристаллов. Одну из особенно важных разновидностей пойкилитовых структур представляет, например, пойкилоофитовая структура некоторых диабазов и долеритов. В этом случае идиоморфные таблички или призмы плагиоклаза, разнообразно ориентированные, заключены в виде вростков в более крупных зернах пироксена.

Обычны пойкилитовые вростки оливина в пироксенах и особенно в амфиболах у перидотитов.
В случае тонкого строения структура эта называется микропойкилитовой. Из микропойкилитовых срастаний отметим распространенные в основной массе кварцевых порфиров микропойкилитовые срастания полевого шпата, различно ориентированные, иногда расположенные потоками, переполняют в виде включений более крупные зерна кварца.
Кислые лавы, теряя минерализаторы, становятся тугоплавкими, и кристаллизация их происходит вероятно при высокой температуре, вероятно выше 850-900С. При таких условиях свободный кремнезем выделяется в виде тридимита. Но при дальнейшем понижении температуры тридимит превращается в кварц. Это превращение сопровождается собирательной кристаллизацией таким образом, что целые группы зерен тридимита превращаются в одно неделимое кварца, и микролиты полевого шпата после такой перекристаллизации оказываются захваченными внутри этих зерен кварца в виде хадакристаллов. На возможность такого объяснения происхождения микропойкилитовой структуры основной массы кварцевых порфиров указывают, наблюдающиеся иногда в этих породах псевдоморфозы кварца по пластинчатым формам тридимита.

Может быть подобное же объяснение приложимо к случаю очень резко выраженной пойкилитовой структуры в амфиболовых перидотитах, где собирательная перекристаллизация могла произойти при превращении пироксена в амфибол.
В других случаях пойкилитовых срастаний хадакристаллы являются просто вростками, захваченными при росте ойкокристаллов. Ойкокристаллы могут появиться как позднейшее образование даже в эпимагматическую фазу образования породы или вследствие реакции в магме. Корродированный округлый вид хадакристаллов может указывать на это.
Структуры основной массы эффузивных пород

Основная масса афанитовых пород может быть сложена целиком микролитами – мелкими кристалликами размером менее 0,05 мм, видовой состав минералов которых еще можно определить; микролитами и вулканическим стеклом или только стеклом.
Стекловатая структура свойственна породам состоящим в основном из вулканического стекла, в котором возможно присутствие редких микролитов.

Стекло представляет крайне вязкий переохлажденный раствор, в котором атомы и группы атомов расположены в беспорядке, как в жидкости, не образуют правильных систем решеток, свойственных твердому кристаллическому веществу. Такое состояние является неустойчивым, и порода очень медленно, но самопроизвольно раскристаллизовывается, атомы перегруппировываются в правильные системы. Стекло, как говорят, расстекловывается, превращаясь в агрегат мельчайших кристаллических элементов. Мы поэтому знаем сравнительно мало палеозойских пород с сохранившимся стеклом, хотя такие породы известны. Обычно стекло превращается в скрытокристаллический агрегат неясно индивидуализированных минералов. Расстеклование идет быстрее при повышении температуры, когда увеличивается скорость перегруппировки, и при повышении давления, благоприятствующего образованию более плотного кристаллического состояния вместо аморфного. В древних лавах, подвергавшихся термальному и динамическому метаморфизму, стекло не встречается. Расстеклованию способствует также циркуляция вод по трещинам и поверхностям отдельности стекловатых пород. Этим, вероятно, объясняется, что расстеклование начинается около перлитовых трещин и линий флюидальности в полосчатых лавах. Кроме такого вторичного расстеклования в лавах первично возникают образования как бы стоящие на рубеже аморфного и кристаллического состояния.

Горная порода (Rock) - это

Так, в вулканических стеклах, особенно риолитового и дацитового состава, встречаются мельчайшие образования, известные под названием кристаллитов. Обычно эти образования не действуют на поляризованный свет. Они представляют лишь эмбрионы, из которых развиваются скелетные кристаллы или микролиты, представляющие уже индивидуализированное кристаллическое вещество. В кристаллитах еще не выражаются индивидуальные свойства кристаллического вещества, хотя по различным косвенным, признакам, их иногда можно отнести к определенному минеральному виду. Главные типы кристаллитов следующие:
Глобулиты – крайне мелкие сферообразные ядрышки. Иногда они образуют скопления в виде неправильных клочьев мути, называемые кумулитами, иногда более тесно сформировались в сферические массы – глобосфериты. Возможно, что дальнейшая индивидуализация кристаллического вещества в последних превращает их в сферолиты (см. ниже). Когда глобулиты располагаются в ряд в виде цепочки или нити бусинок, они образуют маргариты: более плотное слияние их в полочкообразные тельца приводит к образованию цилиндрических с закругленными концами лонгулитов или иглообразных белонитов или спикулитов. Изгибающиеся волосообразные образования такого же рода называются трахитами. Скопулитами называют мельчайшие образования в виде перьев или опахал, встречающиеся в пехштейнах Шотландии, где им приписывается роговообманковый состав.

Как бы промежуточную степень индивидуализации минералов между стекловатым и кристаллическим строением породы можно рассматривать далее сферолитовую структуру. Из аморфной стекловатой массы выделяется анизотропное кристаллическое вещество того или иного минерала, но не в виде образованных кристаллов, а в форме тонких, вытянутых в одном направлении волокон, растущих из общего центра и группирующихся в более или менее совершенно образованные шарообразные скопления с радиально-лучистым строением – сферолиты.
Сферолиты иногда относят к текстурным признакам породы, но с одинаковым, или даже может быть с большим основанием, мы можем видеть в этих особенностях строения признаки структуры, обусловленные формой и взаимным отношением выделяющихся зачаточных кристаллических элементов-волокон.

В некоторых случаях состав сферолита отвечает одному минералу, обычно полевому шпату. Это будут так называемые сферокристаллы. Псевдосферолитами называют такие же образования из лучей разных минералов. Фельзосферолитами называют сферолиты, состоящие из щелочного полевого шпата и кварца или тридимита в эвтектическом отношении. Иногда наблюдаются непосредственные переходы сферолитов в крупно и микропегматитовые сростки кварца и полевого шпата. В сферокристаллах, состоящих из одного полевого шпата, промежутки между его волокнами иногда пропитаны стеклом.
Образование сферолитов происходит в относительно вязкой среде. В некоторых случаях можно видеть, как сферолиты пересекают линии, отмечающие структуру флюидальных потоков, получившихся при течении той вязкой тестообразной массы, какую представляла лава при образовании сферолитов. В других случаях несовершенные сферолиты развиваются около трещин, при чем их волокна растут из центров на стенках таких трещин. Здесь ясно видно, что стекловатая масса, в которой развивались сферолиты была уже вязкой настолько, что она была способна давать трещины.

Фельзитовая структура представляет собой тонкокристаллический агрегат кварца и полевого шпата, отдельные зерна которых трудно различимы. Иногда среди фельзитовой массы породы встречаются сферолитовые образования. Структура характерна для кислых эффузивов.

Вариолитовая структура представляет разновидность сферолитовой структуры, встречающейся в основных породах. Состав сферолитов несколько отличается от состава включающей их основной массы. Вследствие этого сферолиты и основная масса неодинаково поддаются выветриванию и на поверхности подвергшейся этому процессу сферолиты выступают в виде оспин (вариолей).

Микролитовая структура свойственна породам, состоящим из микролитов.

Ортофировая структура образована изометричными очень мелкими изометричными микролитами калиевого полевого шпата без примеси или с ничтожной примесью аморфного стекловатого базиса.
Трахитовая структура также как и ортофировая почти или совершенно без стекла. Микролиты калишпата вытянутых очертаний и располагаются обычно субпараллельно, прилегая один к другому.
В нефелинитовой структуре, близкой к трахитовой, микролиты нефелина, заменяющего полевой шпат более укороченных очертаний.

В фельдшпатоидных породах, где вместо нефелина развит лейцит, вследствие его изометрических очертаний проявляется оцелляровая структура, когда округлые кристаллики лейцита, обычно окруженные еще более мелкими микролитами эгирина или чешуйками слюды образуют массу породы.
Гиалопилитовая – гемикристаллическая структура с значительным содержанием стекла в основной массе. Многочисленные беспорядочно расположенные микролиты склеены стеклом или, как говорят, они образуют войлок, пропитанный стеклом. Стекло преобладает над микролитами. Характерна для андезитов и иногда называется андезитовой. Стекло может быть замещено продуктами его разложения.
Интерсертальная структура характеризуется несколько более крупными микролитами и меньшим количеством стекла. Микролиты полевого шпата, беспорядочно расположенные, образуют канву, в промежутках между ними другие минералы (авгит, магнетит и стекло). Стекло может быть разложено. В случае отсутствия последнего структуру можно назвать микродолеритовой. Структура характерна для базальтов.

Пилотакситовая структура подобна трахитовой структуре, но здесь микролиты представлены не щелочным полевым шпатом, а плагиоклазом и присутствует в существенном количестве авгит и магнетит. Микролиты склеены небольшим количеством стекла. Структура характерна для андезитов и базальтов.
Спилитовая структура в сущности есть гиалопилитовая, пилотакситовая и частью микродиабазовая структура плотных диабазов. Спилиты остоят главным образом из микролитов альбитизированного плагиоклаза и хлорита.

Метаморфические горные породы

Термин «метаморфизм» введен в геологическую литературу в 1820 г. А. Буе (греч. «метаморфо» – превращаюсь), а термин «метаморфические породы» стал применяться после издания «Основ геологии» Ч. Ляйеля (1833). Эли де Бомон (1846) отмечал, что метаморфизму подвергаются осадочные и изверженные породы, и назвал первые пара-, а вторые ортопородами (парагнейсы, парасланцы и ортосланцы, ортогнейсы). В Российской Федерации впервые идею о метаморфизме высказал М.В. Ломоносов в 1763 г. при описании превращения глины в твердый дикий камень в результате «сланцевания» и «подземного огненного действия» с последующим «проникновением вод минеральных». Об изменениях горных пород под влиянием внутреннего тепла Земли свидетельствовал ортодоксальный плутонист Дж. Геттон (1775).

Учение о метаморфизме горных пород начало формироваться в первой половине XX в. в результате классических работ В. Ван-Хайза, У. Грубенмана, П. Ниггли, А. Харкера. В период становления науки о метаморфизме горных пород в разных районах Российской Федерации были выполнены петрографические описания и картирование метаморфических толщ (П. Усов, 1848; А.А. Иностранцев, 1877; А.К. Мейстер, 1911). И.Д. Лукашевич (1908, 1909) разработал гипотезу о глубинных зонах земной коры, различающихся интенсивностью метаморфизма.
Горная порода (Rock) - это
Новый этап учения о метаморфизме наступил с физико-химических исследований парагенезисов породообразующих минералов (В.М. Гольдшмидт, 1911; Ф. Бекке, 1913) и фациального анализа (П. Эсколя, 1915, 1920).
Факторы метаморфизма

Изучение метаморфических процессов следует начать с краткого пояснения терминов и понятий, содержание которых после их введения в
геологическую практику менялось и не всегда одинаково понимается в настоящее время.
Метаморфизм – эндогенный процесс, проявляющийся в земной коре и верхней мантии под воздействием температуры, давления и химически активных флюидов, приводящих к изменению исходных пород (осадочных, изверженных и метаморфических). В результате метаморфизма образуются метаморфические породы. Область формирования метаморфических пород расположена ниже зоны осадконакопления и образования осадочных пород. Характерной особенностью метаморфизма является перекристаллизация исходной породы в твердом состоянии. Жидкая фаза (раствор, расплав) при метаморфических преобразованиях может присутствовать только в подчиненном количестве. В результате метаморфизма изменяются минеральный состав, структурно-текстурные особенности, а иногда и химический состав исходных пород. Метаморфизм сопровождается перемещением и перегруппировкой вещества, которые происходят в процессе перекристаллизации первичной породы. Перекристаллизация может осуществляться без изменения валового химического состава исходной породы (содержание воды и углекислоты при этом не учитывается). Такой метаморфизм, не сопровождающийся привносом и выносом компонентов, называется изохимическим, или просто метаморфизмом в классическом понимании термина.

Вместе с тем в природе широким распространением пользуются процессы метаморфизма, при которых происходит не только изменение минерального состава, текстуры и структуры первичной породы, но и существенное изменение ее химического состава. Этот метаморфический процесс получил собственное название – метасоматоз. При метасоматозе, в отличие от метаморфизма, большое значение имеют флюиды. Перекристаллизация исходной породы с изменением химического состава осуществляется в твердом состоянии путем одновременного растворения минералов исходной породы и образования новых в результате привноса-выноса флюидами химических элементов. Отметим, что метасоматические процессы не изменяют объем породы. Понятие и термин «метасоматоз» возникли при более углубленном изучении метаморфических пород, при установлении факта замещения одного минерала другим с сохранением формы исходного. Название этого процесса складывается из двух слов: мета – после, сома (соматоз) – тело, т.е. буквально «по телу», или «псевдоморфное замещение». Объяснение метасоматического процесса и применение термина впервые было сформулировано К.Ф. Науманном, в дальнейшем представления о метасоматозе разрабатывались А.А. Иностранцевым, В.М. Гольдшмидтом.

После работ Д.С. Коржинского и его учеников метасоматоз как самостоятельный процесс получил всеобщее признание. Как показано Д.С. Коржинским, если при процессах твердофазового замещения вполне подвижными были только вода и углекислый газ, а другие петрогенные компоненты инертны, то такой процесс относится к метаморфическому. В том случае, если вполне подвижными могут быть К2О, Na2О, MgO, CaO, SiO2, Al2O3, то этот процесс будет относиться к метасоматозу. В отличие от метасоматоза выделяют аллохимический метаморфизм, при котором происходит изменение химического состава исходной породы и ее объема.
Метаморфическое превращение под влиянием возрастающей температуры и давления, которое приводит к формированию пород, состоящих из минеральных ассоциаций высоких температур на месте ранее существовавших, образованных при более низкой температуре, отражает прогрессивный метаморфизм. Он противопоставляется регрессивному метаморфизму, или диафторезу, при котором минералы, возникающие при высокой температуре, замещаются ассоциациями низкотемпературных минералов. В том случае, когда горные породы претерпевают несколько этапов метаморфизма, говорят о полиметаморфизме.

Нижняя граница метаморфизма расположена на глубинах зарождения гранитных магм. Эта область в земной коре называется зоной ультраметаморфизма. Температуры и давления здесь настолько высоки, что наряду с перекристаллизацией исходных пород в твердом состоянии (типично метаморфические процессы) широко проявляется плавление. Возникающий при этом расплав имеет гранитный состав как наиболее низкотемпературный. Расплав концентрируется в межзерновом пространстве пород, под влиянием тектонических факторов может «отжиматься» и перемещаться. Процесс, протекающий в зоне ультраметаморфизма, с которым связано гранитное магмообразование, получил название реоморфизма. С этим понятием тесно ассоциирует представление о палингенезе и анатексисе. Эти термины в настоящее время (после работ Г. Рамберга) считают синонимами, они означают процессы рождения магмы в результате полного или частичного плавления горных пород.

В общем цикле породообразующих процессов (диагенезе, катагенезе, метагенезе, метаморфизме и магмообразовании) нет резких границ (см. рис.), поэтому разделить конкретные породы на генетические типы в практической работе не всегда возможно. Суть циклического процесса образования пород заключается в превращениях: магма → изверженная порода → выветрелая порода → осадочная порода → слабометаморфизованная порода → глубокометаморфизованная порода → анатектические мигматиты → магма. Метаморфические преобразования не всегда направлены от низших к высшим ступеням метаморфизма. Процессы метаморфизма могут происходить многократно с перерывами в десятки и сотни миллионов лет, причем последующий метаморфизм может быть более низкотемпературным, чем предыдущий. На рисунке отражена прогрессивная направленность развития метаморфических превращений.

Литогенез и метаморфизм. Осадки по мере их накопления в осадочном бассейне и погружения на глубину испытывают воздействие давления вышележащих толщ и температуры согласно геотермическому градиенту. Рыхлый осадочный материал подвергается диагенезу и катагенезу, которые знаменуют стадии превращения осадка в осадочную породу. Литогенез (образование осадочных пород) и метаморфизм имеют существенную область перекрытия по температуре. Это приводит к сходству минерального состава осадочных пород, подвергнутых глубокому катагенезу, и слабометаморфизованных пород. Главные минералы тех и других пород представлены в виде парагенетических ассоциаций (серицит +хлорит, мусковит+хлорит, альбит+хлорит, альбит+эпидот), поэтому однозначно разграничить осадочные и метаморфические породы по минеральному составу невозможно. Предлагают для различия пород использовать степень пористости. С точки зрения осадочного петрогенезиса полное закрытие порового пространства в породе означает конец диагенеза.

Г. Винклер (1979) подчеркивает, что для определения начала метаморфизма требуется не физический, а минералогический критерий. Метаморфизм начинается, а диагенез кончается тогда, когда образуются минеральные ассоциации, которые не могут возникнуть в условиях осадкообразования.
Начало метаморфических преобразований в породах протекает вблизи точки инверсии воды и имеет признаки гидротермального процесса (неустойчивость полевых шпатов). При метаморфических преобразованиях отмечается обезвоживание пород, « исчезают» минералы, содержащие кристаллизационную воду, но широко распространены минералы богатые гидроксидом. Начало метаморфизма знаменует «исчезновение» гидроксидов (гетита, диаспора), глинистых минералов (иллита, смектита, вермикулита, каолинита). Первое появление таких минералов, как ломонтит, лавсонит, парагонит или пирофиллит, обозначает начало метаморфизма.

Различать осадочные и метаморфические породы необходимо по комплексу признаков, учитывая геологические условия залегания, текстуры и структуры. Осадочные породы слагают в большинстве случаев тектонически не деформированные толщи, обладают слоистой текстурой. В отличие от осадочных метаморфические породы обычно дислоцированы, приурочены к зонам разломов, находятся в полях развития интрузий магматических пород.
При катагенезе осадков минеральный состав пород формируется при участии межзерновых водных растворов, в то время как при метаморфизме пород на фоне дислокационных процессов в зону метаморфизма осуществляется привнос ювенильных флюидов. По компонентному составу метаморфогенный флюид более сложный и состоит из H2O, CO2, H2, CH4, CO, N2 и др. В практической работе, даже при тщательных геолого-съемочных работах, без специальных термобарометрических наблюдений трудно провести границу между зонами катагенеза и метаморфизма.

В результате метаморфизма образуются метаморфические и метаморфизованные породы. К метаморфическим следует относить породы, в которых при перекристаллизации полностью уничтожены минеральный состав и строение исходных пород. Метаморфизованные породы являются частично преобразованными в процессе метаморфизма. Они сохраняют петрографические признаки своей первоначальной природы, что позволяет уверенно определять не только их происхождение (осадочное, вулканическое, интрузивное), но и вещественный состав. В практической работе при детальных ретроспективных исследованиях одной из задач является установление первичной природы пород, подвергшихся метаморфизму. Решить эту задачу бывает достаточно сложно, т.к., кроме различной степени метаморфизма, геологу приходится сталкиваться с явлением конвергенции (сonvergentio – схождение), сущность которого заключается в том, что из пород, различных по происхождению, но близких по валовому химическому составу в сходных термодинамических условиях возникают сходные продукты. В то же время из одного и того же исходного материала в различных условиях образуются различные породы.

Горная порода (Rock) - это
серицит Изучение метаморфических пород важно не только для выяснения условий породообразования, их состава, особенностей строения, положения среди магматических и осадочных пород, но и для обоснования особенностей генезиса и размещения обширной группы метаморфогенных и метаморфизованных месторождений. В метаморфических толщах развиты промышленные скопления руд железа, марганца, золота, урана, купрума, графита, абразивных материалов, кровельных сланцев, мраморов, кварцитов, апатитоносных пород и других полезных ископаемых.
Виды метаморфизма

Наиболее удобная типизация метаморфических процессов основана на преобладании того или иного фактора метаморфизма. Ниже приведена общепринятая классификация видов метаморфизма.
Динамометаморфизм. Главный фактор – одностороннее давление (стресс). Контактово-термальный метаморфизм. Главный фактор – температура. Динамотермальный (региональный) метаморфизм. Главные факторы – температура, давление, воздействие воды и углекислоты.
В качестве своеобразной разновидности регионального метаморфизма выделяют статический метаморфизм, или метаморфизм нагрузки. Он вызывается гидростатическим давлением и повышенной температурой вследствие увеличения глубины протекающего процесса. Это понятие служит для обозначения метаморфизма без участия одностороннего давления при широком региональном распространении.

Ультраметаморфизм. Факторы – высокая температура, давление, флюиды и участие расплава гранитного состава.
Метасоматоз. Ведущий фактор – химически активные растворы. Процесс характеризуется значительным привносом-выносом вещества, приводящим к изменению химического состава исходных пород.

Петрографическим кодексом (1995) предлагается для практического использования метаморфические породы делить в соответствии с типизацией метаморфизма на пять классов: регионально-метаморфические, контактово-метаморфические, ультраметаморфические, метасоматические, динамометаморфические.
Ударный метаморфизм протекает на земной поверхности в результате падения метеоритов. Он не связан с эндогенными и экзогенными процессами, а является геокосмическим процессом, поэтому в Петрографическом кодексе предлагается выделить самостоятельный класс породообразующих процессов. В некоторых учебных пособиях продукты ударного метаморфизма рассматривают в составе катакластического метаморфизма.
Классификация метаморфических пород

К классификационным признакам пород относятся геологические условия их проявления, текстуры, структуры и вещественный состав.
Геологические условия проявления метаморфических пород изучаются в полевых условиях, что позволяет решить вопрос о причинах, вызывающих метаморфизм. Так например, появление перекристаллизованных пород у контакта интрузивов свидетельствует о контактово-термальном метаморфизме. Развитие гнейсов, кристаллосланцев в пределах изучаемой территории предполагает динамотермальный (региональный) метаморфизм в районе. Тектонические зоны контролируются какиритами, брекчиями, милонитами, являющимися продуктами динамометаморфизма.

