Размещено на http://www.allbest.ru/

Содержание

• Введение
• 1. Краткая геология Приполярного и Полярного Урала
• 2. Микроскопическое описание шлифов
• 2.1 Шлиф №608/2
• 2.2 Шлиф №608/7
• 3. Генезис горной породы
• Заключение
• Список использованной литературы

Введение

Петрография - наука геологического цикла, в задачи которой входит изучение горных пород. Под названием "горная порода" понимается природный минеральный агрегат более или менее определенного состава и строения, являющийся продуктом геологических процессов и образующий в земной коре самостоятельные тела.

В зависимости от условий формирования все горные породы делятся на три группы:

1) магматические породы, образовавшиеся в процессе кристаллизации сложного природного силикатного расплава магмы;

2) осадочные породы, возникшие в поверхностных экзогенных условиях за счет продуктов разрушения любых других пород;

3) метаморфические породы, являющиеся продуктом перекристаллизации и приспособления пород любого генезиса к изменившимся в пределах земной коры физико-химическим условиям.

Несмотря на специфику геологической обстановки, в которой образуются различные генетические типы пород, все породы взаимосвязаны переходными разностями, стирающими четкие границы между ними. И магматические и осадочные горные породы могут быть в разной степени метаморфизованы, причем в определенных термодинамических условиях метаморфизм может привести к расплавлению пород и возрождению магмы, завершая этим круговорот материи Земли.

Изучение горной породы включает полевые и лабораторные исследования. В процессе полевых исследований выясняется геологическая обстановка формирования пород, условия их залегания, морфология слагаемых ими тел, макроскопическая характеристика минерального состава и строения пород. Комплекс применяемых лабораторных методов зависит от свойств изучаемой породы и тех задач, которые стоят перед исследователем. Современные лабораторные методы исследования горных пород чрезвычайно разнообразны и, как правило, требуют для их выполнения специальной подготовки.

Универсальным методом исследования горных пород является изучение их в шлифах под микроскопом. Для большинства горных пород этот метод позволяет быстро и достаточно точно определять минеральный состав породы (под минеральным составом понимается совокупность главных и второстепенных породообразующих минералов горной породы, текстурно-структурные особенности минерального агрегата), детали ее строения, характер и степень ее вторичных изменений, определить генетический тип породы, особенности ее формирования и ряд других особенностей.

Данная курсовая работа подводит итоги изучения дисциплины "Петрология и петрография магматических и метаморфических пород". Целью данной курсовой работы является определение и полное микроскопическое описание горной породы в шлифах № 608 - 2 и № 608 - 7. В процессе курсовой работы необходимо определить горную породу, представленную в шлифах, описать ее текстурно-структурные особенности, минеральный состав и генезис. Основной задачей при изучении метаморфических пород является умение распознать в измененной породе ее первоначальную природу и расшифровать процессы, обусловившие ее новый состав и строение.

Исходными данными для проведения работы являются шлифы и микроскоп МИН - 8. Задание на курсовую работу выдано 1 февраля 2010 года.

1. Краткая геология Приполярного и Полярного Урала

В геологическом строении Приполярного и Полярного Урала принимают участие породы широкого возрастного диапазона - от протерозоя до мезозоя включительно. Нижний, протерозойский структурный этаж представляет собой крупное антиклинальное сооружение, составляющее осевую часть Уральского хребта. Этот антиклинорий выделяется как основная структурная единица и называется Центрально-Уральским антиклинорием. Он сложен метаморфическими и магматическими породами протерозойского возраста. Преобладают глубоко метаморфизированные первичноосадочные и эффузивные образования, среди которых находятся интрузии ультраосновных, основных и кислых пород (рис. 1). На них трансгрессивно с несогласием лежат метаморфические породы ордовика, степень изменения которых заметно слабее предыдущих (Сирин,1962).

Первая наиболее обоснованная схема с посвитным делением метаморфических толщ протерозоя и ордовика, до настоящего времени сохраняющая актуальность, дана К.А. Львовым в 1959 году. В настоящей работе расчленение стратиграфических комплексов производится в соответствии со схемами стратиграфии, принятыми Четвертым Уральским межведомственным стратиграфическим совещанием в 1990 году (рис.2).

