Происхождение кварца различное: магматическое, пегматитовое, гидротермальное, метаморфическое и осадочное.

Халцедон (скрытокристаллическая разновидность кварца). Цвет светло-серый, голубоватый, молочно-серый, синевато-черный, красный, зеленый и т.д. халцедон непрозрачен, но обычно просвечивается. Черты не дает. Спайность отсутствует. Излом раковистый. Кристаллы не образует. Блеск восковый, матовый.

Встречается в виде гроздевидных и почковидных образований, часто в виде миндалин. Образуют натечные формы, желваки, корочки, выполняют пустоты.

Происхождение. Осадочное, гидротермальное.

Гематит FeO₃ (триг.синг.) - железный блеск, красный желез­няк. Легко определяется по железо-черному до стально-серого цвету, вишнево-красной черте, неровному иногда занозистому излому, полуме­таллическому и металловидному блеску, твердости - 5,5-6. Плотность 5,2. Не магнитен. Гематит в очень тонких плас­тинках полупрозрачен. Землистые распыленные разности имеют ярко-красный цвет. Гематит образует вкрапленность и различные агрегаты, имеющие собственные названия: железный блеск - тонкокристалличес­кие иногда чешуйчатые агрегаты черного цвета (рис.20); красный железняк - плотные агрегаты черного цвета, красная стеклянная голова - круп­ные почковидные образования концентрически-скорлуповатого или радиально-лучистого строения (рис.19). Встречается в ассоциации с баритом, квар­цем, магнетитом, сидеритом.

Происхождение. 1. Контактово-метасоматическое в скарновых зонах. 2. Гидротермальное (железный блеск) в жилах – красивые кристаллы и агрегаты. 3. Осадочное. 4. Метаморфическое – при метаморфизме осадочных железных руд (бурых железняков). В зоне окисления неустойчив и превращается в различные гидроокислы железа.

рис.19 рис.20

Магнетит FeFe₂O₄ (куб.синг.) – магнитный железняк, можно определить по черному цвету, черной черте, сильно выраженной магнитности, полуметаллическому блеску, твердости-5,5-6, неровному излому (рис.21). Встречается в виде сплош­ных зернистых масс, отдельных вкраплений и кристаллов изометричес­кого облика (рис.22) в ассоциации с гранатами, пироксенами, хлори­тами, сульфидами, кальцитом; пирротином, пиритом, халькопиритом и др.

рис.21 рис.22

Происхождение у магнетита различное. 1. Магматическое – в связи с основными и редко кислыми породами. 2. Скарновое. 3. Гидротермальное. 4. Метаморфическое, связанное с метаморфизмом первичноосадочных руд (бурых железняков). Встречается также в пегматитовых жилах, в хлоритовых и тальковых сланцах, но практического значения в этих случаях не имеет.

Хромит FeCr₂O₄ (куб.синг.) - хромистый железняк (рис.24). Цвет черный, коричнево-черный. Черта бурая (важно для диагностики). Твердость 5,5. Плотность 4,5-4,8. Блеск от полуметаллического до металлического. Спайность несовершенная. Обнаруживает слабые магнитные свойства.

Встречается в виде вкрапленников или сплошных зернистых масс. Часто в парагенезисе встречается с серпентином (рис.23)

Происхождение. Магматическое.

рис.23 рис.24

Лимонит (бурый железняк, гидрогётит) Fe₂O₃ nH₂O Бурым железняком называют смесь, состоящую из гетита HFeO₂ с лимонитом, гидроокислами кремнезема, глинистым веществом и др. В природе лимонит образует ржавые, бурые, коричневые корочки, примазки, натечные формы (бу­рая стеклянная голова) землистые (рис.26) и охристые массы (рис.25), а также встречается в виде конкреций, оолитов. Часто образует псевдомор­фозы по пириту, марказиту и др. Блеск металлический и полуметал­лический. Черта светло-бурая, желто-бурая. Твердость лимонита зависит от физического состояния (от 1 до 4), При нагревании в пробирке выделяет воду. Образуется в результате выветривания же­лезосодержащих минералов.

рис. 25 рис.26

Гидраргиллит (гиббсит) Al(OH)₃ (мон.синг.) кристаллы мелкие таблитчатой формы. Обычно в плотных, землистых, часто в натечных формах. Цвет белый, серовато-белый. Спайность совершенная. Блеск на плоскостях спайности перламутровый. Твердость 2,5-3,5. Плотность 2,35. От похожего от него диаспора AlО (OH) отличается по твердости (тв. 6,5-7).

Происхождение. Экзогенное – образуется при выветривании алюмосиликатов. Входит в состав бокситов.

Боксит не является минералом. Он представляет собой горную породу, состоящую из нескольких минералов, главным образом гиббсита, диаспора и бёмита (рис.27), а также каолина, кремнезема и окислов железа.

Цвет различный: белый, розовый, красный, зеленый и др. бокситы – глиноподобные, иногда плотные породы, часто оолитового сложения. Являются важнейшей рудой на алюминий.

рис.27

Литература: [1] с. 50-53, [5] с. 153-178.

Лабораторная работа №4

Тема: Изучение коллекций минералов: гипс, барит, кальцит, доломит, малахит, азурит.

Методы изучения и практического решения задач темы: используя раздаточный материал - коллекции минералов по таблице №3, шкалу относительной твердости Мооса, фарфоровые бисквиты, стекла, магнит, а также коллекцию физических свойств минералов учебного минералогического музея, раскрыть и объяснить тему.

Цели лабораторного занятия:Научиться диагностировать минералы по характерным физическим свойствам. Познакомить их с тем, что определенные минералы по их полезным физическим свойствам находят свои области применения в народном хозяйстве (2 часа).

Задания:

1. Знать определения физических свойств минералов, научиться определять по физическим свойствам минералы из коллекции и заполнить следующие графы в таблице. 1) № образца; 2) цвет; 3) цвет черты; 4)твердость; 5) плотность; 6) спайность; 7) блеск; 8) особые свойства; 9) применение;

2. Определить по характерным диагностическим свойствам выданные минералы.

Контрольные вопросы:

1. Назовите диагностические признаки и формулу гипса?

2. Назовите диагностические признаки и формулу кальцита?

3. Назовите диагностические признаки и формулу доломита?

4. Назовите диагностические признаки и формулу малахита?

5. Назовите диагностические признаки и формулу азурита?

Гипс CaSO₄*2H₂O (мон.синг.) легко царапается ногтем (твер­дость 1.5), имеет весьма совершенную и ясную спайность, перла­мутровый отлив на плоскостях спайности, цвет его белый, но при­месями может быть окрашен в серый, красный, бурый и черный цвета. Л1пс растворяется в НСВ и в воде. Образует кристаллы таблитчатого (рис.28) или призматического и столбчатого облика, часты двойники срастания (рис.29). В пустотах встречается в виде друз кристаллов, обычны плотные тонкокристаллические агрегаты. Спут­никами гипса являются ангидрит, галит.

Таблитчатый кристалл гипса и двойник гипса - "ласточкин хвост"

рис. 28 рис.29

Барит BaSO₄ (ромб.синг.) - тяжелый шпат-можно узнать по высо­кой плотности (уд.в. 4,3-4.6), низкой твердости (3-3,5), ровному излому, перламутровому отливу на плоскостях спайности (рис.30). Барит бес­цветный, но бывает окрашен микроскопическими включениями газов и жидкости в белый, окислами и гидроокислами железа - в красный, желтый, бурый; битуминозными веществами- в черный и темно-серый цвет. В отличие от карбонатов не растворяется в НСl даже при на­гревании. В природе образует зернистые агрегаты, реже кристаллы и скрытокристаллические натечные формы. Встречается барит в гидротермальных жилах в ассоциации с флюоритом, сульфидами; в осадочных породах - с гипсом, кальцитом; в миндалинах излившихся пород -с халцедоном, агатом, кварцем, кальцитом.

рис.30

Кальцит CaCO₃ (триг.синг.) - известковый шпат-можно узнать по совершенной спайности по ромбоэдру (рис.31), низкой твердости (3), стеклян­ному блеску и бурному выделению CO₂ от капли НСl .Кальцит бывает бесцветный, молочно-белый или окрашен примесями в серый, желтый, розовый, бурый и черный цвет. Чаще он образует зернистые агрегаты. представляющие собой породу известняк или мрамор. Встречается в виде кристаллов чаще удлиненного облика (рис.32) и в виде друз в пустотах. Кальцит выполняет жилы, миндалины в ассоциации с сульфи­дами. баритом, кварцем, арагонитом. Бесцветная прозрачная разность подучила название исландского шпата, в котором отчетливо наблюда­ется сильное двупреломление.

рис.31 рис.32

Арагонит CaCO₃ (ромб.синг.) отличаем по белому, желто-белому цвету, стеклянному, а в изломе жирному блеску, раковистому излому. твердости (3,5-4). Средней плотности, вскипанию от капли НСl с вы­делением углекислоты. Арагонит образует шестоватые, радиально-лучистые агрегаты, корки, оолиты ("гороховый камень"), натечные, шаровид­ные, ветвящиеся ("железные цветы") формы. Встречается также в виде кристаллов призматического и игольчатого облика. Харак­терна ассоциация с гипсом, сидеритом, малахитом и бурым железняком. При обычной температуре в присутствии растворителя переходит в кальцит.

