Вещественный состав осадочных горных пород

Осадочный материал возникает за счет разрушения различных горных пород – магматических, метаморфических или ранее существовавших осадочных.

4.2.1 Химический состав

Сравнение химического состава магматических и осадочных пород показывает, что в осадочных породах содержится больше воды, углекислоты и органического углерода, это отражает характер процессов в зоне осадкообразования, насыщенной этими компонентами (таблица 7).

Таблицы 7 - Средний состав магматических (1) и осадочных пород (2) по Ф. Кларку

Другой важной особенностью состава осадочных пород является высокое содержание в них кальция, что пока не находит достаточного обоснования. Весьма характерно также увеличение содержания калия и уменьшение натрия, не компенсируемое избытком натрия в океане. Это приводит к некоторому дефициту натрия в стратисфере и гидросфере относительно состава магматических пород. Указанная особенность также является проблемой, требующей специально-го исследования.

Окислителъные условия, господствующие на поверхности Земли, определяют преобладание в осадочных породах Fе₂О₃ относительно FеО, а также высокое содержание в них сульфатной серы.

Все указанные выше особенности осадочных пород наиболее ярко выражены в платформенных отложениях, являющихся продуктом глубокого выветривания и далеко зашедшей дифференциации. В отличие от них геосинклинальные осадки испытали менее существенные изменения и по своему составу ближе к породам, из которых они образовались.

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.

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.

Поиск по сайту: