L
МИНИСТЕРСТВО ПРИРОДНЫХ РЕСУРСОВ И ЭКОЛОГИИ РФ
ФЕДЕРАЛЬНОЕ АГЕНТСТВО ПО НЕДРОПОЛЬЗОВАНИЮ РФ
ФЕДЕРАЛЬНОЕ ГОСУДАРСТВЕННОЕ УНИТАРНОЕ ПРЕДПРИЯТИЕ
«ВСЕРОССИЙСКИЙ НАУЧНО-ИССЛЕДОВАТЕЛЬСКИЙ ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ
НЕФТЯНОЙ ИНСТИТУТ» (ВНИГНИ)
МИНИСТЕРСТВО ОБРАЗОВАНИЯ И НАУКИ РФ
РОССИЙСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ ГЕОЛОГОРАЗВЕДОЧНЫЙ УНИВЕРСИТЕТ
ИМЕНИ СЕРГО ОРДЖОНИКИДЗЕ
Н. К. Фортунатова, Г. В. Агафонова
ПЕСЧАНИКИ
СОСТАВ, СТРУКТУРА, КЛАССИФИКАЦИЯ,
МАКРООПИСАНИЕ И ИЗУЧЕНИЕ В ШЛИФАХ
Допущено Учебно-методическим объединением
вузов Российской Федерации по нефтегазовому
образованию в качестве учебного пособия
для студентов высших учебных заведений,
обучающихся по специальности 130101
«Прикладная геология»
МОСКВА
2012

Ф803
УДК 549.02
ББК 26.31
Ф803
Фортунатова Н. К., Агафонова Г. В.
Песчаники. Состав, структура, классификация, макроописание и изучение в шлифах. -
М.: ФГУП «ВНИГНИ», 2012. -
134 С.: ил.
ISBN 978-5 -900941-24 -0
Рецензенты:
Зав. отделом петрофизики ВНИГНИ, к. геол.-мин. наук
Э.Г.Рабиц
Ведущий науч. сотрудник ВНИГНИ, к. геол.-мин. наук
Д. А. Асташкин
Старший науч. сотрудник кафедры литологии и морской геологии
МГУ им. М. В. Ломоносова, к. геол.-мин. наук, доцент
К. М. Седаева
В учебном пособии рассматриваются составные части песчаников: обломки, цемент, включения,
а также поры, каверны и трещины. Для каждого компонента приведены подробные макро- и микроско­
пическая характеристики. Детально рассматриваются структура песчаных пород, определяемая разме­
ром, формой, взаимным расположением обломочных частиц, и их связь с цементирующим веществом.
Особенностью изложения является стремление связать тот или иной признак (как вещественный, так и
структурный) с условиями и обстановкой его происхождения. Особое внимание уделяется структуре поро­
вого пространства, определяющей емкостные и фильтрационные свойства песчаных пород.
В основу учебного пособия положен материал по продуктивным комплексам палеозойского и мезо­
зойского возраста Волго-Уральской, Западно-Сибирской и Лено-Тунгусской нефтегазоносных провинций.
Работа иллюстрирована многочисленными цветными макро- и микрофотографиями, позволяющими сту­
дентам самостоятельно определять петрографический тип песчаников, условия формирования, степень
вторичных преобразований, емкостные и фильтрационные свойства. В конце пособия приведен словарь
понятий и терминов.
Для студентов высших учебных заведений, обучающихся по специальности 130101 «Прикладная гео­
логия», при выполнении лабораторных и са~юстояте:1ьных работ, подготовке к зачету (экзамену) по дисци­
плине «Литология», а также для аспирантов и ~ю.10.:~ых специалистов, занимающихся изучением осадочных
пород.
ISBN 978-5 -900941-24 -0
©Фортунатова Н. К., Агафонова Г. В., 2012
©Оформление. ФГУП «ВНИГНИ», 2012

ВВЕДЕНИЕ
Пески и песчаники составляют примерно пятую часть осадочной оболочки Земли. Они
известны в отложениях всех геологических эпох - от наиболее древних до самых молодых, в струк­
турных зонах как континентов, так и океанов. На Земле не существует крупных геоморфологи­
ческих областей, в которых бы полностью отсутствовали песчаные отложения. Даже в наиболее
обширных из них - океанических абиссальных равнинах - присутствуют эоловый песок, а также
пески турбидитов и контуритов.
Пески и песчаники, входящие в состав обломочных осадочных пород и состоящие из релик­
товых компонентов, обладают необыкновенно большой историко-геологической информативно­
стью. В своем минеральном составе они сохраняют признаки исходных материнских пород, что
позволяет реконструировать петрографический состав древней суши и областей сноса.
Определяющий фактор в формировании песчаных отложений - тектонический режим.
Проявление этого фактора в виде рельефа земной поверхности обусловливает количество обломоч­
ного материала, его размерность и фациальную зональность. Увеличение размерности обломоч­
ного материала и его количества свидетельствует о тектонической активности и, как следствие, о
контрастности рельефа. И, наоборот, физическая и химическая зрелость обломочного материала
говорят об условиях пассивного тектонического режима и отвечающем ему плоском рельефе.
В последнем случае роль доминирующего фактора переходит к климату и обстановкам осад­
конакопления. При этом песчаники, как и другие обломочные породы, имеют выраженные послед­
ствия влияния данного фактора в цвете, текстуре, форме обломков и их поверхности, сортировке,
химической зрелости, форме тел, цементе.
Степень окатанности обломков и их сортировка, характер поверхности зерен, отсут­
ствие между ними пелитового материала, соотношение гранулометрических фракций, число и
состав тяжелых минералов отражают аэро- и гидродинамические условия накопления песчаных
отложений.
Преобразования терригенных минералов, а также возникновение и изменения аутигенных
минералов песчаников позволяют восстановить геохимическую историю вторичных процессов,
происходивших с ними в результате деятельности подземных вод и их погружения на большие
глубины.
Песчаные породы входят в состав практически всех генетических типов отложений (конти­
нентальных, морских, переходных) и формируют песчаные тела разной формы, размера, ориенти­
ровки в пространстве, мощности.
Роль песчаных пород в жизни человечества трудно переоценить. Как полезные ископае­
мые они используются все в возрастающих объемах в виде балластного материала в дорожно­
строительном деле; как инертные наполнители силикатного кирпича - в цементных и штукатурных
растворах; они являются основным компонентом при производстве стекла и формовочных изделий,
входят в состав композиционных смесей керамики. Помимо этого, песчаные породы - носители
промышленных россыпей золота, платины, алмазов, касситерита, вольфрамита, шеелита, магне­
тита, титаномагнетита, хромита, монацита, циркона и др. Они служат вмещающими породами для
3

ряда элементов, образующих месторождения инфильтрационного и биохемогенного происхожде­
ния, - ванадия, меди, урана, а также для фосфатных минералов и глауконита.
С песками и песчаниками связано около 80 % общих запасов нефти и газа, а запасов под­
земных вод - еще больше. Они сохраняют свои фильтрационно-емкостные свойства в осадочных
толщах, не испытавших дислокаций и существенного тектонического подъема.
В основу предлагаемой работы положен оригинальный материал, полученный авторами
при изучении палеозойских и мезозойских отложений Волго-Уральской, Западно-Сибирской и
Лено-Тунгусской нефтегазоносных провинций. В работе рассматриваются составные части песча­
ных пород, их структурные особенности, емкостное пространство, приводятся петрографическая
характеристика основных типов песчаников, последовательность действий при работе с керном и
шлифами. При этом основной акцент в работе ставится на связи тех или иных признаков (мине­
ральных, структурных, емкостных) с их происхождением. Для студентов, аспирантов, а также
начинающих молодых исследователей, занимающихся литологическими работами, крайне важно
видеть эти признаки, выражающиеся, например, в неоднородности кварцевого зерна, сочетании в
одном образце обломков с разной степенью окатанности или разноминеральных цементов и т. д.,
а также уметь их описать и объяснить происхождение как этих признаков, так и (на их основании)
самих пород. В работе приводятся многочисленные цветные фототаблицы, призванные помочь
произвести такую диагностику.
Акцент в работе сделан именно на петрографическое изучение песчаных пород, поэтому
такое важное их свойство, как текстура, осталось за ее рамками, поскольку является больше надпо­
родным признаком. Представленный текстовый и графический материал не исчерпывает информа­
ции о всевозможных составных частях песчаников и об их классификациях. В работе рассмотрены
наиболее часто встречающиеся компоненты, а также их особенности.
В конце учебного пособия дается список понятий и терминов, встречающихся в тексте.
Песчаным породам, их признакам и методам изучения посвящено огромное количество
литературы, в конце учебного пособия приводится далеко не полный, однако весьма полезный ее
перечень. Данная работа может стать первым шагом в глубоком изучении песчаных и других оса­
.Jочных пород.
4

КОМПОНЕНТНЫЙ СОСТАВ ПЕСЧАНИКОВ
Песчаниками называются сцементированные осадочные горные породы, более чем на 50 %
сложенные обломками кварц-силикатного состава размером от 0,05 до 2 мм.
В 1813 г. А. Броньяром был предложен термин псаммит, обозначающий осадок или рыхлую
осадочную породу, сложенную псаммитовыми (песчаными) частицами размером 2-0,05 мм.
Песчаники находятся в одном ряду с псефитолитами и алевролитами, а также связаны постепен­
ными переходами с другими породами, например, глинистыми, кремневыми, карбонатными,
вулканогенными и др.
Песчаники состоят из обломков минералов, горных пород, матрикса, цемента, включений
(аутигенных минералов, кроме цемента, органического и вулканогенного вещества, остатков иско­
паемых организмов), пустот (пор, каверн, трещин).
Среднее количество песчаных пород в осадочной оболочке Земли составляет 18-21 %.
Из более чем 8 тыс. известных минералов в песчаных породах описано около 200, из них в
качестве породообразующих, т. е. содержащихся в количестве более 1 %, выступает несколько десят­
ков, примерно столько же по количеству содержится и обломков горных пород. Почти все минералы
выступают в роли аллотигенных и аутигенных образований. Ниже отдельно описываются преиму­
щественно аллотигенные и преимущественно аутигенные породообразующие минералы [10-13; 16;
17; 21; 23].
Для песчаников существует понятие зрелости: выделяют химическую, физическую, струк­
турную зрелость.
Химическая зрелость выражается отношением химически устойчивого кварца к менее
устойчивым полевым шпатам. Физическая зрелость выражается в степени отсортированности
(однородности обломков по размеру) и окатанности. Степень структурной зрелости определяется
соотношением обломочной части и матрикса. Структурно зрелые песчаники характеризуются
высокой отсортированностью обломочного материала, представленного хорошо окатанными зер­
нами устойчивых компонентов; глинистая примесь в них либо отсутствует, либо содержится в
незначительном количестве. Структурное, физическое и химическое созревание песка происходит
на протяжении всей его истории, однако эти виды созревания не связаны тесно между собой.
АЛЛОТИГЕННЫЕ ПОРОДООБРАЗУЮЩИЕ МИНЕРАЛЫ
Аллотигенные минералы являются главной составной частью обломочных пород, в том числе
песчаных. Их признак - кластогенный, или обломочный, характер зерен, привнесенных в бас­
сейн седиментации извне, с суши, в отличие от аутигенных минералов, образовавшихся на месте,
в осадке.
5

КВАРЦ
Кварц составляет около 12 % всех породообразующих минера.1ов и является основным
минералом песчаных пород.
Вероятно, данное название произошло от древнеславянского слова «тварди» - твердый,
которое от славян-рудокопов перешло к немцам в форме «кварц>>.
1 . Пол ожени е в с ист ем ат и к е. Оксид кремния. Входит в группу минералов, тожде­
ственных по химическому составу, но различных по внутреннему строению. Образование раз­
личных модификаций зависит от температуры. В группу кварца входят разновидности: а-кварц
(образуется при температуре ниже 572 °К), ~-кварц (устойчив при температуре 846-1143 °К).
Кварц переходит в тридимит (при температуре 870 °К) и кристобалит (1470 °К).
2. Химический состав. Si02 •
3. Сингония а-кварца тригональная, ~-кварца гексагональная.
4. Физические свойства:
удельный вес 2,65 мг/м3 ; зерна кварца имеют различную плотность в зависимости от харак­
тера включений: зерна с включениями минералообразующей среды менее плотные, чем чистый
кварц, последний менее плотный, чем зерна с включениями тяжелых минералов [1];
твердость 7;
излом раковистый;
спайность несовершенная;
блеск стеклянный до жирного;
цвет обычно бесцветный, окраска зависит от присутствия элементов - хромофоров
(красителей);
гидроаэродинамическая устойчивость весьма низкая [2];
один из наиболее миграционно-способных минералов - транспортируется на сотни и
тысячи километров от коренного источника; выдерживает многократное переотложение;
петрофондовая принадлежность - кислые интрузивные и эффузивные породы, кристалли­
ческие сланцы, гнейсы, кварциты.
5 . Химические с в ой ст в а. Химическая устойчивость весьма высокая - продукты раз­
рушения отсутствуют. Низкая растворимость и слабая выветриваемость кварца обеспечиваются
прочными ковалентными связями.
6 . Форм а выделен и я. Шестигранные призмы часто с поперечной штриховкой на гранях
(табл. 1, фиг. 1). В осадочных породах характеризуется изометричными, неправильно изометрич­
ными зернами (табл. 1, фиг. 2, 3) с разной степенью окатанности (табл. 1, фиг. 3, 4). В незрелых
песчаниках кварц из вулканических поро.:~ бывает с правильными кристаллографическими очер­
таниями (табл. 21, фиг. 4) или с вогнутьши участка~ш, напоминающими заливы (оплавленный, не
путать с окатанным) (табл. 21, фиг. 3. 5). Форча кварца метаморфических пород характеризуется
большей удлиненностью, чем форча кварца чапiатического происхождения. Кварц выделяется
в виде монокристаллических (зерна. образованные единым кристаллом) (см. табл. 1, фиг. 2--4) и
поликристаллических зерен (таб.1. 1. фит. 5. 6): в последних кварц представлен двумя и более кри­
сталлами, имеющими общие границы. Че~1 крупнее зерно, тем больше вероятность его поликри­
сталлического строения. В зре.1ы:х песках преоб.1адает монокристаллический кварц.
6

