Что такое диагностические признаки горной породы

Диагностические признаки минералов

К важнейшим диагностическим признакам минералов относятся морфологические особенности, характеризующие форму выделений минералов; оптические свойства: прозрачность, цвет минералов, цвет черты, блеск; механические свойства: спайность, излом, твердость, хрупкость, упругость, ковкость, гибкость; прочие физические свойства: удельный вес (плотность), вкус, запах, магнитность и пр.

1. Морфологические особенности

Чаще всего минералы встречаются в природе в виде зерен неправильной формы. Хорошо образованные кристаллы более редки, их форма обычно является характерным диагностическим признаком. Разнообразие существующих форм кристаллов можно подразделить на три типа.

Изометричные – имеющие близкие размеры во всех направлениях: кубы (галенит, пирит), тетраэдры (сфалерит), октаэдры (магнетит, пирохлор), бипирамиды (циркон, касситерит), ромбододекаэдры (гранат), ромбоэдры (кальцит) и др., а также различные сочетания этих простых форм.

Вытянутые в одном направлении – призматические, столбчатые, шестоватые, игольчатые, волокнистые кристаллы (турмалин, берилл, пироксен, амфибол, рутил и др.).

Вытянутые в двух направлениях (уплощенные) – таблитчатые, пластинчатые, листоватые, чешуйчатые кристаллы (слюды, хлориты, молибденит, графит и т.д.).

В результате процесса метасоматического замещения или растворения с последующим заполнением пустот кристаллические формы, принадлежащие одному минералу, оказываются представленными другим минералом; подобные образования называются псевдоморфозами.

Штриховка. Помимо формы кристалла характерным свойством минерала, помогающим его диагностике, является штриховка на гранях: поперечная параллельная (кварц), продольная параллельная (турмалин, эпидот) либо пересекающаяся (магнетит).

В природе шире распространены не единичные кристаллы минерала, а различные их срастания, или агрегаты. Для многих минералов характерны определенным образом ориентированные закономерные двойниковые сростки двух или более кристаллов. Наиболее широко распространенные специфические формы минеральных агрегатов, срастаний и выделений, получившие особые названия, приводятся ниже.

Зернистые агрегаты. В зависимости от формы слагающих зерен различают собственно зернистые (состоящие из изометричных зерен), а также пластинчатые, листоватые, чешуйчатые, волокнистые, игольчатые, шестоватые и другие агрегаты. По величине зерен бывают агрегаты крупнозернистые – более 5 мм в поперечнике; среднезернистые – от 1 до 5 мм и мелкозернистые – с зернами менее 1 мм. Зернистыми агрегатами сложено, в частности, большинство изверженных и метаморфических горных пород, а также многие осадочные породы, некоторые типы сульфидных руд и др.

Друзы – сростки правильных, хорошо образованных кристаллов минералов на стенках пустот различной формы (трещин, каверн, «погребов», «занорышей», «пещер» и др.). В морфологическом отношении бывают весьма разнообразны: «щетки» кристаллов, «кристаллические корки» (мелкие тесно сросшиеся кристаллики, сплошь покрывающие стенки узких трещин), «гребенчатые» сростки и др. Друзы кристаллов типичны для пегматитов, некоторых типов гидротермальных жил и жил альпийского типа.

Секреции – выполнения пустот изометричной, часто округлой формы, отличающиеся концентрически-зональным строением. Внешние зоны секреций часто бывают выполнены аморфными или скрытокристаллическими минералами, а во внутренней их части сохраняется полость, на стенках которой нарастают друзы кристаллов или натечные агрегаты минералов. Мелкие секреции, встречающиеся в излившихся породах и туфах, называются миндалинами, крупные, особенно характерные для пегматитов и альпийских жил, – жеодами.

Конкреции – шарообразные или неправильной формы стяжения и желваки, образующиеся в рыхлых осадочных породах (илах, глинах, песках и др.). В отличие от секреций, конкреции разрастаются от какого-либо центра (обломочного зерна, органического остатка и т.д.), вокруг которого образуется сгусток коллоидального вещества, впоследствии раскристаллизованного. Конкреции характерны для фосфоритов, сидеритовых, марказитовых и других типов руд осадочного происхождения.

Оолиты подобно конкрециям имеют сферическую форму, но величина их гораздо мельче: от десятых долей миллиметра до нескольких миллиметров. Они образуются путем наслоения коллоидального материала на песчинки и органические обломки, находящиеся в подвижных водных средах во взвешенном состоянии. Оолиты весьма характерны для некоторых известняков, осадочных железных и марганцевых руд, а также бокситов.

Натечные формы выделений минералов образуются на стенках различных пустот и полостей при медленном стекании растворов. К ним относятся известковые и ледяные сталактиты и сталагмиты пещер, по форме сходные с обычными ледяными сосульками, почковидные, гроздевидные выделения минералов в зонах окисления и выветривания рудных месторождений и др. Размеры и формы натечных образований могут быть самыми разнообразными: от долей миллиметра до громадных столбов (в больших пещерах). Натечные формы выделений характерны для многих гипергенных и низкотемпературных гидротермальных минералов: кальцита, арагонита, малахита, гематита, гидроокислов железа, марганца, опала, гипса, некоторых сульфидов, смитсонита и др.

Землистые массы – рыхлые, мягкие, мучнистые агрегаты аморфного или скрытокристаллического строения, сажистые (черного цвета) или охристые (желтого, бурого и других ярких цветов). Чаще всего образуются при химическом выветривании горных пород и в зоне окисления руд (например, руды марганца).

Налеты и примазки – тонкие пленки различных вторичных минералов, покрывающие поверхность кристаллов или пород. Таковы пленки лимонита на кристаллах горного хрусталя, примазки медной зелени по трещинам в горных породах, вмещающих сульфидные месторождения с минералами меди, и т.п.

Выцветы – периодически появляющиеся (в сухую погоду) и исчезающие (в дождливые периоды) рыхлые корочки, пленки, налеты, часто пушистые или моховидные, на поверхности сухих почв, руд и горных пород и по трещинам в них. Эти образования сложены чаще всего легкорастворимыми водными хлоридами, сульфатами разных металлов или же другими водно-растворимыми солями.

2. Физические свойства

Оптические свойства. Прозрачность – свойство вещества пропускать свет. В зависимости от степени прозрачности все минералы делят на следующие группы: прозрачные – горный хрусталь, исландский шпат, топаз и др.; полупрозрачные – сфалерит, киноварь и др.; непрозрачные – пирит, магнетит, графит и др. Многие минералы, кажущиеся непрозрачными в крупных кристаллах, просвечивают в тонких осколках или краях зерен.

Цвет минералов – важнейший диагностический признак. Во многих случаях обусловлен внутренними свойствами минерала (идиохроматические окраски) и связан с вхождением в его состав элементов-хромофоров (Fe, Сг, Mn, Ni, Co и др.). Например, присутствие хрома обусловливает зеленую окраску уваровита и изумруда, присутствие марганца – розовую или сиреневую окраску лепидолита, турмалина или воробьевита. Природа окрашивания других минералов (дымчатый кварц, аметист, морион и др.) кроется в нарушении однородности строения их кристаллических решеток, в возникновении в них различных дефектов. В некоторых случаях окраска минерала может быть вызвана присутствием тончайших рассеянных механических примесей (аллохроматические окраски) – яшмы, агаты, авантюрин и др. Для обозначения окраски в минералогии распространен метод сравнения с окраской хорошо известных предметов или веществ, что отражается в названиях цветов: кроваво-красный, лазурно-синий, лимонно-желтый, яблочно-зеленый, шоколадно-коричневый и т.п. Эталонами можно считать названия цветов следующих минералов: фиолетовый – аметист, синий – азурит, зеленый – малахит, желтый – аурипигмент, красный – киноварь, бурый – лимонит, свинцово-серый – молибденит, железо-черный – магнетит, оловянно-белый – арсенопирит, латунно-желтый – халькопирит, металлически-золотистый – золото.

