МИНИСТЕРСТВО ОБРАЗОВАНИЯ РЕСПУБЛИКИ БЕЛАРУСЬ Белорусский национальный технический университет Кафедра «Горные работы» Н. Н. Поликарпова ГЕОЛОГИЯ И РАЗВЕДКА МЕСТОРОЖДЕНИЙ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ Пособие по лабораторным работам Ч а с т ь 1 Минск БНТУ 2012 МИНИСТЕРСТВО ОБРАЗОВАНИЯ РЕСПУБЛИКИ БЕЛАРУСЬ Белорусский национальный технический университет Кафедра «Горные работы» Н. Н. Поликарпова ГЕОЛОГИЯ И РАЗВЕДКА МЕСТОРОЖДЕНИЙ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ Пособие по лабораторным работам для студентов специальности 1-51 02 01 «Разработка месторождений полезных ископаемых» В 2 частях Ч а с т ь 1. ОСНОВЫ ГЕОЛОГИИ Минск БНТУ 2013 2 УДК 553(076.5)(075.8) ББК 26.3я7 П50 Р е ц е н з е н т ы : канд. геол.-минералог. наук, ведущий научный сотрудник отдела геологии и минерагении платформенного чехла Государственного предприятия «Белорусский научно-исследовательский геологораз- ведочный институт» Г. Д. Стрельцова; д-р техн. наук, профессор, зав. кафедрой «Горные машины» Белорусского национального технического университета Н. И. Березовский Поликарпова, Н. Н. Геология и разведка месторождений полезных ископаемых: посо- бие по лабораторным работам для студентов специальности 1-51 02 01 «Разработка месторождений полезных ископаемых» : в 2 ч. / Н. Н. По- ликарпова. – Минск : БНТУ, 2013.– . – Ч. 1 : Основы геологии. – 2013. – 178 с. ISBN 978-985-525-913-9 (Ч. 1). Пособие «Геология и разведка месторождений полезных ископаемых» предназна- чено для формирования базисных знаний по минералогии и петрографии; овладения навыками определения минералов и горных пород у студентов специальности «Разра- ботка месторождений полезных ископаемых». УДК 553(076.5)(075.8) ББК 26.3я7 ISBN 978-985-525-913-9 (Ч. 1) © Поликарпова Н. Н., 2013 ISBN 978-985-525-914-6 © Белорусский национальный технический университет, 2013 П50 3 Раздел 1. МИНЕРАЛОГИЯ Вся земная кора, все горные породы и месторождения полезных ископаемых состоят из минералов. Минералы – природные химиче- ские соединения или самородные элементы, возникающие в резуль- тате разнообразных физико-химических и термодинамических про- цессов, происходящих в земной коре и на ее поверхности. Минера- лы встречаются в твердом (кварц, полевой шпат, магнетит), жидком (нефть, ртуть, вода) и газообразном (горючие газы, углекислый газ, сероводород) состояниях. К минералам относят также природные химически и структурно однородные образования, являющиеся составными частями других космических тел – Луны, планет, метеоритов. Так, можно говорить о минеральном составе лунных горных пород, минеральном составе каменных метеоритов и т.д. При этом интересно отметить, что не- которые минералы, известные в метеоритах, не известны на Земле (например, сульфид кальция – ольдгамит CaS или фосфид железа, никеля и кобальта – шрейберзит (Fe, Ni, Co) 3 P). Различные синтетические продукты, близкие по свойствам, со- ставу и структуре к минералам, называются искусственными мине- ралами. К ним относятся, например, полученные в лабораторных условиях искусственные кварц, корунд, слюда и др. Размеры минеральных индивидов могут быть от больших, масса которых несколько тонн (полевой шпат, кварц), до мельчайших зёрнышек, видимых только в микроскоп. Большинство минералов встречаются именно в виде мелких и мельчайших зёрнышек, обра- зуя зернистую структуру магматических, осадочных и метаморфи- ческих пород. Твердые минералы в большинстве случаев являются кристалли- ческими веществами, имеющими форму более или менее выражен- ных многогранников, зерен или сплошных масс. Кристаллические структуры очень разнообразны и выражается это многообразие во внешнем облике кристаллов, их форме. Кроме явно кристалличе- ских веществ в земной коре широко распространены скрытокри- сталлические, к числу которых относятся коллоиды. Примером их являются: лимонит, опал (в виде гелей); железистые воды (в виде золей). Реже встречаются аморфные минералы, образующие бес- 4 форменные массы. Аморфные (стеклообразные) вещества подобны жидкостям или расплавам. Образование кристаллов происходит при переходе вещества из любого агрегатного состояния в твёрдое. При этом частицы могут оказаться относительно друг друга в беспорядочном положении или может возникнуть закономерность их расположения. В первом слу- чае образуется аморфное вещество, а во втором кристаллическое. Кристаллы могут образовываться при переходах вещества из га- зообразного состояния в твёрдое, из жидкого в твёрдое, из твёрдого в твёрдое. Образование кристаллов серы, нашатыря, борной кисло- ты и др. происходит при охлаждении газов в кратерах вулканов и фумаролах. Особенно широко распространено в природе и технике образование кристаллов при переходе вещества из жидкого состоя- ния в твёрдое. Здесь различается два способа образования кристал- лов: из расплава и из раствора. Примером первого является кри- сталлизация магмы. Магма – это огненно-жидкий силикатный рас- плав, содержащий различные химические соединения, в том числе и газы. При медленном остывании магмы образуется множество цен- тров кристаллизации, кристаллы растут, мешая друг другу, и в ре- зультате образуется кристаллическая зернистая порода. Примером образования кристаллов из растворов служит выпадение различных солей в осадок. При переходе из одного твёрдого состояния в дру- гое твёрдое следует отметить два случая. В первом кристаллы мо- гут образовываться из аморфного вещества. Так, с течением време- ни закристаллизовываются стёкла и содержащие стёкла вулканиче- ские породы. Другой случай – перекристаллизация: структура одних веществ разрушается, и образуются новые кристаллы с иной структурой. Все метаморфические породы являются в той или иной степени перекристаллизованными. Например, под влиянием темпе- ратуры, давления и других факторов известняк переходит в мрамор. Явление перекристаллизации широко распространено в природе. 5 Л а б о р а т о р н а я р а б о т а № 1.1 ОСНОВЫ ГЕОМЕТРИЧЕСКОЙ КРИСТАЛЛОГРАФИИ Задание 1. Изучение условий образования кристаллического ве- щества, элементов ограничения и симметрии кристаллов. Характерным свойством большинства кристаллических минера- лов является свойство самоогранения при их росте, т.е. способность образовывать кристаллы. Изучением кристаллической формы и структур минералов занимается кристаллография. Опыт показывает, что если поместить обломок или пластинку из кристалла в раствор или расплав того же вещества и дать им воз- можность свободно расти, то опять вырастет кристалл в форме пра- вильного, симметричного многогранника. Поскольку в структуре кристалла в разных направлениях различны расстояния и силы свя- зи между частицами, большинство свойств кристалла анизотропно. Анизотропия кристаллов проявляется в различии физических свойств кристаллов в разных направлениях. Например, слюда легко расщепляется на параллельные листочки, но только вдоль плоско- стей с одной определенной ориентацией, а вдоль других плоскостей расщепить ее не удается. Анизотропной является и скорость роста кристалла. Если бы скорость роста была изотропной, кристалл вы- растал бы в форме шара. Именно вследствие того, что скорости ро- ста кристалла различны в разных направлениях и эти различия симметричны в пространстве, кристалл вырастает в форме симмет- ричных правильных многогранников. Внешняя форма кристалла отражает анизотропию и симметрию его скоростей роста. Когда кристалл растет, частицы выстраиваются в закономерные и симмет- ричные ряды, сетки, решетки. Грани кристаллических многогран- ников соответствуют плоскостям, составленным из материальных частиц, ребра кристалла – линиям пересечения этих плоскостей, т. е. рядам материальных частиц. Центры масс частиц могут обра- зовать плоские сетки и ряды решетки. Очевидно, любой ряд в структуре соответствует возможному ребру кристалла, а любая плоскость – возможной грани кристалла. Кристалл растет так, что 6 частицы вещества из окружающей среды отлагаются на его гранях. Грани нарастают параллельно себе (рис.1). Рис. 1. Схема параллельного нарастания граней кристалла (стрелками изображены нормали к граням) В кристаллическом многограннике симметричные структуры решеток являются естественными трехмерными дифракционными решетками для рентгеновских лучей. Структуру кристаллов иссле- дуют по дифракции рентгеновских лучей, дифракции электронов, нейтронов, с помощью электронного микроскопа, ионного проекто- ра и другими методами. Элементы ограничения кристаллов Каждому минералу присуща своя кристаллическая форма, зави- сящая от типа связей решетки, химического состава и условий его формирования. С точки зрения геометрической кристаллографии, кристалл представляет собой многогранник. Чтобы охарактеризо- вать форму кристаллов, пользуются понятием элементов ограниче- ния. Внешняя форма кристаллов слагается из трех элементов огра- ничения: граней (плоскостей), ребер (линии пересечения граней) и гранных углов. Формы граней, типы ребер и углов представляют большое разнообразие. В кристаллографии приняты термины, в основу которых поло- жены греческие корни. В табл. 1 приводятся главнейшие из них. 7 Таблица 1 Кристаллографические термины Моно – одно, один Додека – двенадцать Ди – два, дважды Син – сходный Три – три, трижды Клинэ – наклон, наклонно Тетра – четыре, четырежды Поли – много Пента – пять Скалена – кривой, неровный Гекса – шесть Эдра – грань Окта – восемь Гониа – угол Дека – десять Пинакос – доска, таблица Например: пентагонтритетраэдр – фигура, состоящая из двена- дцати пятиугольных граней (тритетра – 3.4 = 12, пента – пять, гон – угол, эдр – грань); дигексагональная бипирамида – фигура, состоя- щая из двух пирамид, соединенных основаниями, каждая их кото- рых имеет по двенадцать треугольных граней. В поперечном сече- нии фигура имеет двенадцатиугольник. Грани соответствуют плоским сеткам пространственной решет- ки. Наиболее характерными типами граней являются: тригон – рав- носторонний треугольник; дельта – равнобедренный треугольник; скалена – неравносторонний треугольник; тетрагон – квадрат; призматическая грань – прямоугольник; ромбоид – косоугольный неравносторонний параллелограмм; ромб; клинограм – трапецоид, не имеющий параллельных сторон; пентагон – пятиугольник; гекса- гон – шестиугольник. Ребра образуются на пересечении двух граней и отвечают рядам пространственной решетки. Гранные углы (вершины) располагают- ся на пересечении нескольких граней (трех и более). Количество элементов ограничения связано между собой простой зависимо- стью: Г + В = Р + 2, где Г – число граней, В – число вершин, Р – число ребер. Возьмем, например, куб; в нем имеется 6 граней, 8 вершин и 12 ребер. Получаем: 6 + 8 = 12 + 2. 8 Для всех кристаллов одного и того же вещества углы между со- ответствующими гранями одинаковы и постоянны. Этот закон по- стоянства гранных углов дает возможность определять минералы даже в мелких обломках кристаллов и позволяет вывести для каж- дого естественного кристалла идеальную форму, которая характе- ризует свойственный данному кристаллу тип симметрии. Симмет- рия является важнейшим и специфическим свойством, отражающим закономерность внутреннего строения кристаллов. Поэтому основ- ным методом кристаллографии является установление симметрии явлений, свойств, структуры и внешней формы кристаллов. Кристаллографические оси и элементы симметрии кристаллов Понятие симметрии включает в себя составные части – элементы симметрии. Сюда относятся ось симметрии, инверсионная ось, плоскость симметрии, центр симметрии, или центр инверсии. Воображаемая прямая линия, при повороте вокруг которой на один и тот же угол все части кристалла симметрично повторяются n раз и фигура совмещается сама с собой в пространстве, называется осью симметрии (обозначается буквой L). У кристаллов при враще- нии вокруг оси симметрии на полный оборот одинаковые элементы ограничения (грани, ребра, углы) могут повторяться только 2, 3, 4, 6 раз. Число n, показывающее сколько раз при повороте на 360° во- круг оси симметрии части кристалла могут совмещаться с их ис- ходным положением, называется порядком оси симметрии и обо- значается цифрой (ставится внизу справа от L, рис. 1). Соответ- ственно этому оси будут называться осями симметрии второго, третьего, четвертого и шестого порядков, и обозначаться L2, L3, L4 и L6. Так, при вращении вокруг оси кристалла, имеющего вид пра- вильной шестигранной призмы, при каждом повороте на 60° будет наблюдаться совмещение его граней, ребер и вершин с их началь- ным положением. Следовательно, кристалл имеет ось симметрии шестого порядка. Оси симметрии пятого и выше шестого порядка в силу закономерности внутреннего строения кристаллов невозмож- ны. Ось симметрии первого порядка L1 показывает, что для совме- щения фигуры с её начальным положением нужно сделать поворот на 360°. Это соответствует полному отсутствию симметрии, так как 9 любой предмет при повороте на 360° вокруг любого реального направления совместится с самим собой. Количество осей одного и того же порядка указывается перед буквой, например, L6, 3L4 и т.п. (рис. 2). Рис. 2. Многогранники с осями симметрии второго (а), третьего (б), четвертого (в) и шестого (г) порядков Инверсионной осью симметрии (Li) называется воображаемая прямая, при повороте вокруг которой на некоторый определённый угол и отражении в центральной точке фигуры (как в центре сим- метрии) фигура совмещается сама с собой, т.е. инверсионная ось представляет совместное действие оси симметрии и центра сим- метрии. Плоскость симметрии – мысленно проведенная плоскость, кото- рая делит кристаллы на две зеркально равные части (обозначается буквой P , рис. 3). Части, на которые плоскость симметрии рассека- ет многогранник, относятся одна к другой, как предмет к своему изображению в зеркале. Разные кристаллы имеют различное коли- чество плоскостей симметрии, которое ставится перед буквой Р. Наибольшее количество таких плоскостей у природных кристаллов кубической формы – девять 9Р. В кристалле серы насчитывается 3Р, а у гипса только одна. В некоторых кристаллах может быть не- сколько плоскостей симметрии, а других вообще отсутствовать. Относительно элементов ограничения плоскость симметрии мо- жет занимать следующее положение: – проходить через ребра; – лежать перпендикулярно к ребрам в их серединах; – проходить через грань перпендикулярно к ней; – пересекать гранные углы в их вершинах. 10 Рис. 3. Плоскости симметрии (Р) В кристаллах возможны следующие количества плоскостей сим- метрии: 9Р, 7Р, 6Р, 5Р, 4Р, 3Р, 2Р, Р и отсутствие плоскости сим- метрии (рис. 4). Рис. 4. Фигуры с плоскостью симметрии и без нее: а – все точки и линии рисунка отражаются в плоскости Р как в зеркале; б – плоскость Р не обладает этими свойствами, она не является плоскостью симметрии Многие кристаллы кроме осей и плоскостей имеют центр сим- метрии – особую точку в центре кристалла, в которой пересекаются и делятся пополам линии, соединяющие одинаковые элементы ограничения кристалла (грани, ребра, углы). Центр симметрии или инверсии обозначается буквой С (рис. 5). Относительно этого цен- тра симметричны все противоположные грани, ребра, вершины кристалла. Практически присутствие центра симметрии будет ска- зываться в том, что каждое ребро многогранника имеет параллель- 11 ное себе ребро, каждая грань – такую же параллельную себе зер- кально-обратную грань. Если же в многограннике присутствуют грани, не имеющие себе параллельных, то такой многогранник не обладает центром симметрии. Например, в кристаллах цинкита ZпО нет центра симметрии – их окончания имеют различную огранку (рис. 6). Рис. 5. Центр симметрии кристалла Рис. 6. Кристалл цинкита Существует ряд закономерностей, сочетания элементов симмет- рии. а) Линия пересечения двух или нескольких плоскостей является осью симметрии. Порядок такой оси равен числу пересекающихся в ней плоскостей. б) L6 может присутствовать в кристалле только в единственном числе. в) L6 не может комбинироваться ни с L4, ни с L3, но может соче- таться с L2 причем L6 и L2 должны быть перпендикулярны; в таком случае присутствует 6L2. г) L4 может встречаться в единственном числе или в виде трех взаимно перпендикулярных осей. д) L3 может встречаться в единственном числе или 4L3. Совокупность всех элементов симметрии, которыми обладает данный кристалл, называется Степенью симметрии. Кристалл, имеющий форму куба, обладает высокой степенью симметрии. В нем присутствуют три оси симметрии четвертого порядка (3L4), проходящие через середины граней куба, четыре оси симметрии третьего порядка (4L3), проходящие через вершины трехгранных углов, и шесть осей второго порядка (6L2), проходящих через сере- дины ребер. В точке пересечения осей симметрии располагается 12 центр симметрии куба (С). Кроме того, в кубе можно провести де- вять плоскостей симметрии (9Р). Перечень всех элементов симмет- рии кристалла, записанный в виде их символов, называется кри- сталлографической формулой. Для куба формула имеет вид: 3L4, 4L3, 6L2, 9P, C. В таких формулах порядок записи следующий: сна- чала главные оси, затем другие, потом плоскости и центр симмет- рии. Кристаллы одного и того же минерала независимо от их огран- ки характеризуются одной и той же формулой симметрии. Число таких формул не беспредельно, поскольку элементы симметрии взаимосвязаны между собой. Геометрический вывод всех возможных сочетаний элементов симметрии в кристаллах был сделан немецким минералогом И. Гес- селем в 1830 г. и финном А. В. Гадолиным в 1867 г. Ими доказано, что в природе может существовать только 32 сочетания, или, как принято говорить, 32 класса (вида) симметрии. Класс (вид) объеди- няет группу кристаллов с одинаковой степенью симметрии. Классы симметрии объединены в семь кристаллографических систем или сингоний (от греческого "син" – сходно и "гония" – угол). Синго- нии в порядке возрастания степени симметричности располагаются в следующем порядке: триклинная, моноклинная, ромбическая, тригональная, тетрагональная, гексагональная, кубическая. Синго- нии в свою очередь группируются в три категории; низшую, сред- нюю, высшую. Триклинная, моноклинная и ромбическая сингонии называются низшими, потому что они не имеют осей симметрии выше второго порядка (L2). Тригональная, тетрагональная и гекса- гональная сингонии называются средними; они имеют одну ось симметрии высшего порядка (L3, L4 или Li4 ), L6 (или Li6). Кубиче- ская сингония имеет несколько осей симметрии высшего порядка (L3, L4 или Li4); она называется высшей сингонией. Формулы, харак- теризующие различные виды симметрии, типы сингоний и кате- гории приведены в табл. 2. В основе учения о кристаллографических формах лежит понятие «простая форма». Простой формой называют совокупность граней, выводящихся друг из друга при помощи элементов симметрии кри- сталла. Так, грани гексагональной пирамиды представляют одну простую форму. 13 Таблица 2 Категории Тип сингонии Формула в символике Браве Низшая Триклинная Моноклинная Ромбическая L1; C Р; L2; L2PC L22P; 3L2; 3L23PC Средняя Тригональная Тетрагональная Гексагональная L3; L3C; L33P; L33L2; L33L23PC L4; L4PC; L44P; L44L2; L44L25PC; Li4; Li42L22P Li6 = L3P; Li63L23P = L33L24P; L6; L6PC; L66P; L66L2; L66L27PC Высшая Кубическая 4L33L2; 4L33L23PC; 4L33L2(3Li4)6P; 3L44L36L2; 3L44L36L29PC Все они могут быть выведены из одной исходной грани путем ее поворотов вокруг 6L на 60, 120, 180, 240 и 300º. Всего в кристаллах возможны 47 простых форм. В кристалле могут присутствовать од- на, две или несколько простых форм. Сочетание двух или несколь- ких простых форм называется комбинацией. Простые формы могут замыкать и не замыкать пространства; они соответственно называ- ются закрытыми и открытыми. Первые образуют привычные всем геометрические фигуры, целиком ограничивающие какой-либо ко- нечный объем. Например, куб, октаэдр, ромбоэдр, дипирамиды. От- крытые формы: пирамиды с бесконечно расходящимися от верши- ны гранями, пинакоид (две беспредельно протяженные в простран- стве параллельные друг другу плоскости) и призмы, напоминающие беспредельно идущие трубы многоугольного сечения, ничем не ограниченные по их длине. Реальное сочетание в природе граней открытых и закрытых простых кристаллографических форм дает кристаллу его конечный телесный объем. Так, например, кристалл циркона представляет собой комбинацию двух простых форм: тет- рагональной призмы и тетрагональной дипирамиды. Призма явля- ется открытой формой, поскольку она не замыкает пространства, дипирамида – закрытая форма, так как она полностью замыкает пространство, пусть даже на продолжении своих граней. 14 Простые формы низшей категории сингоний В низшей категории насчитывается 7 простых форм – из них 5 открытых и 2 замкнутые – тетраэдр и дипирамида ромбическая (рис. 7). Рис. 7. Простые формы кристаллов низшей категории: 1 – моноэдр; 2 – пинакоид; 3 – диэдр; 4 – ромбическая призма; 5 – ромбический тетраэдр; 6 – ромбическая пирамида; 7 – ромбическая дипирамида Наименее симметричны кристаллы триклинной сингонии. У них из всех возможных элементов симметрии обычно наблюдается только центр симметрии, но иногда и он отсутствует. Элементарная ячейка кристаллов строится на трёх базовых векторах (трансляциях) разной длины, все углы между которыми не являются прямыми (рис. 8). Этот вид сингонии свойственен альбиту (а), микроклину (б) (рис. 9) и др. К моноклинной сингонии относятся кристаллы, которые имеют либо одну плоскость симметрии, либо одну ось второго порядка, либо и ту и другую вместе в сочетании с центром симметрии. Эле- ментарная ячейка кристаллов моноклинной сингонии строится на трёх векторах a, b и c, имеющих разную длину, с двумя прямыми и одним непрямым углами между ними (рис. 10). 15 Рис. 8. Элементарная ячейка кристаллов триклинной сингонии а б Рис. 9. Альбит (а), микроклин (б) Рис. 10. Элементарная ячейка кристаллов моноклинной сингонии 16 Этот вид сингонии свойственен ортоклазу (а), гипсу (б), муско- виту (в) (рис. 11), некоторым амфиболам. а б в Рис. 11. Ортоклаз (а), гипс (б), мусковит (в) Ромбической сингонией обладают кристаллы с одной или тремя осями второго порядка и двумя или тремя плоскостями симметрии (L22P или 3L23PC), а также кристаллы с тремя осями второго поряд- ка без плоскости симметрии (3L2). В поперечном сечении они име- ют форму ромба. Элементарная ячейка определяется тремя базовы- ми векторами (трансляциями), которые перпендикулярны друг к другу, но не равны между собой. Часто используется другое назва- ние – орторомбическая сингония. Этот вид сингонии присущ оливину (а), сере (б), александриту (в) (рис. 12) и др. 17 а б в Рис. 12. Оливин (а), сера (б), александрит (в) Простые формы средней категории К средней категории относятся тригональная, тетрагональная и гексагональная сингонии. Эта группа объединяет кристаллы, обла- дающие только одной осью симметрии порядка выше второго. В сингониях средней категории вероятны моноэдры, пинакоиды, призмы разного рода, различные пирамиды и дипирамиды, трапе- цоэдры, ромбоэдры, скаленоэдры, тетрагональные тетраэдры (рис. 13). 18 Рис. 13. Простые формы средней категории сингоний: 1–6 пирамиды: 1 – тригональная, 2 – дитригональная, 3 – тетрагональная, 4 – дитетрагональная, 5 – гексагональная, 6 – дигексагональная; 7–12 дипирамиды: 7 – тригональная, 8 – дитригональная, 9 – тетрагональная, 10 – дитетрагональная, 11 – гексагональная, 12 – дигексагональная; 13–25 призмы: 13 – тригональная, 14 – дитригональная, 15 – тетрагональная, 16 – дитетрагональная, 17 – гексагональная, 18 – дигексагональная, 19 – тригональный трапецоэдр, 20 – тетраэдр, 21 – тетрагональный трапецоэдр, 22 – ромбоэдр, 23 – гексагональный трапецоэдр, 24 – тетрагональный скаленоэдр, 25 – тригональный скаленоэдр 19 Тригональная сингония определяется тремя базовыми векторами одинаковой длины, с равными, но не прямыми, углами между век- торами (рис. 14). Рис. 14. Элементарная ячейка кристаллов тригональной сингонии В тригональной сингонии высшее сочетание элементов симмет- рии – L33L23PC. Типичная форма кристаллов – ромбоэдры (кальцит (а), доломит (б), магнезит (в), гематит (г) и др.). К этой же сингонии принадлежат также корунд (д) и кварц (е) (рис. 15). Вершины кри- сталлов кварца представляют собой комбинацию двух ромбоэдров. В элементарной ячейке кристаллов тетрагональной сингонии два из трех базовых векторов имеют одинаковую длину, а третий отли- чается от них. Параметры элементарной ячейки: .900 000    cba Все три вектора перпендикулярны друг к другу. Тетрагональная или квадратная сингония отличается присутствием в кристаллах одной оси четвертого порядка. В сечении, перпендикулярном к этой оси, обычно наблюдается форма квадрата или восьмиугольника (рис. 16). Высшим сочетанием элементов симметрии в этой синго- нии может быть L44L25PC. 20 а б в г д е Рис. 15. Кальцит (а), доломит (б), магнезит (в), гематит (г), корунд (д), кварц (е) 21 Рис. 16. Кристаллы тетрагональной сингонии Эта сингония присуща халькопириту (а) и рутилу (б) (рис. 17). а б Рис. 17. Халькопирит (а), рутил (б) Гексагональная сингония – кристаллографическая сингония, для которой характерно следующее соотношение между углами (α, β, γ) и рёбрами (а, b, с) элементарной ячейки кристалла: а = b ≠ с, α = β = 90º, γ = 120º. Её элементарная ячейка строится на трёх базо- вых векторах (трансляциях), два из которых равны и образуют угол 120°, а третий им перпендикулярен. В гексагональной сингонии три элементарных ячейки образуют правильную призму на шести- гранном основании (рис. 18). 22 Рис. 18. Гексагональная сингония Гексагональная сингония характеризуется наличием одной оси симметрии шестого порядка L6. Для кристаллов гексагональной сингонии характерна форма шестигранных призм, грани которых параллельны оси шестого порядка L6 (β–кварц (а), апатит (б), нефе- лин (в), рис. 19). Кристаллы гексагональной сингонии образуют призмы, пирамиды, дипирамиды и др. Высшее сочетание элементов симметрии в ней L66L27PC. а б в Рис. 19. β–кварц (а), апатит (б), нефелин (в) 23 Высшая категория К высшей сингонии относится кубическая, объединяющая наиболее симметричные кристаллы. Элементарная ячейка кристалла кубической сингонии определя- ется тремя векторами равной длины, перпендикулярными друг дру- гу. Соотношение между углами и рёбрами элементарной ячейки кристалла: а = b = с, α = β = γ = 90º. В кубической сингонии возможны 15 простых кристаллографи- ческих форм, из них на кристаллах минералов чаще всего наблю- даются тетраэдр, октаэдр, гексаэдр (куб), ромбододекаэдр, пента- гон-додекаэдр, тетрагон-триоктаэдр (рис. 20). Рис. 20. Простые формы высшей категории сингоний К кубической сингонии относятся кристаллы с наибольшим ко- личеством элементов симметрии. Высшее сочетание элементов в кубической сингонии – 3L44L36L29PC... Они характеризуются нали- чием более чем одной оси симметрии выше второго порядка, обяза- тельно есть 4L3. Единичные направления отсутствуют. Для кри- 24 сталла, имеющего форму куба, характерно присутствие 3L4, прохо- дящих через середины граней куба, 4L3, проходящих через вершины трехгранных углов, 6L2, проходящих через середины ребер. Кроме того, в кубе можно провести девять плоскостей симметрии (9P). В точке пересечения осей симметрии располагается центр симметрии куба (С). Кристаллы, относящиеся к кубической сингонии, характеризу- ются одинаковой развитостью по координатным осям (x, y, z) – они изометричны. Кристаллы кубической формы образуют минералы галит (а), галенит (б); в виде додекаэдров встречается магнетит (в); ромбический додекаэдр характерен для гранатов (г) рис. 21 и т.