Важным классификационным признаком является минеральный состав метаморфических пород, который изучается в поле и лабораторных условиях. По минеральному составу можно судить о температурном интервале метаморфизма. Например, наличие серицита и хлорита в сланце указывает на температурный интервал породообразования 350–450 оС. Появление в кристаллосланцах альмандина, биотита и плагиоклаза № 20–25 свидетельствует о температурном интервале метаморфизма 480–550 оС.

На основании химического состава метаморфической породы возможна реконструкция генетического типа, иногда вплоть до вида исходной породы.
Текстурно-структурные особенности породы позволяют судить о типе метаморфизма, об интенсивности кристаллизации, соотношении между деформацией и кристаллизацией.
Детальные геологические наблюдения метаморфизма, изучение парагенетических ассоциаций породообразующих минералов, их химического состава дают возможность установить абсолютные температуру и давление образования пород – важнейших термодинамических параметров метаморфизма.
Вещественный состав метаморфических пород

Вещественный состав (минеральный и химический) является одним из важнейших классификационных и диагностических признаков всех типов пород, в том числе и метаморфических. На основании химического состава выделяются группы метаморфических пород, а минеральный состав уже на первых стадиях изучения пород позволяет их диагностировать и присваивать им видовые названия.
Химический состав исходных пород
Особенности химизма метаморфических пород, исключая метасоматиты, обусловлены исходным материалом, из которого они образуются. Метаморфизму могут быть подвергнуты осадочные и магматические породы. Традиционно, по предложению Эли де Бомона (1846), для наименования метаморфических пород, образовавшихся за счет магматических, используют приставку «орто» (ортоамфиболит, ортогнейс); при исходном осадочном материале употребляют приставку «пара» (парагнейс, параамфиболит).

Химический состав магматических пород определяется концентрацией в них главных петрогенных оксидов (табл. 1).
По содержанию SiO2 магматические породы разделены на ультраосновные, основные, средние и кислые группы, а по концентрации щелочей – на нормальный, субщелочной и щелочной ряды.
Наиболее распространенными осадочными породами являются глины, песчаники и карбонатные породы (известняки, доломиты и др.) (табл. 2).

Глинистые породы на ѕ состоят из SiO2 и Al2O3. Наряду с ними в глинистых породах отмечаются все оксиды, характерные для магматических пород.
Среди обломочных пород преобладают песчаники, внутри которых выделяются кварцевые, кварц-полевошпатовые (аркозы) и граувакки. Последние содержат обломки различных пород, фемических минералов, полевых шпатов и кварца. По химическому составу они приближаются к средним магматическим породам.
В карбонатных породах преобладают известняки, состоящие из кальцита, и доломиты, в которых существенное значение приобретает оксид магния (до 21, 7 мас. %).
Нередко среди осадочных толщ большое значение имеют смешанные породы: мергели ( глинисто-карбонатные породы), суглинки (песчано-глинистые породы) и некоторые другие.

Сравнение осадочных и магматических пород по химическому составу показывает, что гранитоиды сопоставимы с аркозами, некоторыми глинами. Основные и средние магматиты близки по составу к мергелям и грауваккам, а ультраосновные – к кремнистым доломитам и магнезитам.
Химический состав метаморфических пород чрезвычайно изменчив и зависит от первичной осадочной или магматической породы (протолита), за счет которой образовалась метаморфическая порода. При изохимическом метаморфизме химический состав породы остается постоянным, хотя явления метаморфической дифференциации наблюдаются в небольших объемах. Аллохимический метаморфизм и метасоматоз может приводить к значительным изменениям химического состава. Поэтому при изучении химизма метасоматитов исследуют привнос – вынос вещества.

Средние содержания петрогенных оксидов в главных метаморфических породах, заимствованные из руководства по петрохимическим пересчетам горных пород и минералов Р.Н. Соболева и В.И. Фельдмана (1984), приведены в табл. 3.
Данные химического анализа метаморфических пород позволяют судить о генетической принадлежности исходной породы. Так, повышенное содержание кремнезема в метаморфической породе (более 80 %) дает основание предполагать, что исходная порода была кварцевым песчаником; повышенные количества глинозема, оксидов калия, магния, железа свидетельствуют о глинистом составе первичной породы; высокое содержание кальция – о карбонатном составе и т.п.
Состав возникающих минеральных парагенезисов в орто- и парапородах при глубоких метаморфических преобразованиях может быть близким или идентичным.

При идентификации природы протолита используют петрохимические диаграммы. Наиболее распространенные из них рассмотрены Е.В. Скляровым с соавторами (2001) и С.В. Ефремовой, К.Г. Стафеевым(1985).
На основании химического состава исходных пород метаморфические породы разделены на группы (табл. 4).

Железистые, марганцевые, фосфатные, щелочные и другие породы осадочного и магматического происхождения объединены в группу редких пород.
Типизация минералов метаморфических пород

Разнообразие химического состава исходных пород и различные термодинамические условия метаморфизма приводят к значительному разнообразию минерального состава метаморфических пород (см. табл. 4).
Поскольку метаморфические породы являются продуктами изменения других пород, естественно ожидать, что в них встречаются минералы, характерные для осадочных и магматических пород. Кроме того, существуют минералы, которые встречаются главным образом в метаморфических породах. Обычно выделяют следующие группы минералов метаморфитов:
- Минералы, характерные для метаморфических и магматических пород (кварц, полевые шпаты, биотит, роговая обманка, пироксены, оливин и др.); минералы, типичные для осадочных и метаморфических пород (кальцит, доломит, гематит, оксиды и силикаты алюминия); минералы, находящиеся в магматических породах в качестве вторичных и являющиеся типичными для метаморфических (серпентин, тальк, серицит, хлорит, цоизит, эпидот, актинолит и др.);

- Минералы, встречающиеся преимущественно или исключительно в метаморфических породах (гранат, андалузит, дистен, силлиманит, волластонит, глаукофан, везувиан и др.).

Все минералы, слагающие метаморфические породы, по количественной роли разделяются на главные (более 5–10 %) и второстепенные (менее 5 %). На основании количественно-минералогического состава выделяются виды и разновидности метаморфических пород. В отечественной литературе наиболее распространены названия пород, сочетающие термины символического значения (сланец, гнейс, роговик и др.) и названия характерных породообразующих минералов (не более 2-3). Например, хлоритовый сланец, гранатовый амфиболит. Причем в название породы не включаются минералы, типичные для семейств: например, роговая обманка в амфиболитах, гранат в эклогитах и т.п.

Метаморфические минералы, особенно их химический состав и ассоциации, являются важными показателями параметров метаморфизма (температура, давление, состав флюида). Наиболее широко распространенные минералы метаморфических пород (гранаты, пироксены, амфиболы, слюды, полевые шпаты) имеют переменный состав, зависящий от химического состава породы и РТ-условий метаморфизма. Породы с близким химическим составом, характеризующиеся различием химического состава минералов, подверглись разной степени метаморфизма.
Строение метаморфических пород

Строение метаморфических пород определяется структурой и текстурой, которые в терминологическом смысле едины для всех типов пород (магматических, осадочных и метаморфических). Своеобразие метаморфических пород заключается в условиях их образования. Они формируются в результате перекристаллизации магматических и осадочных пород, которая происходит в твердом состоянии без особого участия жидкой фазы (расплава или раствора). Минералы исходной ( метоморфизуемой) породы являются химическими компонентами, которые под воздействием факторов метаморфизма (температуры, давления и флюидов) растворяются (или разлагаются), и в результате метаморфических реакций образуется минеральный парагенезис, устойчивый при данных РТ- условиях. Степень преобразования первичных пород, заключающаяся в изменении их минерального состава, текстуры и структуры, зависит от термодинамических параметров метаморфизма, а также от состава и строения исходных пород. В метаморфических породах могут частично сохраняться текстурно-структурные признаки метаморфизующихся пород, но они могут полностью уничтожаться в результате перекристаллизации.

Сохранность текстурно-структурного узора исходных пород в метаморфических породах зависит от геотектонического режима, геодинамических обстановок и контрастности текстур и структур первичных пород. В областях метаморфизма низких и умеренных давлений реликты текстур и структур первичных пород могут сохраняться до амфиболитовой, а иногда и до гранулитовой фаций. В зонах высоких и сверхвысоких давлений сохранность первичного строения пород ограничивается низкими температурами.
Текстуры метаморфических пород

Для метаморфических пород текстурный признак особенно важен, т.к. он наиболее отчетливо отражает условия, при которых происходило их преобразование.
Текстуры метаморфических пород определяются теми же признаками, что и текстуры магматических и осадочных пород, т.е. способом заполнения пространства и распространением составных частей в породе. Особенности текстур метаморфических пород зависят от текстур исходных пород (осадочных, магматических), кристаллобластеза, метаморфической дифференциации и внешних факторов (давления, температуры, инъекций магматического расплава).
В связи с этим выделяются главные типы текстур: реликтовые и собственно метаморфические. Систематика метаморфических текстур выглядит следующим образом: по способу заполнения пространства она бывает плотная; по расположению составных частей в породе – массивная (однородная) и неоднородная.

Массивная текстура характеризует полную однородность породы. Минеральный состав, количественные соотношения, зернистость и взаимоотношения минералов аналогичны в любом участке породы. Такая текстура возникает в результате перекристаллизации однородного материала при отсутствии направленного давления. Благоприятными условиями для развития массивных текстур являются глубинные зоны земной коры и экзоконтактовые ореолы интрузий.
Среди неоднородных текстур выделяют сланцеватую ( механическую и кристаллобластовую), гнейсовую, полосчатую, плойчатую, линзовидную, пятнистую и узловатую.
Пятнистая текстура определяется неравномерным, кучным распределением минералов и возникает при контактово-термальном метаморфизме или в результате неравномерной миграции вещества при метасоматозе.

Узловатая текстура характеризуется наличием на общем однородном фоне породы «узелков», имеющих эллипсоидную форму, отличающихся от матрицы породы по цвету, минеральному составу, зернистости, крепости и другим свойствам. Она возникает в результате сегрегации минералов в процессе перекристаллизации породы и отражает прогрессивное развитие пятнистости при контактовом метаморфизме.
Полосчатая текстура обусловлена чередованием полос, отличающихся по цвету, составу и строению, образование которых может объясняться как наличием остаточной первичной слоистости исходных пород, так и результатом метаморфической дифференциации (перераспределения минералов при перекристаллизации).

Сланцеватые текстуры наиболее распространены в породах, формирующихся в условиях направленного давления. При дислокационном метаморфизме образуются породы, обладающие механической сланцеватостью. Она проявляется в породе развитием извилистых поверхностей рассланцевания, выкраивающих в ней линзовидные участки. Поверхности механического рассланцевания контролируются перетертым материалом, образовавшимся в результате дифференциальных подвижек вдоль этих поверхностей. Внутри линзочек может наблюдаться индивидуальный узор сланцеватости (например, в филлонитах.
При воздействии одностроннего давления на слоистые породы, состоящие из чередующихся пластинчатых и хрупких слоев (слойков), образуются будинаж-структуры. Хрупкие слойки, называемые компетентными, в процессе сдавливания растрескиваются на блоки, затем эти блоки расстягиваются и закругляются (завальцовываются) в пластичной массе породы.

Кристаллизационная сланцеватость формируется в породе в процессе ориентированного роста чешуйчатых и призматических минералов вдоль плоскостей (сланцеватость), перпендикулярных стрессу. Породы, обладающие сланцеватой текстурой, раскалываются на тонкие пластинки с относительно плоскими поверхностями. В зависимости от морфологии минералов, формирующих сланцеватость, выделяют разновидности кристаллизационной сланцеватости.
Плоскопараллельная сланцеватость определяется расположением пластинчатых минералов по параллельным плоскостям. Характерна для слюдяных сланцев, филлитов.
Линейно-параллельная текстура свойственна породам, сложенным удлиненно-призматическими минералами (актинолит, роговая обманка, дистен, силлиманит), ориентированными взаимно параллельно.

Очковая, или линзовидная, текстура характеризуется наличием линзовидных обособлений гранобластических агрегатов породообразующих минералов (кварца, кальцита и др.) в общей сланцевой матрице породы. Текстура свойственна некоторым гнейсам.
Гнейсовидная текстура – термин распространенный, но не совсем определенный. Гнейсовый узор в строении породы обусловлен полосчатым распределением светлоокрашенных (кварц, полевые шпаты) и фемических (пироксен, гранат, роговая обманка, слюды) минералов, причем последние ориентированы субпараллельно. Гнейсовидную текстуру можно трактовать как плохо выраженную кристаллизационно-сланцевую. Породы, обладающие гнейсовой текстурой, раскалываются на пластины различной толщины часто с шероховатым, бугристым и ступенчатым изломом.

Плойчатая текстура выражает мелкую складчатость ( плойчатость), развитую в сланцеватых и полосчатых породах. Морфология складочек может быть всевозможной (симметричной, асимметричной). Размах крыльев и амплитуда плоек обычно измеряются первыми сантиметрами, часто проявляется микроскопическая плойчатость.
Инъекционные текстуры характерны для мигматитов-артеритов. Инъекции гранитного расплава в метаморфический субстрат породы имеют различные морфологические особенности, в связи с чем выделяют послойные, линзовидные, сетчатые, птигматитовые и другие текстурные типы мигматитов.

Структуры метаморфических пород

Структурой метаморфических, как и прочих пород называют особенности ее строения, обусловленные размерами, формой и взаимоотношением составных частей.
Собственно метаморфические структуры возникают в том случае, когда процесс перекристаллизации дошел до конца. Эти структуры называют новообразованными. Если же процесс перекристаллизации не доходит до конца и в метаморфизованной породе сохраняются фрагменты строения исходных пород, то структуры называются реликтовыми.

Эти остаточные структуры, названные Я.И. Седергольмом палимпсестовыми, могут быть весьма разнообразными по степени сохранности. При дифференциальных движениях в породе вследствие ее метаморфизма ранее существующие структуры быстро уничтожаются. При контактовом метаморфизме структурно-текстурный узор исходных пород может сохраняться в высокотемпературных роговиках несмотря на изменения минерального состава породы. Сохранность реликтового строения породы зависит от шага диффузионного переноса вещества при метаморфизме и размера структурно-текстурных элементов. Так, например, тонкозернистые породы утрачивают свое первоначальное обломочное строение на низких ступенях метаморфизма, в то время как текстура конгломерата распознается в высокометаморфизованной породе даже после того, как гальки и цемент полностью перекристаллизованы. Тонкая слоистость литологически различных слойков исчезнет, когда радиус обмена вещества превысит половину мощности наибольшего из прослоев. Крупные фрагменты структур изверженной породы, например порфировая, могут распознаваться по очертаниям несмотря на то, что все первичные минералы перекристаллизованы или замещены новыми.

Для обозначения реликтовых структур используют приставку «бласто », например бластоофитовая. В приведенном примере показано, что наряду с перекристаллизацией в породе сохраняется реликтовый узор офитовой структуры долерита. Изучение реликтовых структур представляет интерес для выявления состава исходной породы и восстановления истории метаморфического преобразования.
Новообразованные структуры разделяют на две большие группы: кристаллобластовые и катакластические.
Кристаллобластовые структуры. Процесс перекристаллизации породы в твердом состоянии называют кристаллобластезом, а структуры, возникающие в результате такового процесса, – кристалло- бластовыми. Рост кристаллических зерен проходит практически одновременно (при условии изохимического метаморфизма). Совершенство кристаллографических форм минералов зависит от их кристаллизационной силы, т.е. способности образовывать ограненные кристаллы. Хорошо ограненные кристаллы в метаморфических породах называют идиобластами в отличие от ксенобластов – зерен, имеющих неправильные ограничения.

По способности минералов к образованию хорошо ограниченных кристаллов они располагаются в кристаллобластический ряд. Идиобластичность минералов в различных по исходному составу метаморфических породах изучалась Ф. Бекке, У. Грубенманом, А. Харкером, Ф. Тернером. Обобщенный кристаллобластический ряд минералов метаморфических пород, по Ф. Тернеру, выглядит следующим образом:
- Рутил, сфен, магнетит Турмалин, дистен, ставролит, гранат, андалузит;

- Эпидот, цоизит, форстерит Пироксены, амфиболы, волластонит, слюды, хлориты;

- Доломит, кальцит Кордиерит, полевые шпаты, кварц.

Горная порода (Rock) - это
В этом ряду каждый последующий минерал обладает меньшей кристаллизационной силой, чем предыдущий. В верхней части ряда располагаются минералы с наиболее плотной упаковкой кристаллической решетки. Сверху вниз в ряду у минералов увеличивается молекулярный объем и уменьшается плотность. Минералы, обладающие наиболее плотной структурой, обычно имеют более совершенные кристаллографические формы. Приведенная в ряду последовательность идиоморфизма минералов может несколько нарушаться, что связано с конкретными условиями кристаллизации и составом исходных пород.
Горная порода (Rock) - это
Более дробное разделение кристаллобластовых структур производят по величине, форме и взаимоотношению породообразующих минералов.
По абсолютным размерам зерен структуры разделяют: на грубозернистые (> 1 см), крупнозернистые (1 - 0,5 см), среднезернистые (0,5 - 0,1 см), мелкозернистые (< 0,1 см).
Перекристаллизация обычно сопровождается растворением мелких зерен и кристаллизацией крупных, что приводит в идеальном случае к образованию равномерно-крупнозернистых структур. Метаморфические породы всегда полнокристаллические, в которых аморфное вещество и пустоты не сохраняются.

По относительным размерам зерен выделяют равномерно-зернистые (гомеобластовые) и неравномерно-зернистые (гетеробластовые) структуры. В качестве разновидности среди гетеробластовых структур выделяют чрезвычайно распространенную в метаморфических породах порфиробластовую структуру. Она характеризуется наличием крупных минеральных зерен одного или нескольких минералов, которые называются порфиробластами, погруженными в относительно мелкозернистую основную ткань. Термин основная ткань подчеркивает кристаллически-зернистое строение в отличие от основной массы в эффузивах, где присутствует аморфное вулканичекое стекло.
По форме слагающих породу зерен выделяют значительное количество разновидностей структур, главными из которых являются: гранобластовая, лепидобластовая и нематобластовая.

Гранобластовая структура породы определяется изометричной формой породообразующих минералов. К типичным минералам, приобретающим изометричные формы, относятся кварц, полевые шпаты, карбонаты. Обычно при описании пород с гранобластовым строением придают значение морфологии границ зерен. По этому признаку выделяют сотовую структуру, для которой характерны зерна породообразующих минералов с прямолинейными очертаниями, дающими в сечении шлифа шестиугольники. Иногда зерна минералов имеют резкоизвилистые очертания, напоминающие сутуро- стилолитовые швы осадочных пород. В этом случае говорят о зубчатой структуре. Гранобластовая структура типична для роговиков, и поэтому часто применяют название роговиковая структура. Для этой структуры типична микрозернистость и способность образовывать изометричные формы зерен даже такими минералами, как мусковит, биотит и роговая обманка.
Лепидобластовая структура образуется чешуйчатыми минералами (слюдами, хлоритом, хлоритоидом). Выделяют параллельно- и спутанно-лепидобластовую разновидности.

В случае параллельно-лепидобластовой структуры чешуйчатые минералы ориентированы субпараллельно друг другу, подчеркивая сланцеватость. Спутано-лепидобластовая структура образуется неориентированными листочками слюд. Эта структура типична для филлитов, слюдяных, хлоритовых сланцев и грейзенов. Нематобластовая структура состоит из призматических, игольчатых и волокнистых минералов. Характерна для актинолитовых, силлиманитовых и дистеновых сланцев. Если порода состоит из агрегатов волокнистых или тонкоигольчатых минералов, то структуру называют фибролитовой. Разновидностями нематобластовых структур являются метельчатая, сноповидная, розетковидная. Названия определяются морфологией агрегатов минералов, слагающих породу.
Для пород, состоящих из зерен различной формы, используют сложные названия, например, лепидогранобластовая, нематогранобластовая.

По взаимоотношению составных частей в породе выделяют три типа структур: прорастания, реакционные и замещения. Структурам прорастания свойственны многочисленные включения одного минерала в другом. В зависимости от величины и ориентировки включений отмечают пойкилобластовую, ситовидную и диабластовую структуры.
Пойкилобластовая структура предполагает наличие мелких включений минералов основной ткани в порфиробластах. Последние нередко называются пойкилобластами.
При изучении породы следует различать в пойкилобластах включения реликтовых минералов, которые не вступают в метаморфические реакции или в химическом отношении слабо активны. Например, графитовые включения в процессе кристаллизации минерала- хозяина «выталкиваются» за пределы зерен. Способность к самоочищению минералов зависит от их кристаллизационной силы. Например, кордиерит как очень «слабый» минерал сохраняет остаточные включения на высоких ступенях метаморфизма. Если группы остаточных включений в крупных зернах метаморфической породы подчеркивают реликтовый узор исходной породы, такую структуру называют гелицитовой. Например, параллельные ряды включений рудного минерала в гранате, плагиоклазе либо в других новообразованных минералах отражают слоистость исходной породы.

В других случаях включения мелких зерен в более крупных являются товаром одной и той же метаморфической реакции, но минералы не были способны обособиться друг от друга. Крупному кристаллу, растущему быстро, в этом случае энергетически выгоднее включить мелкие кристаллические зерна другого минерала, облекая их, нежели «вытолкнуть» их за пределы зерна.
Ситовидная структура отличается от пойкилобластовой еще большим количеством включений в минерале-хозяине. Контуры минерала-хозяина распознаются только при внимательном изучении шлифа.
Диабластовая структура означает тесные взаимопрорастания двух минералов. Встречаются амфиболиты с тонким взаимным прорастанием амфибола и плагиоклаза, пироксен-скаполитовые, гранат-пироксеновые и другие породы с взаимным прорастанием минералов. При петрографическом описании иногда выделяют микробластическую и криптобластическую структуры, которые отличаются от диабластической очень мелкими размерами срастаний, различимых только под микроскопом. Иногда пойкилитовые включения в кристаллах ориентрованы и отражают условия зарождения и роста пойкилобластов.