Цвет черты – цвет тонкого порошка минерала. Черту минерала можно получить при проведении испытуемым минералом по матовой неглазурованной поверхности фарфоровой пластинки (бисквита) или осколку такой же поверхности фарфоровой химической посуды. Это признак более постоянный по сравнению с окраской. В ряде случаев цвет черты совпадает с цветом самого минерала, но иногда наблюдается резкое различие: так, стально-серый гематит оставляет вишнево-красную черту, латунно-желтый пирит – черную и т.д.

Блеск зависит от показателя преломления минерала, т.е. величины, характеризующей разницу в скорости света при переходе его из воздушной в кристаллическую среду. Практически установлено, что минералы с показателем преломления 1,3–1,9 имеют стеклянный блеск (кварц, флюорит, кальцит, корунд, гранат и др.), с показателем 1,9–2,6 – алмазный блеск (циркон, касситерит, сфалерит, алмаз, рутил и др.). Полуметаллический блеск отвечает минералам с показателем преломления 2,6–3,0 (куприт, киноварь, гематит) и металлический – выше 3,0 (молибденит, антимонит, пирит, галенит, арсенопирит и др.). Блеск минерала зависит и от характера поверхности. Так, у минералов с параллельно-волокнистым строением наблюдается шелковистый блеск (асбест), полупрозрачные «слоистые» и пластинчатые минералы часто имеют перламутровый блеск (кальцит, альбит), непрозрачные или просвечивающие минералы, аморфные или характеризующиеся нарушенной структурой кристаллической решетки (метамиктные минералы) отличаются смолистым блеском (пирохлор).

Механические свойства. Спайность – свойство кристаллов раскалываться в определенных кристаллографических направлениях, обусловленное строением их кристаллических решеток. Так, кристаллы кальцита независимо от их внешней формы раскалываются всегда по спайности на ромбоэдры, а кубические кристаллы флюорита – на октаэдры.

Степень совершенства спайности различается в соответствии со следующей принятой шкалой:

Спайность весьма совершенная – кристалл легко расщепляется на тонкие листочки (слюда, хлорит, молибденит и др.).

Спайность совершенная – при ударе молотком получаются выколки по спайности; получить излом по другим направлениям трудно (кальцит, галенит, флюорит).

Спайность средняя – излом можно получить по всем направлениям, но на обломках минерала наряду с неровным изломом отчетливо наблюдаются и гладкие блестящие плоскости спайности (пироксены, скаполит).

Спайность несовершенная или отсутствует. Зерна подобных минералов ограничены неправильными поверхностями, за исключением граней их кристаллов.

Нередко разно ориентированные плоскости спайности в одном и том же минерале различаются по степени совершенства. Так, у гипса имеется три направления спайности: по одному – спайность весьма совершенная, по другому – средняя и по третьему – несовершенная. Трещины отдельности, в отличие от спайности, являются более грубыми и не вполне плоскими; чаще всего ориентированы поперек удлинения минералов.

Излом. У минералов с несовершенной спайностью существенную роль в диагностике играет излом – раковистый (кварц, пирохлор), занозистый (у самородных металлов), мелкораковистый (пирит, халькопирит, борнит), землистый (каолинит), неровный и др.

Хрупкость, ковкость, упругость. Под хрупкостью в минералогической практике подразумевается свойство минерала крошиться при проведении черты ножом или иглой. Противоположное свойство – гладкий блестящий след от иглы (ножа) – свидетельствует о свойстве минерала деформироваться пластически. Ковкие минералы расплющиваются под ударом молотка в тонкую пластинку, упругие способны восстанавливать форму после снятия нагрузки (слюды, асбест).

Прочие свойства. Удельный вес (плотность) может быть точно замерен в лабораторных условиях различными методами; приблизительное суждение об удельном весе минерала можно получить путем сопоставления его с распространенными минералами, удельный вес которых принимается за эталон. Все минералы можно разделить по удельному весу на три группы: легкие – с удельным весом меньше либо равным 2,9 (гипс, мусковит, сера, халцедон, янтарь и др.); средние – с удельным весом порядка 2,9–5,0 (апатит, биотит, сфалерит, топаз, флюорит и др.); тяжелые – с удельным весом больше 5,0 (арсенопирит, галенит, касситерит, киноварь и др.).

Магнитность. Некоторые минералы характеризуются ярко выраженными ферромагнитными свойствами, т.е. притягивают к себе мелкие железные предметы – опилки, булавки (магнетит, никелистое железо). Менее магнитные минералы (парамагнитные) притягиваются магнитом (пирротин) или электромагнитом; наконец, имеются минералы, которые отталкиваются магнитом, – диамагнитные (самородный висмут). Испытание на магнитность производится с помощью свободно вращающейся магнитной стрелки, к концам которой подносится испытуемый образец. Так как число минералов, обладающих отчетливыми магнитными свойствами, невелико, то этот признак имеет важное диагностическое значение для некоторых минералов (например, магнетита).

Радиоактивность. Способностью к самопроизвольному α-, β-, γ-излучению характеризуются все минералы, содержащие в своем составе радиоактивные элементы – уран или торий. В породе радиоактивные минералы часто бывают окружены красными или бурыми каемками, и от зерен таких минералов, включенных в кварц, полевой шпат и др., расходятся радиальные трещинки. Радиоактивное излучение действует на фотобумагу.

Другие свойства. Для диагностики в полевых условиях имеют значение растворимость минералов в воде (хлориды) или кислотах и щелочах, частные химические реакции на отдельные элементы, окрашивание пламени (например, минералы, содержащие стронций, окрашивают пламя в красный цвет, натрий – в желтый). Некоторые минералы при ударе или разломе издают запах (так, арсенопирит и самородный мышьяк испускают характерный чесночный запах) и т.д. Отдельные минералы определяются на ощупь (например, тальк на ощупь жирный). Поваренная соль и другие солевые минералы легко узнаются на вкус.

Источник

Общие положения

Исходные понятия и представления, необходимые для освоения визуально-макроскопического диагноза горных пород.

1. Минерал, его свойства, минеральный индивид, навыки выделения индивидов. Диагностические свойства 40 главнейших минералов (см. методическое пособие по минералам).

2. Горная порода – естественный (природный) минеральный агрегат, характеризующийся определенной структурой и текстурой.

Химический и минеральный состав пород. Минералы породообразующие и акцессорные (примесные); рудные и «вторичные».

Определение содержания минералов в породе с точностью 5–10 % (рис. 1).

3. Строение породы определяется структурой и текстурой.

Петрографическая текстура – пространственное сложение породы, обусловленное расположением составных частей, а также степенью заполнения ими объема породы.