Каменный материал для исследования отобран на склонах хребта Сабля, Приполярный Урал и представлен пестрой серией кристаллических сланцев и зеленосланцевых пород, относимых к саблегорской свите. Серые, зеленовато-серые, зеленые глинистые, песчано-глинистые, филлитовидные, кварц-серицитовые и кварцево-хлоритовые сланцы переслаиваются с туфосланцами и эффузивами основного, среднего и кислого состава. Общая мощность доордовикских отложений, обнажающихся в районе Сабли, достигает 1800-2000 м.

Рис.1 Тектономагматическая схема Приполярного Урала (составлена с использованием материаловВ. Н. Пучкова, Б.А. Голдина, А. М Пыстина).

Сртукткрно-формационные зоны доуралид: I-Неркаюский блок, метаморфический пояс высоких давлений; II-Кожимский блок, метаморфический пояс умеренных давлений; III-Тельпосский блок, метаморфический пояс низких давлений. Структурно-литологические комплексы: 1-раннепалеозойские карбонатные, 2-раннепалеозойские терригенные, 3-вендско-раннекембрийские молассовые, 4-рифейско-вендские, преимущественно метаосадочные, 5-терригенно-вулканогенная часть неркаюского комплекса (амфиболиты, эклогиты, метаграувакки), 6-кремнисто-вулканогенная часть неркаюского комплекса (гранат-глаукофановые сланцы, графитистые кварциты), 7-дорифейский (?) гнейсовый фундамент; 8-26-магматические комплексы; 8-11-граниты: 8-среднерифейские сухие и маловодные, 9-рифейско-вендские сухие, 10- рифейско-вендские водные, 11-венд-кембрийские сухие и маловодные; 12-диориты, 13-габбро, 13-габбро-моцониты, 15-базальты и глиноземистые базальты (саблинский комплекс), 16-базальты и риолиты (малдинский и манарагский комплексы), 17-базальты, андезиты, риолиты (тельпосский комплекс), 18-андезиты (комплекс склона горы Сабля), 20-базальты, трахиандезиты (лорцемпейский комплекс), 21-трахибазальты, трахиты, авгититы (седьюский комплекс), 22-субщелочные метабазальты, 23-крупные тектонические нарушения; 24-бластомилониты, 25-зоны с кианитом, 26-зоны с андалузитом.

Нерасчленённые верхнерифейско-вендские терригенно-вулканогенные отложения картируются на Приполярном и Северном Урале в южной части Полярного Урала и на Пай-Хое. Именно такой возраст принят для саблегорской свиты Приполярного Урала. Повсеместно эти отложения подразделяются на три-четыре толщи, однако отсутствие органических остатков сдерживает выделение новых свит в её составе.

Саблегоская свита (R3-v1sb) выделена В.Н. Малашевским (1961) как возрастной аналог верхней толщи маньинской свиты К.А. Львова.

В западной Саблинско-Тельпосской зоне свита состоит из двух подсвит.

Нижняя подсвита (R3sb1) со стратотипом на хр. Сабля представлена базальтами. В неё включёны толщи вулканитов основного и среднего состава, туфы и туфоалевролиты с пластовыми телами и силлами трахибазальтов и отдельными пачками чёрных филлитов. В них установлен верхнерифейский комплекс микрофоссилий и нитчатых водорослей. В составе субвулканических образований преобладают долериты и монцогаббропорфириты.

Верхняя подсвита (V1sb2) со стратотипом на р. Правая Сывьяха - существенно вулканогенная, сложена кислыми эффузивами и их туфами. Из кислых эффузивов по циркону масспектрометрическим методом изотопного разбавления получен абсолютный возраст 642 млн. лет.

