Петрография магматических и метаморфических пород

Контрольная работа

Полезное ископаемое — природное минеральное образование, которое может быть использовано промышленностью или из которого можно извлекать металлы или минералы для нужд промышленности.

Руда — минеральный агрегат, из которого технологически возможно и экономически выгодно извлекать металлы, соединения металлов или минералы с целью их промышленного использования.

Рудное тело — обособленное скопление полезного ископаемого (руды), среди горных пород. Оконтуривание рудного тела может совпадать с естественными геологическими границами раздела рудного минерального агрегата и вмещающих горных пород, а может быть проведено в соответствии с кондициями руд.

Кондиции руд — минимальные запасы и концентрации (содержания) ценных компонентов, а также максимально допустимое содержание вредных примесей в минеральном сырье, при которых возможна эксплуатация месторождения полезного ископаемого.

Месторождение полезного ископаемого — участок земной коры с характерной геологической структурой, в котором полезное ископаемое (руда) залегает в количестве достаточном для эксплуатации и в качественном отношении удовлетворяющее требованиям промышленности.

Издавна существует разделение месторождений твердых полезных полезных ископаемых">ископаемых на рудные (металлические) и нерудные (неметаллические).

Согласно определению Л.Н. Овчинникова [11] «рудные месторождения — это месторождения, во всех случаях образованные в результате концентрации металлов из рассеянного состояния».

«Месторождения нерудных полезных ископаемых — это обычно сама горная порода, возникновение которой может быть обусловлено совершенно иными факторами и механизмами, чем формирование рудых месторождений». Таким образом, существующее разделение имеет глубокий генетический смысл.

В минеральном составе руд следует различать рудные минералы и нерудные (жильные).

К рудным относятся минералы, ради которых ведется добыча полезного ископаемого с целью извлечения из них металлов или использования в промышленности. К «жильным» — не рудным относятся минералы, уходящие в отвал при добыче рудных минералов.

32 стр., 15643 слов

Месторождения полезных ископаемых

... полезных ископаемых», которое включает, помимо данной дисциплины, «Промышленные типы рудных месторождений», «Промышленные типы нерудных месторождений», «Промышленные типы горючих полезных ископаемых», «Металлогению». Полезные ископаемые являлись важнейшим элементом среды обитания человека с момента его появления на ...

По концентрации рудных минералов визуально принято различать: руды массивные (80-100% рудных минералов), густо вкрапленные (50-80%), средне вкрапленные (30-50%), бедные вкрапленные (менее 30%).

Генетическая систематика месторождений полезных ископаемых, основанная на достижениях в области знаний о геологических и физико-химических условиях их формирования имеет очень большое значение, прежде всего, для целей металлогенического, минерагенического анализа и прогнозирования новых ресурсов минерального сырья.

Все полезные ископаемые рассматриваются в рамках трех генетических серий: эндогенных, экзогенных, метаморфогенных месторождений (таблица 1).

Таблица 1 — Генетическая классификация месторождений полезных ископаемых

Серия

Группа

Класс (подкласс)

Эндогенная

Магматическая

Ликвационный

Раннемагматический

Позднемагматический

Карбонатитовая

Магматический

Метасомаический

Комбинированный

Пегматитовая

Простые пегматиты

Перекристаллизованные

Метасоматически замещенные

Десилицированные

Скарновая

Известковые скарны

Магнезиальные скарны

Силикатные скарны

Альбитит-грейзеновая

Альбититовый

Грейзеновый

Гидротермальная

Плутоногенный — гидротермальный

Вулканогенный — гидротермальный

Амагматогенный — стратиформный

Метаморфогенно-гидротермальный

Колчеданная

Гидротермально-осадочный

Гидротермально-метасоматический

Комбинированный

Экзогенная

Выветривания

Остаточный

Инфильтрационный

Осадочная

Механически осадочные

Химически осадочные

Биохимически осадочные

Вулканогенные осадочные

Россыпей

Элювиальных россыпей

Пролювиальных

Аллювиальных (косовой, русловой, долинный, террасовый)

Литоральных (океанический, морской, озерный)

Метаморфогенная

Метаморфизованных

Регионально-метаморфизованных

Контактово-метаморфизованных

Метаморфических

Группа магматических месторождений включает три генетических класса: ликвационные, раннемагматические и позднемагматические полезные ископаемые.

