Осадочная дифференциация вещества и диагенез.

Понятие об осадочной дифференциации вещества ввел в литологию Л.В. Пустовалов в 1940г.

Сущность представления об осадочной дифференциации заключается в том, что при разрушении материнских пород, а также при последующем переносе и отложении осадочного материала происходит его разделение (дифференциация) по размеру частиц, плотности и химическим свойствам. В результате этого в бассейнах конечного стока отлагается не пестрая смесь всевозможных компонентов, а происходит их раздельное накопление, что обусловливает формирование осадков определенного состава.

Л.В. Пустовалов различает два типа осадочной дифференциации: механическую и химическую, которые протекают одновременно, взаимно перекрывая друг друга.

Механическая дифференциация проявляется в сортировке обломочных частиц в зависимости от их размера, формы и плотности, обусловленной уменьшением энергии потоков, переносящих обломочный материал. Крупные и более тяжелые обломки отлагаются вблизи места их образования, а мелкие и более легкие уносятся значительно дальше. Поэтому горные области окаймляются полосой грубообломочных осадков, которые по мере удаления последовательно сменяются песчаными и глинистыми отложениями. Дальность переноса зависит также в определенной степени и от формы обломочных частиц: сферические частицы оседают первыми, а пластинчатые чешуи уносятся дальше. Примером могут служить пластинки слюды, намного «обгоняющие» зерна других минералов.

Химическая дифференциация вещества заключается в последовательном осаждении соединений из водных растворов соответственно их растворчмости. Вещества, характеризующиеся плохой растворимостью, - окислы алюминия, железа, кремния и марганца – выпадают в осадок вблизи места разрушения материнских пород при незначительном изменении физико-химических условий среды на континентах либо в прибрежной части морей. Лучше растворимы карбонаты; они могут перемещаться в виде ионных растворов на значительные расстояния. Наиболее легко растворимые соединения – соли переносятся далеко от места разрушения материнских пород и осаждаются в конечных водоемах.

Все это приводит к тому, что в природе локально существуют определенные типы осадочных пород – карбонатные, кремнистые, фосфатные, железистые, галоидные и др.

Осадочный материал, поступающий в зону осадкообразования из различных источников сноса, смешивается. В результате одновремениого осаждения обломочного, хемогенного и биогенного вещества образуются породы смешанного состава (гибридные).

Диагенез– совокупность процессов, превращающих осадок в породу. Сущность этих процессов состоит в физико-химическом преобразовании многокомпонентного осадка в условиях поверхности земной коры.

Твердые вещества, осаждающиеся и неподвижно сохраняющиеся на дне бассейна, образуют осадок. Свежий илистый осадок представляет собой рыхлое насыщенное водой полужидкое тело, где наряду со свободным кислородом и кислородными соединениями, присутствуют разлагающиеся остатки животных и растений, создающие восстановительную среду. Микроорганизмы осадка поглощают и различные химические соединения – сероводород, углекислоту и др. В результате этого существенно изменяется состав иловых вод. Если в момент образования осадка иловые воды практически не отличаются от вод бассейна седиментации, то в ходе диагенеза они лишается сульфатов, свободного кремнезема и обогащаются H₂S, СН₄, СО₂, NНз и др. Существенно изменяются показатели рН и Еh. Иловые воды активно взаимодействуют с донной водой бассейна. Иловые воды интенсивно поглощают О₂, (SO₄^-2 ), Са⁺² , Мg⁺², а выделяют в окружающую среду СО₂, NН₃, Н₂S, СН₄ и т. п.

При диагенезе происходит образование комплекса аутигенных минералов, таких как гидроокислы железа и марганца, фосфатные минералы, глауконит (окислительная среда), затем окисные соединения переходят в закисные, образуются сульфиды, силикаты железа, кальцит, доломит, сидерит (восстановительная среда).

Образованием диагенетических минералов сопровождается их перераспределением в пределах осадка, что обусловлено неравномерными изменениями параметров pH и Eh. Например, при значениях рН = 8 и более растворяются кремнистые минералы и выпадает нерастворимый в щелочной среде СаСО₃, а в пределах участкав с низким рН СаСО₃ – растворяется и в осадок выпадает SіО₂. В результате такого перераспределения вещества образуются конкреңии (кальцитовые, сидеритовые, фосфатные, марказитовые и др.), а также пятна, линзы и прослои, обогащенные теми или другими минералами.

В гумидных зонах в результате диагенеза пески и алевролиты слабо уплотняются, глины теряют текучесть, карбонатные и кремнистые породы подвергаются литификации (окаменению).

В субаэральных условиях процессы диагенеза проявлены слабее, а в ряде случаев не проявляются совершенно. При диагенезе в условиях аридного климата происхолит формирование лесса, континентальных песчано-глинистых отложений, известковых туфов и ряда других пород.

36 Эпигенез. Эпигенезом называется совокупность процессов, изменяющих осадочные породы в период их существования до начала выветривания или до перехода в метаморфические породы. В результате эпигенеза разрушаются одни минералы и возникают другие, более устойчивые в новых условиях.

Если диагенетических процессы являются следствием внутренней неустойчивости осадка, то зпигенетические обусловлены воздействием на породу внешними факторами, к которым относятся: давление вышележащих толщ, возрастание температуры, геодинамическое напряжение, подземные воды. Эпигенез проявляется при температуре от 30 до 200°С и давлении от 100 до 2000 атм.