Рис.2 Стратиграфическая колонка района работ: 1-валуны, 2-глыбы, 3-галька, конгломераты, 4-гравелиты, 5-песчаники, 6-алевролиты, 7-глинистые сланцы, 8-мктаморфические известковистые сланцы, 9-слюдяно-альбит-кварцевые сланцы, 10-известняки, 11-доломиты, 12-мраморы, 13-известковмстые песчаники, 14-кварциты, 15-мерапорфиры, 16-туфы среднего состава, 17-туфы основного состава, 18-андезитобазальты, 19-базальты, зеленые ортосланцы, 20-гнейсы, 21-кристаллические сланцы, 22-амфиболиты.

В районе хр. Сабля верхняя подсвита сложена существенно терригенными породами - пестроцветными вишнёвыми и зеленоватыми сланцами алевросланцами, песчаниками, линзами конгломератов, кремнистыми туффитами с небольшими покровами риолитов и туффов. В ней установлен вендский комплекс микрофоссилий. На Северном Урале верхняя подсвита саблегорской свиты, как и на Приполярном Урале, выделяется по преобладанию кислых вулканогенных пород - риолитов, дацитов, их туфов и туффитов. В районе г. Тельпосиз в основании свиты наблюдаются риолиты и дациты, перекрывающийся метаандезитами. Выше залегает толща туффитов, превращенных в микрополосчатые серицитовые сланцы. Характерно, что вулканиты в этом районе по химическому составу являются существенно натриевыми. Широко распространены кислые эффузивы саблегорской свиты и в верховьях р. Печоры. Здесь также выделятся две подсвиты: основные вулканиты R3sb1, кислые вулканиты V1sb2.

В центральной зоне на хребтах Малды-Нырд, Юас-Нырд и в районе р. Манараги наиболее характерными породами саблегорской свиты являются кислые вулканиты - риолиты, их туфы и кластолавы. Базальты и андезиты, слагающие нижнюю часть вулканогенного разреза, имеют сравнительно небольшую мощность. В подошве встречаются линзы туфоконгломератов с галькой нижележащих сланцев и доломитов. На руч. Еркусей (бассейн верховьев Кожима) туфоконгломераты с размывом залегают на линзе доломитов санаизской свиты. Считают, что в центральном районе Приполярного Урала вулканическая деятельность началась только в венде, здесь имеет место только верхняя подсвита саблегорской свиты (Савельев, 2002).

2. Микроскопическое описание шлифов

кристаллический сланец минерал шлиф

Кристаллооптический метод изучения горных пород основан на использовании поляризованного света, применяемого в поляризационных микроскопах, которые дают увеличение свыше 1000 x . Такие возможности широко раздвигают рамки исследования, позволяя определять оптические свойства минералов в мелких зернах, изучать минеральный состав и строение породы.

Приступая к определению минералов в шлифе, рекомендуется соблюдать некоторую последовательность в проводимых наблюдениях. Прежде всего следует установить по сумме легко определяемых признаков - цвету, рельефу, форме и т. д. - количество различных минералов, которые входят в состав исследуемой породы. Затем приступают к изучению каждого минерала отдельно по совокупности всех его свойств, определяемых при одном поляризаторе и в скрещенных николях.

При одном поляризаторе определяют форму зерен, характер спайности, величину углов между трещинами спайности, цвет и плеохроизм, относительный показатель преломления (по рельефу, шагреневой поверхности, световой полоске), отмечают наличие псевдоабсорбции, если последняя имеется.

При скрещенных николях дополняют наблюдения о форме зерен, что особенно необходимо для бесцветных минералов, не имеющих четко выраженного рельефа (показатель преломления которых близок к показателю преломления канадского бальзама). Далее определяют, изотропный минерал или анизотропный. Если минерал анизотропный, то устанавливают примерно силу двупреломления (на основании порядка цветов интерференции), характер погасания, угол погасания, знак удлинения. Все эти определения делаются в ориентированных разрезах, параллельных плоскости оптических осей для оптически двуосных минералов, или в разрезах, параллельных оптической оси одноосных минералов. Указанные разрезы находят по максимальным цветам интерференции. Затем определяют размеры зерен; в заключении оценивают количественные соотношения минералов в шлифе.