4. Основные типы структур:

А. Явнозернистые (размер зерен больше 0,1 мм) :

1. Кристаллические (рис. 2):

а) Полнокристаллические, R ₁ = К/К (кристалл/кристалл);

б) Неполнокристаллические, R ₂ = К/ОМ (кристалл/основная масса).

2. Обломочные, R ₃ = обл/цем (обломок/цемент) (рис. 3).

3. Органогенные, R ₄ = орг/орг (органика/органика).

Б. Скрытозернистые (размер зерен меньше 0,1 мм):

1. Микрокристаллические, R ₅ = ОМ/ОМ;

2. Стекловатые, R ₆ = С/С (стекло/стекло).

1. Панидиоморфные; 2. Гипидиоморфные; 3. Диабазовые; 4. Габбровые

1. Кристаллобластовые: а) гранобластовые; б) лепидобластовые;

1. Окатанные; 2. Неокатанные.

III. По абсолютному размеру зерен (для всех, кроме стекловатых).

Для всех, кроме обломочных:

1. Гигантозернистые > 20 мм

2. Крупнозернистые 5–20 мм

3. Среднезернистые 5–1 мм

4. Мелкозернистые 1–0,1 мм

5. Скрытозернистые Для обломочных:

1. Псефитовые > 1 мм

2. Псаммитовые 1–0,1 мм

3. Алевритовые 0,1–0,01 мм

IV. По относительному размеру зерен:

а) Порфировидные (магматические плутонические, R ₁ = К/К);

б) Порфировые (магматические вулканические, R ₂ = К/ОМ);

в) Порфиробластовые (метаморфические, R ₁ = К/К).

5. Основные типы текстур:

I. По расположению составных частей в пространстве:

1. Однородная (изотропная);

2. Неоднородная (анизотропная):

а) Линейные (линейнопараллельные);

б) Плоские (плоскопараллельные);

в) Полосчатые (слоистые);

д) Сложно-неоднородные (микроскладчатые, сетчатые, сложно-пятнистые, сложно-полосчатые и пр.).

II. По степени заполнения составными частями объема породы:

1. Плотные (компактные);

2. Пористые – пузыристые, шлаковые, пемзовые, кавернозные;

6. Отдельность горных пород – способность пород раскалываться на характерные формы блоков. Обусловлена она, как правило, условиями формирования пород. Специфические формы отдельности – шаровая, подушечная, матрацевидная, линзовидная и др. Сланцеватость – предельно густая система отдельности, при которой порода может разделяться по трещинам вплоть до отдельных минеральных зерен за счет наличия чешуйчатых, таблитчатых и вытянутых минералов. Кливаж – система параллельных поверхностей скольжения, секущая структурные и текстурные неоднородности пород, обусловленная обычно механическим воздействием в условиях сжатия и часто маскирующая истинную слоистость.

Визуально-макроскопический диагноз горных пород осуществляется на основе минералого-структурного принципа.

Первой операцией при диагнозе любой породы является определение ее составных частей (кристаллов, обломков, основной массы, стекла, органогенных остатков) и их взаимоотношения (структурного признака). На этом этапе породу необходимо отнести к явнозернистым или скрытозернистым. Рассмотрению и диагнозу пород со скрытозернистой структурой посвящен раздел 4 настоящего пособия.

Дальнейшее разделение явнозернистых пород на кристаллические, обломочные и органогенные осуществляется путем отнесения составных частей породы к кристаллическим, обломочным или органогенным зернам.

Кристаллические зерна – это индивидуальные монокристаллы, каждый со своей ориентировкой спайности и определенной формой, отдельным изломом. Диагноз кристаллических пород приведен в разделе 1.

Обломочные зерна, если они не окатаны, отличаются многоугольными, геометрически неправильными, криволинейными формами (см. рис. 3). На поверхности изломов породы 50–70 % всех сечений обломков имеют треугольную (субтреугольную) и трапециевидную (субтрапециевидную) форму. В отличие от сечений ограненных кристаллов, где неправильные треугольники и трапеции встречаются редко, в обломках отсутствует равенство или параллельность сторон, а также постоянство углов. В случае если обломки подвергаются дальнейшему дроблению, то обламываются, прежде всего, острые, выходящие углы. Окатанные обломочные зерна характеризуются округлыми сечениями в изломе породы. Обломочные зерна могут быть представлены как монокристаллическими обломками, так и обломками минеральных агрегатов, т. е. обломками пород различных классов. Диагнозу обломочных пород посвящен раздел 2.

Органогенные зерна имеют формы биологических объектов и их окаменелых остатков и характеризуются радиально-концентрическими, решетчатыми, ячеистыми, сложносетчатыми, ветвистыми формами. Определение органогенных пород рассмотрено в разделе 3 настоящего пособия.

1. Диагноз кристаллических пород

1.1. Распознавание и выделение кристаллических зерен как индивидуальных монокристаллов, имеющих свой излом, определенную ориентировку спайности и форму. Визуальная оценка средних размеров зерен и крайних пределов их размеров.

1.2. Установление формы кристаллических зерен, которая вместе с признаком монокристалличности зерна помогает отличить их от обломочных и органогенных зерен. Ограненные, полуограненные и неограненные формы кристаллических зерен. Преобладание 4-, 5- и 6-сторонних многоугольников среди произвольных плоских сечений, ограненных и полуограненных форм зерен. Признаки постоянства углов, параллельности и равенства сторон (граней) (рис. 2). Преобладание среди неограненных форм зубчатых и лапчатых.

1.3. Явление идиоморфизма (греч. идиос – свой; морфэ – форма) – способность минералов принимать свойственные им кристаллографические очертания. Идиоморфность как относительная степень полноты огранки контактирующих кристаллов. Идиоморфность в широком смысле – сохранение собственной, самостоятельной и независимой формы зерен данного минерала относительно соседних зерен других минералов. Ксеноморфность (греч. ксенос – чужой) – зависимость формы зерен минерала от соседних зерен других минералов. Неизбежная ксеноморфность части кристаллических зерен в породе является следствием того, что зерна заполняют объем породы целиком. Ряды идиоморфизма минералов в полиминеральных породах.

1.4. Подразделение кристаллических пород на типы по генезису (происхождению):

Тип I. Магматические породы

Тип II. Метаморфические породы

Тип III. Гидротермальные породы

Тип IV. Осадочно-хемогенные породы

1.5. Общие диагностические признаки разных типов кристаллических пород приведены в табл. 1.

Таблица 1. Диагностическая классификация кристаллических пород

Кварц, полевые шпаты (ПШ), слюды, амфиболы, пироксен, оливин

Гип- и пан-идиоморфные

Однородные (резко преобладают)

Кварц, ПШ, слюды, амфибол, хлорит, гранат, кальцит

Неоднородные (сланцеватые, полосчатые и т.п.)

Неоднородные (полосчатые, сложнопятнистые и пр.)

Неоднородные (слоистые, пятнистые)

1.5.1. Магматические породы образуются при длительной кристаллизации магмы на больших глубинах (плутонические) или же при быстром охлаждении лавы на поверхности Земли (вулканические). Породообразующими минералами являются кварц, полевые шпаты (ПШ), слюды, амфиболы и пироксены, оливин. Преобладающими текстурами являются однородные, что при сходстве минералогического состава позволяет отличать магматические породы от метаморфических, для которых характерны ориентированные текстуры.

