Весьма несовершенная.Спайность
практически отсутствует. При раскалывании
на изломе нельзя обнаружить ровных параллельных
друг другу плоскостей (кварц, магнетит,
пирит) (рис. 2.7, д).
Определяя степень
совершенства спайности, необходимо фиксировать
количество направлений,
в которых она проявляется. Существуют
минералы, обладающие спайностью в одном
(слюды), в двух (амфиболы, пироксены), в
трех (кальцит, галит), в четырех и шести
направлениях (рис. 2.8). Причем степень
совершенства спайности в различных направлениях
может быть разной. Например, у полевых
шпатов два направления спайности: по
одному направлению она близка к совершенной,
по другому – средняя.
При наличии
спайности в двух и более направлениях
важным для диагностики минералов является
определениеугла между
плоскостями спайности. Например,
кальцит и галит имеют по три направления
спайности, однако углы между плоскостями
спайности галита прямые, а у кальцита
– нет. Поэтому выколки по спайности галита
похожи на кубики, а кальцита – на кубики,
сплюснутые по диагональной оси (рис. 2.8,
б, в). По этому же признаку можно отличить
очень похожие друг на друга по многим
свойствам минералы из групп пироксенов
и амфиболов (авгит и роговая обманка).
И те, и другие имеют два пересекающихся
направления спайности. Угол между плоскостями
спайности авгита близок к 90°, а роговой
обманки – к 120° (рис. 2.9).
Спайность – одно из самых важных диагностических
свойств минералов. При самостоятельном
знакомстве с этим свойством необходимо
помнить, что оно характерно одному зерну
или кристаллу минерала, а неминеральному
агрегату. Сначала изучите это свойство
по крупным одиночным зернам, кристаллам
минералов с различной степенью совершенства
спайности (биотит, полевой шпат, кальцит).
Обратите внимание на количество направлений
спайности и углы между ними. Затем необходимо
научиться распознавать это свойство
по отдельным зернам в минеральном агрегате.
Очевидно, что уловить наличие или отсутствие
спайности возможно, когда размер зерен достаточно
крупный (более 0,1 мм). Определить спайность
минерала в скрытозернистом агрегате
макроскопически невозможно. Ясно выраженная
спайность в мономинеральном агрегате
устанавливается по следующим особенностям:
осматривая всю поверхность агрегата,
замечают, что она носит неровный характер,
но отдельные элементы этой поверхности
представляют собой ровные блестящие
площадки, разно ориентированные в пространстве.
Например, мономинеральный агрегат кальцита
в мраморе. В случае несовершенной спайности
ровные площадки отсутствуют. Например,
в мономинеральном агрегате зерен кварца.
Горные породы часто
представляют собой полиминеральные агрегаты
минералов с различной спайностью. Потренируйтесь
в умении определять это свойство по породе
гранит. Черные зерна биотита обладают
весьма совершенной спайностью, светлоокрашенные
в разных тонах полевые шпаты характеризуются
средней спайностью, а дымчато-серый кварц
отличается отсутствием спайности. Зрительно
запомните разницу в характере спайности
минералов.
Твёрдость минералов–это сопротивление
механическому воздействию (царапанью,
шлифованию, вдавливанию) другого более
твердого тела, обусловленное в основном
прочностью кристаллической структуры
минералов.
При визуальной диагностике
минералов используют твёрдость
царапанья. Она определяется царапаньем
острием тела, твёрдость которого известна
(эталоном твёрдости). Эталонами твёрдости
в минералогии приняты десять минералов,
твёрдость которых принята за условные
целые числа. Расположенные в порядке
возрастания твёрдости они образуют шкалу твёрдости
Мооса(Ф. Моос (1773–1839) – австрийский
минералог, предложил шкалу в 1820 г.). В шкале
твёрдости каждый предыдущий минерал
царапается (чертится) последующим (см.
табл.). С помощью шкалы Мооса можно определить относительную
твёрдость минерала. Для определения твердости
исследуемого минерала по его поверхности
проводят (с нажимом) острым углом минерала-эталона
из шкалы Мооса. Если на исследуемом минерале
остается царапина, то его твёрдость меньше,
чем у эталона. Если вместо царапины на
поверхности исследуемого минерала остается
порошок минерала-эталона, то его твёрдость
больше, чем у эталона. Испытание проводится
до тех пор, пока твёрдость исследуемого
минерала не определится как промежуточная
между двумя эталонами или как равная
одному из них.
Твёрдость минерала
необходимо определять на отдельном кристаллическом индивиде
минерала(по грани кристалла, плоскости
спайности или выраженному сколу минерального
зерна). При определении твёрдости по агрегату
минерала часто получают заниженную твёрдость.