7. Оптические свойства:
одноосный, оптически положительный;
погасание прямое;
рельеф положительный (либо его нет);
шагреневая поверхность отсутствует;
в шлифе бесцветный, прозрачный, нередко мутный из-за присутствия пылеватых частиц;
показатели преломления: пе= 1,553; п0 = 1,544; светопреломление обыкновенного луча не
изменяется с ориентировкой зерен и является эталоном для сравнительной оценки показателей
преломления соседних минералов;
двупреломление: пе -п0 = 0,009 (для а-кварца); цвета интерференции низкие 1-го порядка
(белые, серые, светло-серые) (см. табл. 1, фиг. 2-4) [4; 7].
8 . Втор и ч н ы е изменен и я . К ним относятся коррозия, регенерация, структурные
дефекты.
Коррозия представляет собой растворение кварца под давлением; она характерна для диа­
генеза и начального катагенеза (особенно в шелочной среде). Признаки коррозии: наличие контак­
тов между плотно прижатыми друг к другу зернами: конформных (выпукло-вогнутых) (табл. 2,
фиг. 1), микростилолитовых (равномерно-пильчатых) (табл. 2, фиг. 3), инкорпорационных
(зубчато-клиновидных) (табл. 2, фиг. 2).
Регенерация - сплошная или прерывистая (табл. 2, фиг. 4)- образование регенерационных
каемок вокруг кварцевого обломка. Благодаря одинаковой оптической ориентировке кластиче­
ского (аллотигенного) и регенерационного (аутигенного) минералов они характеризуются одина­
ковым погасанием и интенсивностью интерференционной окраски.
Структурные дефекты. К ним относятся: волнистое погасание, поликристалличность,
блочность, пластические деформации - деформационное пластинкование, иррациональное двой­
никование, рекристаллизационный бластез. Ниже рассматриваются наиболее легко наблюдаемые
и диагностируемые дефекты. Более подробно материал изложен в работах [20; 29].
Волнистое погасание. При повороте столика микроскопа по зерну бежит тень: непрерывное
«скольжение» фронта погасания от одной части кварцевого индивида к другой. В зависимости от
типа перемещения фронта волнистого погасания различают: фронтальное - постепенное и облач­
ное - пятнистое (табл. 2, фиг. 6).
Поликристалличность представлена 4 типами: изометрично-полигональная, грануляцион-
ная, с изрезанными лапчатыми контурами, шестоватая.
Изометрично-полигональная кристалличность характеризуется кварцевыми индиви­
дами с полигональными и округло-полигональными четкими контурами; различаются
равно- и неравномозаичные агрегаты; характерна для гранитов и кварцсодержащих
метаморфических пород (см. табл. 1, фиг. 5), в последних представляет собой фраг­
менты гранобластовой структуры, характерной для метаморфических пород.
Грануляционная поликристалличность - развитие мелкозернистых мозаичных кварце­
вых агрегатов по внешним частям контактирующих кварцевых индивидов. Характерна
для катаклазитов, развитых по любым породам.
Поликристалличность с изрезанными, лапчатыми контурами характеризуется непра­
вильной удлиненной формой индивидов, резкой неравномерной зернистостью;
характерна для кварца различного генезиса, образуется в результате наложения
7

стрессовых напряжений на сформированный кварц горных пород и жильных образова­
ний (см. табл. 1, фиг. 6).
Шестоватая поликристалличность представлена удлиненными субпараллельно ориен­
тированными кварцевыми индивидами с полигональными ограничениями. Характерна
для гидротермального кварца.
Пластические деформации:
деформационное пластинкование (или полоски Бема - плоскости, ограничивающие дефор­
мационные пластинки в кварце, переполненные мельчайшими жидкими включениями) представ­
ляет собой бурые нитевидные изогнутые образования (табл. 3, фиг. 2);
структуры дифференциального скольжения, похожие на микростилолитовые контакты,
характеризуются очень тонким строением и шипами, замещенными серицитом, лейсты которого
ориентированы параллельно между собой по нормали или под углом к обломку - так называемые
«шиповидные» или «бородатые» структуры (табл. 3, фиг. 1).
В ходе транспортировки зерна кварца со структурными дефектами, а также зерна, содержа­
щие включения или разбитые трещинами (табл. 2, фиг. 3), разрушаются быстрее, чем бездефект­
ные оптически чистые кристаллы.
9. Включения бывают двух типов.
Минеральные (ВМ) включения: рутил - мелкие игольчатые кристаллы (табл. 3, фиг. 3)
размером 0,01-0,02 мм с высокими цветами интерференции (зелеными, красными,
синими); апатит - тонкие иголочки размером 0,01-0,02 мм с низким двупреломлением;
циркон (табл. 3, фиг. 4), углистая пыль, магнетит и другие рудные минералы. Слюда,
циркон, апатит, рудные минералы характерны для кварца кристаллических сланцев и
гнейсов; рутил, турмалин - для кварца интрузивных и жильных пород. Жильный кварц
может содержать вермикулитоподобные сростки (веретенообразной формы) зеленого
хлорита.
Включения минералообразующей среды (ВМС) - пузырьки жидкости и газа, распола­
гающиеся вдоль трещин в обломке кварца (табл. 3, фиг. 5, 6).
По характеру включений в кварце, а также по деформациям в его кристаллической решетке
можно судить о том, из каких материнских пород он произошел [24].
ПОЛЕВЫЕ ШПАТЫ
Шпатами называются минералы, обладающие совершенной спайностью по двум направ­
лениям. Термин полевой возник в связи с нахождением обломков соответствующих минералов
на пашнях Швеции - родины этого названия. Доля полевых шпатов в строении верхних горизон­
тов земной коры составляет около 50 % по массе. Они слагают около 60 % объема магматических
пород и 20 % - осадочных.
В песчаниках могут присутствовать одновременно полевые шпаты разного состава и про­
исхождения. Они являются индикатором степени минералогической зрелости обломочной части
породы [14].
Характерным признаком полевых шпатов как индикатора материнских пород служит их диф­
ференцированный состав с преобладанием какого-либо типа. Преобладание в песчаниках одного
8

из трех типов - калиевых разностей, кислых плагиоклазов и более основных плагиоклазов
-
помогает определить тип изверженных или метаморфических пород в области сноса. Вследствие
малой устойчивости большинство полевых шпатов зачастую сохраняются только в первых циклах
эрозии. В результате переотложения песчаники обедняются полевыми шпатами, обогащаясь глав­
ным образом кварцем. Характер изменения полевых шпатов зависит от состава растворов, кото-
'
рые на него действуют. Изменения происходят часто по трещинам спайности.
ПЛАГИОКЛАЗЫ
Название произошло от др.-греч. пЛ.ауtо~ (плагиос) - косой и кЛ.асrt~ (класис)
-
ломка, рас­
калывание, т. е. косораскалывающийся.
Представляют собой непрерывный изоморфный ряд двух компонентов: альбита Na [A1Si 3 0~]
и анортита Са [А12 х Si20 8], так как дают смеси в любых соотношениях.
По предложению Е. С. Федороваплагиоклазынумеруютсяарабскимицифрами (от О до 100).
Названия альбит, олигоклаз, андезин, лабрадор, битовнит, анортит, отражающие процентное
содержание анортита, введены Ф. Колкинсом, соответственно NoNo 0-10; 11-30; 31-50; 51-70;
51-90; 91-100. По относительному количеству кремнекислоты плагиоклазы с NoNo 0-30 относятся
к кислым (альбит-олигоклаз), с NoNo 31-50- к средним (андезин, лабрадор), с NoNo 51-100- к
основным (битовнит, анортит). С наибольшей точностью номер плагиоклаза в шлифах и зернах
определяется на федоровском столике. Среди аллотигенных компонентов наиболее распростра­
нены кислые плагиоклазы, часто встречаются средние, основные -редко. Основные плагиоклазы -
наименее устойчивые полевые шпаты - в песчаниках встречаются только в свежем состоянии. Их
присутствие - индикатор одноцикличного образования песчаных осадков [22].
1. Положение в систематике. Каркасные алюмосиликаты.
2. Химический с о ст а в. Обычно в состав плагиоклазов входят ортоклаз и оксиды
железа.
3. Сингония. Триклинная.
4. Физические свойства:
удельный вес 2,62 (альбит), 2,76 (анортит);
твердость 6-6,5;
излом неровный ступенчатый;
спайность совершенная по (001) и хорошая по (010);
блеск стеклянный (до перламутрового);
цвет белый, серый с красноватым, зеленоватым, синеватым оттенком, бесцветный; степень
потемнения окраски возрастает от альбита к анортиту;
физико-механическая устойчивость средняя;
гидроаэродинамическая устойчивость весьма низкая;
миграционная способность от средней или высокой (альбит) до низкой или весьма низкой
(анортит);
петрофондовая принадлежность - кислые и щелочные изверженные породы, пегматиты,
кристаллические сланцы, гнейсы.
9

5 . Химические с в ой ст в а. Химическая устойчивость варьируется от весьма низкой до
средней, в основном низкая - последовательно убывает от альбита к анортиту.
6. Форм а выделен и я. Кристаллы пластинчатые (табл. 4, фиг. 1), столбчатые; агрегаты
зернистые, сахаровидные. В шлифе зерна призматические, неправильно призматические, часто со
ступенчатыми сколами (табл. 4, фиг. 2, 3).
7. Оптические свойства (зависят от содержания в них анортита):
двуосные, оптически положительные и отрицательные;
погасание косое (за исключением олигоклаза);
рельефа не имеют альбит, олигоклаз, у остальных - положительный;
шагреневая поверхность отсутствует;
в шлифе бесцветные прозрачные, если зерна вторично не измененные;
показатели преломления возрастают от альбита к анортиту: ng = 1,538 ... 1,590; пт =
1,531."1,585; пр= 1,527... 1,577;
двупреломление низкое: п - п
=
0,011 ... 0,009 у альбита, 0,013 -у анортита; интерференци-
g
р
онная окраска не выше белой 1-го порядка.
двойники - строго параллельно чередующиеся темные и светлые полосы, гаснущие и про­
светляющиеся восемь раз при повороте столика микроскопа (табл. 4, фиг. 2, 3). Узкие двойниковые
полоски (швы) имеют кислые плагиоклазы, широкие полоски - основные. Двойники отсутствуют
в разрезах, параллельных (О 1О).
8 . В ключе ни я . Рутил, циркон, апатит, рудные минералы.
9. Втор и ч н ы е изменен и я. Кислые плагиоклазы подвергаются гидрослюдизации в
нейтральных и щелочных растворах. Гидрослюдизированный плагиоклаз распознается по нали­
чию мелких ярко двупреломляющих чешуек на поверхности зерна. Средние и основные пла­
гиоклазы превращаются в агрегаты альбита, эпидота, серицита. Регенерация возможна у зерен
любого состава. Плагиоклаз прорастает калиевым полевым шпатом с образованием антипертита,
у которого показатель преломления вростков меньше, чем у вмещающего минерала. По трещин­
кам спайности развиваются агрегаты чешуек гидрослюды (см. табл. 4, фиг. 3). Карбонатизация
плагиоклазов - также широко проявляющийся процесс. Наличие полисинтетических двойников
псшгиоклазов на стадии катагенеза обусловливает их скольжение и приводит к деформациям
обломков, к изгибам, смещению и развальцеванию двойников (табл. 4, фиг. 4).
ЩЕЛОЧНЫЕ ПОЛЕВЫЕ ШПАТЫ
К ним относятся широко распространенные ортшс1аз, микроклин, редко встречающиеся сани­
дин и анортоклаз. Представляют собой твер.:~ые растворы К [A1Si30 8] и Na [A1Si 30 8]. Присутствие
щелочных полевых шпатов в песчаниках ~ъ:азывает на на.;·шчие кислых пород в области размыва.
10
Ортоклаз
'
Название происходит от .:ip.-~. Oic.~\; 1ортос)- прямой, кАсюн; (класис)-раскалывание.
1. Положение в с11сте~1атнк:е. Каркасный алюмосиликат.

2. Химический состав. K[A1Sip8] КО: 16,9 % Кр; 18,4 % Alp3 ; 64,7 % Si02 •
Обычно содержит до 20 % альбита, небольшое количество анортита.
3. Сингония. Моноклинная.
'
4. Физические свойства:
удельный вес 2,57-2,62;
твердость 6-6,5;
излом неровный, ступенчатый;
спайность совершенная по (001), ясная по (010) и несовершенная по (100);
блеск стеклянный;
цвет молочно-белый, красноватый, мутный от вторичных продуктов, иногда
водяно-прозрачный;
гидроаэродинамическая устойчивость весьма низкая;
физико-механическая устойчивость средняя;
миграционная способность высокая;
петрофондовая принадлежность - гранодиориты, граниты, сиениты, пегматиты, гнейсы
кислого и среднего состава.
5 . Химические с в ой ст в а. Химическая устойчивость средняя.
6. Форм а выделен и я. Кристаллы короткопризматические с господствую-
щими (110), (001) и (101) (табл. 4, фиг. 5), таблитчатые, сплошные кристаллические массы; в
шлифе - таблитчатые, неправильно таблитчатые кристаллы, часто со ступенчатыми сколами по
линиям спайности (табл. 4, фиг. 6).
7. Оптические свойства:
двуосный, оптически отрицательный;
погасание прямое в зоне (010);
рельеф и шагреневая поверхность отсутствуют;
в шлифе свежее зерно бесцветное, в других случаях буроватое или мутное из-за включений;
показатель преломления ниже, чем у канадского бальзама (ng = 1,526, пт = 1,523, пР = 1,519);
двупреломление низкое: п - п
=
0,0070, интерференционная окраска серая, белая 1-го
р
g
порядка, «блеклая»;
двойники - простое двойникование (табл. 4, фиг. 6).
8. Включен и я. Акцессорные минералы, альбит, кварц.
9 . Втор и ч н ы е изменен и я . Характерна пелитизация - образование глинистого мине­
рала каолинита в виде буроватой пыли, уменьшающей прозрачность до полного потемнения зерна.
При прорастании ортоклаза кислым плагиоклазом (альбитом) образуется пертитовая структура,
указывающая на медленное остывание магмы.
Микроклин
Название происходит от др.-греч. μ1кр6~ (микрос) - маленький и кЛ-ivсо (клино)
-
наклоняю,
т. е. малонаклонный.
1. Положение в систематике. Каркасный алюмосиликат.
2. Химический состав. K(A1Sip)8KO: 16,9 % кр; 18,4 % Alp3 ; 64,7 % Si02 .
Содержание альбита до 30 %, также присутствует небольшое количество анортита.
11