Класс ликвационных месторождений. К ликвационным относят месторождения, образованные в результате ликвации — процесса разделения магмы при понижении температуры расплава на две несмесимые жидкости — рудную и силикатную с последующей их кристаллизацией; это один из главных способов докристаллизационной дифференциации магмы. Наиболее продуктивны расслоенные сложно дифференцированные гипабиссальные интрузии габбро-норитового, габбро-перидотитового составов, дуниты, габбропироксениты, платформенные интрузивы щелочных пород (нифелиновые сиениты, йолиты, уртиты, фойяиты).

Вмещающими породами ликвационных руд являются сами материнские породы, но имеются и случаи внедрения ликвационных руд в комплекс пород, вмещающих интрузивные массивы.

Формы рудных тел ликвационных руд разнообразны: расслоенные залежи, линзы и неправильной формы тела приконтактовых руд, пластовые и линзообразные залежи донных массивных и прожилково-вкрапленных руд; жилы и сульфидно-силикатные штоки; висячие залежи вкрапленных руд (обычно пластовой формы); эпиггенетические тела сложной формы. Такое разнообразие форм рудных тел характерно, прежде всего, для сульфидых руд, которым свойственна высокая мобильность на всем протяжении времени раскристаллизации силикатной магмы и последующего охлаждения материнских интрузивных горных пород.

Важнейшие рудные минералы: хромит (FeCr2O4), пентландит ((FeNi)9S8), пирротин (FeS), халькопирит(CuFeS2), пирохлор (NaCa Nb2O6(OH,F)), лопарит (NaCeTi2O6) и др.

Текстуры ликвационных руд разнообразны, чаще всего массивные, вкрапленные, прожилково-вкрапленные, полосчатые, брекчиевые.

Примеры месторождений. Наиболее характерными являются месторождения ликвационных медно-никелевых руд с типичной пирротин-халькопирит-пентландитовой миеральной ассоциацией. Крупнейшие среди них: Норильское (Россия, Красноярский край), Монче-Тундра, Печенга (Россия, Кольский п-ов), Мамонское, Подколодновское, Еланское (Россия, Воронежская область), Садбери (Канада), Бушвельдский комплекс (ЮАР, Африка).

Они имеют очень большое промышленное значение как источники никеля, меди, а также платиноидов (платины, осмия ирридия), кобальта, извлекаемых попутно.

Промышленно значимыми являются ликвационные хромитовые руды Бушвельдского комплекса (ЮАР), Кимперсайского месторождения (Южный Урал, рисунок 1)), Великой Дайки (Родезия).

Ликвационный генезис установлен для некоторых месторождений редких металлов — танталла и ниобия, а также редких земель — лопаритовых руд в расслоенных массивах щелочных горных пород Хибинского и Ловозерского массивов (Россия, Кольский п-ов).

Класс раннемагматических месторождений включает полезные ископаемые, сформированные в результате обособления ранних фракций минералов кристаллизационной дифференциации. Кристаллизационная магматическая дифференциация — разделение твердых фаз магмы в процессе кристаллизации, обусловленное перемещением и пространственным обособлением возникающих минералов под влиянием сил гравитации или конвекции магмы; является основным механизмом разделения магматических расплавов.

Матринскими и вещающими раннемагматических руд являются, главным образом, ультраосновные и основные магматические горные породы глубинных зон магмогенерации — перидотиты, кимберлиты, лампроиты, габброиды. Важнейшими рудными минералами раннемагматических месторождений являются алмаз, хромит, ильменит, характерной особенностью которых является более высокий идиоморфизмпо сравнению с позднее кристаллизовавшимися нерудными силикатами. Раннемагматический генезис алмазов в кимберлитах и лампроитах определяется по наличию парагенетической ассоциации оливинприоп-алмаз раннемагматической стадии кристаллизации.