К реакционным относят мирмекитовую, друзитовую и симплектитовую структуры. Под друзитовой структурой понимают наличие в породе минеральных образований, в которых минералы нарастают друг на друга в виде каемок. Симплектитовые срастания – это общее название взаимных прорастаний минералов. В метаморфических породах очень часто встречаются кордиерито-кварцевые, силлиманит-магнетитовые, гиперстен-плагиоклазовые, кварц-полевошпатовые симплектиты. Микрографические и микрогранофировые прорастания являются частным случаем симлектитов.
Классификация структур замещения, характерных для метасоматических пород, еще не разработана. К этому типу структур относят некоторые пертиты и мирмекиты. Наиболее типичными структурами замещения являются псевдоморфозы. По характеру замещения выделяют агрегатное, прожилковое и метакристаллами.

Катакластические структуры. Катакластические структуры возникают под воздействием на породы и отдельные минералы сильного стресса при сравнительно низких температурах. Динамические нагрузки приводят к частичному или полному раздроблению исходных пород и слагающих их минералов. Под воздействием стресса возможно пластическое течение раздробленных частиц.
Среди структур раздробления выделяют следующие разновидности: брекчиевидную, собственно катакластическую, бетонную, милонитовую, порфирокластическую, филлонитовую и псевдотахилитовую.
Брекчиевидная структура формируется при раздроблении породы на остроугольные обломки, которые цементируются тонкоперетертым материалом. Размер обломков более 2 мм.

Катакластическая структура типична для начальных этапов дробления породы. Дробление минеральных зерен не сопровождается их перемещением и захватывает обычно приграничные участки минералов. Породообразующие минералы в результате сильного стресса приобретают волнистое, облачное, мозаичное погасание. Упругие минералы изгибаются и гофрируются. Под воздействием катаклаза в минералах образуются механические двойники.
Бетонная структура – частный случай катакластических структур. Ей присуще наличие в породе крупных минеральных зерен, погруженных в тонкоперетертый материал.
Милонитовая структура характеризуется интенсивным и тонким дроблением исходной породы. Раздробленные частицы испытали значительные перемещения друг относительно друга. В некоторых участках пород частично сохраняются от дробления минералы в виде линзовидных и «завальцованных глазков». Они называются порфирокластами. Основная масса тонкоперетертая, в ней отмечается незначительное количество новообразований (серицита, хлорита). Некоторые исследователи милонитов считают, что основная масса этих пород претерпела перекристаллизацию.

Филлонитовая структура типична для милонитов с очень тонким размером частиц. Филлониты имеют шелковистый блеск на поверхностях рассланцевания, подобно филлитам.
Псевдотахилитовая структура встречается в псевдотахилитах. Размер кластогенных частиц минералов настолько мелкий, что порода не поляризует свет подобно стеклу.
Метасоматические горные породы

Метасоматические процессы приводят к изменению минерального и химического состава исходной породы в результате псевдоморфного замещения первичных минералов вновь кристаллизующимися минералами. Формирование метасоматического парагенезиса осуществляется в твердом состоянии под воздействием агрессивных метасоматических растворов. Метасоматические реакции осуществляются в флюидной среде при одновременном растворении-выносе вещества исходного минерала и привносе-отложении вещества образующегося минерала. В результате метасоматических преобразований породы происходит замещение не только минералов, но и пространства пор, трещин и интерстиций между минералами. Температурный интервал метасоматических процессов находится в пределах температур диагенеза, приводящем к литификации осадка и формированию осадочной породы, и температурами кристаллизации в магматическом очаге, при перитектическом взаимодействии магмы с ранее выделившимися кристаллами. В этих крайних случаях метасоматические явления относятся к стадиям литогенеза и образования собственно магматических пород.

Метасоматизму способствует наличие контракционной, либо дислокационной трещиноватости, кливажа или «скрытой» трещиноватости-проницаемости, в виде участков частого переслаивания разных по строению пород или интенсивной сланцеватости-гнейсовидности. Проницаемость растворов возрастает при повышении температуры.
Перенос вещества при метасоматозе осуществляется диффузионным и инфильтрационным способами. На этом основании выделяют диффузионный и инфильтрационный метасоматоз. Диффузия вещества в твердой породе затруднена и имеет незначительные масштабы. У. Файф с соавторами (1962) отмечает, «… что внутрикристаллическая диффузия явление медленное, которое даже в рамках геологического времени (например, 10 млн лет) ограничивается сантиметрами».

При инфильтрационном метасоматозе перенос вещества производится растворами, просачивающимися по трещинам. При этом во флюиде может происходить диффузия компонентов. При диффузионном метасоматозе перемещение компонентов осуществляется в направлении меньшей концентрации, а при инфильтрационном – большей.
В природе в большинстве случаев развит инфильтрационно-диффузионный метасоматоз (при совмещении инфильтрационного и диффузионного способов транспортировки вещества).
В основе теории метасоматических процессов, разработанной Д.С. Коржинским и его учениками, лежит принцип дифференциальной подвижности компонентов. Согласно этой теории, химические компоненты, участвующие в реакциях, разделяются на инертные и подвижные. Инертные компоненты переходят из одного минерала в другой, остаются в породе, и их содержание не меняется. Подвижные компоненты привносятся и выносятся из породы растворами. Например, в реакции Fe3O4 + 6S = 3FeS2 + 2O2 железо выступает в роли инертного компонента, а сера и кислород привносятся и выносятся растворами, играя роль подвижных компонентов.
Из принципа дифференциальной подвижности компонентов в метасоматических реакциях вытекают два важных следствия:
1. Число и содержание минералов в метасоматической породе обусловлены числом и содержанием инертных компонентов.
2. Минеральный вид и парагенезис определяются активной концентрацией вполне подвижных компонентов, температурой и давлением.
Применяя правило фаз к метасоматическим системам (Ф ≤ Кин + 1, где Ф – число минералов; Кин – число инертных компонентов), находим число устойчивых минералов, которое меньше или равно числу инертных компонентов плюс единица. Например, при формировании кварц-мусковитовых грейзенов по глинистым породам глинозем является инертным компонентом, следовательно, количество мусковита будет определяться содержанием глинозема. Кремнезем – подвижный компонент и занимает оставшийся объем в виде кварца. Согласно правилу фаз, мы имеем Ф = 2, т.к. Кин = 1.

В телах метасоматитов обычно наблюдается зональное строение. Метасоматические породы в пределах каждой из зон имеют характерные для них химический и минеральный состав, текстурные и структурные особенности и часто ярко выражены по цвету. Границы между зонами бывают резкими и постепенными. Вокруг питающего канала во вмещающих породах развивается ореол метасоматитов. Для идеализированного случая распределение зон метасоматитов вокруг питающего канала симметричное, в природных условиях в силу анизотропии вмещающих пород и проводников растворов симметричность нарушается, но соблюдается общая последовательность в смене зон во всех направлениях.
Условия формирования метасоматической зональности охарактеризованы Д.С. Коржинским на основании теоретического физико-химического моделирования. Им рассмотрены закономерности изменения минерального состава в колонках метасоматитов инфильтрационного и диффузионного типов.

Основные положения теории метасоматической зональности Д.С. Коржинского сводятся к следующему:
1. Все зоны одноактного изотермического метасоматического процесса формируются одновременно. В результате образуется колонка метасоматитов с резкими границами между зонами. Встречающиеся в природе случаи метасоматической зональности с расплывчатыми границами между зонами связаны с изменением состава и температуры растворов во времени, неравномерной проницаемостью пород; наложением на ранее сформированную зональность минеральных ассоциаций более поздних стадий минерализации, низкой температурой растворов.

2. При инфильтрационном метасоматозе состав раствора изменяется не постепенно, а скачкообразно с перепадами концентраций на границах зон. В пределах каждой зоны состав раствора остается постоянным, что приводит к формированию пород однотипного минерального состава во всем объеме зоны. Процессы замещения, осуществляющиеся на границах зон, выражаются в изменении видового минерального состава.

3. В случае диффузионного метасоматоза в породах каждой из зон происходит непрерывное изменение состава раствора. Это приводит к постепенному изменению состава минералов и их количественных соотношений в породах зоны. Видовое изменение минерального состава пород происходит на границах зон.
Наиболее важное отличие инфильтрационных колонок от диффузионных заключается в постоянстве состава породы и минералов в пределах каждой из зон при инфильтрационном метасоматозе. Для диффузионных колонок в пределах каждой зоны изменяется количественный минеральный состав пород и соотношение химических компонентов в минералах переменного состава (амфиболах, биотитах, хлоритах, карбонатах и др.).

В табл. 2 приведено изменение минерального состава зон от осевой (6) до неизменных пород в колонке околотрещинной грейзенизации. На границе каждой из зон происходит переход одного из компонентов во вполне подвижное состояние, в связи с чем уменьшается число минералов на единицу. Число минералов в каждой зоне на единицу больше, чем число инертных компонентов.

В 1960 г. Д.С. Коржинским опубликована концепция кислотно-основного фильтрационного эффекта. По его представлениям, растворы, отделившиеся от магмы, претерпевают при миграции эволюцию от слабощелочных к кислым, а затем снова к щелочным.
При просачивании по ослабленным зонам в условиях падающих температур слабощелочные растворы, отделившиеся от магмы, уплотняются (конденсируются) и становятся кислыми в связи с повышением активности кислотных компонентов в растворе. Кислотные компоненты (анионы) перемещаются быстрее катионов. Благодаря этому на фронте движения растворов возникает опережающая волна кислотных компонентов. В каждом конкретном сечении потока растворов кислотность вначале быстро возрастает, а затем снижается в связи с поступлением катионов.

На основании теоретического обоснования Д.С. Коржинский метасоматические процессы разделил на этапы: магматический и пост-магматический. В постмагматический этап им выделены ранняя щелочная, кислотная и поздняя щелочная стадии.
Принципы классификации метасоматитов

Многообразие форм метасоматоза приводит к разнообразию минеральных ассоциаций, текстурно-структурных особенностей метасоматитов, часто сходных с породами иного генезиса. Состав исходных пород оказывает влияние на интенсивность метасоматического процесса, но не всегда отчетливо, поэтому спорно выделение групп метасоматитов по исходному составу пород. Состав субстрата учитывают при изучении конкретных тел (колонок) метасоматитов, но игнорируют при их классификации. Химически активные растворы – главнейшие агенты метасоматоза, играют роль среды, катализатора реакций, переносчика тепла, осуществляют привнос и вынос компонентов химических реакций и являются активными реагентами. П. Эскола предложил классифицировать метасоматиты по химическому составу привносимых веществ, выделяя щелочные метасоматиты (привнос К и Nа), железо-магнезиальные (привнос Fe, Mg) и т.п. В практике полевых геологических исследований часто пользуются минералогическим признаком при характеристике метаcоматических изменений (хлоритизация, окварцевание, биотитизация).

Некоторые метасоматичеcкие породы имеют собственные названия (скарны, березиты, пропилиты и т.д.). Это породы определенного строения и минерального состава, сформировавшиеся в определенной геологической обстановке под воздействием растворов определенного состава при определенных температурах. Многие термины утратили свое первоначальное значение и в настоящее время используются в более широком смысле. Например, березиты, грейзены, скарны означают не видовые названия метасоматитов, а характеризуют ряды (формации).
В связи с упорядочением классификации горных пород их систематика должна быть сопоставима на основе главных таксонов (тип, класс, подкласс, группа, семейство, вид и разновидность).

В соответствии со схемой подразделений Терминологической комиссии Петрографического комитета класс метасоматитов разделен на подклассы (по температуре), а каждый подкласс включает группы (по химизму процесса). Семейства объединяют совокупность пород в единой метасоматической колонке (то, что ранее называли метасоматическими фациями, например, в ряду пропилитов выделяются актинолит-эпидотовое, хлорит-эпидотовое и хлорит-карбонатное семейства). Вид характеризует породу конкретной метасоматической зоны (например, кварц-топазовый грейзен, гранатовый скарн, кварц-алунитовый вторичный кварцит).

Принципиальная схема классификации метасоматитов с делением их на группы, ряды, семейства приведена в табл. 4.1. На диаграмме T -pH, предложенной Н.Ю. Бардиной и В.С. Поповым (Петрография и петрология …, 2001), наглядно показаны поля условий образования
метасоматитов (рис. 4.1).

Метасоматиты магматической стадии

Процессы магматической стадии метасоматоза осуществляются при повышающейся температуре. В этих условиях происходит метасоматическая гранитизация, фенитизация, полевошпатовый метасоматоз и некоторые другие.

Метасоматическая гранитизация
Метасоматическая гранитизация осуществляется при привносе в исходные породы щелочей и кремнезема и выносе кальция, магния и железа. Минералогически гранитизация проявляется в развитии микроклина, кварца и растворении оливина, пироксенов, амфиболов, основных и средних плагиоклазов. Конечным товаром метасоматической гранитизации являются гранитоиды. Наиболее широкое развитие они получили в зонах ультраметаморфизма.
Фениты

Фениты – высокотемпературные щелочные метасоматиты, состоящие из щелочных лейкократовых и меланократовых минералов и образовавшиеся в магматическую стадию при становлении массивов щелочно-ультраосновных пород и карбонатитов.
Фениты наиболее широко развиты в гипабиссальных обстановках формирования кольцевых полифазных интрузий щелочно-ультра- основной-карбонатитовой формации кратонов и их краевых частей. Впервые они были охарактеризованы в массиве Фен (Бреггер, 1921). В последние годы (Гинзбург, Самойлов, 1983) фениты описаны в связи с формированием щелочных пород и карбонатитов в глубинных приразломных зонах складчатых поясов.

Фенитизация развивается во вмещающих породах по внешнему обрамлению интрузий ийолит-мельтейгитов, нефелиновых сиенитов, мелилитолитов, карбонатитов и кимберлитов. Вмещающие породы, подвергающиеся фенитизации, в разных районах представлены габбропироксенитами, гранитами, гранитогнейсами, мигматитами, слюдяными и глинистыми сланцами, песчаниками, осадочными карбонатными породами. Фенитизация также распространяется в ультраосновных, щелочно-ультраосновных и щелочных магматических породах предыдущих фаз внедрения. Ореолы фенитизации занимают значительные площади, сопоставимые с размерами самих интрузий. Мощность ореолов фенитов иногда достигает 5 км (массив Ковдор, Кольский полуостров).
В минеральном составе фенитов принимают участие ортоклаз, микроклин, санидин, альбит, нефелин, эгирин, эгирин-диопсид, эгирин-авгит, арфведсонит, рибекит, гастингсит, рихтерит, биотит, флогопит. Второстепенные и акцессорные минералы представлены гранатом, меланитом, силлиманитом, волластонитом, корундом, плеонастом, апатитом, сфеном, цирконом, бадделеитом, эвдиалитом, пирохлором, перовскитом-лопаритом, ринколитом, магнетитом, ильменитом.

Количественные соотношения минералов изменчивы, но обычно фениты являются лейкократовыми породами с содержанием темноцветных минералов до 25 %. В фенитах, образовавшихся по пироксенитам и габброидам, цветное число возрастает до 40–80 %. Парагенезисы этих минералов закономерно сменяют друг друга в пространстве: внешняя зона – неизмененные и фенитизированные породы; промежуточная зона – полевошпатовые фениты; внутренняя (тыловая) зона – нефелин-пироксе-новые и мономинеральные нефелиновые фениты; щелочная магматическая порода (мельтейгит, ийолит, нефелиновый сиенит). На контакте тыловой зоны со щелочной магматической породой нередко имело место плавление, результатом которого является щелочная порода, образованная in sity, отличающаяся от первично-магматической (того же состава) структурой и геохимическими особенностями. В колонках фенитизации гранитогнейсов фиксируется исчезновение кварца во внешней зоне, а в тыловой наряду с нефелином образуются корунд, анатаз, шпинель, бадделеит.

Петрографическая типизация фенитов разработана Н.Ю. Бардиной и В.С. Поповым (1994) (табл. 4.2).
Текстуры фенитов такситово -пятнистые, полосчатые, гнейсовидные и массивные. Структуры – средне-, крупно- и неравномерно-зернистые. Под микроскопом отмечается многообразие кристаллобластовых структур, изменяющихся в различных участках пород. Обычны гранобластовая с зубчатыми ограничениями зерен, гломеробластовая, пойкилобластовая, пегматоидная, симплектитовая, гетеробластовая и порфиробластовые структуры.

Фенитизация происходит в результате значительного привноса щелочей. Концентрация натрия монотонно повышается от передовой зоны к тыловой, концентрация калия максимальная в пироксен-калишпатовых фенитах. В фенитах тыловой зоны фиксируется накопление глинозема (до 29 мас. %).
Температура формирования фенитов оценивается интервалом 500–800 оС. Экспериментально установлена температура устойчивости парагенезиса микроклин-пертит+эгирин-авгит – выше 500 оС (Зарайский и др., 1984). Явление плавления фенитов у контактов крупных апофиз интрузивных пород достигало 800 оС (Сергеев, 1967), исчезновение в фенитах фтористого арфведсонита фиксировалось при (800±30) оС (Коваленко и др., 1977).

По материалам Н.Ю. Бардиной и В.С. Попова (1994) рН флюида, равновесного с фенитами, не менее 8–10; при длительном взаимодействии щелочных растворов с гнейсами рН среды снижается до 7. Окислительный потенциал растворов возрастает по мере приближения к материнской интрузии. Источником фенитизирующих флюидов являются магматические нефелиновые и мелилитовые породы, образовавшиеся в результате высокой степени дифференциации первичных магм (Le Bas, 1977; Morogan, 1994; Pacc, 1986–1998). Фенитизация приводит к накоплению Nb, Ta, Zr, Hf, Be, Nh, U, РЗЭ, Y, Ba и Sr. Содержание этих элементов в фенитах иногда на несколько порядков выше, чем в исходных породах. Максимальные концентрации указанных элементов развиты во внутренних зонах метасоматитов и на участках низкотемпературных изменений. С фенитами связаны месторождения апатита.
Метасоматические карбонатиты

Метасоматические карбонатиты тесно связаны с телами ультраосновных и щелочных пород, реже со щелочными габброидами и нефелиновыми сиенитами. Образование метасоматических карбонатитов происходит под воздействием на исходные породы углекислых растворов. Температуры процесса преобразования могут меняться от 800 до 100–150 °С.

Минералогический состав карбонатитов характеризуется высоким содержанием карбонатов (кальцита, доломита, анкерита, сидерита), к которым в подчиненных количествах присоединяются апатит, магнетит, форстерит, эгирин, флогопит, тремолит, циркон, пирохлор, карбонаты редких земель, минералы ниобия и тантала. В зависимости от преобладающего карбоната выделяют кальцитовые, доломитовые, анкеритовые, сидеритовые разновидности карбонатитов. Между перечисленными типами карбонатитов существуют переходные разности.
Горная порода (Rock) - это

Горная порода (Rock) - это
Рудоносность карбонатитов связана с обогащением их минералами ниобия, тантала, редких земель, фосфора.
Полевошпатовые метасоматиты

Полевошпатовый метасоматоз приурочен к разломам фундамента древних платформ и не обнаруживает непосредственной связи с конкретными интрузивными телами. Метасоматическому изменению подвергаются кислые породы гранитоидного состава (граниты, гнейсы, мигматиты), которые под воздействием растворов, содержащих калий и натрий, превращаются в полевошпатовые метасоматиты различного состава. По соотношению микроклина и альбита выделяют микроклиновые, кварц-альбит-микроклиновые и альбитовые метасоматиты (альбититы).

С полевошпатовыми метасоматитами иногда связано тантало-нио-биевое, бериллиевое и урановое оруденение.
Метасоматиты постмагматических стадий

Постмагматические стадии метасоматоза без перерыва сменяют магматическую стадию. Главной особенностью постмагматических стадий является их регрессивный характер (метасоматические изменения протекают на фоне падающих температур). Это выражается в наложении низкотемпературных минеральных ассоциаций на высокотемпературные. В метасоматические изменения вовлекаются вмещающие породы и частично магматические, которые к этому времени кристаллизуются.

Растворы, выделяемые магмой, претерпевают эволюцию от слабощелочных через кислые снова к щелочным. В соответствии с этим выделяют раннещелочную, кислотную (стадия выщелачивания) и позднещелочную стадии.
Процессы и продукты ранней щелочной стадии метасоматоза

Метасоматоз этой стадии связан с воздействием на породы слабощелочных растворов, кислотность которых с течением времени постепенно возрастает. В эту стадию в гранитах и сиенитах идет образование антипертитов, мирмекитов, в основных породах – уралита по пироксену, а в роговиках наблюдается амфиболизация и биотитизация пироксена. На контакте интрузивных тел с вмещающими породами формируются скарны. В контакте гипербазитов с силикатными породами наблюдаются зональные метасоматиты (аплит, пегматит → плагиоклазит → корундовый плагиоклазит→ плагиоклаз-шпинелевая порода → биотитовый или флогопитовый слюдит→ актинолитит → тальковая порода → серпентинит → гипербазит).

Скарны

Термин «скарны» вошел в литературу в конце XIX в. из лексикона шведских горняков. Так они называли рудосодержащие породы, состоящие из известково- магнезиальных силикатов и алюмосиликатов, распространенные на месторождениях центральной Швеции. Однако понятие «скарны» утвердилось после работ П.П. Пилипенко (1939), Д.С. Коржинского (1948, 1953) и других исследователей.
В настоящее время скарнами называют метасоматические породы, сложенные известково-магнезиально-железистыми силикатами и алюмосиликатами, образовавшиеся в зоне высокотемпературного контактового ореола интрузий в результате реакционного взаимодействия карбонатных пород с магмой, интрузивными и другими алюмосиликатными породами при посредстве магматогенных растворов.

По минеральному составу, геологической позиции и условиям образования различают магнезиальные и известковые скарны. По механизму образования выделяют диффузионные – биметасоматические и инфильтрационные – контактово-инфильтрационные и автореакционные скарны. Скарны, образовавшиеся по алюмосиликатным породам, называют эндоскарнами, а по карбонатным - экзоскарнами. Эндоскарновые образования, сложенные в значительной мере полевыми шпатами, скаполитом и другими алюмосиликатами, возникшие при скарновой десиликации исходных алюмосиликатных пород, называют околоскарновыми породами. Метасоматиты, образовавшиеся за счет карбонатных пород с примесью силикатного или алюмосиликатного материала, принято называть скарноидами. Они характеризуются многоминеральностью (за счет исходных алюмосиликатов), не обнаруживают зонального распределения пироксена и граната. В понятие автореакционных скарнов включают метасоматические образования, сформировавшиеся в результате кальциевого метасоматоза без участия карбонатных пород.