Доломит CaMg[CO₃]₂ (триг.синг.) определяется по серовато-бело­му цвету (рис.33), стеклянному и перламутровому блеску, твердости-3,5-4, совершенной спайности, реакции с НСl (реагирует с НСl только поро­шок доломита). Обычно образует кристаллически зернистые, "мраморовидные" землистые агрегаты (рис.34). Встречается доломит в ассоциации с си­деритом, серпентином, тальком; кальцитом, сульфидами и кварцем.

рис.33 рис.34

Малахит Сu₂[CO₃][OH]₂ или CuCO₃*Cu[OH]₂ (мон.синг.) легко определяется по зеленому цвету, бледно-зеленой черте, стеклянному и шелковистому (у волокнистой разности) блеску, твердости 3.5-4. по наблюдаемым натечным почковидным формам (рис.35), землистым массам, на­летам, радиально-волокнистому строению (рис.36). В НСl растворяется с ши­пением. Примазки малахита, носящие название медной зелени, явля­ются поисковым признаком на медные минералы. Встречаются в ассоциа­ции с азуритом, медью самородной, лимонитом, гипсом и сульфидами меди.

рис.35 рис.36

Азурит Cu₃[CO₃]₂[OH] или 2CuCO₃*Cu[OH] (мон.синг.) -медная "лазурь-легко определяется по темно-синему (рис.37), а в землистых массах - голубому цвету (рис.38), голубой черте, стеклянному блеску, а в землистых - матовому блеску и ассоциации о малахитом. Твердость -3-4. Спайность совершенная. В кислотах растворяется с шипением, Азурит образует налеты, землистые массы, мелкокристаллические ко­рочки и друзы.

рис. 37 рис.38

Литература: [1] с. 50-53, [5] с. 160-178.

Лабораторная работа №5

Тема: Изучение коллекций минералов: оливин, ортоклаз, альбит, лабрадор, пироксен, роговая обманка.

Методы изучения и практического решения задач темы: используя раздаточный материал - коллекции минералов по таблице №4, шкалу относительной твердости Мооса, фарфоровые бисквиты, стекла, магнит, а также коллекцию физических свойств минералов учебного минералогического музея, раскрыть и объяснить тему.

Цели лабораторного занятия:Научиться диагностировать минералы по характерным физическим свойствам. Познакомить их с тем, что определенные минералы по их полезным физическим свойствам находят свои области применения в народном хозяйстве (2 часа).

Задания:

1. Знать определения физических свойств минералов, научиться определять по физическим свойствам минералы из коллекции и заполнить следующие графы в таблице. 1) № образца; 2) цвет; 3) цвет черты; 4)твердость; 5) плотность; 6) спайность; 7) блеск; 8) особые свойства; 9) применение;

2. Определить по характерным диагностическим свойствам выданные минералы.

Контрольные вопросы:

1. Назовите диагностические признаки и формулу оливина?Происхождение оливина?

2. Назовите диагностические признаки и формулу ортоклаза? Назовите виды полевых шпатов.

3. Назовите подгруппу плагиоклазов представляющие изоморфный ряд?Перечислите их парагенезис?

4. Назовите виды пироксенов? В чем отличие от амфиболов?

5. Назовите диагностические признаки и формулу диопсида?

6. Назовите диагностические признаки и формулу роговой обманки?

Оливин (Mg,Fe)₂[SiO₄] [лат.oliva - маслина], (ромб.синг.) можно узнать по неровному из­лому высокой твердости 6,5-7, изометрической форме зерен в зернис­тых агрегатах. Цвет желтовато-зеленый, оливковый, но может изменяться в зависимости от состава. Цвет оливина меняется в зависимости от состава от желто-зеленого до темно-зеленого. Черный цвет оливина обусловлен развитием серпентина по микротрещинам. Блеск стеклянный. Твердость 6,5-7; плотность 3,2-4,4 г/см³; спайность средняя. Легко разлагается кислотами с выделением студневидного кремнезема. Часто замещается серпентином и встречается в ассоциации с пироксенами.

рис. 39

Диагностика: Распознается по зеленому цвету, стеклянному блеску и зернистым агрегатам.

Генезис:магматический (главный минерал многих ультраосновных магматических пород и каменных метеоритов).

Применение: Форстерит — сырье для огнеупоров. Прозрачный золотисто-зеленый оливин — хризолит — драгоценный камень.

Наибольшим распространением в земной коре (около 50% по весу) пользуются минералы группы полевых шпатов, являющиеся породообразующими минералами многих магматических и метаморфических пород, в которых они присутствуют в виде кристаллических вкрапленников; в трещинах поле шпаты образуют правильные кристаллы, достигающие больших размеров. Для всех полевых шпатов характерна спайность совершенная или средняя в двух направлениях под углом, близким к 90°. По химическому составу полевые шпаты делятся две подгруппы:

1) калиево-натровые (щелочные) полевые шпаты, которые при некоторых условиях могут дать изоморфный ряд К[А1SiзО₈] - Ма[А1SiзО₈],

2) известково-натровые (кальциево-натровые) полевые шпаты, или плагиоклазы, представляющие непрерывный изоморфный ряд Na [А1SiзО₈] —Са [А1₂Si₂О₈].

К калиевым полевым шпатам относятся: Ортоклаз, микроклин, микропертит. Уверенно отличить полевые шпаты можно под микроскопом или хи­мическим путем. Для всех полевых шпатов характерна совершенная спайность,. В природе обычно встречаются в зернистых агрегатах.

К первой подгруппе относятся следующие минералы:

Ортоклаз К[А1SiзО₈] [Ортос – прямой (гр.), класма – обломок (гр.), класис – разлом (гр.).] Высокотемпературная разновидность называется санидином. Встречается ортоклаз в виде кристаллических зерен в магматических и метаморфических породах, в виде крупных кристаллических скоплений в жилах; санидин известен в порфировых включениях в излившихся магматических породах.

рис.40

Сингония моноклинная. Цвет от бесцветного (санидин), белого, светло-серого различных оттенков розового и красно-желтого (рис.40); стеклянный блеск, твердость-6-6,5, средняя плотность, двойники, спайность в двух направлениях под углом 90°, в одном направлении совершенная, в другом обычно средняя. Отсюда происходит и название минерала — прямоколющийся. Минерал того же состава, но кристаллизующийся в триклинной сингонии, называется микроклином; в отличие от ортоклаза у него угол между плоскостями спайности на 20^/ меньше прямого. По внешним признакам микроклин обычно неотличим от ортоклаза, и только его голубовато-зеленая разновидность - амазонит - легко отличается от других полевых шпатов. Из калиевьгх полевых шпатов макроскопический можно отличить ортоклаз и микроклин (амазонит) который имеет зеленый цвет.

Ортоклаз K[AlSi₃O₈] (мон.синг.) - определяется по светло-серому, светло-розовому до мясо-красного цвету, простым двойникам.

Микроклин K[AlSi₃O₈] (трикл.оинг,) по воем свойствам похож на ортоклаз. Отличить от ортоклаза можно только разновидность микро­клина - амазонит.

Калиево-натровые полевые шпаты (особенно микроклин) из аплитовых жил используются в стекольной и керамической промышленностях.

рис.41 рис.42 рис.43

В подгруппу плагиоклазов входит ряд минералов, представляющих изоморфный ряд соединений Na [А1SiзО₈] и Са [А1₂Si₂О₈]. В этом случае происходит сложное замещение разновалентных ионов Nа¹⁺ и Са²+ и А1^3- и Si^4-. Крайние чле­ны этого ряда минералов называются альбитом (натриевый) и анортитом (кальциевый). Между ними располага­ются олигоклаз, андезин, лабрадор, битовнит, в которых последовательно увеличивается содержание кальцие­вой составляющей и уменьшается натриевой, сопровождающее­ся уменьшением содержания и окиси кремния (таблица 1).

Таблица 1

Название минерала	Содержание, в %
	Na [А1Si3О8]	Са [А12Si2О8].
Альбит	100 – 90	0 – 10
Олигоклаз	90 – 70	10 – 30
Андезин	70 – 50	30 – 50
Лабрадор	50 - 30	50 – 70
Битовнит	30 – 10	70 – 90
Анортит	10 - 0	90 - 100

По содержанию окиси кремния среди плагиоклазов можно выделить кислые, богатые окисью кремния, минералы (альбит, олигоклаз), средние (андезин) и основные, бедные ею (лабрадор, битовнит, анортит). Плагиоклазы кристаллизуются в триклинной сингонии, по свойствам они близки друг к другу и макроскопически обычно не разделяются. Исключение составляет лишь лабрадор, имею­щий серый до темно-серого цвет, на плоскостях спайности вид­ны синие и зеленые переливы. Плагиоклазы макроскопически мало отличаются и от калиево-натровых полевых шпатов. Из плагиоклазов макроскопически можно отличить альбит (трикл. синг.) по белому (рис.41), голубовато-белому цвету, пластинчатым и мелко­зернистым, сахаровидным агрегатам. Встречается в пегматитах в ассо­циации с ортоклазом;. кварцем, топазом и бериллом; Лабрадор - (трик. оинг.) по серому, темно-серому цвету, характерному синему отливу на плоскостях спайности (иризации) (рис.42,43), таблитчато-призматической форме кристаллов, сложным двойникам (тонкая штриховка на плоскостях спайности).

