ГОРНЫЕ ПОРОДЫ

Горные породы – это минеральные агрегаты или органические остатки, слагающие земную кору.

Полиминеральными называют породы, состоящие из нескольких минералов. Мономинеральные – породы, состоящие из одного минерала.

По способу образования горные породы подразделяются на магматические, осадочные и метаморфические. Происхождение горных пород запечатлено в их структурах и текстурах, а также отдельностях.

Под структурой понимают особенности внутреннего строения и состава горной породы: степень ее кристалличности, форму, абсолютные и относительные размеры кристаллов или зерен.

Текстурой называют совокупность признаков строения горных пород, обусловленных ориентировкой и относительным расположением и распределением составных частей породы.

Отдельность – это форма, приобретаемая горной породой при естественном раскалывании. Такое раскалывание идет по определенным плоскостям – сеть трещин делит породу на специфические фигуры (столбы, шары и проч.). Отдельности различимы в геологических обнажениях, иногда – в отдельных образцах.

Магматические горные породы возникают из магматического расплава. В зависимости от места застывания магмы они подразделяются на интрузивные (от лат. intrusio – вталкивание) – образующиеся в недрах Земли, и на эффузивные (от лат. effusio – разлитие) – формирующиеся на поверхности при излиянии лавы. В свою очередь, интрузивные породы делятся на абиссальные (от греч. abyssos – бездонный) – сверхглубинные, возникшие при застывании магмы на больших глубинах в земной коре, и гипабиссальные (от греч. hyper – над, сверх и abyssos – бездонный) – приповерхностные.

Структурные признаки являются главными при оценке происхождения магматических пород. Выделяют три типа структур магматических пород: по степени кристалличности, по абсолютному размеру кристаллов, по относительному размеру кристаллов.

Структуры по степени кристалличности:

· полнокристаллическая (порода целиком сложена кристаллами) – характерна интрузивам;

· неполнокристаллическая, порфировая (различимы лишь отдельные кристаллы) – характерна эффузивам;

· стекловатая, или афировая (в породе нет кристаллов) – характерна эффузивам.

Структуры по абсолютному размеру кристаллов выделяются только для полнокристаллических (интрузивных) пород, и опираются на выявление наибольшей протяженности кристаллов:

· гигантокристаллическая (крупнее 10 мм);

· крупнокристаллическая (10 – 3 мм);

· среднекристаллическая (3 – 1 мм);

· мелкокристаллическая (1 – 0,5 мм);

· тонкокристаллическая (менее 0,5 мм).

Структуры по относительному размеру кристаллов выделяются только для полнокристаллических (интрузивных) пород:

· равномернокристаллическая – присуща абиссальным породам, характеризуется равновеликостью кристаллов – они принадлежат либо к одной группе по абсолютному размеру, либо к двум соседним;

· неравномернокристаллическая (порфировидная) – характерна гипабиссальным породам и отличается большой разницей диаметров кристаллов – от мелких до гигантских.

Текстуры магматических пород представлены следующими видами.

· Массивная – составные части породы расположены хаотично (возможна у интрузивов и эффузивов).

· Пятнистая и полосчатая – разноцветные кристаллы образуют пятна или полосы (присуща только интрузивам).

· Пузыристая (пористая, ноздреватая) – в стекловатом или порфировом образце видны пустоты (присуща только эффузивам).

· Миндалекаменная – крупные поры стекловатой породы заполнены овальными включениями гипергенных или гидротермальных минералов: кальцита, халцедона (присуща только эффузивам).

· Флюидальная – в стекловатом или порфировом образце изгибаются разноокрашенные потоки застывшей лавы (присуща только эффузивам).

· Пегматитовая – кристаллы формируют неповторимый рисунок на каждой стороне образца (представлена только в интрузивных жильных породах).

Таким образом, пегматитовая, пятнистая и полосчатая текстуры однозначно свидетельствуют об интрузивном происхождении породы; пузыристая и флюидальная – об эффузивном происхождении.

Отдельность магматических пород возникает при остывании расплава. При этом порода покрывается сетью закономерно ориентированных трещин, и разделяется на массивы определенной формы. Выделяют отдельности глыбовую, параллелепипедальную, матрацевидную, столбчатую, шаровую. Отдельность помогает диагностировать условия застывания расплава, а также химический и минералогический состав породы.