В разрезах, характеризующихся большой мощностью отложений, проявляется эпигенетическая зональность, Например, в мезозойских терригенных отложениях Западного Верхоянья выделены следующие четыре эпигенетические зоны, обусловленные характером изменения цемента терригенных пород (сверху вниз):

1) зона неизмененного глинистого цемента;

2) зона хлоритового и хлоритокварцевого цемента;

3) зона кварцево – регенерационного цемеaнта, или зона кварцитовидных структур;

4) зона кварцево-регенерационного и слюдистого цемента.

Каждая из последующих зон соответствует большему уровню погружения осадочной толщи, а также более длительному пребыванию последней в погруженном состоянии.

В зависимости от интенсивности эпигенетического преобразования пород выделяют различные стадии этого процесса:

1) стадию начального эпигенеза;

2) стадию глубинного эпигенеза;

3) стадию метагенеза.

Минеральные парагенезисы конкретной стадии зависят от термодинамических условий данной стадии и состава исходных пород. Эти обстоятельства позволили в учение об эпигенезе ввести понятие, о фациях регионального эпигенеза.

36)

37) Химический состав осадочных горных пород.

39 Минеральный состав осадочных горных пород. Обломочные породы

Обломочными (террегенными) породами называют породы, в составе которых преобладает аллотигенный материал. Среди обломочных пород выделяют собственно осадочные обломочные и вулканогенно-обломочные генетические группы. Первые образуются за счет продуктов физического выветривания материнских пород, в составе вторых кроме терригенного материала содержится некоторое количество рыхлых вулканических продуктов.

4.6.1.1 вулканогенно-обломочные (пирокластические) породы занимают промежуточное положение между осадочными и магматическими горными породами. Образование их обязано эндогенной вулканической деятельности, при которой происходят излияние лав, выбросы твердых продуктов, таких как обломки пород, вулканического стекла.

В основу классификации пирокластических пород положены размеры обломков, состав обломков, а так же соотношение продуктов вулканического и нормально-осадочного материалов.

По содержанию вулканического материала пирокластические породы подразделяются на три группы:

- вулканические туфы и туфобрекчии – содержат вулканогенный материал более 90%;

- туффиты – породы сложены вулканогенным и терригенным материалом, где вулканогенный материал присутствует в количестве 50%.

- туффитовые песчаники – сложены терригенным и вулканогенным материалом, количество последнего менее 50%.

Туфы и туфобрекчии характеризуют следующие признаки: угловатость обломков пород и минералов, полная несортированность материала, отсутствие слоистости, беспорядочное расположение обломков. Эти породы по размерам обломков делятся на туфобрекчии (размеры обломков более 5 мм) и туфы (размеры обломков менее 5 мм). По составу туфы и туфобрекчии подразделяются на кислые (сложенные обломками риолитов, дацитов и др.), средние (сложенные обломками андезитов, трахитов и др.) и основные (сложенные обломками базальтов, трахибазальтов и др.).

Туффиты характеризуются некоторой окатанностью, сортированностью, мелкозернистостью вулканических продуктов, присутствием заметного количества терригенного материала.

Текстуры перечисленных пород пористые, массивные, реже проявляются слоистые. Структуры – кристаллокластические, витрокластические, литокластические, пепловые, смешанные.

4.6.1.2 Собственно осадочные обломочные породы сложены преимущественно зернами устойчивых при выветривании минералов, а также обломками горных пород. Главным генетическим признаком обломочных пород является гранулометрический состав, который и принимается за основу их классификации. Выделяют следующие основные группы обломочных пород: грубообломочные, песчаные и алевритовые; в каждой из этих групп породы могут быть рыхлыми и сцементированными (таблица 10)

Таблица 10 Классификация обломочных пород

Грубообломочные породывключают породы, в которых преобладают обломки крупнее 1мм. Грубообломочные породы подразделяются на несколько типов в зависимости от размеров и формы обломочных частиц (таблица 4). Кроме того, в составе грубообломочных пород выделяют рыхлые и сцементированные их разности. Большие размеры обломков обусловливают специфику вещественного состава рассматриваемых пород. В отличие от песков и песчаников они сложены преимущественно обломками различных пород, а не минеральными зернами. В составе грубообломочных пород выделяют олигомиктовые и полимиктовые их разности. Олигомиктовые разности характеризуются преобладанием обломков какого-либо одного вида, полимиктовые отличаются резко разнородным составом. Наиболее распространенными типам грубообломочных пород являются конгломераты, брекчии и гравелиты.

Конгломераты – сцементированные породы, состоящие из окатанных обломков, размеры которых превышают 10мм. Цвет конгломератов обусловлен их минеральным составом. Структура псефитовая, текстура беспорядочная или грубослоистая. Наибольшим распространением пользуются полимиктовые конгломераты, которые могут быть сложены гальками эффузивных, интрузивных и осадочных пород, а также различными минеральными зернами, чаще всего кварцем и полевыми шпатами. В конгломератах олигомиктового состава обычно преобладают обломки пород, наиболее устойчивых при выветривании и сохранившихся поэтому в результате неоднократного переотложения обломочного материала. В более редких случаях олигомиктовые конгломераты являются продуктом локального размыва какой-либо одной породы. Промежутки между гальками заполняются гравийными, песчаными или алезритовыми обломочными зернами, а также глинистым материалом, кальцитом, кремнеземом, гидроокислами железа и др. Количество цемента может быть различным. По условиям залегания выделяют базальные и внутриформационные конгломераты. Базальные конгломераты залегают в основании осадочных комплексов, перекрывающих более древние отложения с угловым или стратиграфическим несогласием. Внутриформационные конгломераты залегают в согласно залегающих пластах.

По условиям образования выделяют речные, морские, ледниковые и субаэральные конгломераты.

Основными критериями, позволяющими отнести конгломераты к той или иной генетической группе, могут служить их гранулометрический состав, текстурные особенности, форма гальки и угол ее наклона.