д. а б в г Рис. 21. Галит (а), галенит (б), магнетит (в), гранат (г) 25 Кубическая сингония характерна для кристаллов пирита (а), зо- лота (б), флюорита (в), хромита (г), алмаза (д) (рис. 22). а б в г д Рис. 22. Пирит (а), золото (б), флюорит (в), хромит (г), алмаз (д) 26 На рис. 23 показано, как быстро определить сингонию кристалла по минимальному числу элементов симметрии. Рис. 23. Определяющие элементы кристаллографических сингоний 27 Задание 2. Изучение основных понятий, определяющих приро- ду кристаллических структур. Для объяснения природы кристаллических структур веществ, в кристаллографии используются понятия координационное число, ионный радиус, атомарный радиус, принцип плотнейшей упаковки атомов и ионов в кристаллах. Координационные числа Координационным числом данного атома в структуре минерала называется число ближайших от него соседних атомов. Так, в гали- те координационное число натрия – 6 (вокруг него расположено по шесть атомов хлора), координационное число хлора также – 6 (каж- дый атом хлора соседствует с шестью атомами натрия). В идеаль- ных плотнейших упаковках координационное число зависит от со- отношения размеров ее атомов: если один вид атомов слагает упа- ковку, то от размера других атомов зависит то, в какую пустоту (тетраэдрическую или октаэдрическую) они могут поместиться. Размеры пустот зависят от размеров атомов ("шаров"), формирую- щих плотнейшую упаковку, а оптимальное соотношение радиусов этих атомов и радиуса атома в пустоте всегда одно и то же. Для ок- таэдрической координации оно равно 0,41, для тетраэдрической – 0,22. Также плотно можно разместить атом между тремя, восемью, двенадцатью соседними. Для таких структур возможны координа- ционные числа 3, 4, 6, 8, 12. Атомные и ионные радиусы Истинные размеры атомов и ионов измерить невозможно. Для минералогии важны радиусы ионов в их реальных кристаллических постройках, но экспериментально (рентгеновскими и другими ме- тодами) определяются только межузельные расстояния простран- ственных решеток. Расстояние между центрами ближайших атомов 28 кремния и кислорода в окиси кремния – кварце равно 0,161 нм. Что же касается радиусов ионов и атомов в кристаллах, то этот вопрос в разное время и разными исследователями решался по-разному, в результате чего сформировались различные системы представле- ний, которые можно разбить на две группы: в первой радиусы ионов главнейших в земной коре химических элементов (Si, Fe, Ca, Mg, Na и др.) меньше радиуса иона кислорода; во второй - эти соот- ношения обратны. Сейчас идет активная переоценка разных пред- ставлений о размерах ионов в кристаллических постройках минера- лов. Например, А. С. Поваренных считает, что в разных по своей природе химических соединениях атомы одного и того же элемента должны иметь различные радиусы. Размер иона Fe3+ в сульфидах составляет 0,111 нм, во фторидах 0,086 нм, в оксидах – 0,094. Эти представления подтверждаются многими работами по электронно- и рентгенографии минералов. Так для Na, к примеру, установлены колебания радиуса от 0,109 до 0,131 нм. Представления о неодина- ковых размерах ионов в разных веществах считаются наиболее про- грессивными, но они еще не нашли должного развития, поэтому пока используются значения радиусов по В. М. Гольдшмидту. Принцип плотнейшей упаковки атомов и ионов Для объяснения природы кристаллических структур веществ, в кристаллографии используется принцип плотнейшей упаковки ато- мов и ионов в кристаллах, согласно которого принимается, что, во- первых, форма всех атомов и ионов сферическая и, во-вторых, весь объем кристалла или отдельных его структурных блоков заполнен плотно соприкасающимися атомами и ионами. На основе этого принципа удалось просто и геометрически образно охарактеризо- вать многие особенности кристаллического строения минералов. Рассмотрим для начала возможные способы плотнейшей укладки шаров равного диаметра. Положим друг на друга два слоя плотно соприкасающихся шаров, обозначив нижний слой буквой А, верх- ний – В. Третий слой можно положить на слой В по-разному. В од- ном случае точно так же, как слой А, в другом – шары третьего слоя займут неповторяемую позицию С, их затем можно перекрыть чет- вертым слоем шаров, который повторит положение слоя А. 29 Упаковка первого типа (рис. 24) характеризуется повторяемо- стью АВ АВ АВ... Её называют двуслойной (а по характеру сим- метрии – гексагональной). Рис. 24. Плотнейшая гексагональная упаковка Для упаковок второго типа (рис. 25) характерна повторяемость АВС АВС АВС... Ее называют трехслойной (кубической). Имеет- ся много других порядков повторяемости слоев в плотнейшей укладке шаров, но все они буду являться комбинациями первых двух упаковок. Рис. 25. Плотнейшая кубическая упаковка 30 Плотно уложенные шары занимают лишь 74% заполняемого ими объема, а 26% приходится на пустоты между шарами. Их два типа. Одни пустоты, меньшие по размеру, располагаются между четырь- мя шарами. Их называют тетраэдрическими. Другие, большие по размеру, пустоты ограничены шестью шарами – октаэдрические. В бесконечной кристаллической постройке на n шаров приходится 2n тетраэдрических и n октаэдрических пустот. Примером построения кристаллической структуры вещества по- чти точно по принципу плотнейшей упаковки может являться ко- рунд Al2O3. В нем крупные ионы кислорода (радиус 0,132 нм по В. Гольдшмидту) образуют двуслойную плотнейшую упаковку, 2/3 октаэдрических пустот занято ионами Al (радиус 0,057 нм, по В. Гольдшмидту), тетраэдрические позиции свободны. Число минералов с идеальной плотнейшей упаковкой атомов от- носительно невелико. Это объясняется в первую очередь тем, что такие кристаллические постройки возможны для минералов с нена- правленными химическими связями – металлической или ионной. Например, самородные металлы (Au, Cu, Ag) имеют структуры с трехслойной (кубической) плотнейшей упаковкой, самородные иридий и цинк – с двухслойной (гексагональной) упаковкой. Из распространенных в природе веществ плотнейшая упаковка харак- терна для корунда Al2O3 и шпинели MgAl2O4 . Довольно близки к плотнейшей упаковке структуры некоторых ортосиликатов – оли- винов, гранатов и др. Большинство же минералов имеет сложные кристаллические постройки, в них лишь строение отдельных блоков отвечает принципу плотнейшей упаковки атомов. Этот принцип – лишь модель, помогающая интерпретировать реальность (рис. 26). Рис. 26. Слой из плотноупакованных октаэдров и тетраэдров в отношении 1:2 31 Изоморфизм. Типы изоморфизма Изоморфизм – свойство атомов (или ионов) одних веществ заме- нять в структуре атомы (или ионы) других. Явления изоморфизма очень широко распространены в минералах. Так, химический состав минерала вольфрамита отображается формулой (Fe, Mn) [WO4]. Он представляет собой изоморфную смесь, где атомы марганца заме- щают в структуре атомы железа, и наоборот. Крайние члены этого ряда носят название ферберита Fe[WO4] и гюбнерита Mn[WO4]. Минерал оливин (Mg, Fe)2[SiO4] также представляет собой изо- морфную смесь, где атомы магния в структуре замещаются атомами железа. Конечные члены этого непрерывного ряда носят названия форстерита и фаялита. Наряду с простыми случаями может проис- ходить сложное изоморфное замещение целых комплексов в кри- сталлических структурах. Классическим примером такого сложного замещения являются минералы из группы полевых шпатов - пла- гиоклазы. Плагиоклазы представляют собой непрерывный ряд ми- нералов, где пара Ca2+ и Al3+ замещаются на пару Na+ и Si4+ (CaAl NaSi). Крайние члены этого ряда называются анортитом Ca[Al2Si2O8] и альбитом Na[AlSi3O8]. В соответствии с изменением состава изменяются и физические свойства плагиоклазов, например оптические свойства, плотность и др. По степени совершенства изоморфных замещений можно выде- лить два случая. В первом случае замещение одного элемента дру- гим может быть в пределах до 100% это совершенный, или полный, изоморфизм. Во втором случае замещение может быть частичным от сотых долей, до нескольких процентов это несовершенный, или ограниченный, изоморфизм. Многие изоморфные примеси не отражаются формулой минера- ла, так как количество их невелико. Так, в цинковых обманках ZnS обычно присутствует в виде изоморфной примеси Fe, а иногда Cd и In. Если происходит изоморфное замещение одних элементов (или комплексов) другими, то в формуле минерала, они берутся в скоб- ки и отделяются друг от друга запятой, причём порядок написания зависит от количества этих элементов (или компонентов). 32 Полиморфизм В переводе с греческого слово "полиморфизм" означает много- формность. Это явление до известной степени противоположно изоморфизму и заключается в том, что одинаковые по химическому составу вещества образуют различные структуры. Полиморфными могут быть элементы и сложные соединения. Происхождение раз- личных полиморфных модификаций (разновидностей) связано с различием в условиях их образования. Каждая из модификаций имеет свою структуру, а отсюда и свои специфические свойства. Хорошим примером полиморфизма углерода являются минералы алмаз и графит. Свойства их совершенно различны: алмаз самый твёрдый из минералов, графит имеет твёрдость 1. Плотность алмаза 3,5, графита 2,2. Алмаз кристаллизуется в кубической сингонии, графит – в гексагональной. Причина столь различных свойств ука- занных минералов объясняется их структурой, т.е. расположением атомов углерода. Связь атомов углерода в графите менее прочная, чем в алмазе, структура графита листовая, в виде плоских гексаго- нальных сеток. Значительные расстояния между этими сетками и определяют его свойства: лёгкую расщепляемость, меньшую плот- ность и др. Различают два вида полиморфизма. Первый вид энантиотропия – характеризуется обратимостью (переходом) полиморфных модифи- каций из одной в другую при определённых температурах и давле- ниях. Примером энантиотропии могут служить переходы кварца в высокотемпературную разновидность SiО2 – тридимит, а также пе- реходы алмаза в графит. Второй вид – монотропия – одна поли- морфная модификация (нестабильная) может переходить в другую (стабильную), но обратный переход невозможен. Примером моно- тропии является переход марказита в пирит. Химический состав и формулы минералов Для выяснения химического состава минерала производят его химический анализ и определяют химическую формулу минерала. 33 Формулы могут быть эмпирическими, показывающими только хи- мический состав, и структурными, дающими представление о про- странственном расположении атомов в минерале и их связь между собой. Для некоторых минералов структурные формулы ещё не установлены. Но благодаря рентгеновским методам исследования во многих случаях удалось определить взаимоотношения атомов в кристаллических структурах минералов. Этими вопросами связи химизма со строением вещества и его свойствами занимается кри- сталлохимия. В минералах важно выявить катионы и анионные комплексы, ха- рактеризующие типы кристаллических структур. При написании формул минералов анионные комплексы отделяют от катионов квадратными скобками, например, сидерит Fe[CO3]. Следует иметь в виду, что эмпирические формулы минералов не отображают осо- бенностей их внутреннего строения и в минералогии они в настоя- щее время заменены структурными формулами. Так, эмпирическая формула минерала мусковита H2KAl3Si3O12, а структурная KAl2[AlSi3O10](OH,F)2. Последняя показывает, что в структуре му- сковита имеется сложный анионный комплекс и что вода в муско- вите находится не в виде H2O, а в виде гидроксила (OH)- , причём этот гидроксил может быть в свою очередь замещён F-. В минералогии нередко различают безводные и водные минера- лы (сульфаты, фосфаты, карбонаты и др.). К водным относятся те минералы, которые имеют в своём составе электрически нейтраль- ные молекулы воды. Вода в составе минералов может быть связан- ной и свободной. Связанная, или кристаллизационная, вода входит в кристаллическую решётку минералов, занимая в ней определён- ные места. Примерами могут быть некоторые карбонаты и сульфа- ты, например гипс. Свободная вода не участвует в строении кри- сталлической решётки минералов, количество её может быть раз- личным в зависимости, например, от температуры. Примерами свободной воды является вода цеолитов. И, конечно, вся гигроско- пическая вода, удерживающаяся в микроскопических трещинах ми- нералов и пород силами поверхностного натяжения, также является свободной. Она удаляется при нагревании до 110°С. Гидроксилсо- держащие минералы в строгом смысле не могут быть названы вод- ными. Между электрически нейтральной молекулой воды H2O и отрицательно заряженным ионом гидроксила (HO)- существует 34 принципиальная разница. Гидроксил (HO)- может замещать в мине- ралах такие ионы как Cl- и Fe-, он прочно удерживается в кристал- лических решётках, а молекулы воды этими свойствами не обладают. Задание 3. Изучение форм природных выделений минералов. Морфология минералов и агрегатов. Двойниковые сростки кристаллов Для некоторых минералов (полевые шпаты, рутил, касситерит, арагонит, киноварь и многие другие) характерно образование не только одиночных кристаллов, но и их двойниковых сростков – двойников. В настоящих, не случайных, сростках, индивиды срас- таются по одинаковым плоским сеткам их пространственных реше- ток. Геометрически индивиды в двойнике можно мысленно совме- стить друг с другом либо отражением в плоскости симметрии либо поворотом вокруг оси L2. Двойники могут состоять из пары кри- сталлов (простые) или из многократно повторяющихся индивидов. Характерной особенностью огранки двойников являются входящие углы между гранями; на одиночных идеально развитых кристаллах таких углов не бывает. Следует различать двойники срастания и двойники прорастания. В первых индивиды разграничены по плос- кости, они как бы соприкасаются друг с другом. Во вторых кри- сталлы как бы обрастают друг друга либо насквозь проникают один в другой, соприкасаясь по сложной извилистой (ступенчатой) по- верхности. Двойники образуются по разным причинам. В растворе, когда кристаллы находятся еще в зародышевом состоянии и под действием тех или иных сил разворачиваются относительно друг друга. При переходе одной полиморфной модификации в другую. При механических воздействиях на растущие кристаллы. Ложные кристаллы – псевдоморфозы Псевдоморфоза – это кристалл или зерно минерала, замещенного без изменения его формы другим минералом или смесью минера- лов, отсюда и название фальшивая (псевдо) форма (морфа). У этих образований сохраняются часто даже мельчайшие детали поверхно- сти первоначальных кристаллов и зерен (рис. 27). 35 Рис. 27. Кварц по прожилкам асбеста: т.наз. "Тигровый глаз" – жёлтый и "Соколиный глаз" – синий По псевдоморфозам можно судить о химических реакциях мине- ралообразования, так как виден одновременно и исходный минерал (зерно) и конечный продукт преобразования. Кристаллы пирита в поверхностных условиях замещаются лимонитом – плотной корич- невой порошковатой массой, смесью различных гидроксидов Fe3+ (рис. 28). Рис. 28. Псевдоморфоза лимонита по конкреции пирита, 4 см, "Белая Пустыня", Египет 36 Еще один способ образования псевдоморфоз – полиморфные превращения веществ при изменении температуры и давления, они называются параморфозы. Например, параморфозы альфа-кварца по бета-кварцу (t превращения 575 0С при 100 кПа). Бывают также пустотелые псевдоморфозы отпечатки в горной массе кристаллов растворившихся минералов, место которых осталось незанятым (рис. 29). Рис. 29. Кварц по Флюориту Частичное псевдоморфное замещение поверхности с последую- щим обрастанием замещённых участков кристаллами кварца. Сам флюорит впоследствии был растворён, оставив после себя цен- тральные полости в форме отрицательного куба. Образец 9 см, Ка- дамджай, Кыргызстан. Минеральные агрегаты В природе относительно редко встречаются отдельные хорошо ограненные кристаллы, чаще минералы образуют различные скоп- ления – агрегаты. В минералогии их принято подразделять по мор- фологии: землистые, зернистые, плотные, агрегаты; друзы, щетки, секреции, конкреции, оолиты, сферолиты, натечные агрегаты, денд- риты, налеты и примазки. 37 Землистые агрегаты – мучнистые агрегаты очень тонких мине- ральных зерен. Этот тип агрегатов представлен в земной коре наиболее широко. Зернистые агрегаты это рыхлые или сплошные массы произвольно сросшихся зерен одного (мономинеральные) или нескольких (полиминеральные) минералов. Каждое зерно – не огранившийся, не оформившийся кристалл, выросший в стеснен- ных условиях. В зависимости от размера зерен они разделяются на крупнозернистые (>5 мм), среднезернистые (1–5 мм), мелкозернис- тые (<1 мм ). Характерный пример – полнокристаллические магма- тические породы (граниты и пр.). Рис. 30. Среднезернистый агрегат амазонитового гранита Среди минералов выделяет три группы, обладающие характер- ным обликом кристаллов: – изометрические, одинаково развитые по всем трем направлени- ям, – магнетит, пирит, гранат; – удлиненные в одном направлении, призматические, столбча- тые, игольчатые и лучистые, – барит, кварц; – вытянутые в двух направлениях, таблитчатые, пластинчатые, листоватые и чешуйчатые, – хлорит и др. В соответствии с обликом кристаллов формируются различные виды минеральных агрегатов: листовые (а), чешуйчатые (б), волок- нистые (в) и (г), радиально-лучистые (д), шестоватые (е) (рис. 31). 38 а б в г д е Рис. 31. Листоватый агрегат – тальк (а), среднечешуйчатый агрегат – парагонит (б), длинноволокнистый агрегат – хризотил асбест (в), радиально-лучистый агрегат – эгирин (г), шестоватый агрегат – кианит (д), волокнитый агрегат – гипс селенит (е) 39 Параллельно-шестоватые (рис. 31, е) и волокнистые агрегаты (рис. 31 в, г) обычно образуются в трещинах. Это – жилки шелкови- стого гипса, серпентин-асбеста, шестоватого кальцита. В одних случаях эти агрегаты кристаллизуются в открытых трещинах: сна- чала на стенках по принципу геометрического отбора нарастают друзы; разрастаясь навстречу друг другу они смыкаются и образуют параллельно-шестоватые или волокнистые агрегаты. В других – та- кие агрегаты формируются в постепенно приоткрывающихся тре- щинах, когда скорость приоткрывания меньше или равна скорости роста индивидов. Сначала трещина заполняется зернистым агрега- том минерала в виде сплошной тонкой жилки. Затем, по мере от- крывания зерна, упираясь друг в друга, могут расти только вслед за раздвигающимися стенками трещины. Они постепенно вытягива- ются нормально стенкам, формируя параллельно-шестоватый или волокнистый агрегат. Натечные агрегаты Натечные формы минеральных образований возникают за счет коллоидных растворов – гелей. Медленно мигрирующие коллоид- ные растворы, попадая в пустоты, обволакивают их стенки, посте- пенно теряют воду и густеют. В результате образуются разные формы агрегатов: – сталактиты – свисающие под действием силы тяжести с верх- них частей пустот; – сталагмиты – образующиеся в нижних частях пустот за счет падающих капель; – почковидные агрегаты – наиболее распространенные среди натечных форм, возникают в поверхностных условиях. Размеры подобных образований различны: от микроскопических до крупных столбообразных натеков в пещерах. В натечных формах могут встречаться самые разные минералы: гидроксиды железа и марганца, опал, малахит, гипс, арагонит, кальцит, и др. Натечные образования в поперечном срезе имеют зонально-концентричес- кое строение. Друзы (щетки) – группы кристаллов, наросших перпендикулярно или почти перпендикулярно к поверхности трещин, стенки жилы или полости в горной породе. Сначала нарастают одиночные кри- 40 сталлы, разрастаясь, они соприкасаются друг с другом, упираются друг в друга и сами себе мешают расти. Продолжают расти только те кристаллы, вектор роста которых ориентирован в сторону сво- бодного пространства, т.е. по нормали к поверхности трещины. Об- разцы друз представлены на рис. 32 а и б. а б Рис. 32. Друза кварца (а), щётка кристаллов аметиста (б) Секреции образуются, когда какая-либо полость в горной породе заполняется минеральным веществом. Часто в центре секреций рас- полагаются друзы. Чаще всего секреции халцедона с друзами квар- ца внутри, приуроченные к миндалинам в базальте. Секреции с внутренними полостями называются жеоды (рис. 33). Рис. 33. Темно-бурый халцедоновый агат с кварцевой друзой в центре 41 Конкреция – шаровидный (иногда как бы сплюснутый, непра- вильно округленный) минеральный агрегат радиально-лучистого строения (рис. 34). В противоположность секрециям (жеодам) они разрастаются вокруг какого-нибудь центра. В центре конкреции нередко находится зерно, которое служило затравкой при её росте. Чаще всего конкреции образуются в пористых осадочных породах – песках и глинах. Размеры этих образований – от миллиметров до десятков сантиметров, а иногда даже до метра и более. Они разно- образны по форме и строению. Конкреции могут быть плотны- ми кристаллическими (радиально-лучистые или зернистые); скры- токристаллическими (кремень); рыхлыми и землистыми (лимонито- вые, вивианитовые). В осадочных горных породах часто встречаются конкреции пи- рита, марказита, кремнезёма (кварцевые, халцедоновые, кремень), карбонатов и фосфоритов. Научный и практический интерес пред- ставляют железомарганцевые конкреции, они образуются в огром- ных количествах на океаническом дне и рассматриваются как пер- спективный сырьевой ресурс будущего. Экзотическая разновидность конкреций карбонато-глинистого состава, встречающаяся только в осадочных породах и характери- зующаяся наличием многочисленных трещин усыхания внутри, но- сит название септария (рис. 35). . Рис. 34. Конкреция Рис. 35. Септария Оолиты – шаровидные или эллипсоидальные образования из карбоната кальция, окислов железа и марганца, кремнезёма и пр., 42 обладающие концентрически-скорлуповатым, иногда радиально- лучистым строением (вокруг центрального ядра). Ядром могут быть обломки раковин, песчинки, камешки и пр. В виде оолитов часто встречаются такие минералы как: кальцит, арагонит, пиролюзит. Оолиты образуются в процессе осадконакопления (во взвешен- ном состоянии, в воде), при диагенезе и во время других стадий преобразования осадков при циркуляции растворов в пустотах. Наиболее часто оолиты формируются в горячих источниках, в при- донных озерных и морских илах. Они часто встречаются в известняках, железных рудах, бокситах (рис. 36), кремнистых породах и др. Размеры оолитов – от милли- метров до нескольких сантиметров. Оолиты крупнее 2–5 мм назы- ваются пизолитами. Рис. 36. Боксит оолитовый Сферолиты и почковидные агрегаты названы так по своей мор- фологии. Сферолиты очень часто имеют почти правильную шаро- видную форму и размер от долей до 1–2 см и более. Они как шари- ки нарастают на другие минералы и на стенки разных пустот в ру- дах и горных породах. Сферолиты образуются либо как результат расщепленного роста кристаллов, либо в них, как в конкреции, есть ядрышко-зерно, на которое нарастает минерал. Вследствие геомет- рического отбора или стесненных условий кристаллы могут разрас- таться, только расходясь лучами от центра сферолита (рис. 37). 43 Рис. 37. Сферолит Почковидные агрегаты состоят из множества соприкасающихся "почек", каждая из которых имеет, подобно сферолиту, радиально- лучистое строение (рис. 38). Особенно типичное строение имеют почковидные агрегаты гётита HFeO2 H2O и малахита Cu2(CO3)(OH)2. Их образование происходило на неровной поверхности за счет группового роста и геометрического отбора сферолитов; оставались и разрастались только те сферолиты, которые находились на вы- пуклостях субстрата. Наиболее часто почковидные агрегаты обра- зуются в различных пустотах в приповерхностных зонах разруше- ния и выветривания руд и горных пород. Рис. 38. Почковидный агрегат гематита радиально-лучистого 44 Дендриты представляют собой фигуры в виде ветвей дерева, об- разующиеся благодаря быстрому росту кристаллов по некоторым направлениям. Встречаются на поверхности пород вдоль тонких трещин. Дендриты особенно характерны для окислов марганца (рис. 39). Рис. 39. Дендриты окислов марганца (вернадит) на сиените Землистые массы представляют собой мягкие мучнистые скры- тозернистые образования. Часто наблюдаются в виде корок и скоп- лений, возникающих чаще всего при химическом выветривании горных пород и руд. В зависимости от цвета землистые массы называют сажистыми (черные массы гидроксидов марганца), охри- стыми (желто-бурые массы гидроксидов железа). 45 Л а б о р а т о р н а я р а б о т а № 1.2 ИЗУЧЕНИЕ ФИЗИЧЕСКИХ И ХИМИЧЕСКИХ СВОЙСТВ МИНЕРАЛОВ Физические свойства минералов (радиоактивность, люминис- ценция, магнитность, твёрдость, оптические свойства и др.) имеют большое практическое значение и очень важны для их диагности- ки. Свойства минералов зависят от их химического состава и типа кристаллической структуры. Для того, чтобы распознать минералы по внешним признакам и определить приблизительно их состав, надо знать физические свойства каждого минерала. Отдельные фи- зические свойства могут быть одинаковыми у различных минералов и, наоборот, какое-либо свойство (цвет или плотность) у одного и того же минерала может меняться в зависимости от состава и коли- чества примесей. Поэтому при определении минерала необходимо установить возможно большее число его свойств. Только в отдель- ных случаях некоторые свойства (магнитность, твердость, оптиче- ские свойства и др.) бывают настолько характерны, что по одному из них можно сразу диагностировать минерал. Главнейшими физи- ческими свойствами минерала являются цвет, цвет черты (цвет его в порошке), прозрачность, блеск, излом, спайность, твердость, плотность и др. Оптические свойства. В естественном свете колебания электрического и магнитного векторов совершаются в каждый момент в различных направлени- ях, всегда перпендикулярных к направлению распространения све- товой волны (т.е. перпендикулярно к световому лучу). Такой свет носит название неполяризованного, или простого. При прохожде- нии через оптически анизотропную среду свет становится поляри- зованным. Колебания поляризованного света проходят лишь в од- ной плоскости, проходящей через направление движения световой волны. Поляризация света происходит при прохождении через все кристаллы, за исключением кристаллов кубической сингонии; по- следние в оптическом отношении изотропны. Естественный свет, поступающий в кристалл, распадается на две световые волны, рас- пространяющиеся с различными скоростями. Обе волны становятся поляризованными, причём плоскости их колебаний взаимно пер- 46 пендикулярны. Это явление называется двупреломлением или двойным светопреломлением. Двупреломление было открыто Бар- толином в 1669 г. и в дальнейшем было изучено Х. Гюйгенсом. В кристаллах тригональной, тетрагональной и гексагональной синго- ний имеется только одно направление, по которому не происходит двойного светопреломления. Это направление называется оптиче- ской осью, оно совпадает с осью симметрии высшего порядка. По- этому кристаллы средних сингоний называются оптически одноос- ными. В кристаллах триклинной, моноклинной и ромбической син- гоний имеются два направления, по которым не происходит двойного светопреломления; они в оптическом отношении двуосны. В кристаллах средних сингоний скорость распространения свето- вых волн различна. Световая волна, распространяющаяся с одина- ковой скоростью во всех направлениях, называется обыкновенной, а распространяющаяся в различных направлениях с различной ско- ростью необыкновенной. Поверхностью первой световой волны является шар, а второй эллипсоид вращения. Для некоторых минералов способность к двойному лучепрелом- лению является важным диагностическим свойством. Двойное лу- чепреломление особенно хорошо выражено у прозрачных разностей кальцита, называемых исландским шпатом. Если через исландский шпат рассматривать предмет, то возникает его двойное изобра- жение. Цвет минералов является важным диагностическим признаком. Минералы могут иметь самые различные цвета и оттенки. Цвет ми- нералов зависит от их внутренней структуры, от механических примесей и главным образом от присутствия элементов- хромофоров, т.е. носителей окраски. Известны многие элементы- хромофоры, к ним относятся Cr, V, Ti, Mn, Fe, Ni, Co, Cu, U, Mo и некоторые другие. Эти элементы могут быть в минерале главными, или могут быть в виде примесей. Встречаются также бесцветные и прозрачные минералы. Практически цвет определяют на глаз, срав- нением с хорошо знакомыми предметами (молочно-белый, соло- менно-желтый, кирпично-красный). Для обозначения цвета минера- лов, имеющих металлический блеск, к названию цвета добавляют название распространенного металла (свинцово-серый, оловянно- белый, латунно-желтый, медно-красный, железо-черный и т.д). Не- которые минералы меняют цвет в зависимости от освещения. 47 Например, минерал лабрадор при некоторых углах поворота приоб- ретает красивую радужную, синюю, серую или зеленую окраски. Это свойство минералов называется иризацией. У лабрадора она возникает за счет интерференции света, отражающегося от обеих плоскостей микроскопических трещин спайности, наполненных тончайший пленочками минерала ильменита (FеTiO3). Иногда кро- ме основной окраски минерала тонкая поверхностная пленка имеет дополнительную. Это явление называется побежалостью и объясня- ется интерференцией света в слоях, образующихся на поверхности минералов. Обычно побежалость бывает радужной, как на халько- пирите, когда поверхность минерала переливается синим, красным и фиолетовым цветом. Цвет черты (цвет минерала в порошке). Многие минералы в рас- тертом состоянии имеют другой цвет, чем в образце. Порошок можно получить, проводя куском минерала по белой шероховатой фарфоровой пластинке при условии, что твердость его меньше твердости фарфора (если твердость минерала выше твердости фар- фора, то на пластинке остается царапина). Цвет черты – важный диагностический признак. Так красный, бурый и магнитный желез- няк (гематит, лимонит и магнетит) в кусках часто имеет одинако- вый цвет, и их можно различить только по разному цвету черты - соответственно красному, желтому или черному. Блеск минералов является важнейшим диагностическим призна- ком. Он зависит от показателя преломления минерала и его способ- ности отражать от своей поверхности свет. Па блеску все минералы можно разделить на три группы: с металлическим, полуметалличе- ским и неметаллическим блеском. Металлический блеск – сильный блеск, свойственный металлам. Им обладают непрозрачные минералы, дающие в большинстве слу- чаев черную черту на фарфоровой пластинке. Такой блеск наблю- дается у самородных металлов (золото, серебро, платина), многих сульфидов и оксидов железа. Полуметаллический блеск – характерен для минералов, поверх- ность которых имеет вид потускневшего металла. К таким минера- лам относятся графит, гематит, черная цинковал обманка. К третьей, наиболее обширной группе, принадлежат минералы с неметаллическим блеском. Неметаллический блеск характерен для минералов, дающих цветную или белую черту. Исключением явля- 48 ются только самородные элементы. В этой группе различают сле- дующие виды блеска: стеклянный, широко распространенный среди прозрачных минералов (кварц, на гранях кристаллов» кальцит, гипс); жирный, типичный для тех минералов, поверхность которых кажется как бы смазанной маслом (кварц на изломе, нефелин); пер- ламутровый характерен для прозрачных минералов, которые бле- стят как поверхность перламутровой раковины (он обусловлен от- ражением света от тонких пластинок или плоскостей спайности ми- нералов, например, слюды, талька); шелковистый, который наблю- дается при тонковолокнистом строении минерала и напоминает блеск шелковистых нитей (асбест, волокнистые разности гипса). Некоторые минералы обладают особенно сильным блеском, названным алмазным (алмаз, некоторые разновидности цинковой обманкой). Матовый блеск (минералы не блестят) имеют минералы с пористой, неровной землистой поверхностью (каолинит). Прозрачность – способность минералов пропускать свет. По сте- пени прозрачности минералы делятся на: прозрачные (горный хрусталь, каменная соль, топаз); полупрозрачные (халцедон, опал), через которые видны лишь очертания предметов; просвечивающие, пропускающие свет только в очень тонких пластинках (полевые шпаты), непрозрачные, через которые свет совсем не проходит (пирит, магнетит). Механические свойства минералов. Механические свойства минералов обнаруживают при механи- ческом действии на них: при сжатии, растяжении и ударе. Так же, как и оптические свойства, они различны в разных направлениях и связаны с анизотропией кристаллов. К числу важнейших механиче- ских свойств относят излом, спайность и твёрдость. Излом, т.е. вид поверхности, образующейся при раскалывании минерала, также является важным диагностическим признаком ряда минералов. Излом может быть следующих видов: раковистым, имеющим вид вогнутой и концентрически- волокнистой поверхности, напоминающей поверхность раковины (горный хрусталь); 49 занозистым с поверхностью, покрытой ориентированными в од- ной направлении занозами (гипс, роговая обманка), неровным (нефелин); землистым с матовой шероховатой поверхностью (каолинит, лимонит); зернистым, встречающимся часто у минеральных агрегатов. Спайность – это способность минералов раскалываться или рас- щепляться по блестящим параллельным плоскостям, по определен- ным кристаллографическим направлениям по которым в кристал- лической решетке проявляется наименьшая сила сцепления частиц. Спайность может проявляться в одном, двух, трёх, четырёх и шести кристаллографических направлениях. Для оценки спайности суще- ствует следующая шкала: весьма совершенная спайность, когда минерал очень легко, (например, ногтем) расщепляется на отдельные тончайшие листоч- ки или пластинки, образуя зеркально-блестящие плоскости спайно- сти (слюды, гипс, хлорит); совершенная спайность отличается тем, что минерал раскалыва- ется при слабом ударе молотком на гладкие параллельные пластин- ки, кубы или другие формы (галит, галенит, кальцит); средняя (явственная) спайность характерна для минералов, при раскалывании которых возникает как плоскость спайности, так и поверхности с неровными изломами (полевые шпаты, роговая об- манка); несовершенная спайность обнаруживается с трудом. В этом слу- чае при раскалывании минерала преобладают поверхности с непра- вильным изломом (апатит, оливин, берилл); спайность весьма несовершенная – практически нет спайности, кристаллы имеют неровные поверхности излома при расколе (мо- лочно-белый кварц, золото). В различных направлениях спайность кристалла может быть одинаковой или разной по степени совершенства. Необходимо уметь отличать плоскости спайности от граней кристалла: плоско- сти спайности имеют более сильный блеск и свежий вид; кроме то- го они образуют ряд параллельных друг другу поверхностей. Ха- рактерным признаком для некоторых минералов является штрихов- ка на гранях кристаллов (корунд, кварц, пирит и др.), тогда как поверхности спайности всегда гладкие, глянцевые. 50 Твёрдость. Под твёрдостью кристалла понимается его сопротив- ление механическому воздействию более прочного тела (проникно- вению острия, царапанию и т.д.). Существует несколько методов определения твёрдости. В минералогической практике принята шкала Мооса. Твердость минерала определяется сопоставлением твердости исследуемого минерала с минералом-эталоном из шкалы твердости Мооса. В этой шкале порядковый номер минерала соот- ветствует численному значению его твердости. Минералы распола- гаются в порядке возрастания твердости, так что предыдущий ми- нерал царапается последующим. Шкала Мооса: 1 – тальк 2 – гипс 3 – кальцит 4 – флюорит 5 – апатит 6 – ортоклаз 7 – кварц 8 – топаз 9 – корунд 10 – алмаз Для определения твердости острым уголком минерала-эталона наносят царапину на ровной поверхности минерала, после чего уда- ляют пыль и проверяют результат (не путать царапину с чертой, ко- торая может образоваться при крошении мягкого минерала на по- верхности более твердого). Например, необходимо установить твердость альбита. Из эталонной коллекции его не царапает ни один минерал до апатита включительно. Ортоклаз оставляет на нем сла- бый след, но и сам истирается при этом. Следовательно, у этих двух минералов равная твердость. Следующий по шкале твердости кварц при нажиме царапает альбит, следовательно, твердость альбита выше 5 и ниже 7, т.