Различать их иногда можно по окраске: для плагиоклазов характерны белые, серые и зелено­вато-серые цвета, для калиево-натровых, как указывалось вы­ше, как белые, так розовые и желтые. Существует также раз­личие во взаимном расположении плоскостей спайности, которые у плагиоклазов образуют угол меньший прямого — около ~-87° (отсюда происходит название подгруппы). Однако такое незначительное отклонение от прямого угла устанавливается лишь с помощью специальных измерений и макроскопически не заметно. Плагиоклазы часто, но не всегда, образуют сложные многократные (полисинтетические) двойники, которые заметны на плоскостях спайности минералов в тонкой параллельной штриховки или полосчатости — двойниковая штриховка.

Макроскопически часто удается определить лишь принадлежность минерала к группе полевых шпатов без более подробного расчленения. Породы, состоящие из лабрадора, используются как облицовочный материал.

Пироксены - группа минералов подкласса цепочечных силикатов. Кристаллизуются в моноклинной (клинопироксены), реже ромбической (ортопироксены) сингонии. Различают щелочноземельные (диопсид — геденбергит, авгит) и щелочные (эгирин, жадеит, сподумен) пироксены. Главные породообразующие минералы основных и ультраосновных, отчасти щелочных изверженных, реже метаморфических и контактовометасоматических горных пород.

Пироксен[гр.pir - огонь + xenos - чужой] - темно-серый, почти черный силикатный минерал (рис.45), для него характерны короткостолбчатые кристаллы с восьмиугольным сечением и блестящими гранями, плоскости спайности пересекаются под углом, близким к прямому (87⁰). Твердость 6; плотность 3,4; блеск стеклянный, цвет зеленовато-черный, черта бледная серовато-зеленая, спайность средняя.

Диагностика:характеризуются короткопризматическими кристаллами, средней спайностью.

Генезис:магматический.

Пироксены ромбические (энстатит, гиперстен) и моноклинные

(диопсид, салит, геденбергит, авгит, эгирин, сподумен) - это сили­каты Са,Мg|,Fе,Li. Встречаются в виде зернистых агрегатов, реже в виде кристаллов короткопризматической формы с почти квадратным поперечным сечением. Для пироксенов характерна совершенная спай­ность, пересечение спайности под углом" 87° и 90° (рис,6,10), стеклянный блеск, твердооть-5,5-6. Черта в отличие от амфиболов бесцветная, иногда с серо-зеленым оттенком. Цвет пироксенов ме­няется в зависимости от состава от серо-зеленого до темно-зеле­ного почти черного цвета. Встречаются в ассоциации с оливином и плагиоклаз ем и. Отличить пироксены друг от друга можно под микро­скопом, или более точно с помощью химического анализа. Микроскопи­чески можно отличить лишь сподумен и эгирин,

Сподумен (Li,Al)[Si₂O₆] можно отличить по вытянутым крупным пластинчатым кристаллам, белому, серому и зеленоватому цвету, по твердости от 6 до 7. Встречается в пегматитах в ассоциации с квар­цем, полевыми шпатами, мусковитом, турмалином, бериллом.

Эгирин NaFe[Si₂O₆] можно узнать по длиннопризматической, столбчатой и игольчатой форме кристаллов» шестоватым и радиально-лучистым - агрегатам, темно-зеленому и зеленовато-черному цвету и ассоциации с щелочными силикатами: нефелином, полевыми шпатами, щелочным амфиболом.

Форма кристаллов в поперечном сечении и трещины спайности у пироксенов (а) и амфиболов (б) (рис.44)

рис.45 рис.46

Амфиболы (роговая обманка, актинолит, тремолит) - монок.синг - в отличие от пироксенов имеют удлиненно-призматическую, игольча­тую, волокнистую форму кристаллов, более совершенную спайность (спайность пересекается под углом (24° и 56°), форму поперечного сечения в виде ромба (рис.44). Твердость-5,5-6, средняя плот­ность, излом занозистый. Отличить друг от друга амфиболы в образ­цах можно по цвету, форме зерен и агрегатов: тремолит - белый, светло-серый, светло-зеленый; актинолит - зеленый; роговая обманка - темно-зеленая, темно-бурая до черной. Для актинолита и тремо­лита характерны игольчатые, лучистые и шестоватые агрегаты; для ро­говой обманки - призматическая и столбчатая форма зерен (рис.46). Чаще встре­чается роговая обманка, являясь породообразующим минералом магмати­ческих пород.

Литература: [1] с. 50-53, [4] с. 189-200.

Лабораторная работа №6

Тема: Изучение коллекций минералов: гранат, хлорит, биотит, мусковит, каолинит, серпентин.

Методы изучения и практического решения задач темы: используя раздаточный материал - коллекции минералов по таблице №5, шкалу относительной твердости Мооса, фарфоровые бисквиты, стекла, магнит, а также коллекцию физических свойств минералов учебного минералогического музея, раскрыть и объяснить тему.

Цели лабораторного занятия:Научиться диагностировать минералы по характерным физическим свойствам. Познакомить их с тем, что определенные минералы по их полезным физическим свойствам находят свои области применения в народном хозяйстве (2 часа).

Задания:

1. Знать определения физических свойств минералов, научиться определять по физическим свойствам минералы из коллекции и заполнить следующие графы в таблице. 1) № образца; 2) цвет; 3) цвет черты; 4)твердость; 5) плотность; 6) спайность; 7) блеск; 8) особые свойства; 9) применение;

2. Определить по характерным диагностическим свойствам выданные минералы.

Контрольные вопросы:

1. Назовите диагностические признаки и формулу хлорита?

2. В чем различие между биотитом и мусковитом?

3. Назовите диагностические признаки и формулу каолинита?Какой

блеск имеет каолинит?

3. Назовите диагностические признаки и формулу мусковита?

4. Назовите диагностические признаки и формулу серпентинита? Перечислите разновидности, каково их происхождение?

5. Назовите диагностические признаки и формулу граната?

6. Какие разновидности имеет граната? Их происхождение?

Гранаты (куб.синг.) имеют общую формулу [SiO₄]₃, в которой R²⁺=Ca,Mg,Mn,Fe, а R³⁺=Al,Fe,Cr. Цвет их различный: зе­леноватый, бурый, изумрудно-зеленый, розовый, красный, темно-красный. Наиболее часто встречающийся гроссуляр CaAl₂[SiO₄]₃ имеет зе­леноватый цвет и андрадит Ca₃Fe₂[SiO₄]₃ - бурый. Гранаты можно определить по хорошо выраженным кристаллам изометрического облика (рис.47), неровному излому, стеклянному и жирному блеску, высокой твердости (7-8) и высокой плотности. Иногда гранаты образуют сплош­ные зернистые массы. Встречаются в ассоциации со слюдами, кальцитом, пироксенами, сульфидами меди, свинца, цинка, молибдена, окислами железа, шеелитом.

Кристаллы граната

рис.47

Гранаты[итал.granata лат.granatus — зернистый], образуют изоморфные ряды (рис.47). Конечные члены рядов —пироп, Mg₃Al₂[SiO₄]₃,альмандин Fe₃Al₂[SiO₄]₃, спессартин, Mn₃Al₂[SiO₄]₃,гроссуляр, Са₃Al₂[SiO₄]₃,андрадит, Ca₃Fe₂[SiO₄]_3, уваровит. Кристаллы, зернистые массы (рис.48). Твердость 6,0-7,5; плотность 3,2-4,3 г/см³ Ca₃Cr₂[SiO₄]₃. Цвет различный. Красиво окрашенные прозрачные гранаты — драгоценные камни: красный - пироп, желтый - гессонит, зеленый - уваровит, малиновый - альмандин и др.

Блеск стеклянный. Твердость 7-8, спайность отсутствует, плотность от 3,4 до 4,3 г/см³.

Диагностика: по изометричным зернам и кристаллам (обычно ромбододекаэдрам), по твердости, плотности , отсутствию спайности, цвету.

Генезис: Метаморфиеский – встречаются кристаллических сланцах и гнейсах. В кристаллических сланцах (альмандин) гранаты являются породообразующими. Эти породы распространены в Восточной Сибири, Карелии, а также на Урале. В результате контактового метаморфизма известняков и интрузии образуются гроссуляр и андрадит (рис.49). Гранаты также встречаются в гранитах и пегматитовых жилах (магатическое и пегматитовое происхождение). При выветривании гранаты образуют россыпи.

Применение: в промышленности гранаты используются в качестве абразивов. Прозрачные разновидности гранатов (альмандин, пироп, андрадит) используются как драгоценные камни.

