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.

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.

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).

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 группы структур 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.

Текстура осадочной 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.

Окраска пород 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

Гранулометрический состав обломочных пород и глин

Для определения средне- и мелкообломочных пород в полевых условиях нужно знать их макроскопические признаки.

Пески шершавые на ощупь, царапают ладонь; сухие песчинки легко стряхиваются с ладони, оставляя ее чистой; отдельные песчинки легко различимы невооруженным глазом.

По гранулометрическому составу пески делят на три группы:

· крупнозернистые (1–0,5 мм);

· среднезернистые (0,5–0,25 мм);

· мелкозернистые (0,25–0,1 мм).

По относительному размеру зерен пески бывают равнозернистыми, т. е. сортированными, и разнозернистыми, или несортированными.

По минералогическому составу пески делят на три группы:

· мономиктовые (мономинеральные) – один минерал составляет более 95 % объема песка;

· олигомиктовые – один минерал составляет 75–95 % объема песка;

· полимиктовые (полиминеральные, граувакки) – участие каждого минерала менее 75 % объема песка).

Шире всего на планете распространены светлоокрашенные пески полевошпатово-кварцевого и кварцевого состава (соответственно светло-желтые и белые). Господство кварца в песчаных и алевритовых породах объясняется двумя причинами: широким распространением кварца в составе кристаллических пород и его высочайшей устойчивостью – как механической, так и химической.

Нередки также пески кварцево-глауконитовые (зеленые) и железистые (ржаво-бурые). На берегах тропических морей распространены карбонатные пески, возникающие за счет разрушения коралловых построек. Реже в составе земной коры встречаются темноцветные пески (магнетитовые).

Алевриты почти не царапают ладонь; в сухом виде стираются с ладони, частично оставаясь в складках кожи; пылинки практически не различимы глазом. Несмотря на кажущуюся мягкость, алеврит оставляет на стекле мельчайшие царапины – стекло, если тереть его пылью, постепенно теряет прозрачность (становится матовым). В минералогическом составе алевритов господствует кварц. Окраска алевритов почти всегда светлая: палевая, белесая, светло-желтая, буроватая. Вместе с тем обогащение алевритов химическими соединениями или органическими примесями может обусловить изменения окраски. Из алеврита состоит лёсс – палевая массивная пористая карбонатная горная порода эолового происхождения. Алевритовые осадки накапливаются также на дне озер, морей – они обладают горизонтально-слоистой текстурой.

Алевролиты – сцементированные алевриты. Возникают в песчано-алевритовых и алевритовых осадках – за счет цементации пыли (как правило, кальцитом). Представлены разными стяжениями: желваками, шаровидными образованиями (катышами, дутиками, журавчиками). Поверхность стяжений гладкая, излом неровный; окраска такая же, как и алевритов. Известковый цемент обуславливает бурную реакцию алевролитов с кислотой – поэтому образцы алевролита можно спутать с известняками. В этом случае диагностическим признаком выступает твердость – образец следует потереть по гладкой поверхности стекла, крепко прижимая. Если стекло станет матовым – это алевролит; если стекло не поцарапается – известняк.

2. Глины состоят из твердых частиц диаметром менее 0, 01 мм, поэтому структура глин скрытозернистая. Кристаллы глинистых минералов возникают при химическом выветривании – поэтому все они гидратированы. Накопление глинистых толщ происходит в застойноводных условиях благодаря осаждению из коллоидных растворов, в силу чего глинам характерна тонкая горизонтальная слоистость. Конкретное название глин соответствует минералогическому составу: каолинитовые, монтмориллонитовые и проч. Эти минералы диагностируются под микроскопом.

Перечислим отличительные признаки глин. Ладонь скользит по поверхности глин; глины почти не стираются с кожи; глинистые частицы не различимы глазом. Глины легко царапаются ногтем – их твердость 1, и легко полируются ногтем, приобретая блеск. Глины очень гигроскопичны – легко впитывают воду, резко увеличиваясь в объеме, а при избытке воды превращаются в текучую массу. Из-за гигроскопичности сухая глина липнет к мокрому пальцу; при намокании глина издает специфический тяжелый запах. Размокшие глины пластичны, способны принять любую форму и сохраняют ее после высыхания. После высыхания глина твердеет, а после обжига обретает каменную прочность.

Глины, лишенные более крупных частиц, называются жирными, тогда как обогащенные песками или алевритами – тощими. При смешении псаммитов и алевритов с глинистыми частицами возникают такие породы, как супеси и суглинки (табл. 2).