е. 6. Необходимо отметить относительность шкалы: если тальк имеет твёрдость 1, а гипс твёрдость 2, то это не означает, что гипс в 2 раза твёрже талька. Тоже самое можно ска- зать и относительно других минералов-эталонов. Твёрдость их условна, и при определении другими методами получены другие значения. Интервалы твердости между минералами-эталонами различные. Алмаз тверже талька не в 10, а более чем в 1000 раз в абсолютных единицах твердости. Самый большой интервал по твердости между 51 корундом и алмазом. Так же, как и спайность, твёрдость кристаллов обнаруживает анизотропию. Кристаллы алмаза имеют наибольшую спайность на гранях октаэдра, меньшую на гранях ромбододекаэд- ра, ещё меньшую на гранях куба. Если необходимо определить твердость для кристаллов с не- большой поверхностью, этим кристаллом (или его зернистым агре- гатом) наносят царапину на минерал-эталон. Надо помнить, что зернистые агрегаты могут содержать примеси других, более твер- дых минералов, создавая неверное представление о твердости. Для определения твердости минералов можно использовать та- кие распространенные предметы, как иголка или нож (твердость 5–6), стекло (твердость 5), бронзовая монета (3,5–4), ноготь (2,5). Плотность. Плотность для различных минералов колеблется от 0,6 до 27 г/см3. Подавляющая масса минералов имеет плотность от 2,5 г/см3 до 3,5 г/см3, что обуславливает плотность земной коры, равную примерно 2,7–2,8 г/см3. Точное определение плотности воз- можно лишь в лабораторных условиях путем взвешивания на гид- ростатических весах и посредством других специальных измерений. На практике для быстрого приблизительного определения плотно- сти пользуются взвешиванием минерала на руке с оценкой "тяже- лый", "средний", "легкий". Легкие – с плотностью до 3 г/см3 (нефти, смолы, угли, гипс, ка- менная соль); средние – с плотностью до 4 г/см3 (кальцит, кварц, полевые шпа- ты, слюды); тяжелые – с плотностью более 4 г/см3 (рудные минералы). Чаще всего встречаются минералы с плотностью от 2 г/см3 до 5 г/см3. Как правило, минералы, содержащие тяжёлые металлы, име- ют большую плотность. Наибольшую плотность имеют самородные элементы – золото, серебро, минералы группы платины. В кристал- лах одного и того же состава плотность определяется характером упаковки атомов в единичной структурной ячейке. Для минералов, представляющих изоморфные ряды, увеличение (или уменьшение) плотности пропорционально изменению химического состава. Магнитность. Это свойство минералов обнаруживается по от- клонению магнитной стрелки компаса при приближении к ней об- разца (магнетит, платина, пирротин). Наиболее сильными магнит- 52 ными свойствами обладает магнетит. Минералы, обладающие силь- ным полярным магнетизмом, называются ферримагнитными. Реакция с раствором соляной кислоты (10%-ный раствор НСl). Реакция определяется выделением углекислого газа от капли рас- твора на поверхности образца минерала. Реакция характерна для минералов класса карбонатов. При комнатной температуре с НСl бурно реагирует кальцит, арагонит и малахит. Другие минералы класса карбонатов в реакцию вступают только в виде порошка (до- ломит), а также с нагретым раствором или раствором большей кон- центрации (магнезит). Многие сульфиды вскипают при воздействии НСl с выделением сероводорода, легко отличимого по запаху. Органолептические свойства. На вкус определяются некоторые растворимые в воде соли. Этим методом легко отличить галит (ка- менная соль) от сильвина (калийная соль): последний имеет горько- соленый вкус и слегка щиплет язык. Фосфорит при трении издает резкий чесночный запах. 53 Л а б о р а т ор н а я р а б о т а № 1.3 ОПИСАНИЕ И ОПРЕДЕЛЕНИЕ МИНЕРАЛОВ Задание 1. Изучение классификации минералов. По распространённости минералы подразделяются на: – породообразующие – составляющие основу большинства гор- ных пород; – акцессорные – часто присутствующие в горных породах, но редко слагающие больше 5 % породы (случаи нахождения которых единичны или немногочисленны); – рудные – широко представленные в рудных месторождениях. Существует много вариантов классификаций минералов. Наибо- лее широко используется классификация по химическому составу и кристаллической структуре. Вещества одного химического типа часто имеют близкую структуру, поэтому минералы, сначала делят- ся на классы по химическому составу, а затем на подклассы по структурным признакам. Общепринятая в настоящее время кри- сталлохимическая классификация минералов выглядит следующим образом: Раздел I. Самородные элементы и интерметаллические соединения Раздел II. Сульфиды, сульфосоли и им подобные соединения  1 класс Сульфиды и им подобные соединения  2 класс Сульфосоли Раздел III. Галоидные соединения (Галогениды)  1 класс Фториды  2 класс Хлориды, бромиды, иодиды Раздел IV. Окислы (оксиды)  1 класс Простые и сложные окислы  2 класс Гидроокислы или окислы, содержащие гидроксил Раздел V. Кислородные соли (оксисоли)  1 класс Нитраты  2 класс Карбонаты  3 класс Сульфаты  4 класс Хроматы  5 класс Вольфраматы и молибдаты 54  6 класс Фосфаты, арсенаты и ванадаты  7 класс Бораты  8 класс Силикаты А. Островные силикаты Б. Кольцевые силикаты В. Цепочечные силикаты Г. Ленточные силикаты Д. Слоистые силикаты (листовые) Е. Каркасные силикаты На сегодняшний день известно около 4 тысяч видов минералов. Из общего числа минеральных видов около 34% приходится на си- ликаты, около 25% – на оксиды и гидроксиды, около 20% – на сульфиды; на долю всех остальных минералов приходится около 21%. Ежегодно открывают несколько десятков новых минеральных видов и несколько «закрывают» – доказывают, что такой минерал не существует. Четыре тысячи минералов – это незначительное количество по сравнению с числом известных неорганических соединений (более миллиона). Небольшое количество видов минералов объясняется следующими причинами: – распространенностью химических элементов. Наиболее широ- ко на Земле представлены кислород и кремний. Соответственно, подавляющее большинство минералов является силикатами. С дру- гой стороны, некоторые элементы так рассеяны, что никогда не об- разуют собственных минералов и лишь входят в структуру некото- рых минералов в виде примесей; – неустойчивостью многих химических соединений в земных условиях. Широко распространенных в природе видов минералов насчиты- вается около 450 видов, остальные встречаются редко. Характеристика минералов по классам Самородные элементы. К этому классу относятся минералы, состоящие их одного хими- ческого элемента и называемых по этому элементу. Например: са- 55 мородное золото сера и т.д. Все они подразделяются на две группы: металлы и неметаллы. В первую группу входят самородные платина, золото, серебро, медь и некоторые др. Железо в самородном виде встречается крайне редко из-за его склонности формировать химические соеди- нения. Крайне редки в природе самородки редких металлов: палла- дия (Pd), осмия (Os), иридия (Ir). Во второй группе – сера, алмаз, графит и др. Минералы класса не пользуются широким распространением (кроме графита и серы), но важны в практическом отношении. К собственно породообразующим минералам относится лишь графит. Происхождение почти всех самородных элементов эндо- генное, чаще всего гидротермальное. Иногда самородные элементы образуются в интрузивных породах и кварцевых жилах, Образова- ние самородной серы связано с вулканизмом. Экзогенное проис- хождение минералов связано с разрушением пород и высвобожде- нием самородных элементов (в силу их устойчивости к физическо- му и химическому воздействию они концентрируются в благоприятных для этого местах). Таким образом, могут формиро- ваться россыпи золота, платины и алмазов. Отдельно рассматривается самородный углерод С, который со- здает две полиморфные модификации: алмаз и графит. Образова- ние алмазов связано с магматическими процессами. Чаще всего ал- мазы встречаются в кимберлитах – породах интрузивных тел по- добных неккам. Графит образуется в богатых органическим веществом осадочных породах в процессе метаморфизма. Существует ряд более редких модификаций самородного угле- рода: лонсдейлит, чаоит и фуллерен (С60). Первые два сходны с ал- мазом, отличаясь формой кристаллов и несколько меньшей плотно- стью. Фуллерен представляет собой кристалл шарообразной формы. Сульфиды. Сульфиды или сернистые соединения являются солями серово- дородной кислоты. Они составляют менее 2 % массы земной коры чаще всего в виде руд. Сульфиды не являются породообразующими минералами, но представляют большой интерес как руды цветных и черных металлов. Минералы класса сульфидов кристаллизуются в различных сингониях – кубической, гексагональной, ромбической и т.д. По сравнению с самородными минералами, у них более широ- 56 кий состав элементов-катионов. Отсюда большее разнообразие ми- неральных видов. Общими свойствами для сульфидов являются ме- таллический блеск, серые и темные цвета, средняя плотность. Из сернистых минералов в земной коре наиболее широко рас- пространен пирит FeS2 (серный или железный колчедан). Пирит и марказит FeS2 (гребенчатый колчедан) являются примером явления полиморфизма, т.е. при одинаковом химическом составе имеют разную кристаллическую решетку и соответственно различаются по физическим свойствам. К сульфидам железа относится также пир- ротин FeS (магнитный колчедан). Из других минералов класса сульфидов часто встречаются халькопирит СuFеS2, галенит РbS (свинцовый блеск) – важнейшая свинцовая руда, сфалерит ZnS (цинковая обманка) – цинковая руда, киноварь HgS (ярко-красный минеральный пигмент, источник для получения ртути). Происхождение большинства сульфидов эндогенное, чаще всего гидротермальное (кроме пирита, который часто формируется на поверхности Земли и является типичным минералом некоторых осадочных пород и почв). Сульфиды являются основным источни- ком руд цветных металлов, а за счет примесей редких и благород- ных металлов ценность их использования повышается. Железо и другие черные металлы (хром, марганец) из сульфидных руд не из- влекаются из-за избытка серы. В поверхностных условиях сульфи- ды неустойчивы и разрушаются, переходя в различные вторичные минералы: карбонаты, сульфаты, окислы и силикаты. Оксиды и гидроксиды. Оксиды и гидроксиды представляют один из наиболее распро- страненных классов с более чем 150 минеральными видами. Наибо- лее широко представлены оксиды Si, Fe, Al, Ti, Sn. Некоторые из них образуют и гидрооксидную форму. Часто оксиды и гидроксиды подразделяются на 2 подкласса: оксиды и гидроксиды кремния, оксиды и гидроксиды металлов. В отношении первого подкласса существует неоднозначная ин- терпретация. Некоторые исследователи рассматривают оксиды кремния как частный случай каркасных силикатов. Важнейшим ок- сидом кремния (SiO2) является кварц, который составляет 12 % мас- сы земной коры. Кварц является обычной составляющей большин- 57 ства горных пород разного генезиса. Различают следующие важ- нейшие разновидности кварца: горный хрусталь – прозрачный, без примесей, встречающийся в виде кристаллов; морион – коричнево-черный прозрачный и полупрозрачный; аметист – фиолетовый; цитрин – желтый. Выделяются также скрыто-кристаллические разновидности кварца: халцедон, кремень, агат (полосатый халцедон), яшма, тиг- ровый глаз и др. Кроме кварца формулу SiO2 имеют менее распространенные ми- нералы кристобалит, тридимит, стишовит (пример явления поли- морфизма). Кристобалит, тридимит формируются при высоких тем- пературах и образуются при извержениях вулканов. Стишовит формируется при очень высоких давлениях и на поверхности Земли встречается только в кратерах, образовавшихся при падении круп- ных метеоритов. Считается, что в земной мантии SiO2 присутствует в виде стишовита. Гидроксид кремния известен только один. Это опал – минерал, представляющий собой коллоидальный кремнезем SiO2. Он образу- ется при выпадении кремния в осадок из различных растворов. Формула опала SiO2.nН2О, поскольку в нем содержится переменное количество воды. Некоторые разновидности опала используются в качестве поделочных и полудрагоценных камней. Оксиды и гид- роксиды кремния характеризуется низкой плотностью, высокой твердостью 6–9, прозрачностью, широкой гаммой цветов, отсут- ствием спайности. Опал часто образуется в почвах в результате вы- ветривания силикатов, формируя характерные натеки. Из оксидов и гидроксидов металлов более всего распространены соединения железа и алюминия. Магнитный железняк – магнетит Fe3O4 или Fe2O2*Fe2O3 – оксид, наиболее богатый железом. Гематит Fe2O3 – в виде кристаллов, называемый железным блес- ком, а в скрытокристаллической форме – красным железняком. Бурый железняк или лимонит 2Fe2O2.3H2O – смесь минералов гё- тита FeOOH и гидрогётита FeOOH.nH2O. Ильменит (Fe,Ti)2O3. 58 Они являются главными минералами железных руд. Наиболее богата железом магнетитовая руда, несколько менее – гематитовая и самые бедные лимонитовые или болотные руды. Широко распространенным оксидом алюминия является боксит, который представлен смесью ряда минералов. К оксидам алюминия относятся несколько разновидностей бо- лее редких минералов, например корунд Al2O3. Красная разновид- ность корунда называется рубином, синяя – сапфиром. Прозрачные, кристаллические разновидности корунда (сапфир и рубин) и кварца (аметист, горный хрусталь и др.) используются как драгоценные и полудрагоценные камни. Гидроксид алюминия – гиббсит Al2(OH)3 входит в состав алю- миниевых руд – бокситов и иногда содержится в глинах. Образова- ние минералов этого класса происходит при эндогенных и экзоген- ных процессах. Галоиды. Соли галогеноводородных кислот образуют около 100 минера- лов. Среди галоидных соединений наиболее широко распростране- ны фториды и хлориды – соединения катионов металлов с однова- лентным фтором и хлором. Их роль как породообразующих мине- ралов невелика, но они важны в практическом отношении. Фториды – минералы светлые, средней плотности и твердости. Представитель – флюорит CaF2 (плавиковый шпат) и криолит Na3AlF6 – минерал назван криолит по сходству (блеску и показа- телю преломления) со льдом. В народном хозяйстве флюорит и криолит используются в ме- таллургии при плавке металлов, в стекольной и химической про- мышленности для получения плавиковой кислоты. Прозрачные раз- ности флюорита используются в оптике. Хлоридами являются минералы галит NaCl, сильвин KCl, силь- винит NaCl.KCl, карналлит KCl.МaCl2.6Н2О. Хлориды обладают особыми свойствами: соленым и горько-соленым вкусом. Из галоидов наибольшее распространение имеет галит, который используется в виде поваренной соли в пищу. Помимо этого галит является основным источником натрия и хлора для химической промышленности. Сильвин и карналлит используются в качестве удобрений. Галит и сильвин находят применение в медицине и фо- тоделе. 59 Галит и сильвин служат примером изоморфного замещения. В галите часть ионов натрия всегда замещена калием, также как в сильвине всегда присутствует натрий. Если натрий и калий присут- ствуют в примерно равных количествах, то минерал называется сильвинитом. Непрерывный ряд минералов с разной степенью за- мещения определенного элемента другим элементом (наблюдаемый в ряду галит-сильвинит-сильвин) называется изоморфным рядом. Форма записи формул минералов изоморфных рядов может быть различной. Например, сильвинит может быть записан тремя спосо- бами: NaCl.KCl, (Na,K)Cl и NaKCl2. Для галоидов общими являются низкая твердость, кристаллиза- ция в кубической сингонии, совершенная спайность, широкая цве- товая гамма, прозрачность. По генезису фториды и хлориды отличаются. Флюорит – про- дукт эндогенных процессов (гидротермальный). Галит (каменная соль), сильвин и карналлит образуются в экзогенных условиях за счет осаждения при испарении в озёрах и морях. Нитраты. Нитраты природные – класс минералов, солей азотной кислоты. Из-за высокой растворимости в воде большинство нитратов при- родных являются сравнительно редкими минералами. Они пред- ставляют собой главным образом нитраты Na2+, К+, реже NH4+, Mg2+, Ca2+, Ba2+, Cu2+. Всего в классе нитратов природных выделяют 9 минералов, из которых промышленные скопления образуют толь- ко натровая (чилийская) селитра (нитронатрит) NaNO3 и калийная (индийская) селитра (нитрокалит) KNO3. Их месторождения нахо- дятся в крайне сухих жарких областях (в пустынях). Нитраты природные образуются в природе в основном двумя пу- тями: биогенным путём (в результате деятельности нитробактерий в почве) и путем окисления азота атмосферы при грозовых разрядах или под действием солнечной радиации. Нитраты используются в качестве азотных удобрений, а так же для получения азотной кислоты и взрывчатых веществ. Поскольку промышленные запасы этих минералов ограничены, в настоящее время нитраты получают преимущественно методом химического синтеза из азота воздуха. 60 Карбонаты. Карбонаты – соли угольной кислоты. Их общая формула АСО3, где А – ионы Са, Мg, Fe и др. Минералы этого класса очень широко распространены в верхних частях земной коры. Это породообразу- ющие минералы осадочных пород (известняки, доломиты, мел и др.) и метаморфических – мрамор, скарны. Карбонаты кристаллизуются в ромбической и тригональной син- гониях (спайность по ромбу). Для них характерна низкая твердость 3–4, преимущественно светлая окраска. Наиболее часто встречаю- щиеся минералы: кальцит СаСО3 , магнезит MgСО3 , доломит СаМg (СО3)2 , сидерит FeСО3 и малахит Cu2C03(ОH)2. Самым распространённым карбонатом является кальцит. Непро- зрачный кальцит называют известковым шпатом. Прозрачная раз- новидность кальцита – исландский шпат встречается реже и приме- няется в оптике. Магнезит МgСО3 и доломит СаМg(СО3)2 используются в хими- ческой промышленности и для производства цемента. Сидерит (железный шпат) FеСО3 – руда для получения каче- ственной стали. Сидерит – типичный минерал болотных руд. Ма- лахит Cu2CО3(ОH)2 относится к гидрокарбонатам. Малахит – красивый поделочный камень. Как и близкий к нему по составу и свойствам минерал азурит Cu3CО3(ОH)2, он образуется на поверхности Земли в результате окисления сульфидов меди в виде натечных почковидных агрегатов зеленого цвета. Его земли- стые разновидности (медная зелень) встречаются в песчаниках Ура- ла, Украины и других районов. Все карбонаты вступают со слабой (5–10 %–ной HCl) соляной кислотой в реакцию, сопровождающуюся выделением углекислого газа. Степень интенсивности реакций у разных минералов позволя- ет отличать сходные по внешнему виду карбонаты. Генезис карбо- натов разнообразен – осадочный (химический и биогенный), гидро- термальный, метаморфический. Сульфаты. Сульфаты – соли серной кислоты, т.е. имеют в составе радикал SO4. Они кристаллизуются в моноклинной и ромбической сингони- ях. Из минералов этого класса широко распространен гипс СаSО4.2Н2O. Он является компонентом многих осадочных пород. Добывается в больших количествах. Используется для изготовления 61 штукатурки, цемента, как наполнитель при изготовлении бумаги и красок, а также в качестве удобрения. Реже встречается ангидрит СаSO4 – безводный сульфат кальция. Искусственно обожженный гипс, а также тонкозернистые сплош- ные массы обыкновенного гипса называют алебастром. Иногда встречается длинностолбчатая волокнистая разновид- ность светлого голубоватого гипса, называемая селенитом. Мирабилит (глауберова соль) NaSO4.ОН2O формируется исклю- чительно путём выпадения в осадок из холодных растворов на по- верхности Земли. Месторождения обнаруживаются по берегам со- лёных озёр; используется главным образом для производства соды. Барит BaSO4 – главный минерал бария. Барит часто образует удлиненные и уплощенные призматические кристаллы и друзы, встречаются также характерные кристаллические сростки, барито- вые розы – радиальные агрегаты, состоящие из таблитчатых кри- сталлов. Встречается в виде жил в известняках и сланцах. Барит ис- пользуется во многих областях человеческой деятельности в силу своей химической инертности: при изготовлении красок, бумаги, эмалей, а также как утяжелитель шоколада. Для сульфатов, как и карбонатов, характерны низкая твердость, светлая окраска, небольшая плотность (исключение барит), стек- лянный блеск, совершенная спайность. Сульфаты образуются в экзогенных условиях, часто совместно с галоидами. Некоторые сульфаты (барит) имеют гидротермальный генезис. Хроматы. Элемент хром был впервые установлен в минерале крокоите (рис. 40). Крокоит – хромат свинца (РbСгО4). Он содержит 69,1 % РbО; 30,9 % Сг203. Название от греч. ироиос – шафран, по характерному оранжево-красному (шафранному) цвету. Старое название – красная свинцовая руда. Хорошо ограненные кристаллы и друзы часто встречаются по трещинам. Кристаллы призматиче- ские, удлиненные (имеют форму острого ромбоэдра), со штрихов- кой на гранях. Цвет очень яркий оранжево-красный, оранжевый до багряного. Встречается редко. Происхождение гипергенное – в зоне окисления месторождений полиметаллов и золота. Практического значения не имеет. Встречается в виде красивых кристаллов и друз, которые ценятся коллекционерами. 62 Рис. 40. Крокоит Хром – довольно распространенный элемент на Земле. Его кларк (среднее содержание в земной коре) составляет 8,3·10–3 %. Хром никогда не встречается в свободном состоянии. В хромовых рудах практическое значение имеет только хромит FeCr2O4, относящийся к шпинелям – изоморфным минералам кубической системы с общей формулой МО·Ме2О3, где М – ион двухвалентного металла, а Ме – ион трехвалентного металла. Шпинели могут образовывать друг с другом твердые растворы. Хромиты окрашены в темный или почти черный цвет, имеют металлический блеск и обычно залегают в виде сплошных массивов. Месторождения хромита имеют магматиче- ское происхождение. Вольфраматы и молибдаты. Среди вольфраматов (солей вольфрамовой кислоты H2WО4) и молибдатов (солей молибденовой кислоты Н2МоО4) имеются мине- ралы-аналоги (например, шеелит CaWО4 и повеллит СаМоО4), по- этому удобно рассматривать оба подкласса совместно, тем более что они не богаты видами. Вольфраматы железа, марганца и каль- ция преимущественно образуются в гидротермальных условиях, тогда как молибдаты – в зонах окисления гидротермальных место- рождений, содержащих в первичных рудах молибденит. Фосфаты, арсенаты и ванадаты. Этот класс минералов объединяет соли фосфорной, мышьяковой и, в меньшей степени, ванадиевой кислот и насчитывает свыше 300 минералов. 63 Наиболее многочисленны среди них фосфаты. В природе из- вестно свыше 230 фосфатов, среди которых выделяют: простые (с одним) и сложные (с двумя и более видообразующи- ми катионами); кислые (типа CaHPO4 – монетит), средние и основные (с OH- группой), а также с другими дополнительными анионами – (F-, Cl, O2-, [AsO4]3-, [SiO4]3- и др.). Из-за относительной сложности состава фосфатам более свой- ственны кристаллы низкой симметрии. Пространственное располо- жение катионов и дополнительных анионов, а также молекул воды определяет координационные, цепочечные, слоистые и каркасные мотивы в кристаллической структуре фосфатов. Фосфаты иногда бесцветны, чаще интенсивно окрашены, например, для фосфатов алюминия и железа особенно характерен синий цвет различных оттенков. Многим фосфатам свойственна люминесценция. Главные представители класса фосфатов: апатит Ca5(PО4)3(ОH,Cl,F); вивианит Fe3(PО4)2.8H2О; бирюза СиА16(РО4)4(ОН)8.5Н2О. Апатит – наиболее распространенный минерал этого класса. Апатит может иметь как эндогенное, так и экзогенное происхо- ждение. Перечисление в формуле апатита гидроксильной группы, хлора и фтора означает, что в этом минерале возможно изоморфное замещение указанных анионов. Причём самым распространённым является фторапатит, т.е. апатит, в котором фтор преобладает над хлором и гидроксилом. Вивианит, бесцветный в восстановительных условиях и ярко- синий после окисления минерал, имеет исключительно экзогенное происхождение. Встречается на болотах, поскольку образуется при недостатке кислорода и избытке органического вещества. Бирюза, красивый голубой или зеленый поделочный камень, также имеет только экзогенное происхождение В природе фосфаты иногда встречаются в виде фосфоритов. Фосфориты – осадочные морские образования, близкие по составу к апатиту, содержащие примеси кварца, карбонатов, глауконита и глинистых частиц. Они обычно образуют радиально-лучистые и скрытокристаллические конкреции. 64 Почти для всех минералов рассматриваемого класса характерны землистые, колломорфные агрегаты, налеты, корки, плотные скры- токристаллические скопления. Многие минералы этого класса выделяются яркой окраской, свя- занной с содержанием ионов-хромофоров. Уран содержащие имеют канареечно-желтый или изумрудно-зеленый цвет. Минералы, со- держащие Cu, зеленые разных оттенков до зеленовато-голубого; Со – розовые до малиново-красного; Fе – бурые, желтые, синие; Mn – розовые. Большинство фосфатов и их аналогов имеют низкую и среднюю твердость. Редко она доходит до 5. Подавляющая часть минералов этого класса, включая все арсе- наты и ванадаты, а также все водные соединения, являются минера- лами поверхностных процессов. Наиболее часто это зона окисления сульфидных месторождений, находящихся в странах с жарким, тро- пическим климатом. Значительные количества они образуют также в процессах осадконакопления (фосфориты, апатит, вивианит). Меньшее число минералов возникает в результате магматического или пегматитового процессов (апатит, монацит). Апатит является минералом, возникающим практически во всех процессах минерало- образования. Яркая окраска некоторых уранил-фосфатов (урановые слюдки) используется в качестве поискового признака руд урана. При значительных концентрациях фосфаты используются как руды редких земель, урана и других элементов, а также для полу- чения фосфорных удобрений. Бораты. Бораты по составу являются солями ортоборной кислоты Н3ВО3. Анион [ВО3]3− имеет вид плоского треугольника сравнительно малых размеров. Это благоприятствует образованию прочных кри- сталлических решёток с малыми катионами трехвалентных метал- лов Fe3+, Al3+, Mn3+ в сочетании с малыми двухвалентными катио- нами Mg2+, Fe2+, Mn2+. Для полиборатов весьма характерны ионы Mg2+ и более крупные – Ca2+, Na1+. Известно 85 природных боратов. Удельный вес в безводных бо- ратах 2,6–3,4 г/см3 (редко больше). У водосодержащих боратов – меньше 2 г/см3. Твердость безводных по шкале Мооса 5–6, водных 65 2–4. Цвет: бесцветные, белые, серые, реже жёлтые или окрашенные в другие цвета. Бораты слагают месторождения ряда генетических типов, глав- ные из которых контактово-метасоматические, вулканогенно-оса- дочные и галогенные. Бораты встречаются в доломитах, в доломит- ангидритовых породах, в каменной соли и калийных солях. В гало- генных горных породах нередко встречаются не только бораты, но и боросиликаты (данбурит). Силикаты. К классу силикатов относится наибольшее число минералов, вхо- дящих в состав земной коры. Третья часть известных минералов относится к классу силикатов и алюмосиликатов. Силикаты вместе с кварцем составляют около 95 % земной коры. Эти минералы сла- гают большинство горных пород. В табл. 3 представлено объемное содержание породообразующих силикатов в континентальной коре. Таблица 3 Минерал Содержание силикатов, % Полевые шпаты Пироксены + амфиболы Кварц Слюды Оливин 57 13 11 11 3 Установлено, что во всех силикатах каждый ион кремния Si4+ находится в соединении с четырьмя ионами кислорода и может быть изображен формулой [SiO4]4-. Это соединение является основ- ной структурной единицей силикатов и называется кремнекисло- родный тетраэдр. Кремнекислородный тетраэдр – группировка, со- стоящая из четырех больших ионов кислорода (ионный радиус 0,13 нм) и одного иона кремния (ионный радиус 0,04 нм). При этом центры ионов кислорода образуют четыре вершины тетраэдра, а ион кремния занимает центр такого тетраэдра (рис. 21). 66 а б в Рис. 41. Кремнекислородный тетраэдр: а, б, в – разные способы изображения Кремнекислородный тетраэдр обладает четырьмя свободными валентными связями, за счет которых происходит присоединение других кремнекислородных тетраэдров и ионов других химических элементов. В основу классификации силикатов положен способ соединения тетраэдров. Кремнекислородные тетраэдры могут быть обособлены один от другого или соединяться посредством общих кислородных ионов через вершины тетраэдров, создавая сложные комплексно- анионные радикалы. В зависимости от способов сочленения кремнекислородных тетраэдров силикаты разделяется на следую- щие группы: – островные; – кольцевые; – цепочечные; – ленточные; – листовые; – каркасные. Если четырехвалентный кремний в центрах тетраэдров частично замещается трехвалентным алюминием или в некоторых случаях железом, то возникает одна свободная валентность и образуются алюмосиликаты. Островные силикаты. В структуре силикатов этой группы кремнекислородные тетраэдры не имеют общих вершин, т.