рис.48 рис.49

Хлорит

рис.50

Хлориты — под этим названием объединяются минералы, представляющие собой изоморфный ряд соединений состава Мg₆(ОН)₈[Si₄О₁₀] и Мg₄Al₂(ОН)₈[Al₂Si₂О₁₀], в которых Мg²+ и А1³+ могут замещаться соответственно Fе²+ и Fе³+. Название этих минералов связано с их зеленой окраской. Встречаются хлориты обычно в виде плотных кристаллических агрегатов, часто чешуйчатых, реже в виде отдельных кристаллов. Цвет зеленый до зелено-черного; блеск стеклянный, места­ми перламутровый; листочки, отделяющиеся по спайности, гиб­кие, неупругие; твердость 2—3; плотность 2,6 — 2,9.

Образуются в процессе метаморфизма и при гидротермальных изменениях основных и ультраосновных пород. Некоторые из хлоритов, например, шамозит (железистый хлорит), бывают осадочного происхождения.

Слюды(монокл.синг.) различают бесцветного, белого, желтовато­го цвета -мусковитKAl₂[AlSi₃O₁₀](OH)₂черного -биотит K(Mg,Fe)₃[Si₃AlO₁₀](OH,F)₂.Эти минералы определяются по уплощенному облику кристаллов, листоватым, чешуйчатым агрегатам, весьма со­вершенной спайности, низкой твердости - 2, стеклянному и перламут­ровому блеску. Отдельные тонкие листочки обладают прозрачностью. гибкостью и упругостью. Встречаются в ассоциации с полевыми шпатами, кварцем, вольфрамитом, молибденитом, топазом и др.

рис.51 рис.52

Каолинит Al₄[Si₄O₁₀](OH)₈ (монок.синг.) определяется по способ­ности легко растираться между пальцами, встречается в оплошных зем­листых массах. В сухом состоянии поглощает воду (прилипает к языку), во влажном - образует пластинчатую массу. Входит в состав глинистых пород. Цвет его белый желтоватым, буроватым оттенком, блеск мато­вый, твердость I. В природе каолинит встречается в рыхлых, плотных тонкочешуйчатых агрегатах, очень редко в виде пластинчатых кристал­лов, размером до I мм, бесцветных с перламутровым отливом, весьма совершенной спайностью, обладающих гибкостью. Образуется каолинит при выветривании полевых шпатов и слюд.

рис.53

Серпентин (змеевик) Mg₆[Si₄O₁₀](OH)₈ (монок.синг.) - встречается обычно в виде скрытокристаллических масс, иногда натечных образо­ваний определяется по пятнистой зеленой окраске, напоминающей змеиную кожу, невысокой твердости (2,5-3), жирному блеску в изломе. Кристаллы известны только у одной разновидности — антигорита. Тонковолокнистая разновидность называется хризотил-асбестом. Обычно встречается в плотных массах с прожилками хризотил-асбеста, представляющего собой параллельно-волокнистую разность серпентина, Цвет беловато-зеленый, желто-зеленый до черно-зеленого. Блеск стеклянный, жирный, у хризотил-асбеста шелковистый; весьма совершенная спайность наблюдается только у антигорита, хризотил-асбест расщепляет­ся на тончайшие мягкие эластичные волокна; твердость 2—4; плотность 2,5—2,7. Твердость-2-3, волокна мягкие, гибкие, длина волокон иногда достигает 16 см.

рис.54

Образуется серпентин при гидротермальных изменениях ультраосновных магматических и карбонатных осадочных по­род. Хризотил-асбест используется для приготовления огнестой­ких и теплоизоляционных материалов и в других отраслях.

Литература: [1] с. 50-53, [5] с. 200-225.

СПИСОК ИСПОЛЬЗОВАННОЙ ЛИТЕРАТУРЫ

1. Барская В.Ф., Рычагов Г.И. практические работы по общей геологии. Учебное пособие для студентов. М., Просвещение, 1970. -158с.

2. Бетехтин А. Г. Курс минералогии. М. 1961. – 956 с.

3. Дюсембаева К.Ш., Касенова А.Т.. Симметрия и простые формы кристаллов, физические свойства минералов и морфология их агрегатов. Методические указания к лабораторным занятиям по кристаллографии и минералогии. Алматы: КазНТУ им. К.И. Сатпаева, 2010 г.

4. Лазаренко Е. К. Курс минералогии. М. 1971. 549 (07) / Л 173– 385 с.

5.Миловский A.B. Минералогия и петрография. М. Недра. 1985. – 349 с.

6.Павлинов В.Н., Михайлов А.Е., Кизевальтер Д.С. и др. Пособие к лабораторным занятиям по общей геологии. М. Недра. 1983. – 160 с.

7. Смольянинов Н. А. Практическое руководство по минералогии. М. Недра. 1972. – 245 с.

8. Сучкова А.П., Питолина Т.П. Первые шаги в геологию. М.2005. -116с.

9.Успенская М.Е. Пособие к практическим занятиям по минералогии. М. 1994. – 156 с.

10. Каталог минералов /минерал, драгоценные камни, полудрагоценные ...Описания минералов, характеристики драгоценных и полудрагоценных камней. Самоцветы и поделочные камни. Ювелирные и коллекционные образцы. www.catalogmineralov.ru/. 2010г. – 165 с.

Лабораторная работа №4

Горные породы. Структура и текстура горных пород. Изучение структур, текстур и минерального состава магматических горных пород

Цель: изучение минерального состава и структурно-текстурных особенностей горных пород.

Горные породы – природные минеральные агрегаты или обломки, образовавшиеся в земной коре и на ее поверхности в ходе различных геологических процессов. Основную массу горных пород слагают породообразующие минералы, состав и строение которых отражает условие образование пород. Строение горных пород характеризуется структурой и текстурой.

Структура определяется состоянием минерального вещества, слагающего породу (аморфное, кристаллическое, обломочное), размером и формой кристаллических зерен и обломков, входящих в их состав, их взаимоотношением.

Текстура породы определяется расположением в пространстве слагающих горную породу минеральных частиц (кристаллических зерен, обломков).

По происхождению (генезису) породы делятся на три группы: магматические, осадочные, метаморфические.

Изучением горных пород занимается наука петрография.

Минеральный состав магматических горных пород зависит от химического состава магмы и от условий ее кристаллизации. Минералы по их количественной значимости в составе породы разделяются на главные и акцессорные.

Главные – их в породе 90- 95% называются породообразующие. По их наличию определяют породу. По химическому составу главные минералы разделяют на салические, в составе которых преобладают кремний и алюминий (светлые минералы: полевые шпаты, кварц, нефелин, мусковит и др.) и фемические в их состав преобладают железо и магний (темные минералы: оливин, пироксен, амфиболы и др.).

Акцессорные – их не более 5% от общего объема породы и подразделяются на характерные, присутствующие только в определенном породах (хромит, шпинель, ортит, и др.) и нехарактерные, встречающиеся в породах разного состава (апатит, циркон, титанит,магнетит).

По происхождению минералы магматических пород делятся на первичные и вторичные. Первичные образуются в результате кристаллизации самой магмы. Вторичные образуются за счет первичных в последующие этапы существования пород.

Магматические горные породы образуются при кристаллизации и охлаждении магматического силикатного расплава, образующегося в глубоких зонах Земли. По условиям кристаллизации они делятся на интрузивные (глубинные и жильные) и эффузивные (застывшие на поверхности при излиянии лавы).

Структуры магматических пород.

1. По степени кристалличности различают структуры:

Полнокристаллическая – порода состоит из кристаллических зерен, стекла нет;

Неполнокристаллическая – в породе присутствуют кристалли и стекло;

Стекловатая – в породе преобладает стекло.

2. По абсолютным размерам зерен различают:

Явнокристаллическая (фанеритовая) – зерна видны невооруженным глазом. В зависимости от размера выделяют структуры:

Гигантозернистая (более 50 мм)

Крупнозернистая (5-50мм)

Среднезернистая (1-5мм)

Мелкозернистая (меньше 1 мм)

Скрытокристаллическая (афанитовая) – зерна видны только под микроскопом.

3. По относительным размерам зерен различают:

Равномернозернистая – размер зерен одного и того же минерала одинаковы

Неравномернозернистая : а) порфировидная – на фоне равномернозернистых зерен выделятся крупные зерна – порфировые выделения; б) порфировая – наличие хорошо образованных порфировых вкрапленников, погруженных в плотную афанитовую массу.

Главнейшим элементом структуры является форма минералов.

4. Кристаллографический облик минералов. Различают зерна:

Изометричные – развитые равномерно во всех направлениях; таблитчатые – когда ширина больше толщины; призматические – длина преобладает над шириной;

Способность минералов принимать свойственные им кристаллографические очертания называется идиоморфизмом.

По степени идиоморфизма выделяют:

Идиоморфные – минералы с хорошо выраженными кристаллографическими очертаниями.

Ксеноморфные или аллотриоморфные – зерна неправильных очертаний, огранка зависит от формы других кристаллов. Зерна заполняют промежутки между ранее образованными минералами.

Гипидиоморфные – частично ограненные, они имеют частично собственную форму, а частично обусловленную другими минералами, т.е. минерал может быть идиоморфным по отношению к одним и ксеноморфен по отношению к другим.

Текстуры магматических горных пород.

Текстуры интрузивных магматических горных пород.

