Экзогенные процессы минералообразования 4 страница

Для большинства сульфидов с ковалентно-металлическими связями характерны металлический блеск, высокая электропроводность, полупроводниковые свойства. Цвет их серый, желтоватый или бронзово-желтый. Слоистые и цепочечные сульфиды имеют низкую твердость от 1 до 2,5. Координационные моносульфиды имеют умеренную твердость от 2 до 4, а у дисульфидов и их аналогов с возрастанием доли ковалентности твердость достигает 6-6,5 единиц. Существенно ковалентные моносульфиды с координационной (сфалерит), цепочечной (киноварь), молекулярно-слоистой (аурипигмент), молекулярно-островной (реальгар) структурами отличаются алмазным блеском, полупрозрачностью, яркими окрасками, низкой и умеренной твердостью.

Сульфиды обычно образуют сплошные кристаллически-зернистые массы, вкрапленники или встречаются в виде кристаллов. Сульфиды с цепочечной структурой часто представлены агрегатами удлиненно-призматических кристаллов до тонкоигольчатых с совершенной спайностью по удлинению (антимонит). Для слоистых сульфидов характерна уплощенно-таблитчатая форма кристаллов и весьма совершенная спайность в одном направлении (молибденит, аурипигмент).

Сульфиды имеют в основном гидротермальное происхождение. Они образуются также в магматическом процессе, характерны в скарнах. В гипергенных условиях образуются в зоне вторичного сульфидного обогащения и в осадочных породах. Для метаморфических процессов и ассоциаций сульфиды не характерны. Сульфиды обнаружены в метеоритах и образцах лунного грунта.

Координационные	Цепочечные	Островные
галенит РbS куб. сфалерит ZnS куб. халькопирит СuFеS2 тетр.	киноварь HgS триг.	пирит FeS куб. марказит FeS2 ромб. арсенопирит FeAsS ромб.

Всего к классу сульфидов относят, сегодня болев 250 минеральных видов, но общее содержание их в земной коре невелико и не превышает 0.15%. Широко распространены и встречаются в больших количествах около 20 из них. Наибольшее распространение имеют пирит и пирротин, на долю которых приходится около 4/5 всех известных нам сульфидов. Подавляющее же число минералов (около 200) являются редкими и наблюдаются в незначительных количествах. Роль сульфидов чрезвычайно велика как сырья для получения цветных, благородных и многих редких металлов. Особый интерес проявляется к электрофизическим и оптическим свойствам сульфидов. Их специально выращивают в виде монокристаллов, находящих применение в качестве полупроводников.

К классу сульфатов относят встречающиеся в природе соли серной кислоты. Они насчитывают около 200 минералов. По особенностям состава сульфаты можно разделить на безводные и водные. Ведущими катионами сульфатов являются Са²⁺, Ba²⁺, Sr²⁺, Na⁺. Типичные халькофильные элементы Cu, Zn, а также переходные элементы Mn, Fe встречаются в единичных редких минералах. У большинства сульфатов изоморфные замещения ограничены. Совершенный изоморфизм отмечен только между баритом Ba[SO₄] и целестином Sr[SO₄]. Структура сульфатов характеризуется присутствием тетраэдрических [SO₄]^2- групп. Тетраэдры [SO₄]^2- не способны к конденсации поэтому все сульфаты являются минералами с островной структурой. Для сульфатов характерен существенно ионный тип связи между катионами и радикалом.

Для многих сульфатов известны хорошо ограненные кристаллы и их друзы, плотные массы разной зернистости, землистые агрегаты, корки, выцветы на почве.

Большинство сульфатов бесцветны, прозрачны, белого цвета. Многие (барит, целестин, ангидрит) имеют голубую окраску, связанную с радиационными дефектами структуры, возникающими после ионизирующего облучения. Некоторые сульфаты окрашены механическими примесями, в том числе битумами. Это мягкие минералы, их твердость, как правило, не выше 3,5,причем для водных сульфатов она ниже - около 2. Многие сульфаты легко растворяются в воде.