е. общих ионов кислорода, и удерживаются в решетке ионами других эле- 67 ментов. Эти силикаты обладают большой твердостью и довольно высокой плотностью. Самым распространенным минералом этой группы является оливин (Mg,Fe)2SiO4. Существует изоморфный ряд от минерала форстерита (Mg2SiО4) до минерала фаялита (Fe2SiО4), однако чаще встречается промежуточный минерал оливин. Он ха- рактерен для ультраосновных и основных изверженных пород. К более редким островным силикатам относятся топаз (Al2SiО4(F,ОH)2) и циркон (ZrSiО4). Последний минерал отличается крайне высокой устойчивостью к выветриванию, в результате чего в почти неизменном виде сохраняется в течение миллиардов лет; кроме того, часть циркония в нём изоморфно замещена торием и ураном, что позволяет проводить датировку цирконов изотопными методами. В метаморфических преимущественно и реже в изверженных породах встречаются гранаты. В этой группе минералов катионная часть компенсирует совокупный заряд трёх кремнекислородных тетраэдров (но не соединённых вершинами). Общая формула грана- та Men3Meni2(SiО4)3. Известно несколько разновидностей гранатов, из которых са- мым распространенным является альмандин Fe3Al2[SiO4]3 темно- красного или буроватого цвета; реже встречается розовато-красный пироп Mg3Al2[SiO4]3 и оранжевый, коричневый спессартин Mn3Al2(SiО4)3. Наиболее редкими являются зеленые разновидности граната: гроссуляр Ca3Al2[SiO4]3; андрадит Ca3Fe2(SiО4)3 (зеленовато-жёлтый), уваровит Ca3Cr2(SiО4)3 (изумрудно-зелёный). Близки по строению к островным силикатам и минералы, состо- ящие полностью или частично из сдвоенных кремнекислородных тетраэдров. Иногда их выделяют в отдельный класс, иногда же рас- сматривают как подкласс островных силикатов. Наиболее распространена в этом подклассе группа эпидота, важного компонента метаморфических пород; базовая формула эпидотов Ca2Al3(SiО4)(Si2О7)О(ОH), а отдельные минералы выде- ляются при изоморфном замещении алюминия железом, магнием или марганцем. Кольцевые силикаты. Силикаты, структура которых образова- на из шести (значительно реже трёх или четырёх) кремнекисло- 68 родных тетраэдров, соединенных в кольцо, называются кольцевыми (рис. 42). Представителем силикатов с кольцом из шести тетраэдров [Si6O18] является берилл Be3Al2[Si6O18], полупрозрачный и прозрач- ный минерал, образующий шестигранные призматические кристал- лы. Из него добывается металл бериллий. Зеленая разновидность берилла называется изумруд. К этой же группе относится сложный бороалюмосиликат тур- малин NaFe3Al6(ОH)4(BО3)3Si6О18. Прозрачные разновидности тур- малина используются как драгоценные камни. Некоторые разно- видности турмалина применяются в радиотехнике. Рис. 42. Структурное расположение кремнекислородных тетраэдров в кольцевом силикате Цепочечные силикаты. У минералов этой группы кремнекис- лородные тетраэдры соединены в бесконечные цепочки, в формуле обозначаемые как Si2О64" (рис. 43). Рис. 43. Структурное расположение кремнекислородных тетраэдров в цепочечных (а) и ленточных (б) силикатах 69 В группу этих силикатов входят железомагнезиальные силикаты семейства пироксенов, среди которых различают моноклинные (кальцийсодержащие) и ромбические (бескальциевые). Кальцийсодержащие пироксены образуют изоморфный ряд от геденбергита (CaFeSi2О6) до диопсида ( CaMgSi2О6). Один из самых распространённых промежуточных членов этого ряда – алюмосо- держащий пироксен – авгит (Ca, Na) (Mg, Fe, Al) [(Si, Al)2O6], яв- ляющийся основным компонентом таких магматических пород, как базальт и габбро (рис. 44, а, б). В этом минерале осуществляется как изоморфное замещение магния на железо и алюминий в катионной группе, так и замещение кремния на алюминий в тетраэдрах. Авгит имеет кристаллы зеленовато-черного цвета с восьмиугольным сече- нием и блестящими гранями. Бескальциевые пироксены образуют изоморфный ряд от ферро- силита Mg2[Si2O6]6 до энстатита Mg2[Si2O6]6. В этом изоморфном ряду выделяется следующие индивидуальные минералы: энстатит (содержание Fe от суммы магния и железа 0–12 %), бронзит (Fe 12 – 30 %), гиперстен ( Fe 30–50 %), феррогиперстен (Fe 50–70 %), эулит (Fe 70–88 %) и ферросилит (Fe 88–100 %). Ферросилит встречается в природе редко, остальные же минералы этого ряда распростране- ны широко, входя в состав основных и ультраосновных пород. а б Рис. 44. Авгит (а), кристаллы авгита (б) Пироксены образуются в качестве первичных минералов из рас- плавов основного состава, весьма распространены в породах габб- ровой группы и в базальтах, реже встречаются в метаморфических 70 породах, скарнах и в близких им типах пород. Их доля в составе земной коры достигает 6–8 %. Ленточные силикаты. В ленточных силикатах бесконечные це- почки тетраэдров соединены попарно, что отражается в формуле как блок Si4On6~ (рис. 43, б). В некоторых пособиях они объединя- ются в один класс с цепочечными силикатами. Наиболее распространенными представителями этих силикатов являются амфиболы, которые входят в состав магматических и ме- таморфических горных пород. Амфиболы по цвету, облику кри- сталлов, твердости и плотности близки к пироксенам и визуально трудно от них отличимые. Однако существуют различия в характе- ре блеска, форме кристаллов и спайности. В отличие от пироксенов у большинства амфиболов шелковистый блеск, вытянутые столбча- тые, часто игольчатые кристаллы шестиугольного сечения, более совершенная спайность, плоскости которой пересекаются под углом 124°(56°), тогда как у пироксенов этот угол близок к прямому (87о). Их химический состав непостоянен и сложен. Большинство амфи- болов относится к группе роговой обманки. К ней относится ряд важнейших породообразующих минералов, имеющих переменный химический состав. Роговая обманка – твердый раствор, в кристаллической структу- ре которого в различных пропорциях могут находиться атомы раз- ных металлов: магния, железа, алюминия, марганца, титана; атомы кальция, натрия, калия; кремний может замещаться алюминием. Состав роговой обманки может быть выражен формулой Ca2Na(Mg, Fe)4.(Al, Fe).[(Si, Al)4O11]2 [OH]2.. Роговая обманка имеет светло- темно-зеленый и буровато-черный цвет. От авгита отличается во- локнистостью и шелковистым блеском вытянутых столбчатых кри- сталлов. Кроме собственно роговой обманки, у амфиболов выделя- ется изоморфный ряд тремолита (Ca2Mg5(Si4O11)2(OH)2) – актиноли- та (Ca2Fe5(Si4O11)2(OH)2) и группа щелочных амфиболов (с повы- шенным содержанием натрия). Нетрудно заметить, что формулы актинолита и тремолита являются частными случаями формулы ро- говой обманки, поэтому этот изоморфный ряд многие исследовате- ли тоже включают в группу роговой обманки. 71 Актинолит – лучистый амфибол светло-зеленого цвета встреча- ется в горных породах метаморфического происхождения. Для не- го типична игольчатая форма кристаллов (рис. 45, а). В зернистых известняках и доломите встречается тремолит (грамматит): длинные, линейковидные и лучистые агрегаты от бе- лого до серого цвета (рис. 45, б). а б Рис. 45. Актинолит (а), тремолит (б) Слоистые силикаты. У слоистых силикатов кремнекислород- ные тетраэдры образуют бесконечные слои. Это определяет мак- роскопический облик минералов: они обычно имеют пластинчатое или чешуйчатое строение. Для минералов этой группы характерна весьма совершенная спайность в одном направлении и небольшая твердость. Характерной особенностью слоистых силикатов является соче- тание слоев, составленных кремнекислородными тетраэдрами с бесконечными же слоями, состоящими из октаэдров, в центре кото- рых находится алюминий, магний или железо, а в вершинах – гид- роксильные группы (рис. 46). 72 Рис. 46. Схематическое изображение алюминиевого октаэдра Простейшая для слоистых силикатов структура отмечается для каолинита Al4(OH)8(Si4О10) и его магнезиального аналога серпен- тина (змеевика) Mg6(OH)8(Si4O10) (рис. 47, а, б). а б Рис. 47. Схематическое строение кристаллической решётки слоистых силикатов структуры 1:1 (проекция перпендикулярна бесконечному слою): а – каолинит; б – серпентин На один тетраэдрический слой приходится один октаэдрический; в этом случае говорят о структуре 1:1. В случае каолинита и сер- пентина заряд тетраэдров полностью компенсируется зарядом окта- эдров. Изоморфного ряда серпентин и каолинит не образуют. Однако у серпентина отмечается изоморфное замещение магния железом. Серпентин образует различные формы: массивная (лизардит), ли- стоватая (антигорит) и волокнистая (хризотил, серпентин-асбест). Кроме того, встречается серпентин с высоким содержанием никеля (гарниерит). Горная порода, состоящая из минерала серпентина Mg3(OH)4[(Si2O5)] называется серпентинитом или змеевиком – по зеленой пятнистой окраске. Волокнистая разновидность серпенти- на – асбест. Серпентинит возникает в результате метаморфического изменения магматических, в основном оливиновых пород. Асбест 73 используют для изготовления огнеупорных тканей. Каолинит Al2(OH)4[(Si2O5)] формируется при химическом выветривании алюмосиликатов магматических пород на поверхности Земли. Он входит в состав многих глин. Землистые рыхлые массы каолинита называются каолином. Употребляется в строительном деле, керами- ческом производстве, бумажной промышленности и как огнеупор- ный материал. У слоистых силикатов, содержащих в октаэдрических позициях двухвалентные катионы (Mg2+, Fe2+), все октаэдрические позиции заполнены, а у содержащих трёхвалентные катионы (Al1+, Fe1+) – только две из трёх, а каждый третий октаэдр пустой. Поэтому минералы с железисто-магнезиальным октаэдрическим слоем на- зывают триоктаэдрическими (три из трёх октаэдров заполнены), а с алюминиевым – диоктаэдрическими (два из трёх октаэдров за- полнены). Более сложное строение имеют минералы со структурой 2 : 1. Такая структура характерна для пирофиллита (Al2(OH)2(Si4O10) и талька (Mg3(OH)2(Si4O110). Схематически она представлена на рис. 48, а, б. а б Рис. 48. Схематическое строение кристаллической решётки слоистых силикатов структуры 2:1 (проекция перпендикулярна бесконечному слою): а – пирофиллит; б – тальк Такое же строение имеют слюды: мусковит KAl2[AlSi3O10] (OH)2 и биотит K(Mg, Fe)3[Si3AlO10] (OH, P)2. Слюды отличаются от пи- рофиллита и талька тем, что в их тетраэдрах часть четырёхвалент- ного кремния замещена на трёхвалентный алюминий. В результате на слое образуется отрицательный заряд, который компенсируется калием, закреплённым между слоями слюды. Поскольку калий име- 74 ет высокую поляризующую способность, слои слюды скреплены достаточно прочно. Тальк – магнезиальный листовой силикат (рис. 49, а). Плотная разновидность талька называется жировиком, а горная порода, со- стоящая из талька, – горшечным камнем или талькитом. Образуется этот минерал в верхних частях земной коры в результате действия воды и углекислоты на ультраосновные и основные породы, бога- тые магнием (перидотиты, амфиболиты и др.). Тальк применяется в бумажной, резиновой, парфюмерной, фармацевтической, коже- венной и фарфоровой промышленности. Слюды – листовые алюмосиликаты, входящие в состав многих магматических и метаморфических пород. Общее количество слюд в породах земной коры ≈ 4. Мусковит и биотит относятся к важ- нейшим породообразующим минералам. Мусковит KAl2[AlSi3O10] (OH)2 – бесцветная или слабо окрашенная желтоватая, зеленоватая прозрачная калиевая слюда. Применяется как изоляционный мате- риал, а его порошок (скрап) служит для изготовления огнестойких строительных материалов, бумаг, красок, автомобильных шин. Биотит K(Mg, Fe)3[Si3AlO10] (OH, P)2 – магнезиально-железистая слюда зеленовато или коричнево-черного цвета. Бурая магнезиальная слюда, похожая на биотит, но не ломкая, называется флогопитом. Она широко используется в электротехнике. Также к слоистым силикатам со структурой 2:1 относятся мине- ралы группы гидрослюд (сходны со слюдами, но калий замещён на ион Н3О+), вермикулитов (Mg+2, Fe+2, Fe+3)3 [(AlSi)4O10]·(OH)2·4H2O (рис. 49, б) и смектитов ((Mg3,Al2)(Si4O10)(OH)2 .nH2O). Отличие ми- нералов этих групп от слюд заключается в том, что у них кремний в меньшей степени замещён на алюминий в тетраэдрических позици- ях, и заряд на слое также меньше: уменьшение заряда на слое идёт в ряду слюды-гидрослюды-вермикулиты-смектиты. Уже гидрослюды не способны удерживать калий между слоями и гораздо менее прочны, чем слюды. У вермикулитов связь между слоями ещё более ослабевает, и межплоскостное расстояние равно не 1,0 нм, как у слюд и гидрослюд, а 1,4 нм. При нагревании вермикулиты сжима- ются до 1,0 нм. В смектитах связь между слоями ещё слабее: при нагревании они сжимаются с 1,4 до 1,0 нм, а при насыщении водой или внедрении органических молекул межплоскостное расстояние увеличивается до 1,8 нм. 75 а б Рис. 49. Тальк (а), вермикулит (б) Каждая из перечисленных групп включает множество индивиду- альных минералов благодаря значительному изоморфному замеще- нию в октаэдрических позициях. Например, в группе смектитов вы- деляется монтмориллонит (содержащий преимущественно алюми- ний и магний), бейделлит (содержащий преимущественно алюми- ний), нонтронит (содержащий Fe3+) и др. 76 Распространенной группой минералов экзогенного и метамор- фического происхождения являются хлориты (рис. 50). Они имеют структуру 2 : 2, то есть в них присутствует дополнительный слой октаэдров. Рис. 50. Хлорит Хлориты – водные алюмосиликаты магния и железа. Название этим минералам дано по своеобразному зеленому цвету ("хлорос" – зеле- ный). Минералы данной группы представляют собой изоморфный ряд соединений состава Mg5(OH)8[Si4O10] и Mg4Al2(OH)8[Al2Si2O10], в ко- торых Мg2+ и Al3+ могут замещаться соответотвенно Fe2+ и Fe3+. Бла- годаря сильно развитому изоморфному замещению в тетраэдрах и октаэдрах эта группа крайне разнообразна по химическому составу: в ней выделяется около двух десятков индивидуальных минералов. Хлориты развиты в основном в метаморфических породах, в кото- рых они формируются за счет магнезиально-железистых силикатов. Некоторые из хлоритов содержат до 36 % железа и используются как железные руды (шамозит). Глауконит K(Fe3+, Al, Fe2+, Mg)2-3(OH)2[AlSi3O10]n H2O относится к группе гидрослюд. Химический состав глауконита очень измен- чивый. Он образуется в неглубоких морских бассейнах и широко распространен в песках, глинах, опоках, известняках и других оса- 77 дочных породах, где встречается в виде скрытокристаллических зернышек округлой формы. Используется как калийное удобрение в сельском хозяйстве и для смягчения жесткости воды. К слоистым силикатам относят обычно и аморфные минералы ал- лофан и имоголит, имеющие условную формулу mА12О3nSiO2.pH2О и непостоянный состав. Аллофан имеет форму крохотных (разме- ром около 5 нм) шариков, а имоголит – волокон длиной до 100 нм. Строго говоря, эти минералы должны выделяться в отдельный класс, поскольку не имеют кристаллической структуры, как слои- стые силикаты, однако близки к ним по химическому составу и не- которым структурным особенностям. Аллофан полностью аморфен, а имоголит имеет зачатки структуры, напомина-ющей структуру каолинита. Впервые они были обнаружены как продукт изменения вулканических пеплов. Слоистые силикаты практически всегда присутствуют в значительных количествах в почвах и во многом определяют их химические свойства. Каркасные силикаты. Минералы этого подкласса являются са- мыми распространёнными, составляя 65 % от массы земной коры. В их кристаллической решетке кремнекислородные тетраэдры соеди- нены в единый каркас. Структурная ячейка каркасных силикатов имеет формулу Si4О8. Эта формула соответствует и кварцу; именно поэтому его иногда причисляют к каркасным силикатам. Заряд та- кой элементарной ячейки равен нулю, однако во всех каркасных силикатах часть кремния замещена на алюминий, благодаря чему образуется заряд, компенсируемый другими катионами. Главными представителями этой группы являются полевые шпаты. Для них характерны довольно высокая твердость (5–6), светлая окраска и плотность 2,5–2,7 г/см3. Полевые шпаты подразделяют на группу калъциево-натриевых полевых шпатов, или плагиоклазов, и на группу калий-натриевых, или просто калиевых КПШ – (щелочные полевые шпаты). Плагиоклазы представляют из себя изоморфный ряд от чисто натриевой разности – альбита Na[AlS3O8] до чисто кальциевой анортита Ca[Al2Si2O8]. В изоморфном ряду выделяется шесть мине- ралов по относительному содержанию альбитовой и анортитовой составляющих. Минерал, содержащий от 0 до 10 % анортита, назы- вается альбит, от 10 до 30 % – олигоклаз, от 30 до 50 % – андезин, 78 от 50 до 70 % – лабрадор, от 70 до 90 % – битовнит, а от 90 до 100 % – анортит. Так как натриевые разности содержат кремния боль- ше, чем кальциевые то, по аналогии с горными породами, альбит и олигоклаз называют кислыми плагиоклазами, андезин и лабрадор – средними, а битовнит и анортит – основными. По внешнему виду все разновидности плагиоклазов очень сходны друг с другом за ис- ключением лабрадора, для которого характерна иризация (синие и зеленые переливы на плоскостях спайности). От калиевых полевых шпатов плагиоклазы отличаются белой, голубоватой или зеленова- то-серой окраской, тонкой параллельной штриховкой на плоско- стях спайности; последние образуют угол 67° (отсюда название: греч. "плагиоклаз" – косоколющийся). Калиевые полевые шпаты имеют более постоянный химический состав. В них возможно только некоторое замещение калия на натрий. Калиевые полевые шпаты, имеющие формулу K(AlSi3О8), в зависимости от незначительных колебаний в строении кристалли- ческой решетки, называются микроклин или ортоклаз. Эти минера- лы имеют желтовато-розовую и мясо-красную окраску. Ортоклаз образует прямоугольные сколы по спайности в двух направлениях. С этим свойством связано и название минерала – от греческого "ор- токлаз" – прямоколющийся. Калиевый полевой шпат, имеющий формулу (Na,K)(AlSi3О8) называется анортоклазом. Помимо полевых шпатов к подклассу каркасных силикатов от- носят группу фелъдшпатоидов (т. е. похожих на полевые шпаты). Фельдшпатоиды по химическому составу сходны с полевыми шпа- тами, но беднее их кремнекислотой. Они как бы замещают полевые шпаты в некоторых магматических породах, бедных кремнекисло- той, но богатых щелочами, и поэтому играют существенную роль в составе щелочных пород. Альбиту (натриевому полевому шпату) соответствует фельдшпатоид нефелин KNa3[AlSiO4] по характерно- му жирному блеску называемый также элеолитом (масляным кам- нем). Он входит в состав бескварцевых щелочных магматических пород – нефелиновых сиенитов – и применяется в стекольной, ке- рамической и химической промышленностях, а также для произ- водства алюминия. Преимущественно калиевый фельдшпатоид называется лейци- том[AlSi2O6] или К2O.Al2O3.4SiO2. Название происходит от грече- 79 ского слова "лейкос" – светлый. Лейцит - породообразующий мине- рал в некоторых богатых щелочами и относительно бедных кремнеземом эффузивных породах (лейцитовых базальтах, фоноли- тах, трахитах и др.). Каркасные силикаты используют преимуще- ственно как строительные материалы, сырьё для изготовления эма- лей и керамики; некоторые полевые шпаты используются как поде- лочные и декоративные камни. На рис. 51 представлены наиболее распространенные каркасные силикаты. а б в г Рис. 51. Альбит (а), лабрадор (б), ортоклаз (в), нефелин (г) 80 Задание 2. Определение главных породообразующих и рудных минералов. Существует много специальных методов определения минера- лов, применяемых в минералогии: кристаллографический, рентге- нометрический, химический, микроскопический и др. В данном курсе для диагностики минералов используется макроскопический метод. Этот метод, обычно применяемый и в полевых условиях, основан на изучении внешних физических свойств минералов, ви- димых невооруженным глазом, а также форм их нахождения в при- роде. При макроскопическом определении минералов необходимо учитывать весь комплекс их физических и химических свойств. Следует также иметь в виду, что свойства наиболее отчетливо фик- сируются в крупном кристалле или зерне минерала. В мелких вкрапленниках и в мелкозернистых агрегатах точное определение ряда свойств затруднено или вообще невозможно. Таблица 4 Простейшая схема макроскопического определения главных породо- и рудообразующих минералов Твер- дость Цвет Цвет черты Блеск Спайность Минерал и его формула Дополнительные признаки 1 2 3 4 5 6 7 Очень мягкие 1,0 Серый, темно-серый Серый Полуме- талли- ческий Весьма совершенная по одному направлению Графит С Чешуйчатые агрегаты, плотные массы, жирные на ощупь Бледно- зеленый Белый Стеклян- ный То же Тальк Mg3(Si4O10)(OH)2 То же Белый Белый Матовый То же, визуально не различима Каолинит Al2(Si2O5)(OH)4 Землистые, порошкова- тые массы, легкие, впи- тывают влагу Мягкие 1,5-2,5 Желтый Светло- желтый Жирный, алмазный Несовершенная Сера S Канифолеподобные мас- сы, гнезда, прожилки, друзы. Плавится и заго- рается в пламени спички Бесцветный, белый Белый Стеклян- ный Весьма совершенная по одному направлению Гипс CaSO4.2H2O Таблитчатые индивиды, двойники, параллельно- волокнистые агрегаты Белый иногда Белый То же Совершенная по трем направлениям Галит NaCl Зернистые массы, куби- ческие кристаллы, вкус соленый Красный Белый Стеклян- ный То же Сильвин KCl Горько-соленый вкус Продолжение табл. 4 1 2 3 4 5 6 7 Мягкие 1,5-2,5 Бесцветный Белый Стеклян- ный Весьма совершенная по одному направлению Мусковит КAl2(AlSi3O10)(OH,F)2 Листоватые агрегаты, гибкие упругие листочки Черный, бурый Белый Стеклян- ный То же Биотит K(Mg,Fe)3(AlSi3O10)(OH,F)2 То же Зеленый Белый Стеклян- ный То же Хлорит Mg6Al(AlSi3O10)(OH)4 Листочки гибкие и не- упругие Зеленый Белый Матовый Визуально не различима Глауконит К(Мg,Al,Fe)(AlSi3O10) Округлые зерна в оса- дочных породах Желтовато- зеленый Белый Стеклян- ный То же Серпентин Mg3(Si2O5)(OH)4 Плотные массы, парал- лельно-волнистая разно- видность – асбест Серый Серый Металли- ческий Совершенная по трем направлениям Галенит PbS Зернистые агрегаты, кубические кристаллы, высокая плотность Красный Красный То же Несовершенная Медь Cu Дендриты, высокая плот- ность, ковкость, окис- ление Сред- ней твер- дости 3-5,5 Желтый, коричн., черный Коричне- вый Алмазный Совершенная по шести направлениям Сфалерит ZnS Зернистые агрегаты, реакция с HCl Латунно- желтый Зелено- черный Металли- ческий Несовершенная Халькопирит CuFeS2 Сплошные выделения, побежалость, окисление Бесцветный, белый, желтый, розовый Белый Стеклян- ный Совершенная по трем направлениям Кальцит Са(СО3) Зернистые агрегаты, ромбоэдры, бурно реа- гируют с HCl в образце Продолжение табл. 4 1 2 3 4 5 6 7 Сред- ней твер- дости 3-5,5 То же Белый То же То же Доломит Са, Mg(CO3)2 Реагирует с HCl в по- рошке Белый, серо- ватый, голу- боватый, желтоватый Белый То же Визуально плохо различима Ангидрит CaSO4 Зернистые агрегаты, пе- реходит в гипс То же Белый То же Несовершенная Опал SiO2.nH2O Натечные агрегаты с ра- ковистым изломом Зеленый, голубоватый, бесцветный Белый То же Несовершенная Апатит Са5(РО4)3(F,Cl) Зернистые массы, приз- матические кристаллы, гексагон в поперечном сечении Твер- дые 5,5-7 Светло- желтый Черный Металли- ческий Несовершенная Пирит FeS2 Кристаллы кубической и пентагондодекаэдри- ческой формы, штри- ховка Черный Черный Полуме- талличе- ский Несовершенная Магнетит FeFe2O4 Сильномагнитен, кри- сталлы октаэдрической формы или зернистые массы Черный (у кристал- лов) красный (у сплошных масс) Красный Полуме- талличе- ский Несовершенная Гематит Fe2O3 Таблитчатые кристал- лы, натечные агрегаты, землистые массы Бесцветный розовый, красный Белый Стеклян- ный Совершенная по двум направлениям Микроклин КAlSi3O8 Крупнозернистые агре- гаты, пертитовые вро- стки Продолжение табл. 4 1 2 3 4 5 6 7 Твер- дые 5,5-7 Белый То же То же То же Плагиоклаз алюмосиликат Са и Na Двойниковая штрихов- ка, иризация Серый, зеленый, красный То же Жирный Несовершенная Нефелин Na3K(AlSiO4)4 Ассоциация с апатитом, эвдиалитом Темно- зеленый, черный То же Стеклян- ный Средняя по двум направлениям под углом 90о Авгит (Ca,Mg)(Al,Ti)Si2O6 Зернистые агрегаты, короткостолбчатые То же То же То же То же Эгирин NaFeSi2O6 Игольчатые индивиды, радиально-лучистые агрегаты То же Зеленова- тая То же Совершенная по двум направлениям под углом 120о Роговая обманка Fe-амфи- бол Шестовытые агрегаты Зеленый Зеленова- тая Стеклян- ный Несовершенная Оливин (Mg,Fe)2(SiO4) Зернистые агрегаты Бесцветный, белый, серый – То же То же Кварц SiO2 Призматические крис- таллы, халцедон откры- токристаллический, натечный Очень твер- дые > 7 Разнообраз. (чаще крас- ный, зелен., коричн.) – То же То же Гранат Men3Meni2(SiО4)3 Кристаллы ромбододе- каэдрической и тетра- гонтриоктаэдрической формы Разнообраз- ный (чаще черный) – То же То же Турмалин XY3Z6(Si6O18).(OH)4 (X=Ca,Na; Y=Mg,Mn,Li,Al; Z=Al,Fe3+ Призматические крис- таллы с поперечным сечением сферического треугольника Окончание табл. 4 1 2 3 4 5 6 7 Очень твер- дые > 7 Зеленый разных оттенков - То же То же Берилл Be3Al2Si6O18 Призматические крис- таллы гексагонального сечения Бесцветный (синеватый, розоватый) - То же То же Топаз Al2(SiO4)F2 Призматические крис- таллы c продольной штриховкой Бесцветный (серый, синеватый) - То же То же Корунд Al2O3 Пирамидально-призма- тические кристаллы с горизонтальной штри- ховкой Раздел 2. ПЕТРОГРАФИЯ Горными породами называют естественные ассоциации минера- лов более или менее устойчивого состава, возникшие в глубинах Земли или на ее поверхности в результате различных геологических процессов. Горные породы, содержащие полезные компоненты и отдельные минералы, извлечение которых экономически целесооб- разно, называют полезными ископаемыми. Каждая горная порода образует объемное геологическое тело (слой, линза, массив, по- кров и др.), имеет определенный вещественный состав и обладает специфическим внутренним строением. Вещественный состав горных пород характеризуется их хими- ческим и минеральным составом. Валовый химический состав гор- ных пород определяется содержанием (массовой долей) оксидов Al2O3, SiO2, Fe2O3, FeO, Na2O, K2O, H2O и выражается в процентах. Среднее содержание каждого из указанных оксидов более 1 %. Минеральный состав, который тоже выражается в процентах, но определяется содержанием (объемной долей) главных породообра- зующих минералов, играет решающую роль при выявлении типа горной породы (химический состав может быть одинаковым у по- род совершенно разных типов). Минералы, из которых состоит по- рода, делятся на главные (каждый занимает более 5 % объема поро- ды), второстепенные (менее 5 %) и акцессорные (незначительное количество минералов в породе). Минералы классифицируются на первичные и вторичные. Первичные минералы образуются в про- цессе формирования горной породы. Вторичные – при последую- щих изменениях породы и при широком развитии могут повлиять на ее название. Среди породообразующих минералов различают светлоцвет- ные – сиалические, содержащие много кремния и алюминия и тем- ноцветные – мафические, содержащие много магния и железа. К сиалическим минералам относятся плагиоклазы, калиевые полевые шпаты, кварц, кальцит, мусковит, фельдшпатоиды (нефелин). К группе мафических – амфиболы, пироксены, оливины, биотит, маг- нетит. Если горные породы состоят из одного главного минерала, их называют мономинеральными, когда из нескольких – полимине- 87 ральными. Кроме породообразующих и второстепенных мине- ралов в магматических породах иногда присутствуют ксено- генные (чуждые), или случайные, минералы. Они попадают в горные породы извне и не связаны с процессом кристаллиза- ции магматического расплава. Все характеристики горных пород тесно связаны с их происхож- дением. По способу и условиям образования горные породы делят- ся на магматические (изверженные), осадочные и метаморфические. Внутреннее строение горных пород характеризуется их структурой и текстурой. Структура – это совокупность признаков строения породы, обу- словленных размерами, формой и взаимоотношениями ее состав- ных частей. Под структурой понимают размеры и форму слагаю- щих породу зерен минералов, стекла и т.д. Структура отражает строение минерального агрегата, характеризуемое: а) степенью кри- сталличности, б) абсолютной величиной входящих в агрегат мине- ралов, в) относительной величиной минералов, г) формой минера- лов, д) степенью огранки минералов, зависящей от взаимного влия- ния входящих в агрегат элементов и от способности приобретать в разных условиях более или менее правильную огранку. По степени кристалличности различают полнокристаллические, полукристаллические и стекловатые структуры. Полнокристалличе- ские структуры характерны для глубинных пород, образовавшихся при медленном охлаждении магмы, а также для большинства мета- морфических пород, полукристаллические и стекловатые структуры бывают в излившихся породах. В зависимости от размеров зерен структуры бывают: крупно- (размеры зерен более 5 мм), средне – (2–5 мм) и мелкозернистые (менее 2 мм). При близких по размерам зернах минералов, слагающих породу, структура является равномернозернистой, в противном случае – не- равномернозернистой. Типичными разновидностями неравномерно- зернистых являются порфировые структуры, характеризующиеся наличием в породе стекловатой или тонкозернистой основной мас- сы, в которой рассеяны отдельные крупные кристаллы – вкраплен- ники. 88 Текстуру породы определяет распределение ее составных частей в пространстве, и её можно охарактеризовать как совокупность признаков строения горной породы, обусловленных ориентировкой и относительным расположением и распределением составных ча- стей породы. Текстура магматических пород зависит от особенностей крис- таллизации, от способа заполнения пространства массой породы вследствие процессов, происходящих в расплаве до застывания или во время кристаллизации, и от формы отдельности, возникающей вследствие охлаждения застывшего расплава или под влиянием внешних воздействий во время кристаллизации и после её окончания. В осадочных породах выделяют текстуры первичные – возни- кающие в период седиментации (например, слоистые) или в ещё не отвердевшем, пластичном осадке (например, подводнооползневые) и вторичные – образующиеся в стадию превращения осадка в гор- ную породу, а также при её дальнейших изменениях (диагенез, ка- тагенез, начальные стадии метаморфизма). Первичные текстуры осадочных пород образуются в результате воздействия на осадки механических факторов (абиогенные тексту- ры). Среди первичных выделяют текстуры, приуроченные к по- верхности напластования преимущественно мелкообломочных по- род (знаки ряби, трещины усыхания, следы жизнедеятельно- сти организмов). При расположении минералов в породе без всякого порядка по- лучается массивная текстура, встречающаяся в породах магматиче- ских, метаморфических и осадочных. Последние имеют ча- сто слоистую текстуру. Слоистая текстура выражается в чередовании, иногда очень тонком и резком, слоев различного состава, что характерно для оса- дочных пород. Для большинства метаморфических пород свойственна сланце- ватая или полосчатая текстура, обусловленная параллельным рас- положением минералов, в строении которых должно быть ясно вы- ражено направление – линейность или пластичность. Флюидальная текстура эффузивных пород, напоминающая от- части линейную текстуру кристаллических сланцев и показываю- щая бывшее течение магмы, наблюдается в породах, состоящих из 89 призматических минералов, которые могут запечатлеть течение ла- вы, и не видна там, где в тех же условиях отвердевания расплавлен- ной массы минералы имеют изометричную форму. По способу заполнения пространства различаются плотные и по- ристые текстуры. При полном заполнении минералами (в том числе стеклом) породы занимаемого ею пространства получаются плот- ные текстуры; в противном случае имеют место пористые текстуры. Плотная – самая распространенная текстура метаморфических и интрузивных магматических пород. Пористые текстуры более свойственны эффузивным и осадоч- ным породам. Степень пористости или ее отсутствие у плотных по- род, определяется по впитыванию воды в породу, по прилипанию к языку в случае капиллярной пористости, по весу породы (объемно- му весу) и рыхлости. На больших глубинах и под большим давле- нием пористость исчезает. Если пустоты заполнены вторичным (чаще всего) материалом, то получаются миндалекаменные текстуры. Иногда текстурные и структурные признаки бывает трудно раз- граничить, например, в оолитовом известняке, где форма и размеры оолитов определяют структуру горной породы, а строение оолитов, обусловленное концентрическим расположением вокруг какого-либо ядра оболочек, состоящих из совокупности минеральных зёрен, явля- ется текстурным признаком. В зависимости от того, видна текстура или нет невооруженным глазом, различают микро- и макротекстуры. Термин текстура в мировой геологической литературе трактует- ся различно. В американской, английской и частично французской литературе понятие текстура равнозначно нашему термину струк- тура и, наоборот, под структурой у них понимается то, что у нас называется текстурой. Светлоцветные минералы горных пород. Кварц может иметь белый, дымчатый и темно-серый цвет, но он никогда не бывает розовым, светло-желтым, светло-коричневым и светло-голубым. Чаще всего встречается кварц серого цвета, всегда несколько более темного, чем у полевых шпатов. Даже в выветре- лых породах кварц имеет свежий вид. 90 Зерна кварца могут в краях просвечивать и имеют хорошо выра- женный стеклянный блеск. Форма их в большинстве случаев непра- вильная, лишь вкрапленники в излившихся породах имеют сечения дипирамиды, края которых часто разрушены, корродированны (рис. 52, а). а б Рис. 52. Формы вкрапленников: а – корродированное зерно кварца, кристаллографически ограниченного; б – корродированное зерно минерала из группы содолита, кристаллографически ограниченного Особо важным отличием кварца от полевых шпатов является от- сутствие у него спайности. Поэтому его зерна никогда не имеют ровных площадок, а при попадании света на кварце не бывает от- свечивающих ровных поверхностей. Среди полевых шпатов по внешнему виду трудно отличить ка- лиевые (ортоклаз, микроклин) от натриево-кальциевых – плагиокла- зов (альбит, андезит, анортит). Безошибочно определяется лишь ортоклаз, сдвойникованный по карловарскому (карлсбадскому) за- кону, который образует крупные вкрапленники в некоторых свет- лых породах. Плагиоклаз, однако, можно иногда определить с помощью лу- пы, если на нем заметна полосчатость (тонкие частые параллельные бороздки). Цвет полевых шпатов может быть белым, светло-серым до серо- го, светло-желтым, светло-розовым до светло-красного, светло- бурым или светло-голубым (изменение цвета характерно для пла- гиоклазов). 