Текстуры определяются распределением в породе (равномерным или неравномерным) различных минералов, ориентировкой удлиненных или уплощенных минералов относительно друг друга, наличием или отсутствием в породе пустот или, как иногда говорят, степенью заполнения пространства минеральными зернами, слагающими породу.

Для интрузивных пород характерны однородная или массивная текстура – минералы распределены в породе равномерно, уплощенные и удлиненные зерна ориентированы беспорядочно; шлировая (такситовая) текстура – минералы распределены в породе неравномерно; шлиры могут иметь различные происхождение – концентрация продуктов ранней кристаллизации, вплавление магмой обломков вмещающих пород; полосчатая текстура – в породе имеются полосы различного минерального состава, чередующиеся между собой; ориентированная (директивная, параллельная, гнейсовая) текстура – удлиненные или уплощенные зерна ориентированы в породе субпараллельно; предполагают, что ориентировка возникла в процессе кристаллизации магмы при действии на нее в это время ориентированного давления. А также имеется текстура течения.

Текстура эффузивных магматических горных пород.

В излившихся породах текстуры выделяются по наличию и отсутствию пустот, размерам и степенью их заполнения. Пустоты образовались вследствие наличия в лаве газов.

Для эффузивных пород характерна пористая текстура – наличие пустот, образовавшаяся при выделении газов из лавы; флюидальной – кристаллы, струи стекла, пустоты располагаются упорядоченно по направлению течения лавы. В измененных эффузивных породах текстура чаще всего массивная. Миндалекаменная текстура – пустоты заполнены минералами гидротермального происхождения. Плотная текстура – без пустот.

В основе классификации магматических горных пород лежит их химический состав. По содержанию кремнезема (SiO₂) магматические породы делятся на четыре группы: ультраосновные породы (SiO₂ < 45%), основные (SiO₂ - 45 - 52%), средние (SiO₂ 52-65%), кислые (SiO₂ > 65%). Характеристика интрузивных и эффузивных пород каждой группы дана в таблице 4.

Таблица 4.

Характеристика магматических пород

Группа пород	Цвет	Интрузивные	Эффузивные	Главные минералы
Кислые	светлые	гранит	Липарит Обсидиан	Кварц*,кпш, плагиоклаз,слюды
Средние с кпш	Красновато- коричневые	Сиенит	Трахит	Кпш*, Плагиоклаз, Роговая обманка, биотит
Средние с плагиоклазом	Серый, зеленовато- серый	Диорит	Андезит	Плагиоклаз*, Роговая обманка
Основные	Темно-зеленые, Темно-серые	Габбро	Базальт, диабаз	Плагиоклаз*, Пироксен, оливин,
Ультраосновные	Темно-зеленые, черные	Дунит	кимберлит, перлит	Оливин ,рудный минерал
		Перидотит		Оливин, Пироксен, рудный минерал
		Пироксенит		Пироксен

*- минералы порфировых выделений

Цвет породы зависит от минерального состава.

Оборудование: коллекция метаморфических пород, бисквиты, стекла, соляная кислота.

Задание: заполнить таблицу: 1) № образца; 2) цвет породы; 3) минеральный состав; 4) структура; 5) текстура; 6) название породы.

Лабораторная работа №5

Изучение структур, текстур и минерального состава осадочных и метаморфических горных пород

ИЗУЧЕНИЕ ОСАДОЧНЫХ ГОРНЫХ ПОРОД

Цель: изучение минерального состава и структурно-текстурных особенностей осадочных горных пород.

Подвергаясь экзогенным геологическим процессам, в частности выветриванию, ранее образованные горные породы могут быть разрушены по своим размерам - отдельных химических соединений. Частицы пород, перемешенные водой, ледниками, ветром, в конце концов, где-то на суше или в морях отлагаются в виде осадка. С момента накопления осадок обезвоживается, уплотняется, цементируется, перекристаллизовывается, иногда с образованием новых минералов. В результате образуется осадочная горная порода.

Осадочные горные породы образуются на поверхности Земли в результате действия различных экзогенных процессов, вулканической деятельности и жизнедеятельности организмов.

В основу классификации осадочных пород положено их происхождение и минеральный состав.

По условиям образования осадочные горные породы делятся на обломочные (продукты разрушения существующих пород), хемогенные (химические осадки из вод), органогенные ( результат жизнедеятельности организмов и растений).

Текстуры осадочных пород.

В осадочных горных породах выделяют текстуры первичные, которые возникают в период накопления осадка или существования его в неотвердевшем состоянии, и вторичные, которые образуются в период превращения осадка в горную породу или при дальнейших изменениях породы.

1. слоистая – чередование слоев разных осадочных образовании, или поверхностями напластования, отвечающими коротким перерывам в осадконакоплении одной и той же породы. Слоистость вызывается разными причинами: изменением размера обломков или состава пород, одинаковой ориентировкой осадочного материала, наличием конкреции, раковины и др.

Наиболее характерная текстура осадочных пород.

2. пористая – наличие пустот между зернами или обломками.

3. массивная или однородная – зерна в породе распределены одинаково.

Структура осадочных пород зависит от условий образования осадочной породы.

Структура обломочных пород:

1) псефитовая (с греч. «псефос» - галька, камешек), (грубообломочная) – размер обломков > 2 мм;

2) псаммитовая («псамос»- песок, песчаная земля) - размер обломков 2-0,1мм;

3) алевритовая («алеврон» - мука) – размер обломков 0,1-0,01мм;

4) пелитовая («пелос» - глина, илы) – размер обломков < 0,01мм.

Перемещаясь под действием собственного веса, воды или ветра, обломки начинают истираться, шлифоваться, полироваться. По результату этих процессов – окатанности – можно определить условие среды.

По степени окатанности обломки подразделяются

а) хорошо окатанные; б) окатанные; в) полуокатанные; г) неокатанные; д) угловатые.

Степень окатанности зависит от дальности переноса, твердости минералов, величины обломков и др. перенесенный материал скрепляет обломки и поэтому цементом. Состав цемента зависит от физико-химической обстановки бассейна, в котором происходит цементация, и может быть мономинеральным и полиминеральным.

Мономинеральный – кальцитовый, фосфатный, кремнистый, гидрогётитовый, глауконито-фосфатный, глинисто-гидрогётитовый.

По соотношению обломков и цементирующего материала выделяют несколько типов цемента: а) базальный; б) выполнения пор; в) обрастания; г) контактовый.

Структура хемогенных пород – аморфная, кристаллическая, оолитовая.

Структура биогенных пород – органогенная, детритусовая.

Классификация обломочных пород основана на величине и форме обломков.

Характеристика обломочных пород приведена в таблицах 5.

Таблица 5.Характеристика обломочных осадочных пород

Группа пород	Размер обломков, мм	Рыхлые		Сцементированные
		Окатанные	Неокатанные	Окатанные	Неокатанные
Грубообломочные (псефиты)	Более 200	Валуны	Глыбы	Конгло мераты	Брекчии
	200-10	галька	щебень
	10-2	Гравий	Дресва	Гравелит	Дресвяни ки
Песчаные (псаммиты)	2-0,1	Пески		Песчаники
Пылеватые (алевриты)	0,1-0,01	Алевриты (лесс)		Алевролиты
Глинистые (пелиты)	Менее 0,01	Глина		Аргиллиты

Описание осадочных обломочных пород

Крупнообломочные породы (псефиты)

Глыбы – неокатанные угловатые обломки горных пород более 1 метра.

Валуны – окатанные обломки горных пород размером более 100мм.

Щебень – рыхлая горная порода, состоящая из остроугольных обломков

размером от 10 до 100мм.

Дресва – рыхлая горная порода, состоящая из угловатых обломков

размером от 2 до 10 мм. часто является элювием (корой выветривания) гранитов.

Галечник и гравий образуется при переносе щебня и дресвы водными

потоками или в зоне прибоя. В процессе переноса окатываются, приобретая хорошо отполированные округлые формы.

Брекчия представляет собой сцементированные не окатанные обломки, размер которых более 2мм. цемент может быть различным. Обломки однородные и неоднородные по составу. Брекчии образуются в результате обвалов, оползней, выщелачивания, а также при тектонических движениях (тектоническая брекчия).

Конгломерат (от латинского «конгломератус» - скопившийся, собранный). Грубообломочная сцементированная порода, состоящая из галек диаметром более 2 мм и более мелкого связывающего материала. Обломки минералов и пород в конгломератах всегда окатаны (гальки, гравий) в отличие от брекчий, где они имеют остроугольную форму.

Гравелит – конгломерат, величина обломков в котором соответствует гравию (2-10мм).

Среднеобломочные породы (псаммиты)

Пески по величине зерна разделяются на крупнозернистые – 0,5 – 2 мм, среднезернистые – 0,25 – 0,5 мм и мелкозернистые – 0,1 – 0,25 мм.

Минеральный состав. Наиболее распространенным минералом песков является кварц. Чисто кварцевые пески относятся к мономинеральным. Пески, состоящие из двух минералов, называются олигомиктовые, а состоящие из нескольких – полимиктовые. Пески, содержащие в своем составе полевой шпат, называется аркозовые. В том или ином количестве в песках могут быть встречены глауконит, слюда, карбонаты, магнетит, монацит, циркон, золото, платина, касситерит и др.