3. Сингония. Триклинная.
4. Физические свойства:
удельный вес 2,54-2,57;
твердость 6-6,5;
излом неровный, ступенчатый;
спайность совершенная по (001 ), ясная по (О 1О) и несовершенная по ( 100, 11 О);
блеск стеклянный, на плоскостях спайности близкий к перламутровому;
цвет белый, серый, коричневый, желтый, красный, зеленый;
гидроаэродинамическая устойчивость весьма низкая;
физико-механическая устойчивость средняя;
миграционная способность высокая;
петрофондовая принадлежность - гранодиориты, граниты, сиениты, пегматиты, гнейсы
кислого и основного состава.
5 . Химические с в ой ст в а. Химическая устойчивость средняя. В условиях поверх­
ностного выветривания менее устойчив, чем в условиях постседиментационного внутрислойного
растворения.
6. Форма выделения. По внешнему виду сходен с кристаллами ортоклаза (табл. 5,
фиг. 1); часто образует сложные двойники.
7. Оптические свойства:
двуосный, оптически отрицательный;
погасание прямое по (010);
рельеф и шагреневая поверхность отсутствуют;
в шлифе бесцветный;
показатели преломления: п = 1,5296, п
= 1,5264, п = 1,5224;
g
т
р
двупреломление низкое: п - п = 0,0072, интерференционная окраска серая 1-го порядка;
р
g
наблюдается двойникование с образованием характерной решетки из утончающихся и
выклинивающихся тонковеретеновидных полосок (табл. 5, фиг. 2, 3).
8 . Включен и я. Апатит, циркон, с фен, кварц, биотит.
9 . Втор и ч н ы е изменен и я . Главный минерал, образующийся по микроклину, - као­
линит, возникающий при растворении микроклина без промежуточных продуктов выветривания
(табл. 5, фиг. 4). Серицит, развивающийся по микроклину, не связан с выветриванием и имеет уна­
следованный постмагматический характер. Пертитовые образования, т. е. закономерное срастание
с альбитом, выделяются в виде тонких включений - пятнистых, прожилковых, веретенообразных,
при повороте столика микроскопа одновременно гаснущих (табл. 5, фиг. 5, 6). В шлифе микро­
клин обычно более свежий, чем ортоклаз.
СЛЮДИСТЫЕ МИНЕРАЛЫ
Слюды являются широко распространенными минералами. На их долю приходится
около 4 % веса земной коры. По химическому составу это водные алюмосиликаты, в которых '
в различных соотношениях могут присутствовать К, Li, Mg, Fe, Al и другие элементы. В связи
12

с этим группа слюд подразделяется на три подгруппы: магнезиально-железистые (флогопит,
биотит), калиево-алюминиевые (мусковит) и литиевые (лепидолит и др.).
Мусковит
Название - от старинного итальянского наименования Москвы
-
Муска.
1. Положение в систематике. Слоистый алюмосиликат.
2. Химический состав. КA12 (A1Sip 10)(0H,F)2 :45,2%Si02 ;38,5%Alp3 ; 11,8%Кр;
4,5%Нр.
3. Сингония. Моноклинная.
4. Физические свойства:
удельный вес 2,77-2,84;
твердость 2,5-3;
излом занозистый;
спайность весьма совершенная по (001);
блеск стеклянный, на плоскостях спайности близкий к перламутровому;
цвет, желтоватый, буроватый, зеленоватый, бледно-розовый, бесцветный;
гидроаэродинамическая устойчивость весьма низкая, благодаря пластинчатой листоватой
морфологии частиц;
миграционная способность высокая или очень высокая;
петрофондовая принадлежность - гранитоиды, гранитные пегматиты, метаморфические
породы;
5. Химические свойства . Химическаяустойчивостьвысокая.
6 . Ф о р м а вы д еле ни я . Кристаллы таблитчатые гексагональных очертаний, реже
-
в
виде столбиков с шестиугольным поперечным сечением (табл. 6, фиг. 1). Веерообразно располо­
женные пластинки характерны для пород, подвергшихся давлению. В шлифе - таблички, листочки
иногда с неправильными очертаниями (лейсты), иногда изогнутые и расщепленные; часто дефор­
мированные в соответствии с соседними терригенными минералами (табл. 6, фиг. 2, 6).
7. Оптические свойства:
двуосный, оптически отрицательный;
погасание прямое или почти прямое;
рельеф и шагреневая поверхность проявляются на разрезах, перпендикулярных спайности;
в шлифе бесцветный, редко бледно-зеленый;
плеохроизм отсутствует или очень слабый бледно-желтый, бледно-бурый;
показатели преломления (ng = 1,588 ... 1,624; пт = 1,582 ... 1,619; пр= 1,522... 1,570) и двупре­
ломления возрастают с увеличением содержания железа;
двупреломление: п - п
= 0,036 ... 0,042; интерференционные окраски чистые, яркие; в раз-
р
g
резах, параллельных спайности, - белые, сероватые, желтоватые;
иногда наблюдаются полисинтетические двойники;
разрезы, параллельные (001), не имеют трещин спайности.
8. Включения. Кварц, апатит, рутил, гранат, турмалин, циркон, ВМС; включения цир­
кона образуют вокруг себя плеохроичные ореолы.
13

9. Втор и ч н ы е изменен и я. В верхней зоне выветривания мусковит преобразуется в
каолинит; при гидратации превращается в гидрослюду, может замещаться альбитом, кварцем,
кальцитом (табл. 6, фиг. 4, 5). Нередко обнаруживает волнистое или облачное погасание.
Биотит
Назван в честь французского физика Ж. Био.
1. Положение в систематике. Слоистый алюмосиликат.
2. Химический со став. K(Mg,Fe>з(AlSip 10) (ОН, F) 2 : 2,74-27,60 %Fe0; 6,13-20,65 %
Fе2 03 .Термином «биотит» называются железистые разности тетраэдрических слюд. Собственно
биотитами называются члены ряда с отношением Mg/Fe < 2: 1.
3. Сингония. Моноклинная.
4. Физические свойства:
удельный вес 2,9-3,2;
твердость 2,5-3;
излом занозистый;
спайность весьма совершенная по (001 );
блеск стеклянный, на плоскостях спайности иногда перламутровый;
цвет черный, темно-бурый, темно-зеленый; темноокрашенные разности биотита более
характерны для интрузивных пород, светлоокрашенные - для метаморфических и эффузивных;
гидроаэродинамическая устойчивость весьма низкая благодаря пластинчатой, листоватой
морфологии частиц;
миграционная способность низкая;
петрофондовая принадлежность - граниты, пегматиты, гранодиориты, диориты, кварцевые
и нефе.-rиновые сиениты, габброиды.
5 . Химические с в ой ст в а. Химическая устойчивость низкая. Благодаря малой устой­
чивости биотита в зоне седиментогенеза, присутствие его обломочных зерен в песчанике свиде­
те.1ьствует о близости источников сноса или вялом химическом выветривании.
6. Форм а выделен и я. Скопления чешуек, табличек, призматических кристаллов, удли­
ненные или изометричные пластины (табл. 7, фиг. 1). В шлифе встречается в виде неправильных
или вытянутых по спайности пластинок, табличек, листочков (табл. 7, фиг. 2, 3).
7. Оптические свойства:
двуосный, оптически отрицательный;
погасание почти всегда прямое;
рельеф высокий;
шагреневая поверхность резкая на разрезах, перпендикулярных спайности;
в шлифе бурый разных оттенков с переходами к черному, оранжево-красному, зеленому
(табл. 7, фиг. 2, 4);
плеохроизм сильный в разных тонах от бледно-желтого до темно-бурого, от травянисто­
зеленого до черного; характерна сильная абсорбция; в разрезах, параллельных (001), не
плеохроирует;
показатели преломления: п = 1,610... 1,697; п = 1,609... 1,696; п = 1,571 ... 1,616;
g
т
р
14

двупреломление: п - п
= 0,039 ... 0,081; интерференционные окраски высокие, но маскиру-
Р
ll
ются собственной окраской минерала;
разрезы, параллельные (001), не имеют трещин спайности.
8 . В ключе ни я . Рутил, анатаз, пирит, циркон, ильменит, монацит. Часто в биотите
бывают плеохроичные ореолы вокруг включений циркона, апатита и других минералов.
9 . Втор и ч н ы е изменен и я . Биотит легко превращается в хлорит и из бурого стано­
вится зеленым (см. табл. 7, фиг. 4), поэтому в песчаниках часто встречается в уже измененной
форме в виде хлорита. Разбухший гидратированный биотит нередко становится цементом (табл. 7,
фиг. 5). Длительное химическое выветривание приводит к полному разложению биотита и обра­
зованию гидроксидов железа, глинистых минералов (гидрослюды, каолинита), оксидов титана. На
стадии катагенеза биотит разбухает, расщепляется на волокна (табл. 7, фиг. 6) и преобразуется в
разнообразные комбинации глинистых минералов; нередко между волокнами концентрируются
скопления лейкоксена, карбонатов, гидроксидов железа, реже опала.
ОБЛОМКИ ГОРНЫХ ПОРОД
Содержание обломков пород в песчаниках определяется: 1) размерностью зерен (чем более
грубозернистый песчаник, тем выше содержание в нем обломков пород); 2) близостью источника
сноса; 3) степенью зрелости песчаника. Обломки пород больше, чем другие компоненты песчани­
ков, несут информацию об областях размыва. Главными диагностическими признаками обломков
пород являются состав и структура [9].
ОБЛОМКИ МАГМАТИЧЕСКИХ ПОРОД
Кислые эффузивы (риолитовые, кварцевые и дацитовые порфиры, фельзиты) определяются
по фельзитовой (микрофельзитовой) структуре - скрытокристаллическая изотропная и микрокри­
сталлическая структура, состоящая из агрегата кварца и полевого шпата с неправильно изометрич­
ными очертаниями обоих минералов, со слабой точечно-агрегатной поляризацией (табл. 8, фиг. 1, 2).
Чистые обломки фельзитов и микрофельзитов бесцветные; наиболее измененные обломки бурые и
коричневато-бурые, содержат серицит, хлорит, кварц.
Основные и средние эффузивы (базальты и андезиты) определяются по характерным
структурам:
интерсертальной - большое количество хорошо различимых микролитов плагиоклаза, бес­
порядочно ориентированных (табл. 8, фиг. 3 ,4);
толеитовой - в отличие от интерсертальной, микролиты плагиоклаза имеют более крупные
размеры (табл. 8, фиг. 5, 6);
гиалопилитовой- микролиты плагиоклаза очень мелкие (0,01-0,02 мм);
вариолитовой- микролиты плагиоклаза группируются ВОКР)':Г каких-либо центров с образо­
ванием радиально-лучистых сростков.
15

ОБЛОМКИ МЕТАМОРФИЧЕСКИХ ПОРОД
Определяются следующими структурами:
гранобластовой - скопление более или менее изометричных зерен с зубчатыми очертаниями
-
кварциты, роговики (табл. 9, фиг. 1, 2);
лепидобластовой - скопление таблитчатых или чешуйчатых минералов, удлиненных зерен
кварца с лапчатыми контурами (табл. 9, фиг. 3-6)- серицитовые, хлоритовые, слюдяные и другие
сланцы;
нематобластовой- скопление игольчатых или волокнистых минералов - амфиболовые, сил­
лиманитовые, дистеновые сланцы.
ОБЛОМКИ СИЛИЦИТОВ
Светлые незамутненные зерна, похожие на кварц, со слабым желтоватым сrгтенком. Чаще
всего представлены кремнями кварц-халцедонового состава (табл. 10, фиг. 1-4).
ОБЛОМКИ ГЛИНИСТЫХ ПОРОД, АРГИЛЛИТОВ
Окрашены в желтоватый, буроватый, зеленоватый цвет, всегда замутнены. В скрещенных
николях видны интерферирующие в желтых цветах ориентированные чешуйки глинистых минера­
лов, часто содержат алевритовую и тонкопесчаную примесь; бывают сдавлены, изогнуты, раздро­
блены более твердыми зернами, иногда играя роль «псевдоцемента». Обилие облшнков глинистых
пород в 11есчанш;д1: с.1_1-жит указание.м на близость источника этого материала.
ОБЛОМКИ КАРБОНАТНЫХ ПОРОД
Определяются по характерным перламутровым цветам интерференционной окраски. Часто
карбонатные обломки окружены тонкой каемкой микрозернистого карбоната.
Обломки разного состава обладают разной физико-механической и химической устой­
чивостью. В зоне седиментогенеза по степени устойчивости возможен следующий ряд от менее
устойчивых к более устойчивым обломкам: глинистые - эффузивные
-
песчаные - карбонатные
-
кремневые - кварциты; при катагенезе - от глинистых - карбонатных
-
эффузивных - песчаных -
к кремневым - кварцитам.
АКЦЕССОРНЫЕ МИНЕРАЛЫ
Термин происходит от лат. accessoriиs - добавочный; входят в состав горных пород в очень
малых количествах, менее 1 %, но являются их закономерной частью.
16