91 Калиевый полевой шпат имеет, как правило, светлую окраску, которая в породах светлее, чем у кварца. Подобную светлую окрас- ку имеет только кислый плагиоклаз, остальные плагиоклазы серые или темно-серые. Невыветрелые полевые шпаты имеют стеклянный, а иногда и перламутровый блеск, выветрелые зерна блеска не имеют. В излившихся породах полевые шпаты иногда имеют стеклопо- добный вид и кажущуюся черной окраску. Важным отличием полевых шпатов от кварца является их спай- ность. Большинство их зерен обладает ровными плоскостями спай- ности, которые отражают свет одновременно от целой плоскости. В соляной кислоте полевые шпаты не разлагаются. Нефелин является фельдшпатидом, и он не может встречаться одновременно с кварцем в породе. Это объясняется тем, что магма, из которой формировалась порода, имела малое содержание оксида кремния SiO2, и при ее затвердевании он был израсходован на обра- зование силикатов, а на образование кварца ничего не осталось. В глубинных породах зерна нефелина имеют белесый и светло-серый с зеленоватым или красноватым оттенком цвет и отличаются жир- ным блеском. В излившихся породах вкрапленники могут быть и бесцветными, но в большинстве случаев они белые или светло- серые и образуют короткие столбики с квадратными, ромбовидны- ми или прямоугольными сечениями. Спайность нефелина несовершенная, на зернах не видно ровных площадок в отличие от полевых шпатов, которые находятся в поро- де совместно с нефелином. В соляной кислоте нефелин разлагается без шипения с образова- нием геля. Лейцит также фельдшпатид и поэтому не может встречаться в породе совместно с кварцем. Цвет его от белого до серовато-белого, изредка серо-желтый или красновато-серый. Может быть просвечи- вающим и даже прозрачным, но в приповерхностных условиях ча- ще выветрелый и непрозрачный. Блеск стеклянный, выветрелые зерна – без блеска. Характерным признаком лейцита является изометричная форма зерен округлого сечения. Если в излившихся породах он образует вкрапленники, то они часто имеют кристаллографические ограни- 92 чения (в лаве Везувия они имеют форму тетрагонтриоктаэдров). Спайность у лейцита несовершенная. В соляной кислоте разлага- ется с образованием геля. Минералы группы содалита являются фельдшпатидами и также не могут встречаться в породе совместно с кварцем. К этой группе относятся три минерала – содалит, нозеан и гаюин – с примерно одинаковыми внешними признаками. Цвет их белый, пепельно- серый, светло-желтый, зеленовато-серый и очень часто голубой. Образуют одинаковые по размерам зерна без заметной спайности, имеющие неровные, раковистые поверхности. Как правило, их можно встретить только в виде вкрапленников в излившихся поро- дах, где они имеют характерный признак – темную краевую полосу и часто корродированны (см. рис. 52, б). В соляной кислоте разла- гаются без шипения с образованием геля. Вулканическое стекло, если оно не выветрелое, имеет стеклян- ный блеск и раковистый излом. Некоторые стекла по виду напоми- нают смолы. В случае, когда порода не сплошь сложена стеклом, его можно наблюдать через лупу. Стекло выполняет мелкие поло- сти среди основной тонкозернистой массы и имеет коричневый или черно-коричневатый цвет. В большинстве случаев, однако, стекло в породе не видно, так как оно преобразуется во вторичные продук- ты, не имеющие внешних отличительных черт стекла. 93 Л а б о р а т о р н а я р а б о т а № 2.1 ИЗУЧЕНИЕ МАГМАТИЧЕСКИХ ГОРНЫХ ПОРОД Магматические горные породы обязаны своим происхождением затвердеванию природных, в подавляющем большинстве, силикат- ных расплавов как внутри Земли, так и на ее поверхности. В зависи- мости от условий формирования и залегания они подразделяются на: Интрузивные. Породы полнокристаллические, с ясно видимыми кристаллами. Слагают батолиты, лакколиты, штоки, силлы, и дру- гие интрузивные тела. Эффузивные. Плотные или почти плотные порфировые. Слагают лавовые потоки, но также и субвулканические интрузии. Жильные. Порфировидные или мелко- до микро- кристаллические. Слагают жилы, силлы, краевые части интрузий, мелкие интрузии. Пирокластические. Вулканический туф, тефра. Слагают слои, покровы. Среди эффузивных выделяют кайнотипные и палеотипные раз- ности. Кайнотипные породы (породы почти или совершенно свежие) содержат водянопрозрачные, стекловидные, полевошпатовые вкрапленники (основная масса неразличима), бесцветные или вос- ково-желтые, имеют шероховатый на ощупь (вследствие мелкой пористости) излом и однородную (без пятен, потеков, ржавчины) окраску основной массы. Палеотипные породы (породы измененные) имеют всегда плот- ную основную массу, часто неравномерно окрашенную, причем по- левошпатовые вкрапленники здесь мутные и окрашенные. Классификация магматических горных пород основана на уста- новлении их минералогического и химического состава, структур- ных и текстурных особенностей. В табл. 5 приведено среднее со- держание минералов в магматических породах по Т. Барту. Цифры таблицы представляют собой средние арифметические, рассчитан- ные из результатов анализов сотен пород. 94 Таблица 5 Средний минеральный состав магматических горных пород Минералы Содержание, % Кварц Щелочные полевые шпаты Плагиоклаз Оливин Пироксен Роговая обманка Биотит Мусковит Магнетит, гематит, ильменит Нефелин Апатит Сфен Хлорит и серпентин 12,4 31,0 29,2 2,6 12,0 1,7 3,8 1,4 4,1 0,3 0,6 0,3 0,6 Сумма 100,0 Самыми распространенными минералами являются полевые шпаты, сумма которых составляет более 60 % от общего объема всех магматических пород. Минеральный состав горных пород зависит от химического со- става магмы и от условий ее кристаллизации. Условия кристаллиза- ции определяют появление тех или иных минералов, в частности образование полиморфных разновидностей. Так, калиевый полевой шпат в эффузивных породах кристаллизуется в форме санидина, а в интрузивных породах – ортоклаза или микроклина. Роговые обман- ки кристаллизуются только в глубинных условиях, а при застыва- нии лавы на земной поверхности вместо них образуются пироксе- ны. Такой минерал, как лейцит, может образоваться лишь в эффу- зивных породах, а в интрузивных породах он заменяется смесью ортоклаза и нефелина. В качестве главнейших классификационных признаков магмати- ческих пород используется также их химический состав. Средние содержания (массовая доля) главных породообразующих оксидов 95 магматических пород (по Ф. Кларку и Г.Вашингтону) представлены в табл. 6. Таблица 6 Средние содержания породообразующих оксидов магматических пород Оксид Содержание, % SiO2 Al2O3 Fe2O3 FeO MgO CaO Na2O K2O H2O Всего: 59,12 15,34 3,08 3,80 3,49 5,08 3,82 3,13 1,15 98,01 Отношение суммы щелочей K2O+Na2O к глинозему Al2O3 опре- деляет щелочность породы: если она меньше единицы, то порода принадлежит к нормальному ряду, а если больше, то к щелочному. Породы со значительным содержанием щелочей считают щелоч- ными. Для отнесения породы к одной из этих групп обычно не обя- зателен химический анализ, так как химический состав пород отра- жается в их минеральном составе. Чем больше в породе кварца, тем она кислее, с возрастанием количества темноцветных минералов она переходит в средние, затем основные и ультраосновные. При этом в ней увеличивается содержание железа, магния, кальция и уменьшается кремнезема. Для пород щелочного ряда характерно большое количество калиевого полевого шпата. В щелочных поро- дах, как правило, присутствует нефелин и (или) лейцит, которые никогда не встречаются вместе с кварцем. По условиям образования магматические породы делятся на интрузивные и эффузивные. Ин- трузивные породы сформировались на относительно больших глу- бинах, эффузивные (излившиеся породы) затвердели непосред- ственно на дневной поверхности. 96 По степени вторичных изменений эффузивные породы делятся на кайнотипные – "молодые", неизмененные и палеотипные – "древние", в той или иной степени измененные и перекристаллизо- ванные главным образом под влиянием времени. Существенные вторичные изменения претерпевают полевые шпаты, биотит и ам- фиболы. Эти изменения устанавливаются микроскопическими ис- следованиями. Визуальное определение магматических горных пород не пред- ставляет больших трудностей и осуществляется по главным отли- чительным признакам. По этим признакам в первую очередь следу- ет установить, является порода интрузивной, жильной или эффу- зивной. Для этого прежде всего изучают их текстурные и струк- турные особенности. Различаются три вида текстур, возникающих в процессе кри- сталлизации магмы без влияния внешних факторов: однородная, или массивная, такситовая (неоднородная, пятнистая) и шаровая. Такситовая (неоднородная, пятнистая, или шлировая) текстура отличается неоднородным распределением составных частей пород в различных участках. Эти участки могут отличаться друг от друга как по составу (наличие скоплений мафических минералов), так и по структуре. Среди текстур, возникновение которых происходит под влиянием кристаллизации в движении или других причин, раз- личают линейную, полосчатую, гнейсовидную, трахитоидную, флюидальную. Линейная текстура проявляется в линейной ориентировке в про- странстве призматических или столбчатых минералов. Трахитоидная текстура связана с субпараллельным расположе- нием в породе таблитчатых или уплощенно-призматических кри- сталлов полевых шпатов. Эта текстура образуется при кристаллиза- ции расплава в движении. Флюидальная текстура вулканитов характеризуется потокооб- разным расположением зерен, микролитов, кристаллитов. Породы с флюидальностью часто характеризуются тончайшим переслаивани- ем разноокрашенных полос вулканического стекла. Микрополосча- тость вытянута в направлении движения лавы, обтекает вкраплен- ники, как правило, смята в мельчайшие складки. Флюидальность возникает при продвижении вязкой застывающей лавы. 97 Гнейсовидная текстура полнокристаллических интрузивных по- род с субпараллельным расположением преимущественно мафиче- ских минералов появляется в процессе кристаллизации магмы под воздействием одностороннего давления. Полосчатая текстура наблюдается у пород, сложенных череду- ющимися слоями разного состава или разной структуры. Образова- ние такой текстуры в интрузивных породах может быть связано с гравитационной дифференциацией или с процессами ликвации (разделение магмы на фракции в жидком состоянии), предшество- вавшими кристаллизации. Полосчатая текстура вулканитов пред- ставлена чередованием полос различной окраски (обычно мало- мощных – первые сантиметры, а чаще миллиметры), незначительно отличающихся друг от друга по химизму, структуре основной мас- сы, составу стекол. Пузыристая текстура обусловлена наличием в породе незапол- ненных полостей, которые ранее были заняты пузырьками газа. Они фиксируют процесс отделения от магмы летучих компонентов при ее извержении. Объем пузырей в породе, их форма и размеры свя- заны с составом магмы (а соответственно и флюидной фазы), а так- же зависят от приуроченности породы к той или другой части вул- канического тела, иногда значительно отличающейся режимом охлаждения и отделения летучих компонентов. При дальнейшем развитии пород пузырьковые полости выпол- няются вторичными минералами и образуется миндалекаменная текстура. Миндалины могут быть сложены одним минералом (например, хлоритом, карбонатом, кварцем) или двумя-тремя, тогда они имеют концентрически-зональное строение – стенки пустот выполнены одним минералом, а центральные части – другими. В зависимости от степени охлаждения магм находиться и сте- пень их кристаллизации: 1) при кристаллизации расплавов и магм в условиях оптимума получаются полнокристаллические структуры; 2) в наихудших условиях могут получиться совершенно или почти лишенные кристаллов стекловатые структуры; 3) в промежуточных условиях получаются структуры неполно- кристаллические. С условиями кристаллизации магм связана величина зерна в полнокристаллических породах. Если магма отвердевает медленно, 98 то условия наиболее благоприятны для получения или наиболее крупных кристаллов (небольшое количество центров, достаточно быстрый рост), или, во всяком случае, кристаллов более или менее равномерных. Получаемые в результате структуры называются равномернозернистыми. При этом по величине кристаллов разли- чают структуры: – гигантокристаллические при величине кристалла свыше 2 см; – крупнокристаллические при размере кристалла выше 5 мм; – среднекристаллические с величиной кристалла от 1 до 5 мм; – мелко- и тонкокристаллические – кристаллы видны невоору- женным глазом; – микрокристаллические – кристаллы видны в лупу или под микроскопом; – скрытокристаллические – в породах под микроскопом обна- руживается только кристалличность, а отдельные зерна неразличимы. При кристаллизации расплавов и, следовательно, при образова- нии горной породы сначала выделяется один минерал, который в дальнейшем растет, затем, при продолжающемся выделении этого минерала, начинает выделяться следующий и т.д. Кроме того, при наличии порядка кристаллизации отдельных минералов, совершен- но неизбежно, что первые минералы, кристаллизуясь при более вы- сокой температуре, находятся в более благоприятных условиях для роста, чем более поздние, выделяющиеся в более вязкой жидкости, и т.д. Наконец, может случиться и так, что часть магмы затвердева- ет в очень благоприятных для кристаллизации условиях на глубине, а не успевшая закристаллизоваться часть её вместе с выделившими- ся кристаллами изливается или в более высокие горизонты или на земную поверхность. Эти условия для кристаллизации менее благо- приятны или весьма неблагоприятны как вследствие быстрого по- нижения температуры, так и вследствие выделения газов и паров. Указанные обстоятельства, порознь или вместе, неизбежно вле- кут за собой неравномерность зерен минералов одних и тех же или разных видов в породе. Получается так называемая порфировая структура, при которой минералы породы весьма сильно отличают- ся друг от друга по величине. Во всякой порфировой структуре различаются два элемента: бо- лее крупные кристаллы — порфиры или вкрапленники и мелкая 99 масса, стекловатая или неполнокристаллическая, служащая как бы цементом для вкрапленников — основная масса. Выделяют, кроме нормальной порфировой структуры, еще структуру порфировидную. Под порфировидной понимают такую структуру, при которой полнокристаллическая основная масса име- ет легко различимое зернистое строение . Оно по размерам может соответствовать среднезернистой породе, как, например, в порфи- ровидных гранитах. Связь степени кристалличности и величины кристаллов с усло- виями отвердевания магмы определяется скоростью процесса осты- вания магмы. Магма затвердевает в породу не при определенной температуре, а в некотором интервале температур. Неполнокристаллическую породу без четко выраженных круп- ных вкрапленников часто называют афировой. Структура, в которой минералы прорастают друг друга, давая более или менее правильные грани называется письмен- ная или пегматитовая. Если же при одновременном выделении ми- нералы не прорастают друг друга, а соприкасаются, то получается структура аплитовая, в которой все минералы более или менее идиоморфны, более или менее изометричны. Эту структуру иногда называют сахаровидной. Кластические структуры имеют такие породы как пирокластиче- ские вулканические туфы. В неизмененных или мало измененных туфах встречаются часто обломки стекла, имеющие нередко харак- терную форму дужек, лунок (в разрезе), совершенно неправильных тонкопористых частиц (вулканический пепел), придающих породе под микроскопом своеобразный облик. В туфовых структурах нередко встречаются прекрасно образо- ванные кристаллы, а также вкрапленники - капли застывшей лавы, выброшенной силой взрыва из жерла вулканов. По структуре и текстуре породы определяют интрузивная она или эффузивная. Все интрузивные породы имеют полнокристалли- ческую структуру, массивную или пятнистую текстуру, а эффузив- ные – преимущественно стекловатую, порфировую, скрытокри- сталлическую структуру и массивную, шлаковую, миндалекамен- ную текстуры. 100 Задание 1. Изучение и описание отличительных признаков ин- трузивных пород. Цвет. У интрузивных пород цвет самый разнообразный. Если некоторые минералы в породе образуют изолированные скопления, то окраска будет пятнистой, полосчатой и др. Породы, окрашенные в светлые тона, называются лейкократовыми (рис. 53, а), а темные – меланократовыми (рис. 53, б). Чем больше в породе темноцветных минералов, тем больше цветовое число (объемная доля, % темно- цветных минералов). а б Рис. 53. Лейкократовая (а), меланократовая (б) Текстура. Для интрузивных пород наиболее характерными яв- ляются массивная (рис. 54, а, б), полосчатая, пятнистая (рис. 55) и др. хорошо различимые при макроскопическом исследовании. Рис. 54. Полнокристаллическая структура, массивная текстура: а – гранит; б – диорит 101 Рис. 55. Пятнистая текстура – светлые и темные минералы в породе сгруппированы отдельными пятнами. Габбро Структура. У интрузивных пород без микроскопа хорошо раз- личаются следующие структуры: афанитовая (отдельные зерна по- роды неразличимы); мелкозернистая (кристаллы видны невоору- женным глазом); среднёзернистая (от 1 до 5 мм); крупнозернистая (от 5 мм), гигантозернистая (более 2 см). Структуры могут быть равномерно-зернистыми и неравномерно-зернистыми, когда одни зерна по размерам резко отличаются от других. К последним отно- сится и порфировидная структура, образованная крупными кри- сталлическими зернами в мелкозернистом кристаллическом агре- гате. Графическая структура или пегматитовая представляет собой закономерное прорастание калиевого полевого шпата кварцем. Та- кая структура характерна для пегматита – крупнокристаллического калиевого полевого шпата с закономерно ориентированными кли- новидными вростками кварца, напоминающими древние письмена (рис. 56). Вростки кварца в полевом шпате обычно клиновидные. Рис. 56. Графическая или пегматитовая структура. Пегматит 102 Минеральный состав. С достаточной степенью точности объ- емные соотношения минералов можно определить на глаз. Акцес- сорными минералами часто бывают циркон, магнетит, апатит. Вто- ричные минералы – хлорит, серпентин и др. Количественные соотношения главных минералов. Они вы- ражаются в процентах по отношению ко всему объему породы. Цветное число. Выражается в процентах. Описание главных минералов. Это описание включает преобла- дающие размеры кристаллических зерен, их форму и те диагностиче- ские признаки, по которым можно безошибочно назвать минерал. Задание 2. Изучение и описание отличительных признаков эф- фузивных пород. Цвет. Описывается так же, как и при изучении интрузивных пород. Текстура. Наиболее распространенные текстуры эффузивных пород: массивная, полосчатая, слоистая, пятнистая, пузыристая или миндалекаменная. Если пустоты, напоминающие по форме зер- на миндаля, заполнены опалом, халцедоном, карбонатами, то тек- стура называется миндалекаменной (рис. 57). Рис. 57. Миндалекаменная текстура. Миндалекаменные базальты В отличие от миндалекаменной пузыристая текстура характери- зуется наличием пустот различной формы (рис. 58). 103 Рис. 58. Пузыристая текстура. Базальт Если удлиненные по форме минералы ориентированы так, будто они находятся как бы в окаменевших потоках и струйках жидкой лавы или магмы, то текстура называется флюидальной, а будучи проявленной в щелочных лавах – трахитовой. Следует быть внимательным, чтобы не принять за флюидаль- ность тонкую слоистость осадочных пород или гнейсовидность – метаморфических: флюидальность отличается крайней невыдержан- ностью, отдельные "слои" здесь на небольшом расстоянии меняют- ся по толщине, прерываются, изгибаются в различные складки. Структура. Наиболее типичными являются порфировая струк- тура, характеризующаяся наличием в очень мелкозернистой или скрытокристаллической основной массе отдельных, крупных кри- сталлов – вкрапленников (рис. 59), и афировая, свойственная пор- фировым породам, в которых нет вкрапленников. Рис. 59. Порфировая структура (порфир) 104 Минеральный состав вкрапленников (если они есть в породе). Характер распределения и количественные (объемные) соотно- шения (в %) вкрапленников друг с другом и с основной массой. Описание вкрапленников. В описании должны быть отражены размеры вкрапленников, форма зерен и диагностические признаки минералов. Зеленые оттенки основной массы могут указывать на интенсив- ные вторичные изменения (палеотипные разновидности). Наличие стекла в основной массе, наоборот, свидетельствует о кайнотипном облике породы. Если нельзя уверенно отнести породу к кайнотипной или палеотипной, то ее следует определять как кай- нотипную. Задание 3. Описание магматических горных пород и определе- ние их с помощью определителя. Магматических пород насчитывается более 1000, но лишь не- многие из них распространены в земной коре достаточно широко. Для интрузивных пород характерны различные формы полнокри- сталлических структур, эффузивные, как правило, обладают непол- нокристаллическими структурами (табл. 7). За основу большинства классификаций принято содержание оксида кремния (SiO2), которое и служит критерием для под- разделения пород на группы (табл. 8). При макроскопической диагностике магматических пород по- сле определения их структурных и текстурных характеристик изучается минералогический состав, который позволяет оценить содержание в породе оксида кремния. Основные и ультраосновные породы обычно не содержат квар- ца(SiO2). Цветное число основных пород достаточно велико, им свойственна окраска с преобладанием темно-серых тонов (лабра- дор – полевой шпат основных пород – имеет темно-серый цвет, а ультраосновные породы обычно окрашены в цвета, близкие к чер- ным или темно-зеленым). У средних пород преобладает серая окраска, кварца мало или нет совсем. Средние породы распознаются по большому количеству калиевого полевого шпата. 105 Таблица 7 Структуры магматических горных пород Структура Породы Полно- крис- тал- личе- ская Равномер- но зерни- стая Крупно- зернистая более 5 мм Интрузив- ные породы (глубинные, абиссаль- ные) Средне- зернистая 5–3 мм Мелко-зернистая 3–1 мм Афанитовая (скрытокристал- лическая) менее 1 мм Неравно- мерно зернистая Порфировидная Гипабис- сальные (полуглу- бинные) Пегматитовая Неполнокристаллическая Эффузив- ные, глав- ным обра- зом палео- типные Стекловатая Эффузивные Кислые породы светлоцветные, с большим количеством кварца. По мере увеличения кислотности пород содержания окислов железа и магния закономерно убывают. Ультраосновные породы сложены только оливинами и пироксе- нами; в основных к ним присоединяется кальциевый плагиоклаз. К средним породам относятся главным образом полевошпатовые по- роды с небольшой примесью железомагнезиальных минералов. В кислых породах уменьшается содержание магнезиально-железис- тых и кальциевых силикатов и появляются щелочные полевые шпа- ты и кварц. В ультракислых породах доля кварца значительно воз- растает. 106 Таблица 8 Группы магматических горных пород Группа пород Содержание SiO2 Название пород Ультраосновные SiO2 < 40 % Дунит, перидотит, пироксенит Основные SiO2 40–52 % Габбро, лабрадорит, базальт, диабаз Средние SiO2 52–67 % Сиенит, диорит, тра- хит, андезит, полево- шпатовый порфир, порфирит Кислые SiO2 67–75 % Гранит, липарит, кварцевый порфир Ультракислые SiO2 > 75 % Пегматит Кислые породы. Кислые интрузивные пароды нормального рада представлены гранитами. К этому основному названию обычно добавляется опре- деление, которое дают по преобладающему темноцветному мине- ралу – биотитовые, роговообманковые, и др. граниты. Разновидно- стью биотитовых или биотит – роговообманковых гранитов явля- ются рапакиви, в которых калиево-натриевый полевой шпат образует крупные округлые фенокристаллы (овоиды), окруженные оболочкой зеленого олигоклаза. Разновидности пироксеновых гра- нитов представляют собой чарнокиты – гиперстен-биотитовые гра- ниты. С гранитами тесно связаны гранодиориты, содержащие по сравнению с гранитами меньше кварца и значительно меньше кали- евого полевого шпата. Граниты и гранодиориты, а иногда и диори- ты объединяют в группу гранитоидов. К эффузивным породам кислого состава относятся липариты и их палеотипные разновидности – кварцевые порфиры. Структура этих пород, как правило, порфировая, вкрапленники представлены кварцем (присутствует постоянно), калиевым полевым шпатом и кислым плагиоклазом. В основной масce нередко отмечается стек- 107 ло. Визуальное определение степени вторичных изменений кислых эффузивов затруднено, поэтому в первом приближении можно (учитывая редкость липаритов) все кислые излившиеся породы от- носить к кварцевым порфирам. Стекла кислого состава – обсидианы похожи на обычное стекло, окрашенное в различные, часто очень темные (до черного) цвета. К стеклам относятся также пехштейн, имеющий жирный смоляной блеск, и пемза – легкая, очень пори- стая порода. Средние породы. Средние интрузивные породы нормального ряда – диориты в "чистом" виде встречаются редко. От гранитов отличаются отсут- ствием или низким (< 5 %) содержанием калиевого полевого шпата и большим (до 20) цветным числом. Кварцевые диориты, содержа- щие более 5 % кварца, представляют собой породы, переходные от диоритов к гранодиоритам. Средние эффузивные породы нормаль- ного ряда – андезиты и андезитовые порфириты – имеют порфиро- вую структуру, вкрапленники в виде зерен плагиоклаза и темно- цветных минералов; косвенным признаком для отнесений породы к андезитовым порфиритам может служить зеленый оттенок основ- ной массы. Средние интрузивные породы щелочного рада – сиени- ты – содержат большое количество калиевого полевого шпата и, в отличие от гранитов, практически лишены кварца. Средние эффу- зивные породы щелочного рада – трахиты и ортофиры имеют пор- фировую или афировую структуру и почти целиком состоят из ка- лиевого полевого шпата. Щелочные породы. Щелочные интрузивные породы – нефелиновые сиениты – внешне похожи на средние, но содержат нефелин. Нефелин можно легко спутать с кварцем, поэтому следует помнить, что кварц и нефелин в породах никогда не встречаются вместе. Основные породы. К основным интрузивным породам относится габбро – темно- окрашенные крупнокристаллические породы, в состав которых вхо- дит плагиоклаз. Разновидностью основных интрузивных пород яв- ляется лабрадорит, состоящий из темно-серых кристаллов лабрадо- ра, которые при определенных поворотах к свету начинают иризировать – светиться синим цветом. 108 Эффузивные породы основного состава распространены в зем- ной коре очень широко. Базальты – породы с четко выраженной порфировой структурой, более темные, чем андезиты; вкрапленни- ки базальтов на почти черном фоне основной массы выделяются очень резко, будучи представлены плагиоклазом и темноцветными минералами. Палеотипные разновидности базальтов, также как и андезитов, отличаются зеленым оттенком. Если в таких пародах есть вкрапленники, то это будут базальтовые порфириты; аналогич- ные породы без вкрапленников с очень мелкозернистым, скрыто- кристаллическим строением именуются диабазами. Ультраосновные породы (гипербазиты). Эти породы практически не содержат полевых шпатов и состоят почти нацело из пироксенов, оливина и магнетита. Представители этих пород следующие: дуниты – массивные темно-зеленые поро- ды, состоящие из оливина; перидотиты – более темные породы, где наряду с оливином встречаются пироксен; пироксениты – темно- серые, почти черные, чисто мелкозернистые тяжелые породы, со- стоящие главным образом из пироксена. Разновидностью перидоти- тов по составу являются кимберлиты (в трубках взрыва). Макроскопическое определение главнейших магматических пород Граниты и сиениты различаются макроскопически только по от- сутствию кварца во вторых (в гранитах кварца должно быть не ме- нее 20 %), представляют собой породы светлоокрашенные красно- го, розового, буроватого, желтого, светлосерого, иногда серовато- белого, почти никогда зеленовато-белого цвета, с небольшим (не более 10 %) количеством темноцветных, мафических, минералов, очертания которых легко улавливаются невооруженным даже лупой глазом. Гранодиориты от гранитов отличить макроскопически почти не- возможно, поэтому их в полевых исследованиях часто и не разде- ляют, называя гранитоидами. Необходимо иметь в виду, что в гра- нитах темных минералов не более 5–10 %, но лучше породы свет- лоокрашенные с зеленовато-белыми (исключительно) полевыми шпатами и кварцем называть кварцевыми диоритами, а те, в кото- 109 рых наряду с этими двумя минералами встречаются кое-где и розо- ватые, желтоватые и красноватые полевые шпаты, относить к гра- нодиоритам, если в этих гранитового вида породах окрашенных минералов около или более 10 %. Диориты содержат обычно не менее 15–20 % окрашенных мине- ралов, в числе которых находятся зеленовато-черные призмочки роговой обманки и часто также темнобурые блестящие листочки биотита. Общая окраска породы пестрая или темная; почти всегда полевые шпаты светлые, зеленоватые. В противоположность грано- диоритам, диориты кварца не содержат (не более 5 %). Габбро – также обычно темные породы, в которых имеются светлобурые призмы и зерна пироксенов с металловидным блеском. В то время как диориты, содержащие большей частью 15–20 % ма- фических минералов, по преимуществу пестрые, габбро, содержа- щие обычно около 50 % темноцветных компонентов, являются по- родами темными, буровато- или зеленовато-темносерыми или чер- ными. В габбро очень редко присутствует легко распознаваемый биотит, и поэтому одно только присутствие его в темной породе заставляет относить ее к диоритам. Плагиоклазы часто бывают тем- ными, но просвечивают в краях. Нефелиновые сиениты отличаются от сиенитов и других пород наличием нефелина. Бесполевошпатовые интрузивные породы от- личаются отсутствием полевых шпатов. Зелено-черные и бурые с металлическим блеском, более светлые, породы относятся к пироксенитам, а типичные дуниты отличаются оливково-зеленым, до черного, цветом и с выветрелой поверхности бывают покрыты желто-бурой тонкой коркой выветривания. Все интрузивные породы должны быть полнокристаллическими, часто средне- и крупнозернистыми. Определение эффузивных пород более сложное и невозможно без изучения шлифов пород под микроскопом. Порфировые вкрап- ленники здесь часто бывают так малы, что они остаются макроско- пически нераспознанными, так что часто бывает неизвестно, дацит, риолит или трахит находится перед исследователем. При этом по- роды кислые чаще всего светлоокрашены в белые, желтоватые и желтые, розовые и красные цвета, в то время как для остальных ха- рактерны серые, темносерые, шоколадные, зеленые и черные цвета. В частности, риолиты отличаются от трахитов только наличием (в 110 первых) вкрапленников кварца, выглядящих наподобие стекляшек на фоне основной массы. Андезиты и базальты – породы серые, темносерые или черные, шероховатые на ощупь, причем в базальтах могут быть заметны в лупу оливиновые вкрапленники, иначе эти две породы в поле отли- чить трудно. Андезиты с темнозеленой или шоколадно-бурой ос- новной массой имеют зеленовато-белые или реже белые (изредка и буроватые) полевошпатовые вкрапленники наряду с темноцветны- ми; базальты (диабазы) – мелко- иногда среднезернистые породы, в которых на темном зеленоватом фоне, большей частью не расчле- няемом глазом, видны белые или чаще зеленовато-белые удлинен- ные прямоугольнички, брусочки плагиоклазов. Фонолиты – породы с серой или серой с буроватым оттенкам ос- новной массой, в которой можно заметить в лупу округлые или тол- стопрямоугольные разрезы соответственно изометричных лейцитов или толстотаблитчатых нефелинов. Пикриты и авгититы черные или зеленовато-черные породы с большим удельным весом. Надо сказать, что в большинстве случаев эмпирическое правило "Чем светлее, тем кислее" для эффузивных пород является главным способом предварительной диагностики. Что касается жильных пород, то среди них легко определяются пегматиты, имеющие крупное зерно и бросающуюся в глаза пись- менную или пегматитовую структуру. С пегматитами часто бывают связаны полезные ископаемые (драгоценные камни, слюда, редко- земельные минералы и пр.), и поэтому необходимо следить за со- ставом этих пород. Особенно распространены гранитные пегмати- ты, состоящие из кварца и калиевого полевого шпата, находящихся во взаимном прорастании. Вообще же пегматитами часто называют крупно- и гигантозернистые породы, образующие обыкновенно не- правильные пятна среди своих интрузивных аналогов или пересе- кающие последние в виде жил, часто неправильных, напри- мер, сиенит-пегматит, габбро-пегматит и т.