Магнезиальные скарны являются продуктами высокотемпературного метасоматоза, сложены они магнезиальными минералами. Типоморфные минералы этих пород – фассаитовый клинопироксен, диопсид, форстерит, шпинель, магнетит, кальцит, периклаз. В наиболее глубинных условиях встречаются энстатит, гиперстен, плагиоклаз, калишпат.
Значительная часть магнезиальных скарнов образуется в магматическую стадию в тесной связи с процессами гранитизации, внедрением щелочных и основных пород. Продолжение процесса магнезиального скарнирования возможно в раннюю постмагматическую стадию. Магнезиальные скарны приурочены к контактам магнезитов, доломитов либо ультрамафитов с гранитоидными или габброидными интрузиями. Растворы привносят во вмещающие породы кремний, алюминий, железо и выносят CО2, частично магний и кальций.

Мощность зон магнезиальных скарнов бывает от нескольких сантиметров до сотен метров. При развитии скарнов по доломиту в результате замещения его гранитной магмой в них часто проявлена зональность. Внешние зоны, удаленные от контакта, сложены кальцифирами, состоящими из форстерита, периклаза, шпинели и карбонатов. С приближением к контакту кальцифиры переходят в форстерит-шпинелевые, которые сменяются шпинель-фассаитовыми скарнами. В непосредственном контакте распространены пироксен-плагиоклазовые контаминированные породы.

Образование мощных скарновых зон между гранитной магмой и магнезиальной карбонатной породой невозможно без участия потока флюидов, проходящих через магматический расплав и осуществляющих необходимый транспорт вещества для образования скарнов. В случае интрузии нефелиновых сиенитов в доломиты внутренняя (пироксен-плагиоклазовая) зона заменяется нефелин-пироксеновой. При развитии скарнов в контакте с основной магмой в условиях малых глубин происходит изменение парагенезисов в метасоматических зонах. Часть шпинель-пироксеновой зоны и шпинель-форстеритовая зона уступают место шпинель-монтичеллитовой и мелилитовой зонам. Образование магнезиальных скарнов в магматическую стадию подтверждается отсутствием эндоскарнов; пересечениями тел магнезиальных скарнов жилами или апофизами интрузивных пород. Приконтактовые фации магматических пород на контакте со скарнами магматической стадии заметно обогащены щелочами.

В зависимости от состава магмы наблюдаемые колонки алюмосиликатные породы – скарны имеют следующий вид: гранит – граносиенит – скарн, гранитоид – сиенит – скарн, сиенит – нефелиновый сиенит – скарн.
В условиях больших глубин тела магнезиальных скарнов отличаются большими размерами. Они развиваются не только в контакте с интрузивами, но и на значительном удалении от них. Температура образования магнезиальных скарнов магматической стадии находится в интервале 650– 850 °С.
Постмагматические магнезиальные скарны обычно образуются на больших глубинах и встречаются исключительно в пределах древних щитов. Послемагматический возраст скарнов обосновывается скарнированием интрузивных пород и пегматитов. Механизм их образования определяется реакционным взаимодействием контактирующих доломитов и алюмосиликатных магматических пород. При просачивании растворов по зоне контакта происходит миграция кремния в доломиты, а магния и кальция в алюмосиликатные породы. Скарны, образующиеся в послемагматическую стадию, характеризуются пироксен-плагиоклаз-скаполитовой, пироксен-скаполитовой, пироксен-шпинелевой, клинопироксен-паргаситовой, пироксен-флогопитовой ассоциациями. В экзоскарнах наиболее типична ассоциация форстерит – кальцит.

На магнезиальные скарны накладываются более поздние метасоматические образования (известковые скарны, флогопитовые, бруситовые, хлоритовые, серпентинитовые и гумитовые метасоматиты).
Со скарнированием сопряжено образование магнетитовых, людвигит-ашаритовых и флогопитовых руд. В процессе взаимодействия кислотных растворов со скарнами происходит их нейтрализация и образование шеелит-молибденитовых, бериллиевых, полиметаллических и золото-халькопиритовых руд. Железные руды образуются чаще всего в форстеритовой зоне.

Известковые скарны вызывают интерес благодаря приуроченности к ним рудных месторождений и своеобразию метасоматических процессов, приводящих к их образованию. Они представляют собой породы, состоящие преимущественно из граната гроссуляр-андрадитового ряда, пироксена диопсид-геденбергитового ряда. Кроме этих главных минералов к скарновым минералам относятся волластонит, эпидот, везувиан и реже встречающиеся родонит, монтичеллит, мелилит. Для околоскарновых пород обычны плагиоклаз, калишпат, скаполит. Из вторичных минералов типичны актинолит, хлорит, кальцит, аксинит, эпидот.
Монтичеллит и мелилит иногда совместно со спурритом, куспидином образуются при наложении известковых скарнов на магнезиальные в условиях малых глубин.

Геологическое положение известковых скарнов определяется их преимущественным развитием в складчатых областях и сравнительно редким проявлением на платформах. Наблюдается пространственная приуроченность скарнов к контактам интрузивных тел в условиях небольших и средних глубин. Интрузивные породы характеризуются пестрым составом и представлены комплексами гранодиоритового состава, которые содержат сиениты, диориты и другие породы. Реже скарны связаны с кислыми гранитоидами и породами основного состава.
Вмещающие породы, в которых образуется подавляющая масса скарнов, чаще представлены карбонатными породами (известняки, известково-сланцевые и известково-вулканогенные толщи). Исключительно редко скарны образуются за счет силикатных пород. Нередки случаи распространения скарнов на удалении от интрузивных массивов (не более 1-2 км) или внутри интрузивов. Формы залегания скарновых тел характеризуются значительным разнообразием и сложностью. Это пластообразные тела, линзы, гнезда, жилы и тела неправильной формы.

В пределах скарновых тел выделяют две главные стадии породо- и минералообразования (скарновая и кварц-сульфидная).
Скарновая стадия характеризуется высокими температурами (900– 350 °С). На основании геологических наблюдений и экспериментального изучения равновесий в системе при различных РТ-условиях В.А. Жариковым (1998) выделены укрупненные фации известковых скарнов: ларнит-мервинитовая; монтичеллит-мелилитовая; волластонитовая; пироксен-гранатовая; пироксен-эпидотовая. Ларнит-мервинитовая фация образуется в условиях высоких температур (< 900 оС) и малых глубин, которые реализуются в контакте с основными интрузиями. Типичных скарнов в этих условиях не образуется. В роговиках отмечаются локальные оторочки скарновых минеральных парагенезисов.
Монтичеллит-мелилитовая фация образуется при температурах 700–900 оС. Она характерна для малых и гипабиссальных глубин. Скарновые тела размещаются в контактах с основными, средними и щелочными интрузиями. Минеральный состав скарнов: монтичеллит, мелилит, гранат, волластонит, диопсид. Скарны этой фации имеют ограниченное распространение.

Наиболее широко распространены волластонитовые, пироксен-гранатовые, пироксен-эпидотовые скарны. Температурный диапазон их образования 700–400 оС.
Развитие в скарнах плагиоклаза, калишпата, скаполита связано с повышенным химическим потенциалом калия и натрия. Завершается скарновый процесс минералообразования отложением магнетита, эпидота, актинолита.
Кварц-сульфидная стадия относительно низкотемпературная (300– 200 °С), накладывается на скарновую. Отложение минералов происходит в трещинах. Нерудные минералы представлены кварцем, кальцитом, актинолитом, эпидотом, хлоритом. Наиболее распространенные рудные минералы – пирит, халькопирит, пирротин, арсенопирит, молибденит, шеелит, сфалерит, галенит, золото.

Процесс минералообразования на скарновых месторождениях требует индивидуального изучения, многие минералы образуют разновозрастные генерации, последовательность минералообразования выделяется на основании исследований пересечения минеральных агрегатов, взаиморасположения минеральных зерен, характера замещений и псевдоморфоз.
Структурно-текстурные особенности весьма разнообразны. Текстуры обычно пятнистые, полосчатые, реже массивные, часто унаследованные (реликтовые). Структуры гетеробластовые, метазернистые, гранобластовые, пойкилобластовые, диабластовые.

Большое практическое значение имеет рудоносность скарнов. С ними связаны месторождения магнетитовых, шеелитовых, полиметаллических и золотоносных руд. Скарны иногда являются сырьем керамической промышленности (волластонитовые и диопсидовые разновидности), а гранатовые скарны могут использоваться для получения абразивного материала.
Происхождение скарнов остается дискуссионной проблемой. Они возникают после отвердевания тех частей интрузивных тел, на уровне которых они образуются. Бесспорным является наложение процесса скарнообразования на роговики и регрессивный характер процесса. Наибольшим распространением пользуются контактово-метасоматическая и контактово-реакционная гипотеза образования скарнов.

Контактово-метасоматическая гипотеза образования скарнов (А.Н. Заварицкий, П.П. Пилипенко и др.) предполагает возникновение скарнов в результате привноса из глубоких частей интрузивных тел горячих водных растворов, содержащих кремний, магний, железо и рудные компоненты. Растворы, воздействуя на вмещающие карбонатные породы и краевые, уже застывшие части интрузии, производят их метасоматическую переработку с образованием скарнов. Контактово-метасоматическая гипотеза исходит из предположения, что интрузивные тела являются источником тепла и почти всех компонентов, необходимых для скарнообразования.

Контактово- реакционная гипотеза (Д.С. Коржинский) исходит из предположения о том, что скарнирующие растворы несут с собой только наиболее подвижные компоненты – железо и магний, а кремнезем заимствуется из пород, через которые они просачиваются. Д.С. Коржинский различает контактово-инфильтрационные и контактово-реакционные скарны.
Сущность контактово-инфильтрационного скарнирования заключается в том, что постмагматические растворы, содержащие железо и магний, поступают в область трещиноватого и прогретого контакта известняка с интрузией, это способствует развитию метасоматического процесса. Необходимый для образования скарновых минералов кремнезем заимствуется растворами из силикатных пород, а кальций – из известняков. По пути просачивания растворов образуется несколько минеральных зон.

При контактово-реакционном (биметаосматическом) скарнировании поток восходящих растворов просачивается вдоль контакта интрузивной породы с породами вмещающей рамы. Породы резко различны по составу и способны к реакции при условии их прогретости. Благодаря встречной диффузии кремнезема в направлении известняков и кальция в сторону интрузива в среде, насыщенной растворами, которые обогащены железом и магнием, происходит скарнообразование.
Метасоматиты кислотной и поздней щелочной стадии

В эту обширную группу процессов входят приконтактовое выщелачивание, региональный послемагматический метасоматоз и низкотемпературный околотрещинный метасоматоз. Приконтактовое выщелачивание происходит при высоких температурах, региональный метасоматоз – при средних, а околотрещинный метасоматоз – при низких температурах. Установление температуры процессов породообразования является сложной задачей, которая решается в процессе термодинамических и термобаро -геохимических исследований. Качественная оценка температурных условий проводится по минералам-индикаторам, так, например, появление эпидота, мусковита и замещение пироксена актинолитом свидетельствует о переходе от высоко- к среднетемпературным условиям. При дальнейшем понижении температуры происходит разложение эпидота, амфиболов и образование хлорита, доломита и кварца.

Грейзены

Грейзены представляют собой продукты пневматолито-гидротер-мального метасоматического изменения интрузивных, осадочных и эффузивных пород преимущественно кислого состава. Главными минералами грейзенов являются кварц, мусковит, флюорит, турмалин. Реже и в подчиненном количестве в грейзенах встречаются топаз, рутил, берилл, касситерит, вольфрамит, шеелит, сульфиды купрума, цинка, молибдена, бериллия.

Пространственно и генетически грейзены связаны с гранитоидными интрузиями повышенной кислотности и значительно реже проявляются в гранодиоритах. Граниты, с которыми связаны грейзены, относятся к посторогенному типу. Они внедряюся в областях устойчиво развивающихся поднятий. Обычно они возникают в апикальных частях небольших массивов или саттелитов, штоков крупных интрузий. Процессы грейзенизации предпочтительно развиваются в интрузивных породах повышенной трещиноватости, редко захватывают вмещающие породы. Грейзенизация сопровождается другими метасоматическими преобразованиями пород, например, альбитизацией и калишпатизацией гранитов, скарнированием и пропилитизацией. Альбитизация и калишпатизация предшествуют грейзенизации. Грейзены накладываются на скарны в контактах гранитов с известняками. Пропилитизация послемагматического этапа происходит после грейзенезации при более низкой температуре.

Метасоматическое преобразование исходных гранитов начинается с замещения биотита и плагиоклаза. Калишпат является наиболее устойчивым алюмосиликатом и замещается позже других минералов. Длительное время сохраняются рутил и циркон, которые подвергаются перекристаллизации. Первичные минералы гранитоидов независимо от состава замещаются агрегатом однотипных минералов – кварцем, мусковитом, флюоритом, турмалином и другими грейзеновыми минералами. Наиболее равномерно в грейзенах распределяются кварц и мусковит, остальные образуют вкрапленность, гнезда, линзы и т.п.
По характеру проявления и форме залегания выделяют жильный и штокверковый типы грейзенов. Жильный тип сопровождает кварцевые жилы и пегматиты. Штокверковый тип грейзенов занимает иногда большие участки и является, как правило, рудоносным.

В телах грейзенов обычна зональность, выражающаяся в закономерном пространственном распределении минеральных ассоциаций метасоматитов. В осевой, наиболее проработанной зоне колонки существенно развиты кварцевые породы. В зависимости от температуры образования и отчасти от состава исходных пород выделяются фации грейзенов – кварцево-турмалиновая, кварцево-топазовая, кварцево-флюоритовая, кварцево-мусковитовая. Нередко в процессе грейзенизации образуются мономинеральные скопления того минерала, который характерен для данной фации (турмалиновые, флогопитовые, мусковитовые породы).

При грейзенизации гранитов происходит устойчивый вынос из всех зон Na2O и K2O, привнос SiO2, Fe, F, Н2O, CО2 и редких металлов. Глинозем в больших количествах привносится в зоны кварц-топазовых и кварц-мусковитовых грейзенов. Основу метасоматического флюида при образовании грейзенов составляет вода, содержание CО2 и других газов незначительно. Предполагается, что основными солевыми компонентами являются хлориды и фториды Na и K, а примеси хлоридов и фторидов Mg, Fe, Ca, Li в сумме не превышают 1 %.
Температуры кристаллизации материнских гранитов составляют 750– 650 оС. Кристаллизация грейзеновых минеральных парагенезисов происходит в интервале 550–350 оС. Микроструктуры грейзенов обычно спутано-лепидогранобластовые, гранобластовые. Грейзены имеют большое поисковое значение, с ними связаны месторождения олова, вольфрама, бериллия, реже лития, молибдена, мышьяка, висмута.

Пропилиты

Пропилиты представляют собой зеленоватые породы массивного, мелко- или тонкозернистого строения, похожие на зеленокаменные эффузивы, в отличие от которых в пропилитах развиты метабластовые, лепидограно- и нематогранобластовые структуры. Пропилиты образуются на орогенном этапе развития геосинклиналей. После извержения лав кислого и среднего состава следует деформация и складчатость в вулканической толще, которые завершаются внедрением интрузий небольшого размера. Восходящие постмагматические растворы вызывают пропилитизацию вулканогенных и интрузивных пород. Пропилиты и пропилитизированные породы сложены эпидотом, актинолитом, хлоритом, альбитом, кальцитом, кварцем. Обычно в них присутствуют пирит либо магнетит. Довольно часто встречаются в небольшом количестве серицит или гидрослюда, которыми замещаются полевые шпаты и хлориты. В слабопропилитизированных породах оливин и ромбический пироксен замещаются серпентином.

Кроме новообразованных минералов в составе пропилитизированных пород сохраняются реликтовые минералы магматической стадии, вследствие вялости химических реакций. В этом случае породы сложены неравновесной минеральной ассоциацией. Для характеристики степени пропилитизации можно пользоваться отношением: содержание новообразованных минералов (%) / 100. При интенсивном метасоматизме пропилитизация приводит к полному замещению магматических минералов новообразованными, равновесными с гидротермальным раствором. Парагенезисы минералов кроме температуры зависят от состава исходных пород. Например, пропилит по риолиту характеризуется кварц-ортоклаз-эпидотовым составом с примесью хлорита повышенной железистости. При той же температуре по андезиту развивается хлорит-альбит-эпидотовый парагенезис пропилита.

Образование пропилитов начинается параллельно с магматическим замещением вмещающей толщи, но на удалении от магматического контакта, отделяясь от него зоной роговиков. На магматическом (прогрессивном) этапе в результате пропилитизации формируется вертикальная зональность, в которой глубинная зона, ближайшая к роговикам, сложена биотит-актинолитовыми либо биотит-эпидотовыми, реже эпидот-актинолитовыми пропилитами, а верхняя, удаленная от контакта, – эпидот-хлоритовыми или альбит-кальцит-хлоритовыми пропилитами. При этом глубинная высокотемпературная зона разрастается за счет верхней. Биотитизация распространяется вверх вдоль трещин в виде крутопадающих линейных зон в эпидот-хлоритовых пропилитах, при этом хлорит и альбит верхней зоны замещаются биотитом и актинолитом. Главные фации (зоны) пропилитизированных пород от внешних ( низкотемпературных) к тыловым (высокотемпературным) изменяются в следующем порядке: альбит-кальцитовая → эпидот-хлоритовая → эпидот -актинолитовая → альбит-актинолитовая → биотит-актинолитовая → → контактовые роговики.

Большое значение при оценке условий образования пропилитов имеет изучение состава и структуры породообразующих минералов.
Хлориты в пропилитизированных породах имеют промежуточный магнезиально -железистый состав в ряду дафнит–клинохлор и отличающихся от рудных высокожелезистых разновидностей. Магнезиальность железистость хлорита зависит от ассоциирующих с ним гематита, пирита, пирротина, магнетита и ильменита. С гематитом сосуществует хлорит с содержанием железистого минала не более 20 %, с пиритом – не более 60 %, с пирротином вариации магнезиальности хлоритов не ограничены, с магнетитом устойчив хлорит, содержащий 20–40 % железистого минала, с ильменитом – более железистые вплоть до дафнита.

Эпидот в пропилитах ассоциирует с альбитом и хлоритом; актинолитом, биотитом и альбитом; пренитом и альбитом. Во всех этих парагенезисах присутствуют, как правило, магнетит (либо гематит, либо пирит) и кварц. Часто, особенно в прожилках, эпидот ассоциирует с кальцитом. Минерал в виде призматических и изометрично зернистых агрегатов замещает плагиоклаз и другие кальциевые минералы, а также слагает прожилки. Железистость эпидота незначительно отклоняется от 0,15. Соотношение железа и алюминия в пропилитовых эпидотах характеризует вариации состава от клиноцоизита до пистацита. Температурный интервал образования эпидота в пропилитах изменяется от 150 до 250 оС.

Альбит в пропилитах ассоциирует с хлоритом, эпидотом, актинолитом и кальцитом. Около кварцевых рудных жил альбит замещается серицитом. Он является наиболее характерным минералом в пропилитах, развивается в виде псевдоморфоз по кальциевым плагиоклазам. Обычно альбит содержит около 2–5 % анортитовой молекулы и практически не содержит калия (десятые доли процента).
В среднетемпературных пропилитах, в ассоциации с эпидотом и актинолитом альбит обладает положительным углом 2V = 60–70о, обнаруживает упорядоченное распределение Al-Si в структуре, что характерно для « низкого» альбита. Его кристаллы полисинтетически сдвойникованы по альбитовому закону.

В низкотемпературных пропилитах альбит имеет большой отрицательный угол 2V = 70–80, характеризуется неупорядоченным распределением Si- Al, что свойственно «высокому» альбиту. Минерал слабо сдвойникован либо вообще не сдвойникован.
Актинолит развивается в пропилитах повышенных температур в эндо- и экзоконтактах порфировых гранитоидных интрузивов. Актинолит представлен промежуточной разновидностью ряда тремолит–актинолит с железистостью 20–50 %. Вариации железистости минерала определяются составом исходных пород и температурой. С повышением температуры обнаруживается тенденция к образованию менее железистых разностей. Как правило, минерал не содержит алюминия и натрия, за исключением наиболее высокотемпературных для пропилитов условий. При пропилитизации актинолит замещает магматические пироксены и амфиболы. При прогрессивной пропилитизации актинолит замещает хлорит, на регрессивной стадии пропилитизации хлорит замещает актинолит. В равновесии с хлоритом актинолит в пропилитах не наблюдается. Он ассоциирует с эпидотом и альбитом или с биотитом и альбит-олигоклазом вблизи контактов с интрузивными телами. Из рудных минералов с актинолитом встречаются пирит либо магнетит.

Биотит распространен в пропилитах, примыкающих к контактам с магматическими телами. Он имеет зеленовато-бурую окраску, которая обусловлена низким содержанием TiO2 (0,1-1,5 %) и повышенным содержанием закисного железа (до 19 %). При приближении к магматическому контакту биотит пропилитов приобретает коричневую окраску, содержание TiO2 увеличивается до 4 %. Коричневой окраской обладают биотиты из пропилитов, сформировавшиеся за счет терригенных пород.
Биотит в пропилитах образует рассеянную вкрапленность в ассоциации с кварцем, ортоклазом, актинолитом, эпидотом и магнетитом. Однако эпидот часто замещается биотитом либо агрегатом биотита и актинолита. Мелкочешуйчатый биотит развивается по альбитизированному плагиоклазу. В зоне магматического контакта биотит образует прожилковые и «сгустковые» обособления совместно с ортоклазом и без него.