1.5.2. Метаморфические породы формируются в условиях повышенных температур и давления в глубинах Земли. В этих условиях происходит перекристаллизация в твердом состоянии минералов первично магматических, осадочных и метаморфических пород с образованием специфических структур и текстур. В ряде случаев метаморфические породы имеют аналогичный с магматическими породами минералогический состав – кварц, полевые шпаты, слюды, амфиболы, но отличаются неоднородными (ориентированными) текстурами – полосчатыми, сланцеватыми, линейными. Характерными минералами являются хлорит и гранат, а также кальцит, который часто образует мономинеральную породу – мрамор.

1.5.3. Гидротермальные породы образуются из газово-жидких растворов при более низких температурах по сравнению с магматическими и метаморфическими и в связи с этим отличаются от них по ассоциации минералов. Породообразующими минералами являются кварц, кальцит, флюорит, эпидот. Часто в них присутствуют рудные минералы – золото, различные сульфиды, гематит, типичные, главным образом, для пород этого типа. Текстуры гидротермальных пород, как правило, неоднородные, часто зональные. Дополнительным признаком для диагностики гидротермалитов в ряде случаев может служить форма их проявления в виде прожилков, секущих вмещающие породы.

1.5.4. Осадочно-хемогенные породы образуются за счет осаждения солей из пересыщенных рассолов на дне водных бассейнов и дальнейшей их литификации. Это определяет специфический состав осадочно-хемогенных пород и наличие слоистых текстур. Типичными минералами являются галит, сильвин, гипс. По указанным признакам эти породы резко отличаются от других типов кристаллических пород, что облегчает их диагностику.

1.5.5. После отнесения с помощью табл. 1 пород к тому или иному типу можно приступать к определению названия пород.

1.6. Диагностика магматических пород

Главными критериями при определении магматических пород являются минеральный состав и структура породы (табл. 2).

1.6.1. Структуры плутонических пород: гипидиоморфные у гранитов, диоритов и сиенитов; габбровые и диабазовые у основных пород; панидиоморфные и гипидиоморфные у ультраосновных пород.

Панидиоморфные структуры определяются наличием идиоморфизма у большинства минеральных зерен и характерны для многих мономинеральных пород, например, таких как пироксениты и оливиниты. При гипидиоморфной структуре в кислых и средних породах минералы отличаются различной степенью идиоморфизма, т. е. выделяются идиоморфные и ксеноморфные минералы.

Габбровая и диабазовая структуры (рис. 4, 5)типичны для основных пород, состоящих из основного плагиоклаза и фемических (темноцветных) минералов – пироксена и оливина. Диабазовая структура определяется резко выраженным идиоморфизмом плагиоклаза и ксеноморфностью темноцветного минерала, обычно выполняющего угловатые промежутки между зернами плагиоклаза. В случае габбровой структуры все минералы образуют довольно изометричные зерна с примерно одинаковой степенью идиоморфизма, хотя иногда отмечается более выраженный идиоморфизм темноцветных минералов по отношению к плагиоклазу.

По абсолютному размеру зерен структуры плутонических пород подразделяются на гиганто-, крупно-, средне- и мелкозернистые (см. раздел «Основные типы структур» на с. 4).

При наличии отдельных крупных кристаллов среди массы мелких в полнозернистых плутонических породах структура считается неравномернозернистой и называется порфировидной.

1.6.2. Субвулканические породы обладают неполнокристаллической порфировой структурой, т. е. на фоне скрытокристаллической ОМ выделяются («плавают») отдельные кристаллы – порфировые вкрапленники, которые называют фенокристаллами, или фенокристами.

1.6.3. Текстуры плутонических пород обычно однородные и плотные (компактные). Текстуры вулканических пород, как правило, однородные, а по степени заполнения объема породы кроме плотных выделяются: пористые (пузыристая, шлаковая, пемзовая) и специфичная миндалекаменная текстура. Пузыристая текстура отличается размещением в массе породы округлых или лапчато-округлых пустот (пузырей). Крайний случай пузыристой – пемзовая текстура, в которой более 60 % объема породы составляют поры (плотность такой породы может быть менее 1, поэтому она может плавать в воде). Миндалекаменная текстура отличается минеральным заполнением пор, которые в таком случае называются «миндалинами». В отличие от всех других видов включений (фенокристов, обломков, органогенных остатков) миндалины имеют овальные или лапчато-округлые формы. Наиболее часто миндалины выполнены агрегатами кальцита, эпидота, халцедона, хлорита и других «вторичных» гидротермальных минералов; обычно имеют концентрическое и зональное тонко-полосчатое строение, связанное с нарастанием минералов по стенкам пустот. Пузыристая и миндалекаменная текстуры являются диагностическими признаками эффузивных пород, хотя встречаются также и в гипабиссальных интрузиях.

1.6.4. Подразделение магматических пород по фациям глубинности основано на степени раскристаллизации, зависящей от скорости остывания и количества флюидов: 1) глубинные (абиссальные и мезоабиссальные) плутонические породы имеют крупно- и среднезернистые структуры; 2) малоглубинные (гипабиссальные) породы малых интрузий или жильные интрузии характеризуются мелкокристаллическими структурами. Встречаются аналоги таких пород и с неполнокристаллической порфировой структурой, а иногда и с миндалекаменной текстурой; 3) поверхностные, излившиеся вулканические породы, залегающие в покровах, характеризуются стекловатой или микрозернистой структурами (см. раздел «Диагноз скрытозернистых пород»).

1.6.5. К специфическим видам полнокристаллических пород, обладающих смешанными переходными признаками (как магматического, так и немагматического характера) относятся пегматиты – породы чаще всего кислого состава (реже среднего или основного), структуры и текстуры которых несут признаки как процессов кристаллизации однородного расплава, так и метасоматических (метаморфических) процессов в твердой среде. Структуры этих пород – пегматитовые (графические), текстуры – сложнопятнистые, полосчато-зональные, субконцентрические, друзитовые.

1.7. Диагностика метаморфических пород

1.7.1. Метаморфические породы подразделяются по генезису на ортопороды, возникшие за счет метаморфизма магматических пород, и парапороды, образовавшиеся за счет метаморфизма осадочных пород. Так, за счет гранитов, диоритов формируются ортогнейсы, иногда слюдяные ортосланцы; за счет основных интрузивных или эффузивных пород – ортоамфиболиты, иногда зеленые (хлоритовые) ортосланцы. В то же время за счет песчано-глинистых пород возникают парасланцы, парагнейсы и параамфиболиты. Диагностические признаки орто- и парапород не всегда поддаются визуальному определению.

Таблица 3. Диагностическая классификация метаморфических пород

1. Породы регионального метаморфизма

А. Кристаллические сланцы

Сланцеватость средняя (грубая)

Продолжение табл. 3

2. Породы контактового метаморфизма

гранат, пироксен, эпидот

3. Породы динамометаморфизма

перетертая часть вмещающих

Кристаллические сланцы в отличие от гнейсов не содержат значительных количеств полевых шпатов и обычно характеризуются хорошо выраженной сланцеватостью. Гнейсы обычно отвечают составу гранитов и отличаются от последних плоскопараллельной, линзовидной текстурой.

Мраморы и кварциты являются параметаморфическими породами. Первые образуются по известнякам, кварциты – по кварцевым песчаникам и песчано-глинистым осадочным породам.