д. Так же связаны со своими аналогами и аплиты, мелкозернистые сахаровидные по структуре породы, лишенные или почти лишен- ные вкрапленников. От своих интрузивных аналогов, пересекаемых ими в виде жил, аплиты отличаются, кроме мелкой структуры, го- раздо меньшим содержанием темноцветных компонентов, так 111 что гранит- и сиенит-аплиты почти лишены темноцветных минера- лов, габбро-аплиты содержат их в два-три раза меньше, чем само габбро, и т.п. В связи с мелкозернистостью аплитов часто возника- ют большие затруднения при их полевом определении. Лампрофиры представляют собой антиподы аплитов, будучи, наоборот, сильно обогащены темноцветными компонентами – био- титом, амфиболом или пироксеном, по сравнению со своими интру- зивными аналогами. Породы эти, так же как аплиты, мелкозерни- сты, почти без вкрапленников. Это породы красно-, темно- или чер- но-бурые, иногда черные, часто зеленые, с различной густоты и оттенков окраской. Вследствие богатства легко разлагаемыми тем- ноцветными компонентами лампрофиры часто вскипают с соляной кислотой. В табл. 9 сведены классификационные характеристики и распро- странение магматических горных пород. Таблица 9 Распространение магматических горных пород Со- дер- жание SiO2 Группа пород Ряд щелоч- ности Кол-во кварца, % Цвет- ное число, % Интрузивные породы. Структуры полнокри- сталлические Эффузивные породы. Структуры порфировые Жильные породы Главные и второстепенные (в скобках) минералы (в некоторых разностях указанные второстепен. минералы могут быть главными) кайнотип- ные (молодые) палеотип- ные (древние) 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 75-67 кислая нор- маль- ный и щелоч- ной до 50 5 граниты липариты, пемзы, стекла (обсидиан) кварцевые порфиры Жильные граниты, аплиты, пегматиты, гранит-пор- фиры; лам- профиры, диорит- порфириты, кварц кварц, калиевый полевой шпат, кислый плагиоклаз (слюды, амфиболы) 67-52 сред- няя нор- маль- ный < 5 (до 0) 20 диориты андезиты, пемзы, стекла (обсидиан) адезитовые порфириты средний плагиоклаз, рого- вая обманка (кварц, калие- вый полевой шпат, слюды) щелоч- ной нет 20 сиениты трахиты, стекла (обсидиан) ортофиры калиевый полевой шпат, кислый плагиоклаз, слю- ды, амфиболы (плагио- клаз, кварц) нет до 50 нефелиновые сиениты крайне редки щелочные жильные породы калиевый полевой шпат, нефелин, лейцит, кислый плагиоклаз, слюды, щелоч- ные амфиболы и пироксены фонолиты финолито- вые и лей- цитовые порфиры Окончание табл. 9 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 52-40 основ- ная нор- маль- ный и щелоч- ной нет до 50 габбро базальты, стекла базальто- вые порфи- риты, диа- базы крайне редки основной плагиоклаз, пиро- ксены (слюды, амфиболы, оливин, магнетит) менее 40 ультра- основ- ная до 100 дуниты перидотиты крайне редки оливин оливин и пироксены пироксениты пикриты пикрито- вые порфи- риты крайне редки пироксены Описание основных магматических пород Интрузивные породы. Гранит (лат. granum – зерно) (рис. 60). Кислотность. SiO2 67–75 % – кислая порода. Химический состав. Кварц, калиевые полевые шпаты, кислые плагиоклазы, примеси слюды, реже роговой обманки, авгита. Ино- гда встречается эпидот, турмалин и гранаты. Цвет. Розовый, красноватый, светло-серый, желтоватый и др. Структура. Полнокристаллическая, равномерно кристалличе- ская, средне- и крупнозернистая. Текстура. Массивная. Удельный вес – 2,7. Форма залегания. Залегают чаще всего в форме батолитов, што- ков, реже образуют, дайки, лакколиты и жилы. Отдельность. Характерна пластовая матрацевидная, столбчатая и параллелепипедная отдельности. Месторождения. Россия, Украина, Беларусь (Микашевичи) и др. Генезис. Интрузивная (плутоническая) порода. Практическое значение. Используется для внешней облицовки зданий и сооружений, а также для скульптурных работ. С гранит- ными телами связаны месторождения различных ценных металлов (олова, вольфрама, молибдена, свинца, цинка и др.). Разновидности. Р а п а к и в и (фин. – гнилой камень) – крупно-зернистые биотитороговообманковые граниты с крупными кристаллами ортоклаза (рис. 61). Г р а н и т – п о р ф и р – когда на фоне основной мелкозернистой массы гранита выделяются отдельные крупные кристаллы полевых шпатов. Ч а р н о к и – гиперстеновый гранит, часто встречается среди гранитов докем- брийского возраста. А л я с к и т – характерно высокое содер- жание калиевых полевых шпатов, превышающее содержание пла- гиоклаза; практически отсутствуют темноцветные минералы, а если и встречается биотит, содержание его всегда ниже 5 %; кварц со- ставляет 35–40 % объёма породы. Г р а н о д и о р и т ы – от- личаются от гранитов тем, что плагиоклаз представлен не олигокла- зом, а андезином, который всегда преобладает над калиевым поле- вым шпатом; кварц составляет порядка 20 %; из темноцветных 115 минералов наряду с биотитом присутствует роговая обманка. Т о н а л и т ы – отличаются от гранодиоритов тем, что калие- вый полевой шпат в них либо отсутствует, либо является второсте- пенным минералом. В их составе присутствует андезин, роговая обманка, реже биотит и кварц, составляющий 25–30 % объёма по- род. П л а г и о г р а н и т ы – в отличие от гранита практиче- ски не содержат калиевые полевые шпаты; в их состав входит кис- лый плагиоклаз, кварц, роговая обманка. Диагностика. В отличие от схожего сиенита содержит кварц. Рис. 60. Гранит Рис. 61. Рапакиви Сиенит (от Syene – Сиена, греческое название древнеегипетско- го города Сун, ныне Асуан) (рис. 62, а, б). а б Рис. 62. Сиениты а, б 116 Кислотность. SiO2 52–67 % – средняя порода. Химический состав. Калиевый полевой шпат, плагиоклаз, с при- месью цветных минералов: роговой обманки, биотита, пироксена, изредка оливина. В отличие от гранита практически не содержит кварца (менее 5 %). В зависимости от содержания цветных минера- лов сиениты называют роговообманковыми, слюдяными, кварце- выми и др. В химическом отношении сиениты характеризуются со- держанием кремнезёма от 52 до 67 %, а по содержанию щелочей разделяются на нормальные и щелочные. В нормальных сиенитах плагиоклазы представлены олигоклазом и андезином; в щелочных присутствуют калиевые полевые шпаты, реже – альбит. Цвет. Светлоокрашенные породы, сероватые и розоватые. Структура. Полнокристаллическая, равномерно кристалличе- ская, иногда порфировидная, мелко- и среднезернистая. Текстура. Массивная. Удельный вес – 2,6. Форма залегания. Дайки, штоки. Отдельность. Пластовая или параллелепипедальная. Месторождения. Украина (Волынская область), Урал, Казахстан, Кавказ, Средняя Азия, США, Канада, Германия, Норвегия и др. Генезис. Интрузивная (плутоническая) порода. Практическое значение. Строительный материал. Разновидности. При содержании кварца более 5% порода назы- вается кварцевым сиенитом. Сиениты, содержащие щелоч- ные пироксены и амфиболы, выделяются как щелочные сие- ниты, а фельдшпатоиды как фельдшпатоидные сиениты. Диагностика. В отличие от гранита «не блестит», так как практи- чески не содержит кварца. Диорит (франц. diorite, греч. diorízo – разграничиваю, различаю) (рис. 63). Кислотность. SiO2 52–67 % – средняя порода. Химический состав. Плагиоклаз (андезин или олигоклаз), рого- вая обманка, реже авгит и биотит, иногда присутствует кварц. Вто- ростепенные минералы представлены титанитом, апатитом и магне- титом. 117 Рис. 63. Диориты 118 Цвет. Обычно тёмно-зеленый или коричнево-зеленый. Структура. Полнокристаллическая, равномерно кристалличе- ская, среднезернистая. Текстура. Массивная. Удельный вес – 2,7–2,9. Форма залегания. Штоки, жилы, лакколиты и др. интрузивные массивы. Отдельность. Пластовая, параллелепипедальная. Месторождения. Северная Америка (Кордильеры). Распростра- нен в Великобритании, Центральной Азии (Казахстан), России (Урал) и других районах мира. Генезис. Интрузивная порода. Практическое значение. Служит строительным материалом, ис- пользуется для облицовки зданий, изготовления ваз, столешниц, постаментов и т.д. В Древнем Египте и древней Месопотамии ис- пользовался и как скульптурный материал (см. рис. 54). В связи с диоритами часто развиваются золотоносные кварцевые жилы. Разновидности. Различают разновидности: кварцевые, бесквар- цевые, роговообманковые, авгитовые и биотитовые. Диагностика. Окраска диорита боле светлая, чем у габбро, ино- гда имеют совершенно лейкократовый облик. Габбро (итал. gabbro) (рис. 64). Кислотность. SiO2 45–52 % – основная порода. Химический состав. Плагиоклаз, моноклинный пироксен, а каче- стве акцессорных присутствуют апатит, ильменит, магнетит, иногда хромит. Цвет. Чёрная, тёмно-зелёная, иногда пятнистая порода. Структура. Полнокристаллическая, равномерно кристалличе- ская, крупно- и среднезернистая. Текстура. Массивная, иногда пятнистая, полосчатая. Удельный вес. 2,9-3,1. Форма залегания. Крупные лакколиты, лополиты, дайки, штоки. Отдельность. Пластовая, параллелепипедальная. Генезис. Интрузивная порода. 119 Рис. 64. Габбро Месторождения. Распространены в различных районах Велико- британии, в Северной Америке и вдоль побережья п-ова Лабрадор (Канада), в ЮАР, Франции, Шотландии (Великобритания) и др.; крупные массивы габбро известны на Урале, Украине, Кольском полуострове, в Закавказье и др. Практическое значение. Габбро иногда содержат скопления руд- ных минералов и в этих случаях могут использоваться как руды ме- ди, никеля и титана. Часто применяются в качестве строительного и облицовочного камня высокой прочности, для наружной и внутрен- ней облицовки, преимущественно в виде полированных плит и для приготовления щебня и дорожного камня. Разновидности. Анортозиты – лишены темноцветных минера- лов, нориты – состоят из плагиоклаза и ромбических пироксе- 120 нов, троктолиты – состоят из плагиоклаза и оливина. Если в габбро вместе с пироксеном присутствует оливин, порода носит назва- ние оливиновые габбро. Богатые плагиоклазом (85–90 %) габбро выделяются под названием плагиоклазитов. Диагностика. Более темная порода по сравнению с диоритом. Лабрадорит (назван по месту первой находки – на п-ове Лабра- дор в Северной Америке) (рис. 65). Рис. 65. Лабродориты 121 Кислотность. SiO2 . 45–52 % – основная порода. Химический состав. Состоит преимущественно из плагиоклаза – лабрадора с незначительной примесью (не более 5–7 %) пироксенов и рудных минералов. Цвет. Обычно серый, коричневатый или почти черный. Но встречаются и светлые разновидности. Структура. Полнокристаллическая, равномерно кристалличе- ская, крупнозернистая. Текстура. Массивная. Удельный вес – 2,7. Форма залегания. Лакколиты, лополиты, дайки, штоки. Отдельность. Пластовая, параллелепипедальная. Генезис. Интрузивная порода. Месторождения. Один из наиболее распространенных минералов группы плагиоклазов, встречается в изверженных породах основно- го состава (анортозитах, габбро и др.). Распространен в горах Адирондак и Уичито (США). Крупные массивы лабрадорита име- ются в Канаде (п-ов Лабрадор), Финляндии, в Украине. Практическое значение. Применяется как высококачественный облицовочный камень в основном в монументальной архитектуре, хотя некоторые образцы с яркой голубой и зеленой иризацией ис- пользуются как декоративно-поделочные камни. Разновидности. Является разновидностью габбро. Диагностика. Синий отлив на гранях слагающих кристаллов. Дунит (назван по имени горы Дун (Dun) в Новой Зеландии) (рис. 66). Кислотность. SiO2 < 45 % – ультраосновная порода. Химический состав. Почти мономинеральная оливиновая поро- да. В виде второстепенных примесей встречается хромит или маг- нетит, иногда платина. Случайные минералы – гранат, корунд. По- чти всегда присутствует серпентин. Цвет. Чёрный, тёмно- или светло-зелёный. Структура. Полнокристаллическая, равномерно кристалличе- ская, среднезернистая. 122 Рис. 66. Дуниты Текстура. Массивная. Удельный вес – 3–3,25. Форма залегания. Штоки. Отдельность. Пластовая, параллелепипедальная. Генезис. Интрузивная порода. Месторождения. Урал, Кавказ, Англия, Южная Африка и др. Практическое значение. Иногда содержат хромит и платину в промышленных масштабах. Разновидности. Хромитовые дуниты – богатые хромитом дуни- ты. Сидеронитовый дунит – дунит с магнетитом. Диагностика. Тёмно-зелёная окраска, связанная с большим коли- чеством оливина. Перидотит (от франц. péridot – перидот, или оливин) (рис. 67). Кислотность. SiO2 < 45 % – ультраосновная порода. Химический состав. Состоит главным образом из оливина (70–30 %) и пироксенов (30–70 %), иногда с роговой обманкой. В виде второстепенных минералов встречаются: магнетит, ильменит, пирротин, хромит, шпинель, гранат и др.; иногда перидотиты со- держат платину и некоторые никелевые минералы. 123 Рис. 67. Перидотит Цвет. Порода тёмной окраски, чаще всего зелёного или зелено- вато-серого цвета. Структура. Полнокристаллическая, равномерно кристалличе- ская. Текстура. Массивная, часто афанитовая (плотная). Удельный вес – 3,2. Форма залегания. Штоки. Отдельность. Пластовая, параллелепидальная. Генезис. Интрузивная порода. Месторождения. Северная Шотландия и др. Практическое значение. Перидотит в ассоциации с другими уль- траосновными и основными породами образуют протяженные поя- са и зоны, к которым приурочены месторождения хромита, плати- новых и силикатных никелевых руд, хризотил-асбеста, талька и др. полезных ископаемых. Разновидности. Перидотит с ромбическим пироксеном называет- ся гарцбургитом (саксонитом), с моноклинным – верлитом; с моноклинным и ромбическим одновременно вебстеритом (лер- цолитом). Диагностика. Темно-зеленая окраска. 124 Пироксенит (от франц. péridot – перидот, или оливин) (рис. 68). Кислотность. SiO2 < 45 % – ультраосновная порода. Химический состав. Пироксен, роговая обманка, из акцессорных минералов присутствует оливин, биотит, магнетит, ильменит, ино- гда хромит. Цвет. Тёмные, зеленовато-серые, иногда с буроватым оттенком, черные. Структура. Полнокристаллическая, равномерно кристалличе- ская, средне- и крупнозернистая. Текстура. Массивная, часто афанитовая (плотная), иногда пор- фировидная. Удельный вес – 3,1–3,25. Форма залегания. Небольшие массивы. Отдельность. Пластовая, параллелепипедальная. Генезис. Интрузивная порода. Месторождения. Шотландия. Практическое значение. К пироксенитам приурочены месторож- дения сульфидных руд, никеля. Разновидности. К о с ь в и т ы – пироксениты, состоящие из моноклинного пироксена со значительной примесью магнетита. Диагностика. По сравнению с перидотитами и дунитами более тёмно окрашены (почти чёрные), имеют более крупнокристалличе- ское строение. Рис. 68. Пироксенит Рис. 69. Пироксенит 125 Эффузивные породы. Кайнотипные (неизменённые). Липарит (итал. Lipari – Липарские острова, где он впервые был обнаружен) (рис. 70). Кислотность. SiO2 67–75 % – кислая порода. Химический состав. Вулканическое стекло, полевые шпаты. Кварц встречается и реже и практически незаметен. Из темноцвет- ных минералов встречаются блестящие листочки биотита, реже удлинённые или игольчатые кристаллы роговой обманки. Тонко- зернистый аналог гранита. Цвет. Светлые, почти белые. Структура. Порфировая или стекловатая. Текстура. Стекловатая или порфировая. Удельный вес – 2,3–2,4. Форма залегания. Встречается в виде лавовых потоков, вулкани- ческих куполов, пепловых накоплений. Отдельность. Генезис. Эффузивный аналог гранита. Кайнотипная порода. Месторождения. Во всех вулканических областях мира. Практическое значение. Используется для покрытия дорог и для строительных целей. Разновидности. Р и о л и т ы (греч. rhýax – поток, лава и líthos – камень), кайнотипная эффузивная горная порода, богатая кремнезёмом (68–77 %); обладает порфировой структурой, содер- жит вкрапленники кварца, калиевого полевого шпата, плагиоклаза, реже биотита или пироксена, погруженные в стекловатую основную массу обычно флюидальной текстуры (рис. 71). О б с и д и а н – стекловатая (почти без вкрапленников) разность липарита (рис. 72). Они часто темного, бурого, коричневого и черного цве- та. П е р л и т ы – скорлуповатые разности обсидианов. П е м з ы – светлые, очень пористые, легкие кислые излившиеся породы (рис. 73). Пемзы – продукт подводных излияний. П е х ш т е й н ы – чёрные, красные, бурые, зеленоватые, ино- гда желтоватые, реже белые вулканические стёкла со смоляным блеском. Диагностика. Неровный, шероховатый излом. 126 Рис. 70. Липарит Рис. 71. Риолит Рис. 72. Обсидиан Рис. 73. Пемза Трахит (греч. trachys шероховатый, неровный) (рис. 74, 75). Кислотность. SiO2 52–65 % – средняя порода. Химический состав. Главным компонентом является калиевый полевой шпат, преобладающий над кислым плагиоклазом; из тем- ноцветных минералов присутствуют в небольшом количестве био- тит, а также амфибол и пироксен. Вкрапленники представлены стекловидным санидином, менее кислым плагиоклазом, из темно- цветных – биотитом и амфиболом. Цвет. Серовато-белый, серый, розоватый, желтоватый или ко- ричневатый. Структура. Порфировая, скрытокристаллическая. Текстура. Полосчатая, пористая, флюидальная Удельный вес. 2,5. Форма залегания. Потоки, купола, щитовидные вулканы, не- большие гипабиссальные интрузии и дайки. Отдельность. Столбчатая. 127 Рис. 74. Трахит Рис. 75. Золото по трещине в кварцевом трахите в виде веточек (Румыния) Генезис. Эффузивный аналог сиенита. Неизменённая (кайнотип- ная) порода. Месторождения. Беларусь, Чехия, Франция, Северная Италия, Армения, Кавказ и др. Практическое значение. Красиво окрашенный трахит является декоративным и поделочным камнем. Разновидности. Породы, переходные между липаритами и тра- хитами называются т р а х и л и п а р и т а м и . Диагностика. Макроскопически очень похожи на липариты, но отличаются от них по отсутствию порфировых выделений кварца. Имеют шероховатый излом. Андезит (от названия горной системы Анды Andes в Южной Америке) (рис. 76, 77, 78). Кислотность. SiO2 52–65 % – средняя порода. Химический состав. Плагиоклаз, вкрапленники полевых шпатов, роговой обманки, биотита Цвет. Тёмно-серый или почти чёрный. Структура. Неполнокристаллическая (порфировая), мелкозерни- стая. Текстура. Плотная или пористая, флюидальная. Удельный вес – 2,5. Форма залегания. Потоки, купола. Отдельность. Столбчатая. 128 Рис. 76. Андезит Рис. 77. Гидротермально измененный андезит из зоны брекчии с новообразованиями халцедона и хлорита Рис. 78. Андезит природный осколочный Генезис. Эффузивный аналог диорита. Кайнотипная (неизменён- ная) порода. Месторождения. Кавказ (Армения), Камчатка, Курильские ост- рова, Украина, Грузия, Средняя Азия, и др. Практическое значение. Строительный и кислотоупорный мате- риал. Разновидности. По составу темноцветных минералов во вкрап- ленниках различают авгитовые, гиперстеновые, роговообманковые и биотитовые андезиты. Диагностика. В свежем изломе андезиты менее шероховаты, чем трахиты и обладают занозистой поверхностью. Базальт (лат. basaltes, basanites, от греч. basanos – пробный ка- мень; по другой версии, – от эфиоп. basal – железосодержащий ка- мень) (рис. 79–82). 129 Рис. 79. Базальт Рис. 80. Базальт Рис. 81. Выходы базальта в Бушмипсе (Северная Ирландия) Рис. 82. Базальт. Канатная лава. Неоген (плиоцен). Побережье Татарского пролива Кислотность. SiO2 45–52 % – основная порода. Химический состав. Представляет собой смесь плагиоклаза (лаб- радор, битовнит), пироксена и железисто-магнезиальных минералов (главным образом авгита). Иногда присутствует оливин в значи- тельном количестве. Базальты часто пористые; поры заполнены халцедоном, агатом, хлоритом, кальцитом и особенно цеолитами. Цвет. Чёрный, тёмно-серый. Структура. Порфировая или афировая. Текстура. Флюидальная, пузыристая, пористая, миндалекаменная. Удельный вес – 2,7–2,8. 130 Форма залегания. Покровы, потоки, некки, дайки, силлы, купола, траппы и др. Отдельность. Пластовая, столбчатая, шаровая, призматическая. Генезис. Эффузивная, кайнотипная порода. Месторождения. Западная Шотландия, Исландия, Ирландия, Гренландия, Камчатка, Курилы, Сицилия и др. Практическое значение. С базальтами связан исландский шпат – ценное оптическое сырьё, месторождения меди, никеля, платины. Высокая прочность базальта позволяет использовать его как строи- тельный и облицовочный материал; в качестве сырья для каменно- го (базальтового) литья, в виде щебня – как железнодорожный бал- ласт, в виде щебня и брусчатки – в дорожном строительстве. Ба- зальтовые столбы находят применение в портовых сооружениях. Разновидности. Д о л е р и т ы (греч. «долерос» – обманчи- вый) – базальты с долеритовой (полнокристаллической) структурой. Г и а л о б а з а л ь т ы – разновидности базальтов с большим количеством вулканического стекла в основной массе. По мине- ральному и химическому составу среди базальтов различают о л и в и н о в ы е – обогащены вкрапленниками оливина (до 40 % массы пород) и недонасыщенные кремнекислотой и т о - л е и т о в ы е (греч. «толос» – ил, грязь) базальты, отличающие- ся повышенным содержанием кремнекислоты. Характерной осо- бенностью толеитовых базальтов является наличие кварца и часто щелочного полевого шпата; во вкрапленниках содержат оливины. Диагностика. Цвет, вещественный состав вкрапленников, шеро- ховатый излом, иногда видны поры. Палеотипные (изменённые). Кварцевый порфир (порфир – от греч. porphýreos – пурпурный, называется по цвету одной из разновидностей порфира) (рис. 83–85). Кислотность. SiO2 65–75 % – кислая порода. Химический состав. Полевошпатово-кварцевая основная масса, частично замещённая вторичными минералами, и порфировыми включениями (в основном кварца, ортоклаза, часто с примесями плагиоклаза, биотита, роговой обманки, авгита). Цвет. Розово- или красно-серый до тёмно-серого, иногда с зеле- новатым оттенком. 131 Рис. 83. Порфировая ваза. Летний сад Рис. 84. Кварцевый порфир Рис. 85. Кварцевый порфир Структура. Порфировая. Текстура. Массивная или флюидальная. Удельный вес – 2,3–2,4. Форма залегания. Потоки, покровы, купола, реже дайки и лакко- литы, жилы и небольшие штоки. Иногда выполняют кальдеры или образуют лавовые озёра. Отдельность. Столбчатая. Генезис. Эффузивная, палеотипная (изменённая). Месторождения. Чехия, Новая Зеландия, Северная Америка, Япония, Казахстан, Средняя Азия, Алтай и др. Практическое значение. Строительный материал. Туфы, обсиди- аны и пемзы липаритового состава употребляются как гидравличе- ские добавки к цементу. 132 Разновидности. Ф е л ь з и т ы – без вкрапленников, с афи- ровой структурой. К в а р ц е в ы е а л ь б и т о ф и р ы – породы, содержащие исключительно альбит. Встречаются туфы, обсидианы и пемзы липаритового состава. Диагностика. В отличие от липаритов значительно выветрены, они более плотные, обладают матовым изломом. Полевошпатовый порфир (порфир – от греч. porphýreos – пур- пурный, называется по цвету одной из разновидностей порфира) (рис. 86). Рис. 86. Полевошпатовый порфир Кислотность. SiO2 52–65 % – средняя порода. Химический состав. Полевой шпат; стекло не содержится, или содержится в ничтожном количестве; биотит, амфибол, пироксен, каолинит, серицит и др. Цвет. Тёмный, буроватый, светло-серый. Структура. Порфировая. Текстура. Массивная. Удельный вес – 2,5–2,6. Форма залегания. Купола, потоки. Отдельность. Столбчатая. Генезис. Эффузивная, палеотипная (изменённая). Месторождения. Сибирь, Восточная Фергана, Алдан, Кавказ, Урал, Казахстан, Алтай и др. Практическое значение. Строительный материал. 133 Разновидности. О р т о ф и р ы – матовые, желтоватые или красноватые; вкрапленники состоят из мутного ортоклаза; тёмные минералы в значительной степени разрушены. Диагностика. В отличие от трахитов значительно выветрены. Порфирит (порфир – от греч. porphýreos – пурпурный, называ- ется по цвету одной из разновидностей порфира) (рис. 87–89). Рис. 87. Дайки низкотитанистых порфиритов Рис. 88. Порфирит Рис. 89. Порфирит Кислотность. SiO2 52–65 % – средняя порода. Химический состав. Плагиоклаз, вкрапленники полевого шпата; биотит, роговая обманка, пироксен; изредка встречаются вкраплен- ники оливина. По составу подразделяются на три семейства: диори- товые, диабазовые и габбропорфириты. 134 Цвет. В зависимости от степени изменения основной массы бы- вают серовато-зелёного и темноокрашенные порфириты, обычно тёмно-бурого цвета. Структура. Порфировая. Текстура. Массивная. Удельный вес – 2,5–2,6. Форма залегания. Купола, потоки. Отдельность. Столбчатая, плитчатая. Генезис. Эффузивная, палеотипная (изменённая). Месторождения. Сибирь, Восточная Фергана, Алдан, Кавказ, Урал, Казахстан, Алтай и др. Практическое значение. Строительный материал. Разновидности. О р т о ф и р ы – матовые, желтоватые или красноватые; вкрапленники состоят из мутного ортоклаза; тёмные минералы в значительной степени разрушены. Диагностика. В отличие от трахитов значительно выветрены. Диабаз (франц. diabase) (рис. 90–93). Кислотность. SiO2 45–52 % – основная порода. Рис. 90. Дайковый комплекс диабазов и риолитов в баймак-бурибайской свите Рис. 91. Железо в диабазе 135 Рис. 92. Диабазы. Кавказ Рис. 93. Шлиф диабаза. Южная Калифорния Химический состав. Плагиоклаз (чаще всего лабрадор), пи- роксен, оливин. Акцессорные минералы – магнетит, ильменит, апа- тит, иногда биотит и роговые обманки. Иногда присутствует кварц Цвет. Тёмно-зелёный, зеленовато-серый Структура. Скрытокристаллическая, мелко- и среднезернистая Текстура. Массивная, плотная. Удельный вес – 2,7. Форма залегания. Жилы, дайки, покровы, силлы. Отдельность. Столбчатая, шаровая. Генезис. Эффузивная, палеотипная (изменённая). Месторождения. Распространены очень широко. Кавказ, Арме- ния, Карелия, Закавказье, Украина, Урал и др. Практическое значение. Строительный материал. Разновидности. Спилиты – образуются в результате подводных морских излияний. Конгадиабаз (кварцевый диабаз) – диабаз с кварцем. Долериты – диабазы, в которых присутствуют продукты разрушения. Пикрит – базальты (океаниты) – оливиновые базаль- ты и переходные к перидотитам породы. При наличии вкрап- ленников диабазы называются диабазовыми порфиртами. Диагностика. Цвет, структура. Гипабиссальные (жильные) породы. Пегматит (еврейский камень, письменный гранит) (греч. pégmatos – скрепление, связь) (рис. 94–98). Кислотность. SiO2 > 75 % – ультракислая порода. Химический состав. Полевые шпаты, чаще всего калиевые, кварц, слюда. Характерно присутствие берилла, турмалина. 