Плохой сортировкой по гранулометрическому составу отличаются речные конгломераты, в то время как сортировка прибрежно-морских конгломератов значительно лучше. Ледниковые (мореные) конгломераты имеют весьма разнородный гранулометрический состав. Обычно они представляют собой смесь валунно-галечного, песчаного и глинистого материала.

Для морских и сходных с ними озерных конгломератов характерна грубая параллельная слоистость, для мелкогалечных конгломератов аллювиальных и водно-ледниковых отложений – линзовидная и реже косая. Высказывалось предположение, что для гальки морских конгломератов характерна более плоская форма, а для гальки конгломератов речного происхождения – более сферическая, однако несомненно, что форма гальки в значительной степени зависит от состава исходного материала, поэтому указанный признак не является достаточно надежным. Конгломератам, образовавшимся в субаэральных условиях, свойственно присутствие галек с плоскими гранями, отшлифованными действием постоянных ветров.

Брекчии в отличие от конгломератов сложены неокатанными обломками. По своему происхождению брекчии могут быть осадочными, вулканическими и тектоническими. Вулканические брекчии (туфобрекчии) принадлежат к пирокластическим породам, тектонические брекчии относятся к группе динамометаморфических образований.

Осадочные брекчии представляют собой сцементированные породы, состоящие из неокатанных обломков, размеры которых превышают 10мм. Эти породы встречаются значительно реже, чем конгломераты, и обычно не образуют мощных и выдержанных по простиранию пластов. Среди брекчий осадочного происхождения выделяют различные генетические типы, отличающиеся друг от друга гранулометрическим и вещественным составом обломочного материала. Наиболее распространенные генетические типы:

1) брекчии обвалов и оползней;

2) брекчии осыпей;

3) брекчии селевых потоков;

4) брекчии ледниковые;

5) брекчии прибрежные;

6) брекчии донные;

7) брекчии карстовые;

8) брекчии диагенетические.

Между брекчиями и конгломератами существуют переходные формы. Грубообломочные породы, сложенные плохо окатанными гальками или содержащие одновременно как окатанные, так и неокатанные обломки, называют конгломерато-брекчиями. Примером конгломерато-брекчий являются фангломераты – отложения пролювиальных конусов выноса.

Гравелиты и дресвяники представляют собой сцементированные породы с размером обломков от 1 до 10мм. Гравелиты сложены окатанными, а дресвяники - угловатыми обломками. Гравелиты и дресвяники редко образуют мощные толщи, обычно они слагают отдельные пачки, слои и линзы. Под термином «дресвяник» некоторые исследователи подразумевают только продукты выветривания гранитоидов, что является неправильным, так как термин «дресва» отражает не вещественный состав, а форму и размеры обломков. Дресвяники образуются при физическом выветривании любых пород там, где обломочный материал оставался на месте, т.е. не подвергался переносу.

Песчанистые или псаммитовые породы состоят из обломочных зерен размером 0,1-1,0мм (рисунок 22). Рыхлые разности этих пород называют песками, а сцементированные – песчаниками. В зависимости от того, представлены ли обломочки одним, двумя или многими компонентами, песчаники делятся на:

- мономинеральные – обломочный материал представлен одним компонентом кварц, калиевый шпат, глауконит или др.;

- олигомиктовые – обломочный материал представлен двумя компонентами;

- полимиктовые – обломочный материал представлен разнообразными минералами и породами.

Среди полиминеральных песчаников выделяют разновидности: аркозовые и граувакковые

Аркозовые песчаники образуется за счет разрушения гранитов, следовательно, их состав будет следующим: кварц, к.п.м., редкие зерна плагиоклазов, слюды.

Граувакковые песчаники образуются за счет разрушения магматических пород среднего и основного составов. Также присутствуют обломки осадочных и метаморфических пород. Обломки минералов – пироксена, амфиболом, плагиоклазам присутствуют в малом количестве. Характерно очень малое количество кварца.

Доминирующая масса в песчаниках может быть самая разнообразная по минеральному составу: глинистая, известковая, кремнистая, железистая, фосфатная, сульфатная. Часто встречаются полиминеральный цемент.

Структуры песчанистых пород псаммитовые, псаммито-псефитовые, псаммоалевритовые, псаммопелитовые. Собственно псаммитовая структура подразделяется на ряд разновидностей, в зависимости от преимущественно развитых в породе размеров обломков.

а б в

Рисунок 22 - Псаммитовые породы

а - полимиктовый песчаник, где зерна базальтовых пород, кварца и плагиоклаза заключены в один пойкилбласт барита;

б - вполимиктовый песчаник, где каждое зерно окружено оболочкой хлорита, цемент хлоритовый тонкозернистый;

в - кварц-полевошпатовый песчаник с карбонитным цементом, где кальцит замещет зерна полевых шпатов.

Диаметр поля зрения – 1мм

Образуются песчаники в морских, озерных, речных водоемах, а также за счет перемыва талыми водами ледников (флювиогляциальными песчанистые породы) или переноса силой ветра (эоловые песчаные породы).

Формы обломков в песчаниках могут быть самые разнообразные: остроугольные, полуокатанные, окатанные.

Текстуры данных пород слоистые: косослоистые, диагонально-слоистые, волнисто-слоистые, горизонтально-слоистые. Разнообразие слоистых текстур зависит от условий образования песчаников.

Алевритовые породы сложены обломочными частицами размером 0,1-0,01 мм. Рыхлые разности этих пород называются алевритами, а сцементированные – алевролитами.