Развитие биотита в пропилитах сопровождается привносом в них магния, железа и калия и выносом кальция. При повышенной активности бора в пропилитизирующих растворах с биотитом ассоциирует турмалин.
Горная порода (Rock) - это
Формирование пропилитов протекает в орогенный этап развития коры в районах континентальных окраин, островных дуг, зон внутриконтинентальной тектономагматической активизации. Пропилитизация сопровождает заключительные стадии становления вулканоплутонических ассоциаций, захватывая гранитоидные интрузии, которые внедрились в вулканическую толщу. Обычно пропилитизации подвергаются все разновидности магматических пород в районе независимо от различий в возрасте, но иногда встречаются молодые дайки преимущественно основного состава, которые внедрились после пропилитизации толщ и не затронуты изменениями. Пропилитизация не связана генетически с конкретными интрузиями, но по времени она близка к внедрению гранитоидных порфировых интрузий. Об этом свидетельствует температурная зональность с повышением температуры к контактам и внутрь интрузивов до эпидот-актинолитовой фации.

Пропилитизация является дорудным процессом и охватывает большие объемы пород благодаря подключению к магматогенным флюидам подогретых подземных вод. После кристаллизации магмы в камере и смены прогрессивного режима регрессивным в областях вулканизма продолжается циркуляция гидротермальных растворов, температура которых со временем понижается. Поэтому изотермы смещаются вниз, и низкотемпературные ассоциации гидротермальных минералов накладываются на ранние, более высокотемпературные. Тогда ассоциации, свойственные пропилитам, могут развиваться по скарнам и роговикам. Пропилитизация регрессивного этапа, соответствующая стадии нарастающей кислотности, продолжает пропилитизацию прогрессивного этапа, но может проявляться и без нее.

Агентами пропилитизации являются растворы, образованные из двух или более источников. Участие магматогенных флюидов доказывается высокой активностью в них магния и калия, которая обеспечивает магнезиальный или калиевый тренд пропилитизации (биотитизация или адуляризация соответственно). Наряду с магматогенными в гидротермальном растворе присутствуют компоненты вод, захороненных в толще пород, подвергшихся пропилитизации. Это следует из огромных объемов пропилитизированных пород, охватывающих сотни кубических километров, а также из данных по изотопии кислорода. К пропилитизированным породам иногда необоснованно относят гидротермально измененные породы аргиллизитового типа, развитые в областях активного вулканизма, при котором в глубоких зонах аргиллизации наряду с глинистыми минералами образуются адуляр, альбит, хлорит, эпидот. Эти породы формируют внешний ореол вокруг аргиллизитов либо березитов. Они образуются под воздействием «отработанных» растворов.

В поднятиях океанического ложа известны преобразования базальтов, при которых плагиоклаз замещается калишпатом, пироксены и вулканическое стекло – хлоритом, смектитами и кальцитом. Встречаются и более высокотемпературные продукты – эпидот, актинолит, альбит. Эти метасоматиты образовались при незначительном вертикальном градиенте температуры под воздействием морской воды и не относятся к пропилитам.
Процессы спилитизации, развивающиеся в геосинклинальных прогибах, сходны с пропилитизацией, но по геологической позиции и фациальным особенностям относятся к продуктам регионального аллохимического метаморфизма.

Близкая ситуация наблюдается в вулканических депрессиях островных дуг, где горизонты вулканогенно-осадочных пород превращены в «зеленые туфы». Зеленые туфы широко развиты на Японских и Курильских островах, где слагают стратифицированные горизонты кислой пирокластики, протягивающиеся на десятки и сотни километров. Первичные магматические минералы в этих породах замещены альбитом, цеолитами, хлоритом, смектитом, гидрослюдами, смешаннослойными минералами, кальцитом, в меньшей мере пренитом, эпидотом. Туфы прорваны субвулканическими телами дацитов и риолитов, сопровождаются ореолом хлорит-кальцитовых или эпидот-хлоритовых метасоматитов с рудной минерализацией эпитермального или колчеданно-полиметалли-ческого типов. Предполагается, что зеленые туфы возникли при островодужном вулканизме контрастно-дифференцированного типа на сформировавшейся континентальной коре благодаря активизации морской воды, пропитывающей горизонты пирокластики при региональном прогреве территории. Прогрев связывают с подъемом и эволюцией мантийного диапира, производными которого являются кислые субвулканические интрузии. Таким образом, геологически эти образования не относятся к пропилитам.

Среди сланцевых толщ к пропилитовым метасоматитам относят иногда продукты регионального метаморфизма зеленосланцевой фации, основываясь на сходстве минерального состава, но геологически не имеющих ничего общего с собственно пропилитами. Продукты регионального метаморфизма фации зеленых сланцев, расположенные среди толщ эпидот-амфиболитовой и цеолитовой фаций, не имеют непосредственной связи с гранитоидными интрузиями. Региональный метаморфизм происходит при более низкой фугитивности углекислоты, чем пропилитизация.

Пропилиты являются рудовмещающими метасоматитами оловянных, свинцово-цинковых, серебро-полиметаллических, золото-медных, золото-серебряных руд. Рудные тела имеют форму секущих жил, прожилков, прожилково-вкрапленных зон. Руды характеризуются более поздним образованием относительно пропилитов, секут фациальные границы пропилитов и сопровождаются кислотными околорудными метасоматитами. Месторождения олова и золота занимают определенное положение в зонах пропилитов, оловянная минерализация приурочена к биотитовой фации в кровле гранитоидов, золотое оруденение сосредоточено выше границы биотитовой фации. Условия образования руд в этом случае практически совпадают с условиями пропилитизации, а их отложение из пропилитизирующих растворов осуществляется при падении температуры и вариаций кислотности-щелочности.

Вторичные кварциты

Вторичные кварциты – существенно кварцевые породы, образовавшиеся путем гидротермально-метасоматического окварцевания преимущественно вулканических пород среднего и кислого состава. Термин «вторичный кварцит» был введен в геологическую практику Е.С. Федоровым, теоретические основы процесса образования вторичных кварцитов разработаны отечественными геологами М.П. Русаковым, Д.С. Коржинским, Н.И. Наковником и др. В англоязычной научной литературе термин «вторичные кварциты» не применяется, а используются конкретные названия пород – корундовые кварциты, андалузит-кварцевые породы, алунит-кварцевые породы и т.п.

Главными минералами вторичных кварцитов являются кварц, серицит, пирофиллит, алунит, каолинит, диккит, андалузит, корунд, флюорит, рутил, диаспор, пирит, гематит; часто встречающимися - дюмортьерит, зуниит, топаз, турмалин. По минеральному составу и температурам образования Н.И. Наковник выделил следующие фации вторичных кварцитов (в порядке снижения температуры): корундовая, андалузитовая, диаспоровая, алунитовая, каолинитовая. На многих участках проявления вторичных кварцитов наблюдается зональность в расположении фаций. При интенсивном выщелачивании оснований возникают мономинеральные кварцевые породы. Пример метасоматической зональности приведен в работе И.П. Иванова (1974).

Среди геологических ситуаций, где встречаются вторичные кварциты, наиболее типичны поля развития среднекислых вулкано-плутонических комплексов в активных континентальных окраинах и на островных дугах, сформировавшиеся на орогенном этапе развития. Процессы окварцевания имеют отчетливый наложенный характер и относятся к постмагматическому этапу. Д.С. Коржинский вслед за Е.С. Федоровым, М.П. Русаковым относил к вторичным кварцитам постинтрузивные метасоматически окварцованные породы в апикальных частях и в кровле порфировых гранитоидных массивов. Н.И. Наковник расширил понятие, введя в него продукты сольфатарных процессов в приповерхностных условиях на вулканах. В пределах эпитермальных месторождений зоны кварцевого, кварц-алунитового, кварц-каолинитового составов иногда также относят к вторичным кварцитам. Эти измененные породы следует относить к аргиллизитам.

Форма тел вторичных кварцитов «плащеобразная», линзовидная, жильная, сложных залежей, трубообразная. Образование вторичных кварцитов представляет собой крайнюю степень выщелачивания металлов из пород кислыми и ультракислыми растворами. Основным источником кислотных компонентов в метасоматизирующих растворах служит охлаждающийся магматический расплав, от которого отделяется флюид, состоящий главным образом из H2O, CO2, HCl, SO3, H2S и HF. Процессы выщелачивания связаны с высокими активностью и степенью диссоциации сильных кислот (HCl, H2SO4, HF) в водных растворах. Во внутренних зонах метасоматических преобразований, где кислотность растворов максимальна (рН = 1-2), происходит полное растворение всех минералов, кроме кварца. При взаимодействии растворов с вмещающими породами кислотность растворов понижается, о чем свидетельствует смена монокварцевой зоны высокоглиноземистыми породами по периферии. Экспериментальные исследования в системе Al2O3-SiO2-H2O и изучение гомогенизации, криометрии вещества включений в минералах метасоматитов свидетельствуют о температурном интервале 200–450 оС образования вторичных кварцитов. Давление не превышало 0,5 кбар.

Вторичные кварциты используются в качестве глиноземного сырья, корундовые кварциты – для получения технического корунда (абразива). Эти метасоматиты ассоциируют с рудами купрума, молибдена, сульфидными залежами, содержащими акцессорное золото.
Аргиллизиты

Аргиллизиты – это низкотемпературные, гидротермально-метасоматические породы, образовавшиеся при замещении исходных пород глинистыми минералами под влиянием существенно кислых водных растворов. рН среды изменяется от 5-6 до 1-2. В метасоматических реакциях характерна высокая активность кремния и алюминия, происходит вынос щелочей и щелочноземельных металлов. Температурный интервал образования аргиллизитов – 300–50 °С, чаще 200–50 °С.

Минеральный состав аргиллизитов характеризуется значительным разнообразием и зависит от физико -химических условий их образования и состава исходных пород. Главными минералами являются минералы групп монтмориллонита (смектиты), каолинита, алунита, цеолитов, кремнезема, смешанослойные образования, хлориты (бертьерины), слюдоподобные глинистые минералы. Примеси представлены гематитом, пиритом, флюоритом, баритом. Изучение аргиллизитов затруднено в связи с их тонкозернистостью. Минеральный состав диагностируется рентгенофазовым и термическим методами.

Типичные аргиллизиты образуются по породам среднего и основного составов. Классификация аргиллизитов осуществляется по минеральному составу, парагенезисы которых определяют их условия образования.
В кислых условиях граничные параметры аргиллизации определяются равновесием каолинит–пирофиллит, которое соответствует около 290 оС. Алунит при низких температурах (90 оС) характеризует кислую среду образования (рН не более 2,5), она незначительно изменяется при повышении температуры до 200–300 оС.

В субщелочных условиях температурная граница аргиллизитов соответствует примерно 190 оС, определяясь устойчивостью анальцима.
В поле гидрослюд и смешанослойных минералов (слюда–смектиты) границу между березитами и аргиллизитами проводят по гидрослюдам с содержанием разбухающих слоев не более 20 %, т.е. при 230–250 оС. Кварц-каолинитовые аргиллизиты сложены каолинитом, кварцем, халцедоном, алунитом, диккитом, гидрослюдой, иногда ярозитом, смешанослойными минералами (каолинит-смектитами, иллит-смектитами), гематитом, сульфидами железа, гипсом, баритом, серой. В незначительных количествах (в виде акцессорной примеси) в породах присутствуют апатит, анатаз, сульфиды мышьяка, ртути, сурьмы. Колонка минеральной метасоматической зональности в обобщенном виде выглядит следующим образом (от осевой раствороподводящей трещины к вмещающей породе): кварц → кварц + алунит → кварц + алунит + каолинит → кварц + гидрослюда → кварц + гидрослюда + хлорит → альбит + хлорит + + кальцит (пропилитовая ассоциация). В ассоциации кварц + гидрослюда иногда отмечается анкерит (березитоподобная ассоциация).

Кварц-каолинитовые аргиллизиты образуются под воздействием кислых растворов (рН < 4) в условиях малых глубин и низких температур (около 200 оС). Они распространены в эпитермальных месторождениях, сопровождая сурьмяно-ртутную, золото-серебряную и реже урановую и флюоритовую минерализацию. Каолинит-смектитовые аргиллизиты характеризуются развитием в них каолинита, кварца, серицита во внутренних зонах метасоматической колонки, с удалением от которой в породах появляются монтмориллонит и далее хлорит, карбонат, сульфиды при исчезновении каолинита. Каолинит-смектитовые аргиллизиты образуются в условиях умеренной кислотности (рН = 5-6) при температурах около 200 оС. Они известны на урановых месторождениях Забайкалья.

Цеолит-смектитовые метасоматиты образуются в близнейтральной, слабокислой среде с рН около 6 при 140–160 оС и не являются продуктами собственно кислотного выщелачивания. В их составе преобладают смектиты (монтмориллонит, бейделит, нонтронит, сапонит) и цеолиты (ломонтит, шабазит, морденит, клиноптилолит). Кроме этих минералов в метасоматитах могут присутствовать каолинит, селадонит, карбонаты и смешанослойные (слюда – смектиты, хлорит – смектиты).
Горная порода (Rock) - это
По составу выделяются три главные минеральные разновидности метасоматитов: смектит + Са–цеолиты; смектит + селадонит + кристобалит + Na, K–цеолиты (высококремнистые); существенно смектитовые. Морфология тел линзовидная, пластовая, распространение площадное, при мощностях до сотен метров, приурочена к зонам трещиноватости.

Кроме современных вулканических областей цеолит-смектитовые метасоматиты встречаются на некоторых рудных месторождениях мезозойско-кайнозойского возраста (урановые проявления Забайкалья, Чукотки, Чехии, полиметаллические проявления Болгарии). Аргиллизиты достоверно известны начиная с позднего палеозоя, максимум их развития приходится на мезозойское и кайнозойское время. Образование аргиллизитов отмечается в областях современного вулканизма (тихоокеанское вулканическое кольцо), современных рифтовых системах (рифтовая зона Калифорнийского залива, грабен Красного моря и др.).

Аргиллизиты слагают локальные зоны в кристаллических породах, линейные и сложные штокверковые тела в эффузивах и экструзиях, занимают огромные площади в стратифицированных эффузивно-осадочных толщах. Аргиллизиты сопряжены с магматитами разного состава, но встречаются вне связи с конкретными магматическими телами. Процесс аргиллизации разделяют на гидротермальный и сольфатарный. Гидротермальная аргиллизация связана с воздействием циркулирующих по трещинам кислых растворов на окружающие породы и сопровождается рудоотложением. Сольфатарная аргиллизация обычно безрудная, приурочена к вулканическим аппаратам, имеет площадное распространение, обусловлена воздействием на породы сульфатных и сульфатно-хлоридных растворов.
С проявлениями аргиллизитов связаны месторождения золота, урана, флюорита, сурьмы, ртути, мышьяка, серебра, цеолитов и бентонитовых глин.

Березиты и листвениты


Березиты и листвениты являются продуктами околотрещинного низкотемпературного метасоматоза. В низкотемпературных условиях растворы могут циркулировать только по трещинам. Метасоматические реакции осуществляются в результате диффузионного взаимодействия углекислотных растворов с застойными поровыми водами боковых пород, что приводит к изменению последних. Низкотемпературные метасоматиты часто связаны с кварцевыми жилами. Мощность измененных пород около кварцевых жил измеряется долями и несколькими метрами, а при штокверковом типе кварцевого прожилкования метасоматиты занимают десятки метров.

Березиты
Березиты, в первичном значении термина, представляют собой метасоматически измененные (серицитизированные) гранит-порфиры и аплиты около кварцевых золоторудных жил. Термин «беризит» был предложен Г. Розе в середине XIX в. Березиты представляют собой тонко- или мелкозернистые породы светло-зеленовато-бурой окраски с вкрапленностью кристаллов пирита. Основная ткань березитов состоит из кварца, карбонатов, серицита и иногда хлорита. В зависимости от состава выделяют кварц-серицит-кальцитовые, серицит- анкерит-кварцевые разновидности. В настоящее время березитами называют породы, образовавшиеся не только за счет гранитов, но и по другим интрузивным, вулканическим и вулканогенно- осадочным породам при аналогичном процессе кислотного метасоматоза. Во внешних зонах собственно березитов развиты умеренно и слабо измененные породы кварц-серицитового (без карбоната) состава либо породы, содержащие в разных количествах новообразования хлорита, серицита и реликтовых минералов. Эти породы принято называть березитизированными. Термины «березитизация» и «березиты» используются только в Российской Федерации.

Парагенезис кварца с серицитом и карбонатом не является еще индикатором березитов. Сходные породы могут образовываться при начальном (низкотемпературном) метаморфизме пелитовых осадков.
Листвениты
Листвениты образуются теми же (по составу) растворами, что и березиты, но изменению подвергаются ультраосновные породы. Иногда листвениты развиваются вдоль контактов серпентинитов с известняками. Листвениты имеют буровато-зеленую окраску с изумрудно-зелеными пятнами. Ярко-зеленую окраску породе придает фуксит-хромсодержащий серицито-мусковит. В составе лиственитов значительную роль играют карбонаты (кальцит, анкерит и брейнерит), кварц и серицит. В качестве акцессорных и редких минералов присутствуют пирит, гематит, альбит, рутил. Из реликтовых минералов отмечаются хромит, шпинель, серпентин.

Особенности генезиса и минералогии березито-лиственитов
Березиты и листвениты относятся к березитовой формации с выделением фаций березитов и лиственитов. Метасоматиты березитовой формации распространены в областях развития орогенного гранитоидного магматизма в коре континентального типа. Временной интервал их образования зафиксирован от позднего докембрия до кайнозоя, макси мальное распространение березитов приходится на герцинское и мезозойское время. В областях четвертичного и современного вулканизма типичные березиты не установлены. Процессы березитизации происходят после полного завершения интрузивного и эффузивного магматизма. При эволюции гидротермального процесса позже березитизации отлагается рудная минерализация и может развиваться низкотемпературная аргиллизация.
Березиты приурочены к разрывным нарушениям, зонам рассланцевания, катаклаза, являются типичными околорудными метасоматитами на многих среднеглубинных (2-3 км) месторождениях. Форма тел близка к жильной, пластинообразной.

К настоящему времени в научной и учебной литературе имеются подробные сведения о составе породообразующих минералов березитов, изученных во многих районах распространения этих метасоматитов.
Серицит является главным типоморфным минералом березитов. К серициту относят мелкочешуйчатую разновидность белой слюды, варьирующую по составу между мусковитом, фенгитом (соотношение Si:Al больше, чем 3:1, что сопровождается увеличением содержания Fe и Mg) и иллитом ( криптокристаллические смешанослойные слюды и глинистые минералы). Мусковит-фенгитовые серициты характерны для собственно березитов, а иллит – для наиболее низкотемпературных разностей. Помимо калиевых слюд встречаются натриевые (парагонит). Оптические методы не позволяют отличить их друг от друга, целесообразнее для этого использовать химический или рентгеноструктурный анализ. В серицитах березитов урановых месторождений отмечается повышенное содержание фтора – до 1 мас. %. Фукситы лиственитов относятся к хромсодержащим фенгитам. Содержание хрома колеблется от 0,2 до 3,5 мас. %. Хром заимствуется слюдой из материнской (исходной) породы, но может привноситься из внешнего (глубинного) источника.

Карбонаты березитов весьма разнообразны по составу и представлены группами доломит-анкерита, кальцита, магнезит- сидерита и их марганцовистыми разностями. Проявление того или иного карбоната определяется составом вмещающих пород. В лиственитах обычно развиты магнезит либо брейнерит (железистый магнезит), реже встречаются сидерит и магниосидерит. Кальцит, железистые и марганцовистые кальциты часто отмечаются в березитизированных породах внешних зон. Обычным для березитов является анкерит (железистый доломит).
Горная порода (Rock) - это
Хлориты характерны для пород внешних зон березитов. Они развиваются по темноцветным минералам. При нарастании степени березитизации хлориты замещаются анкеритом (или другим карбонатом) и серицитом. Химический состав хлоритов изменяется в широких пределах, что отражается в различиях показателей преломления, силы двупреломления и оптическом знаке. Среди оптически положительных хлоритов встречаются клинохлор, репидолит, а оптически отрицательных – диабантит, брунсвигит.

Химизм процесса березитизации выражается в интенсивном выносе оснований и привносе кремнезема, воды, серы и углекислоты. Во внешних зонах березитов отмечается вынос калия и магния, при приближении к центральной зоне выносится натрий. В промежуточной и внутренней зоне за счет интенсивного развития серицита может возрастать количество калия и алюминия.

Горная порода (Rock) - это
Температурный интервал образования березитов, установленный методами термобарогеохимии, термометрии и экспериментально, соответствует 350–230 оС. Гидротермальные растворы, вызывающие березитизацию, по данным изучения флюидных включений в жильных кварце и карбонатах, указывают на постоянное присутствие в газовой фазе включений присутствуют Н2О, СО2, иногда N2. С березитами связаны рудные месторождения золота, урана, полиметаллов. Рудные тела в березитах обычно приурочены к внутренним зонам, но иногда локализируются и вне их, находясь в пределах ореолов березитизированных пород.
Горная порода (Rock) - это
Горная порода (Rock) - это
Гумбеиты

Гумбеиты (названы Д.С. Коржинским по р. Гумбейке на Южном Урале) представляют собой гидротермально измененные породы около кварцевых жил, состоящие из кварца, карбоната, ортоклаза (или микроклина) и рутила. Обычно в них присутствуют сульфиды и шеелит. Внешняя зона гумбеитов характеризуется развитием в исходных гранитоидах альбитизированного плагиоклаза с примесью серицита, маложелезистого биотита или флогопита, совместно с анкеритом и примесью рутила, пирита, иногда гематита, развивающихся по темноцветам исходных пород. Сфен подвергается лейкоксенизации. Мощность гумбеитовых изменений – 10–30 см, иногда достигает 1 м. Н.А. Елисеев (1963) отмечает необходимое условие для гумбеитизации – сиенитовый облик исходных пород. На Гумбейском месторождении шеелита они развиты по монцонитам, кварцевым монцодиоритам, сиенит-порфирам, а также по роговикам, пропилитам и биотит-амфиболовым метасоматитам (Спиридонов и др., 1997). На Березовском золоторудном поле шеелитоносные гумбеиты развиты по адамелитам, аплитам, пегматитам и лампрофирам.