Рисунок 1- Структурно-петрографическая схема Кемпирсайского хромитоносного массива. По Н.В. Павлову и Г.А. Соколову

Вмещающие палеозойские отложения: 1 — силурийские, 2 — ордовикские, 3 — кембрийские; интрузивные породы: 4 — габброиды, 5 — серпентизированные дуниты с перидотитами, 6 — серпентинизорованный дунитоперидотитовый шлировополосчатый комплекс, 7 — серпентизированные перидотиты (лерцолиты, гарцбургиты); 8 — контур массива ультраосновных пород; 9 — стратиграфические границы; 10 — четко выраженные сводовые поднятия в массиве и их оси; 11 — сводовые поднятия, выраженные менее четко; 12 — оси межсводовых опусканий; 13 — оси менее четко выраженных межсводовых опусканий; 14 — контур проекции подводящего канала; черные кружки — высокохромистые месторождения и рудопроявления; светлые кружки — низкохромистые месторождения и рудопроявления.

Примеры месторождений. Наиболее промышленно важными являются месторождения алмазов в кимберлитах: трубка «Мир», «Удачная» в Сибири, «Пионерская» и др. в Архангельской области, многочисленные трубки Африки и др. и в лампроитах (месторождения Австралии).

Промышленно значимыми являются раннемагматические хромитовые руды (Кимперсайское месторождение), титаномагнетитовые руды (Кусинское месторождение).

Класс позднемагматических месторождений включает полезные ископаемые, формирование которых обусловлено остаточными расплавами, в которых рудные минералы кристаллизовались позднее главной массы нерудных породообразующих минералов. Материнские и вмещающие породы те же, что и для вышеописанных классов, за исключением кимберлитов и лампроитов. Рудные тела, как правило, не выходят за пределы материнских пород. Форма их достаточно разнообразна: линзы, трубы, гнезда и полосы массивных, вкрапленных руд, жилы, вкрапленные руды шлирообразной, лентовидной, неправильной формы.

Важнейшие рудные минералы: хромит, ильменит, рутил, магнетит. Гематит, апатит, лопарит, пирохлор.

Текстуры руд достаточно разнообразны — массивная, полосчатая, пятнистая, вкрапленная, сидеронитовая, брекчеевидная и др. Характерная особенность позднемагматических руд — резкая ксеноморфность рудных минералов и их обособлений по отношению к силикатным минералам главной фазы кристаллизации материнских горных пород.

Примеры месторождений: Сарановское, Кимперсайская группа (Южный Урал, хромитовые); Кусинское (титаномагнетитовых руд); Лебяжинское (Урал), Кирунавара (Швеция апатит-магнеитовые руды); Хибинское (Кольский п-ов, апатитовое).

Группа пород

Цветное число

Интрузивные породы

Эффузивные породы

Жильные породы

Главные и второстепенные минералы

Кислые

5-15

Гранит

стекло, пемза

Пегматит аплит

Кварц, полу шпаты (слюды, амфиболы)

(нормальный ряд)

20-40

Диорит

Андезиты

Плагиоклаз, роговая обманка (кварц, кал. пол. шпат)

(щелочной ряд)

20-40

Сиенит

Трахиты

Ортофиры

Калиевый пол. шпат, слюды, амфиболы (кварц плагиоклаз)

Щелочные

20-40

Нефелиновый сиенит

Калиевый полу шпат, нефелин, плагиоклаз, слюды, пироксены

Основные

50-70

Габбро

Базальт

Долерит Базальтовый порфирит Диабаз

Габбро-диабазы Диорит-порфирит

Пироксены плагиоклаз (слюды, амфиболы плагиоклаз (слюды, амфиболы, магнетит, оливин)

Ультраосновные

до 100

Дунит Перидотит Кимберлит Пироксенит

Оливин, пироксены

По химическому составу все магматические породы делятся на кислые, средние, основные и ультраосновные (это определяется содержанием SiO 2 ).

Щелочность породы определяется отношением. Если это отношение меньше 1, то порода относится к нормальному ряду, если больше 1, то к щелочному.