При микроскопическом исследовании алевролитов видно, что главная часть обломков представлена кварцем и полевыми шпатами. Меньшая часть представлена слюдами, глауконитом или обломочками пород. Цемент в алевролитах чаще всего глинистый, карбонатный, железистый или кремнистый, кристаллически-зернистый или аморфный.

От песчаников алевролиты отличаются меньшими размерами обломков, а также минеральным составом последних. Алевролиты часто называют тонкозернистыми песчаниками.

По количеству и структуре цемента выделяются все те же типы, что и в песчаниках. Так же как и песчаники, алевролиты подразделяются на полиминеральные, олигомиктовые и мономинеральные разновидности. Текстуры пород слоистые, причем прослои в алевролитах имеют меньшие мощности, чем в песчаниках. Неслоистые разности встречаются редко.

Алевриты – это представители современных отложений, тогда как алевролиты широко развиты среди отложений геологического прошлого.

Между всеми обломочными породами существует ряд переходных пород, содержащих переменное количество песчанистого, алевролитового и глинистого материала.

38)

38 Структуры обломочных горных пород. Минеральный состав

Если сравнить средний минеральный состав магматических и осадочных пород, то мы увидим, что он окажется резко различным. При этом можно выделить следующие группы минералов:

1) минералы, образующиеся в глубоких зонах земной коры и поэтому неустойчивые в условиях земной поверхности, в осадочных породах практически не встречаются (оливин, биотит, роговая обманка, авгит, анортит);

2) минералы, встречающиеся как в магматических, так и в осадочных породах, но резко преобладающие в первых, в небольшом количестве могут возникать в зоне осадкообразования (магнетит, ильменит, альбит, ортоклаз);

3) минералы, образующиеся как из магматических расплавов, так и осадочным путем, в зоне осадкообразования устойчивы (кварц, светлые слюды);

4) минералы осадочного генезиса (глинистые минералы, железистые, доломит, кальцит, гипс, ангидритфосфатные мин, органика).

Источником осадочного материала помимо магматических пород, как отмечалось выше, могут служить породы метаморфические и более древние – осадочные.

Рассматривая минеральный состав осадочных пород, можно выделить две различные по своему происхождению группы минералов:

1) реликтовые (аллотигенные);

2) минералы осадочного происхождения (аутигенные).

К первой группе относятся минералы магматические и метаморфические, перешедшие в осадочные породы в неизмененном или частично измененном состоянии. Такие минералы называют реликтовыми, обломочными, а также терригенными (tеrrа – земля), т.е. поступившими в седиментационный бассейн с суши. Эти минералы образовались за пределами бассейна осадконакопления и являются аллотигенными (чуждыми) компонентами. Зерна реликтовых минералов несут следы окатанности.

Породообразующими в осадочных породах являются лишь наиболее устойчивые аллотигенные компоненты – кварц, кислые полевые шпаты, обломки пород. Менее устой чивые минералы исходных пород постепенно разрушаются в процессе дряхления – осадочной породы и не встречаются в древних осадочных породах (так, например, древние песчанки состоят преимущественно из кварца).

Минералы осадочного происхождения относятся к группе аутигенных, т.е. образовавшихся на месте (in situ), в осадке или в породе. Большая их часть возникает в процессе осадконакопления, меньшая – формируется при диагенезе и эпигенезе.

Аутигенные минералы выполняют поры, каверны и трещины в породе, замещают или регенерируют обломочные зерна, образуют оолиты, сферолиты, микроглобули и ряд других специфических форм.

Некоторые аутигенные минералы (кальцит, доломит) слагают мощные осадочные толщи, другие – формируют пласты, линзы и стяжения (минералы кремнезема и алюминия, фосфаты, пирит, сидерит, глаукониты и др.), третьи – встречаются в осадочных породах редко (флюорит, барит, цеолиты и др.).

В отличие от минералов магматических, осадочные аутигенные минералы представляют собой более простые химические соединения – соли, окислы и гидраты окислов, часто образуют мономинеральные породы. Очевидно, что такие породы представляют собой готовый химический продукт, который можно использовать для нужд промышленности или сельского хозяйства. Рассеянные в магматических минералах железо, фосфор, марганец, алюминий и другие элементы, накапливаясь в процессе осадкообразования, создают залежи полезных ископаемых.

Помимо аутигенных и аллотигенных компонентов в состав осадочных пород могут входить органические остатки и вулканогенный материал.

Ниже приводятся описания наиболее важных аутигенных минералов [5,6].

Группа кремнезема в осадочных новобразованиях представлена опалом, халцедоном и осадочным кварцем.

Опал – SiO₂´nН₂О, аморфный, n=1,406-1,460. Состав непостоянен. Содержание воды колеблется от 2 до 13-14%, достигая иногда 34%. При нагревании часть воды теряется Опал чаще всего бесцветен или молочно-белый, но иногда может быть желтым, красным, голубым или черным. Блеск стеклянный до воскового. Полупрозрачные разности характеризуются опалесценцией. Плотность 1,9–2,5, максимальная твердость 5–6, хрупкий. В шлифе бесцветен. Обычно изотропен, но иногда слабо двупреломляет вследствие внутренних напряжений. Показатели преломления изменяются в широких пределах, но их значения всегда намного ниже, чем у канадского бальзама. Характерны отрицательный рельеф и ясно выраженная шагреневая поверхность, которая позволяет отличить опал в шлифе от глинистых минералов и канадского бальзама. Осадочный опал отлагается в морских водоемах. Он входит в состав многих кремнистых пород, а также выполняет пустоты и трещины в глинах, песчаниках и известняках. Опал слагает скелеты диатомовых водорослей, радиолярий и губок. Известны натечные формы опала в виде сталактитов и кремнистых туфов. Опал легко переходит в халцедон и кварц. Этот минерал распространен преимущественно в кайнозойских породах, в мезозойских образованиях он встречается реже, а в палеозойских - отсутствует.

