Петрографические методы исследования горных пород

Полевые исследования

На всех стадиях геологоразведочного процесса от геологической съемки до детальной разведки необходимо умение в полевых условиях идентифицировать горные породы по ряду признаков, определяемых макроскопически, то есть визуально без применения специального лабораторного оборудования, вооружившись в лучшем случае лупой. Каждый тип выделенных пород детально описывается, степень детальности определяется квалификацией исследователя. Важное значение при этом имеет окраска породы. Наиболее распространены породы светло-серого, серого, темно-серого, серовато-зеленого, темно-зеленого, черного, розового, бурого, вишневого, сиреневого цветов. Нередко встречаются пестро окрашенные породы, где агрегаты различно окрашенных минералов имеют вполне закономерное взаимное расположение, которое подчеркивает структурно-текстурные особенности.

Внутреннее строение горных пород определяют через понятия текстуры и структуры. Для разных генетических типов пород они отличаются, так как зависят от условий образования. Знание этих взаимозависимостей позволяет исследователю по структурно-текстурным особенностям судить об условиях образования пород, определять генетический тип породы, а также последовательность выделения минералов и их ассоциаций.

Для магматических и метаморфических горных пород структура определяется степенью кристалличности, размером и формой зерен, их взаимоотношениями в минеральных агрегатах. Структура устанавливается на макро и на микро уровне. Текстура определяется пространственным взаиморасположением минеральных агрегатов, отличающихся друг от друга по цвету, форме, размерам, минеральному составу и структуре. Текстура может проявляться в крупном и мелком плане.

Для магматических горных пород на макроскопическом уровне исследования выделяют следующие структуры по степени кристалличности:

- полнокристаллические, когда значительная часть минералов отчетливо раскристаллизована;

- неполнокристаллические, когда отдельные зерна минералов заключены в скрытокристаллическую основную массу;

- скрытокристаллические (афанитовые), когда минеральный состав без микроскопа не устанавливается;

- стекловатые, преимущественно состоящие из вулканического стекла.

В зависимости от размера зерен среди полнокристаллических вылеляют:

- крупнозернистые со средним размером зерен > 5 мм;

- среднезернистые с размером зерен от 1 до 5 мм;

- мелкозернистые от 0,5 до 1 мм.

По относительным размерам зерен различают равномерно зернистые и неравномерно-зернистые структуры. Равномерно зернистые структуры характеризуются более или менее одинаковым размером зерен основных породообразующих минералов. Среди неравномерно-зернистых структур выделяют порфировидные и порфировые структуры. Порфировидные структуры обусловлены наличием относительно крупных кристаллов на фоне полнокристаллической основной массы.

Порфировые структуры относятся к неполнокристаллическим и характеризуются наличием хорошо образованных кристаллов – порфировых вкрапленников или фенокристаллов, погруженных в плотную афанитовую основную массу породы.

Иногда макроскопически можно определить форму минеральных зерен или кристаллографический габитус, кубический, призматический, таблитчатый, шестоватый, игольчатый, чешуйчатый. Более детально структуры разработаны при изучении пород под микроскопом, так называемые микроструктуры.

Среди текстур выделяют два главных типа: однородная и неоднородная.

Однородная или массивная отмечается при одинаковом строении и составе породы в любом участке.

Среди неоднородных текстур выделяются:

- такситовая или шлировая, когда отдельные участки пород отличаются по цвету, минеральному составу и структуре;

- полосчатая, когда наблюдаются чередования полос различных по цвету, минеральному составу и структуре;

- директивная, когда минеральные агрегаты, отличающиеся по цвету и структуре ориентированы субпараллельно;

- флюидальная, когда отчетливо видны следы течения лавы;

- брекчиевидная, когда остроугольные обломки пород заключены в отличающуюся по цвету, структуре и составу основную массу;

- пористая, когда наблюдается наличие округлых или неправильных пустот, возникших вследствие выделения газов при кристаллизации эффузивных пород;

- миндалекаменная, когда пустоты эффузивных пород заполнены вторичными минералами: опалом, халцедоном, хлоритом, карбонатами, кварцем и др.

В процессе определения структуры и текстуры пород тщательно изучается минеральный состав. Методы макроскопической диагностики изучаются в курсе минералогия. При петрографическом описании определяется цвет, формы выделения, размеры минеральных зерен и их относительное количество к общей массе породы.