Основная масса сульфатов имеет осадочное происхождение - это химические морские и озерные осадки, многие являются минералами зоны окисления, известны сульфаты, образовавшиеся в результате вулканической деятельности. Сульфаты образуются также в гидротермальном процессе минералообразования, являясь часто главными жильными минералами (барит, реже целестин, ангидрит). С дегидратацией гипсовых пластов связано образование ангидрита в метаморфических породах.

Целый ряд сульфатов образуют крупные скопления и имеют большое значение, в основном, для строительной и химической промышленности.

В настоящем курсе будут рассмотрены следующие минералы:

островные безводные сульфаты	островные водные сульфаты
ангидрит Са[SO4] ромб. тенардит Na2[SO4] ромб.	гипс Са[SO4]*2H2O мон. (селенит, алебастр) мирабилит Na2[SO4]*10H2O мон.

КАРБОНАТЫ

Карбонаты относятся к широко распространенным минералам земной коры, хотя известно немногим более 80 минералов этого класса. Карбонаты - это соли угольной кислоты, главным образом Сa²⁺, Mg²⁺, Ba²⁺, Mn²⁺, Fe²⁺, Zn²⁺, Na⁺, Cu ²⁺ и редких земель. В состав карбонатов часто входят добавочные анионы ОН^-, F^-, реже Сl^-. Изоморфизм в карбонатах ограничивается преимущественно изовалентными замещениями типа Fе²⁺ = Mg²⁺; Mn²⁺ = Fe²⁺; Ca²⁺ = Sr²⁺. В основе структуры карбонатов лежит анионный радикал [CO₃]^2-, форма которого равносторонний треугольник (рис. 1). Анионный радикал [СО₃]^2- не способен к поликонденсации, и все карбонаты по анионному мотиву являются островными минералами. Для карбонатов характерны смешанные связи: ковалентная связь в анионном радикале [CO₃]^2- и ионная связь между катионом и анионом. В карбонатах с добавочным анионом OH^- развиты также водородные связи.

Рис. 1. Структура кальцита

Большинство карбонатов имеет совершенную спайность. На гранях кристаллов и плоскостях спайности характерный стеклянный блеск. Средняя твердость составляет около 3, колеблясь от 1-1,5 (сода) до 3,5-4 (доломит). Основная масса карбонатов бесцветные или белого цвета минералы. Окраска определяется вхождением в состав минералов того или иного иона - хромофора, (Cu-содержащие карбонаты зеленого или синего цвета, Fе - содержащие - светло-желтые до бурого цвета). Наибольшее разнообразие окрасок связано с механическими включениями в карбонаты других веществ и минералов: черный кальцит - включения битума; зеленый - включения хлорита; красный - включения гематита и т.д.

Карбонаты отличаются высокой растворимостью в соляной кислоте с выделением СО₂. Обычно легко при нормальных условиях растворяются кальцит, арагонит, малахит, азурит. Большинство же реагируют с HCl только при нагревании или в порошке.

Карбонаты являются составной частью как магматических (кальцит), так и флюидо-гидротермально-метасоматических карбонатитов (доломит, сидерит). Это обычные жильные минералы гидротермальных жил средних и низких температур (в ассоциации с сульфидами). Часто встречаются в скарновых месторождениях. Образуются в осадочных процессах, как органогенных, так и хемогенных (кальцит).

Карбонаты - это обычные минералы кор выветривания силикатных пород в условиях сухого и жаркого климата (магнезит). Карбонаты Zn, Pb, Сu,- характерны для зон окисления рудных сульфидных месторождений (малахит, азурит). Метаморфические процессы ведут к образованию кальцитовых и доломитовых мраморов. Карбонаты легко выщелачиваются, в результате чего появляются различные формы растворения вплоть до громадных карстовых пещер. Карбонаты Fе²⁺ и Мn²⁺ легко окисляются с образованием оксидов и гидроксидов.