Для того чтобы отнести ту или иную породу к одной из групп по химическому составу не нужно делать химический анализ. Химический состав породы отражается в их минеральном составе. Так, чем больше кварца (SiO 2 ) в породе, тем она кислее, чем больше темноцветных минералов (пироксенов, оливина), тем более она основная.

Для пород щелочного состава характерен калиевый полевой шпат (K[AlSi 3 O8 ]) в большом количестве и фельдшпатоиды (нефелин Na[AlSiO4 ]).

Метаморфизм — преобразование горных пород под действием эндогенных процессов, вызывающих изменение физико-химических условий в земной коре. Преобразованию могут подвергаться любые горные породы — осадочные, магматические и ранее образовавшиеся метаморфические. В физико-химических условиях, отличных от тех, в которых образовались горные породы, происходит изменение их минерального состава, структуры и текстуры.

В зависимости от интенсивности метаморфических процессов наблюдается постепенный переход от слабо измененных пород, сохраняющих состав и структуру исходных разностей, до глубоко преобразованных пород, первичная природа которых практически утрачена.

Метаморфизм представляет собой сложное физико-химическое явление, обусловленное комплексным воздействием температуры, давления и химически активных веществ. Он протекает без существенного изменения химического состава первичных пород. Различают следующие виды метаморфизма.

Температура — важнейший фактор термального метаморфизма, влияющий на процессы минералообразования и определяющий формирование тех или иных минеральных ассоциаций. При повышении температуры резко увеличивается скорость химических реакций и возрастает интенсивность процессов перекристаллизации. Повышение температуры способствует экзотермическим метаморфическим реакциям, идущим с поглощением тепла, вызывает дегидратацию гидроксилсодержащих минералов, декарбонатизацию карбонатов и приводит к образованию высокотемпературных минералов, лишенных конституционной воды. Перекристаллизация в условиях роста температур приводит к появлению более крупнозернистых структур.

Температурный интервал, в пределах которого происходят типичные метаморфические преобразования, согласно данным В. С. Соболева (1970 г.), находится в пределах 300 — 1000 °С.

По данным Н.А. Елисеева при повышении температуры на 10 о С — скорость химических реакций увеличивается вдвое, при повышении на 100о С — в тысячу раз, на 200о С — в миллион раз. Этим объясняется тот факт, что минеральные ассоциации, возникающие при повышающейся температуре, оказываются более равновесными, чем при понижающейся. Поэтому магматические породы менее равновесны, чем метаморфические, сложенные более устойчивой ассоциацией минералов, возникшей при повышающейся температуре. Вообще же по закону температур (по В.И. Лучицкому) повышающаяся температура вызывает образование тех минеральных ассоциаций, которые поглощают тепло (отрицательная тепловая реакция), и наоборот, понижение температуры приводит к появлению ассоциаций, выделяющих тепло (положительная тепловая реакция).

Например: Каолинит — повышение температуры — андалузит + кварц + вода

При температурах ниже 300°С, вследствие резкого падения скорости химических реакций, метаморфические превращения почти не происходят или совершаются крайне медленно; верхний предел ограничен температурой начала плавления наиболее распространенных горных пород и отвечает условиям образования магмы.

В общем случае интенсивность преобразований, связанных с воздействием температуры, увеличивается с глубиной залегания пород и ростом продолжительности теплового воздействия. Однако прямой зависимости здесь не существует, поскольку в разных зонах коры значения теплового потока и геотермического градиента различны. Этим объясняется неодинаковая степень температурных преобразований пород, залегающих на сопоставимых глубинах, но в различных областях земного шара.

3.2.2 Динамометаморфизм

Давление — фактор динамометаморфизма. Различают воздействие геостатического (петростатического) давления, которое создается массой вышележащих толщ пород, и направленного давления (стресса), вызываемого тектоническими движениями.

Развитию дополнительного давления большую роль играет выделение газовой фазы (например, СО 2 при преобразовании загрязненного SiО2 и Al2 О3 в кальциево-силикатные породы).