Несколько из наиболее распространенных акцессорных минералов (циркон, апатит, гранаты,
рутил, сфен, турмалин) описаны и проиллюстрированы в пособии. Обычно эти минералы имеют
больший удельный вес, чем кварц. Они выделяются осаждением в соответствующих тяжелых
жидкостях, в которых кварц и полевой шпат всплывают. Как правило, в песчаниках акцессории
составляют менее 1 %. В шлифе можно наблюдать обычно не больше одного-двух зерен.
Хорошо округленные зерна акцессориев, встречающиеся в песчаниках, указывают на то, что
в виде обломков они существовали очень длительное геологическое время и испытывали неодно­
кратное переотложение.
Циркон
От искаженного персидского .1Ji<.S<.S (заргун), далее в немецком Zirkon - золотистый.
1. Положение в систем а тике. Островной силикат.
2. Химический состав. Zn [Si04]: 67,2 % Zr02 ; 32,8 % Si02 •
3 . С ин гон и я . Тетрагональная.
4. Физические свойства:
удельный вес 4,5-4,85;
твердость 6,5-7 ,5;
излом неровный-раковистый;
спайность неясная;
блеск стеклянный, алмазный, иногда жирный;
цвет черный, коричневый, зеленый, оранжевый, желтый (зависит от скорости кристаллизации);
гидроаэродинамическая устойчивость высокая;
физико-механическая устойчивость высокая;
миграционная способность весьма высокая, благодаря чему циркон накапливается в россы­
пях, претерпевая неоднократный перемыв и перенос на десятки и сотни километров [19];
петрофондовая принадлежность - граниты, сиениты, диориты, более свойственен интрузив­
ным породам, чем эффузивным.
5 . Хим и ч е с кие с в ой ст в а. Химическая устойчивость весьма высокая.
6 . Форм а выделен и я. Форма кристаллов в материнских породах меняется от дипира­
~идальной и сильноукороченной по оси до призматической, тонкопластинчатой и игольчатой (зави­
сит от скорости кристаллизации) (табл. 11, фиг. 1). Циркон призматического габитуса происходит
преимущественно из сиенитов и щелочных сиенитов; короткопризматический с развитием призмы
и дипирамиды - из гранитов; изометричный - из гранитов и гранодиоритов; игольчатый - из габбро
и габбро-диоритов. В песчаниках встречаются короткостолбчатые или удлиненно-призматические
бипирамидальные кристаллы либо их обломки. Эти кристаллы в зависимости от степени окатанности
с..-шгают в продольных сечениях от вытянутого по оси шестиугольника до эллипса, а в поперечных -
от четырехугольника до круга (табл. 11, фиг. 2, 3).
7. Оптические свойства:
одноосный, оптически положительный;
погасание прямое;
рельеф высокий;
17

шагреневая поверхность резко выражена;
в шлифе бесцветный, реже розоватый и буроватый;
плеохроизм иногда слабый;
показатели преломления: ng = 1,968 ... 2,015; пР = 1923 ... 1,96;
двупреломление: п - п = 0,0344... 0,062; интерференционные окраски чистые - синие, зеле-
Р
g
ные, малиновые;
8 . Включен и я. Рутил, анатаз, пирит, циркон, ильменит, ВМС; иногда включения характе­
ризуются зональным распределением.
Апатит
Название ОТ др.-греч. апатасо (апатао) - обманываю, так как легко принимается за берилл,
турмалин, диопсид и др.
1. Положение в систематике. Фосфат.
2. Химический со став. Непостоянный, Са5 (РО4)3 (ОН, F, Cl).
3 . С ин гон и я. Гексагональная.
4. Физические свойства:
удельный вес 3-3,25;
твердость 5; хрупкий;
излом неровный раковистый;
спайность несовершенная;
блеск стеклянный на гранях и жирный на изломе;
цвет зеленый (от светло- до темно-зеленого), голубовато-зеленый, реже синий, фиолетовый,
розовый, бурый, иногда бесцветный;
гидроаэродинамическая устойчивость низкая;
физико-механическая устойчивость средняя;
миграционная способность низкая или средняя;
петрофондовая принадлежность - кислые и щелочные магматические породы, реже
матаморфические.
5 . Хим и ч е с кие с в ой ст в а. Химическая устойчивость существенно различна в
условиях поверхностного химического выветривания и постседиментационного внутрислой­
ного растворения, в целом низкая, отчасти средняя. Химически наиболее устойчив фторапатит,
наименее - гидроксилапатит.
6. Форм а выделен и я. Хорошо ограненные шестигранно-призматические, иглоподоб­
ные, реже короткостолбчатые кристаллы, часто с вертикальной штриховкой на гранях; землистые,
зернистые агрегаты (табл. 11, фиг. 4). Аллотигенный апатит имеет округленные призматические и
короткостолбчатые зерна, иногда с пирамидальными окончаниями, таблитчатый облик и шестигран­
ное поперечное сечение (табл. 11, фиг. 5, 6).
18
7. Оптические свойства:
одноосный, оптически отрицательный;
погасание прямое;
рельеф высокий;

шагреневая поверхность отчетливая;
в шлифе бесцветный, иногда бурый;
плеохроизм иногда слабый в окрашенных разностях;
показатели преломления меняются с изменением химического состава, в целом высокие:
п0 = 1,633 ... 1,667, пе= 1,630... 1,664;
двупреломление: п0 - пе= 0,003; интерференционные окраски темно-серые, серые, индигово­
серые; поперечные сечения зерен изотропные.
8 . В ключе ни я . Циркон, турмалин, ВМ С расположены беспорядочно или ориентированно
вдоль главной оси кристалла.
9 . Втор и ч н ы е изменен и я . Слабокислые растворы способствуют разложению апатита
и выносу фосфора. Является нестойким к процессам выветривания.
Сфен (титанит)
Титаннт - название происходит от химического элемента титана, входящего в состав мине-
рала. Сфен - от др.-греч. O'(pf]v (клин)- название минерала по форме.
1. Положение в систем а тике. Островной силикат.
2. Химический состав. Ca{Ti[Si04]0}:28,6%Ca0;40%Ti02;30,6%Si02 •
3. Сингония. Моноклинная.
4. Физические свойства:
удельный вес 3,3-3,6;
твердость 5-5,5;
излом неровный;
спайность несовершенная;
блеск близкий к алмазному или жирный;
цвет желтый, коричневый, зеленый, иногда розовый, красный, серый, черный;
гидроаэродинамическая устойчивость от низкой до средней;
миграционная способность низкая;
петрофондовая принадлежность - кислые, средние, метаморфические породы.
5 . Хим и ч е с кие с в ой ст в а. Химическая устойчивость средняя.
6. Форм а выделен и я. Уплощенные конвертообразные призмы, имеющие в попереч­
нике клиновидное сечение, часто сростки (табл. 11, фиг. 7). Встречаются тонкозернистые, земли­
стые агрегаты. Аллотигенный с фен образует угловатые зерна с извилистыми контурами (табл. 11,
фиг. 8, 9). Иногда наблюдается сеть трещинок, обычно неправильных [5].
7. Оптические свойства:
двуосный, оптически положительный;
погасание неполное;
рельеф очень высокий;
шагреневая поверхность резкая;
в шлифе бесцветный, желтоватый, буроватый;
окрашенные разности плеохроируют от почти бесцветного до бледно-зеленовато-желтого,
светло-коричневато-красного;
19

показатели преломления: п = 1,993 ... 2,081; п = 1,896... 1,927; п = 1.885 ... 1,921;
g
т
р
двупреломление: пР - ng = 0,108 ... 0,160; цвета интерференшш белые высших порядков,
перламутровые;
8 . В ключе ни я . Рутил, циркон, редко турмалин, апатит, альбит.
9. Втор и ч н ы е изменен и я. При химическом разрушении гидратируется; вокруг зерен
сфена возникает оторочка лейкоксена; нередко превращается в лейкоксен - агрегат микролитов,
параллельных друг другу; в отраженном свете беловатый или желтоватый.
Турмалин
Название от сингальского turamali - камень, притягивающий пепел. Под таким названием
минерал был привезен из Цейлона в Голландию.
1. Положение в систематике. Островной силикат.
2 . Хим и ч е с кий с о ст а в . Непостоянный. Сложный боросиликат, содержащий многочис­
ленные металлы, воду и часто фтор. По составу выделяются магнезиальные турмалины или дра­
виты, железистые - шерлы, литиевые
-
эльбаиты.
3. Сингония. Тригональная.
4. Физические свойства значительно варьируют:
удельный вес 3,03-3,25;
твердость 7-7,5; хрупкий;
излом раковистый;
спайность отсутствует или весьма несовершенная;
блеск стеклянный;
цвет широко варьирует; выделяется до 11 разновидностей - шерлы имеют черные цвета, эль­
баиты - различные оттенки синего, зеленого, розового; дравиты - от бесцветного до темно-бурого;
некоторые зерна имеют зональную окраску.
гидроаэродинамическая устойчивость низкая;
миграционная способность весьма высокая;
петрофондовая принадлежность - пегматиты, граниты, гидротермальные жилы, контактово­
метасоматические, метаморфические породы.
5 . Хим и ч е с кие с в ой ст в а . Химическая устойчивость весьма высокая.
6 . Ф о р м а выделен и я . Столбчатые, шестоватые, игольчатые, призматические кри­
сталлы с характерным поперечным сечением в форме сферического треугольника (табл. 12, фиг. 1),
спутанно-волокнистые и радиально-лучистые агрегаты, зернистые массы. На призматических
гранях кристаллов всегда резко выражена вертикальная штриховка. Аллотигенный турмалин встре­
чается в полуокатанных обломанных по концам зернах призматической формы (табл. 12, фиг. 2).
20
7. Оптические свойства:
одноосный, оптически отрицательный;
погасание прямое;
рельеф высокий;
шагреневая поверхность резкая;
в шлифе бесцветный, желтоватый, буроватый, реже - синий. зе.1еный;

отличается резким плеохроизмом, т. е. густые цвета наблюдаются, когда удлиненное зерно
находится в горизонтальном положении (табл. 12, фиг. 3); распределение окраски либо зональное,
:rnбo полярное с резким изменением густоты или цвета на разных концах одного и того же зерна;
показатели преломления: п = 1,633; п = 1,606;
g
т
двупреломление: п - п
= 0,033; цвета интерференции до 2-го порядка.
g
р
8. Включения. Рутил, циркон, апатит, рудная или углистая пыль, ВМС.
9 . Втор и ч н ы е из м е не ни я . При катагенезе растворяется и регенерируется.
Рутил
Название от лат. rutilus - изжелта-красный, ярко-красный, отливающий золотом.
1. Положение в систематике. Простой оксид.
2. Химический состав. Ti02: 60%Ti; 40 %02•
3 . С ин гон и я . Тетрагональная.
4. Физические свойства значительно варьируют:
удельный вес 4,2-4,4;
твердость 6-6,5; хрупкий;
излом раковистый, неровный;
спайность совершенная по (110);
блеск алмазный и металлический;
цвет желтый, красный, бурый, черный, редко зеленый или фиолетовый;
гидроаэродинамическая устойчивость высокая;
миграционная способность весьма высокая; выдерживает многократное переотложение и
транспортировку на десятки и сотни километров;
петрофондовая принадлежность- магматические и метаморфические породы (гнейсы, амфи­
болиты, пироксениты).
5 . Хим и ч е с кие с в ой ст в а. Химическая устойчивость весьма высокая.
6. Форма выделения. Четырехгранные призматические (табл. 12, фиг. 4), столбчатые,
игольчатые, волосовидные кристаллы, зернистые агрегаты. На призматических гранях кристаллов
типична косая штриховка (по отношению к ребру призмы). Аллотигенный рутил встречается в угло­
ватых, угловато-окатанных зернах, часто сохраняющих первоначальную форму кристаллов, иногда
с пирамидальными ограничениями и коленчатыми двойниками, индивиды которых образуют друг с
.Jругом угол около 65 ° (табл. 12, фиг. 5).
7. Оптические свойства:
одноосный, оптически положительный;
погасание прямое;
рельеф очень высокий (зерна почти черные);
шагреневая поверхность резкая;
цвет в шлифе желтый до бурого;
плеохроизм слабый;
показатели преломления: п0 = 2,615, пе= 2,902;
21

двупреломление: пе - п0= 286... 0,296; цвета интерференции белые высшего порядка (табл. 12,
фиг. 6), в тонких иглах - синие, красные, фиолетовые.
8 . В ключе н и я . Иногда мельчайшие кристаллики апатита, циркона, железорудные
минералы.
9 . Втор и ч н ы е измен е ни я . Лейкоксенизация отдельных зерен, растворение.
Аутигенный рутил образуется на всех этапах литогенеза за счет титансодержащих минералов: иль­
менита, биотита, лейкоксена и др.
Гранаты
Свое название получили за схожесть с зернами граната (от лат. granum - зерно). По отно­
шению ко всей группе силикатных минералов с формой кристаллов, близкой к сферической, это
название узаконил А. Вернер в 1803 г.
Без химического определения невозможно дать однозначную диагностику минерала.
1 . Пол ожени е в с и стем ат и к е . Островные ортосиликаты. Наиболее распространен­
ным из гранатов в коренных магматических и метаморфических породах питающих провинций
является альмандин (аламандин, аламадин, алмандин - назван по месту добычи и обработки в
Аламанде, Малая Азия), который чаще других минералов из группы гранатов встречается в оса­
дочных породах.
2. Химический с о ст а в. Эта группа объединяет несколько минералов, обладающих
сходными свойствами и обликом кристаллов. Отдельные виды гранатов дают между собой изо­
морфные примеси.
3. Сингония. Кубическая.
4. Физические свойства значительно варьируют:
удельный вес 3,5-4,2;
твердость 6,5-7,5;
излом раковистый, неровный;
спайность несовершенная, обычно отсутствует;
блеск стеклянный;
цвет зависит от хромофора; у альмандина - красно-черный до буро-красного из-за присут-
ствия ионов железа и отчасти марганца;
гидроаэродинамическая устойчивость обычно средняя и высокая;
миграционная способность разная; у альмандина и пиропа - высокая;
петрофондовая принадлежность - в основном мета"юрфические породы (скарны, кристал­
лические, слюдяные и хлоритовые сланцы, гнейсы).
5 . Химические с в ой ст в а. Химическая устойчивость одних и тех же гранатов в раз­
личных природных условиях весьма различная: средняя и высокая - в условиях постседимента­
ционного внутрислойного растворения, в целом - низкая и сре.Jняя
-
в условиях поверхностного
химического выветривания.
6. Форма выделения. Правильные криста.:1_1ы. пре.Jставляющие собой изометрич­
ные многогранники: ромбододекаэдр, икоситетраэдр, с:южные ко>.1бинации этих форм (табл. 12,
фиг. 7). Встречаются агрегаты и сплошные массы. А1.1оn1генные гранаты сохраняют свои
22