Каолин – скопление каолинита высокой чистоты и пластичности. Твердость 1, мучнистый, белый, размокает в воде, с HCI не реагирует. Используется в целлюлозо-бумажной, пищевой, парфюмерной, керамической промышленности, строительстве, применяется как огнеупор.

Боксит – плотная, землистая или оолитовая порода красного или буро-желтого, редко – серого цвета. Состоят из гидроокисей алюминия, и почти всегда содержат примесь гидроокисей железа. Твердость бокситов 1–3, черта желтая, но примесь железистых минералов придает ей оранжевый или коричневый оттенок; в воде боксит не размокает. Боксит – главная руда на алюминий.

Таблица 2

Сопоставление классификаций рыхлых пород смешанного состава

Аргиллит – сцементированная глина, лишенная практически всех диагностических признаков глин (не поглощает воду и проч.). Окраска аргиллитов разная, поверхность гладкая, излом раковистый. Внешне аргиллиты могут напоминать микрозернистый известняк – в отличие от него, аргиллиты не вскипают с кислотой.

3. Органогенные породы состоят из органических остатков или из продуктов жизнедеятельности организмов. Накапливаются они почти всегда в водоемах и состоят преимущественно из скелетных остатков беспозвоночных: в первую очередь морских, в меньшей степени – пресноводных. Главный признак органического происхождения – наличие различимых остатков животных или растений. Органическое вещество, в отличие от минерального, лишено блеска и прямолинейных очертаний. Выделяют три главных структуры органогенных пород:

· биоморфная структура – порода сложена целыми скелетами;

· детритусовая структура – порода сложена обломками скелетов;

· биоморфно-детритусовая структура – порода сложена как целыми, так и раздробленными скелетами.

Среди текстур органических пород распространены слоистые, иногда отмечается массивная; характерна пористая.

По химическому составу органические породы делят на три группы: карбонатные, кремнистые, углеродистые.

Карбонатные органогенные породы называются известняками. Известняки сложены наружными скелетами (раковинами, скорлупками) животных, водорослей или простейших, нередко с примесями алевритовых, глинистых или песчаных частиц. Известняки состоят из кальцита, поэтому бурно вскипают с HCl. Органические известняки обладают пористой или даже кавернозной текстурой, хотя встречаются и плотные разновидности. Окраска известняков возможна любая, однако преобладают светлые тона.

В зависимости от породообразующих организмов органические известняки принято делить на зоогенные (распространены широко) и фитогенные (встречаются реже). Наиболее распространены известняки коралловые, ракушечниковые, брахиоподовые, фораминиферовые, мел. Брахиоподовые известняки сложены двустворчатыми раковинами морских животных (класса щупальцевых), широко распространявшихся в палеозое. Фораминиферовые известняки сложены крупными раковинами вымерших простейших организмов: нуммулитов (обитали в мелу – палеогене) с дисковидной или чечевицеобразной раковиной диаметром до 160 мм; или фузулинид (обитали в карбоне – перми) с веретенообразной или шарообразной раковиной диаметром до 60 мм (соответственно, известняки нуммулитовые или фузулиновые). Мел образован скорлупками кокколитофорид – одноклеточных морских водорослей. В результате метасоматоза состав известняков меняется – под действием магнезиальных подземных вод возникают доломиты, обладающие биоморфной структурой. Доломиты реагируют с HCl в порошке.

Кремнистые органогенные породы представлены диатомитами. Диатомиты состоят из микроскопических кремнистых остатков диатомовых водорослей (обитателей морских и пресноводных бассейнов). Диатомиты отличаются белой или серовато-желтой окраской, внешне очень похожи на мел, но не реагируют с HCl (лишь мгновенно впитывают кислоту). Диатомиты очень легкие; мучнистые (растираются пальцами в тончайшую пудру); микропористые, быстро впитывают влагу.

Углеродистые органогенные породы (каустобиолиты) представлены торфом и ископаемыми углями. Особенность этих пород – горючесть. Торф – черная или бурая рыхлая порода, состоящая из полуразложившихся растительных останков, и пропитанная гуминовыми кислотами. Торфа накапливаются в болотах; делятся по составу на травяные, моховые, древесные и смешанные; по происхождению – на низинные и верховые. Ископаемые угли – горные породы, более чем на 50 % состоят из органического углефицированного вещества. Ископаемые угли возникают за счет геологических процессов преобразования древних залежей торфа или сапропеля. Процесс углефикации протекает по стадиям: торф (сапропель) – бурый уголь (в том числе лигнит и богхед) – каменный уголь. Бурые угли обычно матовые, их твердость 1–1,5, они пачкают руки, дают бурую черту, их излом землистый, лишь у богхеда – раковистый. Содержание углерода в бурых углях достигает 70 %.