Это касается скрытозернистых и особенно
землистых агрегатов, твёрдость которых
оказывается на несколько единиц шкалы
Мооса меньше истинной твёрдости минерала
(например, твёрдость гематита – 5,5–6,
а в землистом агрегате –около
1). Для определения твёрдости землистых
масс следует растереть порошок по поверхности
эталона, наблюдая, покроется ли она царапинами.
Необходимо также учитывать, что у минералов
твёрдость анизотропна,
т. е. может незначительно меняться в зависимости
от направления царапанья.
Эталоны шкалы Мооса
могут заменить некоторые легко доступные
предметы: простой
карандаш – твёрдость 1, ноготь –
2, стекло –
5, стальная
игла или нож – 6.
В земной коре преобладают
минералы твёрдостью не более 7 (2–6). Единственными
минералами с твёрдостью 9 и 10 являются
корунд и алмаз. Последний отсутствует
в учебной шкале Мооса не только по причине
своей ценности, но и потому, что нет в
природе веществ, твёрдость которых имеет
смысл сравнивать с этим эталоном. Минералы
с твёрдостью 7–8 составляют небольшую
группу (гранаты, турмалин), также малочисленны
и минералы с твердостью менее двух. По
относительной твердости минералы удобно
разбить на три группы: мягкие–
царапаются ногтем (гипс, тальк, глинистые
минералы); средней
твёрдости– не царапаются ногтем,
но стекло оставляет на них царапину (карбонаты,
сульфаты, многие слоистые силикаты); твёрдые–
не царапаются стеклом (кварц, силикаты).
Поэтому для грубой
оценки твёрдости, но достаточной при
макроскопической диагностике минералов,
можно пользоваться ногтем и обычным оконным
стеклом. Твёрдость минерала выше 5 можно
оценивать по степени легкости царапанья
минералом стекла. Для этого необходимо
выработать привычку царапать с одинаковым
усилием. При одном и том же нажиме царапина,
оставленная на стекле минералом с твёрдостью
9 будет глубже и заметнее той, которую
оставил минерал с твёрдостью близкой
к 5.
Будьте внимательны,
если минерал в полиминеральном агрегате
горной породы встречается в виде небольших
по размеру зерен, царапая им по стеклу,
вы рискуете не попасть на стекло испытуемым
минералом. Царапайте эталоном (стеклом)
по исследуемому минералу.
Определяя твёрдость
некоторых минералов, не спутайте её с хрупкостью.
Слишком большое усилие, прикладываемое
к эталону при царапании, может привести
к тому, что зерно минерала просто раскрошится
под нажимом. Например, иголочки актинолита
довольно твёрдые – 5,5, но хрупкие.
Необходимо помнить,
что твёрдость некоторых минералов в горных
породах может оказаться значительно
ниже истинной. Это связано с явлением
замещения их вторичными минералами, при
сохранении внешней формы. Например, оливин
(твёрдость 6,5–7), замещаясь серпентином,
твёрдость которого 3,5, может обнаруживать
твёрдость до 4.
Плотность минералов – физическое свойство,
определяющееся отношением массы минерала
к занимаемому объему
(r= m/V).
Плотность минералов зависит от химического
состава и особенностей кристаллической
структуры минералов.
Плотность минералов
(в г/см3)
колеблется в очень широких пределах,
от 0,9 до 23,0 (платинистый иридий). Однако
плотность наиболее распространенных
в земной коре минералов находится в пределах
2,5–3,5.
По плотности минералы
условно можно разбить на три группы: легкие
(r < 2,5),
средние (r= 2,5–4)
и тяжелые (r > 4).
Тяжёлые – это чаще всего рудные минералы
(пирит, магнетит).
Точное определение
плотности производят в лабораторных
условиях. При макроскопической диагностике
минерала важно уметь определять его плотность
приблизительно, путем взвешивания минерала
на руке, и установить его принадлежность
к легкой, средней или тяжелой по плотности
группе, дать оценку «легкий», «средний»,
«тяжелый». При приблизительной оценке
плотности используют либо отдельные
кристаллы, либо мономинеральные
агрегаты минерала. Для сравнения по
плотности различных минералов используют
близкие по размерам образцы. Некоторые
пористые агрегаты могут демонстрировать
пониженную плотность минералов в сравнении
с истинной.
Плотность не является
основным диагностическим признаком породообразующих
минералов. Во-первых, их плотности примерно
близки, а во-вторых, горные породы в основном
являются полиминеральными агрегатами,
где определять плотность каждого минерала
в отдельности не представляется возможным.