Халцедон – SiO₂, сингония не установлена, n_е=1,538-1,543; n_о=1,530-1,533; n_е-n_о = 0,008-0,010. Оптически одноосный, положительный. Ориентировка оптической индикатрисы: п_е||с. Халцедон является волокнистой или скрытокристаллическои разновидностью кварца. Некоторое различие в физических и оп-тических свойствах этих минералов объясняют наличием в халце-доне субмикроскопических пустот и небольшой примесью тонко-рассеянного опала. Цвет белый, серый, светло-желтый, бурый, зеленый. Плотность 2,6. Твердость 6. Спайности не обнаруживает. Излом раковистый до занозистого. В шлифе бесцветный. Цвета интерференции серые до белых. Имеются три разновидности халцедона, различающиеся по ориентировке оптической индикатрисы (собственно халцедон, кварцин, лютецит). У собственно халцедона волокнистые кристаллы имеют прямое пргасание и отрицательный знак удлинения, у кварцина – прямое погасание и положительное удлинение, у лютецита – косое погасание (до 30°) к направлению удлинения. Минералы группы халцедона наблюдаются в шлифах в виде веерообразных пучков, сферолитов, микрозернистых корочек вокруг обломочных зерен, колломорфных выделений и т.д.

Халцедон является продуктом раскристаллизации опала, а так-же выпадает непосредственно из растворов, отлагаясь в порах и кавернах различных пород. Иногда образует псевдоморфозы по другим минералам или органическим остаткам. Встречается обычно совместно с опалом и кварцем.

Кварц осадочный (кристаллооптические константы кварца приведены в главе 2) отличается от магматического кварца отсутствием включений и неправильной ксеноморфной формой. Иногда при заполнении пустот и трещин в породах образуются агрегаты довольно крупных кристаллов длиннопризматического габитуса. Осадочный кварц отлагается непосредственно из растворов, а также образуется в результате перекристаллизации опала и халцедона. Он широко распространен в кремнистых породах, заполняет трещины, поровые пространства и другие полости в песчаниках и известняках.

Группа карбонатов в осадочныхобразованиях представлена кальцитом и доломитом, реже - сидеритом, родохрозитом, магнезитом, анкеритом.

Кальцит – СаСОз, тригональный, n_o=1,658; n_е=1,486; n₀-n_е=0,172. Оптически одноосный, отрицательный. Ориентировка оптической индикатрисы: п_е||с. Бесцветный или белый, при наличии механических примесей серый, желтый, розовый или голубоватый. Блеск стеклянный. Плотность-2,7. Твердость–3. Характерным диагностическим признаком является растворимость с бурным вскипанием в 10%-ной соляной кислоте. В осадочных породах кальцит встречается в виде зерен различной крупности, а также слагает оолиты и разнообразные органические остатки. В шлифе кальцит бесцветен. В достаточно крупных зернах хорошо выражена спайность по ромбоэдру, наблюдающаяся в виде пересекающихся под острым углом трещин. Рельеф зависит от ориентировки сечения. Интерференционная окраска белая высшего порядка. Иногда наблюдаются полисинтетические двойники. Кальцит выпадет непосредственно из растворов или осаждается как продукт жизнедеятельности организмов. Наиболее благоприятные условия для осаждения кальцита – мелководные теплые моря. Ромбическая модификация карбоната кальция называется арагонитом. В условиях земной поверхности арагонит неустойчив и быстро переходит в кальцит.

Доломит – CaMg(CO₃)₂, тригональный, n_о=1,679; n_е=1,500; n_o-n_е=0,179. Оптически одноосный, отрицательный. Ориентировка оптической индикатрисы: п_Р||с. Бесцветный, белый, часто с желтоватым или бурым оттенком. Блеск стеклянный. Плотность 2,8. Твердость 3–4. В 10%-HCl вскипает только в порошке и при нагревании. Крупные кристаллы встречаются редко, более обычны мелкозернистые или пелитоморфные образования. В шлифе доломит бесцветный. Характерны псевдоабсорбция и высокие цвета интерференции. Полисинтетические двойники встречаются значительно реже, чем у кальцита. Порода, сложенная доломитом, обычно имеет вид мозаичного агрегата более или менее однородных по величине ромбоэдрических зерен. В отличие от кальцита доломит, как правило, не образует кристаллов с извилистыми очертаниями..

Сидерит – FеСО₃, тригональный, n_о=1,875; n_е=1,633; n₀-n_е=0,242. Оптически одноосный, отрицательный. Ориентировка оптической индикатрисы: п_е||с. Серовато-белый, серый с зеленоватым оттенком, вследствие процессов окисления становится бурым. Блеск стеклянный. Плотность 3,5—3,9. Твердость 4–4,5. Холодная соляная кислота на сидерит почти не действует; в горячей соляной кислоте он растворяется, раствор при этом окрашивается в желто-зеленый цвет за счет образования хлористого железа. В шлифе сидерит бесцветен или окрашен в бурые цвета. В отличие от кальцита и доломита показатели преломления сидерита во всех сечениях выше, чем у канадского бальзама. Цвета интерференции высокие. Сидерит встречается в виде ромбоэдров, удлиненных шестигранников, микрозернистых агрегатов, оолитов и сферолитов. Образование сидерита происходит в восстановительных условиях и ассоциирует с битуминозными глинами и алевролитами, а также с каменным углем. Минерал сидерит слагает породу того же названия, образует конкреции, линзообразные, гнездовидные и неправильной формы скопления в других породах.