Глыбовая (или плитообразная, пластовая), параллелепипедальная и матрацевидная отдельности присущи крупным интрузивным телам. Медленно остывающие интрузивные тела рассекаются трещинами по окраинам, параллельно контактам с окружающими породами – возникает глыбовая отдельность. Если трещины пересекают друг друга перпендикулярно, то возникает параллелепипедальная отдельность. Глыбовые и параллелепипедальные отдельности характерны интрузивам основного и среднего состава (габбро, сиенитам, диоритам). Выветривание сглаживает вершины и ребра параллелепипедов – образуется матрацевидная отдельность, присущая интрузивам кислого состава (гранитам и гранодиоритам).

Столбчатая и шаровая отдельности свойственны эффузивам. Внутри быстро остывающих лавовых потоков и покровов возникают вертикальные системы трещин, разбивающие породу на параллельные столбы (призмы) – так возникает столбчатая отдельность. Столбчатая отдельность присуща эффузивам основным (базальтам), в меньшей степени – средним (андезитам). Базальты рассекаются трещинами на пяти- или шестигранные вертикальные столбы (трещины ориентируются перпендикулярно охлаждающейся поверхности). На дне океана расплав основного состава остывает быстро, стягиваясь к разрозненным центрам. Вокруг таких центров возникают сферические трещины – формируется шаровая отдельность, в которой каждый шар разделен на скорлупки.

Таким образом, абиссальные породы образуют гигантские тела, застывают долгое время при высоких температурах и давлении. Поэтому структура абиссальных пород полнокристаллическая, равномернокристаллическая и крупнокристаллическая – кристаллы четко выражены, размеры их крупные и примерно одинаковые. Текстуры абиссальных пород массивные или пятнистые. Гипабиссальные породы быстро застывают при невысоких температурах и давлении. Наряду с крупными кристаллами, в породах возникают мелкие. Поэтому гипабиссальные породы характеризуются полнокристаллической, но неравномернокристаллической (порфировидной) структурой и пятнистой текстурой. Эффузивные породы возникают на поверхности, где давление невелико и температура лавы падает быстро. Основная масса расплава быстро застывает, и лишь кристаллы отдельных минералов могут выделяться на однородном бесструктурном фоне. Порода приобретает типичное либо порфировое, либо стекловидное строение. Вырывающиеся газы могут придать эффузивам ноздреватую (пористую, пузырчатую) текстуру (пемза). Эффузивные потоки и покровы, обогащенные вулканическим стеклом, со временем разрушаются – в силу этого эффузивные породы делятся на кайнотипные (молодые, неразрушенные) и палеотипные (древние, разрушенные).

Химическая классификация магматических пород опирается на содержание двуокиси кремния – Si0₂, которую иначе называют кремнекислотой или кремнеземом. По содержанию кремнезема магматические породы делятся на кислые (более 65 % Si0₂), средние (65–52 %), основные (52–45 %), ультраосновные (менее 45 %). Ни в коем случае нельзя путать содержание в породах кремнезема (Si0₂) и минерала кварц (также Si0₂): химическое соединение кремнезем есть во всех магматических породах, поскольку главными в них являются минералы класса силикатов, тогда как минерал кварц присутствует лишь в некоторых. Больше всего кварца содержится в кислых породах.

Химический состав пород внешне проявляется в соотношении темных и светлых минералов: чем кислее порода, тем она светлее. К темно-окрашенным минералам относят черные и зеленые. Светлоокрашенные породы называют лейкократовыми, а темноокрашенные – меланократовыми.

Химический состав породы предварительно оценивается по цветному числу (цветному индексу) породы (процентному содержанию темных кристаллов):

менее 10 % темных – порода кислая;

10 – 50 % темных – порода средняя;

50 – 90 % темных – порода основная;

более 90 % темных – порода ультраосновная.

Определяя химический состав, полезно оценить цветовую характеристику породы: выраженность либо зеленых (холодных) тонов, либо желтых и красных (теплых). Чем больше в породе темных минералов и чем ярче зеленый оттенок, тем ближе порода к основным. Наоборот, теплые тона окраски характерны породам с высоким содержанием кремнезема (кислым и некоторым средним).

 

Тугоплавкие, тяжелые минералы	Легкоплавкие, легкие минералы
Черные, серо-зеленые (холодные тона окраски)	Светлые (теплые тона окраски)
Оливин–пироксены–плагиоклазы–амфиболы–биотит–	ортоклаз–мусковит–кварц

 

Косвенным признаком химического состава породы выступает ее удельный вес – чем тяжелее порода, тем ближе она к основным.

Минералогический состав магматических пород зависит от химического состава расплава, и соответствует основным закономерностям реакционного ряда Боуэна – большинство магматических пород преимущественно состоит из минералов, соседствующих в ряду Боуэна. Поэтому оливин редко встречается в породе, состоящей из ортоклаза и кварца. Наоборот, проблематично найти кварц или ортоклаз в породе, сложенной оливином и авгитом.

 

 

Ультраосновные породы Средние породы

Оливин – пироксены – плагиоклазы – амфиболы – биотит – ортоклаз – мусковит – кварц

Основные породы Кислые породы

 

Главными породообразующими минералами большинства магматических пород являются:

§ Кислых пород – кварц, ортоклазы.

§ Средних пород – ортоклазы, плагиоклазы, роговая обманка.

§ Основных пород – плагиоклазы, пироксены.

§ Ультраосновных пород – пироксены, оливин.

Кварц никогда не является главным в породах основных и ультраосновных. Не бывает много ортоклаза в породах основных и ультраосновных. Все полевые шпаты (ортоклазы и плагиоклазы) отсутствуют в породах ультраосновных. Оливин и пироксены (авгит) не являются главными в породах кислых и средних.

Аналогами называют породы, одинаковые по химическому и минералогическому составу, но отличные по структуре и текстуре в силу разных условий застывания магмы. Выделяют аналоги интрузивные, жильные и эффузивные. Например, из магмы кислого состава образовались породы как в глуби Земли, так и на ее поверхности. При этом на больших глубинах в земной коре возникли полно- и равномернокристаллические граниты. В приповерхностных слоях земной коры – полнокристаллические, порфировидные, пятнистые граниты-рапакиви. В узких трещинах – жилах – сформировались полно- и гигантокристаллические гранитные пегматиты с пегматитовой текстурой. На поверхности, после извержения этой же магмы, застыли неполнокристаллические порфировые или стекловатые кварцевые порфиры и липариты. Таким образом, цепочка аналогов будет представлена всеми названными породами – их химический и минералогический составы идентичны, однако внешний вид абсолютно разный. Краткий перечень некоторых интрузивных пород и их эффузивных аналогов выглядит следующим образом.

· Гранит, гранодиорит, гранитный пегматит – кварцевый порфир; липарит.

· Сиенит, сиенитный пегматит – трахит.

· Диорит – андезит; андезитовый порфирит.

· Габбро – базальт; диабаз.

· Пироксенит, дунит, перидотит – пикрит; кимберлит.

Обсидианы, вулканические туфы, пемзы и все обломочные продукты вулканизма отличаются непостоянством химического и минералогического состава. Могут служить эффузивными аналогами разных интрузивных пород: кислых, средних и основных.

Гранит – кислая интрузивная порода. Окраска от почти белой до серой, оранжево-желтой, розовой, мясо-красной. Состоит из кварца (30 % объема породы, иногда до 50 %), ортоклаза; акцессорами обычно служат роговая обманка, мусковит и биотит. Разновидности гранита получают название либо по минеральному составу, либо по структурно-текстурным особенностям. Так, по преобладающим темным минералам выделяют гранит биотитовый, роговообманковый, пироксеновый и проч. Структура гранита полнокристаллическая, равномерно-кристаллическая или порфировидная; текстура – массивная или пятнистая. Мелкокристаллическую разновидность, почти лишенную темных минералов, называют аплит. Порфировидные граниты с гигантскими изометричными кристаллами красного ортоклаза, отороченными мелкими кристаллами кварца – гранит-рапакиви. Гранитам характерна пластовая матрацевидная отдельность.

Гранодиорит (кварцевый диорит) – кислая полнокристаллическая интрузивная порода серого цвета. Отличается от гранита более темной окраской и минеральным составом. В гранодиоритах кварца содержится меньше, а среди полевых шпатов, как правило, преобладают плагиоклазы (более 70 % от всех полевых шпатов породы). Окраска более холодная, жирно блестящих кристаллов кварца в нем меньше. Следовательно, если кварца в интрузивной породе много, и цветное число не более 10, то это гранит; если же в присутствии кварца цветное число достигает 25 – кварцевый диорит.

Гранитный пегматит – кислая и светлая интрузивная порода, жильный аналог гранита. Структура полнокристаллическая, от средне- до гигантокристаллической. Главные породообразующие минералы те же, что и у гранита. Отличаются повышенным участием летучих компонентов (H₂O, B, F, Cl и др.), а также минералов, содержащих редкие элементы (бериллий, уран, ниобий, литий и др.). Главным отличительным признаком служит пегматитовая текстура – взаимно прорастающие кристаллы создают неповторимый рисунок на каждом новом сколе. Иногда рисунок напоминает древнюю клинопись – тогда породу называют письменным гранитом. С пегматитами связаны месторождения мусковита, берилла, изумруда, турмалина, циркона, топаза.

Липарит (риолит) – кайнотипная эффузивная порода кислого состава. Липариты светло-серые, теплых оттенков. Структура порфировая – преобладает стекловатая масса, в которую вкраплены кристаллы кварца и, нередко, ортоклаза. Чаще встречаются идиоморфные (угловатые) кристаллы. Текстура ноздреватая, нередко флюидальная.

Кварцевый порфир (риолитовый порфир) – кислая палеотипная эффузивная порода. Цвет серый, бурый, розовый, кирпичный. Структура порфировая – в стекловатую массу вкраплены ксеноморфные (сферические) кристаллы ортоклаза и кварца. Текстура массивная, реже ноздреватая.

Сиенит– интрузивная порода среднего состава. Структура полнокристаллическая, обычно среднекристаллическая. Порода похожа на гранит, от которого отличается отсутствием кварца – сиениты состоят из ортоклазов (до 70 %), слюд и роговой обманки (до 10 %), а также из плагиоклазов. Цвет ортоклаза определяет окраску сиенита: либо красно-бурую, либо серую. Сиенитам свойственна пластовая или параллелепипедальная отдельность.

Сиенитный пегматит – светлая порода среднего состава, жильный аналог сиенита. Структура полнокристаллическая, от средне- до гигантокристаллической. Главные породообразующие минералы те же, что и у сиенита. Текстура пегматитовая.

Нефелиновый сиенит – интрузивная полнокристаллическая порода красно-бурого, серого цвета. Состоит из полевых шпатов и нефелина. В отличие от прозрачного кварца, нефелин непрозрачен. Эти два минерала никогда не образуют парагенезиса. Эффузивные аналоги нефелинового сиенита крайне редки – представлены фонолитами и фонолитовыми порфирами.

Трахит – кайнотипный эффузивный аналог сиенита. Окраска от зеленовато-серой до розово-серой, иногда белая. Структура порфировая, текстура ноздреватая, но диаметр пор мал (1 мм и менее). В порфировых вкраплениях представлены идиоморфные кристаллы зеленой роговой обманки, слюд, полевых шпатов.

Диорит – интрузивная порода среднего состава. Цвет зеленовато-серый, структура полнокристаллическая, чаще всего среднекристаллическая. Состоит из плагиоклазов (до 50 %) и роговой обманки (до 45 %). Среди акцессоров типичны биотит и авгит, реже встречается оливин.

Андезит – кайнотипная эффузивная порода, аналог диорита. Окраска зелено-серая темная. Структура порфировая. Порфировые включения представлены идиоморфными, удлиненными кристаллами плагиоклазов и роговой обманки. На поверхности кристаллов хорошо различимы стеклянный блеск и совершенная спайность. Текстура либо пористая, причем поры крупные (до 1 см и более), либо миндалекаменная.

Андезитовый порфирит – палеотипная эффузивная порода, аналог диорита. Цвет породы зелено-серый, темно-серый, структура порфировая. Вкрапленники образованы грязно-серыми кристаллами полевых шпатов, поверхность которых почти лишена блеска, плоскости спайности просматриваются с трудом.

Габбро – интрузивная порода основного химического и непостоянного минерального состава. Габбро являются темноцветными породами, их главный признак – господство зеленых или черных (темно-серых) минералов. Поэтому название конкретному образцу дается по преобладающему темному минералу: габбро лабрадоритовое, рогово-обманковое, пироксеновое и др. Структура габбро полнокристаллическая, равномернокристаллическая. На долю светлых (серых) кристаллов плагиоклазов приходится не более 40 %, тогда как остальные 60 % (и даже более) заняты черно-зелеными роговыми обманками, авгитом, оливином. Габбро характерны пластовая, глыбовая и параллелепипедальная отдельности.

Базальт – кайнотипный эффузивный аналог габбро. Цвет от темно-серого до густо-черного, порода очень тяжелая. Структура афировая или порфировая, текстура пористая. Порфировые включения представлены идиоморфными кристаллами роговой обманки и плагиоклаза – они резко выделяются на темном фоне основной массы породы. Базальты являются самыми распространенными вулканическими породами: ими сформированы гигантской площади вулканические покровы (траппы) и потоки; базальтовый слой лежит в основании всей земной коры. Базальтам свойственна столбчатая пяти- или шестигранная отдельность. При подводных извержениях базальты обретают матрацевидную отдельность. Выветривание железистых базальтов придает им ржаво-бурый цвет.

Диабаз – палеотипная эффузивная или гипабиссальная порода, аналог габбро. Очень характерен серо-зеленый цвет. Структура скрытокристаллическая или порфировая. Диабазы состоят из сильно разрушенных плагиоклазов и пироксенов.

Пироксенит – интрузивная ультраосновная порода. Цвет черный, черно-зеленый; структура полнокристаллическая, средне- и крупнокристаллическая, равномернокристаллическая. Пироксениты состоят из пироксенов (до 75 %) и оливина (до 30 %). Пироксениты, как и другие интрузивы ультраосновного состава, распространены ограниченно.

Дунит – интрузивная порода ультраосновного состава. Цвет от черного до черно-зеленого; структура полнокристаллическая, мелко- и среднекристаллическая, равномернокристаллическая. Дуниты состоят из округлых средних или мелких кристаллов оливина. Выветриваясь, оливин превращается в минерал серпентин, поэтому на поверхности выветрелых образцов дунита контрастно выделяется светло-оливковая кора выветривания, отличающаяся от темно-зеленой «сердцевины» породы.

Перидотит – интрузивная порода ультраосновного состава. Цвет черно-зеленый, структура полнокристаллическая, мелко- и среднекристаллическая, равномернокристаллическая. Перидотиты состоят из оливина (до 70 %) и пироксенов, кора выветривания на их поверхности может отсутствовать, либо иметь размытую границу.

Обсидианы – вулканические стекла массивной или ноздреватой текстуры. Образцы этой породы более всего напоминают застывшую смолу. Обсидиану свойственны ярко выраженный раковистый излом и бритвенно-острые полупрозрачные сколы.

Пемза – макропористая, очень легкая, не тонущая в воде изверженная порода. Для пемзы наиболее характерна окраска серая (светло-, сизо- или темно-серая), а также кирпично-бурая.

Вулканические туфы – макропористые, но, в отличие от пемзы, тонущие в воде. Окраска самая разная.

 

Осадочные горные породы формируются на земной поверхности или на небольших глубинах в земной коре, занимают свыше 75 % площади поверхности суши. Более 95 % их объема накопилось в морских условиях. Осадочные породы по сути вторичны – для их возникновения необходимо исходное минеральное (или органическое) вещество. Его источниками являются процессы внешней и внутренней геодинамики, а также космические силы.

По происхождению осадочные породы можно разделить на пять групп: обломочную, глинистую, хемогенную, органогенную, смешанную. Диагностическими признаками осадочных пород являются вещественный состав, структура, текстура, удельный вес и особенности окраски.

Структуры осадочных пород характеризуют размер, форму и вещественный состав слагающих частиц. Выделяют четыре группыструктур осадочных пород: обломочную (зернистую), глинистую (скрытозернистую), биоморфную, кристаллическую.