Прозрачность минералов – способность минералов
в той или иной степени пропускать свет.
По степени прозрачности различают следующие
минералы. Прозрачные
минералы (разновидность кварца – горный
хрусталь) пропускают свет подобно оконному
стеклу, через них ясно видны предметы. Полупрозрачные
(дымчатый кварц) пропускают свет подобно
матовому стеклу, видны лишь очертания
предметов. Просвечивающие
минералы – свет
проходит лишь через тонкие пластинки
(халцедон) или через тонкий край минерала
(гематит). Непрозрачные
минералы не пропускают световых лучей
даже в очень тонких пластинках (магнетит,
пирит).
Прозрачность является
вспомогательным диагностическим свойством
при определении породообразующих минералов.
- 6.7 билет минералообразующ процессы.В учеб. И на планшете.
- 8-9билет. магма, ее состав и особенности дифференциации при застывании.
Магма (др.-греч. μάγμα — месиво,
густая мазь) представляет собой природный,
чаще всего силикатный, раскаленный, жидкий
расплав, возникающий в земной коре или
в верхней мантии, на больших
глубинах, и при остывании формирующий магматические
горные породы. Излившаяся
магма — это лава.
Состав:
Известные в природе магмы разнообразны
по химическому составу, т.е. по набору
слагающих их химических элементов и их
соотношению. Химизм магматических расплавов
имеет большое значение. Разные по составу
магмы образуются в различных условиях,
по-разному ведут себя в дальнейшем, а
при их кристаллизации образуются горные
породы различного минерального состава.
Известны следующие типы магматических
расплавов (и соответствующих им типов
магматических горных пород):
- силикатные, ведущими компонентами которых являются
O, Si, Al, Fe, Mg, Ca, Na и K; расплавы этого типа
имеют подавляющее преобладание среди
всех известных нам земных магм;
- сульфидные; ведущие компоненты – S и ионы различных
металлов (Fe, Cu, Ni и др.); в результате их
кристаллизации образуются горные породы,
сложенные сульфидами названных металлов
– халькопиритом и др. (их скопления могут
формировать крупные рудные месторождения
– например, Норильские);
- карбонатные; ведущие компоненты – O, C, Ca, нередко
Fe; продукт их кристаллизации – магматические
породы карбонатного состава (карбонатиты);
- фосфатные (O, P, Ca и др.); из них образуются породы
существенно апатитового состава (примером
их являются апатитовые месторождения
Хибин);
- железистые (O, Fe); очень редкий тип расплавов, но их
производными являются породы, сложенные
преимущественно магнетитом – лучшей
железной рудой.
Наиболее распространённые
силикатные магмы (как и горные породы
магматического происхождения) дополнительно
подразделяются по кремнекислотности
(содержанию SiO2) и щёлочности (суммарному
содержанию Na2O и K2O). Подробно это подразделение
мы рассмотрели ранее.
Существенную роль в составе
многих магматических расплавов играют
растворённые в них так называемые летучие
компоненты – различные газы в надкритическом
состоянии (флюидная фаза магм). Ведущую
роль среди них обычно играет водяной
пар, диссоциированный на ионы Н+ и ОН-. Широким распространением
пользуются также F, Cl, CO2 и другие компоненты. Наличие
флюидной фазы снижает вязкость магматических
расплавов, температуру их кристаллизации,
влияет на процессы взаимодействия магмы
с вмещающими породами, характер вулканических
извержений и многие другие аспекты магматической
деятельности, находит отражение в минеральном
составе магматических пород.
ДИФФЕРЕНЦИАЦИЯ
МАГМЫ.
Выделяют два типа
дифференциации: собственно магматическую
дифференциацию, т. е. дифференциацию вещества
в жидком состоянии, и кристаллизационную
дифференциацию, т. е. дифференциацию,
связанную с образованием кристаллов.
Магматическая дифференциация происходит
раньше кристаллизационной. В магматической
дифференциации выделяются процессы ликвации
и ассимиляции.
Ликвация,
или расщепление, магмы представляет
собой образование двух различных по составу
и удельному весу жидкостей. Этот процесс
напоминает разделение смеси воды и эфира.
Его можно сравнить также с процессом
остывания металлического расплава в
домне, при котором происходит распадение
на два слоя: верхнего — шлака и нижнего
— штейна, не смешивающихся при дальнейшем
остывании. Опытным путем Д. П. Григорьевым
было показано, что силикатный расплав
при участии фтористого кальция, являющегося
минерализатором, расщепляется на два
слоя. Возможно, что непосредственной
причиной ликвации является влияние слабых
электрических токов, возникающих в магме.
Ассимиляция —
это процесс расплавления или растворения
постороннего материала, захватываемого
магмой при соприкосновении с боковыми
породами. Последние растворяются, образуя
новую, иную по составу магму, и при кристаллизации
обусловливают разделение магмы по составу.
Глыбы и участки чуждых магме пород, наблюдаемые
в застывших горных породах, получили
название ксенолитов. По мнению некоторых
ученых, ассимиляция осадочных или изверженных
пород, богатых кремнеземом, приводит
к образованию гранитов по периферии очагов
основной магмы.
По мере охлаждения магматического очага
возникает движение магмы, связанное с
неравномерным охлаждением отдельных
участков. В очаге возникают термотоки,
которые увлекают некоторые составные
части магмы и переносят их из центра к
более охлажденной периферии, где происходит
концентрация раствора определенного
состава. Из этих концентрированных растворов
при полном остывании магмы образуются
так называемые краевые фации пород интрузивного
массива.
Кристаллизационная
дифференциация также связана с охлаждением
массива интрузивных пород. Когда магма
достигает определенной температуры,
в ней возникают центры кристаллизации
отдельных минералов. Это основано на
том, что кристаллизация различных минералов
происходит при разной температуре.
Так, например, из силикатного расплава
первыми (при более высоких температурах)
выделяются кристаллы оливина. Затем происходит
кристаллизация пироксена и основного
плагиоклаза. Кристаллы оливина обладают
наибольшим удельным весом и под влиянием
силы тяжести опускаются на дно магматического
очага. Расплав, оставшийся после их выделения,
делается более кислым, в нем возможно
даже появление избыточной по сравнению
с нормальным состоянием кремнекислоты.
Таким образом, при очень интенсивном
выделении оливина в конечной стадии остывания
базальтовой магмы могут образоваться
даже кислые породы гранитного ряда.
В некоторых случаях происходит не погружение
ранее выделившихся минералов, а, наоборот,
их всплывание. Ф. Ю. Левинсон-Лессинг проводил
опыты по расплавлению лавы Везувия, богатой
кристаллами лейцита. Все они всплыли
на поверхность, так как удельный вес лейцита
(2,6) значительно отличался от удельного
веса базальта (3,0).
Явления дифференциации магмы в магматическом
очаге подтверждаются также и вулканическими
извержениями. При извержении вулкана
Гекла вначале изливалась лава, отвечающая
по составу дациту (с содержанием 62% SiO2),
затем появилась базальтовая лава (с содержанием
54% SiO2).
Это свидетельствует о дифференциации
лавы в очаге: сверху находилась кислая
лава, после того, как она была исчерпана,
началось излияние нижнего слоя основной
лавы.
Подобная картина наблюдалась и при извержении
камчатского вулкана Авача. В начале извержения
выделялась слабодифференцированная
основная и средняя лавы. Затем начались
излияния базальтов, т. е. стали поступать
уже порции лавы из дифференцированных
нижних частей очага. После этого наступил
длительный перерыв в извержении вулкана,
во время которого в лавовом очаге появились
новые порции магмы, испытавшие процессы
дифференциации. Поэтому при новом извержении
вначале изливалась кислая лава богатая
газами, в конце извержения опять стала
изливаться более основная магма.
В результате всех сложных процессов
дифференциации магмы после ее окончательного
охлаждения образуются горные породы
очень различного состава. Глубинные (интрузивные)
породы так же, как и излившиеся, подразделяются
по составу на кислые, средние, основные
и ультраосновные.
В связи с медленным, постепенным охлаждением
и полной кристаллизацией внутри земной
коры глубинные магматические породы
резко отличаются от излившихся как по
структуре, так и по текстуре. Интрузивные
породы обычно бывают полнокристаллическими,
очень часто крупнокристаллическими.
Пористые, пузырчатые текстуры в этих
породах отсутствуют.
Химический состав магматических горных
пород почти всегда, в той или иной мере
отличается от состава магмы, из которой
они произошли, вследствие отделения газов
и изменения состава магмы в связи с частичной
ассимиляцией, т. е. захватом и растворением
тех горных пород, через которые магма
проходила. Чем больше будет ассимиляция
боковых пород, тем резче будет отличаться
состав застывающей магматической горной
породы от состава исходной магмы. На характер
и скорость кристаллизации магмы оказывают
большое влияние газы, являющиеся своеобразными
катализаторами процесса. В случае, если
они не отделились и не улетучились из
магмы в начальный период, кристаллизация
идет более интенсивно.