Роль такого давления велика при формировании структур и текстур метаморфических пород оно может ускорять или задерживать химические реакции. По закону объёмов (по В.И. Лучицкому) повышение давления вызывает реакции, связанные с уменьшением объёмов, т.е. возникающие при этом минералы имеют более компактные кристаллические решетки и соответственно более высокую плотность, например,

Оливин + анортит —- гранат.

Породы динамометаморфизма

Тектоническая брекчия

Катаклазит

Милонит

Геостатическое давление способствует реакциям, идущим с сокращением объема твердой фазы, и приводит к образованию минералов с более плотной упаковкой (и большой плотностью).

Кроме того, геостатическое давление вызывает повышение температуры плавления минералов, расширяя тем самым интервал температурных преобразований в твердой фазе. В условиях всестороннего давления формируются породы с однородной массивной текстурой.

Направленное давление (стресс) проявляется в деформации пород и приводит к изменению их структурно-текстурных особенностей. Под влиянием стресса минералы в породе приобретают закономерную ориентировку, располагаясь длинными осями и плоскостями спайности перпендикулярно к направлению давления. При этом формируются так называемые сланцевые текстуры, характерные для обширной группы метаморфических пород — сланцев. Кроме того, стресс оказывает каталитическое воздействие на процессы минералообразования, ускоряя или замедляя их, и, вызывая дробление пород, повышает их фильтрационные свойства, что способствует циркуляции метаморфизующих растворов.

Изменения геостатического и направленного давления с глубиной неодинаковы: если первое, в общем, увеличивается, то второе, наоборот, ослабевает. На глубинах свыше 10 км направленные давления практически не проявляются, поскольку сокращение объема пустотного пространства в условиях высокого геостатического давления приводит к пересыщению породы растворами и преобразованию направленного давления в геостатическое. Однако и геостатическое давление контролируется не только глубиной. Согласно расчетным данным его величина в подошве земной коры не превышает 1300 МПа. Между тем изучение минералов, полученных экспериментальным путем, и сопоставление их с естественными ассоциациями минералов метаморфических пород показывают, что давления при метаморфизме в земной коре могут достигать 2500 МПа. Отсюда следует, что при определенных условиях величина давления зависит не только от массы вышележащих толщ пород, но в значительной степени и от процессов направленного сжатия (в том числе и в горизонтальном направлении), которые вызывают аномальное увеличение давления на относительно небольших глубинах.

Динамический метаморфизм проявляется главным образом при воздействии на породы стресса и может быть пластическим или катакластическим (дробленым).

Раздробленные при катаклазе породы называются катаклазитами (катакластические граниты, гнейсы и т.д.).

При более тонком дроблении и истирании, а также сдавливании и перекристаллизации возникают породы называемые милонитами (греч. myle. мельница).

При пластической деформации минералы или их группы перемещаются относительно друг друга с образованием текстур «течения», «вращения» и плойчатости. Хоть давление и важно, оно само по себе никаких образования минералов не вызывает, а изменяются лишь структуры и текстуры. Возникающие при динамометаморфизме породы обычно обладают хорошо выражено кристаллизационной сланцеватостью.

происходят или идут крайне медленно.

В природных условиях в различных участках земной коры совместно проявляются несколько факторов метаморфизма, однако масштаб их проявления в целом и относительная роль каждого фактора в метаморфическом процессе определяются конкретной геологической обстановкой. По особенностям пространственного размещения и размаху процесса различаются два основных типа метаморфизма: локальный и региональный. Метасоматический метаморфизм может сопровождать метаморфизм любого типа и поэтому развивается как в локальных, так и в региональных условиях.

Локальный метаморфизм

Контролируется конкретными структурными элементами — разломами, контактами с интрузивными породами, пликативными дислокациями. Образующиеся при этом метаморфические породы связаны постепенными переходами с неметаморфизованными толщами. К локальным формам проявления метаморфизма относятся контактовый и катакластический метаморфизм.

Контактовый метаморфизм

Контактовый роговик

эндоконтактовыми

Контактовые изменения проявляются сильнее у богатых летучими компонентами кислых интрузий, чем у основных. Вмещающие породы в порядке уменьшения степени контактовых изменений располагаются в следующей последовательности: глины, глинистые сланцы; карбонатные породы (известняки, доломиты); основные изверженные породы; вулканические туфы и туфогенные породы; песчаники, песчанистые породы, кремнистые породы. Контактовые изменения возрастают с увеличением трещиноватости и пористости пород, способствующих циркуляции паров и газов. Контактовые изменения более интенсивны у секущих, чем у согласных контактов.