Происхождение. Пески могут быть речными, морскими, озерными, дюнными. Степень окатанности зерен различная: от угловатых до хорошо скатанных (морские пески).

Песчаники представляют собой сцементированные пески. Среди них можно выделить те же разновидности по составу, размеру, окатанности зерен, что и у песков. В определение песчаника включают также состав цемента (известковый, глинистый, кремнистый и др.) и тип цементации.

Разнородные грубозернистые песчаники сложного состава, содержание обломки некоторых основных эффузивных пород, называются граувакка (от нем. «грау» - серая, «вакка» - глина).

Полимиктовые песчаники, обогащенные пирокластическим материалом, называют туфогенными. Нахождение их в геологическом разрезе указывает на оживление вулканической деятельности в данный период.

Пески и песчаники применяются во многих отраслях промышленности и широко используются для разнообразных строительных целей.

Мелкообломочные породы (алевриты и алевролиты)

Мелкообломочные породы занимают промежуточное положение между песчаными и глинистыми породами и имеют более ограниченное распространение.

Алевритами называют тонкозернистые пылевидные породы морского, речного и эолового происхождения. Размер обломков от 0,01 до 0,1мм. характерной породой среди алевритов является лёсс.

Лёсс представляет собой однородную породу светло-желтого цвета, состоящую из кварца, глины, кальцита, в небольшом количестве присутствуют некоторые другие минералы и известковые конкреции – журавчики. Для лёсса характерны высокие пористость и водопроницаемость. Лёсс легко растирается в пыль. Близкими к лёссу породами являются лёссовидные суглинки. Они слоистые, более грубозернисты, содержат больше песчаного материала. Лёссовидные суглинки имеют различные происхождение.

Алевролиты (не путать с алевритами!) – сцементированный лёсс или лёссовидный суглинок. Очень похожи на твердые глинистые породы, особенно глинистые сланцы. Цемент в алевролитах преимущественно известковый или кремнистый. В воде не размокает. Алевролиты хрустят на зубах.

Глинистые породы (пелиты)

Глинистые породы образовались в результате механического и химического выветривания. Размер механических зерен меньше 0,01 мм. в состав глин входят минералы группы каолинита, группы монтмориллонита и гидрослюд. Глинистые породы содержат различное количество примесей, таких как лимонит, гематит, гипс, марказит и др.

По химическому составу глинистых пород уверенно сказать, в какой обстановке они образовались. Химически трудно разлагающие минералов составляют механический остаток в глинах. Полевые шпаты при выветривании разлагаются до каолинита. Подробное разложение претерпевают темные основные силикаты, причем высвобождаются магний и железо входят в состав глинистого материала монтмориллонита.

Геологические условия для осаждения тонких глинистых частиц создаются в устьях рек, в краевых областях морей и глубоких озер, в долинах рек и потоков, где взвешенные частицы, образующие речную муть, осаждаются в виде илов, тончайших алевритов, суглинков.

Цвет белый, черный, серый, зеленоватый, бурый, желтый и любой другой.

Глина прилипает к языку, смоченная водой – скатывается пальцами в жгутик. При намокании разбухает. Если на нее подышать, издает землистый запах.

Разновидности. Тощие глины содержат много кварца, опала, халцедона. Жирные глины (огнеупорные) богаты каолином, жирные на ощупь.

Применение. Строительный, огнеупорный, поделочный материал.

Аргиллиты – плотные, лишенные воды и сцементированные глинистые породы, не размокающие в воде. Цементом в них часто служит халцедон. иногда они имеют ложную слоистостьөсланцеватость, Что выражается в раскалывании на тонкие пластинки. это указывает на незначительные метаморфические изменения. породы с четко выраженной сланцеватостью – глинистые сланцы или филлиты относятся уже к метаморфическим.

Помимо чисто глинистых пород, в природе широко распространены смешанные песчано-глинистые породы – супеси и суглинки. Супеси содержат до 20-30% глинистых частиц, а остальное – песчаная составляющая, а суглинки – до 40-50%.

Химические и органогенные осадочные породы

Химические осадки образуются путем выпадения из растворов в результате различных реакции. Эти реакции вызываются увеличением концентрации того или иного компонента, изменением температуры растворов, коагуляцией коллоидов. В стадию диагенеза (уплотнения) из этих осадков образуются хемогенные осадочные горные породы.

Органогенные или биогенные породы образуются главным образом в водных бассейнах, целиком или частично из остатков животных и растительных организмов. Весьма часто хемогенный и биогенный процессы протекают в природе одновременно и тогда образуются биохимические породы.

Классифицируют хемогенные и биогенные породы по их химическому составу.

Алюминиевые – диаспор, гиббсит, бёмит.

Железистые – гидрогётит, гематит, сидерит, железистые хлориты.

Фосфатные – фосфорит.

Кремнистые – кварц.

Карбонатные – кальцит, магнезит, доломит.

Сульфатные – гипс, ангидрит, мирабилит.

Галоидные – уголь, торф, горючий сланец.

Структуры. По размеру зерен выделяют кристаллические и скрытокристаллические структуры. По форме зерен в хемогенных породах различают оолитовую и сферолитовую, а в биогенных – биоморфную (раковины целые) и органогенно-детритовую (порода состоит из обломков раковин).

Характеристика осадочных пород приведена в таблице 6.

Таблица 6. Характеристика химических и биогенных пород

Сос тав		Название пород	Цвет	Гл.минералы	Стр-ра	Т-ра	Генезис	Отл. признаки
кремнистые		Яшма	Крсно-коричневый, темно-зеленый	Халцедон, кварц, оксиды железа	Крипто кристал лическая	массивная, пят нистая	Хемогенное	Высокая Твердость, цвет
		Опока	Серый	Опал (аморфный кремнезем)	Органо генная	Слоис тая, Микро Порис тая		легкая прилипает к языку
Карбонатные		Известняки (органогенные, хемо генные)	От светлого До темного	Кальцит, кальцитовые раковины и их обломки	Органо генная, кристалл ическая, оолитовая	Слоис тая, морис мая, Масси вная	Биогенное хемогенное	Вскипает от НС1
		Доломи тит		Доломит	Кристалл ическая	Слоис тая,	хемогенное	Вскипает от НС1 в порош ке
		Мергель	Серый, желтова тый	Кальцит 50% Глин.мин.	Пелито морфная	Слоис тая,	хемогенное	от НС1 темные пятна
		Мел	белый	Кальцитовые органические остатки	Органо генная, пелитоморфная	Слоистая, микропо ристая	Биогенное	Вскипает от НС1, Пачкает руки
Соляные	сульфатные	Гипсит	Белый серый розовый	Гипс	Кристаллическизер нистая	Слоистая, массивная	хемогенная	Царапается ногтем
	хлоридные	Каменная Соль	Белый серый розовый, голубой	Галит				Растворяется в воде, соленый вкус

Описание хемогенных и биогенных осадочных горных пород

Боксит

Название дано по месторождению le Baux (Южная Франция).

Происхождение. Хемогенная осадочная порода, образованная как химический осадок путем отложения коллоидных растворов. Может образоваться и как механический осадок в результате сноса и переотложения латеритных пород.

Минеральный состав. Породообразующие минералы: гиббсит, бёмит, диаспор. Присутствуют гематит, гидроксид железа, каолинит, опал, окиси марганца и др.

Цвет. Бокситы характеризуются исключительным разнообразием внешнего вида. Цвет зависит от примесей. Чаще всего они бывают красными, бурыми, коричневыми. Но бывают серые, белые, желтые, черные.

Структура и текстура. Бокситы обычно землистые, пористые, оолитовые, бобовые и обломочные.

Применение. Используются для получения алюминия, искусственных абразивов.

Латериты

Название от латинского «латер» - кирпич. Представляют собой элювиальные образования при выветривании магматических пород в тропических и субтропических зонах. Они богаты глиноземом и состоят в основном из диаспора, гиббсита и гидроксидов железа. латериты имеют большое значение для поисков и разведки бокситов.

Железистые осадочные породы

Железистые породы образуются в результате латеритного выветривания массивов ультраосновных пород или путем выпадения из растворов. Большое значение при осаждении железистых пород и руд имеет кислородный режим среды. В зависимости от количества свободного кислорода выпадают оксиды (гётит, гидрогётит, гематит), карбонаты (сидерит) и силикаты (железистые хлориты) железа. наиболее распространены лимониты, представляющие собой механическую смесь гидроксидов железа с глинистым и , частично, песчаным материалом.

Цвет железистых пород обычно бурый различных оттенков, нередко они имеют оолитовую структуру (бобовые руды), часто охристые, ячеистые, иногда в натечных формах и конкрециях. Сидериты образуют сплошные мелкозернистые массы или желваки и конкреции в глинистых породах. При метаморфизме осадочные железные руды обезвоживаются и переходят в гематит и магнетит.

Марганцевые осадочные породы

Эти породы имеют меньшее распространение по сравнению с железистыми породами, но также чрезвычайно важны в промышленном отношении.