первоначальные формы - округлые или угловатые от граней (табл. 12, фиг. 8). Продольные раз­
резы имеют форму прямоугольников, поперечные - сферических треугольников. При длительном
переносе в продолжение нескольких циклов эрозии зерна граната округляются до шара.
7. Оптические свойства:
рельеф очень высокий (зерна почти черные);
шагреневая поверхность резкая;
для кристаллов характерна трещиноватость;
цвет в шлифе розовый, красноватый, красновато-буроватый, бесцветный (табл. 12, фиг. 8);
часто гранаты бывают зональными.
показатели преломления: п = 1,766."1,83 (альмандин);
g
оптически изотропный (табл. 12, фиг. 9).
8. Включения. Кварц,рутил.
9. Втор и ч н ы е изменен и я. На стадии катагенеза растворяются, замещаются кальцитом,
кварцем; хлоритом, гидрослюдами; железистые разности при выветривании переходят в агрегаты
гематита, лимонита. Иногда наблюдаются реликты растворенных кристаллов в виде черепитчатых
.Jендритов или полностью разобщенных частей былого кристалла, погруженные в кварцевые или
кальцитовые аутигенные агрегаты.
Существуют характерные ассоциации терригенных минералов, помогающие установить
основные петрографические типы пород и соответствующие им типы питающих провинций [26].
Необходимо помнить, что минеральный состав песчаника практически никогда не повторяет
состав источников сноса. Кроме того, совместное сонахождение чуждых друг другу породообра­
зующих компонентов и акцессориев может возникнуть только при одновременном разрушении в
области сноса кислых и основных пород с последующим созреванием смешанного состава, при
котором неустойчивые элементы сокращаются, а число устойчивых - увеличивается.
АУТИГЕННЫЕ ПОРОДООБРАЗУЮЩИЕ МИНЕРАЛЫ
Аутигенными называются минералы, сформировавшиеся в коре выветривания, осадке или
осадочной породе на всех этапах ее образования и преобразования. По времени образования подраз­
.Jеляются на гипергенные, седиментационные, дна-, ката-, метагенетические; являются индикато­
ра~и физико-химических условий среды осадочного минералообразования. Аутигенные минералы
полигенетичны, т. е. одинаковые минералы образуются в разные стадии осадочного процесса.
Основные признаки, по которым минерал может быть отнесен к аутигенному:
идиоморфизм - наличие совершенных кристаллических ограничений зерен, лишенных
с:~едов механической обработки;
неправильные ксеноморфные очертания зерен, подчиненные контурам расположенных рядом
и образованных ранее кристаллов или обломков;
прозрачность, чистота, наличие частых включений, захваченных в процессе своего роста;
выполнение минералами пор, каверн, трещин;
присутствие в виде инкрустационных, регенерационных, крустификационных каемок;
замещение обломочных зерен веществом цемента.
23

Кварц
Основные характеристики минерала рассмотрены на с. 6.
Выделяются три формы аутигенного кварца: регенерационный, выполняющий поры, заме­
щающий обломки.
Ре гене рационный к вар ц . В условиях свободного роста образует каемки шириной
в доли миллиметра вокруг обломочного кварца, отделяясь от него оксидами железа, глинистыми
минералами, ВМС (табл. 2, фиг. 4).
К вар ц пор о вы х пр о стран ст в . Принимает форму выполняемого пространства
(табл. 27, фиг. 1). В крупных порах образуется роговиковый агрегат с правильными ограничениями
кристаллов, шиповатым обликом, ромбоэдрическими вершинами.
Кварц замещения других минералов. В массе замещающего кварца сохраняются
реликты исходного минерала либо характерная для последнего форма, выполняемая кварцем (псев­
доморфоза кварца по исходному минералу).
Халцедон
Впервые термин «халцедон» возник в XVI в. от др.-греч. ХаЛКТJоmv (Халкедон)-название одно­
именного древнего города в Малой Азии. Он использовался для обозначения бледно-окрашенных,
сероватых, а также полосчатых кремней. Под этим названием объединяется 20 самоцветов, разли­
чающихся цветом, оттенком, рисунком и обводненностью.
1 . Пол ожени е в с ист ем ат и к е . Простой оксид. Микрокристаллическая разновидность
кварца с субмикроскопическими порами, которые могут быть заполнены водой или субмикроскопи­
ческими правильными кристалликами кварца.
2. Химический состав. Si02 •
3 . С ин гон и я . Триклинная, гексагональная, точно не установлено.
4. Физические свойства:
удельный вес 2,55-2,6;
твердость 6,5-7;
блеск стеклянный до воскового;
излом раковистый, занозистый;
спайность отсутствует;
цвет крайне разнообразен - обычно серый, молочно-белый, голубовато-белый, красноватый,
бурый;
гидроаэродинамическая устойчивость весьма низкая:
миграционная способность весьма высокая;
петрофондовая принадлежность - кислые, средние, '.tета'1:орфические породы.
5 . Хим и ч е с кие с в ой ст в а . Химическая устойчивость весьма высокая.
6 . Форм а выдел е ни я . Кристаллов не образует. встречается в сферолитах, радиально­
лучистых, натечных, почковидных агрегатах (табл. 13, фиг. 3 ): в шлифах наблюдаются тонкоагре­
гатные образования, характерны волокнистые агрегаты. в 11."Оторых во.1окна образуют параллельные
и радиально-лучистые сростки. При скрещенных НИll."О.ПХ во.1окнистые агрегаты обнаруживают
24

сферолитовое погасание (табл. 13, фиг. 4), а агрегатные -мозаичное. Аллотигенный халцедон встре­
чается в виде изометричных в разной степени окатанных обломков.
7. Оптические свойства:
одноосный, оптически положительный;
рельеф отсутствует;
шагреневая поверхность отсутствует;
в шлифе бесцветный; желтоватый или буровато-желтоватый; цвет халцедону придает при-
~1есь органического вещества либо рассеяние света микропорами;
погасание прямое;
плеохроизм отсутствует;
показатели преломления: пе= 1,533 ... 1,539; п0 = 1,530... 1,531;
двупреломление пе - п0 = 0,007 ... 0,008; цвета интерференции белые, серые, светло-серые 1-го
порядка.
8. Вторичные изменения . Настадиипозднегокатагенезапереходитвкварц.
Опал
Название от санскритского upalab - благородный камень (через др.-греч. (т:аЛ.Л.ю~;
-
поражаю­
щий глаз - и лат. opalus - чарующий зрение).
1 . Пол ожени е в с ист ем ат и к е . Простой оксид. Аморфный твердый гидрогель; вода в
нем, вероятно, не входит в химическое соединение с Si02 , а адсорбирована коллоидом Si02 •
2. Химический со став. Si02 , п Н2 0. Непостоянный по составу. Содержание воды коле­
блется от 2 до 13-20 %.
3. Сингония. Отсутствует.
4. Физические свойства . Меняютсявзависимостиотсодержаниявнемводыипогло-
щенных примесей:
удельный вес 1,9-2,5;
твердость 5-6; хрупкий;
блеск стеклянный, восковой, матовый, смолистый;
излом раковистый;
спайность отсутствует;
цвет разнообразный, зависит от количества примесей - оксидов железа, марганца, никеля,
-
от бесцветного или белого до желтого, оранжевого, зеленого, черного и др. Прозрачным и полупро­
зрачным разностям свойственна опалесценция - изменение прозрачности минерала в зависимости
от прямого или бокового освещения.
5. Химические свойства. Устойчив ко многим кислотам, но легко растворяется в КОН и HF.
6 . Форм а выделен и я . Натеки, почковидные агрегаты, пористые массы, мучнистые
порошковатые налеты (табл. 13, фиг. 5).
7. Оптические свойства:
оптически изотропный, но иногда двупреломляет из-за внутренних напряжений при высыха­
нии коллоида;
рельеф низкий отрицательный;
25

шагреневая поверхность очень резкая;
в шлифе бесцветный, прозрачный; у чистых разностей медово-желтый;
показатель преломления п = 1,406... 1,46; понижается с увеличением содержания воды.
8 . В ключе ни я . Глинистые частицы, органическое вещество, гидроксиды железа, марганца,
меди и др.
9 . Втор и ч н ы е изменен и я . В результате старения, потери воды и раскристаллизации
переходит в халцедон и кварц.
Кальцит
Назван по составу (от лат. calx, родительный падеж calcis - известь) В. Гайдингером в 1845 г.,
синоним - известковый шпат.
1. Положение в систематике. Безводный карбонат.
2. Химический состав. СаС0 3 : 56,0% СаО; 44,0% С02 •
3. Сингония. Тригональная.
4. Физические свойства:
удельный вес 2,7;
твердость 3; хрупкий;
блеск стеклянный;
излом неровный ступенчатый, не по спайности раковистый;
спайность весьма совершенная по (1011 );
цвет белый, окрашивается примесями вплоть до черного, бесцветный.
5 . Хим и ч е с кие с в ой ст в а. Легко растворяется в разбавленных минеральных кислотах, в
холодной соляной кислоте с вьщелением С02 • Устойчив в щелочной и нейтральной среде, легко рас­
творяется в кислой. При процессах выветривания устойчив, но может подвергаться растворению и
дезинтеграции.
6 . Ф о р м а выделен и я . Форма кристаллов по мере понижения температуры меняется от
таблитчатой и ромбоэдрической до остроромбоэдрической и скаленоэдрической (табл. 14, фиг. 1).
В осадочных породах встречается в агрегатах зерен без правильных кристаллографических ограни­
чений лапчатой, овальной, округлой формы. Очень мелкие зерна кальцита (<0,01 мм) часто имеют
удлиненную форму (как у рисовых зерен).
7. Оптические свойства:
одноосный, оптически отрицательный;
рельеф из-за резко различных показателей преломления либо положительный, либо
отрицательный;
шагреневая поверхность при повороте столика микроскопа либо проявляется, либо исчезает;
в шлифе бесцветный, характерна псевдоабсорбция;
погасание прямое;
показатели преломления: п0 = 1,658; пе= 1,486;
полисинтетические двойники по (0112) и (0001) относятся к двойникам скольжения и образу­
ются под действием давления на стадии метаморфизма, характерны для зерен размером около 1 мм,
для зерен мельче 0,1 мм очень редки;
двупреломление высокое: п0 - пе= О, 172, интерференционная окраска белая, перламутровая
4-го порядка (табл. 14, фиг. 2).
26

8 . Включен и я. Гидроксиды железа, глинистые минералы, битумы.
9 . Втор и ч н ы е изменен и я. Перекристаллизация, метасоматоз, растворение.
Доломит
Назван по имени французского минералога Д. Доломье (XIII в.), открывшего этот минерал.
1. Положение в систематике. Безводный карбонат.
2. Химический со став. CaMg(C03) 2 : 30,4% СаО; 21,8 % MgO; 47,8 % С02•
3. Сингония. Тригональная.
4. Физические свойства:
удельный вес 2,86-2,93;
твердость 3,5--4; хрупкий;
блеск стеклянный;
излом неровный ступенчатый, раковистый;
спайность совершенная по ромбоэдру (1011);
цвет белый для чистого доломита; в горных породах меняется в зависимости от примеси,
1r-.1ея желтоватый, буроватый, зеленоватый оттенок.
5. Химические с в ой ст в а. Реагирует с соляной кислотой слабо, без «шипения», в
порошке вскипает.
6 . Ф о р м а в ы делен и я . Кристаллы встречаются часто, имеют ромбоэдрический, реже
призматический и таблитчатый облик, обычны кристаллически-зернистые агрегаты (табл. 14,
фиг. 3). В шлифах часто образует кристаллы в форме ромбоэдра (табл. 14, фиг. 4). Мелкие кристаллы
н1енее 0,01-0,02 мм) имеют изометричную форму и часто закруглены. Наблюдается зональность,
по.:rчеркиваемая включениями, в центре зерна может располагаться темное пятно.
7. Оптические свойства:
одноосный, оптически отрицательный;
рельеф высокий;
шагреневая поверхность ясная;
в шлифе бесцветный или серый за счет псевдоабсорбции, редко - коричневый;
погасание прямое;
показатели преломления: п0 = 1,679".1,703; пе= 1,500... 1,520; преломление и двупреломление
зозрастают в зависимости от содержания железа;
полисинтетические двойники наблюдаются значительно реже, чем у кальцита, располагаясь
::ю t.."Ороткой диагонали ромбоэдра;
двупреломление высокое: п0 - пе= 0,177".0,185, интерференционная окраска белая, перламу­
тровая 4-го порядка;
в разрезах, параллельных оптической оси, обладает резко выраженной псевдоабсорбцией,
ёi.Jaro.:rapя большому различию показателей преломления.
8 . В ключе ни я . Кальцит, магнезит, анкерит, кварц, халцедон, гипс, гидроксиды железа,
~ическое вещество, глинистые минералы.
9. Втор и ч н ы е изменен и я. Перекристаллизация, метасоматоз, растворение.
27

Сидерит
Название от др.-греч. CJt3f)pщ (сидэрос) - железо.
1. Положение в систематике. Безводный карбонат.
2. Химический состав. Fe[C03]: 62,1%FeO;37,9% СО 2• Образует непрерывный изо-
морфный ряд с магнезитом, родохрозитом.
3. Сингония. Тригональная.
4. Физические свойства:
удельный вес 3,50-3,96;
твердость 4-4,5; хрупкий;
блеск стеклянный;
излом неровный или неясно-раковистый;
спайность совершенная по ( 1О11 ), ромбическая;
цвет желтовато-белый, голубовато-серый, буроватый.
5 . Химические с в ой ст в а. Растворяется с шипением в горячей соляной кислоте.
6 . Ф о р м а выделен и я . Имеет кристаллы ромбоэдрического с закругленными
краями и искривленными гранями, таблитчатого, призматического, скаленоэдрического облика,
кристаллически-зернистые агрегаты (табл. 14, фиг. 5).
7. Оптические свойства (зависят от примесей минералов изоморфного ряда):
одноосный, оптически отрицательный;
рельеф очень высокий;
шагреневая поверхность резкая;
в шлифе бесцветный до желто-бурого, серый за счет высокого рельефа и резкой шагреневой
поверхности; желтоватые и буроватые цвета по краям зерен и трещинам внутри образуются за счет
окисления двухвалентного железа и формирования лимонита;
погасание прямое;
показатели преломления: п0 = 1,851".1,875; пе= 1,612".1,633;
по:шсинтетические двойники наблюдаются значительно реже, чем у кальцита и доломита,
располагаясь по короткой стороне ромбоэдра;
двупреломление высокое: п0 - пе= 0,239".0,242; интерференционная окраска перламутровая
4-го порядка (табл. 14, фиг. 6).
8 . Втор и ч н ы е из м е не ни я . В зоне окисления неустойчив, легко переходит в лимонит,
гематит, образуя железные шляпы в виде рыхлых землистых масс и жеод.
Гипс
Название от греческого yU\j/Щ (гипсос) - мел
-
термин, употреблявшийся для обозначения
этого минерала и продуктов его обжига.
1. Положение в систематике. Водный сульфат.
2. Химический состав. CaS04xHp:32,5%Ca0:46,6%Si03;20,9%Hp.
3. Сингония. Моноклинная.
4. Физические свойства:
28