Лигнит – слабоуглефицированный бурый уголь черно-коричневого цвета; нередко содержит хорошо сохранившиеся (слабообугленные) древесные остатки.

Богхед (сапрколит) – черно-коричневая плотная, но легкая порода с раковистым изломом. Богхеды обогащены водородом (до 11 %), это продукт углефикации сапропелей, сформированных из отмерших сине-зеленых водорослей.

Каменный уголь – более твердая порода (до 2,5 по шкале Мооса) черного цвета и с черной чертой. Каменный уголь хрупкий, пачкает руки; блеск его матовый или смолистый; излом зернистый или раковистый. Содержание углерода в каменных углях достигает 85 %.

4. Хемогенные породы формируются за счет выпадения минеральных солей из растворов и состоят из кристаллов.

Структура хемогенных пород – кристаллическая, а состав преимущественно мономинеральный. Текстуры хемогенных пород слоистые, оолитовые, пористые. Хемогенные породы возникают на земной поверхности или в земной коре на малых глубинах. Как и органические, породы хемогенные разделяются по составу – выделяют группы известковых, кремнистых, железистых, алюминиевых, марганцевых, фосфатных, сульфатных и галогенных пород.

Известняки хемогенные возникают из растворов, перенасыщенных карбонатом кальция. Классифицируются по структурно-текстурным особенностям – выделяют туфы, оолитовые и микрозернистые известняки. Окраска их светлая – как правило белая, хотя примеси других веществ могут придавать разные цвета и оттенки. Так, примесь угля, битума или окиси марганца окрасит известняк в серый или даже черный цвет; окиси железа и алюминия – в желтый, бурый.

Известковые туфы отличаются пористой текстурой. По происхождению они являются источниковыми – возникают благодаря деятельности подземных вод. В зависимости от условий формирования, их можно разделить на мучнистые и травертины.

Мучнистые известковые туфы (гажа) накапливаются холодными подземными водами в толще грунта. Это рассыпчатые породы слоистой и пористой текстуры, малого объемного веса (0,9–1,9 г/см³). Мучнистые туфы светлые, почти белые, но иногда примеси окислов железа окрашивают их в бурые тона.

Травертины являются натечными формами – они возникают на поверхности, в местах выхода гидрокарбонатных вод: на склонах оврагов, речных долин. Цвет травертина снежно-белый, а в присутствии окислов железа желтый, буроватый. По сравнению с гажей травертин значительно плотнее, хотя текстура его пористая или даже кавернозная. Нередко в травертине видны отпечатки растений и животных. Близ выходов горячих минеральных вод травертины образуют крупные поля (до нескольких км²), а мощность их достигает 10 м и более.

Оолитовые известняки состоят из шаровидных агрегатов кристаллов кальцита. Диаметр оолитов от 2–3 мм (икряной камень) до 8–10 мм (гороховый камень). Строение оолитов радиально-лучистое или скорлуповатое. Окраска варьирует от белой до буроватой.

Микрозернистые известняки состоят из мельчайших кристаллов – менее 0,005 мм. Текстура их массивная, породы плотные. Окраска преимущественно светлая, хотя может быть любой. Разновидностью микрозернистых известняков является литографский камень – порода с ярко выраженным раковистым изломом, гладкой поверхностью.

Кремнистые хемогенные породы встречаются реже известковых. Они представлены кремневыми стяжениями (желваками, конкрециями и жеодами), трепелом, опокой. Кремневые стяжения состоят из кварца, халцедона, опала или их сочетаний. Они распространены в карбонатных отложениях (меле, известняках, мергеле) – возникают при метасоматозе известковых пород. Образуются и при заполнении кремнекислотой пустот в горных породах. Цвет кремня черный, бурый, желто-бурый, бордовый. Возможны, хотя и редко, другие цвета. Распространены полосчатые разновидности. Твердость кремней около 7 по шкале Мооса, им характерен раковистый излом.

Трепел внешне неотличим от диатомита. Состоит из микроскопических зерен опала. Окраска белая, желтоватая или сероватая. Текстура микропористая; порода гигроскопичная, очень легкая, мучнистая.