1.7.4. Роговики и скарны – породы специфического контактового метаморфизма, происходящего на контактах вмещающих пород с интрузиями.

Роговики формируются при термальном воздействии интрузии на вмещающие, обычно алюмосиликатные породы. Характерная текстура роговиков – текстура «промачивания» (рис. 7), обычно в сочетании с мелкозернистой или скрытозернистой структурой.

Скарны – контактово-метасоматические породы, образование кото­рых связано с активным воздействием высокотемпературных флюидов или растворов в зоне взаимодействия алюмосиликатных магм с карбонатными породами рамы, т. е. вмещающими породами. Типичный минеральный состав скарнов – сочетание силикатов (граната, эпидота, пироксенов) с карбонатами (кальцитом); иногда в них присутствуют магнетит и сульфиды. Скарны имеют сложно-пятнистую, зональную текстуры и гранобластовую структуру.

1.7.5. Продуктами динамометаморфизма являются катаклазиты и некоторые полосчатые хлоритовые сланцы. Типичная для них катакластическая структура и линзовидно-полосчатая текстура показана на рис. 6.

1.8. Диагноз гидротермальных пород

Название мономинеральных пород этого типа обычно отвечает названию ведущего минерала. Выделяют жильный кварц (кварцитит), жильный кальцит (кальцитит), жильный эпидот (эпидотит), жильный флюорит (флюоритит) и т.п. Соответствующий названию главный минерал составляет не менее 75 % объема породы. В гидротермальных породах довольно часто отмечаются примеси других жильных гидротермальных минералов, например хлорита, а также рудных минералов – гематита, лимонита, золота и различных сульфидов (пирита, галенита, сфалерита, киновари, халькопирита и др.).

Сульфидные жильные породы (киноварные, халькопиритовые, галенитовые, полиметаллические и пр.), содержащие более 1–10 % рудных минералов, называются сульфидными рудами; остальная часть породы представлена гидротермальными жильными минералами – кварцем, кальцитом, эпидотом и др.

Минеральный состав – главный диагностический признак гидротермалитов, однако, для диагноза важны и текстурные признаки: друзитовые, субконцентрические, полосчатые, концентрически-полосчатые, зональные, сложнопятнистые, сложносетчатые (штокверковые), пропитывания, нарастания и т. п.

Дополнительным признаком этих пород является прожилковая, часто ветвящаяся форма их тел. Жилы и прожилки гидротермальных пород пронизывают, рассекают породы всех типов.

1.9. Диагноз осадочно-хемогенных кристаллических пород

Название мономинеральных осадочно-хемогенных кристаллических пород, как и гидротермальных, определяется ведущим минералом. Выделяют гипсит (гипсовая порода), сильвинит; порода, состоящая из галита, называется каменной солью. Соответствующий названию минерал составляет не менее 75–90 % объема породы; примеси – другие галогенные и глинистые минералы, карбонаты. Структуры обычно панидиоморфные, текстуры – слоистые или однородные. Характерна плитчатая отдельность.

2. Диагноз обломочных пород

Обломочные породы образуются в различных геологических обстановках, поэтому они имеют различное происхождение (генезис). Чаще всего это осадочные, вулканические и вулканогенно-осадочные породы. Диагностика обломочных пород начинается с выявления обломочной структуры для чего необходимо выделить структурные элементы породы: обломки и цемент.

2.1. Обломок представляет собой особый вид минеральных зерен, отличающийся от кристаллических и ограненных зерен по форме и внутреннему строению. Отличия обломков обусловлены спецификой процесса образования трещин и раздробления по трещинам минеральных агрегатов, часто с последующим окатыванием обломков.

2.2. Распознавание обломков по их формам.

а) Неокатанные обломки – продукты первоначального раздробления минеральных агрегатов или зерен. Формы – многоугольные, геометрически неправильные, криволинейные (рис. 3). На поверхности изломов породы большинство сечений обломков имеют треугольную (субтреугольную) и трапециевидную (субтрапециевидную) форму. В отличие от сечений ограненных кристаллов, где неправильные треугольники и трапеции получаются крайне редко, в неокатанных обломках отсутствует постоянство углов, равенство или параллельность сторон.

Общая особенность всех процессов обламывания и последующего окатывания – это сохранение в очертаниях обломков входящих углов и входящих ребер.

б) Окатанные обломки. Перемещение рыхлых обломочных продуктов разрушения пород сопровождается окатыванием обломков – все выступающие углы и ребра при этом последовательно сглаживаются. Дополнительный признак окатанных форм – отсутствие сглаженности входящих углов (в отличие от форм оплавленных, растворенных и пр.)

2.3. Описанные в пунктах 2.1.–2.2 среднестатистические закономерности форм обломков полнее всего проявляются при механической изотропности дробящегося вещества. Если же вещество существенно анизотропно в механическом смысле, т. е. минерал обладает хорошей спайностью, а в породе отмечается тонкоплитчатая или тонкопризматическая отдельность, то тогда формы неокатанных, полуокатанных и окатанных обломков будут отражать исходную форму делимости вещества. Это касается, например, листоватых обломков слюды, прямоугольных – полевых шпатов, плитчатых обломков жильного кварца, пластинчатых или линзовидных обломков сланцеватых пород и т. п.

При последовательном дроблении несланцеватых пород их обломки сначала подчиняются форме многогранных блоков отдельности пород, вплоть до размеров минимальных блоков отдельности. Дальнейшее дробление на более мелкие обломки происходит по трещинам произвольной ориентировки, т. е. внутри блоков отдельности порода ведет себя уже как механически изотропная, форма обломков приближается к среднестатистической.

2.4. Внутреннее строение обломков.

а) Монокристаллические обломочные зерна отличаются от кристаллических зерен только формой (см. выше). Неокатанные обломки кристаллов встречаются в катаклазитах, гидротермалитах и вулканических туфах (см. далее).

б) Зернистые обломки представляют собой особый тип минеральных зерен – сложные составные минеральные зерна. Они могут быть представлены самыми разнообразными породами, в том числе и обломочными сцементированными породами, а также разнообразными скрытозернистыми породами. Если зернистый обломок достаточно представителен по размеру, то в нем распознается состав, структура, текстура и даже отдельность породы, которая подверглась дроблению

Выделяя зернистые обломки в качестве структурных элементов породы, их следует рассматривать как «обломки-индивиды», поскольку они четко обособляются своими границами от окружающей массы породы. При этом микрозернистые обломки при макроскопическом наблюдении выглядят как элементарные неделимые частицы породы (их отличие от монокристаллических обломков – матовый блеск в изломе).

2.5. Важными диагностическими признаками обломков являются соотношения между их границами и внутренним строением обломков. В отличие от границ других типов минеральных зерен границы обломков всегда пересекают внутренние структурные элементы самих обломков, притом случайным образом: а) границы кристаллических, органогенных или обломочных зерен, которые входят в состав зернистого обломка; б) спайность и зональность отдельных кристаллов; в) границы всевозможных текстурных неоднородностей породы, которая слагает обломок.

Абстрагируясь от включенных в него обломков, цемент обломочной породы можно описывать как породу. Состав и структура цемента у обломочных пород разного генезиса бывают самыми разнообразными (см. далее п. 2.8.9).