2.1 Шлиф №608/2

Выявленная ассоциация минералов дает возможность назвать изучаемую породу - эпидот-хлоритовый сланец (рис.1,2). Структура бластопорфировая реликтовая, обусловленная наличием крупного вкрапленника плагиоклаза. Структура основной массы реликтовая. Текстура породы сланцеватая.

Минеральный состав породы представлен плагиоклазом (30%), хлоритом

(20%), кальцитом (15%), эпидотом (15%), кварцем (10%), серецитом (5%) и рудным минералом (5%).

Плагиоклаз представлен в шлифе как в основной массе, так и в виде крупного вкрапленника размером до 6 мм.. При 1-П: бесцветен, замутненный, образует прямоугольные кристаллы (лейсты), спайность совершенная, плеохроизм не наблюдается. Рельеф средний положительный, N =1,52-1,6; гр. Лодочникова IV. При Х-П: минерал анизотропный, погасание прямое, двупреломление низкое, интерференционная окраска белая до светло-серой, ?N=0,007. Наблюдаются полисинтетические двойники. Большинство зерен плагиоклаза изменены - наблюдается серитизация, т.е. кристалл покрывается мелкими чешуйками слюд.

Хлорит представлен в шлифе мелкими зеленоватыми чешуйками, размером меньше 0,01мм, распространен в шлифе повсеместно. При 1-П: окраска минерала светло-зеленая, образует пластинчатые кристаллы, спайность совершенная, наблюдается плеохроизм до зеленого. Рельеф средний положительный, N =1,55-1,6;гр. Лодочникова IV. При Х-П: минерал анизотропный, погасание практически прямое, двупреломление низкое, интерференционная окраска серая, зеленоватая, ДN = 0,007. Двойников не обнаружено.

Кальцит представлен в шлифе зернами неправильной формы, размер их составляет около 0,2-0,8 мм. При 1-П: бесцветен, форма зерен ксеноморфная, включений нет. Рельеф высокий положительный, гр. Лодочникова II-VI. При Х-П: у зерен проявляется анизотропность, перламутровые цвета интерференции, погасание косое. Обнаружены полисинтетические двойники.

Эпидот Представлен в шлифе зернами неправильной формы, размер их от 0,7 до 1 мм. При 1-П: окраска минерала светло-желтая до коричневой, форма зерен ксеноморфная, спайность совершенная, плеохроирует (от лимонно-желтого до оранжево-желтого). Рельеф высокий положительный, N = 1,7; гр. Лодочникова VI, включений не наблюдается. При Х-П: минерал анизотропный, высокие аномальный цвета интерференции. Двойников не обнаружено.

Кварц имеется в основной массе породы, размер зерен не превышает 0,1 мм. При 1-П: бесцветен, прозрачен; форма зерен - ксеноморфная, угловатая, спайности нет, плеохроизм не наблюдается. Рельеф низкий положительный, N = 1,55; гр. Лодочникова IV. При Х-П: минерал анизотропный, погасание волнистое, двупреломление низкое, интерференционная окраска белая до светло-серой, ?N=0,009. Двойники отсутствуют.

Серицит представлен в шлифе мелкими чешуйками, размером меньше 0,01мм, распространен в шлифе повсеместно, наблюдается серитизация плагиоклаза. При 1-П: бесцветен, прозрачен; облик кристалла пластинчатый, спайность совершенная. Рельеф средний положительный, гр. Лодочникова IV. При Х-П: минерал анизотропный, погасание прямое, двупреломление высокое, интерференционная окраска высокого порядка ?N = 0,036, удлинение положительное. Двойников не обнаружено.

Зерна рудного минерала распространены на фоне всей породы, размер их составляет около 0,2 мм. Рудный минерал является акцессорным по отношению к другим выявленным минералам. При 1-П: окраска минерала черная, поэтому никаких оптических констант определить невозможно; форма зерен ксеноморфная, не плеохроирует. При Х-П: окраска остается черной, интерференции нет.