Группа глинистых минералов относятся к водным алюмосиликатам. Наиболее широкое распространение имеют каолинит, монтмориллонит и гидрослюды.

Диагностика глинистых минералов представляет значительные трудности и требует применения рентгеноструктурного, электронно-микроскопического, термического и ряда других лабораторных методов. Кристаллооптическое исследование глинистых минералов в шлифе дает хорошие результаты только в случае сравнительно однородного состава глины.

Каолинит - Al₄[Si₄О₁₀](OH)₈, триклинный, n_g=1,56-1,57; n_р=1,55-1,56; n_g-n_p=0,006- 0,007. Белый, иногда с буроватым или зеленоватым оттенком. Плотность 2,6. Твердость около 1. На ощупь жирный. Встречается в виде мелоподобных плотных агрегатов. В шлифе каолинит бесцветный. Рельеф заметный, положительный. Характерно низкое двупреломление, в тонкочешуйчатых агрегатах кажется почти изотропным. Иногда каолинит образует довольно крупные чешуйки веерообразной или червеобразной формы. Каолинит образуется за счет разложения слюд, полевых шпатов, фельдшпатидов и некоторых других силикатов в процессе их выветривания и переноса продуктов разрушения. На земной поверхности каолинит устойчив в условиях кислой среды.

Гидрослюды К_1-1,5 Al₄[Si_7-6,5Al_1-1,5О₂₀](OH)₄. Моноклинные. n₈=1,57-1,61; n_р=1,54-1,57; n_g-n_p=0,03. Минералы этой группы отличаются от собственно слюд пониженным содержанием калия и большим содержанием кремнезема и воды. Гидрослюды бесцветные, зеленоватые, бурые. Блеск стеклянный до матового. Характерна весьма совершенная спайность по (001). В шлифе гидрослюды бесцветные или светло-зеленые. В последнем случае наблюдается слабый плеохроизм. Показатели преломления изменяются в зависимости от химического состава гидрослюд, но они всегда немного выше, чем у каолинита. Диагностическими признаками гидрослюд при изучении их в шлифах являются сравнительно высокие цвета интерференции (обычно желтые или оранжевые) и удлиненная форма чешуек Последние нередко имеют субпараллельную ориентировку; в этом случае порода в шлифе погасает при повороте столика микроскопа как один кристалл. Отмечается значительное сходство гидрослюд с серицитом.

В связи с чрезвычайной тонкозернистостью гидрослюд оптические методы при диагностике минералов этой группы малоэффективны, так как различить отдельные минералы в шлифе практически невозможно. Удовлетворительная идентификация минералов этой группы может быть достигнута лишь при совместном применении нескольких методик.

Наиболее характерными диагностическими признаками обладает один из минералов группы гидрослюд — глауконит, который встречается в виде зерен агрегатного строения, интенсивно окрашенных в ярко-зеленые или буроватые цвета. При скрещенных николях глауконит (в отличие от похожего на него хлорита) остается зеленым, что объясняется не только яркостью окраски глауконита, но и совпадением с нею его цветов интерференции.

Монтмориллонит - (0,5Са, А1)ОН_0,7 (А1,Mg,Fe)₄ (Si,Al)₈О₂₀ (OH)₄´nH₂O, n_g = 1,50-1,53; n_р=1,48-1,51; n_g–n_p=0,02. В связи с явлениями изоморфизма в зависимости от присутствия тех или иных обменных катионов химический состав монтмориллонита значительно изменяется. Цвет белый или зеленоватый, но может иметь также другую окраску в зависимости от примесей. Блеск матовый, иногда восковидный Плотность от 2,2 до 2,9. Твердость 1,5-2,5. Активно поглощает воду и другие вещества. Во влажном состоянии характерно вспучивание и резкое увеличение объема. В шлифе монтмориллонит бесцветный. В отличие от каолинита и гидрослюд его показатели преломления ниже, чем у канадского бальзама Двупреломление монтмориллонита характеризуется желтовато-оранжевыми цветами интерференции, близкими цветам интерференции гидрослюд. Размеры кристалликов монтмориллонита обычно очень малы и в шлифе они не видны даже при больших увеличениях. Монтмориллонит образуется в условиях щелочной среды в морских осадках и в коре выветривания. К группе монтмориллонита кроме собственно минерала монтмориллонита относятся также бейделлит и нонтронит. Минералы этой группы широко распространены в осадочных породах, а в некоторых глинах играют роль главных породообразующих.

Группа железистых минералов включаетжелезистый хлорит – шамозит, пирит, марказит, гематит и гидроокислы железа.

Шамозит Fe⁺²_3,6 Al₁,₆(Mg,Fe+³)₀,₈(Si₂,₆ Al_1,4)О₁₀(OH)₈, моноклинный, n_g=1,63-1,66; n_p=1,62-1,65; n_g-n_p=0,010-0,012. Оптически двуосный, отрицательный. Зеленый, темно-зеленый, зеленовато-желтый или бурый. Плотность 3. Твердость 3. Спайность хорошая в одном направлении. Встречается в виде бобовин или сплошных землистых масс. В шлифе плеохроирует от желтовато-зеленого до бледно-зеленого. Рельеф заметный, положительный, двупреломление низкое. Характерно мелкочешуйчатое, волокнистое или оолитовое строение. Шамозит является наиболее распространенным представителем группы железистых хлоритов (лептохлоритов). Минералы этой группы иногда слагают крупные железорудные залежи.