По форме обломков породы делятся на неокатанные и окатанные с промежуточными градациями от угловатых до хорошо окатанных. По размеру обломков выделяют грубообломочные породы (конгломераты, гравелиты, брекчии и проч.), песчаники и алевролиты. [5] По взаимоотношению составных частей обломочные образования делятся на рыхлые (нелитифицированные), которые рекомендуется называть осадками и сцементированные (литифицированные) породы, твердые, связанные цементом.

Ниже приведена структурная классификация обломочных пород осадочного происхождения.

Таблица. 4. Диагностическая классификация осадочных

(по схеме Московского нефтяного института без глинистых пород, d

Брекчия

Гравелит

Песчаник

Алевролит

2.8. При описании обломочных пород помимо структурных характеристик указывают цвет, текстурные особенности породы, состав обломков и цемента, степень сортированности обломков.

2.8.1. Цвет обломочных пород зависит от состава обломков и цемента. Для грубообломочных пород, обломки которых представлены различными минералами и породами, характерна пестрота окраски, особенно если обломки контрастируют по цвету с цементом. Для более мелкозернистых пород (песчаники, алевролиты) более характерна однородная окраска, чаще всего серая с разными оттенками. Цвет может служить косвенным признаком состава обломочной породы. Например, для аркозовых песчаников, содержащих более 25 % КПШ, характерны розовые тона, для глауконитсодержащих песчаников и алевролитов – зеленые, железистый (гетит-лимонитовый) цемент придает породе буро-желтые, охристые цвета. Чистые кварцевые песчаники бывают белыми.

2.8.2. Текстура обломочной породы, если она хорошо выражена, может служить признаком, указывающим на условия образования породы. Так, для обломочных пород, формирующихся в водной среде, характерны различные типы слоистых текстур (или просто слоистости): горизонтальная, волнистая, косая и др. (рис. 8). Помимо слоистости к текстурам относят также знаки ряби, трещины усыхания, различные отпечатки на поверхности пластов осадочных пород.

2.8.3. Состав обломков зависит прежде всего от состава породы, подвергшейся разрушению, а также от сортированности, которая обусловлена наличием и дальностью переноса продуктов разрушения. В общем случае, чем дальше перемещены продукты разрушения, тем лучше они сортированы. Агентами переноса являются водные потоки, ветер, а также гравитация.

2.8.4. Степень сортированности обломков в породе характеризуется, как правило, на качественном уровне: хорошо, средне, плохо сортированные или несортированные. В несортированных обломочных породах присутствуют зерна крайне разнообразного состава и расцветки, иногда более десятка разновидностей, в том числе скрытозернистые обломки. В среднесортированных породах преобладают обломки двух-трех минеральных видов или пород, однако, заметное количество (около 10 %) составляют обломки других минералов и пород. В хорошо сортированных породах резко преобладают обломки одного минерала (реже породы), тем не менее в качестве рассеянной примеси могут встречаться зерна различного состава и цвета. Примером хорошо отсортированных пород могут служить чистые кварцевые песчаники эолового происхождения.

По составу и разнообразию обломков в осадочных породах выделяют:

а) мономиктовые ( микт – смесь), обломки которых представлены более чем на 90 % одним минералом, чаще всего кварцем;

б) олигомиктовые (малосмешанные), характеризуются также значительным преобладанием одного компонента над другими;

в) полимиктовые, обломки которых разнообразны по составу без преобладания одного из компонентов.

Приведенные термины употребляют главным образом в отношении песчаников – наиболее широко распространенных осадочных обломочных пород.

Несортированные по окатанности грубообломочные породы, т. е. содержащие в одинаковых количествах как окатанные, так и неокатанные обломки, называются конгломератобрекчиями (или конглобрекчиями).

Примером особого случая несортированности по всем параметрам являются морены. Морены (или моренные отложения) – специфические валунно-галечные, валунно-щебнистые или валунно-глыбовые с дресвяно-песчано-глинистым цементом породы, образовавшиеся в результате ледниковой деятельности без участия сортирующих водных потоков. Морены представляют крайний случай полной несортированности и по составу обломков, и по окатанности, и по размерности. Текстуры неслоистые или неявнослоистые, иногда проявляется груболинзовидная отдельность. Морены относятся к рыхлым породам. Рыхлые обломочные отложения формируются на поверхности земли и относятся по возрасту к четвертичному периоду, являясь продуктом новейших гипергенных процессов. Малая мощность и молодость отложений обусловливают их нелитифицированное, т. е. рыхлое состояние. Древние уплотненные, литифицированные морены называются тиллитами.

2.9. Каждый вид обломочных пород определяется своим интервалом размера обломка (табл. 4); в пределах этого интервала дополнительно существует подразделение на подвиды крупности: крупно-, средне- и мелкообломочный подвиды.

Например, для песчаников выделяют следующие фракции: мелкозернистый (0,1–0,25 мм), среднезернистый (0,25–0,5 мм), крупнозернистый (0,5–1 мм).

2.10. Дополнительные диагностические признаки песчаников, отличающие их от мелкокристаллических пород:

а) изометричность большинства зерен не зависит от их состава;

б) большее однообразие размеров зерен не зависит от состава в сортированных породах;

в) в несортированных породах, наоборот, отмечается «пестрый» состав, песчинки имеют разнообразный цвет и размер, в то время как у кристаллических пород чаще преобладают два–три минеральных вида; 4) присутствие между зернами цемента – глинистого, карбонатного, кремнистого и др.

2.11. Алевриты и алевролиты по размеру занимают переходное положение между явно- и скрытозернистыми породами. Признаки, отличающие их от глинистых пород:

а) на свежем изломе (либо на сильно выветрелых поверхностях) в алевролитах бывают различимы по цвету или по блеску отдельные субмикроскопические зерна;

б) излом неправильный или неровный раковистый, его поверхность шероховатая, что хорошо видно при косом освещении;

Алевропесчаник – слабо сортированная обломочная порода переходного состава, содержащая наряду с алевролитовой массой заметное количество песчаной фракции. Та и другая фракции различимы визуально по своим признакам.

2.12. Ниже приведены особенности обломочных пород различного генезиса.

2.12.1. Фациальный ряд рыхлых обломочных континентальных пород:

а) Элювий. Продукты выветривания неокатанные и несортированные (от глыб, щебня до песка и глины). Неслоистые. Образуются на пологих поверхностях коренных скальных пород и соответствуют им по составу обломков.

б) Делювий. Продукты выветривания неокатанные и несортированные с нерезкой слоистостью. В отличие от элювия образуются на склонах (менее 35 ○ ) и медленно сползают вниз, поэтому по составу отличаются от подстилающих пород.

в) Коллювий. Щебнисто-глыбовые продукты выветривания. Скатываются и накапливаются в подножиях скалистых склонов (угол склона более 35°) в форме осыпных конусов и шлейфов с углом естественного откоса до 35–37°. По составу отвечают среднему составу скал.

г) Пролювий. Слабо- и среднеокатанные щебнисто-глинистые наносы. Накапливаются в руслах временных водотоков и в конусах выноса (углы наклона 2–15°). Слоистость параллельная и линзовидная. Состав – средний по бассейну водотока.

д) Аллювий. Средне- и хорошоокатанные, хорошо сортированные («промытые») наносы – валунники, галечники, гравий, пески. Слоистость параллельная, косая, линзовидная. Залегают в руслах постоянных водотоков, на поймах и в террасах речных долин.

е) Моренные отложения (характер см. выше, в п. 2.8.4).