2.2 Шлиф №608/7

Выявленная ассоциация минералов дает возможность назвать изучаемую породу - эпидот-хлоритовый ортосланец (рис.3,4). Структура бластопорфировая реликтовая, обусловленная наличием крупного вкрапленника плагиоклаза. Структура основной массы реликтовая. Текстура породы сланцеватая.

Минеральный состав породы представлен плагиоклазом (30%), хлоритом

(20%), кальцитом (10%), эпидотом (22%), кварцем (8%), клиноцоизитом (7%) и рудным минералом (3%).

Плагиоклаз представлен в шлифе как в основной массе, так и в виде крупного вкрапленника размером до 6 мм.. При 1-П: бесцветен, замутненный, образует прямоугольные кристаллы (лейсты), спайность совершенная, плеохроизм не наблюдается. Рельеф средний положительный, N =1,52-1,6; гр. Лодочникова IV. При Х-П: минерал анизотропный, погасание прямое, двупреломление низкое, интерференционная окраска белая до светло-серой, ?N=0,007. Наблюдаются полисинтетические двойники. Большинство зерен плагиоклаза изменены - наблюдается серитизация, т.е. кристалл покрывается мелкими чешуйками слюд.

Хлорит представлен в шлифе мелкими зеленоватыми чешуйками, размером меньше 0,01мм, распространен в шлифе повсеместно. При 1-П: окраска минерала светло-зеленая, образует пластинчатые кристаллы, спайность совершенная, наблюдается плеохроизм до зеленого. Рельеф средний положительный, N =1,55-1,6;гр. Лодочникова IV. При Х-П: минерал анизотропный, погасание практически прямое, двупреломление низкое, интерференционная окраска серая, зеленоватая, ДN = 0,007. Двойников не обнаружено.

Кальцит представлен в шлифе зернами неправильной формы, размер их составляет около 0,2-0,8 мм. При 1-П: бесцветен, форма зерен ксеноморфная, включений нет. Рельеф высокий положительный, гр. Лодочникова II-VI. При Х-П: у зерен проявляется анизотропность, перламутровые цвета интерференции, погасание косое. Обнаружены полисинтетические двойники.

Эпидот Представлен в шлифе зернами неправильной формы, размер их от 0,7 до 1 мм. При 1-П: окраска минерала светло-желтая до коричневой, форма зерен ксеноморфная, спайность совершенная, плеохроирует (от лимонно-желтого до оранжево-желтого). Рельеф высокий положительный, N = 1,7; гр. Лодочникова VI, включений не наблюдается. При Х-П: минерал анизотропный, высокие аномальный цвета интерференции. Двойников не обнаружено.

Кварц имеется в основной массе породы, размер зерен не превышает 0,1 мм. При 1-П: бесцветен, прозрачен; форма зерен - ксеноморфная, угловатая, спайности нет, плеохроизм не наблюдается. Рельеф низкий положительный, N = 1,55; гр. Лодочникова IV. При Х-П: минерал анизотропный, погасание волнистое, двупреломление низкое, интерференционная окраска белая до светло-серой, ?N=0,009. Двойники отсутствуют.

Клиноцоизит относятся оптически положительные минералы изоморфного ряда. Структура аналогична структуре эпидота. Кристаллы призматические, удлиненные по оси b, иногда с головками на обоих концах. Двойники прорастания по (100), также полисинтетические. Иногда двойники имеют зональное строение. Характер выделения: Кристаллы, волокнистые агрегаты, сплошные массы.

Зерна рудного минерала распространены на фоне всей породы, размер их составляет около 0,2 мм. Рудный минерал является акцессорным по отношению к другим выявленным минералам. При 1-П: окраска минерала черная, поэтому никаких оптических констант определить невозможно; форма зерен ксеноморфная, не плеохроирует. При Х-П: окраска остается черной, интерференции нет.