удельный вес 2,30-2,37;
твердость 1,5-2;
блеск стеклянный, на плоскостях спайности перламутровый;
излом раковистый;
спайность весьма совершенная по (010), несовершенная по (100);
цвет серый, белый, зеленоватый, розовый, бесцветный, полупрозрачный до прозрачного.
5 . Хим и ч е с кие с в ой ст в а . Легко обезвоживается. Среди продуктов обезвоживания
выделяются 4 фазы: гипс, полугидрат гипса, растворимый ангидрит, ангидрит.
6 . Ф о р м а вы делен и я . Таблитчатые, пластинчатые, игольчатые, призматические
~.-ристаллы, зернистые агрегаты (табл. 15, фиг. 1). В шлифе часто обнаруживаются волокнистые,
ра.:rиально-лучистые сростки со сферолитовым типом погасания.
7. Оптические свойства:
двуосный, оптически положительный;
рельеф слабый отрицательный;
шагреневая поверхность отсутствует;
в шлифе прозрачный, бесцветный;
погасание косое;
показатели преломления: ng = 1,529".1,531; пт = 1,523".1,526; пР = 1,519".1,521;
двупреломление: п - п
= 0,010; интерференционные окраски серые, слегка синеватые 1-го
g
р
порядка (табл. 15, фиг. 2).
8 . В ключе ни я . Ангидрит, лимонит, рутил, апатит.
9 . Втор и ч н ы е измен е ни я . Перекристаллизация и дегидратация до ангидрита.
Ангидрит
Название ОТ др.-греч. av (ан)- приставка отрицания и vocop (гидор)- вода, то есть лишенный
во.:1ы, безводный.
1. Положение в систематике. Безводный сульфат.
2. Химический состав. CaS04 : 41,2 % СаО; 58,8 % S03 •
3. Сингония. Ромбическая.
4. Физические свойства:
удельный вес 2,9-3,0;
твердость 3-3,5; хрупкий;
блеск стеклянный по одним направлениям, по другим - перламутровый, слегка жирный;
излом неровный (до занозистого);
спайность весьма совершенная по (001 ), совершенная по (О 1О);
благодаря пластичности кристаллы часто механически деформированы, изогнуты вдоль
inrnнoй оси;
цвет белый, серый, красноватый, голубоватый за счет природного облучения.
5 . Хим и ч е с кие с в ой ст в а. Во влажных условиях постепенно гидратируется, переходит
з пшс с сильным увеличением объема.
29

6. Форм а выделен и я. Кристаллы толстотаблитчатые, удлиненно-призматические,
игольчатые, агрегаты зернистые, радиально-лучистые, параллельно-волокнистые, в шлифе часто
шестоватые (табл. 15, фиг. 3, 4).
7. Оптические свойства:
двуосный, оптически положительный;
рельеф отчетливый положительный;
шагреневая поверхность отчетливая;
в шлифе прозрачный, бесцветный;
погасание прямое;
показатели преломления: п = 1,609... 1,618; п = 1,574... 1,579; п = 1,569... 1,574;
g
т
р
двупреломление: п - п = 0,04; интерференционные окраски яркие, пестрые, синие, зеленые,
g
р
оранжевые 3-го порядка. Серые интерференционные окраски могут быть как у гипса, так и у зерен
ангидрита определенной оптической ориентировки. Для этого необходимо сравнить рельеф зерен:
у гипса рельеф отрицательный, у ангидрита - положительный.
8. Включен и я. Доломит, кальцит, магнезит, галит, пирит, аутигенный кремнезем, битум.
9 . Втор и ч н ы е изменен и я . Перекристаллизация, метасоматоз; легко переходит в гипс,
поэтому эти минералы часто находятся в породе совместно.
Флюорит
Название от латинского f!ио - течь (в связи с использованием в качестве флюса); синоним
-
плавиковый шпат.
1. Положение в систематике. Галоид. Фторид.
2. Химический состав. CaF2 : 51,1 %Ca;48,9%F.
3. Сингония. Кубическая.
4. Физические свойства:
удельный вес 3,15-3,20;
твердость 4; хрупкий;
блеск слабый стеклянный;
излом неровный;
спайность совершенная по (111 );
цвет лиловый, фиолетовый, зеленый, желтый, иногда бесцветный; часты полихромные разно­
сти с зональным или пятнистым распределением различной окраски в соседних участках кристалла.
5 . Хим и ч е с кие с в ой ст в а . Химическая устойчивость средняя или скорее низкая.
6 . Ф о р м а выделен и я . Кристаллы кубические, октаэдрические додекаэдрические,
сплошные зернистые, землистые массы (табл. 16, фиг. 1) - последние называются ратовкитом.
В песчанике может быть цементом.
7. Оптические свойства:
изотропный; часто анизотропный - возможно, вследствие натяжений; цвета интерференции
светло-серые;
спайность совершенная, в некоторых разрезах выглядит как множество мелких равносторон­
них треугольников либо как две или три системы пересекающихся трещин;
30

рельеф отрицательный резко выраженный;
шагреневая поверхность резко выраженная;
в шлифе бесцветный, слабо-фиолетовый, синеватый, красноватый (табл. 16, фиг. 2);
показатель преломления: п = 1,438 ... 1,440.
8. Включен и я. Циркон и другие минералы, глинистое и битуминозное вещество.
Гидрогетит (лимонит)
Название лимонит происходит от др.-греч. Лaμffiv (леймон) - луг, дано по местонахождению в
сырых местах (первоначально оно относилось к луговым и болотным железным рудам). Синоним -
бурый железняк.
1 . Пол ожени е в с ист ем ат и к е. Гидроксид железа. Продукт изменения железосодержа­
щих минералов, в которых железо присутствует в двухвалентной форме.
2. Химический с о ст а в. FeO х ОН+ п Н20. Аморфное вещество - смесь коллоидальных
частиц оксидов железа и адсорбированной воды. Не имеет постоянного химического состава, содер­
жит до 89,9 % Fep3 (до 62,8 % Fe).
3. Сингония. Отсутствует.
4. Физические свойства:
удельный вес 3--4;
твердость 1-2 у землистых разностей, 4-5 у плотных натечных образований с раковистым
из..-юмом;
блеск матовый, стеклянный;
излом раковистый, волокнистый, землистый;
спайность отсутствует;
цвет коричневый, ржаво-бурый.
5. Химические свойства. Растворяется в соляной кислоте.
6 . Ф о р м а выделен и я . Натечные, почковидные, гроздевидные агрегаты, сплошные
массы плотные, пористые, землистые, порошковатые (табл. 16, фиг. 3).
7. Оптические свойства:
изотропный;
рельеф отрицательный;
шагреневая поверхность резко выраженная;
в шлифе черный, слегка просвечивающий в желто-буро-красных цветах (табл. 16, фиг. 4);
показатель преломления: п = 2,0... 2, 1;
в отраженном свете серый.
8 . Втор и ч н ы е изменен и я . При дегидратации переходит в гетит, гидрогематит, гематит.
Пирит
Название от греческого nupiтri~ Лtео~ (пиритэс литое) - камень, высекающий огонь.
Синонимы - железный или серный колчедан.
31

1. Положение в систематике. Сульфид.
2. Химический состав. FeS 2 :46,6%Fe;53,4%S.
3. Сингония. Кубическая.
4. Физические свойства:
удельный вес 4,9-5,2;
твердость 6-6,5; относительно хрупкий;
блеск сильно металлический;
излом неровный, реже раковистый;
спайность весьма несовершенная;
цвет соломенно-латунно-желтый, иногда с желтовато-бурой, пестрой побежалостью.
5. Химические свойства . Химическаяустойчивостьнизкая.
6. Форма выделения. Кристаллы кубического, октаэдрического пентагон-
дидодекаэдрического облика, со штриховкой, перпендикулярной соседним граням; агрегаты в виде
кристаллических сростков, конкреции, фрамбоиды, агрегаты фрамбоидов, зоофитоморфозы. Формы
кристаллов различны в зависимости от условий образования.
7. Оптические свойства:
цвет в шлифе черный;
изотропный;
в отраженном свете желтовато-белый с характерной латунной побежалостью.
8 . Втор и ч н ы е изменен и я . На дневной поверхности быстро переходит в гетит, лимо­
нит, реже - в ярозит.
Цеолиты
Название ОТ др.-греч. ~Е(!) (цео)- кипеть и чеоr; (литое)- камень (вскипающие камни) - воз­
никло благодаря свойству поглощать и отдавать воду.
Основные методы диагностики цеолитов - рентгеноструктурный анализ, а также электронная
микроскопия. Встречаются в разнообразных петрографических и фациально-генетических типах
отложений. Обязательным условием их образования является присутствие легко разлагающегося
алюмосиликатного материала (вулканогенного вещества, полевых шпатов среднего состава, гли­
нистых минералов). Являясь продуктами изменения других минералов, цеолиты изменяются при
потере части содержащейся в них воды без изменения своего кристаллического строения. Эта вода
выделяется постепенно и называется цеолитной, в отличие от воды кристаллизационной, выделяю­
щейся порциями.
Далее приводится характеристика одного из наиболее распространенных цеолитов.
Анальцим
Название от др.-греч. аvаЛюr; (аналкис)- слабый, бесси:тьный.
1 . Пол ожени е в с ист ем ат и к е . Неслоистый водный алюмосиликат щелочных земель
и щелочей.
2. Химический состав. NaA1Sip6 xHO: 14,1 % Na,O; 23,2% Alp3 ; 54,5% Si02 ;
8,2%Нр.
3. Сингония. Кубическая.
32

4. Физические свойства:
удельный вес 2,2-2,29;
твердость 5-5,5; хрупкий;
блеск стеклянный;
излом неровный (до раковистого);
спайность ясная по (001);
цвет белый с сероватым, красноватым, зеленоватым оттенком, бесцветный.
5. Химические свойства. Устойчив в условиях щелочной среды.
6 . Форм а выделен и я . Хорошо образованные кристаллы тетрагон-триоктаэдров и их
1•1шбинации с кубом; зернистые агрегаты (табл. 16, фиг. 5). В шлифе зерна имеют шести- и восьмиу­
го.:п,ные очертания (табл. 16, фиг. 6), нередко округленные, либо ксеноморфные кристаллы в виде
ш~~1ента.
7. Оптические свойства:
мелкие кристаллы обычно изотропны;
двуосный, оптически отрицательный;
рельеф отрицательный;
шагреневая поверхность заметная;
показатели преломления: п = п = 1,486; п = п = 1,487;
р
е
g
о
двупреломление очень слабое, характерно для крупных кристаллов (п - п
=п
-
п = 0,001);
g
р
о
е
погасание почти прямое;
в шлифе бесцветный или слабо-буроватый.
8 . Втор и ч н ы е изменен и я. При выветривании переходит в глинистое вещество.
Лейкоксен
1 . Пол ожени е в с ист ем ат и к е . Продукт разложения титансодержащих минералов.
2 . Хим и ч е с кий с о ст а в . Не имеет определенного состава. Представляет собой смесь
различных тонкодисперсных кристаллических и аморфных соединений рутила, анатаза, реже бру­
кита с гидроксидами железа.
3. Физические и химические свойства колеблются в очень широких пределах и
определяются составом исходных минералов, подвергшихся лейкоксенизации:
удельный вес 3,5-4,5;
твердость 4-5.
4. Химические с в ой ст в а. Химическая устойчивость весьма высокая. В условиях вну­
трислойного растворения менее устойчив, чем при поверхностном выветривании.
5. Оптические свойства:
в шлифе обычно буроватый, чаще непрозрачный; под микроскопом прозрачен лишь при боль-
ших увеличениях с линзой Лазо;
в отраженном свете беловатый ватоподобный, кремоватый, розоватый;
показатель преломления очень высокий;
форма выделения в шлифе: пелитоморфные, бесформенные образования, яснокристалли­
ческие неправильной формы скопления, правильные кристаллики в виде октаэдров и табличек
размером до 0,01 мм.
33

ГЛИНИСТЫЕ МИНЕРАЛЫ
Наиболее распространены слоистые силикаты осадков и осадочных пород; слагают основ­
ную массу глин и известны как примесь в составе других пород. Глинистые минералы занимают
значительное место среди аллотигенных образований. Большинство современных озерных и мор­
ских глинистых осадков имеет обломочную природу. Изменения глинистых минералов при пере­
носе ограничиваются их механическим измельчением, некоторым растворением, замещением одних
катионов другими и выносом части их из обменных позиций кристаллической структуры минералов.
В древних отложениях глинистые минералы подвержены значительным изменениям - транс­
формации и аутигенному образованию. Исходными структурными элементами в данном случае
являются кремнекислородные тетраэдры и алюмокислородно-гидроксильные октаэдры.
Далее рассмотрены группы и подгруппы глинистых минералов и дано описание наиболее рас­
пространенных их представителей.
ГРУППА КАОЛИНИТ-СЕРПЕНТИНИТОВАЯ
Для минералов этой группы характерна двухэтажная структура, состоящая из одной тетраэ­
дрической и одной октаэдрической сеток - структура типа 1: 1. В группу входят подгруппы каоли­
нита, галлуазита, серпентина, бертьерина.
Подгруппа каолинита
В подгруппу входят каолинит, диккит, накрит - полиморфные модификации каолинита.
Каолинит
Термин каолинит является производным от термина каолин, которым была названа белая
г:шна (продукт выветривания гранитных пород), добывавшаяся в провинции Цзян-Си в местности
Каолин (высокий холм).
1 . Пол ожени е в с ист ем ат и к е . Алюмосиликат со слоистой кристаллической решеткой.
2. Химический состав. Al4 [Sip 10 ](0Н)8 : 39,7 % Alp3 ; 46,4 % Si02 ; 13,9% нр.
Каолинит представляет собой гидратированный диоктаэдрический алюмосиликат, состоящий из
двухэтажных электрически нейтральных слоев.
3. Сингония. Моноклинная или триклинная.
4. Физические свойства:
удельный вес 2,61-2,68;
твердость 2-2,5;
блеск отдельных чешуек и пластинок перламутровый, сплошные массы - матовые;
излом неровный;
спайность весьма совершенная по (001);
цвет отдельных чешуек бесцветный, в массе имеет бе.1ый uвет с красноватым, зеленоватым,
голубоватым оттенками.
34