Пирит и марказит FeS₂ - являются полиморфными разновидностями сернистого железа. Для пирита (кубическая сингония) характерны ограненные кристаллы кубической формы, для марказита (ромбическая сингония) - радиально-лучистые и волокнистые образования. Плотность пирита 4,9-5,2, марказита 4,6-4,9 Твердость пирита 6-6,5, марказита 5-6. Минералы эти непрозрачны. В отраженном свете имеют золотисто-желтый цвет с характерным металлическим блеском. Сернистые соединения железа являются широко распространенными аутигенными образованиями, возникающими в осадочных породах, главным образом в диагенетическую, реже в эпигенетическую стадию. Они встречаются в тонкорассеянном состоянии в виде отдельных кристаллов или зерен неправильной формы, образуют конкреции, оолиты, а также псевдоморфозы по животным и растительным остаткам.

Гематит – Fе₂Оз, тригональный. Цвет черный, стально-серый или красный Характерным признаком является вишнево-красная черта, которую дает гематит на белой фарфоровой пластинке. Плотность 5,2. Твердость 5-6. В осадочных породах гематит встречается в виде микрозернистых агрегатов, чешуйчатых выделений и натечных образований, а также слагает конкреции, оолиты и псевдоморфозы по другим железосодержащим минералам. В шлифе гематит непрозрачен или полупрозрачен. В отраженном свете красный. Гематит возникает при окислении пирита, сидерита и некоторых других минералов.

Гидроокислы железа – гетит Fe₂O₃´H₂O и гидрогётит (лимонит) Fe₂O₃´nН₂О. Макроскопически и в шлифе эти минералы трудноотличимы друг от друга. Гидрогётит представляет собой скрытокристаллический гётит, содержащий абсорбционную или капиллярную воду. Окраска и цвет черты гётита и гидрогётита изменяются от охряно-желтого до красновато-бурого. В порошковатых разностях эти минералы пачкают руки. Встречаются они в виде землистых агрегатов, примазок, корочек, волокнистых выделений, различных натечных форм, оолитов, конкреций и т. д. В шлифах гётит и гидрогётит почти непрозрачны. В отраженном свете желтовато-бурые, бурые.

Гидроокислы железа образуются при разложении железосодержащих минералов в диагенетическую и эпигенетическую стадии, а также в озерах, болотах и других водоемах осаждением из растворов или в результате биогенных процессов.

Группа марганцевых минералов – псиломелан mMnO´lMnO₂´nH₂O, пиролюзит МnО₂ иманганит МnО₂´Мn(ОН)₂.

Все эти минералы черного цвета. Встречаются в виде землистых масс, оолитов, натечных образований, дендритов, листоватых и игольчатых агрегатов. В шлифе непрозрачны, в отраженном свете черные, стальносерые, кроме манганита, который в порошке и в шлифе краснобурый.

Значительно менее распространен родохрозит МnСО₃, минерал розового цвета, образующий почковидные или шаровидные агрегаты радиально-лучистого или концентрически-слоистого строения. В присутствии кислорода родохрозит легко окисляется и переходит в гидроокислы марганца.

Группа гидроокислов алюминия включает диаспор, бёмит, гидраргиллит.

Диаспор – НАlO₂, pомбический, n_g=1,730-1,752; n_m=1,705-1,725; n_р=1,682-1,706; n_g-n_p=0,04-0,05. Цвет белый, бесцветный, в зависимости от примесей может быть зеленоватым, бурым, желтым. Плотность 3,2 - 3,5. Твердость 6–7. В осадочных породах встречается в тонкочешуйчатых агрегатах с размером частиц менее 0,1мм. Иногда образует бобовины и оолиты. В шлифе диаспор бесцветен, при содержании Fe и Мn слабo окрашен в розовый цвет и плеохроирует. Отличительными диагностическими признаками диаспора являются высокий рельеф и яркие цвета интерференции, напоминающие цвета интерференции мусковита и ангидрита.

Бёмит – Аl O (ОН), pомбический, n_g=1,65-1,67; n_m=1,65-1,66; n_р=1,64-1,65; n_g–n_p=0,015. Белый, светло-желтый. Плотность 3. Твердость 3,5-4. Образует тонкодисперсные агрегаты и оолиты. В шлифе бесцветный. Рельеф положительный. Скрытокристаллические разности почти изотропны вследствие очень мелких размеров перекрывающих друг друга кристалликов.

Гидраргиллит (гиббcит) – А1(ОН)₃ Моноклинный, n_g=1,58-1,60; n_m=n_р=1,56-1,58; n_g-n_р=0,02. Цвет различный в зависимости от примесей, чаще всего красный, обусловленный присутствием гидроокислов железа. Плотность 2,3. Твердость 2,5-3,5. Встречается в виде чешуйчатых, землистых или тонковолокнистых масс, иногда образует оолиты. В шлифе гидраргиллит бесцветный. Рельеф положительный. Цвета интерференции обычно не выше белых и желтых первого порядка вследствие малого размера частиц.

Группа фосфатных минералов включает фторапатит, гидроксилапатит и др.

Фторапатит – Са₅(РО₄)₃´F, гидроксилапатит – Са₅(РО₄)₃´ОН, n₀=1,603-1,646; n_е = 1,598-1,644, n_о-n_е= 0,005-0,008.

Все осадочные фосфаты сходны по химическому составу и близки по своим кристаллооптическим свойствам, поэтому в шлифах обычно не удается диагностировать каждый из названных выше минералов в отдельности. Цвет фосфатных минералов различен в зависимости от содержащихся в них примесей, чаще всего он серый или черный, обусловленный наличием органического вещества. Плотность 3. Твердость 5. Осадочные фосфаты обычно образуют скрытокристаллические или землистые агрегаты.