Опока – очень легкая, микропористая, но сцементированная и твердая порода кремнистого состава. Цвет от голубовато-серого до черно-серого, часто окраска пятнистая. Опоки гигроскопичны, обладают раковистым изломом – звонко раскалываются на острые обломки. В отличие от диатомита и трепела, опоки не растираются пальцем в пудру.

Железистые, алюминиевые, марганцевые хемогенные породы по химическому составу делятся на ряд групп. Наиболее распространены окислы и гидроокислы (лимонит, боксит, пиролюзит), карбонаты (сидерит), сульфиды (пирит, марказит). Чаще всего встречаются гидроокислы, представленные оолитовыми железняками и бокситами.

Оолитовые железняки (бобовые железные руды) и бокситы сложены соответственно лимонитом и бокситом оолитовой текстуры. Возникают либо в воде (при выпадении осадка из раствора), либо на суше (при выветривании основных и ультраосновных пород). Железная крыша из лимонита возникает также при выветривании залежей пирита. Лимониты и бокситы водного генезиса формируются как в соленых и пресных бассейнах, так и подземными водами.

Фосфатные, сульфатные и галогенные хемогенные породы сложены гипергенного происхождения минералами соответствующих классов: фосфоритом, гипсом и ангидритом, галитом и сильвином и др.

5. Смешанные породы состоят из сочетаний обломков, органических, химических и глинистых частиц. Возникают при взаимодействии двух или более геологических агентов. По существу, многие выше охарактеризованные породы являются смешанными. Например, опоки, состоящие из химически осажденного опала, всегда содержат примесь кремнистых органогенных частиц. В формировании травертинов существенную роль играют бактерии, осаждающие углекислый кальций. Представителями смешанных пород являются суглинки и супеси (в том числе валунные), конгломераты и брекчии, мергели и известковые глины, битуминозные известняки и проч.

Мергель – осадочная порода, содержит от 50 до 80 % кальцита и (или) магнезита, и 20–50 % глинистого вещества. Поэтому мергелю свойственны признаки как известняков, так и глин. Подобно глинам, мергель обладает тяжелым запахом и способностью разбухать в воде. Подобно известнякам, мергель бурно вскипает с HCl, но на месте реакции у мергеля возникает грязное пятно, которое формируется глинистыми частицами, оседающими на поверхность после вскипания кислоты. Как правило, мергель – плотная порода. Излом неровный, иногда раковистый. Окраска самая разная. Мергели, в которых кальцита содержится около 80 %, а доля MgO не превышает 3 %, называются цементными мергелями (из них производят портландцемент). При содержании кальцита менее 50 % породу называют известковой (мергелистой) глиной. При содержании кальцита более 80 % – глинистым известняком.

Метаморфические горные породы формируются в земной коре путем коренного преобразования осадочных или магматических пород. Важнейшие факторы метаморфизма – высокая температура, высокое давление, воздействие магматических флюидов, вещественный состав исходной породы. Метаморфизм всегда сопровождается перекристаллизацией исходных горных пород – поэтому метаморфические породы полнокристалличны. В зависимости от происхождения исходных пород – осадочного или магматического – метаморфические породы называют параметаморфическими и ортометаморфическими. Метаморфическому преобразованию могут подвергнуться все характеристики ранее существовавшей породы: ее минералогический состав, структура, текстура, удельный вес и проч. Главным фактором метаморфизма выступает высокая температура. По интенсивности процессов выделяют пять ступеней метаморфизма: низшую, нижнюю, среднюю, высокую и высшую.

Структуры метаморфических пород выделяются на основании абсолютного и относительного размера кристаллов. По степени кристалличности деления нет – все метаморфические породы обладают полнокристаллической структурой. В слабометаморфизованных породах могут частично сохраняться структурные признаки исходных пород – их относят к реликтовым структурам.

Абсолютный размер кристаллов растет пропорционально степени метаморфизма. Соответственно выделяют четыре вида структур:

· мелкокристаллическую (менее 0,25 мм);

· среднекристаллическую (0,25–1 мм);

· крупнокристаллическую (1–10 мм);

· гигантокристаллическую (более 10 мм).

По относительному размеру кристаллов выделяют структуры гранобластовую (равномернокристаллическую) и порфиробластовую (неравномернокристаллическую).

Гранобластовая структура присуща равномернокристаллическим породам с кристаллами изометричной формы.