Горная порода (Rock) - это
В пределах золоторудного месторождения Зармитан (Западный Узбекистан) гумбеитовые изменения развиты в граносиенитах вокруг кварцевых жил с золотоносной пирит-арсенопиритовой минерализацией (Щербань, 1996).
Горная порода (Rock) - это
Гумбеизация осуществляется под воздействием углекислых растворов с повышенной активностью щелочей, главным образом калия. По косвенным данным, растворы обогащены фтором. При гумбеитизации привносится вода, углекислота, сера, калий и выносится натрий. Температурный интервал процесса 200–400 оС.
Горная порода (Rock) - это

По температуре образования в гумбеитах Урала выделяют три минеральных фации:
- биотит-калишпатовая фация в оторочке кварц -биотитовых жил. Из рудных минералов типичными являются пирит и молибдешеелит. Температура образования 440–400 оС.

Горная порода (Rock) - это
Горная порода (Rock) - это
- доломит-калишпатовая фация в оторочке карбонат-кварцевых жил с шеелитом, молибденитом, висмутином, галенитом, блеклыми рудами. Типичная минеральная ассоциация – Дол + Кпш + Ру + Кв ± Аб. Температура образования 400–300 оС. Рудные минералы формировались при температуре от 400 до 200 оС.

- фенгит-калишпатовая фация в оторочке карбонат-кварцевых жил со сфалеритом, галенитом, блеклыми рудами, гесситом, золотом. Температура образования менее 300 оС.

Горная порода (Rock) - это
Во внутренних (тыловых) зонах гумбеитов, среди жильного материала, обнаруживаются гнезда – скопления апатита. Изученная зональность гумбеитов на Урале и в Узбекистане свидетельствует об изменении парагенетических минеральных ассоциаций на незначительных расстояниях, при мощности зон от долей миллиметра до первых сантиметров. Количество зон изменяется от 2 до 5 в десятисантиметровом интервале колонки гумбеита (Метасоматизм..., 1998).

Углеродистые метасоматиты

Термин «углеродный метасоматоз» введен в употребление П.Ф. Иванкиным (1984), исследовавшим золоторудные месторождения в терригенных «черносланцевых» толщах. Рудоносные минерализованные зоны золоторудных месторождений Енисейского кряжа, Узбекистана, Ленского района представляют собой темно-серые углеродсодержащие метатерригенные породы. За пределами рудных полей эти толщи менее рассланцованы и не содержат углеродистое вещество (УВ). Первоначально УВ в породах, вмещающих золоторудную минерализацию, считали органогенным, преобразованным в результате диагенеза и метаморфизма.
Горная порода (Rock) - это
Золотоносные кварцевые жилы Саралинского месторождения в Кузнецком Алатау залегают в милонитах базальтов, андезитов и риолитов, интенсивно насыщенных «тонкораспыленным» углистым веществом (антраксолитом). Уже первые исследователи месторождений Саралинского района (М.А. Усов, 1917; А.Я. Булынников, 1928) указывали на наложенный (вторичный) характер углистого вещества вмещающих жилы пород.

Вопрос об эндогенной или экзогенной природе углеродистого вещества в породах рудных полей месторождений золота, урана, некоторых колчеданных месторождений в вулканогенных толщах применительно к конкретным месторождениям остается дискуссионным. Эндогенную природу углеродизации пород, приуроченных к зонам крупных разломов (смятия и рассланцевания), контролирующих месторождения, отстаивают С.А. Ананьев, Ф.А. Летников, М.И. Новгородова, П.Ф. Иванкин и другие исследователи.

Горная порода (Rock) - это
Дискуссионность проблемы образования «черных сланцев» связана с отсутствием в них таких достоверных признаков метасоматизма, как метасоматическая зональность и уменьшение числа минералов при увеличении интенсивности процесса, а также с трудностью наблюдения отчетливых структурных признаков замещения и неопределенностью парагенетических отношений УВ с породообразующими минералами.

Углеродистое вещество ассоциирует в черносланцевых толщах с жильным кварцем, пирротином, пиритом, арсенопиритом, карбонатами, серицитом, альбитом, ильменитом, рутилом. В качестве примесей присутствуют самородные металлы, сплавы и интерметаллические соединения (железо, никель, алюминий, олово, свинец, висмут, аваруит, золото, серебро, платиновые металлы и их сплавы). Неясным остается, являются ли эти ассоциации парагенетическими или в них совмещены продукты разных процессов.

Горная порода (Rock) - это
Углеродистое вещество встречается как в жильном кварце, в виде тонкого «крапа», так и во вмещающих сланцах. Наиболее обогащены УВ экзоконтактовые участки рудных тел, по мере удаления от жил его концентрация падает. В некоторых местах наблюдаются постепенные переходы к неизмененным породам. Интенсивно обогащены УВ зонки механического рассланцевания и поверхности зеркал скольжения. Под микроскопом наблюдаются следующие морфологические типы агрегатов УВ: равномерная пелитоморфная сыпь в межзерновом пространстве пород и жильного кварца; пятнистая, избирательно захватывающая определенные минералы либо участки пород; ритмичная, придающая породе полосчатый облик; трещинная, проявленная в зонах дробления и механической рассланцовки; сплошная, или фронтальная, выраженная в пропитывании всей массы породы; пятнисто-глобулярная.

Горная порода (Rock) - это
Исследования форм УВ в углеродизированных породах показывают их различные структурные разности (графит, антраксолиты, шунгит). Термобарогеохимическое изучение включений в жильных и породообразующих минералах углеродизированных пород показывает присутствие в них жидких и газообразных углеводородов, оксидов углерода, воды, гелия, водорода и азота.

Горная порода (Rock) - это
Углеродистое вещество является концентратором различных металлов, в том числе и благородных (иногда достигающих первых процентов). Помимо субмикронных минеральных частиц (самородных металлов, сульфидов), сорбированных УВ, предполагается присутствие в УВ металлоорганических соединений тяжелых и благородных металлов.
Для объяснения природы углеродизации пород принимается процесс окисления глубинных водород-углеводородных флюидов. По П.Ф. Иванкину и Н.И. Назаровой (1984), самородный углерод образуется в широком диапазоне температур за счет окисления либо восстановления газов.

Горная порода (Rock) - это
При этих реакциях образования УВ возрастает степень окисленности газовых смесей. Побочными продуктами углеродизации являются вода и углекислота. Не оспаривая такой точки зрения, С.А. Ананьев (1997) предлагает другой механизм углеродизации толщ при проявлении в них гидротермальной деятельности в условиях тектонической активности. Он полагает, что появление восстановленных газовых компонентов в гидротермальных растворах может быть вызвано инверсией режима системы с окисленного на восстановительный в случае взаимодействия их с боковыми породами, играющими роль восстановительных барьеров (Летников, 1982). Такие породы служат буфером по отношению к главному компоненту растворов – воде. Гидротермальный метаморфизм приводит к образованию гидратсодержащих силикатов в результате связывания в минералах ОН-групп и увеличения в составе флюида Н+, на базе которого вследствие электрохимических реакций возникают молекулы Н2. Это вызывает инверсию флюидного режима и перерождение системы из окислительной в начале процесса в восстановительную на конечной стадии.

Мощный фактор, способствующий инверсии окислительно-восстановительного режима гидротермальной системы, – тектоническая активизация. Интенсивность гидратации пород обусловлена не только их неравновесностью, но и возрастанием общей эффективной пористости, трещиноватости пород и дефектности минеральных агрегатов. Наряду с этим при катаклазе и особенно милонитизации резко возрастает количество отлагающегося УВ, новые генерации которого появляются при каждом акте тектонических подвижек. Природу данного явления М.И. Новгородова (1984) объясняет поступлением восстановленных флюидов во вновь образованные проницаемые зоны после тектонических подвижек по разломам глубинного заложения. П.Ф. Иванкин и Н.И. Назарова полагают, что при милонитизации резко меняются механохимические свойства среды за счет разрушения кристаллических решеток кварца и алюмосиликатов. Это вызывает повышение потенциала кислорода в системе и каталитической емкости среды при окислении углеводородов и отложении УВ.

Важной особенностью «черносланцевых» толщ независимо от условий и механизма образования является их уникальная рудоносность. С ними связаны крупные месторождения золота, урана и металлов платиновой группы.
Осадочные горные породы

Осадочными горными породами называются породы, существующие в термодинамических условиях, характерных для поверхностной части земной коры и образующиеся в результате переотложения продуктов выветривания и разрушения различных горных пород, химического и механического выпадения осадка из воды, жизнедеятельности организмов или всех трех процессов одновременно.
Горная порода (Rock) - это
Более трёх четвертей площади материков покрыто осадочными породами, поэтому с ними наиболее часто приходится иметь дело при геологических работах. Кроме того, с осадочными породами связана подавляющая часть разрабатываемых месторождений полезных ископаемых, в том числе черного золота и газа. В них хорошо сохранились остатки вымерших организмов, по которым можно проследить историю развития Земли. Изучением осадочных горных пород занимается наука литология.

Второстепенные минералы присутствуют в породах в небольших количествах, их содержание не превышает 5%. Как правило, присутствие или отсутствие этих минералов не влияет на название породы.
В качестве второстепенных могут встречаться отмеченные выше салические и фемические минералы, но главный интерес для нас представляют второстепенные минералы, которые в подавляющем большинстве пород присутствуют в небольших количествах. Такие минералы называются акцессорными. К ним относятся апатит, сфен, циркон, рутил, гранат, магнетит, ильменит, монацит, ксенотим, эвдиалит и многие другие. Только в редких породах содержание этих минералов повышается, и они начинают играть роль главных составных частей, влияющих на название породы.

Горная порода (Rock) - это
Классификация осадочных горных пород

В формировании осадочных горных пород участвуют различные геологические факторы: разрушение и переотложение продуктов разрушения ранее существовавших пород, механическое и химическое выпадение осадка из воды, жизнедеятельность организмов. Случается, что в образовании той или иной породы принимает участие сразу несколько факторов. При этом некоторые породы могут формироваться различным путём. Так, известняки, могут быть химического, биогенного или обломочного происхождения. Это обстоятельство вызывает существенные трудности при систематизации осадочных пород. Единой схемы их классификации пока не существует.

Различные классификации осадочных пород были предложены Ж.Лаппараном (1923 г.), В. П. Батуриным (1932 г.), М. С. Швецовым (1934 г.) Л. В. Пустоваловым (1940 г.), В. И. Лучицким (1948 г.), Г. И. Теодоровичем (1948 г.), В. М. Страховым (1960 г.), и другими исследова*телями.

Однако для простоты изучения применяется сравнительно простая классификация, в основе которой лежит генезис (механизм и условия образования) осадочных пород. Согласно ей осадочные породы подразделяются на обломочные, хемогенные, органогенные и смешанные.

Процесс формирования осадочной горной породы (литогенез)

Образование осадков, из которых возникают осадочные горные породы, происходит на поверхности земли, в её приповерхностной части и в водных бассейнах.
Процесс формирования осадочной горной породы называется литогенезом и состоит из нескольких стадий:
- образование осадочного материала;

- перенос осадочного материала;

- седиментогенез – накопление осадка;

- диагенез – преобразование осадка в осадочную горную породу;

- катагенез – стадия существования осадочной породы в зоне стратисферы;

- метагенез – стадия глубокого преобразования осадочной породы в глубинных зонах земной коры.

Образование осадочного материала

Образование осадочного материала происходит за счет действия различных факторов - влияния колебаний температуры, воздействия атмосферы, воды и организмов на горные породы и т.д. Все эти процессы приводят к изменению и разрушению пород и объединяются одним термином выветривание.
Различают выветривание механическое, когда раздробление пород происходит вследствие тек*тонических процессов, деятельности воды, ветра, льда, под влиянием силы тяжести и других причин. Химическое выветривание связано с тем, что многие минералы, оказавшись у поверхности Земли, вступают в различные химические реакции. Объём их при этом увеличивается, и горная порода разрушается. Основными факторами этого типа выветривания являются атмо*сферная и грунтовая вода, свободные кислород и угле*кислота, растворенные в воде органические и некоторые минераль*ные кислоты.

К процессам химического выветривания относятся окисление, гидратация, растворение и гидролиз. Химическое разложение протекает одновременно с механиче*ским раздроблением. Физическое (морозное) выветривание протекает под влиянием колебаний температуры, вследствие чего минералы, слагающие породы, испытывают попеременно то сжатие, то расширение. Это приводит к образованию трещин и в конечном итоге к разрушению пород. Особенно активно физическое выветривание в районах с континентальным климатом, где отмечается существенная разница суточных и сезонных температур. Биологическое выветривание производят живые организмы (бактерии, грибки, вирусы, роющие животные, низшие и высшие растения и т.д.).

Перенос осадочного материала

Осадочный материал обычно не остается на месте, а переносится под действием различных факторов в те участки земной поверхности, где существуют условия, благоприятные для его на*копления и захоронения.
Перенос осуществляется главным образом с помощью воды и ветра; кроме них заметную роль в перемещении осадков играют движущиеся ледники, айсберги и прибрежные льды, а также свя*занные с проявлением силы тяжести оползни, осыпи, обвалы; а также живые организмы. Чем меньше частицы, тем дальше они могут быть перемещены. В районах вечной мерзлоты (нивальный климат) глетчеры транспортируют обломочные продукты выветривания любых размеров и отлагают их в качестве донных и конечных морен. В областях пустынь (аридный климат) господствует эоловый перенос. Он обусловливает сортировку по крупности зерен на крупные обломки, остающиеся на месте образования, песок, образующий дюнные ландшафты, и тончайшую пыль, лёс, который часто выносится ветром из пустынь и отлагается в соседних районах.

Главной транспортирующей силой на Земле служит вода, которая в районах с избыточными осадками (гумидный климат, тропический или умеренный) в форме грунтовых вод, вод источников, речной и озерной воды стремится под уклон к океану, формируя при этом мор*фологию поверхности. В зависимости от размеров и ха*рактера переносимого водой материала, он транспортируется либо путем перекатывания, либо во взвешенном состоянии или в растворенном виде. При понижении скорости течения происходит последова*тельное отложение обломков согласно закону механической осадочной дифференциации: глыбы – валуны – галька – гравий – песок – алеврит - пелит. Вещества, находящиеся в коллоидном и истинном растворе, выпадают только вследствие химических процессов. Продукты выветривания распределяются, таким образом, по всей поверхности Земли, подвер*гаются при этом сортировке и, наконец, отлагаются в виде осадков в самых глубоких местах или на матери*ках, или (преимущественно) в морских бассейнах.

Горная порода (Rock) - это
Накопление осадка

Транспортируемый осадочный материал осаждается в пониженных участках рельефа. Скорость накопле*ния осадка колеблется в очень широких пределах — от долей мил*лиметра (глубоководные части морей и океанов) до нескольких метров в год (в устьях круп*ных горных рек).
Длительное и устойчивое погружение области осадконакопления предопределяет образование мощной, однородной осадочной толщи. В случае частой смены тектонического режима происходит переслаивание осадков, различных по составу и строению.

В процессе переноса и осаждения осадочного материала под влиянием механических, химических, биологических и физико-химических процессов происходит его сортировка и избирательный переход в твер*дую фазу растворенных и газообразных веществ. Этот процесс называется оса*дочной дифференциацией. Образовавшиеся в результате осадочные породы в большин*стве своем отличаются от магматических и метаморфических более простым химическим составом, высокой концентрацией отдельных компонентов или более высокой степенью однородности частиц по размеру.

Следует иметь в виду, что наряду с осадочной дифференциацией на поверхности нашей планеты может происходить и смешивание осадочного материала (интеграция), поступающего из разных источников сноса. Этот процесс приводит к образованию полиминеральных пород, слагающихся как разнородными обломочными компо*нентами, так и биогенными и хемогенными образованиями.
Диагенез

Осадок, накопившийся на дне водоема или на поверхности суши, обычно представляет собой неравновесную систему, состоящую из твердой, жидкой и газовой фаз. Между составными частями осадка начинается физико-химическое взаимодействие. Активное участие в преобразовании осадков принимают обитающие в иле организмы.

Во время диагенеза происходит уплотнение осадка под тяжестью образующихся выше него слоев, обезвоживание, перекри*сталлизация. Взаимодействие составных частей осадка между со*бой и окружающей средой приводит к растворению и удалению неустойчивых компонентов осадка и формированию устойчивых минеральных новообразований. Разложение отмерших животных организмов и растений вызывает изменение окислительно-восста*новительных и щелочно-кислотных свойств осадка. К концу диагенеза жизнедеятельность бактерий и других организмов почти пол*ностью прекращается, а система осадок — среда приходит в равно*весие.

Продолжительность стадии диагенеза из*меняется в широких пределах, достигая десятков и даже сотен тысяч лет. Мощность зоны осадка, в которой протекают диагенетические преобразования, также колеблется в значительном диа*пазоне и, по оценке большинства исследователей, составляет 10— 50 м, а в ряде случаев, по-видимому, может быть и больше.

Катагенез

В стадию катагенеза осадочные породы претерпевают существенные преобразования, сопровождаемые изменением химико-минералогического состава, строения и физических свойств. Основными факторами преобразования пород являются температура, давление, вода, растворенные в ней соли и газообразные компо*ненты, рН, Еh и радиоактивное излучение. Направленность и ин*тенсивность преобразований в значительной степени определяются составом и физическими свойствами пород.

В процессе катагенеза происходит уплот*нение пород, их обезвоживание, растворение неустойчивых сое*динений, а также перекристаллизация и образование новых минералов.
Метагенез

На стадии метагенеза происходит максимальное уплотнение осадочных пород, меняется их минеральный состав, структура. Преобразование пород происходит под влиянием тех же факторов, что и при катагенезе, но температура более высокая (200—300°С), выше минерализация и газонасыщенность вод, иные значения Еh и рН.
Изменение структуры пород проявляется в укрупнении размера зерен, в упорядочении их ориентировки, перекристаллизации с исчезновением фаунистических остатков. Завершается стадия метагенеза переходом оса*дочных пород в метаморфические.

Факторы формирование осадочных горных пород

Формирование осадочных горных пород — сложный природный процесс, происходящий в различных условиях, которые определяются раз*нообразными факторами и силами земной и космической природы. Среди них ведущую роль играют тектонические процессы. Огром*ное влияние на осадкообразование оказывают климат, рельеф, жизнедеятельность животных и растительных организмов, но все эти факторы в значительной степени регламентируются тектони*кой. Кроме того, на образование осадочных пород накладывают отпечаток газовый состав атмосферы, солевой состав и минерали*зация вод гидросферы, рН среды, интенсивность и формы проявления вулканической деятельности, состав пород в областях питания и некоторые другие.
Горная порода (Rock) - это
Тектонические колебательные движения способствуют трансгрессии и регрессии морских водоемов и, следовательно, перемещение береговых линий. Это отражается на составе и строении отлагаю*щихся осадков. В общем случае регрессия сопровождается укруп*нением размера обломочных частиц, трансгрессия ведет к накоплению более тонкозернистых осадков. В ряде случаев в результате регрессии могут образоваться обширные мелководные водоемы, имеющие ограниченную связь с открытым морем. В условиях жаркого засушливого климата соленость вод таких бассейнов существенно возрастает, что может вызвать осаждение различных солей.

​

Вследствие тектонических движений изменяются положение областей сноса осадочного материала на континентах, рельеф поверхности, скорость течения рек и временных потоков, что сказывается на минеральном составе и размере обломочного материала. Тектонические колебательные движения являются одной из основных причин слоистого строения осадочных толщ и периодичности осадконакопления, что выражается в неоднократной повто*ряемости в геологическом разрезе слоев пород одинакового или близкого литологического состава. В зависимости от амплитуды и продолжительности колебательных движений, чередующиеся слои могут иметь различную мощность — от долей сантиметра до нескольких метров, а слагаемые ими литологические комплексы до*стигать нескольких сотен метров.

​

Тектонический режим в значительной мере определяет скорость накопления осадочного материала. Установлено, что в геосинкли*налях она выше, чем на платформах. По данным В.Е.Хаина (1956 г.) и А.Б.Ронова (1958 г.), средняя скорость накопления осадков в этих областях соответственно составляла 30 - 320 и 3— 13 мм за 1000 лет. Подмечено также, что скорость накопления осадков на равнинах ниже, чем в предгорьях, а в центральных частях океанических бассейнов — ниже, чем в прибрежных обла*стях. Максимальные мощности и скорости накопления осадков характерны для областей компенсированного прогибания.
Большое влияние на формирование осадочных пород оказывают тектонические движения и магматизм, благо*даря которым в процесс образования осадочного материала вовлекаются крупные массивы глубинных магматических и метаморфических пород.

​

Наконец, тектонический режим в значительной мере определяет размер и форму осадочных тел. В платформенных условиях, при региональном продолжительном погружении обычно образуются мощные геологические тела более или менее изометричной формы. В геосинклинальных прогибах — осадочные тела при значительной протяженности (сотни и тысячи километров) имеют небольшую ширину (десятки километров). С колебательными тектоническими движениями связано образование карбонатных органогенных построек рифового типа.
Существенную роль в формировании осадочных пород играет рельеф поверхности суши и дна водоемов. В горных районах мо*жет образовываться и перемещаться крупный обломочный мате*риал — от первых миллиметров до нескольких метров. В равнин*ных областях обычно формируется мелкий обломочный материал, составляющий доли миллиметра. При скорости течения равнинных рек до 0,3—0,5 м/с может переноситься песок, алеврит, пелитовые частицы. Горные реки, скорость течения которых до*стигает 8—10 м/с, способны переносить валуны и даже глыбы. По мере выполаживания рельефа скорость течения континентальных водных потоков и их транспортирующие возможности убывают. В связи с этим в районах с сильно пересеченным рельефом нака*пливаются более крупнозернистые осадки, чем в пенепленизированных.

​

В морских условиях рельеф дна бассейна в значительной мере определяет характер распределения осадка. Пониженные элементы рельефа благоприятны для его накопления, а приподнятые нередко подвергаются размыву, при этом в первую очередь уносятся наиболее мелкие частицы, и вследствие этого происходит относительное обогащение осадка крупными частицами. При крутом уклоне дна (более 20—30°) осадочный обломочный материал, не задер*живаясь в прибрежной зоне, скатывается на глубину и отлагается на уступах или в зоне выполаживания рельефа дна.
Горная порода (Rock) - это
Климат также оказывает большое влияние на формирование осадочных пород. Сам он определяется многими причинами и факторами, среди которых ведущую роль играют интенсивность сол*нечной радиации, положение участков поверхности Земли относи*тельно Солнца, прозрачность и состав атмосферы, гипсометрия суши, соотношение площадей суши и моря, интенсивность тепло*вого потока Земли и т. д. Все эти факторы в значительной мере определяются тектоническими причинами.

​

Учитывая важную роль климата на разных этапах образования осадочных пород, Н.М.Страхов (1960) выделил три климатиче*ских типа литогенеза: ледовый (низальный), гумидный, аридный и четвертый — аклиматический, вулканогенно-осадочный.
Горная порода (Rock) - это
Ледовый тип литогенеза характеризуется тем, что основная часть осадочного материала «... поставляется в первую очередь механическим (морозным) выветриванием скал, не покрытых льдом (или снегом); сам ледник, медленно передвигаясь, отрывает от ложа выступающие участки и уносит обломки с собой». Перенос осадочного материала, осуществляется, таким об*разом, в основном ледниками и в незначительной степени водой подледниковых ручьев. В области осадконакопления отлагается совершенно неотсортированный по размеру материал, из которого затем формируются породы моренного типа. В современную эпоху ледовый тип литогенеза развит на континентальных массивах высоких широт (Гренландия, Антарктида и др.) и в горных районах, выше снеговой линии.

​

Горная порода (Rock) - это
Гумидный тип литогенеза характеризуется тем, что осадочный материал образуется не только в результате механического вывет*ривания, но и за счет химического разложения и жизнедеятельно*сти организмов. Поскольку гумидный тип литогенеза осуществля*ется в различных климатических обстановках (тропической, суб*тропической, умеренной и даже холодной), то осадки в каждом конкретном случае имеют свои специфические особенности, влияющие на облик образующихся из них пород.

​

Горная порода (Rock) - это
В условиях тропического и субтропического климатов при рав*нинном рельефе интенсивно протекает химическое выветривание пород, в холодном климате этот процесс сильно тормозится, но при наличии резко расчлененного рельефа могут интенсивно развиться процессы механического выветривания. В итоге в область осадконакопления поступает обломочный материал, органические остатки, растворенные компоненты и коллоиды, которые, при изменении геохимической и термобарической обстановок, а также вследствие биохимической активности организмов могут перейти в осадок. Многообразие обстановок в областях гумидного литоге*неза предопределяет наличие здесь широкого комплекса осадоч*ных пород — песчаных, алевритовых, глинистых, карбонатных, бокситов, диатомитов, углей и др.

​

Аридный тип литогенеза развивается в обстановке пониженной влажности и повышенной температуры. Он характерен для континентов (пустыни, полупустыни, сухие степи), но может быть развит и во внутриконтинентальных озерных и морских бассейнах (Каспийское, Красное моря и др.).

​

Осадочный материал в областях аридного литогенеза образуется главным образом за счет механического выветривания выхо*дящих на поверхность пород, в результате химического осаждения солей, а также вследствие жизнедеятельности организмов, роль которых существенно понижается при увеличении солености вод бассейнов. Часть осадочного материала поступает из располагаю*щихся по соседству областей гумидного климата вместе с мощ*ными временными потоками, ручьями и реками. В самих областях аридного климата перенос осадочного материала в значительной части осуществляется ветром. Для данного типа литогенеза харак*терны следующие породы: эоловые пески и песчаники, глинисто-алевритовые образования, известняки, доломиты, гипсы, ангид*риты, каменная соль и некоторые другие.

​

Горная порода (Rock) - это
Аклиматический (вулканогенно-осадочный) тип литогенеза не связан с климатом. Он присущ областям вулканической активности, которые располагаются в различных климатических зонах. В этом случае осадочный материал в значительной мере поставляется вулканами в виде вулканиче*ского пепла, вулканических бомб. Кроме того, продуктами вулка*низма являются газы и сильно минерализо*ванные горячие воды. Кроме вулканогенного материала при этом типе литогенеза, в формировании осадочных пород участвуют терригенные, хемогенные и органогенные компоненты. При наземной вулканической деятельности образуются породы, состоящие пре*имущественно из вулканического пепла, мелкозернистого обломоч*ного и глинистого материала (туффиты, туфогенные породы). Под*водный вулканизм способствует образованию вулканогенно-кремнистых, вулканогенно-известняковых и других пород.

​

В современную эпоху преобладает гумидный тип литогенеза, который господствует уже в течение длительного времени. На ранних этапах геологической истории Земли основная роль принадлежала вулканогенно-осадочному типу литогенеза.
Жизнедеятельность организмов, как уже отмечалось, существенным образом отражается на осадочном породообразовании. Многие водные организмы строят свои скелеты, заимствуя хими*ческие соединения из воды морских бассейнов, причем они спо*собны усваивать даже те вещества, которые не находятся в со*стоянии насыщенности (кремнезем, фосфаты и др.). После отми*рания организмов их минеральные скелеты поступают в осадок и нередко образуют скопления большой мощности.

​

В осадках водоемов гумидных областей содержание органического вещества выше, чем в осадках аридных; в глинистых илах — больше, чем в песках и алевритах. Органическое вещество осадка в значительной мере определяет окислительно-восстановительную обстановку. Разложение органического вещества способствует из*менению газового режима, щелочно-кислотных свойств среды, что в свою очередь отражается на состоянии осадка. В результате жизнедеятельности некоторых организмов формируются рифовые карбонатные постройки, образуются такие специфические породы, как каменные угли, фосфориты, диатомиты и др.

​

Физико-географические условия (в том числе температура, да*вление, влажность воздуха, облачность, солнечное сияние, осадки и др.) в областях формирования осадочного материала и зонах осадконакопления варьируют в широких пределах. Температура на поверхности осадка, например, колеблется в настоящее время в диапазоне от + 85°С (пустыни Африки и пылающего континента) до — 89,2°С (рекордно низкая температура, занесена в книгу Гиннеса: Антарктика, Станция "Восток"; 21 июля 1983 г., на высоте 3420 м). Давление в горах составляет доли единицы, а в океанических впа*динах достигает 110—117 МПа. Довольно близкие термобариче*ские условия наблюдаются и в стратисфере — зоне существования осадочных пород. Следует иметь в виду, что в течение геологиче*ской истории Земли эти параметры не оставались постоянными. Несомненно, что температура в зоне осадконакопления в целом была выше, возможно, что выше было и давление. Диапазон глу*бин существования осадочных пород был уже, а максимальное давление в стратисфере — меньше. Вполне возможно, что влаж*ность, облачность, солнечное сияние в геологическом прошлом также существенно отличались от современных.

​

Горная порода (Rock) - это
Формы залегания осадочных горных пород. Горный компас.

Первичной формой залегания осадочных горных пород является слой, или пласт.
Пластом (слоем) называется геологическое тело, сложенное однородной осадочной породой, ограниченное двумя параллельными поверхностями напластования, имеющее примерно постоянную мощность и занимающее значительную площадь. Ряд слоев или пластов, перекрывающих (налегающих) и подстилающих друг друга и объединяющихся по какому-либо признаку (геологическому возрасту, происхождению, петрографическому признаку и т.д.), называют свитой. Слои горных пород можно наблюдать в обнажениях. Обнажением слоев (пластов) горных пород называется выход их на поверхность Земли. Название пласта обычно определяется составом слагающих его пород. Например, пласт известняка, пласт песчаника и т. д. Поверхность, ограничивающая пласт снизу, называется по*дошвой, сверху — кровлей.

​

В серии или пачке пластов кровля нижележащего пласта является одновременно подошвой покрывающего пласта. Толщина пласта называется его мощностью. Обычно различают истинную, вертикальную и горизонтальную мощность. Истинная мощность — крат*чайшее расстояние между кровлей и подошвой пласта. Верти*кальная мощность — расстояние по вертикали от любой точки кровли до подошвы пласта. Горизонтальная мощность — расстояние по горизонтали от любой точки кровли до подошвы пласта. Мощность пластов может быть относительно постоянной (вы*держанной) и непостоянной (изменчивой). При изменении мощности пласта может происходить как его увеличение, так и сокращение вплоть до полного исчезновения - выклини*вание.

​

Наиболее выдержаны по мощности на больших про*странствах пласты осадочных морских пород. Менее выдержанной мощностью пластов отличаются континентальные отложения, для которых характерны также линзовидные и гнездообразные формы залегания.
Первоначальное залегание осадков в большинстве случаев почти горизонтальное. Всякое отклонение пластов от первоначального горизонтального залегания называется дислокацией (нарушением). Дислокации бывают без разрыва сплошности слоев (пликативные дислокации) и с разрывом (дизъюнктивные дислокации). Все дислокации являются результатом движений в земной коре. Пространственное положение пласта характеризуется его про*стиранием и падением.
Простирание — линия пересече*ния кровли пласта с горизонтальной плоскостью; положение этой линии относительно стран света определяется азимутом простирания. Кровля и подошва слоя, а также любая плоскость внутри слоя, параллельная его кровле и подошве, имеет простирание. Эти простирания будут параллель*ными между собой. Простирания кровли, подошвы или другой им параллельной плоскости в пределах слоя условно считаются в то же время прости*ранием слоя.

​

Простирания тех или иных плоскостей и в том числе слоев (пла*стов, горизонтов) отличаются одно от другого своими азимутами. Допустим АВ — простирание кровли некоторого слоя, т.е. направление линии пересечения кровли его с горизонтальной плоскостью. Плоскость чертежа в данном случае изображает горизонтальную плоскость. Предположим, что мы находимся в точке Е. Простиранием кровли слоя в точке С будут линии ЕА и ЕВ. Обе линии имеют свои азимуты, отличающиеся один от другого на 180°. Пусть линия СЮ — линия меридиана, проходящего через точку Е. В данном случае азимутом линии ЕА будет угол СЕА, отсчитанный по ходу часовой стрелки (закрашен). Этот угол приблизи*тельно равен 314°. Азимутом линии ЕВ будет угол СЕB, тоже отсчитанный по ходу часовой стрелки. Он равен порядка 134°. Итак, азимут простирания кровли интересующего нас слоя равен 314—134°. Иногда, кроме градусов, указывают страны света. В на*шем примере азимут простирания слоя равен СЗ 314° и ЮВ 134°. Принято сначала указывать азимутальный угол в северных четвер*тях (СВ или СЗ) и после него (за тире) азимутальный угол в южных четвертях (ЮЗ или ЮВ). Падением называется наклон пласта по отношению к горизонтальной плоскости. Падение слоя (кровли, подошвы и любой им параллельной пло*скости в пределах слоя) характеризуется направлением падения и углом падения. Направление падения определяется азимутом этого направления. Оно всегда перпендикулярно простиранию слоя. Простирание, как мы видели, имеет два азимута, в то время как азимут падения — один. Он отличается от азимутов простирания на 90°.

​

Зная азимут падения слоя, можно вычислить оба азимута простирания того же слоя. Но если известен азимут простирания какого-либо слоя, то это не значит еще, что можно вычислить азимут паде*ния. При одном и том же простирании падение может быть в двух направлениях.Под углом падения слоя (его кровли, подошвы или любой пло*скости, параллельной им внутри слоя) понимают телесный угол между горизонтальной плоскостью и плоскостью слоя. Телесный угол измеряется линейным углом, образованным перпендикуля*рами, восстановленными к линии простирания слоя, — один перпен*дикуляр в горизонтальной плоскости, другой в плоскости слоя. В нашем примере это угол ДБА. Азимуты простирания, падения и угол падения называются элемен*тами залегания пласта и определяют его положение в пространстве.Направле*ние, или азимут падения и угол наклона (падения) измеряются в градусах и определяются горным компасом.

​

Его обычно монтируют на прямоуголь*ной пластине (латунной или же из пластмассы). На лимбе компаса деле*ния идут от 0° до 360° в направлении против движения часовой стрел*ки. У обозначения 0° стоит буква С (север), у 90° буква В (восток), у 180° буква Ю (юг), у 270° бук*ва 3 (запад). С (север) и Ю (юг) расположены про*тив коротких сторон ком*паса, В (восток) и 3 (за*пад) — против его длинных сторон. В центре компаса установлена короткая вертикальная ось, вокруг которой в горизонталь*ной плоскости может вращаться магнитная стрелка с черным (синим) се*верным и светлым (красным) южным концами.

​

Посредством арретира n магнитная стрелка может быть припод*нята кверху, прижата к стеклу компаса и выведена из действия или, наоборот, опущена на острие вертикальной оси и введена в действие.
При помощи магнитной стрелки и лимба определяют азимуты различных направлений вообще, а также азимуты простирания и падения слоев. Второй частью компаса яв*ляются клинометр (отвес К) и полулимб с делениями от 0° до 90° в обе стороны. Клиномет*ром и делениями на полулимбе определяют углы падения слоев. Поясним, почему горный компас, у которого запад и восток переставлены местами, и деления на лимбе расположены против часовой стрелки, все же дает правильное определение азимутальных углов любых направлений.

​

Горная порода (Rock) - это
Допустим, что необходимо определить азимут направления АВ. Пунктирная линия NS — меридиан, проходящий через точку А. Компас устанавливают в точке А так, как указано на рисунке. Надо определить угол NAB (по часовой стрелке). По лимбу компаса отсчитывают угол СМn против часовой стрелки. Из рисунка видно, что отсчитываемый по компасу угол точно равен искомому азимутальному углу направления АВ.

​

Если бы азимутальные углы определяли при помощи обычного компаса, результаты замеров пришлось бы пересчитывать. Процесс замера элементов залегания пласта (азимута и угла падения, азимутов простирания) заключается в следующем.
При помощи геологического молотка очищают на породе пло*щадку, соответствующую естественной слоистости породы. Если хотят вначале определить положение линии простирания пласта (при углах падения > 10°), придают пластинке компаса вертикальное положение. Прикладывают длинную сторону ком*паса к плоскости (естественной площадке) пласта так, чтобы клино*метр показывал 0°. Вдоль длинной стороны пластинки компаса про*черкивают линию, которая указывает направление простирания пласта. Если сначала хотят определить положение линии падения (при малых углах падения пласта), придают пластинке компаса вертикальное положение. Прикладывают длинную сторону компаса к плоскости пласта так, чтобы клинометр показывал макси*мальный угол. Это и будет угол падения слоя. По длинной стороне пластинки компаса прочеркивают линию, которая указывает напра*вление падения слоя.

​

Когда на очищенной площадке пласта прочерчены линии прости*рания и линия падения слоя, определяют азимут его падения. Для этого короткой южной стороной компас прикладывают к линии простирания так, чтобы его северная короткая сторона была обра*щена в сторону падения слоя. Компасу придают горизонтальное положение. Опускают арретиром магнитную стрелку, дают ей успо*коиться и отсчитывают по лимбу азимут падения слоя. Затем магнитную стрелку арретиром приподнимают и прижимают к стеклу компаса.

​

Зная азимут падения слоя, вычисляют оба азимута его прости*рания. Для определения одного из них к азимуту падения приба*вляют 90°, а для определения другого из азимута падения вычи*тают 90°. Если все же хотят при помощи компаса найти азимуты простирания, то придают компасу горизонтальное положение. Длинную сторону его прикладывают к линии простирания и отсчи*тывают по лимбу азимут простирания слоя. Для получения другого азимута к отсчитанному азимуту прибавляют 180°.
Так как, зная азимуты простирания слоя, нельзя вычислить азимут его падения, то совершенно ясно, что удобнее сначала опре*делить азимут падения.
Угол падения пласта измеряют следующим образом.

​

Допустим, нужно определить угол падения слоя а, кровля кото*рого ВС, подошва DE. Для его измерения придают пла*стинке компаса вертикальное положение. Длинную сторону ком*паса прикладывают к кровле слоя а. Клинометр MZ покажет на полулимбе угол KMZ, равный искомому углу падения ABC (углы с взаимно-перпендикулярными сторонами).
Измерять элементы залегания пород необходимо для изучения геологического строения недр в местах естественных выходов пород на поверхность. Эти выходы, или обнажения пород позволяют установить не только состав пород, но и взаимное расположение и особенности залегания пластов, сложенных ими. Взаимное расположение пластов может быть согласным или не*согласным. При согласном залегании пород границы пластов прак*тически параллельны. Такое положение границ со*храняется и при наклонном и складчатом залегании пластов. Характерной особенностью согласного зале*гания, также является последовательное залегание более молодых пластов на более древних. Формирование пород проис*ходило в условиях последовательного погружения и непрерыв*ного накопления осадков.

​

При более сложном геологическом развитии породы могут оказаться в условиях несогласного залегания. Особен*ностью этого вида залегания является наличие в разрезе так на*зываемой поверхности размыва (несогласия), свидетель*ствующей о наличии перерыва в осадконакоплении. По этой поверхности происходит контакт пород со значительной разницей в возрасте.

​

Строение осадочных пород

Строение осадочных пород определяется структурой и текстурой, которые несут информацию не только об условиях возникновения осадков, но и о постседиментационных преобразованиях. Структуры и текстуры осадочных пород характеризуются количеством, формой, расположением и специфическими особенностями зерен, галек, кристаллов, фрагментов растений и животных организмов, оолитов, бобовин и других компонентов, составляющих каркас, а также типами цемента и матрикса, являющимися аналогами основной массы в порфировых и порфировидных магматических породах. Цементом обычно называется скрытокристаллическая, реже яснозернистая связующая масса, скрепляющая компоненты между собой. Матрикс выполняет ту же функцию, но имеет более сложное строение: наряду с глинистым или обломочным преобладающим материалом в нем присутствуют зерна, размеры которых гораздо меньше размеров обломочных компонентов породы. При этом соотношения размеров обломков в матриксе и каркасе для конкретных классов изучаемых пород находятся эмпирическим путем.

​

Структура осадочных горных пород

При изучении осадочных пород также различают структуру, понимают особенности ее строения, определяемые размерами, формой, степенью однородно*сти обломочных и хемогенных компонентов, а также количеством, размером и степенью сохранности органических остатков.
Эле*менты структуры пород формируются на протяжении всех этапов, начиная со стадии образования осадочного материала и кончая теми изменениями, которые связаны с процессами метагенеза. От структуры зависят многие физические свойства осадочных пород. В частности, она в значительной степени определяет сопротивляе*мость породы воздействию бурового инструмента, устойчивость ствола скважины в процессе бурения, способность породы аккуму*лировать нефть и газ, отдавать их в процессе разработки место*рождений и т. д.

​

Для пород обломочного происхождения выделяют структуры:
· псефитовую (грубообломочную) с частицами размером более 2 мм в диаметре;

​

· псаммитовую (песчаную) с размерами частиц от 2 до 0,1 мм;

​

· алевритовую (пылеватую) с частицами размером от 0,1 до 0,01 мм;

​

· пелитовую. с размерами частиц менее 0,01 мм.

​

​

Для осадочных пород химического происхождения структуры различают по тем же признакам. В этих породах, возникших путем выпа*дения из растворов, кристаллизации и перекристаллизации, величина зе*рен сравнительно легко меняется. Напротив, форма зерен обусловлена здесь свойствами самого минерала, условиями его возникновения и ро*ста и потому является особенно важной.
По величине зерен здесь можно выделить те же структуры, как и в обломочных породах, но для обо*значения их не употребляют терминов, принятых в первой группе пород, а ограничиваются примерным определением величины зерна (крупнозер*нистый, мелкозернистый и т. д.). Определения эти делаются субъективно, обычно не основываются на точных измерениях и не регулируются общепринятыми правилами.

​

Кроме того, выделяют структуры: равномерно- и неравномернозернистую, оолитовую, листоватую (породы имеют листовато-слоистое сложение), иголь*чатую или волокнистую,зависящую от формы и величины слагающих их минералов,брекчиевидную, при которой порода состоит из крепко спаянных между собой остроугольных обломков.
Осадочные горные породы органогенного генезиса имеют органогенную структуру.
В этих породах, как и в породах предыдущей группы, большое зна*чение имеет форма составных частей, которая обусловливается харак*тером организмов. Среди пород этой группы различают структуры: криноидные, коралловые, пелециподовые, мшанковые, фораминиферовые, водорослевые, смешанные и т. д.

​

В зависимости от сохранности обломков в породе выделяют структуры:
- биоморфная (хорошая сохранность органических остатков). По размеру ком*понентов они могут быть очень различными в зависимости от организ*мов от очень крупных (например, кораллы) до мельчайших (например диатомеи);

​

- детритусовая (детритовая) - порода сложена обломками скелетов организмов.

​

В свою очередь среди пород с детритусовой структурой различают: крупнодетритусовые породы слагаются не окатанными обломками, часто хорошо заметными простым глазом и легко определимыми под микроскопом. Размеры обломков чаще всего от нескольких миллиметров примерно до 0,05 мм;мелкодетритусовые. сла*гаются мельчайшими обломками организмов (обычно от 0,05 мм и мельче), неразличимыми простым глазом и в большей части не опреде*лимыми под микроскопом в шлифе;органогенно-обломочная структура отличается тем, что обломки раковин большей частью хорошо окатаны и почти одинаковой величины (0,5 — 0,1 мм).

​

Для осадочных пород смешанного генезиса характерна пелитоморфная структура.
Текстура осадочных горных пород

Под текстурой осадочной горной породы понимают черты строения, опре*деляемые способом выполнения пространства, расположением со*ставных частей и ориентировкой их относительно друг друга.
Текстура породы формируется, начиная со стадии накоп*ления осадка. В дальнейшем она может изменяться в зависимости от особенностей диагенеза и катагенеза. Первичные текстуры (возникшие в процессе осадконакопления) отражают состояние среды в момент накопления осадочного материала и результаты ее взаимодействия с осадком. Вторичные текстуры образуются в уже сформировавшейся породе, в процессе катагенеза и мета*генеза.

​

Текстуры в значительной степени определяют многие свойства осадочных пород, в том числе их анизотропность — неодинаковые в разных направлениях прочность, фильтрационные свойства и др. Изучают их преимущественно в обнажениях и образцах, но иногда и в шлифах под микроскопом. Различают текстуры поверхности слоя и внутрислоевые.
Текстура поверхности слоя
наки ряби (ripple marks - англ.) это формы микрорельефа, образующиеся в результате деятельности геологических факторов (ветер, вода). Они могут дать информацию об условиях образования осадка. Знаки ряби образуются на поверхности песчаных, алевритовых, глинисто-известковых и доломитовых осадков.

​

Выделяют следующие типы ряби: эоловая рябь, рябь волнений, рябь течений.

​

Эоловая рябь несимметрична. Она отличается небольшой ампли*тудой колебания; отношение высоты к длине волны от 1:20 до 1:50. Длина обычно не больше нескольких сантиметров и лишь в грубых песках может достигать 25 см, а иногда превышает 100 см. Расположение волн близко к па*раллельному. На гребнях песчинки часто грубее, чем в желобках.
Рябь волнений. Как правило, знаки ряби параллельны друг другу и образуются в результате воздействия волновых колебаний или течений на поверхность дна, сложенного песком.

​

лубины, на которых может встречаться волновая рябь, значительно меньше глубин, на которых еще образуется рябь течений (до 150-200 м). Волновые знаки ряби имеют симметричный профиль. По ним можно судить о направлении перемещения песчаных наносов. Расстояние между гребнями ряби волнений колеблется от единиц до десятков сантиметров, возрастая с увеличением глубины.
Рябь волнений образуется лишь под действием волнения. Передаваясь на глубину, круговое движение волн переходит в движение по эллипсу, а затем, почти по горизонтальной линии, в результате чего возникают симметричные гряды ряби. Длина волн колеблется в зависимости от глубины и силы волнения. Короткие волны образуются как в мелкой, так и в глубокой воде, длин*ные могут образовываться лишь в более глубоких водах.Наиболее часто встречается рябь волнений в мелких озерах, где может покрывать огромные площади.

​

У полуострова Кара-Булун (Киргизия) на глубинах 10-12 м можно наблюдать очень рельефные знаки ряби с высотой волны около 10 и шириной 25 см. Так как на малых глубинах воздействие волн на дно происходит при малой величине волнения, при продвижении к берегу параметры песчаных знаков ряби уменьшаются. Но не всегда знаки ряби на дне больших глубин образованы волнами или течениями.
При исследованиях с помощью глубоководных аппаратов в Байкале на глубине 1410 м обнаружены знаки ряби биогенного происхождения.
Рябь течений - речных и морских — обычно приближается по облику к эоловой ряби, но отличается большей амплитудой (1:4 до 1:10), т. е. большой крутизной.

​

Длина волны обычно несколько санти*метров, иногда не больше 1 мм, а в отдельных случаях достигает многих метров. Пологий склон падает против течения. В отличие от эоловой ряби, более грубые зернышки собираются в желобах. Может образовы*ваться на различных глубинах вплоть до очень значительных (800 м) и, вероятно, глубже, если там имеются течения. Крупная рябь течений встречается крайне редко. Форма ее обычно такая же, как и мел*кой ряби, иногда частью симметричная. Образуется в условиях очень сильного течения.

​

Разновидностью ряби течения является «рябь язычками» с как бы раздавленными гребнями. Она образуется лишь в мелкой воде на пой*мах, в приливной полосе, в заливах.
Знаки струй - извилистые древовидно-разветвляющиеся желобки, напоминающие ветки растений, образующиеся на пологих побережьях в результате медленного стекания приливной воды струйками стекающей воды. Их разветвлен*ный конец может быть направлен в сторону материка, и тогда они пред*ставляют миниатюрную модель речной сети, и в сторону моря.
В этом случае они являются моделью дельты с ее расходящимися руслами. Еще чаще разветвление струй на рукава возникает, когда они встречают препятствие, которое разбивает струю. Знаки струй — характерное образование побережья, встречается в ископаемом виде не часто, но дает ценные сведения об условиях образования породы.
К "следам струек" относятся следующие типы текстур (Фредерик X. ЛАХИ, 1966).

​

​

Знаки прибоя - причудливо изгибающиеся и разветвляющиеся маленькие хребты песчаного или другого наносного материала. В ископаемом виде знаки прибоя встречаются крайне редко.
Отпечатки кристаллов - полости и пустоты от растворившихся кристаллов солей, выделившихся при высыхании воды в осадках и осо*бенно на берегах соленых озер.
Они представляют существенный интерес, так как дают указания на условия образования содержащего их осадка и ориентировку слоя.
Реже встречаются радиально или неправильно располагающиеся тонкие палочкообразные отпечат*ки длиной до 2,5 см и более, представляющие со*бой следы кристалликов льда. Их также можно наблюдать весной или осенью в ре*зультате промерзания луж и влажной земли и кристаллизации в них.

​

Отпечатки капель дождя и следы выходов газа. На поверхности глинистых и иловатых пластов иногда наблюдаются небольшие округлые углубления, часто с приподнятым крутым краем. Наблюдения на современных иловатых поймах, побережьях, лу*жах показывают, что такие же отпечатки оставляют на влажной илистой поверхности капли дождя и градины. После высыхания глины, отпечатки, засыпанные новым осадком, сохраняются в виде ямок на поверхности слоя, или в виде выпуклых их отпечатков. Наиболее хорошо они сохраняются в условиях жаркого сухого климата. Такие же ямки, лишь более крупные и глубокие, оставляет град.
Похожие образования получаются в результате поднятия из рыхлого осадка пузырьков газов, возникающих при идущих в осадке химических процессах. Для них характерна глад*кая поверхность и отсутствие приподнятого края. При энер*гичном выделении газов вокруг места выхода образуется приподнятый валик. Может сохраниться и сам путь поднятия пузырька — узкий канал, вер*тикально пронизывающего породу, поскольку вновь образующиеся пузырьки следуют по проложенному пути, за*крепляя и расширяя его.

​

рещины высыхания представляют собой узкие желобки, разделяющие породу на полигональные участки, возникающие на поверхности глинистых, иловатых, реже известковистых пластов. Эти желобки выполнены либо тем же, либо каким-либо иным материалом — песком, гипсом и т.д.
Подобная картина наблюдается на современных поймах, илистых берегах и в области такыров. Отложенный здесь тонкослоистый илистый материал при высыхании растрескивается и даёт тот же характерный полигональный узор. Глу*бина трещин обычно незначительная, но при длительном высыхании может достигнуть 1 м. Размеры полигонов зависят от скорости высыха*ния, толщины трескающегося слоя, его материала и т. д. При быст*ром высыхании, большой толщине, отсутствии песка и СаСОз обра*зуются большие участки, ограниченные трещинами. В большинстве слу*чаев полигоны не остаются плоскими, но коробятся, причем их края за*кручиваются либо кверху, либо книзу.

​

Отпечатки, оставленные животными. На поверхности слоев сохраняются окаменелые остатки организмов, а также следы их передвижения. Следы позвоночных сохраняются в континентальных, чаще всего в пустынных отложениях. Следы движения низших живот*ных — пелеципод, гастропод и особенно червей — чаще всего наблю*даются в некоторых морских или береговых отложениях. Они могут иметь форму вертикально или косо пронизывающих осадок трубчатых хо*дов («колодезные структуры»), звездообразных или ветвистых желобков на поверхности слоя, которые принимают иног*да за отпечатки водорослей или тел животных и др. Помимо перечисленных, известно много других знаков, оставляемых на поверхности слоев животными и растениями, а также знаков, про*исхождение которых не разгадано.

​

рганизмы, оставляющие следы, мо*гут жить на различных глубинах. По наблюдениям ученых, следы с резко выраженными краями могут сохраняться лишь в приливной по*лосе, где они до наступления нового прилива затвердевают или пере*крываются тонким предохраняющим слоем эолового материала. Под водой резкие контуры сохраняться не могут. Исключение составляют лишь туннелеобразные ходы червей, где обрушивание кровли также может давать резкие контуры.
Конкреции и оолиты. Под конкрецией понимаются различной формы, строения и величины (от долей миллиметра до нескольких метров в диаметре) неорганические включения в осадочных слоях, обычно отличающиеся от окружающей породы своим составом.

​

Примером очень маленьких конкреций являются оолиты.

​

Стилолиты (стилолитовые швы) - сильно извилистые, часто зазубренные зоны растворения в карбонатных породах, выполненные глинисто-углистым, реже рудным, веществом. Они часто формируются параллельно слоистости при постдиагенетическом уплотнении карбонатных пород. Стилолиты обычно наблюдаются в тонкокристаллических карбонатных породах и имеют мощность десятые доли миллиметра (иногда больше).
Общая "пилообразная" форма стилолитовых швов растворения, вероятно, образуется за счет резко неоднородного распределения напряжений в породах с плотной кристаллической структурой на границах зерен.

​

В микроскопическом масштабе стилолиты редко образуют проникающую плоскостную текстуру. Важное значение стилолитов состоит в том, что они являются динамическими индикаторами (образуются нормально к оси сжатия), а также указывают на состав и температуру породного флюида, активно растворяющего карбонатное вещество. Растворение имеет рассеянный характер только на начальных стадиях, быстро переходя к концентрации в отдельных достаточно немногочисленных зонах. Стилолиты встречаются почти исключительно в известняках, но имеются редкие сведения о нахождении их в кварцитах и аргиллитах.Мелкой разновидностью стилолитов являются сутуры. Сутурами на*зывают неправильно мелкозазубренные линии, наблюдаемые в разрезах известняковых слоев. Своё название они получили от швов («сутур»), соединяющих черепные кости позвоночных, на которые они очень похожи в разрезе.
При раскалывании порода нередко распадается по плоскостям сутур, имеющим неровные шероховатые поверхности, покрытые обычно тонким налетом глинистого вещества. Сутурные плоскости могут располагаться несколькими выклинивающимися эта*жами в пределах одного слоя.

​

Встречаются свиты, исключительно бога*тые сутурами, при полном их отсутствии в соседних толщах. Это делает их, как и стилолиты, ценным стратиграфическим признаком и указывает на тесную связь их со строением или составом породы. Неправильная мелкозубчатые поверхности сутурных плоскостей и покрывающие их глинистые плёночки дают ясные указания на то, что они образовались в результате сдавливания и сопутствовавшего ему растворения породы по менее устойчивым плоскостям. Глинистая пленочка представляет собой нерастворимый остаток породы.
Внутрислоевые текстуры
Внутрисловные текстуры весьма многообразны. Наиболее распространены среди них слоистые и массивные, реже встречаются текстуры, связанные с жизнедеятельностью организмов, с оползневыми и другими явлениями.
Массивная (беспорядочная или неслоистая) текстура характеризуется беспорядочным расположением в породе ее составных частей. Благодаря этому порода имеет одинаковые физические свойства в различных направлениях. При расколе образуются обломки неправильной формы (пески, псефиты и др.).

​

Внутрисловные текстуры весьма многообразны. Наиболее распространены среди них слоистые и массивные, реже встречаются текстуры, связанные с жизнедеятельностью организмов, с оползневыми и другими явлениями.
Массивная (беспорядочная или неслоистая) текстура характеризуется беспорядочным расположением в породе ее составных частей. Благодаря этому порода имеет одинаковые физические свойства в различных направлениях. При расколе образуются обломки неправильной формы (пески, псефиты и др.).
Горизонтальная слоистость — плоскости напластова*ния и элементарные слои ориентированы параллельно друг другу.

​

Такой тип слоистости образуется при накоплении осадка в обстановке медленного равномерного движения водной среды или в состоянии ее покоя. В зависимости от мощности чере*дующихся слоев выделяют текстуры: массивнослоистые (мощность каждого слоя более 50 см), толстослоистые (более 5см), средне-слоистые (2—5 см), тонкослоистые (0,1—2 см) и микрослоистые (менее 0,1 см).
Косая слоистость — относится к числу широко распростра*ненных текстур обломочных пород.

​

Она имеет большое значение для выяснения их генезиса, поскольку в расположении отдельных слойков запечатлевается состояние среды осадкообразования. Косая слоистость возникает в водной и воздушной средах, ее формы весьма многообразны.
Флюидальная текстура образуется, там, где уже «слежавшийся» полувязкий осадок, обычно со следами микрослоистости, подвергается механическому воздействию подводных (и наземных) оползней, сотрясений, сильного движения воды, смятию роющими животными или процессами замещения.

​

Текстура замещения наблюдается при замещении одного минерала другим. Например, при замещении ангидрита гипсом или халцедоном и др.
Выделяются также текстура перекристаллизации и грануляции с разновидностями узорчатой, брекчиевидной, обломочной и комковатой; волокнистая и игольчатая, концентрическая и радиальная, характерная для гипса, сидерита, кальцита и других породах (М.С.Швецов, 1958).

​

Цвет осадочных пород

Осадочные породы имеют самые разнообразные окраски и от*тенки, от снежно-белой до чёрной. При этом иногда окраска яв*ляется признаком, характерным для определения этих пород. Окраска дает иногда важные указания на условия образования породы, так как во многих случаях цвет зави*сит от присутствия определенного минерала, наличие которого, в свою очередь, определяется характером среды отложений (наличие обильного органического вещества и пирита указывает на восстановительную среду, красных и желтых гидроокисей железа — на окислительную и т. д.). Однако нельзя забывать, что это не более, как указания. Одна и та же среда — например, окислительная — может наблюдаться в самых раз*личных областях осадкообразования на суше и в море. Кроме того, одна и та же порода в процессе своего образования проходит несколько ста*дий (разрушение, перенос, отложение, диагенез и т. д.), которые все могли вставить свой отпечаток на окраске. Так или иначе, отражая состав и генезис породы, ее окраска во многих случаях оказывает существен*ную помощь и при стратиграфических сопоставлениях.
Окраска осадочных горных пород зависит главным образом от цвета минералов, слагающих породу, а также от примесей минерального вещества, рассеянного в породе, и обволакивающего зерна составляющих породу минералов тончайшими корочками.

​

Белый (светло серый) цвет является естественной окраской боль*шинства минералов, слагающих осадочные горные породы. Все эти минералы (кальцит, арагонит, доломит, фосфаты, каолинит, боль*шая часть других глинистых минералов, соли и др.) - бесцветны или почти не окрашены.
Чёрный (темно серый) цвет в редких случаях бывает обуслов*лен окраской зерен или главной составной частью породы (магнетитовые пески, песчинки темных пород, уголь). Обычно черная окраска зависит от мелкорассеянной примеси черного красящего вещества, чаще всего органических соединений. Реже черная окраска зависит от примеси солей марганца, которые могут обра*зовывать оболочки вокруг зерен. Серый цвет породы говорит о содержании в ней примеси сернистых соединений железа, однако в породах эти соединения обычно не сохраняются. Синевато-серый или синевато-черный оттенок придает породе мелкорассеянный FеS2. При выветривании такие породы светлеют и приобретают буровато-желтую окраску.

​

Фиолетовые цвета или оттенки исключительно редки. Они мо*гут зависеть от примеси марганцевых и фтористых соединений, от сме*шения примесей красного и синеватого цвета. Желтый и бурый цвета в большинстве случаев обусловлены присутствием в породе лимонита. Красный и розовый цвет лишь в редких случаях обусловлен цве*том минеральных зерен (ортоклаз в аркозах) или обломков красных по*род (лавы, обломки яшм и т. д.). Обычно он зависит от окружающих зерна оболочек красного окисного железа, и рассеянных в породе мель*чайших его кристалликов.

​

Зелёный цвет в ряде случаев может зависеть от присутствующих в породе зеленых минералов. Наи*более обычным из них является глауконит, реже — похожие на него ми*нералы группы шамозита, хлорит и железисто-магнезиальные глинистые минералы. В породах складчатых областей (полимиктовые песчаники) сравнительно часто зеленые оттенки обусловлены примесью хлоритов, серпентина, эпидота, обломков зеленоватых пород и крайне редко — оли*вина, малахита и других соединений купрума и хрома.
Синий цвет пород в природе встречается крайне редко. Единственный синий осадочный минерал — вивианит — встречается лишь в ничтожных количествах и пород не окра*шивает. Синеватый или, скорее, слабо голубоватый оттенок, наблюдае*мый в некоторых породах, может зависеть от присутствия воды в порах и, может быть, от водных силикатов железа, мелкорассеянного серни*стого железа, сидерита и некоторых глинистых минералов.

​

Определять цвет породы нужно при дневном свете, так как искусственный свет и влажность изменяют оттенки. Часто порода, в сухом виде обладающая пепельно-розовым цветом, во влажном состоянии неожиданно оказывается ярко красной, зеленовато-серый цвет превращается в этих условиях в яркий изумрудно-зеленый. Поэтому следует всегда точно указывать состояние влажности описываемой породы или описывать цвет породы, как во влажном, так и в сухом состоянии.
Нередко для уточнения окраски породы приходится прибегать к добавочным обозначениям: зеленовато-серый, лимонно-желтый, коричневато-бурый, кирпично-красный и т. д. При этом основной цвет надо ставить на второе место. Напри*мер, «зеленовато-серая глина» значит: глина серого цвета с зеле*новатым оттенком. При описании породы следует избегать тройных обозна*чений (например, синевато-зеленовато-серый), поскольку они не дают ясного представления, так как восприя*тие таких сложных оттенков чрезвычайно субъективно.

​

При описании породы приходится встречаться не только со сложными оттенками, но и с прихотливым распределением окраски в породе: на фоне основного цвета выступают тонкие прослои или пятна иного цвета или оттенка (более темного или более светлого), иногда же появляются разводы, подчас сложного рисунка. Лучше всего это удается подметить во влажной породе.
Фото и видео горных пород

​

​

​

Горная порода (Rock) - это

​

​

Горная порода (Rock) - это

​

​

​

​

​

​

​

​

​

​

​

​

Горная порода (Rock) - это

​

Горная порода (Rock) - это

​

​

Горная порода (Rock) - это

​

​

​

Закрыть

а о выделениях Вам лучше Александр (Соник) расскажет.
А про про мумие вот ссылки:
https://ru.wikipedia.org/wiki/%CC%F3%EC%E8%B8
от туда:

До сих пор не изучен точно процесс его образования.

и ещё парочка ссылок: http://www.mumio.ru/
http://n-retsept.ru/MUMIE.html

 

[Дима 76]

Александр Геннадьевич, от лица многих форумчан из числа тех кого волновал данный вопрос, желаю выразить Вам благодарность за исчёрпывающий ответ.
Думаю тему можно закрывать!

 

[Дорофеич]

Мумиё - спрессованный многолетний помёт пищух и летучих мышей. kkk2005 геолог и абсолютно правильно говорит, что горные породы ничего органического не выделяют.
Говорят, лечит.
Но я как-то очень сильно сомневаюсь.
Как известно, пищуха - ближайших родственник зайцев. Поэтому сразу вспоминается фраза из "Сказа про Ивана Стрельца"
"Съешь ты заячий помёт, он едрёный, он проймёт")))))

 

[POLIZEI]

что горные породы ничего органического не выделяют.

а как же озокерит?

 

[HUNTER-TIR]

Как имеющий кой какое отношение к пчеловодству говорю что мумие не оттуда.

 

[DrevoSV]

Мумиё это не совсем помёт, но продукт его возгонки.
Ещё в юности мне попалась дельная статья грамотного автора о мумие, изучению и собиранию которого он посвятил бОльшую часть своей жизни. Перескажу то что запомнил.
В высокогорье живут несколько видов мышей питающихся преимущественно растениями, так как другой пищи там больше нет. Большинство из произрастающих растений в некоторой мере являются лекарственными, даже те которые таковыми не являются, всё равно, из-за суровых условий имеют повышенное содержание активных веществ. Поедая эти растения, мыши не полностью утилизируют весь этот биоактивный материал, и выделяют его с калом. Туалеты они устраивают в постоянных местах, где за многие годы накапливается достаточно количество мышиного помёта. Достаточно сильные суточные колебания влажности и температуры приводят к впитыванию влаги помётом, и стеканию избытка влаги вместе с растворёнными биоактивными веществами вниз, по расщелинам в скалах. Влага содержащая биоактивные в-ва частично впитывается в камень скалы, частично испаряется, а сами в-ва скапливаются в определённых местах, иногда в десятках метров от своих "источников", иногда в пещерах, создавая видимость причастности к созданию мумиё летучих мышей, которые к этому делу абсолютно не причастны, так как питаются совсем не травами. В природе процесс образования мумиё занимает многие десятки и сотни лет, и его активность в огромной мере зависит от места сбора, то есть наличия произрастающих в этой местности тех или иных растений и вида потребляющих эти растения мышей.
Всё остальное об этом веществе, это старинные заблуждения или откровенное враньё ради определённой, коммерческой выгоды. Достать настоящее мумиё, чрезвычайно трудно и весьма небезопасно. Но настоящее мумиё, действительно обладает определёнными биоактивными свойствами, так же как и многие другие подобные вещества. Как природного характера, так и созданные человеком.
В качестве альтернативы, могу предложить обратить внимание нуждающихся на другие подобные препараты, кстати отлично себя зарекомендовавшие и давно проверенные на личном опыте. Например - АСД, так называемая фракция.
http://www.chernetskaya.ru/blog/5289
http://www.u-hiv.ru/blog_asd-fraction-2.htm
http://www.asd2.ru/

 

[vladmen]

Достать настоящее мумиё, чрезвычайно трудно и весьма небезопасно.

В параллельной теме писал о своем армейском товарище из Горноалтайска, который много лет занимался сбором мумиё в горах. Как он мне рассказывал, добыча даже 100 гр. в течение месяца позволяла ему вполне прилично жить самому и содержать семью. А то что продается в различных фирмах - как правило фальсификат. Ну или содержание натурального продукта там 1 -2 %. Поскольку добыча производится в горах, ему приходилось пару раз ломать руки - ноги. Заживление переломов по его опыту с применением мумиё происходила в полтора раза быстрее, чем при обычном лечении. Все с его слов.

 

[Дима 76]

а как же озокерит?

Вопрос остался без ответа!
Прочитав про данную субстанцию, у меня сложилось впечатление, что военрук перепутал мумиё именно с озокеритом.