3. Генезис горной породы

Шлифы по минералогическому составу, текстурно-структурным особенностям и происхождению являются схожими, отличие их наблюдается лишь в процентном соотношении минералов (см. гл.2 - Микроскопическое описание шлифов). На фоне зеленоватой основной однородной массы выделяются (особенно четко при скрещенных николях) уцелевшие, но измененные вкрапленники плагиоклаза. Они подвержены процессам серицитизации и занимают в среднем около 30% площади шлифа. У них наблюдаются полисинтетические простые двойники. Кроме того, в основной массе есть хлорит, который развивается по темноцветным минералам. Эти факты дают нам возможность предположить, что изначально данная порода была порфировым базальтом с офитовой структурой основной массы. Данный базальт состоял из плагиоклаза и темноцветных минералов.

По установленной ассоциации минералов (хлорит, серицит) преобразование породы происходило в эпизоне (верхняя зона регионального метаморфизма, фация зеленых сланцев, субфация серицит-хлоритовая). Она характеризовалась умеренной температурой, незначительным гидростатическим давлением, сильным стрессом. В этих условиях происходят следующие процессы:

1) интенсивное замещение плагиоклаза серицитом, что затушевывает их зональность; невозможно определить оптические константы;

2) разложение и замещение темноцветных минералов чешуйками хлорита;

Порода приобретает бластопорфировую и реликтовую структуру по плагиоклазу, сланцеватую текстуру.

Но на этом процесс преобразования не закончился. По - видимому, горячие минерализованные газово-жидкие растворы послужили источником отложения рудного минерала, который возник либо вследствие отложения минеральных масс, либо в связи с замещением горной породы.

Заключение

В сложных природных условиях, как правило, каждая конкретная метаморфическая порода формируется под влиянием нескольких факторов (температура, давление и химически активные вещества); роль этих факторов и их абсолютные величины определяются той геологической обстановкой, в которой протекал процесс. Еще раз подчеркнем, что самой сложной задачей при изучении метаморфических пород является правильное восстановление генезиса горной породы и последующих процессов ее преобразования.

В процессе изучения шлифов были подробно описаны выделенные минералы (см. гл.2 Микроскопическое описание шлифов) и восстановлен генезис горной породы.

С учетом геологических условий, господствующих факторов метаморфизма и выявленной ассоциации минералов изучаемая порода была отнесена к фации зеленых сланцев, которая испытывала изменения в эпизоне регионального метаморфизма.

Полученные знания и опыт описания шлифов непременно пригодятся в дальнейшей работе и станут основой нашей профессиональной деятельности.

Список использованной литературы

1. Ленных В.И., Белякова Л.Т. Рифтогенный и геосинклинальный доордовикский вулканизм западного склона Урала. Докембрийские вулканогенно-осадочные комплексы Урала. Свердловск, 1986, с. 25-49.

2. Львов К.А. Стратиграфия протерозоя и нижнего палеозоя Приполярного Урала.. Тр. Геол. Ин-та АН СССР. 1979. Вып. 35, с. 51-73.

3. Малашевский В.Н. Стратиграфия доордовикских метаморфических образований Приполярного Урала в кембрийском периоде. Мат. по геол. Урала, ВСЕГЕИ, 1961, с. 5-35.

4. Сирин Н.А. Магматизм Приполярного и Полярного Урала. Госгеолтехиздат. М., 1962. 288 с.

5. Савельев В.П. и др. Составление геологической карты Тимано-Печорской провинции м-ба 1:500 000. Книга 1. Объяснительная записка. Ухта, 2002, фонды ТП НИЦ.

6.Довжикова Е.Г. Позднедокембрийский магматизм Припечорской зоны разломов (центральной части Печорской плиты): Автореф. Дис… канд.геол-минер. Наук. Сыктывкар, 2007. 18с.

7.Кочетков О.С. Физические свойства, типоморфизм и генезис наиболее распространенных и экономически важных минералов / О.С. Кочетков, Н.Н. Жарикова, Ухта: УГТУ, 2007 -91с.

8.Кочетков О.С. Основы кристаллооптики и микроскопический анализ/ О.С. Кочетков, Ухта: УГТУ, 2006 - 35с.

Размещено на Allbest.ru