Порфиробластовая структура характеризуется большой разницей диаметров кристаллов, и тем, что в крупных кристаллах ярко выражены грани, ребра и вершины.

Текстуры служат главным диагностическим признаком метаморфических пород. Текстуры классифицируются по двум признакам: по форме кристаллов и по их взаимному расположению в породе.

По форме кристаллов выделяют следующие текстуры: пластинчатую (таблитчатую), листоватую, чешуйчатую, игольчатую.

По расположению кристаллов выделяют текстуры массивную, сланцеватую, полосчатую (гнейсовую), плойчатую, волокнистую, очковую.

· Массивная текстура – определенной ориентировки кристаллов нет.

· Сланцеватая (плитчатая) текстура – пластины или чешуи минералов расположены параллельно; породы сложены непрерывными слоями однородной мощности и раскалываются на тонкие плитки.

· Полосчатая (гнейсовая) текстура – в породе чередуются полосы разной окраски, мощности и минералогического состава. В отличие от сланцеватой текстуры, полосчатая характеризуется прерывистостью.

· Плойчатая текстура – в породе различимы тонкие, мелко гофрированные слои.

· Волокнистая текстура – порода сложена параллельно вытянутыми волокнистыми или игольчатыми минералами.

· Очковая текстура – в породе видны разноцветные полосы с овальными утолщениями, образованными светлыми минералами.

Отдельности метаморфических пород делятся на реликтовые и метаморфические. Реликтовые отдельности унаследованы от исходных пород. Метаморфические отдельности возникают при метаморфизме и представлены кливажем. Кливаж – система параллельных трещин, рассекающих породу несогласно первичной текстуре.

Минералогический и химический состав метаморфических пород определяется спецификой процесса метаморфизма и составом исходных пород. Главными породообразующими минералами служат и типично магматогенные (ряда Боуэна), и пневматолитово-гидротермальные, и собственно метаморфогенные. При метаморфизме степень трансформации минералогического состава усиливается с ростом температуры и давления. Так, в породах низких ступеней метаморфизма широко представлены гидратированные минералы класса силикатов (слюды, хлорит и другие). В породах высшей ступени метаморфизма водные минералы отсутствуют – критической температурой для воды в составе минералов является 375 °С. Таким образом, рост температуры и давления обуславливает прогрессирующие изменения структур и минералогического состава метаморфических пород.

Породы низшей ступени метаморфизма представлены сланцами глинистыми и аспидными, в составе которых преобладают гидратированные силикаты и кварц.

Глинистые (аргиллитовые) сланцы возникают из глин, аргиллитов. Цвет глинистых сланцев любой – совпадает с цветом исходных пород; структура мелкокристаллическая – кристаллы не различимы глазом, поэтому глинистые сланцы не блестят (матовые); текстура тонкосланцеватая (тонкослоистая). Сложены глинистым материалом и, частично, продуктами метаморфического превращения глин: мельчайшими кристаллами кварца и слюд (серицита – мелкочешуйчатого мусковита), хлорита. Глинистые сланцы легко раскалываются по сланцеватости на тонкие гладкие пластины.

Аспидные (кровельные) сланцы возникают из глинистых сланцев; отличаются от них большей твердостью и черным цветом – за счет графита, возникшего из органики, содержавшейся в исходных глинах.

Породы нижней ступени метаморфизма представлены филлитами, зелеными сланцами, серпентинитами и другими породами. В их минералогическом составе еще велика роль гидратированных силикатов.

Филлиты – продукты полной перекристаллизации глин; возникают из глинистых и аспидных сланцев. Цвет филлитов обычно серый, черный, хотя примеси могут придавать и другую окраску (вишневую, бурую и др.). Структура мелкокристаллическая, но кристаллы уже различимы глазом. Поэтому от глинистых сланцев филлиты отличаются шелковистым блеском. Текстура филлитов тонкосланцеватая, иногда плойчатая. Минералогический состав тот же, что и у глинистых сланцев (кварц, серицит, хлорит). В отличие от глинистых сланцев, филлиты раскалываются по плоскостям кливажа, т. е. под углом к слоистости.

Зеленые сланцы – продукт преобразования магматических пород. Представлены хлоритовыми, тальковыми и др. разновидностями. Возникают из эффузивных и интрузивных пород основного состава. Зеленые сланцы, как правило, обладают невысокой твердостью, отличаются разными оттенками зеленого цвета. Структура их мелкокристаллическая (кристаллы различимы глазом); текстура чешуйчато-листоватая, сланцеватая. Хлоритовые сланцы состоят из мелких кристаллов хлорита с примесью кварца, слюд, талька. Тальковые сланцы жирные на ощупь; сложены тальком с примесью кварца, слюд, хлорита.