Марганец переносится в виде коллоидных соединений, которые осаждаются на больших глубинах, чем соединения железа. возможно, что в образвании марганцевых пород и руд участвуют бактерии. Руды представлены пиролюзитом и другими оксидами марганца, либо родохрозитом. Имеют оолитовое строение, часто мягкие, сажистые. Залегают сплошными пластами или в виде линз и конкреции.

Скопление пород, содержащих марганец, широко распространены в глубоководных океанических осадках. Накопление марганца происходит в результате коагуляции коллоидных соединении марганца, принесенных с континента. Так образуются марганцевые конкреции и корки.

Фосфориты

Фосфоритами называют различные осадочные породы (песчаники, глины, мергели), обогащенные кальциевыми соединениями фосфорной кислоты.

По внешнему виду фосфориты очень разнообразны. Цвет их серый до черного. Встречаются пластовые фосфориты, кремень и желваковые – в виде конкреции.

Встречаются ракушечные фосфориты, сложенные обломки ракушек, створки которых содержат фосфат кальция.

Кремнистые породы

Радиоляриты

Это слабо сцементированные кремнистые породы желто-серого или красноватого цвета, состоящие более чем на 50% из скелетов радиолярий – морских одноклеточных организмов с кремнистым скелетом.

Диатомиты

Сцементированные или рыхлые (диатомовая земля) кремнистые породы, состоящие из остатков диатомовых водорослей или диатомей. Рыхлый диатомит нередко называют кизельгурум. В диатомитах также встречаются скелеты радиолярий и губок. Из минеральных примесей часто присутствуют глинистое вещество, зернышки кварца и глауконита.

Диатомит – легкая, пористая, мягкая на ощупь и липнущая к языку порода. Цвет её белый или светло-желтый.

Трепел

Порода очень похожая на диатомит, но состоящая из мелких (0,01-0,001мм) опаловых или кремниевых зернышек. По внешнему виду представляет собой рыхлую, пористую, мучнистую породу, но может быть плотным, компактным. Цвет белый, желтый, бурый, серый.

Благодаря большой пористости трепелы, как и диатомиты, обладают адсорбирующими свойствами, поэтому применяются как фильтрирующий материал.

Опока

Опаловидная пористая порода, очень похожая на трепел. От последнего отличается твердостью

Яшма

Плотные халцедоновые породы, значительную часть которых составляют примеси и красящие вещества. Окраска яшм разнообразна. Лучшие в мире яшмы находятся на Южном Урале.

Гейзерит

К кремнистым осадочным породам относятся гейзериты и другие кремнистые туфы, образовавшиеся при действии гейзеров или горячих источников. Состоят из опала, встречают в виде корок, натеков, гроздевидных или почковидных образований. По внешнему виду похожи на известковый туф, но не реагирует с соляной кислотой. Белые, светло-коричневые или пестро-окрашенные.

Карбонатные породы.

Карбонатные породы наиболее распространены среди осадочных пород химического и биохимического происхождения, они представлены известняками, доломитами и мергелями.

Известняки

По происхождению среди известняков различают два главных типа: известняки органогенного происхождения и известняки органогенного происхождения и известняки химического происхождения

В основном известняки имеют органогенное происхождение. Они образуются за счет известковых скелетов и остатков раковин животных и растений (зоогенные и фитогенные известняки). Раковины или скелеты могут сохраниться полностью или претерпеть дробление, разрушение, перекристаллизацию. В том случае, когда известняк состоит из целых или битых раковин, он называется ракушечником. В зависимости от преобладания остатков тех или иных организмов различают известняки криноидные, фузилиновые, нуммулитовые, брахиоподовые и др.

К органогенным известковым породам принадлежит мел – белая землистая порода, сложенная из мелких частиц порошковатого кальцита, раковин фораминифер и одноклеточных морских водорослей с известковым панцирем (кокколитов).

Известняки химического происхождения могут быть тонкозернистыми, нередко имеют оолитовую концентрическое строение, встречаются натечные образования – сталактиты, сталагмиты, корки и др.

Окраска известняков светлая, белая, серая, реже черная.

Минеральный состав. Кальцит. Примеси – глинистый материал, доломит, глауконит, гидроксиды железа, соли.

Применение. Широко используются в качестве строительного материала, при изготовлении извести, в металлургическом и цементном производстве.

Доломит

Осадочная порода, состоящая из минерала доломита. Часто содержится примесь кальцита, глинистого материала. Между доломитами и известняками имеются промежуточные разности, которые называются доломитизированные известняками.

По внешнему виду доломиты – желтовато-белые породы, иногда с буроватым оттенком, иногда черные. В соляной кислоте растворяются с трудом без шипения и хорошо – в порошке.

Мергель

Известково-глинистая порода с содержанием глинистого материала до 30-50%.. цвет обычно пестрый, серый.

Мергели – хорошее сырьё для цементной промышленности.

ИЗУЧЕНИЕ МЕТАМОРФИЧЕСКИХ ГОРНЫХ ПОРОД

Цель: изучение минерального состава и структурно-текстурных особенностей метаморфических горных пород.

Под метаморфизмом понимают изменение уже существующих пород – магматических и осадочных, при котором образуются новые породы с новыми минеральным составом, особой структурой и текстурой. Породы испытавшие слабый метаморфизм, имеют сложный минеральный состав. В таких породах можно встретить и первичные минералы, и минералы, возникшие во время метаморфизма. При полном, глубоком метаморфизме химические элементы реорганизуются в очень малое количество минералов (от 2 до 6) и минеральные ассоциации становятся простыми.

При метаморфизме химический состав пород обычно мало меняется, и , следовательно, минеральные, структурные и текстурные изменения обусловлены физическими условиями во время перекристаллизации.

Преобразования, происходящие при метаморфизме, могут быть физические и химические. Хотя они происходят одновременно, их можно рассматривать раздельно.

Физические. Это разрушение зерен, перекристаллизация, взаимное прорастание зерен, увеличение размера зерен, параллельная ориентировка удлиненных или плоских зерен. Конечная структура определяется характером первичного материала, типом происходившего метаморфического процесса и его интенсивностью.

Химические. К этим преобразованиям относятся формирование новых минеральных ассоциации либо путем перекристаллизации уже существующего материала, либо путем привноса или удаления некоторых химических веществ, которые перемещают в виде ионов вместе с газами или жидкостями. При этом может измениться даже химический состав минералов.

Метаморфические и метасоматические породы образуются при действии давления, температуры, растворов и газов на магматические и осадочные породы. Типы метаморфизма: региональный, контактово-термальный, катакластический. Региональный метаморфизм развивается на больших площадях, контактовый и катакластический метаморфизм имеет локальное распространение и приурочен к контакту с магматическими телами или разломами. Метасоматоз – процесс воздействия гидротермальных растворов на горные породы, в результате чего меняется химических и минеральный состав пород. Метасоматоз может происходить на контакте интрузивного тела с вмещающими породами или в самом интрузивном теле. На контакте кислых и средних интрузивов с известняками и доломитами образуются скарны, а в апикальных частях гранитоидов – грейзены. Метаморфические и метасоматические процессы изменяют не только вещественный состав пород, но и их строение.

Причины метаморфизма

Непосредственными причинами, вызывающими метаморфизм, являются давление, высокая температура и циркуляция высокотемпературных газовых и водных растворов (флюидов).

Давление представляет собой либо вертикальную нагрузку, обусловленную весом вышележащих пород, либо гидростатическое давление растворов, находящихся между зернами, которое увеличивается с глубиной. Еще одно давление – ориентированное, связанное тектоническими давлениями.

Тепло может быть общим теплом Земли, либо локальным теплом, вызванным трением, либо теплом магматических интрузии.

Активные растворы включают в себя горячие газы, особенно водяной пар и углекислый газ, и горячие растворы с ионами натрия, кальция фтора, бора, серы.

Метаморфизм всегда связан с магматической или тектонической деятельностью. В верхних частях земной коры он проявляется в результате интрузивной деятельности и происходит на ограниченных участках земной коры (локальный, контактовый метаморфизм). В более глубоких зонах вызывается повышенным давлением, тектоническими движениями и охватывает большие площади (региональный метаморфизм).

Контактовый метаморфизм связан, в основном с воздействием на вмещающие породы внедряющихся магматических масс (температура, растворы). Иногда контактовый метаморфизм называют термальным. Выражается он в образовании в контакте с интрузией «закаленных» пород – роговиков (по песчано-глинистым породам) и метаморфизованных известняков (по карбонатным породам). Химический состав пород при этом существенно не меняется.

Контактовый метаморфизм проявляется на контакте двух пород, обычно магматической и осадочной. Образуются своеобразные породы – скарны, для которых характерными минералами являются пироксены, гранаты, магнетит, гематит, сфалерит, кальцит и др.

Реакция между магматической и вмещающей осадочной породой происходит особенно интенсивно, когда в контактовую зону попадают постмагматические растворы, нередко привносящие новые вещества. По своей природе эти растворы являются гидротермальными.

Растворы просачиваются сквозь боковые породы, реагируют с ними, замещают их. Так образуются метасоматические тела.

Динамометаморфизм (рассланцевание) обычно выражается в дроблении и перетирании горных пород и минералов.