островные безводные карбонаты:

без добавочных анионов	с добавочными анионами
кальцит Ca[CO3] триг. исландский шпат магнезит Mg[CO3] триг. (фарфоровидный) сидерит Fe[CO3] доломит CaMg[CO3]2 триг. арагонит Ca[CO3] ромб.	малахит Cu2[CO3](OH)2 мон. азурит Cu3[CO3]2(OH)2 мон. сода Na2[CO3]*10H2O мон.

ФОСФАТЫ

Этот класс минералов объединяет соли фосфорной, мышьяковой и, в меньшей степени, ванадиевой кислот и насчитывает свыше 300 минералов. Наиболее многочисленны среди них фосфаты. Однако, большинство минералов этого класса мало распространены и редко образуют крупные скопления.

Ведущую роль играют здесь катионы Са²⁺, Fe²⁺, UO₂²⁺, Cu²⁺, Al³⁺, Fe³⁺; в качестве дополнительных анионов большую роль играют также ОH^- ионы, F^-, менее СL^- -ион. Значительную роль в составе минералов описываемого класса играет Н₂О. Она входит в состав более 50% собственно фосфатов, а также почти во все минералы, содержащие UO₂.

Таким образом, по особенностям состава описываемые минералы можно разделить на три подкласса: безводные без добавочных анионов, безводные с добавочными анионами, водные фосфаты и их аналоги. Р и Аs образуют преимущественно характерные тетраэдрические кислородные группы [РО₄]^3- и [AsO₄]³-, в то же время координация ванадия в ванадатах переходная между 4 и 6, для них обычна пятерная и даже шестерная координация. Это одна из причин отсутствия широкого изоморфизма между V с одной стороны, и Р и As - с другой. Для всех рассматриваемых минералов этого класса характерна ковалентная связь в пределах анионного комплекса и ионная - между анионами и катионами.

В водных фосфатах и их аналогах значительна роль водородной связи. Все они относятся к одному - островному - типу структуры. Характерны изоморфные замещения в катионной части типа Сa²⁺ = Sr²⁺; Fe²⁺ = Mn²⁺; Co²⁺ = Ni²⁺. Изоморфизм анионов [РО₄]^3- н [AsO₄]^3- ограничен, но нередко радикал [РО₄]^3- замещается анионами [SiO₄]^4-, [SO₄]^2- и даже [CO₃]^2-, например в апатите.

Большинство фосфатов кристаллизуется в виде удлиненных до игольчатых кристаллов, иногда кристаллы таблитчатые, уплощенные. Почти для всех минералов этого класса характерны землистые, колломорфные агрегаты, налеты, корки, плотные скрытокристаллические скопления. Многие минералы отличаются яркой окраской, связанной с содержанием ионов-хромофоров. Это относится к большому числу минералов, содержащих уран и имеющих канареечно-желтый или изумрудно-зеленый цвет. Минералы, содержащие Cu - зеленые разных оттенков до зеленовато-голубого; Со - розовые до малиново-красного; Fе - бурые, желтые, синие; Mn - розовые. Большинство фосфатов и их аналогов имеют низкую и среднюю твердость. Редко она доходит до 5.

Подавляющая часть минералов этого класса, включая все арсенаты и ванадаты, а также все водные соединения, являются минералами поверхностных процессов. Наиболее часто это зона окисления сульфидных месторождений, находящихся в странах с жарким, тропическим климатом. Значительные количества они образуют также в процессах осадконакопления (фосфориты, апатит, вивианит). Меньшее число минералов возникает в результате магматического или пегматитового процессов (апатит, монацит). Апатит является минералом, возникающим практически во всех процессах минералообразования.

Из-за ярких окрасок служат хорошими поисковыми признаками на первичное оруденение Co, Ni, V, U и Pb. При значительных концентрациях используются как руды редких земель, урана и других элементов, а также для получения фосфорных удобрений.

безводные с добавочными анионами	водные без добавочных анионов	водные с добавочными анионами
апатит Са5[РО4]3(F,Cl,ОH)гекс.	вивианит Fе3[РO4]2*8H2O мон.	бирюза Сu(Аl,Fе)6[РО4]4(OH)8*8Н2О трикл.

Вольфраматы природные,

группа минералов, являющихся солями вольфрамовой кислоты. В природных условиях встречаются только соли Fe, Mn, Zn, Ca, Pb, Al моновольфрамовой кислоты H₂WO₄; из них широко распространены вольфрамит (Fe, Mn) WO₄ и шеелит CaWO₄, остальные соединения - штольцит PbWO₄, санмартинит (Zn, Fe) WO₄ встречаются редко. В. п. образуются в эндогенных гидротермальных условиях. В зоне окисления вольфрамовых месторождений образуются водные основные соли вольфрамовой кислоты - минералы ферритунгстит Ca₂Fe₂²⁺Fe₂³⁺[WO₄]₇Ї9H₂O и антуанит (антоинит) Al (WO₄)(OH)ЇH₂O. В. п. кристаллизуются в моноклинной и квадратной системах. Основу структур моноклинных В. п. составляют зигзагообразные чередующиеся цепочки из октаэдров (WO₆) и (Mn, Fe) O₆; W⁺⁶ находится в шестерной координации (структура вольфрамита, санмартинита). В основе структур В. п. квадратной системы- изолированные тетраэдры (WO₄)^2-, соединённые ионами Ca²⁺ или Pb²⁺; W⁶⁺ имеет четверную координацию (структура шеелита, штольцита). Эта структура допускает замещение W⁶⁺ некоторым количеством Mo⁶⁺, в связи с чем известны шеелиты, обогащённые молибденом (зейригит), в редких случаях появляется минерал чиллагит Pb (Mo, W) O₄. Вольфрамит и шеелит являются основными промышленными минералами, из которых извлекается вольфрам.

ВОЛЬФРАМАТЫ

Вольфраматы, характерные для зоны гипергенеза шеелитовых и вольфрамитовых месторождений, показаны в табл. 24. Больших скоплений эти минералы, как правило, не образуют. Для них типичны кристаллические корочки, налеты, присыпки, охристые агрегаты и отдельные кристаллики, образовавшиеся близ первичных минералов или путем их непосредственного замещения (псевдоморфозы). Чаще обнаруживается ферритунгстит, состав которого отвечает водному вольфрамату трехвалентного железа. Сингония минерала кубическая. Порошок ферритунгстита канареечно-желтой окраски имеет большое сходство с ферримолибдитом и молибдитом. Ферритунгстит обычно развивается по вольфрамиту и ассоциируется с ярозитом, гипергенным шеелитом и ферримолибдитом. Гидроксиды Fe и Мn в этой ассоциации обычно отсутствуют.

ГАЛОГЕНИДЫ

К галогенидам относятся соединения Cl, F, Br и I главным образом со щелочными и щелочноземельными элементами. Всего известно около 100 минералов этого типа соединений. Ведущими катионами хлоридов являются литофильные элементы - Nа, К, Мg. Для фторидов это также литофильные элементы, но на первое место среди них выходит Са, затем Na, Al, Mg. Подавлявляюще большинство фторидов являются безводными минералами. Наибольшее распространение имеют соединения Cl и F. Соединения Br и I напротив, самостоятельных минералов практически не образуют и встречаются чрезвычайно редко.

Рис. 6. Структура галита.

В галагенидах простого состава преобладают связи ионного типа и координационные изодесмические структуры (рис. 6, 7). Изоморфные замещения в большинстве галогенидов ограничены и только в высокотемпературных фторидах они проявляются иногда широко (флюорит).