Серпентиниты (змеевики) – породы разных оттенков зеленого цвета, возникающие при метаморфизме оливинсодержащих ультраосновных магматических пород. Плотные, сложены волокнистыми кристаллами минерала серпентина (водного силиката магния). Структура мелко- или среднекристаллическая; текстура сланцеватая, полосчатая, пятнистая. Блеск шелковистый, жирный.

Породы средней ступени метаморфизма возникают при более высоких температурах и давлении.

Кристаллические (слюдяные) сланцы – продукты дальнейшего метаморфизма филлитов, глинистых сланцев. Цвет разнообразный; структура средне- и крупнокристаллическая, текстура сланцеватая или плойчатая; блеск яркий шелковистый. Кристаллические сланцы состоят из слюд, хлорита, амфиболов; их минералогический состав зависит от температуры метаморфизма и состава исходных пород. Как правило, в кристаллических сланцах присутствуют также кварц, полевые шпаты (плагиоклазы), характерны гранаты и графит.

Мраморы – плотные породы, состоящие из кристаллов кальцита. Структура варьирует от мелко- до крупнокристаллической. Текстура различная: массивная, полосчатая, пятнистая, иногда сланцеватая. Минералогически чистый мрамор белого цвета, примеси обуславливают другую окраску. Мрамор бурно вскипает в соляной кислоте. Если мрамор подвергся доломитизации, то реагировать с HCl будет в порошке. Мраморы возникают при метаморфизме известняков, в том числе и доломитизированных.

Кварциты – плотные и очень твердые породы, состоящие из кварца. Окраска зависит от примесей. Структура мелкокристаллическая; текстура массивная, хотя нередки пятнистые, полосчатые и даже сланцеватые разновидности. Кварциты возникают при глубоком метаморфизме кварцевых песков и песчаников. Отличаются чрезвычайной долговечностью – обладают высочайшей механической прочностью и химической устойчивостью. Кварциты, обогащенные гематитом или магнетитом, называются джеспилитами (железистыми кварцитами). Джеспилитам характерны вишневый или черный цвет и сланцеватая или полосчатая текстура.

Амфиболиты – плотные породы от серо-зеленого до черно-зеленого цвета. Структура среднекристаллическая, текстура массивная или сланцеватая. Состоят из амфиболов и плагиоклазов, обычно с примесью гранатов. Подразделяются на ортоамфиболиты (возникают из магматических пород основного и ультраосновного, реже среднего состава) и параамфиболиты (возникают из осадочных карбонатно-глинистых пород).

Гнейсы – плотные породы крупно- и гигантокристаллической структуры и полосчатой или очковой текстуры. Высокие температуры метаморфизма обуславливают понижение доли гидратированных минералов. В зависимости от состава исходных пород гнейсы делятся на две группы: парагнейсы (возникают из пород осадочных: глин, песчаников) и ортогнейсы (из пород магматических, обычно кислого состава). Гнейсы состоят из кварца, полевых шпатов и слюд с примесью темных минералов. Содержание слюд в гнейсах меньшее, чем в кристаллических сланцах. От внешне похожих магматических пород (гранитов, сиенитов, диоритов) гнейсы отличаются полосчатой текстурой.

Породы высокой ступени метаморфизма представлены гранулитами и мигматитами. Породы сложены пироксенами, гранатами, полевыми шпатами, кварцем; гидратированные минералы отсутствуют.

Гранулиты – породы, внешне похожие на гнейсы и граниты, от которых отличаются минералогическим составом: гранулиты сложены равновеликими кристаллами полевых шпатов, пироксенов и гранатов. Нередко в них присутствует кварц.

Мигматиты – породы, сложенные тонкими, неправильной формы прослоями светлыми (кварцево-полевошпатовыми) и темными (из тугоплавких минералов).

Породы высшей ступени метаморфизма представлены эклогитами. Эклогиты – плотные темноокрашенные породы, по химическому составу подобные основным магматическим, из которых эклогиты и возникают. Эклогиты состоят из пироксенов и гранатов (в основном пиропа), иногда с примесью оливина и кварца. Структура крупнокристаллическая; текстура массивная, реже сланцеватая. От интрузивов основного состава отличаются отсутствием плагиоклазов и очень высокой плотностью (3,3–3,4 г/см³).