Под метасоматозом понимают замещение горной породы с изменением химического состава, при котором растворение старых минералов и образование новых происходит почти одновременно, так что в процессе замещения порода все время сохраняет твердое состояние. Эту разновидность контактового метаморфизма называют контактово-метасоматическим.

Региональный метаморфизм охватывает огромные пространства и мощные толщи пород. Важнейшими факторами регионального метаморфизма являются высокая температура, огромное давление вышележащих пород, воздействие жидких и газовых растворов. В зависимости от соотношения температуры и давления и того или иного количества растворов меняется степень метаморфизации пород. По этим признакам выделяются различные зоны метаморфизма, которым свойственны определенные метаморфические породы.

Региональный метаморфизм протекает на больших глубинах и захватывает огромные площади. Типичные минералы регионального метаморфизма – сланцы, гранат, дистен, андалузит и др.

Ориентированное сжатие вызывает в породах деформацию скалывания, разрушает их и приводит к скольжению слагающих породу минералов по плоскостям спайности. Это сжатие, перераспределяя положение разрушенных частиц, заставляет фрагменты горной породы расположиться в виде параллельных полос.

Некоторые зерна, благодаря пластичному течению, уплощаются. Затем все фрагменты спаиваются вместе, происходит увеличение размеров кристаллов и рост новых минералов. Формируются новые чешуйчатые минералы – хлорит, биотит, мусковит, тальк, роговая обманка. Например, это хорошо прослеживается при метаморфизме аргиллита. Зерна кварца уплощаются и ориентируются параллельно направлению наибольшего сжатия. Глинистые частицы перекристаллизуются в тонкие чешуйки слюда расположенные параллельно. Еще в процессе диагенеза глины уплотняются, обезвоживаются и превращаются в аргиллиты, отличающиеся от глин полной неразмокаемостью. В начальной стадии метаморфизма в условиях низких температур под воздействием тектонического давления аргиллиты претерпевают рассланцевание и превращаются в аргиллитовые сланцы. Изменения выражаются в проявлении тонкосланцеватой текстуры

Упорядоченная ориентировка зерен позволяет глинистому сланцу легко раскалываться по параллельным плоскостям.

При более сильных измененных из глинистых сланцев формируются филлиты, а затем кристаллические сланцы. При этом наблюдаются постепенное увеличение размеров зерен и листоватая (сланцеватая) текстура.

Существенно иные породы образуются при метаморфизме песчаников. Кварцевые песчаники с кремнистым цементом при метаморфизме превращаются в кварциты. Они состоят целиком из кварца, образующего неправильные зерна, которые иногда почти неразличимы (сливные кварциты). Это крепкие, массивные породы, нередко с раковистым изломом; иногда в них наблюдается сланцеватая текстура. Кварцевые песчаники с глинистым цементом преобразуются в слюдяно-кварцитовые сланцы с тонкими прослойками слюды по сланцеватости. Аркозовые песчаники, богатые зернами полевого шпата, переходят сначала в кварцевидные песчаники, а при высокой степени метаморфизма – в гнейсы, отличающиеся более равномерной зернистостью и повышенным содержанием кварца. Гнейсы и сланцы, образующиеся при метаморфизме осадочных пород (глин и песчаников), называются парагнейсами и парасланцами.

Граниты и другие крупнозернистые породы могут изменятся до сланцеватых метаморфических пород, которые называются гнейсами. Типичные гнейсы состоят из светлоокрашенных полос или линз полевого шпата и кварца, чередующихся со слоями или полосами темно-окрашенных биотита или роговой обманки. Сланцеватость в гнейсах обычно несовершенная и называется гнейсовидностью.

Известняки при перекристаллизации переходят в мраморы. Последние состоят из кальцита, имеют зернистокристаллическую структуру и обычно массивную, нередко расплывчатую полосчатую текстуру. Реже наблюдается сланцеватость. Характерна белая или светло-серая окраска.

Кремнистые породы – опоки, яшмы – преобразуются в мелкозернистые кварциты, отличающиеся весьма равномерной слабо различимой зернистостью. Если в результате метаморфизма кислых и средних пород (граниты, диориты) образуются гнейсы, слюдяные сланцы, они носят название ортогнейс, ортосланцы. Габбро и базальты преобразуются на низших стадии метаморфизма в зеленые сланцы, состоящие из хлорита, эпидота, актинолита и альбита. Далее они переходят в амфиболиты – массивные крепкие породы сланцеватой или волокнистой текстуры темно-серого до черного цвета; они состоят из роговой обманки и плагиоклаза. На высшей ступени метаморфизма амфиболиты переходят в гранатовые амфиболиты и эклогиты. Последние состоят из граната и пироксена. Образование эклогитов происходит при очень высоких давлениях, поэтому они характерны для глубоких зон метаморфизма.

Ультраосновные породы (дуниты, перидотиты) преобразуются в змеевики (серпентиниты) и тальковые сланцы; змеевики состоят из серпентина с примесью магнетита и хлорита, образующих микро чешуйчатую темно-зеленую массу с пестрыми пятнами.

Разновидностью регионального метаморфизма является ультраметаморфизм. Он проявляется в глубоких частях земной коры в складчатых областях и представляет собой высшую ступень метаморфизма. Для ультраметаморфизма характерно частичное или полное расплавление называется полигенезом, а частичное – анатексисом. Расплавы проникают во вмещающие породы. Происходит как бы инъекция расплавленного магматического материала (обычно гранитного состава) во вмещающие породы и образование смешанных пород, состоящих из материала исходной породы и расплава. Смешанные породы называются мигматитами.

С ультраметаморфизмом тесно связаны процессы гранитизации – превращение различных пород, преимущественно осадочных, в граниты.

Метаморфические породы, как правило, сохраняют форму залегания тех пород, из которых они образовались. Это часто помогает выяснить их генезис.

Структуры метаморфических пород сходны со с структурами глубинных магматических пород, но, в отличие от последних, у них нет ярко выраженного порядка выделения минералов, ибо образование кристаллических зерен идет в результате бластеза, т.е. процесса перекристаллизации в твердом состоянии.

Структуры метаморфических пород возникают в процессе перекристаллизации в твердом состоянии, или кристаллобластеза. Такие структуры называют кристаллобластами.

По форме минеральных зерен и их расположению различают структуры:

Гранобластовая, зерна относительно близки по размерам и имеют более или менее округлые формы.

Лепидобластовая или чешуйчатая, вызванная присутствием чешуйчатых минералов слюда хлорита, талька. Хлорито-биотитовый сланец.

Лепидогранобластовая, пластинки биотита в основной массе кварца и плагиоклаза. Гнейс.

Нематобластовая, представленная развитием шестоватых, призматических, стебельчатых минералов, в основном группы амфиболов.

Порфиробластовая, крупные зерна (гранат) – порфиробласты располагаются среди основной (амфибол) массы. Гранат-амфиболовый сланец.

Реликтовая, бластопсаммитовая, указывающая на первичную осадочную породу (песчаник с глинистым цементом). Серицитовый сланец с песчаниками кварца.

Текстуры метаморфических пород зависят от формы вновь образованных минералов.

В метаморфических породах особенно распространены листоватые, чешуйчатые и пластинчатые минералы, что связано с приспособлением их к условиям кристаллизации при сильном давлении. Это выражается прежде всего с развитии сланцеватости метаморфических пород.

Сланцеватая текстура характеризуется тем, что породы распадаются на тонкие плитки или пластинки. Она является следствием расположения минералов плоскими поверхностями параллельно друг другу.

Очковая (линзовая) – представленная более или менее округлыми или овальными агрегатами среди сланцеватой массы породы.

Пятнистая – при наличии в породе участков (пятен), отличающихся по цвету, составу, устойчивости к выветриванию.

Полосчатая – когда под влиянием стресса порода собрана в мелкие складки.

Катакластическая – отличается раздроблением и деформацией минералов.

Массивная (однородная) – подобна одноименной текстуре магматических пород; наблюдается у пород, образовавшихся при отсутствии ориентированного давления, или стресса. Характерна для роговиков, мраморов, кварцитов, некоторых амфиболитов.

Лабораторная работа №6

Горный компас. Геологическая карта

Элементы залегания слоя. Положение горных пород в пространстве характеризуется элементами их залегания, которые замеряются при помощи горного компаса. Залегание пород характеризуется простиранием, падением и углом наклона пластов к горизонтальной плоскости (рис.4).

Линия простирания пласта– любая горизонтальная линия в плоскости напластования. Положение линии простирания определяетсяазимутом простирания, т.е. углом между этой линией и магнитным меридианом в горизонтальной плоскости. Значения азимута простирания изменяются от 0 до 360^о.

Линия падения пласта – определяется направлением падения и углом падения. Линия падения лежит в плоскости пласта, направлена в сторону наклона пласта и всегда перпендикулярна к линии простирания. Направление линии падения определяетсяазимутом падения, т.е. углом между проекцией линии падения на горизонтальную плоскость и магнитным меридианом. Значения азимута падения изменяются от 0 до 360^о.

Угол падения –угол между плоскостью пласта и горизонтальной плоскостью, его значения от 0 до 90^о(при значении 0^ослой залегает горизонтально, а при значении 90^о– вертикально).

Рисунок ? - Элементы залегания пласта: простирание, падение и угол падения