136 Цвет. Розовый, красноватый, светло-серый, желтоватый и др. Структура. Полнокристаллическая, крупнозернистая. В пегмати- тах часто развиваются своеобразные структуры закономерного про- растания полевого шпата правильно ориентированными зернами кварца – пегматитовая (графическая) структура. Текстура. Массивная. Удельный вес – 2,5–2,7. Форма залегания. Жилы, штоки, линзы. Размеры пегматитовых жил сильно варьируют и могут достигать нескольких километров в длину при нескольких метрах по мощности. Отдельность. Пластовая. Генезис. Гипабиссальные, преимущественно жильные породы. Рис. 94. Пегматит Рис. 95. Пегматит Рис. 96. Пегматит Рис. 97. Мусковит в пегматитах 137 Рис. 98. Пегматитовая порода с включениями ловозерита и эвдиолита Месторождения. Бразилия (Минас-Жерайс), Норвегия (Гитерё близ Арендаля, Крагерё в Телемарке), Швеция (Иттерби). Карелия и др. Практическое значение. Пегматиты являются основным источ- ником полевых шпатов для керамической и стекольной промыш- ленности, слюды и пьезокварца – для электротехнической промыш- ленности, а также драгоценных камней. В них содержатся редкоме- тальные и редкоземельные минералы (сподумен, берилл, колумбит, танталит, лепидолит, касситерит, и др.). Разновидности. Г р а н и т – п е г м а т и т ы – связаны с гранитной магмой. Диагностика. Цвет, структура. Применение таблиц – определителей. Для определения магматических пород часто применяются таб- лицы – определители (табл. 10). В качестве примера использования такой таблицы рассмотрим определение образца серой породы с крупными светлыми коричне- вато-желтыми пятнами. В породе ясно различимы кристаллические зерна размером в поперичнике в среднем до 3 мм и более крупные, длиной до 1,5 см. Из этого следует, что структура породы полнокристаллическая среднезернистая порфировидная, текстура массивная, а порода яв- 138 ляется интрузивной (если бы кристаллических зерен не было видно, а структура была порфировой или афировой, то породу следовало отнести к эффузивной или жильной). Серый цвет обусловлен развитием серых зерен плагиоклаза и кварца, составляющих примерно до 30 % объема породы. Крупные светлые коричневато-желтые зерна, количество которых также до- статочно велико (≈ 30%), представлены калиевым полевым шпатом. В породе присутствует немного мелких чешуйчатых зерен черного биотита и очень мелких изометричных или неправильной формы зерен магнетита; по их количеству можно установить, что цветное число породы около 5. Наличия кварца дает возможность отнести породу к кислой или в крайнем случае средней группе по содержанию кремнезема. Так как количество кварца велико и в породе содержится калиевый по- левой шпат, она попадает в группу кислых и однозначно определя- ется как биотитовый гранит. Другой пример: темно-серая с зеленым оттенком, однородная без видимой общей зернистости порода с отдельными вкрапления- ми крупных темно-серых и черных кристаллических зерен. Струк- тура ее порфировая, текстура – массивная; на этом основании поро- да может быть отнесена к эффузивной (или жильной). Отсутствие кварца и калиевого полевого шпата во вкрапленни- ках исключает кислый состав породы. Он может быть средний (но не щелочной, так как порода не содержит калиевого палевого шпа- та) или основной. Большое цветное число (во вкрапленниках пи- роксен составляет около 20% объема породы, и кроме того, он несомненно, содержится в темноокрашенной основной массе) и темно-серый, по-видимому, основной плагиоклаз вкрапленников позволяет считать породу основной. Таким образом, учитывая зеленый оттенок основной массы (признак развития вторичных минералов), породу следует назвать базальтовым порфиритом. Таблица 10 Определитель магматических горных пород № пп Цвет Кол-во темно- цветн. минера- лов, % Хими- ческий состав Структура Текстура Минеральный состав Плот- ность Название породы и хозяйственное использование 1 2 3 4 5 6 7 8 9 1. И н т р у з и в н ы е 1 серый, розо- вый, красный 5 кислый от мелко- до гигантокри- сталлической массивная кварц, полевой шпат, роговая об- манка, слюды 2,5-2,7 гранит – строительство, обли- цовочный материал 2 белый, светло- серый, розо- вый, зелено- ватый менее 5 кислый от средне- до гигантокри- сталлической пегматито- вая, мас- сивная кварц, полевой шпат, слюды 2,3-2,5 пегматит – содержит берилл, изумруд, зо- лото, топаз и др. 3 розовый, серый 20 средний мелко- и сред- некристалличе- ская массивная полевой шпат, ро- говая обманка, слюды 2,6-2,8 сиенит – строительство 4 серый, зеле- новато-серый до 50 средний среднекристал- лическая массивная полевой шпат, авгит, биотит 2,7-2,9 диорит – строительство 5 серый, зеле- новато-серый до 50 средний средне-крупно- кристалличе- ская массивная полевой шпат, кварц, авгит, биотит 2,6-2,8 диорит кварцевый (гранодиорит) – строительство Продолжение табл. 10 1 2 3 4 5 6 7 8 9 6 темно-серый, черный более 50 основ- ной крупнокристал- лическая массивная полевой шпат, ро- говая обманка, пироксен, авгит 2,7-3,2 габбро – облицовочный мате- риал 7 темно-серый, синевато- серый основ- ной крупно-гиганто- кристаллическая массивная лабрадор 2,7-3,2 лабрадорит – облицовочный мате- риал 8 зеленочерный, черный, олив- ково-серый основ- ной мелкокристал- лическая массивная оливин, хромит, магнетит 3,2 дунит – строительство 9 черный ультра- основ средне-крупно- кристаллическая массивная пироксен 3,1-3,3 пироксенит – строительство 10 зеленовато- черный ультра- основ среднекристал- лическая массивная оливин, пироксен 3,0-3,2 перидотит – строительство 2. Э ф ф у з и в н ы е 11 белый, светло- серый 5 кислый порфировая пятнистая, пористая кварц, полевые шпаты, роговая обманка, слюды 2,3-2,7 липарит – абразив, бутовый камень 12 розовый, красный менее 10 кислый порфировая пятнистая, пористая кварц, полевые шпаты, роговая обманка, слюды 2,5-2,7 кварцевый порфир – строительство 13 светлосерый, зеленовато- серый до 15 сред- ний порфировая пятнистая, пористая полевые шпаты, роговая обманка, слюды 2,4-2,7 трахит – для изготовления жерновов 14 серый, розовый до 50 сред- ний порфировая полосчатая, пятнист. полевой шпат, авгит, биотит 2,6-2,8 андезит – абразив, кислотоус- тойчивый материал Окончание табл. 10 1 2 3 4 5 6 7 8 9 15 темно-серый, бурый до 50 сред- ний порфировая пятнист. полосчатая полевой шпат, кварц, авгит, биотит 2,6-2,7 андезитовый порфирит 16 темно-серый, черный более 50 основ- ной афировая массивная, порист. полевые шпаты, роговая обманка, пироксен, авгит 2,6-3,1 базальт – строительство, каменное литье 17 темно-серый, темно-зеле- ный основ- ной порфировая массивная, пятнистая полевые шпаты, роговая обманка, пироксен, авгит 3,0 диабаз – строительство 18 непостоянный стекловидная пузыристая непостоянный 0,3-0,4 пемза – абразив, производ- ство пемзобетона 19 непостоянный стекловидная пузыристая непостоянный 1,4-2,5 вулканический туф – строительство 20 непостоянный стекловидная массивная, флюидаль- ная непостоянный 2,2-2,4 обсидиан – поделочный камень Л а б о р а т о р н а я р а б о т а № 2.2 ОСАДОЧНЫЕ ГОРНЫЕ ПОРОДЫ Осадочные горные породы образуются в результате осаждения минеральных веществ в водной или воздушной среде в ходе экзо- генных процессов. По способу образования минерального вещества осадочные породы делятся на – обломочные – состоящие из обломков минералов и горных по- род; – органогенные – в основе которых находятся твердые части ор- ганизмов и продуктов их жизнедеятельности; – хемогенные – представленные минералами, сформировавши- мися химическим путем. Между этими группами осадочных пород нет четких границ, по- этому часто встречаются породы смешанного происхождения. Осо- бенно часто это наблюдается среди органогенных и хемогенных (группа хемогенно-органогенные породы). Задание 1. Изучение диагностических признаков осадочных горных пород. Главными признаками, определяющими осадочные породы, являются состав осадка, степень диагенеза, цвет, текстура, структу- ра, пористость и плотность. Состав осадка зависит от способа его образования: это могут быть обломки горных пород и минералов, органогенное вещество или продукты химических реакций. В соот- ветствии с этим породу относят к обломочной, органогенной, хемо- генной или смешанного состава. Степень диагенеза – признак, который показывает, какие изме- нения произошли в осадке после его образования в процессе пре- вращения в горную породу. Иногда видимых признаков диагенеза нет: например, встречаются пески, которые, образовавшись милли- оны лет назад, не преобразовались в литофицированную породу, а так и остались песками. В таких случая осадок считается горной породой, если он перекрыт более молодыми отложениями. Остава- ясь на поверхности, он сохраняет название осадка, даже если окру- жающие условия изменились, например, морские условия смени- 143 лись континентальными. Диагенез связан с обезвоживанием (дегид- раратацией) осадка, перекристаллизацией, старением коллоидов и др. Образование цемента в обломочных породах – один из мощных факторов диагенеза. Чаще всего цемент бывает глинистый, кремни- стый или железистый, состоящий из оксида железа. Цвет породы не относится к главным диагностическим призна- кам, но часто может способствовать ее определению. Окраска оса- дочных пород включает все известные цвета и оттенки. Ее появле- ние зависит от многих причин, главными из которых является окраска обломков и минералов, слагающих породу, а также цвет цемента. Так, белыми или светлоокрашенными бывают породы, со- держащие карбонаты, сульфаты, галоиды, кремнистое вещество или кварц; железистый цемент придает породе различные оттенки ко- ричневого цвета; зеленый цвет связан с окраской зерен глауконита, хлоритов и т.п. Текстура осадочных пород – расположение зерен в породе – полнее всего изучается в обнажении, менее полно – в керне буро- вых скважин и в образцах. Текстура определяет многие физические свойства породы – проницаемость, крепость, раскалываемость и т.д. Текстуры осадочных и вулканических пород подразделяются на поверхностные, присущие поверхностям напластования и объем- ные, слагающие весь объем породы. Для учебных целей важнее изучение именно объемных текстур, которые можно наблюдать в камеральных условиях в отдельно взя- тых образцах. В земной коре наиболее часто встречаются слоистые текстуры, когда в породе четко различаются слои: полосчатые, когда слои различаются и по цвету; массивные, когда нельзя установить зако- номерности в положении составных частей; пятнистые, когда от- дельные составные части породы образуют обособления в виде пя- тен. На рис. 99 показано типичное залегание осадочных пород. Структура во многом зависит от принадлежности породы к той или иной генетической группе. Так, структуры обломочных пород – обломочные, различаются по форме и размерам обломков – частиц размером более 0,01 мм, прежде существовавших пород. 144 Рис. 99. Типичное залегание Тонкообломочные – пелитовые структуры характерны для гли- нистых или пелитовых пород ( греч. пелёс – глина), состоящих из частиц размером менее 0,01 мм (глина, мергель). Хемогенные породы часто имеют кристаллические разнозерни- стые структуры. Кристаллы минералов могут визуально наблюдать- ся в породе (каменная соль, гипс). При скрытокристаллической структуре – афонитовой кристаллы минералов в породе просматри- ваются только под микроскопом (мел). Некоторые породы (кремень) имеют аморфную структуру. В органогенных породах – либо органогенные структуры, если порода состоит из целых раковин или других остатков скелетов, либо детритусовые (лат. детритус – перетертый), когда остатки ор- ганизмов оказываются перетертыми или раздробленными. Пористость является характерным признаком для многих оса- дочных пород. Она оценивается по размеру пор, их количеству и способу образования. Плотность. Определение плотности, даже сделанное приблизи- тельно, может облегчить диагностику: например, внешне похожие гипс и ангидрит легко различить по этому признаку; плотность этих минералов соответственно 2400 и 2900 кг/м3. Слоистость свойственна большинству осадочных пород. Она чрезвычайно разнообразна. Для диагностики осадочных горных по- род слоистость малопригодна, так как тип слоистости практически не связан с составом породы. 145 Задание 2. Изучение обломочных, горных пород и их классифи- кация. Обломочные или классические (греч. кластес – обломок) породы образуются из обломков минералов и горных пород; чаще всего они накапливаются как морские осадки. Классификация обломочных пород основана на величине обломков, степени их окатанности и наличии или отсутствии цемента. Определяя внешний вид пород, эти признаки отражают и их происхождение (табл. 11). Таблица 11 Обломочные горные породы Группа пород Размеры облом- ков, мм Рыхлые породы Сцементированные поро- ды окатан- ные неокатан- ные окатанные обломки неокатан- ные об- ломки Грубооб- ломочные (псефи- ты) > 200 валуны глыбы Конгломера- ты: валунные галечные гравийные глыбовые брекчии 200–10 галька, галечник щебень брекчии 10–2 гравий дресва Песчаные (псамми- ты) 2–1 1–0,5 0,5–0,25 0,25–0,1 Пески: грубозернистые крупнозернистые среднезернистые мелкозернистые Песчаники: грубозернистые крупнозернистые среднезернистые мелкозернистые Алевриты Пелиты* 0,1–0,01 0,01 Алевриты Глины Алевролиты Аргиллиты *Пелиты рассматриваются как обломочные породы условно, так как в их образовании главенствующими процессами являются химические. Иногда они выделяются в отдельную генетическую группу – глинистые. Грубообломочные породы или псефиты (греч. псефос – каме- шек) состоят из обломков, которые по форме и размерам делятся на 146 окатанные и неокатанные, крупные, средние и мелкие. К окатанным относятся обломки, имеющие округленные или сглаженные ребра – валуны, галечник, гравий; неокатанные обломки всегда остроуголь- ны – глыбы, щебень, дресва. Псефиты с окатанными обломками, скрепленными цементом, называются конгломератами, а состоящие из неокатанных сцементированных обломков – брекчиями. Сцемен- тированные обломочные породы образовались путем цементации рыхлых пород разнообразными химическими веществами. Наибо- лее прочным является кремнеземистый цемент (вторичный кварц, опал, халцедон), менее прочны железистый (лимонит), карбонатный (кальцит) и малой цементирующей способностью отличается гли- нистый цемент. Брекчии представляют собой компактные породы, состоящие из угловатых обломков дресвы или щебня, сцементированных каким- либо цементом. Петрографический состав этих обломков отличает- ся однородностью. Угловатая форма обломков обеспечивает хоро- шее сцепление их с природными цементами, поэтому брекчии при некоторых видах цементов имеют достаточно высокую прочность и используются как отделочные камни. Брекчии имеют ограниченное распространение. Конгломераты – сцементированные природным цементом скоп- ления гальки, гравия, мелких валунов и др., отличающиеся от брек- чий пестротой петрографического состава, широким диапазоном прочности от 5 до 160 МПа и изменением средней плотности в ин- тервале 1500 … 2900 кг/м3. По сравнению с брекчиями конгломера- ты отличаются меньшей прочностью, так как окатанный обломоч- ный материал довольно слабо связывается с цементом. Практиче- ское значение этих пород невелико. Слабо сцементированные их разновидности используются для получения балласта, а красивые – как отделочные декоративные камни. Мощные отложения конгло- мератов известны в Крыму и Средней Азии. При описании псефитов следует указывать состав, величину и степень окатанности обломков, степень диагенеза, состав и окраску цемента, количественные соотношения (обычно, в процентах по объему) обломков и цемента; если обломки имеют разный состав, то отражаются их количественные соотношения, так же, как и коли- чественные соотношения обломков разных размеров. 147 Пример описания конгломерата: конгломерат гравийный, плотно сцементированный, коричневый, пятнистый, с серыми, зеленовато- серыми и темно-серыми пятнами. Обломки имеют размеры в попе- речнике от 5 до 20 мм; преобладает гравий; мелкой округло-упло- щенной гальки, главным образом из песчаников, не более 15 %. Среди обломков, кроме песчаников, встречается кварц и хлорито- вые сланцы. Цемент бурый, коричневый, железистопесчанистый, заполняет участки между прилегающими друг к другу гравием и мелкой галькой. Содержание в породе цемента около 20 %. В группу псаммитов – песчаных пород ( греч. псаммос – песок) входят породы с размером обломков от 0,1 до 2 мм. Их принято разделять по крупности зерен на грубозернистые с диаметром частиц от 1 до 2 мм; крупнозернистые – от 1 до 0,5 мм; среднезернистые – от 0,5 до 0,25 мм; мелкозернистые – от 0,25 до 0,1 мм. Рыхлые разновидности псаммитов называют песками, а сцемен- тированные – песчаниками (см. табл. 9). Пески состоят преимуще- ственно из кварца, наиболее устойчивого к химическому выветри- ванию минерала. Псаммиты, состоящие из зерен одного минерала, называют олигомиктовыми (греч. олигос – немногий, миктос – смешанный), а состоящие из нескольких минералов – полимикто- выми. По минеральному составу различают следующие главные группы песчаных пород. Чистые кварцевые пески и песчаники (олигомиктовые ) светлой окраски, содержащие в виде примесей полевые шпаты, слюды и др. Смешанные (полимиктовые) пески, состоящие из смеси минера- лов, в которой преимущественно находятся полевые шпаты, слюды, амфиболы и др. Среди этих пород наибольшее распространенные имеют аркозовые пески красного или серого цвета, преимуще- ственно кислого полевошпатового состава, с небольшой примесью кварца и других минералов. Песчаники образуются путем цементации зерен песка при про- сачивании через них разнообразных минеральных растворов. В за- висимости от разновидности цементов различают кремнистые, из- вестковые, железистые, гипсовые, глинистые, фосфоритовые, биту- 148 минозные и другие виды песчаников. Их прочность определяется видом природного цемента, характером его сцепления с зернами песка, плотностью породы. Она колеблется в широких пределах от 1 до 150 МПа и выше, а средняя плотность – от 1900 до 2800 кг/м3. Наиболее прочными (100... 150 МПа и более) являются кремнистые песчаники со средней плотностью до 2800 кг/м3. Малой прочно- стью отличаются глинистые песчаники, легко разрушающиеся при насыщении водой или циклическом замораживании и оттаивании. Известковые песчаники неводостойкие. В битуминозных песчаниках битум, пропитывающий толщи по- род, составляет до 20 % их массы. Окраска песчаников зависит от цемента: кремнистые и известко- вые имеют белые и светлые тона, железистые – желтые и краснова- тые и т. д. Песчаники широко распространены в Карелии, Украине, и др. Они используются для получения стенового камня, бута, щебня, а также декоративного отделочного материала. Их разновидности, содержащие не менее 97 % кремнезема, идут на изготовление кис- лотоупорных материалов и сырья, для получения огнеупоров, абра- зивов и др. Железистые пески и песчаники обычно представляют собой кварцевые пески и песчаники, зерна которых покрыты коркой бу- рых железистых минералов; цемент песчаников также железистый, поэтому цвет пород коричневый – от лилово-бурого до ржаво- коричневого. Магнетитовые и гранатовые пески и песчаники встречаются редко. Кварц глауконитовые пески и песчаники состоят из зерен квар- ца (20–40 %) и глауконита (60–80 %) с небольшой примесью слюды и других минералов; в зависимости от количества глауконита пески имеют более или менее выраженную зеленую окраску. При вывет- ривании, которое сопровождается разложением глауконита и обра- зованием оксидов железа, цвет их становится ржаво-бурым. Аркозовые пески и песчаники образуются при разрушении гра- нитоидов, поэтому в их состав входят кварц, полевые шпаты и не- большое количество темноцветных минералов, биотита, роговой обманки, пироксена; состав цемента песчаников разнообразен. 149 Глаувакки – темно-серые, зеленовато-бурые или зеленовато- коричневые, часто плотно сцементированные псаммиты, сложенные главным образом зернами темноцветных минералов – амфиболов, пироксенов и др. При описании псаммитов следует указывать размеры зерен, ми- неральный состав и окраску. Степень окатанности зерен для диа- гностики большого значения не имеет, но если она визуально раз- личима, то приводится в описании. Для сцементированных пород по возможности в описании приводится состав цемента и его осо- бенности. Для полимиктовых пород необходимо определить коли- чественные соотношения зерен различных минералов и степень сортировки. Пример описания песчаника: плотная зеленовато-серая порода, состоящая из зерен кварца размером в поперечнике 0,3–0,5 мм (20 %), глауконита до 3 мм (60 %), придающего зеленый оттенок породе, и зеленовато-серого цемента (≈20 %), вскипающего при воздействии разбавленной соляной кислотой. Порода определяется как песчаник известковистый, полимиктовый (кварц – глауконито- вый), среднезернистый. Наибольшей чистотой и однородностью зерен отличаются мор- ские и эоловые отложения. Морские и речные пески имеют окатан- ную форму зерен, а ледниковые – угловатую форму, наиболее бла- гоприятную для строительных целей. Вредной примесью песков являются глинистые и пылеватые фракции (0,05...0,005 мм). При оценке качества песка как строительного материала учитывают его минеральный и гранулометрический составы, форму зерен, пори- стость, коэффициент фильтрации и др. Средняя плотность песков – 1800 кг/м3. Пески являются главным сырьем для получения керамики, ди- наса, стекол, бетонов и растворов, кирпича; используются для до- рожных покрытий, в абразивном производстве. Распространены повсеместно. Алевриты (рыхлые) и алевролиты (плотные) породы отличают- щиеся от песчаных содержанием более мелких частиц. Они сложе- ны пылеватыми частицами минералов размером от 0,1 до 0,01 мм. 150 К алевритам относятся лессы (лёсс – светлоокрашенная пористая порода, содержащая кварц, полевые шпаты, до 30 % кальцита и до 50 % глинистых минералов), супеси (алевритовый материал с пес- ком), суглинки (алевритовый материал с глиной) и некоторые дру- гие породы. Средняя плотность лессов– 1200...1800 кг/м3. Они от- личаются просадочностью, легко размокают в воде. Используются в цементной промышленности как добавка в бе- тоны, в производстве кирпича, черепицы и др. Распространены в Беларуси, европейской части России, на юге Украины, в Средней Азии, южной Сибири. Пелиты, или глины (греч. пелес – глины), группа тонкообломоч- ных пород, состоящих более чем наполовину из мельчайших (менее 0,01...0,001 мм) чешуеобразных частиц глинистых минералов, среди которых не менее 25 % имеют размеры менее 0,001 мм. По основ- ным свойствам пелиты отличаются oт обломочных пород, имея ма- лые размеры, частицы пелитов не оседают на дно под действием силы тяжести, а образуют суспензии. Глины – породы, образующие с водой пластичную массу, твер- деющую при высыхании, а при обжиге приобретающую твердость камня. В сухом состоянии глины бывают землистые, рыхлые или очень плотные. Твердость их равна I, они легко царапаются ногтем, если потереть поверхность плотной глины, на ней остается блестя- щая полоска. Глины липнут к языку и, в отличие от алевролитов, не скрипят на зубах. Насыщаясь, эта порода разбухает и превращается в пластичную массу, которая при дальнейшем добавлении воды приобретает способность течь. За счет гигроскопичности она спо- собна поглощать до 70 % (по объему) воды, а после полного насы- щения водой становится водоупорной и не пропускает воду. Чи- стые глины называются жирными; с примесью, песка – тощими. В зависимости от содержания в породе песка различают песча- нистые глины или глинистые пески; глины с примесью карбоната кальция называются известковыми. Глины образуются при выветривании полевошпатовых и неко- торых других силикатных пород и состоят преимущественно из глинистых минералов типа каолинита, монтмориллонита и гид- рослюд с примесью кварца, слюды, вторичного кальцита, опала и др. 151 Большинство глин являются полиминеральными, однако среди них имеются наиболее ценные мономинеральные: каолинитовые и монтмориллонитовые разновидности. Главным фактором при применении глин в строительстве и про- изводстве строительных материалов является их минеральный со- став. Полиминеральные глины являются сырьем для производства кирпично-черепичных изделий, грубой керамики, глинозема, огне- упоров и т. д. Каолины – белые глины, сложены в основном каолинитом и сравнительно свободны от примесей оксидов железа. Они пред- ставляют собой белые тонкозернистые, жирные на ощупь малопла- стичные породы, являющиеся продуктами разложения (гидролиза) алюмосиликатов диссоциированной водой, содержащей свободные ионы водорода и растворенную СО2. Они образуются при выветри- вании полевошпатовых пород. В коре выветривания каолины со- держат примеси зерен кварца, чешуек слюды и других, устойчивых к выветриванию минералов, входящих в состав исходной породы. Наиболее чистые каолины возникают при размыве коры выветрива- ния и переотложения ее продуктов. Каолины используются в производстве фарфоро-фаянсовых из- делий, цемента, шамота. Месторождения каолинитовых глин находятся в Украине, Си- бири, на Урале и др. Каолинитовые глины являются континенталь- ными отложениями и образуются в условиях кислой среды. Монтмориллонитовые глины появляются при разложении вул- канических пеплов в щелочной среде. Среди них выделяются силь- но набухающие в воде натровые глины с преобладанием катиона Na над катионами Са, Mg и неразбухающие кальциевые – с преобла- данием Са над катионами Na и Mg. К первым относятся бентониты и флоридины, породы белой, серовато-белой, розоватой и другой окраски, характерной особенностью которых является сильное набухание при увлажнении с увеличением объема примерно в 16 раз и более и высокая адсорбционная способность. Большинство этих глин обладает резко выраженной пластичностью. С увеличе- нием в глинах механических примесей пластичность их быстро снижается. Монтмориллонитовые глины применяются в качестве адсорбентов, так как обладают высокой поглотительной способно- 152 стью. Их месторождения встречаются в Грузии, Крыму, Придне- провье, Закарпатье, Средней Азии. В описании глин указывают следующие признаки: цвет, сте- пень влажности и кислотности, примеси, часто обуславливающие окраску породы (углистые глины темные, почти черные; битуми- нозные – темно- коричневые или почти черные, имеющие запах би- тума во влажном состоянии, оставляющие жирное пятно на бумаге); текстуру (листовая, плойчатая и др.); наличие растительных остат- ков окаменелостей и др. Аргиллиты – это плотные, твердые (твердость до 3) породы, об- разующиеся в результате диагенеза глин, которые при этом утрачи- вают пластичность и водопоглощаемость. В коре выветривания пород, содержащих алюмосиликаты – гра- нитоидов и др., нередко встречаются специфические породы – бок- ситы. Это плотные породы, окрашенные в красные, реже в серые тона, состоящие главным образом из оксидов алюминия, часто с примесью оксидов железа, имеющие обломочную или солитовую структуру. Главными минералами бокситов являются диаспор и гидраргиллит, сырье для производства алюминия. Задание 3. Описание и определение органогенных и хемогенных горных пород. Породы этих групп образуются как в водной среде, так и на по- верхности суши в результате жизнедеятельности животных и расти- тельных организмов или химических процессов, а часто тех и дру- гих процессов вместе. В связи с этим органогенные и хемогенные породы рассматриваются вместе и классифицируются по химиче- скому составу, в соответствии с которым выделяют карбонатные, кремнистые, сернокислые, галогенные, фосфатные и углеродистые. Карбонатные породы Известняки – образования, состоящие из кальцита, часто с при- месью глины и песка. По содержанию глинистых примесей разли- 153 чают глинистые известняки (глины < 20 %), известковистые мерге- ли (> 20 %), мергели (30–50 %) и известковистые глины (глины > 50 %). При увеличении количества песка в известняках их называют песчанистыми известняками или известковистыми песчаниками. При определении известняков используются реакции с разбав- ленной соляной кислотой (10 %), при воздействии которой они бур- но вскипают, но при этом на поверхности образца не образуется, в отличие от мергелей, грязное пятно. По структуре среди известняков различают крупно- средне- и мелкозернистые, равномерно- и неравномерно-зернистые, земли- стые, солитовые, кристаллически-зернистые, детритусовые (лат. детритус – перетертый), афанитовые (греч. афанэс – неясный), плотные и др. Они также весьма различны по текстуре, окраске и другим признакам. По происхождению известняки разделяются на органогенные и хемогенные. Органогенные известняки бывают как плотными, так и пористыми и даже кавернозными. Органогенное происхождение известняков часто легко определяется: во многих случаях они со- стоят из хорошо различимых раковин моллюсков, члеников мор- ских лилий, раковин, скелетных частей – зоогенные известняки или из скелетных образований водорослей – фитогенные известняки. В зависимости от того, скелетные образования, каких организ- мов слагают породу, различают известняки коралловые, фузулино- вые, нуммулитовые. Известняки, которые состоят из почти полностью сохранивших- ся створок раковин пластинчато-жаберных моллюсков, называют ракушечниками. Чистые известняки белые, но примеси окрашивают их в самые разные цвета. Биохимические известняки состоят из мельчайших зерен каль- цита, выделенных бактериями, и в них не наблюдается каких-либо признаков органогенной структуры. Эти известняки образуют пере- ходы к известнякам химического происхождения. Многие известняки имеют смешанный органогенно-хемогенный генезис, например, писчий мел (60–70 % остатки планктонных ор- ганизмов, а остальная масса – порошкообразный кальций химиче- ского происхождения). 154 Хемогенные известняки встречаются часто. Среди них различа- ют: микрозернистые известняки, состоящие из мельчайших зерен кальцита; оолитовые известняки, образованные шаровидными из- вестковыми зернами, по форме и размерам напоминающие прося- ное зерно («икряной камень»); известковые туфы – пористые поро- ды, формирование которых связано с отложением кальцита водами источников, богатыми двууглекислой известью. Эти породы часто содержат отпечатки растительных и животных организмов. Хемо- генные известняки часто образуют натечные формы, примерами которых служат сталактиты и сталагмиты в известковых пещерах. Мергели – широко распространенные карбонатные породы, имеющие большое практическое значение как сырье для цементной промышленности. Имеют высокую плотность, раковистый или не- ровный скол, белые или светлоокрашенные, бурно реагируют с раз- бавленной соляной кислотой, причем на поверхности породы оста- ется грязное пятно. Среди известняков и мергелей иногда встречаются кремнистые разновидности. У них большая твердость и не очень интенсивная реакция с разбавленной соляной кислотой. Доломиты – породы, содержащие не менее 95 % минерала до- ломита. Чистые доломиты встречаются очень редко, в основном наблюдаются различные переходы от известняков к доломитам. Из- вестковистые доломиты содержат более 50 % доломита, а доломи- товые известняки менее 50 %. Макроскопическим способом отли- чить доломиты от известняков обычно нельзя. Диагностическим признаком является реакция с разбавленной соляной кислотой; до- ломиты вскипают только будучи растертыми в порошок. Для доло- митов характерен (но не обязателен) шершавый, как бы тонкопес- чанистый излом. Кремнистые породы Породы, состоящие преимущественно из кремнезема, могут иметь как органическое, так и химическое происхождение. Диатомиты – скопления микроскопических скелетов диатомо- вых водорослей, состоящих из опала. Диатомиты – белые или свет- ло-желтые породы, мягкие, легкие, рыхлые, часто похожие на пис- 155 чий мел, но в отличие от последнего не реагируют с соляной кисло- той. Диатомит легко растирается, руками в тончайшую пудру, жад- но впитывает влагу и прилипает к языку. Трепелы – внешне не отличимы от диатомитов, но имеют колло- идально-химическое происхождение. Они состоят из мельчайших зернышек опала, видимых лишь под микроскопом. Диатомиты и трепелы применяются в строительстве, химической (поглотители) и др. отраслях промышленности. Опоки – пористые породы от серого до черного цвета. Состоят из опала и примеси кремнистых остатков мельчайших организмов (радиолярий, панцирей диатомей и др.). Они твердые и легкие, при ударе раскалываются на мелкие остроугольные обломки с ракови- стым изломом. Яшмы – плотные и твердые породы, сложенные скрытокристал- лическим кварцем или халцедоном. Часто содержат остатки радио- лярий. Образуются в результате накопления кремнистого вещества вулканического происхождения (из гидротерм на дне водоемов). Кремнистые конкреции нередко присутствуют в самых различ- ных осадочных породах. Представляют собой желваки с плотным кремнистым ядром и концентрически-зональной текстурой обрас- тания, если они имеют внутри пустоты, то называются жеодами. Сернокислые и галогенные породы Сернокислые и галогенные породы различаются по химическому составу, но близки по условиям формирования. Среди этих пород распространены мономинеральные разности: каменная соль, гипс и ангидрит, которые образуются в соленосных водных бассейнах. Каменная соль (галит) – зернисто-кристаллическая масса от светлой до черной окраски. Диагностические признаки: соленый вкус, легкая растворимость в воде. Каменная соль встречается как в сплошных массивах, так и в виде примесей в обломочных породах и глинах. При выветривании на поверхности таких пород возникают белые налеты ("выпоты") соли. Гипс образуется в виде зернисто-кристаллических масс. Чистый гипс – снежно-белый, желтый или розовый. В зависимости от при- месей окраска может быть разнообразной. Легко распознается по 156 небольшой твердости, и малой плотности, не превышающей, 2400 кг/м3. Часто гипс встречается в различных осадочных породах в виде мелких зерен или друз. Ангидрит – серая или голубовато-серая плотная порода с плот- ностью до 3100 кг/м3 и твердостью до 3,5, что резко отличает его от гипса. Ангидрит встречается на глубинах более 70 м, а на поверх- ности он вследствие гидратации переходит в гипс, увеличиваясь при этом в объеме, и приобретает гофрированную текстуру. Железистые породы Оолитовые железные руды – скопления оолитов лимонита раз- мером в поперечнике от 0,2 до 15 мм. Эти руды часто обогащены псиломеланом – марганцевой рудой. Образуются они при выпада- нии гидроксидов железа в осадок из морской или пресной воды. Сидерит – встречается в виде минеральных включений в осадоч- ных породах или, реже, образует небольшие пласты и линзы. Ис- пользуется в качестве руды редко. Пирит и марказит также слагают иногда пласты и линзы, но большого промышленного значения не имеют. Фосфатные породы Фосфориты – породы, богатые фосфатами кальция. В зависимо- сти от состава и количества примесей внешний вид изменяется в широких пределах. Одни фосфориты имеют облик песчаников, дру- гие – афанитовую структуру и гладкий, ровный излом. Окраска в основном темная, но встречаются и светлые разновидности, твер- дость до 5. Для фосфоритов характерен чесночный запах, который они издают при ударе или трении. Обычно встречаются в виде кон- креций различной формы, реже слагают пласты. Иногда наблюда- ются слои обломочного материала с фосфатным цементом. Фосфо- риты содержат большое количество оксида фосфата, являются цен- ной рудой и используются как в химической промышленности, гак и в сельском хозяйстве для производства удобрений. 