Иногда галогениды известны в виде изометричных кристаллов, щеток, а также сплошных плотных масс разной степени зернистости до гигантозернистых. Для многих из них характерны также налеты, выцветы, возгоны. Основная масса галогенидов бесцветна или имеет белый цвет с сероватым или желтоватым оттенком. Окраска галогенидов возникает либо за счет дефектов их кристаллической решетки, либо за счет механических примесей. Хлориды литофильных элементов хорошо растворимы в воде, тогда как фториды - не растворимы. Большая часть галогенидов имеет стеклянный блеск и низкую до средней твердость. Они часто прозрачны, для них обычна совершенная спайность.

Рис. 7. Структура флюорита.

Хлориды литофильных элементов, будучи хорошо растворимы, практически не встречаются в гипогенных ассоциациях. Они накапливаются в морской воде и при ее упаривании могут образовывать крупные хемогенные месторождения. Выделение их в этом случае происходит сразу же вслед за выделением карбонатов и гипса в следующей последовательности: карбонаты - гипс (ангидрит) - галит + гипс - галит + ангидрит - галит + полигалит (K₂Ca₂Mg[SO₄]₄*2H₂O) - Мg и К - хлориды (рис. 8), причем характер ассоциаций определяется в первую очередь температурой кристаллизации. Кристаллизация хлоридов может происходить и из замкнутых водоемов. В этом случае в ассоциации с ними обычны мирабилит (или тенардит), бораты, содовые минералы, иногда нитраты.

Рис.8. Схема последовательности осажде- ния солей при выпаривании морской воды.

Подавляющая масса фторидов - гипогенные минералы. Они известны в магматических породах, где встречаются в качестве акцессорных минералов, пегматитах, грейзенах и гидротермальных жилах. Во всех этих процессах образуется флюорит. В процессе выветривания фтор редко достигает морских бассейнов и обычно связывается во флюорит (ратовкит).

В процессе метаморфизма основная масса галогенидов неустойчива, исключение составляет флюорит. Галогены рассеиваются в галогенсодержащих силикатах (амфиболы, слюды и многие другие).

Некоторые галогениды, накапливаясь в больших количествах, представляют промышленный интерес. Это прежде всего галит, сильвин, флюорит. Галит и сильвин являются сырьем для химической промышленности. Основная масса галита используатся в пищевой промышленности. Сильвин служит в качестве агрохимического сырья. Флюорит используется в технологическом процессе выплавки алюминия из глинозема, а также является источником редких земель. Прозрачные кристаллы флюорита находят применение в оптике.

В настоящем курсе мы рассмотрим:

простые галогениды координационной структуры	сложные водные галоидные соединения
флюорит СaF2 куб. галит NaCl куб. сильвин КCl куб.	карналлит KMgCl3*6H2O ромб.

Сидерофильные элементы часто встречаются в природе в самородном состоянии. Известно около 80 представителей самородных элементов. главным образом металлов, большинство из которых встречается очень редко. Это число значительно больше, чем число химических элементов, входящих в состав этих минералов (около 30). Самородные элементы составляют немногим более 0,1% общей массы земной коры. Наиболее распространены в самородном виде благородные металлы Рt, Аu и примыкающее к ним серебро.

Некоторые химические элементы, инертные в природных условиях, встречаются исключительно или почти исключительно в самородном состоянии и носят название благородных элементов. Это прежде всего благородные газы и благородные металлы (Pt, Au, Os-осмий, Ir- иридий и др.). Самородное состояние обычно для Ag и Си. В виде крупных самородков (в основном метеоритов) известно самородное железо и его сплавы с никелем, реже кобальтом. Самородные металлы редко встречаются в чистом виде, чаще это сплавы с ограниченной или даже полной изоморфной смесимостью. Способность металлов выделяться в виде простых веществ определяется величиной нормального электродного потенциала, в зависимости от которого их располагают в ряд напряжений: К, Са, Nа, Аl, Mn, Zn, Cr, Fe, Ni, Sn, Pb, H, Cu, Hg, Ag, Pt, Au.

Наиболее обычны в самородном состоянии металлы, стоящие в этом ряду за водородом - Сu, Hg, Ag, Pt (и платиноиды), Au. Самородное железо и никель встречаются редко и чаще имеют космическое происхождение. Самородные Рb, Sn, Zn чрезвычайно редки и возникают в каких-то особых условиях. Металлы, стоящие в этом ряду левее цинка, за исключением Al, в самородном состоянии неизвестны. Находки самородных Zn и Аl объясняются образованием на поверхности их зерен плотной защитной оксидной пленки.

Из неметаллических элементов наиболее обычны в самородном состоянии сера и углерод. Реже встречаются в самородном состоянии так называемые полуметаллы - мышьяк (As), сурьма (Sb), висмут (Bi).

По типу кристаллохимических связей среди самородных элементов можно выделить три группы соединений:
1. С металлической связью - металлическая связь обусловливает такие свойства минералов как непрозрачность, сильный металлический блеск, хорошие тепло- и электропроводность. Большинство самородных металлов обладают высокой ковкостью и умеренной твердостью 2.5-4.0). Здесь характерны координационные структуры с плотнейшей кубической или гексагональной упаковкой атомов;
2. С ковалентной и частично металлической или ван-дер-ваальсовой связями. У самородных неметаллов степень ковалентности увеличивается от Те к S, достигая максимума у алмаза; с ван-дер-ваальсовой связью - гелий, аргон и др. инертные газы.

По происхождению самородные элементы главным образом связаны с эндогенными процессами минералообразования. Минералы группы платины и железа почти всегда связаны с ультраосновными и основными магматическими породами. Золото является типичным гидротермальным минералом. Отдельные минералы возникают при метаморфических (графит) и биохимических (сера) процессах. Самородные Аg и Сu иногда в больших количествах обраэуются в зонах окисления рудных сульфидных месторождений при восстановлении их из растворов электрохимическим путем: MeS + 2e^- = Ме⁰ + S^2-. В гипергенных условиях и при метаморфизме благородные металлы сохраняются и образуют местами крупные скопления. Промышленные месторождения многих самородных металлов (золото, платина) возникают при образовании россыпей.

Самородное железо - типичный минерал метеоритов. Необычные в земных условиях минералы: когенит Fe₃С - карбид железа; муассанит SiC - карбид кремния; шрейберзит (Fe,Ni,Co)₃P - фосфид железа, никеля, кобальта и другие карбиды, фосфиды, силициды, нитриды обнаружены в метеоритах и горных породах Луны.

Классификация самородных элементов может быть представлена следующим образом:

Металлы координационной структуры	Неметаллы координационной структуры	Неметаллы слоистой структуры	Неметаллы островной (кольцевой) структуры
Золото Au куб.	Алмаз С куб.	Графит С гекс.	Сера S ромб.
Серебро Ag куб.
Медь Cu куб.
Платина Pt куб.

Залегание горных пород(геологические), формы и пространственное положение горных пород в земной коре

Магматические горные породы имеют разнообразные формы залегания. Излившиеся на поверхность земли лавы застывают в виде потоков и покровов (эффузивные горные породы); при застывании магмы на небольшой глубине от поверхности земли образуются штоки, жилы, дайки, плитообразные пологие тела (силлы), лакколиты (экструзивные и гипабисальные горные породы). При остывании магмы на значительных глубинах (более 1,5-2 км) образуются штоки и батолиты (интрузивные горные породы). Положение в пространстве отдельных слоев и комплексов определяется измерением т. н. элементов залегания горных пород: направления простирания, направления падения

применяется система пересчёта химических анализов магматических горных пород (и нанесение полученных данных на диаграмму векторов), предложенная А. Н. Заварицким, который выделяет три химических класса (ряда) указанных горных пород: I - нормальный (содержание Al₂O₃ больше суммы окислов Na и К, но меньше суммы окислов Ca, Na и К); II - плюмазитовый (пересыщенный глинозёмом, т. е. глинозём преобладает над суммой окислов Ca, Na и К); III - агнаитовый (пересыщенный щелочами, т. е. содержание окислов Na и К преобладает над глинозёмом)

По генезису магматические горные породы подразделяются на эффузивные и интрузивные.

По степени вторичных изменений эффузивные породы делятся на кайнотипные, «молодые», неизменённые, и палеотипные, «древние», в той или иной степени изменённые и перекристаллизованные главным образом под влиянием времени. К эффузивным породам относятся также вулканогенно-обломочные породы, образующиеся при извержениях вулканов и состоящие из различных обломков (пирокластитов). Такие породы называются пирокластическими.

. ГЕОЛОГО-ГЕНЕТИЧЕСКАЯ КЛАССИФИКАЦИЯ

В основе геолого-генетической классификации магматических пород лежит понятие о фациях, сформулированное М. А. Усовым. Согласно представлениям этого ученого, фация отражает основные геологические особенности среды, в которой происходит формирование магматических пород.

Главными факторами, определяющими фацию, являются прежде всего глубина образования породы и затем величина и форма остывающих магматических масс, что контролируется тектоническими структурами.

В зависимости от условий образования выделяют две основные группы магматических пород — интрузивные и эффузивные. В составе интрузивных пород в зависимости от глубины образования различают глубинные (абиссальные) и полуглубинные (гипабиссальные) породы. Каждая из выделенных групп отличается признаками, отражающими условия их формирования. К таким признакам относятся форма магматических тел и их взаимоотношения с вмещающими породами, а также структурно-текстурные особенности пород. Однако, учитывая структурный признак, следует иметь в виду, что иногда породы, имеющие однотипную структуру, Могут кристаллизоваться в геологически различных условиях. Например, эффузивные породы в центральных частях мощного покрова

или потока остывают медленно и поэтому будут иметь полнокристаллические структуры, существенно не отличающиеся от структура гипабиссальных пород. Или другой пример: на глубине, но в зоне контакта с холодными вмещающими породами магма кристаллизуется достаточно быстро и структура образовавшейся породу может оказаться мелкозернистой, тоже существенно не отличающейся от структуры гипабиссальной или даже эффузивной пород и т. д.Сказанное, конечно, не умаляет значения структурного признака в качестве классификационного, но несколько ограничивает степень его надежности.

СТРУКТУРЫ

Особенности строения горных пород, зависящие от условии образования, выражаются в структурных и текстурных признаках

Структура определяется степенью кристалличности и размера! ми зерен, а также формой и взаимными отношениями составных частей породы (минералов или минералов и вулканического стекла). Первая группа признаков часто достаточно отчетливо может быть установлена макроскопически и уже в поле позволяет судить о принадлежности породы к глубинному, гипабиссальному или эффузивному генетическому типу. Вторая группа структурны признаков относится к микроструктурам и требует изучения порс ды под микроскопом.

Текстура — совокупность признаков, определяемых расположением и распределением составных частей породы относительны друг друга в занимаемом ими пространстве. Текстуры, как правило, изучаются макроскопически, причем часто наиболее важны наблюдения получают именно в поле при изучении обнажений. Тип текстуры зависит и от условий кристаллизации и от влияние внешних факторов, особенно давления, на формирующуюся породу Структурные и текстурные признаки не всегда могут быть четко разграничены, иногда они сливаются. Особенно это касается пород, сложенных призматическими, отчетливо удлиненными кристаллами, субпараллельно (суб — почти) ориентированными в пространстве. Примером является пилотакситовая структура, характеризующаяся наличием мельчайших призматических кристаллов образующих потоки.

Дата добавления: 2015-11-14