В шлифе бесцветен или слабо окрашен в желтоватые тона. Показатели преломления значительно выше, чем у канадского бальзама. Цвета интерференции темно-серые. Для раскристаллизованных разностей фосфатов характерно волокнистое, сферолитовое и оолитовое строение; иногда наблюдаются тонкоигольчатые агрегаты или крустификационные оболочки во-круг обломочных зерен.

Группа сульфатов – гипс и ангидрит, значительно реже встречаются целестин и барит. В отличие от многих других минералов осадочного происхождения сульфаты обычно образуют довольно крупные кристаллы, поэтому их визуальная и микроскопическая диагностика, как правило, не представляет большой трудности.

Гипс – Са₃О₄´2Н₂О, моноклинный, n_е=1,529-1,531; n_p=1,523-1,526; n_р=1,519-1,521; n_е-n_р=0,010. Оптически двуосный, положительный. 2V=58°. Ориентировка оптической индикатрисы с:n_е= 52°. Белый, бесцветный, иногда окрашен механическими примесями в голубые, желтые или красноватые тона. Блеск стеклянный, на плоскостях спайности перламутровый. Спайность совершенная по двум направлениям. Плотность 2,3. Твердость 2. Образует до-вольно крупные кристаллы таблитчатого облика; последние не-редко дают характерные двойники, имеющие вид «ласточкиных хвостов». Для гипса, развивающегося в пустотах и трещинах, характерно волокнистое строение и щелковистый блеск (такая разновидность гипса называется «селенит»). Иногда гипс встречается в виде тонкозернистых и землистых агрегатов, а также слагает цемент в песчаниках. В шлифе гипс бесцветен. Рельеф выражен слабо, отрицательный; цвета интерференции от серого до белого. Удлинение волокон отрицательное. В результате дегидратации гипс переходит в новую модификацию – полугидрат гипса (2Са₃О₄×Н₂О), которая характеризуется более высоким светопреломлением и двупреломлением.

Ангидрит – Са₅О₄, pомбический, n_g=1,609-1,618; n_m=1,574-1,579; n_р=1,569-1,574; n_g-n_р=0,040. Оптически двуосный, положительный. 2V=42°. Ориентировка оптической ндикатрисы: n_р||с; n_m||b; n_g||a. Белый, серый, светло-розовый, светло-голубой. Блеск стеклянный. Спайность совершенная по двум направлениям под прямым углом. Плотность 3. Твердость 3,0-3,5. В отличие от гипса не чертится ногтем. Қак правило, встречается в виде сплошных мелкозернистых агрегатов; крупные кристаллы образуются редко, они обычно имеют таблитчатый, игольчатый или призматический облик. В шлифе ангидрит бесцветный. Рельеф резкий, положительный. Цвета интерференции яркие, высокие, пестрые. Погасание прямое.

Группа хлоридов включает галит, сильвин, карналлит и др.

Галит – NаСІ Кубический, n=1,544, бесцветный, белый или окрашен примесями в различные цвета. Блеск стеклянный. Плотность 2,1. Твердость 2,5. Спайность совершенная по кубу. Величина кристаллов колеблется в широких пределах – от долей миллиметра до 10 см и более. Галит легко диагностируется макроскопически по кубической форме кристаллов, соленому вкусу, хорошей растворимости и невысокой твердости. В шлифе бесцветный. Оптически изотропен. Рельеф выражен слабо. Иногда кристаллы галита имеют зональное строение.

Сильвин – КСІ, кубический, n=1,490, белый, красный, синий. Блеск стеклянный. Плотность 2. Твердость 1,5-2. Спайность совершенная по кубу. Отличается от галита горько-соленым вкусом. В шлифе бесцветный. Оптически изотропен. Рельеф резкий, отрицательный. Зерна сильвина обычно явно ксеноморфны по отншенню к галиту.

Карналлит – КС1´МgС1₂6Н₂О Pомбический, n_g=1,496; n_m=1,476; n_р=1,467; n_g -n_p = 0.029. Оптически двуосный, положительный. 2V=70°. Мясокрасный, желтый. Плотность 1,6. Твердость 2-3, очень хрупок. Излом раковистый. Карналлит гигроскопичен, на воздухе расплывается, теряет форму и характерный для свежего излома стеклянный блеск. Встречается в виде зернистых агрегатов. В шлифе бесцветный. Рельеф резкий, отрицательный. Цвета интерференции желтые, оранжевые, синие. В зернах карналлита нередко наблюдаются включения галита, ангидрита и доломита, а также пузырьков жидкости или газа. Типично наличие полисин-тетических и решетчатых двойников.

Полевые шпаты осадочного происхождения образуют регенерационные каемки вокруг обломочных зерен, а также встречаются в виде отдельных кристаллов в порах, трещинах и кавернах различных пород. Осадочные полевые шпаты отличаются идиоморфной формой кристаллов, малыми их размерами и отсутствием продуктов разложения. Аутигенные полевые шпаты наблюдаются преимущественно в эпигенетически измененных породах.

39)Осадочные цеолиты (морденит, анальцим, гейландит, ломонтит и др.) встречаются в виде очень мелких единичных кристаллов, друзовидных образований, а также псевдоморфоз по плагиоклазам, обломкам эффузивов и вулканическому стеклу. В шлифе бесцветны, характеризуются низким светопреломлением n = 1,46 - 1,54 и очень низким двупреломлением Δn = 0,001 – 0,012. Часто цеолиты имеют правильную кристаллографическую форму, некоторые из них обладают совершенной спайностью. Цеолиты обычно встречаются в эпигенетически измененных песчаниках, содержащих вулканогенный материал основного и среднего состава