Во всех случаях мощность контактовой зоны прямо пропорциональна размеру интрузивного тела и обратно пропорциональна величине угла, образуемого поверхностью контакта с горизонтальной плоскостью.

Ширина контактовых ореолов обычно не превышает нескольких сотен метров и в редких случаях увеличивается до 2-5км и более. При этом мощность экзоконтактовой зоны значительно превосходит мощность зоны эндоконтактовой и процессы метаморфического минералообразования в первой более разнообразны.

термальный

Термальный, Метасоматический

Известковый скарн

Вторичный кварцит

Магнезиальный скарн

Грейзен

Березит

Лиственит

Типичными породами контактово-термального метаморфизма являются роговики; к породам, образовавшимся в результате контактово-метасоматических процессов (метасоматитам), относятся скарны, грейзены, вторичные кварциты. С метасоматитами связано большое количество месторождений полезных ископаемых (олово, вольфрам, молибден, золото, полиметаллы).

К разновидностям метасоматического метаморфизма или метасоматоза относятся:

1) грейзенизация — превращение гранитных пород в кварцево-слюдистый агрегат с примесью кассетерита, шеелита и т.д.;

2) хлоритизация — замещение железисто-магнезиальных минералов хлоритом;

3) серицитизация — замещение полевых шпатов серицитом (мелкочешуйчатым мусковитом);

4) серпентинизация — замещение серпентином железисто-магнезиальных минералов (обычно оливина).

Особенно сильно метасоматоз проявляется в карбонатных породах, которые превращаются в силикатные породы — скарны. Под воздействием эманаций и растворов, содержащих кремнезем, алюминий, железо и ряд других элементов и соединений, как в экзо- так и в эндоконтакте образуются минералы группы пироксена и граната. Далее от контакта образуются скарны из амфибола, эпидота и хлорита. Еще далее породы подвергаются окварцеванию и окремнению под влиянием гидротерм.

В пироксен-гранатовых скарнах отлагаются гематит и магнетит, а также окислы марганца, цинка и шеелит. В амфиболовых скарнах внешней зоны часто присутствуют шеелит, молибденит, касситерит,, халькопирит, сфалерит, галенит, золото и другие минералы, а из нерудных тальк, флюорит, хризотил-асбест.

Объёмы скарнированных пород обладают формой, контролируемой положением контактов интрузии или отходящей от неё зоны скарнирования, а приуроченные к ним рудные залежи образуют пласты, линзы, трубчатые и более сложные тела.

Скарновые месторождения встречаются в контактах с гранодиоритами, кварцевыми диоритами и различными интрузиями среднего состава. В контактах с типичными гранитами месторождения встречаются редко, еще реже с основными интрузиями и совсем не встречаются с ультраосновными.

В скарны могут превращаться разнообразные некарбонатные породы, в частности туфы, порфириты и реже песчаники.

Автометаморфизмом, Пропилитизация, Серицитолиты, Катакластический метаморфизм,, Региональный метаморфизм.

Породы регионального метаморфизма

Филлит

Зеленый сланец

Железистый кварцит

Кварцит

Метаморфизированный конгломерат

Мрамор и кристаллический известняк

Амфиболит

Кристаллический сланец

Гнейс

Мигматит

Чарнокит

Региональный метаморфизм обычно связан с активными геосинклинальными областями, однако в отношении условий его проявления существуют две принципиально различные точки зрения. В соответствии с первой точкой зрения причиной его является длительное, устойчивое прогибание участков земной коры, при котором осадочные и вулканогенные толщи, погружаясь, попадают в условия все более высоких температур и давлений. Однако исследования последних лет показали, что прогибание коры само по себе не является причиной метаморфизма. В прогибах, где нет складкообразовательных движений и других деформаций, обычно отсутствуют и проявления регионального метаморфизма. В Прикаспийской впадине, например, мощность практически неметаморфизованных осадочных отложений достигает 25 км. Эти факты послужили основанием для того, чтобы соотносить региональный метаморфизм с орогенной стадией развития коры, характеризующейся интенсивным складкообразованием, подъемом магматических масс и генетически связанных с ними термальных растворов. Последняя точка зрения развивается в трудах Д. С. Коржинского, Ю. А. Кузнецова, А. А. Маракушева и завоевывает все большее признание.