Итогом изучения и описания образца, обнажения является определение типа породы ее идентификация.

Образование магматических горных пород обязано магмообразующим процессам и обусловлено глубинным строением Земли

Строение и структурные элементы Земли

По сути все современные теории о внутреннем глубинном строении опираются на сейсмические данные, в связи с тем, что изменение плотности земного вещества с глубиной оказывает закономерное влияние на изменение скорости прохождения продольных (Р) и поперечных (S) волн.

На основе этих данных выделяются три основные области, различающиеся по плотности слагающего их вещества: кора, мантия и ядро. Предполагается, что возрастающая плотность земного вещества с глубиной происходит за счет увеличения концентрации тяжелых металлов (Fe, Ni, Co). Отмечается также уплотнение вещества при фазовых переходах (из твердого в жидкое и, наоборот) за счет сжатия под давлением вышележащих слоев и связанного с этим образования веществ и минералов большей плотности.

Границы выделяемых геосфер устанавливают по изменению плотности вещества Земли. Так земная кора распространяется на глубину 6-40 км (в среднем 33 км). Мантия, расположенная ниже земной коры – до глубины 2900 км, а ядро выделяется в интервале 2900-6370 км.

Граница между корой и мантией открыта Мохоровичем и называется в его честь Мохо, обозначается буквой «М». Граница между мантий и ядром открыта в 1914 г. Гутенбергом – граница «Г». Это наиболее резко проявленная граница раздела в недрах Земли, где плотность вещества возрастает скачком от 5,6 до 10 г/см³. Такая высокая плотность характерна для металлов: железа и никеля. Поэтому на основании исследований метеоритов, среди которых выделяются каменные, железокаменные и преимущественно железные или железоникелевые, и в соответствии с установленной плотностью ядра Земли, его вещество принято считать преимущественно железоникелевым по составу.

Кроме выделенных трех основных оболочек выделяют промежуточные границы. Так на глубине около 900 км между верхней и нижней мантией, на глубине 5100 км между наружным и внутренним ядром.

Высокая плотность мантийного вещества указывает на то, что оно находится в твердом состоянии. Однако в верхней мантии выделяется слой пониженной вязкости, называемый астеносферой, для которой допускается частично жидкое состояние. Под океанами этот слой имеет большую мощность и располагается на глубине 50-350 км, над складчатыми структурами на глубине 100-250 км. Наименьшую мощность он имеет под платформами и практически отсутствует под щитами древних платформ.

Раздел между мантией и земной корой (граница «М») интерпретируется переходом от существенно оливиновых бесполевошпатовых пород к породам земной коры, в которых полевые шпаты играют главную роль. Наиболее изучено глубинное строение верхней оболочки – земной коры.

В нижней части земной коры выделяют слой непостоянной мощности с плотностью 2,8-2,9 г/см³, соответствующий оливин-пироксен-плагиоклазовому составу, характерному для базальтов. Поэтому этот слой условно называют «базальтовым», хотя он сложен различными по составу породами. Его мощность меняется от 2-3 км под океанами до 6-20 км под континентами.

Выше залегают менее плотные горные породы (2,6-2,7 г/см³), соответствующие полевошпат-кварцевому составу, типичному для гранитов. Поэтому данный слой называют «гранитным». Кроме различных гранитоидов здесь выделяются метаморфические сланцы, гнейсы. Мощность слоя варьирует от10 до 50 км и развит он только в пределах континентов.

Верхняя часть земной коры представлена слоем осадочных пород (около 2,1 г/см³), которые на континентах залегают на гранитном слое и образуют мощность от 0 до 20 км, а в океанах непосредственно на базальтовом слое мощностью от 0 до 3 км.

Таким образом, различают два типа земной коры: континентальную, состоящую из базальтового, гранитного и осадочного слоев и океаническую, состоящую из базальтового и осадочного слоев.

Земная кора неоднородна не только на глубину, но и по площади. Как уже отмечалось выделяется континентальная и океаническая кора. Однако в пределах континентов и океанов выделяются с одной стороны подвижные сейсмически и вулканически активные пояса, а с другой стороны устойчивые в тектономагматическом смысле площади.

Проявление магматизма связывают с верхней частью мантии – астеносферой. Считается, что здесь зарождаются магматические расплавы, трансмагматические флюиды. Процессы, протекающие в этой части Земли определяют не только магматизм, но и в целом геотектоническое развитие земной коры.