5. Химические свойства. Химически устойчив в условиях земной поверхности;
.:и..-~ьно гигроскопичен, капля воды впитывается в течение 30 с.; форма капли округлая, выпуклая; в
эо.::rе не разбухает.
6. Форм а выделен и я. Изогнутые червеобразные кристаллические образования, тонко­
" 1.-рупнозернистые пластинчатые и чешуйчатые агрегаты, землистые массы (табл. 17, фиг. 1).
В ПL1ифе - чешуйчатые, веерообразные, розетковидные, червеобразные, таблитчатые формы
1таб.1.17,фиг.2).
7. Оптические свойства:
двуосный, оптически отрицательный;
рельеф заметный положительный;
шагреневая поверхность отсутствует, слабо выражена;
показатели преломления: пg = 1,560... 1,570; пт = 1,559... 1,569; пр= 1,553 ... 1,563;
двупреломление: пg - пР = 0,007; интерференционные окраски 1-го порядка, серые, в тонкоче-
:nуйчатых агрегатах кажется почти изотропным;
погасание почти прямое;
цвет в шлифе бесцветный, иногда слабо-желтоватый;
8 . Втор и ч н ы е изменен и я . В гумидных тропических и субтропических зонах каолинит
.:пособен разлагаться с образованием свободных гидратов глинозема и кремнезема. На этапе катаге­
н~за перекристаллизовывается в крупночешуйчатые агрегаты.
ГРУППА СМЕКТИТА
Группа смектита - одна из самых распространенных в верхних слоях осадочной оболочки
Земли и самых изоморфно изменчивых категорий слоистых силикатов.
Смектиты состоят из их двух тетраэдрических сеток и одной октаэдрической, находящейся
\!ежду ними. Они имеют трехэтажную слоистую структуру типа 2: 1 или структуру слюдистого типа.
В группу входят подгруппы диоктаэдрического смектита и триоктаэдрического смектита.
Погруппа диоктаэдрического смектита
В эту подгруппу входят монтмориллонит, нонтронит, бейделлит. Удельный вес, твердость,
оптические константы колеблются в зависимости от состава, степени раскристаллизованности и
nаратации.
Монтмориллонит
В 1847 г. минерал светло-розового цвета, залегающий в виде гнезд в коричневатой глине в
01.-рестностях Монтморийона (Франция), был назван монтмориллонитом.
Для образования данного минерала особенно благоприятно выветривание основных пород,
..:о.:хержащих много магния и кальция в условиях сухого, полусухого, умеренного или теплого кли­
мата. Наиболее распространен монтмориллонит, образовавшийся при разложении пеплового мате­
рt1а.1а любого состава в различных условиях, особенно морских.
35

1 . Пол ожени е в с ист ем ат и к е. Слоистый силикат с трехслойным пакетом. В монт­
мориллоните трехслойные силикатные слои типа 2: 1 разделены межслоевыми промежутками,
заполненными обменными катионами и молекулами воды.
2. Химический с о став. Na0 ,33 (Н2 0)4 {(Al 1_67 Mg0_33 ) 2 [Sip10](0H)2 } 0•33
·.
3. Сингония. Моноклинная.
4. Физические свойства:
удельный вес 2,2;
твердость 1-2;
блеск матовый, нередко восковидный;
излом неровный;
спайность совершенная по (001);
цвет белый с сероватым, желтоватым, зеленоватым, синеватым оттенком.
5. Химические свойства. Обладает способностью набухать и при последующем
нагревании постепенно отдавать абсорбированную жидкость. Порошок монтмориллонита с
водой легко образует студенистую массу. При высыхании монтмориллонит растрескивается и
вспучивается, образуя порошковидное вещество. Капля воды впитывается за 4 мин., имеет пло­
скую форму. Контур на влажной поверхности неправильный, рваный, растекается на значитель­
ную поверхность.
6. Форма выделения. Землистые массы (табл. 17, фиг. 3). В шлифе мельчайшие чер-
веобразные, чешуйчатые и сферолитовые агрегаты (табл. 17, фиг. 4).
7. Оптические свойства:
двуосный, оптически отрицательный;
рельеф низкий;
шагреневая поверхность слабая;
показатели преломления: ng = 1,516... 1,527; пт = 1,516 ... 1,526; пР = 1,493 ... 1,503; зависят
от содержания воды, повышаются с увеличением содержания магния и железа;
двупреломление: п - п
= 0,023 ... 0,024; интерференционные окраски желтовато-оранжевые;
g
р
погасание прямое;
в шлифе бесцветный, реже бледно-зеленый, зеленовато-желтый.
8 . Втор и ч н ы е изменен и я. В катагенезе монтмориллонит переходит в гидрослюду
через ряд смешаннослойных образований.
ГРУППА СЛЮДОПОДОБНЫХ ГЛИНИСТЫХ МИНЕРАЛОВ
Слюдоподобные минералы глин - наиболее распространенные тонкодисперсные мине­
ралы в осадочных породах. В зарубежной литературе вместо общего термина «гидрослюда»
более распространен термин «иллит» [6]. В этой группе с уверенностью выделяются только
гидрослюды и глаукониты. Гидробиотит и гидромусковит не являются гидрослюдами; первый
состоит из смеси биотита и вермикулита, второй представ:~яет собой мусковитовые слюды,
частично замещенные каолинитом. По данным М. А. Ратеева и А. П. Лисицина, гидрослюды -
самые распространенные аллотигенные минералы донных оса;:~ков озерных, морских, океа­
нических бассейнов всех климатических зон. Аутигенная пцрослюда появляется в условиях
36

регионального катагенеза пород, содержащих монтмориллонит. В группу входят гидрослюда и
г:~ауконит.
Гидрослюда
1. Положение в систематике. Слюдоподобный глинистый минерал.
2. Химический состав {А1 2_х (ОН)2 [Si,Alp5 ] 2 } х К< 1 (Нр). Диоктаэдрический
а.:1юминиевый слюдоподобный минерал.
3. Сингония. Моноклинная.
4. Физические свойства:
удельный вес 2,6-2,9;
твердость 1-2;
блеск агрегатов матовый, чешуек - стеклянный или перламутровый;
излом неровный;
спайность совершенная по (001);
цвет белый, при наличии примесей может быть бурым, зеленым, черным.
5. Химические свойства. Обладает малой емкостью катионного обмена из-за при­
сутствия большого количества межслоевых катионов калия, которые препятствуют вхождению
в структуру воды, органических жидкостей и других катионов.
6. Форм а выделен и я. Рыхлые землистые, плотные опаловидные, аморфные воскопо­
.:юбные агрегаты, неправильные чешуйки (табл. 17, фиг. 5). В шлифе чешуйчатые и лапчатые
агрегаты, удлиненные чешуйки нередко имеют субпараллельную ориентировку (что приводит
к одновременному погасанию породы при повороте столика микроскопа), образуя так называе­
мую оптическую слоистость.
7. Оптические свойства:
двуосный, оптически отрицательный;
рельеф низкий;
погасание прямое;
в шлифе бесцветный, в присутствии тонкорассеянных оксидов и гидроксидов железа при­
обретает желтоватую, буроватую, зеленоватую окраски;
шагреневая поверхность слабая;
показатели преломления: п = 1,57 ... 1,61; п = 1,57 ... 1,61; п = 1,54... 1,57;
g
т
р
двупреломление: п - п
= 0,03; интерференционные окраски желтые, оранжевые, красные
g
р
1-го (табл. 17, фиг. 6), иногда синие 2-го порядков;
8. Включения. Тонкорассеянные гидроксиды железа.
Глауконит
Название дано в 1828 г. и происходит от др.-греч. уЛдuкщ (глаукос) - светло-зеленый.
1 . Пол ожени е в с ист ем ат и к е. Группа слюдоподобных глинистых минералов.
2. Химический состав. K(Fe3+, Al, Fe2+, Mg)2 [A1Si 30 10] (ОН) 2 . Различие минералов
внутри группы глауконита проводится по преобладающему минералообразующему катиону.
Собственно глауконитом называется железистый диоктаэдрический слюдоподобный минерал.
3. Сингония. Моноклинная.
4. Физические свойства:
37

воды;
удельный вес 2,2-2,9; зависит от содержания -.1еханических примесей и адсорбированной
твердость 2-3; хрупкий;
блеск матовый, у плотных разностей - стеклянный и.::ш жирный;
излом землистый;
спайность чаще отсутствует;
цвет от буровато-темно-зеленого до желтовато-зеленого, бледно-зеленого, редко - почти
бесцветный. В одном образце могут присутствовать зерна разной окраски. Окраска определя­
ется наличием закисного железа, магния и калия. Ее интенсивность растет с увеличением Fез+.
При выветривании глауконит становится желто-бурым.
Нередко наблюдается растрескивание зерен глауконита, с образованием радиально­
лучистых трещин (синерезиса) (табл. 18, фиг. 2--4).
5 . Химические с в ой ст в а. Химическая устойчивость низкая.
6. Форма выделения. Округлые, удлиненные, почковидные зерна, зернистые и зем­
листые агрегаты (табл. 18, фиг. 1). Поверхность зерен гладкая, блестящая или матовая, неровная,
покрытая бугорками и трещинками. В шлифах - зерна округлой, лапчатой формы (см. табл. 18,
фиг. 2, 3), иногда в виде пластинчатых агрегатов.
7. Оптические свойства:
двуосный, оптически отрицательный;
рельеф положительный высокий;
шагреневая поверхность резкая;
показатели преломления: ng = 1,614... 1,644; пт = 1,613 ... 1,643; пР = 1,592 ... 1,612;
двупреломление: п - п = 0,022 ... 0,0302; интерференционные окраски затушеваны соб-
g
р
ственной окраской минерала (см. табл. 18, фиг. 2).
цвет в шлифе характеризуется разными оттенками зеленого, зелено-желтого, желто-бурого;
плеохроирует от темно-сине-зеленого до светло-желто-зеленого;
характеризуется агрегатной поляризацией, обнаруживая в зерне тонкочешуйчатое, пла­
стинчатое, зернистое строение (см. табл. 18, фиг. 2).
8 . Включен и я. Тонкодисперсный кварц, халцедон, опал, органическое вещество,
пирит.
9. Втор и ч н ы е изменен и я. На поверхности при выветривании разлагается с
образованием лимонита и опала, причем выветривание с периферии зерна приводит к бурой
концентрически-зональной окраске.
Аутигенность глауконита во вмещающей породе доказывается следующими признаками:
размер стяжений глауконита значительно превышает размеры других обломков (не соот-
ветствуя динамическим условиям потока, в которых последние были перенесены и отложены);
замещает другие минералы;
выполняет поры, трещины, каверны, внутрискелетные по.1ости:
является цементом в песчанике;
чем выше общее содержание глауконита в породе, те~ бо.1ьше вероятность его аутиген­
ного происхождения;
обилие шаровидных скоплений с трещинами синерезиса сви.Jете.1ьствует о коллоидной
(аутигенной) природе глауконита.
38

ГРУППА ХЛОРИТА
Включает в себя подгруппы диоктаэдрического хлорита, ди-триоктаэдрического хлорита и
триоктаэдрического хлорита. Хлориты состоят из последовательно чередующихся слюдистых и
гидроксидных октаэдрических слоев. В стадию седиментации хлориты не образуются. Их формиро­
вание происходит путем частичного или полного замещения кристаллов темноцветных минералов,
эффузивных обломков и вулканического стекла. Наиболее распространены триоктаэдрические хло­
риты - клинохлор и шамозит.
Название предложено А. г. Вернером в 1789 г. и происходит ОТ греческого хЛсорщ
(хлорос) - зеленый.
1. Положение в систематике. Глинистые минералы.
2. Химический с о ст а в. Сложные водные алюмосиликаты магния, закисного и оксид­
ного железа, алюминия, хрома, никеля, марганца с колебаниями в результате разнообразных
изоморфных замещений всех компонентов. Структура хлоритов состоит из последовательно чере­
.:tующихся слюдистых и гидроксидных октаэдрических слоев.
3. Сингония. Моноклинная.
4. Физические свойства:
удельный вес 2,6-3,2;
твердость 2-2,5;
блеск часто перламутровый;
излом землистый;
спайность весьма совершенная по (001);
цвет зеленый разных оттенков; интенсивность окраски увеличивается с возрастанием железа.
5 . Форм а выделен и я. Землистые массы. В шлифе морфологически бесструктурный,
агрегаты пластинок (табл. 17, фиг. 6) и чешуек, изогнутые лентовидные (нередко сегментирован­
ные) кристаллы, удлиненные волокна, нити, радиально-лучистые сферокристаллы, оолиты.
6. Оптические свой ст в а зависят от состава:
двуосные, оптически положительные и отрицательные;
рельеф резкий;
шагреневая поверхность отчетливая;
показатели преломления колеблются в зависимости от состава и раскристаллизованности
от 1,570 до 1,710, возрастают с увеличением общей железистости; двупреломление также коле­
блется от 0,002 до 0,01, у большинства хлоритов очень низкое, увеличивается у сильномагнезиаль­
ных и железистых разностей;
погасание косое, прямое;
цвет в шлифе зеленый, зелено-желтый, бесцветный;
плеохроизм очень слабый, от синевато-зеленого до светло-зелено-желтого, желтого; с появле­
нием хрома, замещающего алюминий, плеохроизм усиливается, появляются розовые и фиолетовые
окраски (аномальные).
7 . Втор и ч н ы е изменен и я . Обесцвечивание и появление изотропности под действием
кислот и агентов химического выветривания с потерей железа и магния из октаэдрических слоев.
39