2.12.2. Отдельность вышеперечисленных пород – чаще всего послойная плитчатая, более тонкая в тонкозернистых породах. В деформированных породах нередко имеются системы секущего кливажа.

2.12.3.Среди неокатанных мелкообломочных пород чаще всего встречаются породы с вулканогенным составом обломков. Обломки обычно представлены эффузивными породами, кристаллами, микрозернистой или стекловатой основной массой эффузивов. Эти специфические вулканические обломочные породы называются пирокластическими; к ним относятся пеплы и туфобрекчии. В генетический подкласс пирокластических пород входят также брекчии эффузивного состава (см. п. 2.8.9 д, е).

Диагностические отличия туфобрекчий от осадочных и кристаллических пород:

а) специфическая форма неокатанных обломков, наличие треугольных и субтреугольных сечений зерен – обломков кристаллов и эффузивных пород, их основной массы;

б) наличие микрозернистых обломков, что совершенно исключено для зерен кристаллических пород;

в) средняя и плохая сортированность, особенно по составу, пестрый облик породы в целом;

г) неяснослоистая или однородная текстура.

2.12.9. Брекчии. Образование брекчий, сопровождаемое дроблением пород и последующей цементацией неокатанных обломков, может происходить на фоне самых разнообразных процессов породообразования – как гипергенных, так и гипогенных. Поэтому подвиды брекчий выделяют в соответствии с составом и текстурой той цементирующей массы, которая связывает обломки.

а) Тектоническая брекчия. Состав обломков отвечает составу вмещающих пород, среди которых залегает тело брекчии, и обычно не очень разнообразен. В цементе всегда находятся продукты дробления тех же самых пород, что и в обломках, т. е. цемент представляет мелкообломочную несортированную по размерам брекчию с определенным количеством тонко перетертого материала, имеющего облик песчано-алеврито-глинистой массы. Текстуры – неяснопятнистые, грубополосчатые, линзовидные. Отдельность – неправильная, плитчатая, линзовидная. По трещинам отдельности бывают зеркала скольжения.

б) Осадочная брекчия. Состав обломков чаще всего осадочный, обычно однообразный. Цемент представлен той или иной осадочной породой с присущими ей структурой и текстурой. Текстура брекчии в целом слоистая. Характерна согласованность между слоистой текстурой цемента и предпочтительной ориентировкой, расположением обломков внутри прослоев или вдоль их границ. Отдельность плитчатая.

в) Гидротермальная брекчия. Состав обломков – вмещающие породы или жильные, гидротермальные породы (или то и другое). Цементом всегда служит гидротермальная жильная порода с присущими ей текстурой и структурой. Текстура брекчии в целом сложнопятнистая, гнездовая, полосчатая, сложнобрекчиевидная («брекчия в брекчии»), сетчатая.

г) Интрузивная брекчия. Состав обломков – чаще всего интрузивные, реже метаморфические (типа роговиков или кристаллических сланцев) породы. Цемент – всегда интрузивная порода. Обломки нередко имеют по краям каемки контактового воздействия, которые проявляются в изменении цвета, в следах перекристаллизации. Углы обломков (как входящие, так и выходящие) иногда округляются за счет оплавления.

д) Лавобрекчия. В составе обломков одна или несколько эффузивных пород, обычно близких по составу; редко встречаются туфогенные породы и пр. Цемент – всегда эффузивная порода, обычно близкая по составу к вулканическим обломкам данной лавобрекчии, реже состав отличается. Текстуры неоднородные, комковатые, иногда линейно- или плоскопараллельные, с участием вытянутых миндалин или пузырей. Отдельность бывает сложная, глыбовая.

е) Туфобрекчия. Состав обломков – эффузивные породы (иногда лавобрекчии, туфы и т. п. «вулканиты»). Цементом служит туф – пирокластическая мелкообломочная порода. Текстура грубопятнистая, иногда неясно-слоистая.

2.12.10. Туфолава (игнимбрит). Эффузивно-обломочная порода, обычно кислого или среднего состава, которая сочетает в своей структуре и текстуре признаки лавобрекчии, туфобрекчий и эффузивных пород. Образуется при спекании вязких неостывших продуктов вулканических извержений: при взрывах с выбросом раскаленных пепло-газовых туч отлагаются разного размера капельные, мягкие комковатые, полупластичные и твердые остроугольные обломки и частицы. Туфолава включает всегда обломки эффузивных пород с неокругленными, иногда даже зазубренными очертаниями, но в отличие от лавобрекчий эти обломки в большинстве имеют явно сплющенную, вытянутую, иногда даже извилистую форму в виде линз с острыми «пламевидными» расщеплениями по краям. Состав цементирующей массы – эффузивная порода, часто порфировой структуры, но в отличие от цемента лавобрекчий всегда засорена мелкими обломками кристаллов, эффузивов, иногда туфов. Текстура туфолав – плоскопараллельная, линзовидно-полосчатая, неясно-полосчатая, флюидальная; полосы цемента обычно плавно «обтекают» крупные пламевидные обломки.

3. Диагноз органогенных пород

Органогенные породы образуются в результате захоронения и фоссилизации (окаменения) остатков отмерших животных, чаще всего беспозвоночных (двустворок, гастропод, кораллов, брахиопод и др.) и растений. В ископаемом состоянии обычно сохраняются раковины (минерализованные скелеты) отмерших животных или их отпечатки, а также измененные растительные остатки и их отпечатки (рис. 9.)

3.1. Характерными признаками органогенных объектов и их окаменелых остатков является наличие билатеральной или осевой, часто криволинейной симметрии; радиально-концентрические, решетчатые, ячеистые, сложносетчатые, ветвистые и т. п. формы.

3.2. Квазисимметрия биологических объектов и структур в отличие от обычной симметрии форм кристаллов проявляется в следующем: а) симметрично повторяющиеся структурные элементы обычно не тождественны по размерам и форме, а только близки, подобны, сходны, постепенно изменяясь в определенных направлениях; б) мелкие и мельчайшие детали основного рисунка биологической структуры иногда, напротив, симметрично повторяются с большой тождественностью, образуя сетчатый или сотовый рисунок (для кристаллических агрегатов регулярные сетчатые или сотовые решетки крайне редки); в) симметрия – гомология ветвящихся сеток, плоских и объемных; растительные, коралловые и прочие структуры имеют большую регулярность интервалов ветвления и регулярность размеров ветвей в отличие от хаотично ветвящихся кристаллических агрегатов – дендритов.

3.3. Диагностическая классификация органогенных пород основана на единственном признаке – типе (форме и строении) тех ископаемых остатков организмов, которые составляют породу.

3.3.1. Ракушняк – порода, состоящая из визуально определимых раковин (состав – кальцит) или их частей в количестве не меньше 25–50 %. Обычно присутствует явно- или скрытозернистый цемент. Текстура однородная, слоистая, отдельность неровноплитчатая.

3.3.2. Коралловый известняк – порода, состоящая на 25–50 % и более из скелетных остатков кораллов (состав – кальцит). Чаще всего встречаются колониальные формы кораллов. Их текстуры – параллельные или радиально-лучистые решетки, трубчато-ветвистые, ячеистые, сотовые и т. п. Индивиды кораллов в решетке обладают одним из видов осевой симметрии. Пространство между индивидами кораллов обычно заполнено карбонатным или глинистым цементом. Системы отдельности сложные.