Обломочная (зернистая, кластическая) группа структур присуща породам, сложенным обломками минерального состава (песок, галька). Внутри обломков минералы поддаются диагностике – по их блеску, спайности, излому и проч.

Глинистая (скрытозернистая) группа структур отличается тем, что макроскопически различить составные частицы невозможно – следовательно, конкретное название глин определяется с помощью микроскопа. В целом же глины обладают столь неповторимыми характеристиками, что их макроскопическое определение обычно не вызывает затруднений.

Биоморфная группа структур свойственна породам, состоящим из остатков органического вещества (торф, известняк-ракушечник). Диагностическими признаками здесь выступают изогнутые контуры составных частей породы и повторяемость этих контуров во множестве частиц – ведь органические породы обычно формируются остатками одного вида организмов (или закономерной совокупности организмов). Неизмененные органические остатки обычно матовые, а подвергшиеся псевдоморфизму (окаменевшие) часто блестят. Сложности в макроскопическом определении биоморфных структур возникают при работе с породами, состоящими из мельчайших частиц – таких как мел, диатомит и проч.

Кристаллическая группа структур присуща хемогенным породам, образование которых связано с кристаллизацией веществ из растворов. Почти все хемогенные осадочные породы являются мономинеральными, в большинстве своем обладают блеском, спайностью и другими свойствами уже известных Вам минералов.

В породах смешанного состава сочетаются разные структуры.

Текстураосадочной породы – это характер взаимного расположения составляющих ее частиц, рисунок поверхности породы. Текстурные особенности осадочных пород формируются геологическими агентами – поэтому текстурные признаки важны при установлении генезиса породы. Выделяют текстуры слоистости, пористости, трещиноватости, отпечатков, ископаемой ряби.

Текстуры слоистости можно разделить на массивную и слоистые.

Массивная текстура проявляется в хаотичном распределении частиц. Она возникает под действием двух причин: отсутствия переноса и неупорядоченной во времени аккумуляции. Т. е. тогда, когда главной силой является гравитация – исходный материал не перемещается горизонтально (как отложения обвалов и осыпей), или переносящий агент не способен сортировать (например, ледник). Массивной текстурой обладают лессы, нередко моренные отложения.

Слоистые текстуры формируются либо за счет сортировки материала при переносе, либо в силу ритмичного накопление (например, по сезонам). Горизонтальная слоистость возникает в застойно-водных, спокойных условиях седиментации. Волнистая слоистость формируется медленными потоками. Косая слоистость – быстрыми потоками. Перекрестная слоистость – при смене направлений переноса.

Кроме слоистости, необходимо исследовать ориентировки длинных осей крупных обломков. Гальки морских и озерных пляжей вытянуты параллельно берегу. Речная галька в области стрежня ориентирована по направлению течения, а близ берега – под углом. Гальки донной морены вытянуты по направлению движения ледника.

Текстуры пористости обуславливаются разными причинами: характером и распределением цементирующего вещества в породе, вещественным составом, процессами выщелачивания и проч. Выделяют следующие текстуры: плотная (в породе нет пустот), микропористая (пустоты не различимы глазом), мелкопористая (диаметр пор менее 0,5 мм), крупнопористая (диаметр пор 0,5 – 2 мм), кавернозная (диаметр пустот более 2 мм).

Текстуры трещиноватости, отпечатков, знаков ряби свидетельствуют о процессах либо сингенетических (синхронных накоплению осадка), либо эпигенетических (протекавших после накопления осадка). Например, глинистым породам характерны трещины усыхания – они возникают при уменьшении объема высыхающего глинистого осадка.

Удельный вес пород зависит от их состава и пористости. В полевых условиях знание разницы в удельном весе позволяет различить одинаковые по объему образцы внешне схожих пород.

Окраскапород зависит от ряда факторов: влажности породы, ее состава, окраски цементирующего вещества и др. Определение окраски следует вести при естественном дневном свете и точно указывать влажность образца. В зависимости от времени и причины возникновения выделяют окраску первичную, сингенетическую, вторичную.