В обстановке регионального метаморфизма процессы преобразования пород могут достигать максимальной интенсивности, приобретая характер ультраметаморфизма. Он обычно протекает на большой глубине в пределах складчатых областей, где термодинамические условия допускают частичное или полное переплавление пород. Главнейшие процессы ультраметаморфизма — анатексис, палингенез и гранитизация.

Анатексис, Палингенез —, Гранитизация

Таким образом, в обстановке глубоких метаморфических преобразований пород стирается граница между метаморфическими и магматическими процессами и завершается тот круговорот в природе, идея которого еще в начале века была высказана русским петрографом И.Д. Лукашевичем: магма; магматические породы; осадочные породы; метаморфические породы; магма.

Метаморфическая фация по П. Эскола — совокупность пород того или иного состава, достигших химического равновесия при данных температурах и давлении. Породы каждой фации характеризуются свойственным им минеральным составом, включающим наряду с минералами, устойчивыми в широких пределах изменения температур и давлений и встречающимися во многих фациях (кварц, плагиоклаз, КПШ), критические минералы (индекс минералы), свойственные только данной фации (устойчивые в узких пределах давлений и температур).

По ассоциациям индекс минералов фации и распознаются.

Уровень достигнутого породой метаморфизма называется степенью или ступенью метаморфизма. Более высоким степеням соответствуют и более высокие значения температур и давлений.

фации метаморфизма

Фация зеленых сланцев, Фация эпидотовых амфиболитов, Амфиболитовая фация

Серия метаморфогенных полезных ископаемых четко разделяется на две генетические группы: метаморфизованных и метаморфических месторождений.

К группе метаморфических относятся месторождения, которые образуются непосредственно в метаморфизуемых толщах пород при перекристаллизации исходного материала (таблица 3).

При этом возникает новый вид полезных ископаемых.

Таблица 3 — Классификация метаморфических горных пород

Название групп пород

Примеры пород

регионально-метаморфические

эпизоны

филлиты, хлоритовые, тальковые

мезозоны

слюдяные сланцы, мраморы, кварциты, амфиболиты

катазоны

гнейсы, кварциты, мраморы

зоны ультраметаморфизма

мигматиты

контактово-метаморфические

собственно контактово-метаморфические

роговики

контактово-метасоматические

скарны, грейзены

динамометаморфические

динамометаморфические

тектонические брекчии, милониты

К метаморфическим относятся многочисленные месторождения преимущественно неметаллических полезных ископаемых: мрамора, кварцита, флогопита, графита, асбеста, корунда, наждака, горного хрусталя альпийских жил и др. Из металлических важно отметить месторождения алюминиевых руд, представленные кианитовыми сланцами; титановых руд, представленных рутилом выветрелых эклогитов. К этому классу можно отнести также докембрийские месторождения метаморфогенных керамических и мусковитовых пегматитов, флогопитовые и флогопит-магнетитовые месторождения Алданского щита.

Месторождения графита приурочены к метаморфическим комплексам, метаморфизованных преимущественно в условиях амфиболитовой фации. Они известны в пределах Воронежского кристаллического массива, Украинского щита, Урала и Сибири (Восточные Саяны).

В качестве примера следует изучить крупное Сухоярское месторождение графита, расположенное на юго-востоке Воронежского кристаллического массива.

В некоторых породах, особенно контактово-метаморфических наблюдаются массивные структуры. Формы залегания метаморфических пород в абсолютном большинстве случаев наследуются от пород исходных. Исключения составляют формы залегания контактово-метаморфических пород, представленных контактовыми ореолами.

месторождение ископаемый метаморфизм магматический