3.3.3. Торф – полурыхлая пористая порода, на 90 % состоящая из измененных остатков растений, черно-коричневого цвета. Текстура неяснослоистая или однородная.

3.3.4. Порода с растительными остатками на 15–25 % и более состоит из полуобугленных или обугленных остатков растений (листья, стебли, ветки, щепки, мелкие обломки), остальная масса – цементирующая осадочная порода, обычно терригенная. Текстура плоскопараллельная, так как большинство растительных остатков ориентировано в плоскости наслоения осадка, часто слоистая; отдельность плитчатая.

4. Диагноз скрытозернистых пород

4.1. Микрокристаллические, микрообломочные и микроорганогенные породы (неразличимые по прямым визуальным признакам) при визуальном диагнозе относятся к общему структурному типу скрытозернистых пород.

4.2. Отмечается прямая зависимость визуально-макроскопических свойств скрытозернистых пород от минерального состава, что позволяет использовать для диагноза пород этого класса:

а) твердость по шкале Мооса;

б) цвет собственный или за счет примесей;

в) специальные свойства – запах глины и реакция с кислотой, горючесть, пластичная размокаемость, вкус и пр.

4.3. Отдельные макроскопические свойства скрытозернистых пород зависят от их микроструктуры и проявляется в следующем:

а) блеск (в свежем изломе всегда матовый);

в) микропористость – гигроскопичность;

г) излом обычно раковистый, чешуйчатый или занозистый (при наличии сланцеватости);

д) шелковистый отлив по плоскостям сланцеватости.

4.4. Текстура и отдельность – важные диагностические признаки скрытозернистых пород.

4.5. Общее деление скрытозернистых пород на группы по составу:

5. Силикатные: а) метаморфические; б) вулканические.

Все породы групп 1–4 относятся к одному генетическому типу осадочных пород, поэтому всем этим осадочным скрытозернистым породам свойственны слоистые текстуры, плитчатая отдельность и совместная встречаемость с другими осадочными породами.

4.6. Диагностическая классификация скрытозернистых пород основывается на главном признаке – твердости пород по шкале Мооса, а также на ряде общих и специальных признаков.

Цвет белый, серый, зеленовато-серый, голубовато-серый, реже коричневато-серый до чёрного.

Твёрдость 1–1,5. Глина. Однородная или слоистая текстура, раковистый излом. Плитчатая отдельность. При увлажнении запах глины. Пластично размокает.

Твёрдость 1,5–3,5. Аргиллит имеет все признаки глины, но не размокает.

Твёрдость 1,5–3,5. Глинистый сланец от аргиллита отличается наличием чешуйчатого излома и отдельностью (сланцеватость, кливаж).

Твердость 2–4. Филлит. По степени метаморфизма эта порода является переходной от глинистого сланца к слюдяным сланцам. Имеет все признаки глинистого сланца, но отсутствует запах глины при увлажнении. Дополнительный признак филлита – шелковистый блеск по плоскостям сланцеватости.

II. Группа карбонатных пород

Твердость 2–3. Мергель обычно имеет серый с оттенками цвет, однородную или слоистую текстуру, плитчатую отдельность. Бывает порист, липнет к языку. Реагирует с НС l с образованием грязной пены. Запах глины при увлажнении.

Твердость 3,5. Доломитит (известняк доломитовый, чаще эту породу называют просто доломит). Цвет белый, серый с цветными оттенками до черного. Текстура слоистая или однородная, излом раковистый, отдельность плитчатая. Реакция с НС l в порошке.

Цвета: белые, серые с разными оттенками.

IV. Группа кремнистых пород

Твердость 7,0. Микрокварцит окрашен в серый с оттенками цвет. Обладает однородной или слоистой текстурой. Излом раковистый, шероховато-зернистый. Отдельность плитчатая, толстоплитчатая.

V. Группа силикатных пород

Твердость 1,0–1,5. Талькит обычно серый с желтым, зеленым и голубым оттенками. Текстура однородная, полосчатая, излом чешуйчатый. Отмечается сланцеватость или неправильная отдельность. Встречаются поверхности скольжения по трещинам. Жирный на ощупь. Запах глины отсутствует.

Твердость 3–4,5. Серпентинит окрашен в зеленые, зеленовато-желтые до черного цвета. Текстура однородная, пятнистая, сетчатая, излом неправильный до раковистого, чешуйчато-занозистый. Отдельность блоковая, мелкоблоковая и особенно линзовидная; имеются зеркала скольжения по трещинам. Довольно часто отмечаются прожилки асбеста.

б) Подгруппа вулканических пород

Твердость 5,0–6,0. Андезит окрашен в серые с зеленоватым оттенком тона. Имеет однородную, пузырчатую, иногда миндалекаменную текстуру и раковистый, гладкий излом. Отдельность обычно крупноблоковая.

Твердость 6,5. Риолит имеет серый цвет, однородную, флюидальную текстуру, раковистый излом. Отдельность крупноблоковая, плитчатая.

Твердость 6,5. Обсидиан обычно имеет цвет от серого до черного и те же свойства, что у риолита, но основная масса стекловатая, имеет стеклянный блеск. Это кайнотипный аналог риолита.

4.7. Дополнения к классификации скрытозернистых пород.

4.7.1. Для оперативного применения классификации полезно учитывать, что почти все скрытозернистые породы за небольшим исключением разделяются на две главные группы по твердости:

а) «мягкие» породы с твердостью 1,0–3,0 и редко до 4,0. Это группы глинистых, карбонатных, галогенных пород;

б) «твердые» породы, твердость 4,5–7,0. Это группы кремнистых и силикатных (метаморфических и вулканических) пород.

4.7.2. В подгруппу метаморфических пород включен серпентинит с определенной условностью. Серпентиниты – продукты автометасоматического замещения серпентином темноцветных силикатов ультраосновных пород. Этот процесс гидратации тёмноцветов можно рассматривать как регрессивный метаморфизм. В обнажениях на земной поверхности гипербазиты, т. е. ультраосновные породы, практически всегда обнаруживают ту или иную степень серпентинизации от частичной по трещинам и до полной по всему объему породы. С метаморфическими породами серпентиниты сходны и тем, что они часто пересечены многочисленными пересекающимися плоскостями скольжения и полосками рассланцевания.

4.7.3. Яшмы и кремнистые породы при наличии значительных примесей глинистых и других минералов могут иметь пониженную твердость (порядка 6,5), часто неравномерную. Таковы, например, железистые микрокварциты, содержащие гематит и магнетит.

5. Диагноз каустобиолитов

Бурые и каменные угли – аморфные (некристаллические) породы, возникающие в результате своеобразного метаморфизма и полимеризации растительной органики торфа. Это «природные пластмассы».

[1] Все рисунки начинаются со страницы 30.

[2] Основная масса (ОМ) — скрытозернистая (микрокристаллическая), иногда стекловатая масса магматических порфировых пород, связывающая расположенные в ней порфировые выделения (фенокристаллы).

[3] Региональный метаморфизм – процесс глубокого изменения горных пород с образованием новых минералов, структур и текстур в условиях повышенных температур и давлений; охватывает значительные по площади территории.

[4] Литификация (греч. литос – камень, т. е. окаменение) – процесс преобразования рыхлого осадка в твердую породу.

[5] В классификациях обломочных пород традиционно помещают также глинистые породы (размер частиц

Источник