157 Углеводородные соединения и углеродистые породы К классу углеводородных соединений относится большое коли- чество сравнительно слабо изученных соединений, представляю- щих из себя преимущественно битумы, воска и соли органических кислот. Примером битума является парафин (СпН2п+2), который выпадает в осадок при движении нефти по трещинам; разновидность парафи- на носит название озокерит (горный воск). Примером смолы является янтарь (С4ОН64О4). Соли органиче- ских кислот в природе многочисленны, но описано как минералы всего несколько, например, соли щавелевой кислоты ведделлит (СаС2О4-2Н2О) и вевеллит (СаС2О4Н2О), кристаллики которых об- разуются в клетках растений, углях и сланцах, или оксалит (FeC2О4.2H2О), образующийся в бурых углях. Практически все углеводородные соединения имеют экзогенное (обычно биогенное) происхождение. Некоторые, как янтарь и па- рафин, применяются как отдельные минералы, большинство же яв- ляется компонентами нефти и углей. В группу углеродистых входят как органогенные, так и хемогенные породы. Из них широко распространены торфы, ископаемые угли, горю- чие сланцы, битуминозные породы и нефть. Торф – порода, состоящая из неполностью разложившихся рас- тительных остатков и гумифицированного вещества, обогащенного органическими кислотами. Ископаемые угли образовались из остатков растительности, на- копившейся в мелководных водоемах и болотах в процессе углефи- кации, в результате которого органическое вещество теряло кисло- род и водород и обогащалось углеродом по следующей схеме: древесина (50 % С), бурый уголь (≈70 % С), каменный уголь (82 % С), антрацит (95 % С). Бурый уголь – плотная темно-бурая или черная порода с мато- вым или реже стеклянным блеском, раковистым изломом и бурой чертой. Каменный уголь – черный, с жирным блеском и черной матовой или блестящей чертой, хрупок, пачкает руки, излом раковистый. Обладает хорошо выраженной слоистостью. 158 Антрацит – отличается от каменного угля большей твердостью, ярким полуметаллическим блеском, неровным изломом и тем, что он не пачкает рук. Горючие сланцы – сланцеватые темно-серые, бурые или корич- невые породы, горящие коптящим пламенем с выделением густого дыма и запаха битума. Образуются они при накоплении битумов одновременно с отложением тонких илов. Битумы представляют собой нефти и летучие горючие вещества. Битуминозные породы пропитаны или содержат рассеянные вклю- чения нефти. Это темные породы, издающие запах битума при уда- ре. Битумы в породе обнаруживаются по реакции с хлороформом; на бумаге после испарения капли хлороформа с порошком породы, содержащей битумы, остается масляное пятно. Нефти представляют собой жидкости от светло-желтого (легкие разновидности) до коричневато-черного (тяжелые разновидности) цвета со специфическим запахом битума и масляным блеском, кап- ля нефти на воде образует, радужную пленку. При определении осадочных горных пород описывают текстуру и структуру породы, характер слоистости (в случае ее отсутствия это должно быть специально оговорено). Указывается окраска, твердость (для монолитных мономинеральных пород), излом, плот- ность, состав породы, а также все виды включений. 159 Л а б о р а т о р н а я р а б о т а № 2.3 МЕТАМОРФИЧЕСКИЕ ГОРНЫЕ ПОРОДЫ Метаморфические горные породы возникают в результате преоб- разования осадочных, магматических, а также ранее существовав- ших метаморфических пород, происходящего в земной коре под воздействием эндогенных процессов. Эти преобразования протека- ют в твердом состоянии и выражаются в изменении минерального, а иногда и химического состава, структуры и текстуры пород. Реже минеральный состав сохраняется. Метаморфизм происходит под воздействием высокой температуры и давления, а также вследствие привноса и выноса вещества высокотемпературными растворами и газами. Одна из современных классификаций метаморфизма, которая основана на факторах, определяющих процесс, приведена в табл. 12. Таблица 12 Классификация процессов метаморфизма Тип метаморфизма Факторы метаморфизма Метаморфизм погружения Увеличение давления, циркуляция водных растворов Метаморфизм нагревания Рост температуры Метаморфизм гидратации Взаимодействие горных пород с водными растворами Дислокационный метамор- физм Тектонические деформации Импактный (ударный) мета- морфизм Падение крупных метеоритов, мощные эндогенные взрывы Большое значение для процессов метаморфизма имеет состав исходных пород. Главнейшее отличие метаморфических пород от магматических и осадочных заключается в их минеральном составе, 160 а также структурных и текстурных особенностях. Метаморфиче- ские породы состоят лишь из минералов, устойчивых в условиях высоких температур и давления. Такими минералами являются: кварц: альбит и другие плагиоклазы; калиевый полевой шпат (мик- роклин); слюды (мусковит и биотит); роговая обманка; пироксен (авгит); магнетит; гематит, то есть, большинство минералов магма- тических пород, а также характерный минерал осадочных пород - кальцит. Кроме того в метаморфических породах распространены минералы, типичные только для этого типа пород – серицит, хло- рит, актинолит, тальк, серпентин, гранат, графит. Формы залегания метаморфических пород Поскольку исходным материалом метаморфических горных по- род являются осадочные и магматические породы, их формы зале- гания должны совпадать с формами залегания этих пород. Так на основе осадочных пород сохраняется пластовая форма залегания, а на основе магматических – форма интрузий или покровов. Этим иногда пользуются, чтобы определить их происхождение. Так если метаморфическая порода происходит от осадочной, ей дают при- ставку пара- (например, парагнейсы), а если она образовалась за счёт магматической породы, то приставку орто- (например, ор- тогнейсы). Состав метаморфических пород Химический состав метаморфических горных пород разнообра- зен и зависит в первую очередь от состава пород, из которых они образовались. Однако состав может и отличаться от состава исход- ных пород, так как в процессе метаморфизма происходят изменения под влиянием привносимых водными растворами веществ и метасоматических процессов (процессов замещения). Минеральный состав метаморфических пород также разнообра- зен. Они могут состоять из одного минерала (мономинеральные), например кварца (кварцит) или кальцита (мрамор). Полиминераль- ные породы состоят из многих сложных силикатов. Главные поро- дообразующие минералы представлены кварцем, полевыми шпата- 161 ми, слюдами, пироксенами и амфиболами. Наряду с ними присут- ствуют типично метаморфические минералы гранаты, андалузит, дистен, силлиманит, кордиерит, и некоторые другие. Для слабоме- таморфизованных пород особенно характерны, такие минералы метаморфического происхождения как тальк, хлориты, актинолит, эпидот, карбонаты. Физико-химические условия образования метаморфических по- род, определённые методами геобаротермометрии весьма высокие. Они колеблются от 100–300 °C до 1000–1500 °C и от первых десят- ков баров до 20–30 кбаров. Все метаморфические породы обладают полнокристалли- ческими структурами, так как ни в одной из них не может со- храниться вулканическое стекло. Структуры метаморфических пород возникают в процессе перекристаллизации в твёрдом состоянии, так что ни в один момент метаморфизации порода не приходит ни в состояние плавления, ни в состояние растворения. Такой процесс назы- вается кристалло-бластез (blastano – расти), а образующиеся структуры – кристаллобластовыми. По форме зёрен выделяются следующие структуры: – гранобластовая (агрегат изометрических зёрен); – лепидобластовая (агрегат листоватых или чешуйчатых кри- сталлов); – нематобластовая (агрегат игольчатых или длиннопризматиче- ских кристаллов); – фибробластовая (агрегат волокнистых кристаллов). По относительным размерам: – гомеобластовая (агрегат зёрен одинакового размера); – гетеробластовая (агрегат зёрен разных размеров); – порфиробластовая; – пойкилобластовая (наличие мелких вростков минералов в ос- новной ткани породы); – ситовидная (обилие мелких вростков одного минерала в круп- ных кристаллах другого минерала 162 По величине зерен различают крупнокристаллическую структу- ру (диаметр частиц 1 мм), средне (0,25–1мм) и мелкокристалличе- скую ( < 0,25 мм). Весьма важна для распознавания материнской породы, из кото- рой произошла данная метаморфическая, так называемая реликто- вая (латинское relictus – оставленный, остаточный) структура, т.е. остающаяся в небольших участках метаморфической породы струк- тура первоначальной породы. Обычно реликтовые структуры со- храняются в породах, подвергавшихся лишь низким ступеням ме- таморфизма. В метамагматических породах часто обнаруживаются следы та- ких структур магматических пород, как сферолитовая и др. В ме- таосадочных породах выделяются бластопсаммитовая, бла- стоалевролитовая и т.п. структуры. В некоторых случаях остаточные структуры сохраняются и в породах средних ступеней метаморфизма. Встречаются также сла- бометаморфизированные скрытокристаллические и переходные разности, содержащие участки первичных пород некристаллическо- го строения. Существует еще одна группа структур метаморфических пород – катакластические, которые формируются в результате первоначаль- ной деструктуризации а затем перекристаллизации первичной по- роды. Текстура пород, как пространственная характеристика свойств породы, отражает способ заполнения пространства. По взаимному расположению и типам зерен выделяют следующие текстуры мета- морфических пород: – сланцевая – с параллельным расположением чешуйчатых или таблитчатых минералов; – гнейсовая – с параллельным расположением таблитчатых ми- нералов при малом содержании чешуйчатых частиц; – полосчатая – с чередованием полос различной толщины и раз- личного минерального состава; – волокнистая – с вытянутыми примерно в одном направлении волокнистыми и игольчатыми минералами; – очковая – с рассеянными в породе более крупными овальными зернами или агрегатами, обычно выделяющимися по цвету; 163 – плойчатая – в случае присутствия в породе очень мелких складок; – беспорядочная – с неориентированным расположением зерен обычно округло-неправильной формы; – массивная – в случае прочного сложения породы при плотном, связанном соединении минеральных зерен. Сланцеватая текстура, свойственная огромному большинству метаморфических пород – кристаллическим сланцам. Сланцева- тость характеризуется тем, что породы распадаются на тонкие плитки и пластинки благодаря тому, что в метаморфических поро- дах получили широкое распространение листоватые, чешуйчатые и пластинчатые минералы, которые формируются при кристаллиза- ции в условиях высоких давлений. Сланцеватость выражается в параллельном расположении мине- ралов породы: биотиты, вообще слюды и хлориты располагаются так, что явно лежат в параллельных плоскостях, призмочки роговой обманки все удлинены в одном и том же направлении и т.п. Слан- цеватость объясняется тем, что минералы в сланцах развиваются и растут в наиболее благоприятном для роста направлении, т.е. в направлении, перпендикулярном к давлению. При этом сланцева- тость обусловливается или прежними плоскостями наслоения оса- дочной породы, или вновь образующимися, под влиянием спрессо- вывания, поверхностями отдельности, скольжения или кливажа. Развитию сланцеватой текстуры способствует стресс. Различают сланцеватость, возникающую при механических деформациях, и кристаллизационную сланцеватость, которая связана с явлениями перекристаллизации. Сланцеватость может осложняться мелкими складками, тогда образуется плойчатость. Существует также линзо- видная сланцеватость – очковая текстура, когда на фоне основной массы могут выделяться отдельные порфиробласты или линзовид- ные агрегаты кристаллов (полевых шпатов, кварца), облекаемые сланцеватостью. Полосчатая текстура, характеризующаяся чередованием отлича- ющихся по минеральному составу параллельно расположенных слоев, может образоваться по исходным полосчатым породам. Воз- никают такие текстуры и за счет метаморфической дифференциа- ции вследствие перераспределения вещества. 164 Пятнистые текстуры формируются при неправильном пятнистом распределении минералов в породах. Они встречаются в метамор- физованных обломочных породах, в том числе туфах, а также появ- ляются за счет стяжения в процессе метаморфизма первично рав- номерно распределенного в породе тонкодисперсного вещества. Например, пятнистые текстуры отмечаются при стяжении углистых частичек, тончайших чешуек хлорита и серицита в экзоконтактовых зонах интрузий. Массивная текстура характеризуется отсутствием ориентировки породообразующих минералов. Среди реликтовых текстур метаморфических пород хорошо раз- личается миндалекаменная, которая обнаруживается в метамагма- тических породах низких ступеней метаморфизма, и иногда в ам- фиболитах. Миндалекаменная текстура представлена более или ме- нее округлыми или овальными агрегатами среди сланцеватой массы породы. Флюидальные текстуры, обычные для вулканических пород кис- лого состава, также изредка сохраняются в метаморфических поро- дах низких ступеней метаморфизма. В метаосадочных породах нередко отмечаются реликты слои- стой текстуры, иногда устанавливается первичная ритмичная или косая слоистость. Метаморфическая сланцеватость и полосчатость развиваются параллельно первичной полосчатости (что бывает ча- ще) или секут ее под некоторым углом (рис. 100). Рис. 100. Метаморфическая горная порода, расслоившаяся по двум перпендикулярным направлениям (Долина Смерти, США) 165 Задание 1. Изучение метаморфических горных пород в зависи- мости от условия их происхождения. Породы регионального метаморфизма образуются под действи- ем высокого неравномерного давления и высокой температуры на больших пространствах. Особенно значительные изменения испы- тывают глинистые породы. В процессе диагенеза глины уплотняют- ся и обезвоживаются и превращаются в аргиллиты. На начальной стадии метаморфизма в условиях низких температур под действием тектонического давления аргиллиты претерпевают расслаивание и превращаются в аргиллитовые сланцы, имеющие тонкосланцеватые текстуры. При возрастании в породе кристаллических частиц поро- да твердеет, превращаясь в кровельные или аспидные сланцы. Дальнейшее усиление метаморфизма, связанное с повышением температуры, приводит к полной перекристаллизации глинистого вещества с образованием филлитов -- микрозернистых полнокри- сталлических пород с тонкосланцеватой текстурой. Внешне они сходны с аргиллитовыми сланцами, но имеют шелковистый блеск. Состоят из тонкочешуйчатой массы серицита, хлорита и кварца. При повышении температуры и дальнейшем увеличении давления филлиты переходят в кристаллические сланцы, (слюдяные, хлори- товые или хлоритслюдяные). Они отличаются сильным шелкови- стым блеском и наличием хорошо различимых чешуек минералов. Структура средне, реже крупнокристаллическая. Текстура сланце- ватая или плойчатая. В состав входят кварц и слюды или хлорит. Кристаллические сланцы часто содержат гранаты, графит и др. Цвет обусловлен окраской господствующих минералов. На самой высокой стадии метаморфизма глинистые породы пре- вращаются в гнейсы. Эти породы обладают массивной гнейсовой, реже сланцеватой или очковой текстурой. Структура их зернисто- кристаллическая, средне- или крупнозернистая. Вместо хлорита и слюды, которая сохраняется в небольшом количестве, в гнейсах преобладают полевые шпаты – микроклин и плагиоклаз, широко развит кварц, присутствует биотит и мусковит, иногда амфиболы, пироксены, гранаты. По минеральному составу гнейсы близки к гранитам, от которых отличаются ориентированной гнейсовой тек- стурой. 166 Существенно иные породы формируются при метаморфизме песчаников. Кварцевые песчаники с кремнистым цементом превра- щаются в кварциты – крепкие массивные породы, состоящие цели- ком из неправильных зерен кварца, которые иногда почти неразли- чимы. Текстура сланцеватая. Кварцевые песчаники с глинистым цементом преобразуются в слюдяно-кварцитовые сланцы с тонкими прослойками слюды по сланцеватости. Аркозовые песчаники, богатые зернами полевого шпата, пе- реходят сначала в кварцитовые песчаники, а при высокой степени метаморфизма – в гнейсы, отличающиеся более равномерной зер- нистостью и повышенным содержанием кварца. Гнейсы и сланцы, образующиеся при метаморфизме осадочных пород (глин и песчаников), называются парагнейсами к параслан- цами. Известняки при перекристаллизации переходят в мраморы. Пос- ледние состоят из кальцита, имеют зернисто-кристаллическую стру- ктуру и обычно массивную, иногда неясную полосчатую текстуру, реже наблюдается сланцеватость. Для породы характерна белая или светло-серая окраска. Кремнистые породы – опоки, яшмы – преобразуются в мелко- зернистые кварциты, отличающиеся весьма равномерной, слабо различимой зернистостью. В результате метаморфизма кислых и средних магматических пород – гранитов, диоритов и других – формируются гнейсы и слю- дяные сланцы. В отличие от аналогичных пород, возникающих при метаморфизме осадочных образований, они носят название ор- тогнейсов и ортосланцев. Продуктами изменения габбро и базальтов на низшей стадии ме- таморфизма являются зеленые сланцы, сложённые хлоритом, эпи- дотом, актинолитом и альбитом. На более высокой степени мета- морфизма зеленые сланцы переходят в амфиболиты – массивные крепкие породы со сланцевой или волокнистой текстурой, темно- серого (до черного) цвета, состоящие из роговой обманки и плагио- клаза. На высшей ступени метаморфизма амфиболиты переходят в гранатовые амфиболы и эклогиты. Главные минералы последних – гранат и пироксен. 167 Ультраосновные породы (дуниты, перидотиты) превращаются в змеевики (серпентиниты) и тальковые сланцы. Змеевики состоят из серпентина и присутствующих в виде примеси магнетита и хлорита, слагающих микрочешуйчатую темно-зеленую массу с пестрыми пятнами. Породы регионального метаморфизма. Здесь приведены горные породы, образовавшиеся в результате регионального метаморфизма (от менее к более метаморфизован- ным). Глинистые сланцы – представляют начальную стадию метамор- физма глинистых пород. Состоят преимущественно из гидрослюд, хлорита, иногда каолинита, реликтов других глинистых минералов (монтмориллонита), кварца, полевых шпатов и других неглинистых минералов. В них хорошо выражена сланцеватость. Они легко рас- калываются на плитки. Цвет сланцев: зелёный, серый, бурый до чёрного. Содержат углистое вещество, новообразования карбона- тов и сульфидов железа. Филлиты [греч. филлитес — листоватый] — плотная темная с шелковистым блеском сланцеватая порода, состоящая из квар- ца, серицита, иногда с примесью хлорита, биотита и альбита. По степени метаморфизма переходная порода от глинистых к слюдя- ным сланцам. Хлоритовые сланцы – представляют собой сланцеватые или че- шуйчатые породы, состоящие преимущественно из хлорита, а так- же актинолита, талька, слюды, эпидота, кварца и других минералов. Цвет их зелёный, на ощупь жирные, твердость небольшая. Часто содержат магнетит в виде хорошо образованных кристаллов (окта- эдров). Тальковые сланцы – агрегат листочков и чешуек талька сланце- ватого строения, зеленоватого или белого цвета, мягок, обладает жирным блеском. Встречается изредка среди хлоритовых сланцев и филлитов в верхнеархейских (гуронских) образованиях, но иногда является результатом метаморфизации и более молодых осадочных и изверженных (оливиновых) горных пород. Как примесь присут- ствуют магнезит, хромит, актинолит, апатит, турмалин. Часто к 168 тальку в большом количестве примешиваются листочки и чешуйки хлорита, обусловливающие переход в тальково-хлористовый сла- нец. Кристаллические сланцы – общее название обширной группы метаморфических пород, характеризующиеся средней (частично сильной) степенью метаморфизма. В отличие от гнейсов в кристал- лических сланцах количественные взаимоотношения между квар- цем, полевыми шпатами и тёмноцветными минералами могут быть разными (рис. 101). Рис. 101. Аспидный (кристаллический) сланец Амфиболиты – метаморфическая горная порода, состоящая из амфибола, плагиоклаза и минералов примесей (рис. 102). Роговая обманка, содержащаяся в амфиболитах, отличается от амфиболов сложным составом и высоким содержанием глинозёма. В противо- положность большинству метаморфических пород высоких ступе- ней регионального метаморфизма амфиболиты не всегда обладают хорошо выраженной сланцеватой текстурой. Структура амфиболи- тов гранобластовая (при склонности роговой обманки к образова- нию удлинённых по сланцеватости кристаллов), нематобластовая и даже фибробластовая. Амфиболиты могут образовываться как за счёт основных изверженных пород – габбро, диабазов, базальтов, туфов и др., так и за счёт осадочных пород мергелистого состава. Переходные разности к габбро называются габбро-амфиболитами и характеризуются реликтовыми (остаточными) габбровыми структу- рами. Амфиболиты, возникающие за счёт ультраосновных горных 169 пород обычно состоят практически целиком из роговой обманки, богатой магнием (антофиллит, жедрит). Различают следующие виды амфиболитов: биотитовые, гранато- вые, кварцевые, кианитовые, эпидотовые и др. Рис. 102. Шкатулка из амфиболита Кварциты – зернистая горная порода, состоящая из зерен кварца, сцементированных более мелким кварцевым материалом (рис. 103, а, б). Образуется при метаморфизме кварцевых песчани- ков, порфи-ров. Встречаются в корах выветривания, образуясь при метасома-тозе (гипергенные кварциты) с окислением медноколче- данных месторождений. Они служат поисковым признаком на медноколчеданные руды. Микрокварциты образуются из подвод- ных гидротерм, выносящих в морскую воду кремнезём, при отсут- ствии других компонентов (железо, магний и др.). а б Рис. 103. Кварциты а, б 170 Гнейсы – метаморфическая горная порода, характеризующаяся более или менее отчётливо выраженной параллельно-сланцеватой, часто тонкополосчатой текстурой с преобладающими гранобласто- выми и порфиробластовыми структурами и состоящая из квар- ца, калиевого полевого шпата, плагиоклазов и цветных минералов (рис. 104). Выделяют: биотитовые, мусковитовые, двуслюдяные, амфиболовые, пироксеновые и др. гнейсы. Рис. 104. Гнейс Породы динамометаморфизма. Это породы, возникающие под действием динамометаморфизма и тектонических нарушений в зоне дробления. Дроблению и де- формации подвергается не только сама порода, но и составляющие её минералы. Породы формируются под воздействием давления в условиях невысоких температур в результате интенсивного дробле- ния горных пород и минеральных зерен без существенной их пере- кристаллизации. К таким породам относятся тектонические брекчии и милониты. Тектонические брекчии, образованны угловатыми, или линзо- видными обломками раздробленных первичных пород самой раз- личной величины, сцементированными мелкораздробленным мате- риалом тех же пород. Для них характерно отсутствие слоистости и однообразие состава обломков. Милониты представляют собой тонкоперетёртые горные породы с отчётливо выраженной сланцеватой текстурой. Образуются в зо- 171 нах дробления, особенно по плоскостям надвигов и сбросов. Разо- рванные блоки горных пород, перемещаясь, дробят, перетирают и одновременно сдавливают породы, вследствие чего она становится компактной и однородной. Для милонитов характерны текстуры: сланцеватая, тонкополосчатая, нередко очковая и расслоёность.. Породы контактового метаморфизма. Возникают под действием высокой температуры, паров и раст- воров, связанных с внедрением магматических расплавов. Контак- товый метаморфизм проявляется вдоль границ магматических тел и имеет местное значение в преобразовании вмещающих пород. Он выражается преимущественно, в перекристаллизации пород, проте- кающей под действием высокой температуры без заметного участия давления. Поэтому для возникающих в ходе этого процесса пород – роговиков; типично отсутствие ориентированных текстур. Роговики – очень крепкие мелкозернистые породы массивной текстуры, в которых иногда встречаются крупные кристаллы от- дельных минералов (рис. 105). Рис. 105. Роговик 172 Песчано-глинистые породы переходят в биотитовые роговики, состоящие из кварца и биотита с примесью полевого шпата, магне- тита, граната. Основные и средние породы преобразуются в амфиболовые ро- говики, сложенные амфиболом и плагиоклазом. Фация ультраосновных пироксеновых роговиков формируется при наиболее высоких температурах метаморфизма: > 700–800 °C. Карбонатные породы превращаются, в известково-силикатные роговики, а иногда в мраморы. Цвет роговиков обычно серый, чер- ный или темно-зеленый. Породы пневматолитового и гидротермального метамор- физма. При этом типе метаморфизма формируются скарны и грейзены. Скарны возникают на контакте карбонатных и интрузивных по- род в результате контактово-метасоматических процессов, проте- кающих при воздействии постмагматических растворов. Эти поро- ды имеют важное практическое значение, так как к ним приурочены месторождения многих полезных ископаемых – меди, железа, по- лиметаллов, молибдена, вольфрама, олова. Главные породообразу- ющие минералы скарнов – пироксены, плагиоклазы и гранаты (рис. 106). Грейзены образуются за счет гранитов или песчано-глинистых пород. Они состоят из кварца и светлой слюды, имеют крупнокри- сталлическую структуру. Рис. 106. Датолитовый скарн. Дальнегорск. Приморье 173 Задание 2. Описание и определение метаморфических горных пород. Определение метаморфических горных пород начинается с уста- новления их минерального состава. Вторым важным признаком яв- ляется текстура. Имеют значение также структура и цвет. Для опре- деления этих пород можно пользоваться табл. 13, в которой пред- ставлены основные характеристики важнейших метаморфических пород. При исследовании метаморфических пород важно устано- вить, что представляла собой порода до метаморфизма и какие яв- ления обусловили метаморфизм. Для этого необходимо изучить по- роды в естественной обстановке, а также детально исследовать их под микроскопом. Существенным является и макроскопическое определение. Описание метаморфических пород проводится по та- кому же плану, что и магматических: I) название; 2) цвет; 3) струк- тура и текстура; 4) минеральный состав; 5) жилы и прожилки мине- ралов, встречающиеся в породе; 5) посторонние включения и вкрапления. Дополнительно указывают тип метаморфизма и назва- ние исходной породы. 174 Таблица 13 Основные особенности важнейших метаморфических пород Минераль- ный состав Текстура Строение и внешний вид Название, хозяйственное использование 1 2 3 4 Сарицит, хлорит, кварц Сланцева- тая, иногда плойчатая Зеленая, светло- или тем- носерая микрочешуйча- тая порода, кварц заме- тен плохо, слабый шел- ковистый блеск Филлит Строительство Биотит, мусковит, кварц, иногда гра- нит, графит Сланцева- тая, иногда плойчатая Средне- или крупноче- шуйчатая порода с очень большим количеством слюды, кварц заметен плохо Слюдяной сланец Электроника Кварц и слюда (биотит, мусковит Сланцева- тая, иногда плойчатая Светлоокрашенная креп- кая порода с шелкови- стым блеском на плоско- стях сланцеватости, не- редко плитчатая Слюдяно- кварцевый сланец Хлорит, кварц, примесь слюды Сланцева- тая, иногда плойчатая Чешуйчатая или листо- вая порода зеленого цве- та, кварц заметен плохо Хлоритовый сланец Хлорит, актинолит, альбит, эпидот Сланцева- тая, иногда плойчатая Мелкозернистая зеленая, довольно массивная по- рода с шелковистым блеском Зеленый сланец Тальк Сланцева- тая, иногда плойчатая Чешуйчатая масса талька Тальковый сланец Хим. пр-сть, медицина 175 Продолжение табл. 13 1 2 3 4 Серпентин, магнезит Массивная или слан- цеватая Тонкочешуйчатая серо- зеленая порода с пятнами темно-зеленого, белого, черного цвета и гладки- ми зеркально-эмалевыми поверхностями Змеевик (серпентин) Жилы асбеста Роговая обманка, плагиоклаз Массивная или сланце- ватая Зернисто-кристаллич. темно-зеленая или черная порода, иногда тонкопо- лосчатая, нередко заме- тен белый плагиоклаз Амфиболит Строительство Кварц, микроклин, иногда роговая обманка, пирогксен, гранат Массивная, гнейсовая Зернисто-кристалличес- кая серая или желтоватая порода, иногда с полос- чатой, очковой или слан- цеватой текстурой Микроклино- вый гнейс Бутовый камень Плагиоклаз, кварц, рого- вая обман- ка, биотит, пироксен Массивная, гнейсовая То же, что и микроклино- вого гнейса, но цвет чаще серый, более темный Плагиоклазо- вый гнейс Кварц Массивная Мелкозернистая (отд. зерна трудно различить) белая, желтая, краснова- тая порода, блестящая на изломе, иногда сланцева- тая, плитч. Кварцит Строительство, огнеупор Кальцит, реже доло- мит, иногда примесь графита и др. Массивная Зернисто-кристаллическая белая, светло-серая, реже красноватая или желто- бурая порода, изредка со сланцеватой или неясно- волокнисто-полосчатой текстурой Мрамор Строительство, искусство 176 Окончание табл. 13 1 2 3 4 Кварц, био- тит, магне- тит, иногда полевой шпат, гра- нат Массивная, беспоря- дочная Мелкозернистая крепкая серая, буровато-серая, иногда розовато-серая порода Биотитовый роговик Плагиоклаз, амфибол, пироксен Массивная, беспоря- дочная Мелкозернистая, очень крепкая темно-серая, темно-зеленая или чер- ная порода Амфиболовый роговик Гранат, пироксен, плагиоклаз, эпидот, рудные минералы, актинолит Массивная, беспоря- дочная Внешний вид очень раз- нообразный. Структура от мелко- до крупнокри- сталлической, часто не- равномерно-зернистая Скарн Кварц, светлая слюда, иногда турмалин Массивная, беспоря- дочная Крупнокристаллическая белая или светло-серая порода Грейзен 177 Литература 1. Бетехтин, А. Г. Курс минералогии : учебное пособие. – М. : КДУ, 2007. – 721 с. 2. Шаскольская, М. П. Кристаллография : учебное пособие для втузов / М. П. Шаскольская. – 2-е изд., перераб. и доп. – М. : Выс- шая школа, 1984. – 376 с., ил. 3. Экспериментальная и техническая петрология / Е. Н. Граме- ницкий [и др.]. – М. : Научный мир, 2000. – 416 с. 4. Якушова, А. Ф. Общая геология / А. Ф. Якушова, В. E. Хаин, В. И. Славин ; под ред. В. Е. Хаина. – M. : Изд-во МГУ, 1988. – 448 с. 5. Петрографический словарь. – М. : Недра, 1981. – 496 с. 6. Ларионов, А. К. Основы минералогии, петрографии и геоло- гии : учебник / А. К. Ларионов, В. П. Ананьев. – М. : Высшая шко- ла, 1969. – 462 с. 7. Петрология. I. Основы кристаллооптики и породообразующие минералы / A. A. Маракушев [и др.]. – M. : Научный мир, 2000. – 316 с. 8. Ковриго В. П. Почвоведение с основами геологии / В. П. Ков- риго, И. С. Кауричев, Л. М. Бурлакова. – M. : Изд-во «Колос», 2000. – 416 с. 9. Годовиков, А. А. Формы нахождения минералов / А. А. Годо- виков, В. И. Степанов. – М. : Ассоциация Экост, 2002. – 64 с. 10. Геовикипедия wiki.web.ru 11. http://www.geolib.net/ 12. http://ru.wikipedia.org 178 СОДЕРЖАНИЕ Раздел 1. Минералогия. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 3 Л а б о р а т о р н а я р а б о т а № 1.1 Основы геометрической кристаллографии. . . . . . . . . . . . . . . . . . . 5 Л а б о р а т о р н а я р а б о т а № 1.2 Изучение физических и химических свойств минералов. . . . . . . 45 Л а б о р а т о р н а я р а б о т а № 1.3 Описание и определение минералов. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 53 Раздел 2. Петрография. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 86 Л а б о р а т о р н а я р а б о т а № 2.1 Изучение магматических горных пород. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 93 Л а б о р а т о р н а я р а б о т а № 2.2 Осадочные горные породы. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 142 Л а б о р а т о р н а я р а б о т а № 2.3 Метаморфические горные породы. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 159 Литература. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 177 179 Учебное издание ПОЛИКАРПОВА Наталья Нестеровна ГЕОЛОГИЯ И РАЗВЕДКА МЕСТОРОЖДЕНИЙ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ Пособие по лабораторным работам для студентов специальности 1-51 02 01 «Разработка месторождений полезных ископаемых» В 2 частях Ч а с т ь 1. ОСНОВЫ ГЕОЛОГИИ Технический редактор О. В. Песенько Подписано в печать 28.12.2012. Формат 6084 1/16. Бумага офсетная. Ризография. Усл. печ. л. 10,40. Уч.-изд. л. 8,14. Тираж 100. Заказ 419. Издатель и полиграфическое исполнение: Белорусский национальный технический университет. ЛИ № 02330/0494349 от 16.03.2009. Пр. Независимости, 65. 220013, г. Минск.