Первичная (унаследованная) окраска определяется цветом породообразующих обломков. Породы приобретают ее или в результате господства физического выветривания, или при очень быстром накоплении и захоронении осадка. Белая окраска песков Беларуси свидетельствует о преобладании кварца, желтоватая – ортоклаза, зеленоватая – глауконита.

Сингенетическая окраска всегда заполняет весь слой и зависит от трех факторов: от цвета породообразующих обломков, их размера, а также от цвета цемента. Чем меньше диаметр обломков, тем порода темнее. Изучение сингенетической окраски помогает восстанавливать палеогеографические условия времени осадконакопления: красно-желтый и красный цвет возникает при осадконакоплении в жарком влажном климате; ржаво-бурый до черного – в условиях жарких пустынь; оттенки желтого цвета свойственны застойно-водным аккумуляциям.

Вторичная окраска возникает под воздействием геологических процессов, протекавших после накопления осадка. Поскольку эти процессы зависят от климата и времени, то вторичная окраска может распространяться на разную глубину, никак не согласуясь со слоистостью отложений. Темно-серый и черный цвет обусловлен пропиткой пород битумом, или же растворами, содержащими сернистое железо или соли марганца.

 

1. Обломочные породы состоят из твердых частиц, диаметр которых превышает 0, 01 мм. Они являются продуктами деятельности геодинамических или космических агентов. Обломки возникают путем разрушения любых горных пород эндогенными или экзогенными силами. Важнейшим экзогенным процессом является выветривание – оно формирует трещины в материнских породах и создает первичные обломки, которые подвергаются дальнейшему переносу, изменению и отложению динамическими агентами. В процессе переноса обломки уменьшаются в размерах и изменяют свою форму – чаще всего, становятся все более окатанными.

Структура обломочной породы определяется тремя главными признаками: размером и формой слагающих зерен, наличием (или отсутствием) цементирующего вещества.

Размер зерен (гранулометрический состав) определяется как в абсолютных, так и в относительных показателях. Существуют разные классификации зерен по абсолютному размеру, применяемые в зависимости от целей изучения пород. В этих классификациях частицы разделяются на три группы.

Грубообломочные (псефитовые) – диаметром более 1 мм.

Среднеобломочные (псаммитовые, песчаные) – 1 – 0,1 мм.

Мелкообломочные (алевритовые, пылеватые) – 0,1 – 0,01 мм.

По относительному размеру зерен выделяют структуры разнозернистые и равнозернистые (равномернозернистые).

По форме обломки разделяют на две группы: угловатые и окатанные. Форма обломков свидетельствует об их происхождении.

Угловатые очертания присущи либо неперемещенным продуктам физического выветривания, либо перемещенным силой гравитации – отложениям обвалов и осыпей.

Окатанные формы возникают при истирании обломков во время их переноса движущейся силой – в первую очередь водой. В полевых условиях, когда возможно лишь макроскопическое изучение пород, исследуется форма грубых обломков – песчаные и пылеватые различаются только по размеру. Диагностические признаки формы грубых обломков: плоская галька – продукт волноприбойной деятельности (пляжная); эллиптическая галька – переносилась русловым потоком; галька формы шара – возникла в водобойном колодце (под водопадом); галька формы утюга – транспортировалась ледником; галька в виде пирамиды (виндкантер, драйкантер, ветрогранник) – подвергалась ветровой обработке (корразии). Очевидно, что степень окатанности может быть разной: высокой, средней, низкой и др.

По наличию цементирующего вещества обломочные породы делятся на две группы: рыхлые и сцементированные. Рыхлые обломки ничем не связаны друг с другом. В сцементированных породах составные частицы скреплены между собой. Цементация пород результ либо сингенетических, либо, чаще всего, постседиментационных процессов. При цементации пространства между обломками заполняются связующим веществом: глинами, соединениями карбонатными, железистыми и проч. Известковый цемент придает породе светлую окраску (обычно белую) и способность вскипать с HCl. Окислы железа и алюминия окрашивают породу в бурые, ржавые, желтые тона. Окислы марганца – в черный цвет. Глинистый цемент придает породе тяжелый запах, особо ощутимый при увлажнении. Название сцементированной породе дается по размеру и форме образующих ее обломков (табл. 1). Сцементированные окатанные обломки называют конгломератами, угловатые – брекчиями.

Таблица 1