ПРИМЕСИ
Остатки высших растений
В песчаниках встречаются остатки растений в виде их фрагментов и обрывков. Растительная
ткань подвергается гелефикации и фюзенизации. Гелефикация протекает в восстановительных
условиях, где ткань превращается в бесструктурное вещество - гель. Фюзенизация происходит
в окислительных условиях; растительная ткань обуглероживается, становится непрозрачной,
чернеет.
Фюзеновые частицы характеризуются признаками:
в проходящем свете черного цвета, непрозрачные (табл. 19, фиг. 1);
при скрещенных николях остаются черными и не просветляются ни при каких положениях
шлифа;
в отраженном свете имеют белый или желтовато-белый цвет.
Гелефицированные частицы в проходящем свете имеют окраску от желтой до красной, про­
зрачные (табл. 19, фиг. 2); в отраженном свете серые с низким рельефом.
Форменные элементы высших растений
Под названием «форменные элементы» объединяются споры, пыльца, кутикула, смоляные
тельца - наиболее стойкие компоненты высших растений.
Кут и к ул а. Бесструктурная пленка кутинового вещества, покрывающая листья и стебли
растений.
Признаки кутикул:
форма - в поперечном срезе имеет вид узких длинных полос, одна сторона которых более
или менее ровная, другая - зубчатая, с зубчиками разной величины и густоты (табл. 19, фиг. 3, 4);
цвет- в проходящем свете - однородный светло-желтый, оранжево-красный, при скрещен­
ных николях - голубовато-серый, желтый с волнистым погасанием; в отраженном свете
-
серый,
серовато-белый.
Споры . Одноклеточные образования, необходимые для размножения споровых (бес­
полых) растений. Выделяются крупные женские споры (мега-, макро-) размером от 0,1-1,5 мм
и мелкие мужские микроспоры размером менее 0,15 мм. В ископаемом состоянии сохраняется
одна оболочка из трех, окружающих содержимое живой клетки, - экзина.
Признаки спор:
форма - в шлифе, параллельном слоистости, имеют круглое или треугольное очертание,
часто виден трехлучевой рубец; в шлифе, перпендикулярном слоистости, полые оболочки споры
похожи на сплюснутые кольца (табл. 19, фиг. 5); форма микроспор ова:1ьная либо в виде тонких
коротких черточек, штрихов (см. табл. 19, фиг. 3);
цвет в проходящем свете желтый, оранжевый, при скрещенных нико.1ях - голубовато­
серый; в отраженном свете - темно-серый, светло-серый, иногда зо.1отистый.
Смол я н ы е тельц а. Особые выделения растений, служащие .:1.1я их зашиты от высыха­
ния и гниения.
40

Признаки смоляных тел:
размер - от долей миллиметра до 1-2 мм и более;
форма - бесструктурные округлые или овальные образования с четкими ровными контурами
~табл. 19, фиг. 6);
цвет - в проходящем свете светло-желтый или янтарно-желтый, при скрещенных николях -
зе.1еновато-серый, в отраженном свете - серый.
Рассеянное органическое вещество (РОВ)
По размерам и морфологии микровключения РОВ делятся на три типа. РОВ первого и второго
типов сингенетичны вмещающему материалу, РОВ третьего типа имеет позднедиагенетическое и
катагенетическое происхождение и связано с перемещением органического вещества.
Первый тип - дисперсное органическое вещество, обычно образующее органоминераль­
ную массу, имеет следующие признаки:
размер частиц менее 0,005 мм;
цвет в проходящем свете светло-бурый, бурый, красно-бурый; в отраженном свете - бурый,
темно-бурый (до черного);
распределение однородное в равномерной смеси с породой, пятнистое (табл. 20, фиг. 1, 2).
Второй тип - детритное органическое вещество, представлено частицами, обладающими
собственной формой и характеризующееся признаками:
размер - от алевритового до песчаного (0,005-2 мм) и крупнее (для растительного детрита);
цвет в проходящем свете красно-коричневый, красно-черный, черный; у фюзенизированных
частиц - черный в проходящем и отраженном свете.
Споры, пыльца, обрывки макроспор и кутикулы также относятся к детритному органиче­
скому веществу (табл. 20, фиг. 3, 4).
Третий, перемещенный тип органического вещества:
цвет в проходящем свете желтый, светло-бурый, желто-бурый, в отраженном свете -
изотропный;
форма выделения - пленки на поверхности зерен, включения в межзерновом пространстве
коллектора, микропрожилки (табл. 20, фиг. 5, 6).
Вулканокпастический материал
Присутствие вулканогенного материала в песчаниках указывает на существование очагов
вулканической деятельности и соответствующий тектонический режид1 [3].
Вулканокластический материал классифицируется по размерам, составу и происхождению.
Наиболее часто встречающийся в осадочных толщах компонент - вулканический пепел - представ­
ляет собой обломки величиной менее 2 мм, способные разноситься на большие расстояния и покры­
вать площади в сотни тысяч и более квадратных километров.
Пепловые частицы псаммитовой размерности - затвердевшие кусочки лавы или продукты ее
кристаллизации, выброшенные во время вулканического извержения и отложенные в воздушной
41

или водной среде на поверхности земли. Среди пепловых частиц выделяют 2 типа: ювенильные (с
первичным магматическим источником вещества) и резургентные (образуются за счет пород, ранее
сформировавшихся при разрушении выводящего канала вулкана, стенок кратера и т. д. ), представ­
ленные самыми различными обломками.
Вещественный состав ювенильного материала определяется составом излившегося магма­
тического расплава и может быть риолитовым, андезитовым, базальтовым, трахитовым и т. д. По
агрегатному состоянию (или степени кристалличности) вулканические пеплы подразделяются на
витрокластические, кристаллокластические, литокластические и смешанные.
Признаки витрокластического материала (частиц вулканического стекла)
Форм а разнообразная - искривленные и остороугольные осколки (рогульки, треугольники
с вогнутыми сторонами, черепки, серпики, пластинки, вытянутые капли и т. д). Округлые частицы
стекла могут быть разбиты трещинками закаливания, и тогда образуются частицы в виде сфериче­
ских пирамид или скорлуповатого облика (табл. 21. фиг. 1, 2).
Цв е т: кислые стекла бесцветные, прозрачные, редко желтоватые, буроватые, сероватые,
голубоватые, мутноватые из-за налета тонкой рудной пыли или включений кристаллитов и микро­
литов (полевых шпатов, слюд, кварца, циркона, апатита и т. д.); основные стекла, прозрачные и
непрозрачные, почти всегда окрашены в зеленый, оливково-зеленый, темно-зеленый, темно-бурый,
черный цвета.
Оптические с в ой ст в а: показатель преломления изменяется в широких пределах и зави­
сит от состава. Свежие вулканические стекла изотропны.
Кристаллокласты или их обломки представлены полевыми шпатами, кварцем, роговыми
обманками, пироксенами, слюдами, акцессорными минералами и являются кристаллами с идио­
морфными очертаниями, образующимися при отделении от них по контактам основной стекловатой
массы в результате дезинтеграции раскаленного вешества. Полевые шпаты - один из главных кла­
стических компонентов вулканических пеплов.
Признаки кристаллокластов
К вар ц характеризуется идиоморфными кристаллами с прямолинейными границами или
хорошо развитыми гексагональными дипирамидами без граней призмы, округлыми, но чаще ксе­
номорфными зернами с плавными переходами и глубокими неправильными заливами (табл. 21,
фиг. 3-6). Иногда отмечаются в одном зерне и плавные, и резко угловатые линии. У удлиненных
зерен часто видны поперечные трещинки, расчленение по которым приводит к образованию облом­
ков в форме трапециевидных четырехугольников. Пирокластический кварц обычно бесцветен и
прозрачен, но встречаются зерна, покрытые рудной пылью.
Плагиоклазы отличают бесцветные таблитчатые и короткостолбчатые кристаллы и их
обломки, нередко оплавленные и округлые. Калиевые и калинатровые полевые шпаты образуют изо­
метричные толстотаблитчатые (табл. 22, фиг. 1, 3, 4) или удлиненные призматические кристаллы,
но чаще всего ксеноморфные зерна. У многих раздробленных зерен пюгитоаза полисинтетическое
двойникование расположено поперек длинной стороны, что Я6.1яется специфическим признаком их
пирокластического генезиса.
Биотит темно-бурого цвета с зеленоватым или красноваты\! отrенко\1, агрегаты в виде
пакетов, скопления удлиненных пластинок и червеобразных сростков: инопа со.Jержит вкрапления
42

стекла, включения микролитов сфена, рутила, циркона и др. Обилие свежего неи~'vtенеююго био­
тита при низком содержании мусковита свойственно пирокластическим образованиям.
Магнетит (наиболее распространенный из рудных кристаллокластов) образует идиоморф­
ные кристаллы и их сростки, неправильной формы угловатые обломки. Один из специфических
признаков пирокластического магнетита - наличие по периферии зерен системы сложных узорча­
тых трещин.
Литокластические обломки представлены в основном обломками эффузивных пород со сте­
кловатой основной массой. Высокая пористость и постоянное присутствие значительного коли­
чества стекла приводят к интенсивному вторичному изменению с образованием колломорфных
скоплений внутри контура зерна (табл. 22, фиг. 5).
Ювенильные литокласты извергаются в пластичном состоянии и имеют самые различные
очертания - округлые, овальные, груше- и каплевидные, веретеноподобные удлиненные с переги­
бами формы, с неровными и сферическими углублениями, рваными занозистыми краями.
Резургентные литокласты состоят из угловатых оплавленных фрагментов, часто с присут­
ствием на их поверхности корочки закала - стекловатой пленки или опацитизационной каймы
вокруг обломков виде оболочки бурого цвета.
Минералы, слагающие вулканические пеплы, по степени устойчивости к процессам выветри­
вания располагаются в следующей последовательности: основное вулканическое стекло - основ­
ные плагиоклазы - пироксены
-
роговые обманки - кислое стекло
-
кислые и щелочные полевые
шпаты - кварц.
Последовательность по степени устойчивости минералов соответствует последовательности
температурных интервалов их образования. По агрегатному строению пирокластических частиц
наиболее устойчивы кристаллокласты, а наименее - витрокласты. Продуктами разложения витро­
кластики являются глинистые минералы - галлуазит, каолинит, монтмориллонит и др.
Необходимо учитывать, что пирокластический материал, поступавший в морской бассейн,
активно в нем обрабатывался - дробился, окатывался, т. е. терял характерные морфологические
черты, присущие пирокластическим облшwкам (табл. 22, фиг 6).
Остатки скелетов ископаемых организмов
В осадочных породах встречаются остатки скелетов ископаемых организмов, их обломки
или следы жизнедеятельности (табл. 23-24). В биогенных породах (многие известняки, силициты,
фосфориты) остатки ископаемых организмов являются основным компонентом, в песчаниках они
встречаются в виде включений.
Преобладающая масса организмов имеет карбонатный (кальцитовый или арагонитовый)
скелет. К организмам с кремневым скелетом принадлежат губки, радиолярии, диатомовые водо­
росли. Раковины беззамковых брахиопод, конодонты и сколекодонты, кости, зубы позвоночных
организмов обычно сложены фосфатным веществом (табл. 24, фиг. 1-6).
В шлифе определение органогенного остатка, целого или обломка, основывается на его
минеральном составе, форме и микроструктуре. Необходимо помнить, что шлифы дают различные
сечения одного и того же вида остатка. Форма особенно важна при определении фораминифер,
водорослей, гастропод, мшанок, трилобитов, губок.
43

В органогеннтw обломке различают следующие микрострп...711Jры:
а) ми кр о гран ул яр на я - кристаллы имеют размеры 1-5 мк, ориентировка их оптиче­
ских осей беспорядочная, поэтому при скрещенных николях они не дают закономерного погасания
(многие фораминиферы, водоросли);
б) тон к о фибр о в а я - фрагмент (как правило, раковина) сложен кристаллами кальцита,
перпендикулярными к его внешней поверхности, в результате чего при скрещенных николях и вра­
щении столика микроскопа, вдоль него пробегает волна затухания (остракоды, трилобиты, некоторые
фораминиферы); если фибры расположены беспорядочно, то закономерное затухание отсутствует
(например, палеозойские мшанки);
в) пр из мат и чес к а я - сложена кристаллами кальцита в форме призм, затухающими инди­
видуально и ориентированными перпендикулярно либо под углом к поверхности фрагмента (бра­
хиоподы, пелециподы); при разрушении раковины пелециподы ее призматический слой распадается
на отдельные призмы, часто сохраняющиеся в породе;
г) пластинчат а я - тонкие кристаллы кальцита расположены субпараллельно поверхно­
сти фрагмента и попеременно погасают при повороте столика микроскопа; пластинки брахиопод,
как правило, волнистые и изогнутые, пелеципод - прямолинейные; кроме того, в одном фрагменте
может наблюдаться комбинация микроструктур (брахиоподы).
Кости позвоночных при одном николе имеют желтоватый, желто-бурый, реже серый цвет,
бывают бесцветные, со слабым двупреломлением и интерференцией в темно-серых цветах либо
изотропные. Они характеризуются волнистым погасанием, иногда сферолитовой структурой. Форма
обломков угловатая, неправильная, с острыми углами. Показатель преломления относительно высо­
кий, около 1,600 (см. табл. 24, фиг. 5, 6).
44

СТРУКТУРА
Структура - основное свойство осадочной горной породы, определяемое составом, размером,
формой и взаимным расположением структурных компонентов. К структурным признакам песчани­
ков относятся:
гранулометрический (механический) состав, т. е. размерность обломков, их количественное
соотношение и сортировка;
морфологические особенности обломков, т. е. их форма и характер поверхности;
характер упаковки обломков;
соотношение между обломочной и цементирующей частями;
структурные особенности цемента;
характер упаковки обломков.
ГРАНУЛОМЕТРИЧЕСКИЙ СОСТАВ ОБЛОМКОВ
Границы частиц песчаной размерности
Л. Б. Рухин предложил ограничить песчаные зерна размерами 0,05-2 мм. В классифика­
ции американских седиментологов эти размеры составляют 0,0625-2,0 мм.
Песчаные породы принято подразделять на пять классов (фракций): грубозерни­
стые (2-1 мм), крупнозернистые (1-0,5 мм), среднезернистые (0,5-0,25 мм), мелкозернистые
(0,25-1 мм), тонкозернистые (0,1-0,5 мм) (см. табл. 19, фиг. 1-4). Фракционный состав пес­
чаных осадков отражает гидродинамику среды осадконакопления и скорость его переноса.
Проведение нижней границы по величине 0,05 мм подтверждают следующие признаки:
1) 0,02-0,03 мм - размер частиц осадка, для отрыва которых от дна требуются минималь­
ные скорости;
2) граница между транзитными (взвешенными) и руслоформирующими (влекомыми)
частицами совпадает с размером 0,01-0,05 мм;
3) частицы крупнее и меньше 0,05 мм парагенетически слабо связаны между собой; фрак­
ции крупнее 0,05 мм практически полностью освобождаются от более тонкого материала, а
частицы 0,05-0,01 мм ассоциируют с более мелкими;
4) размер 0,05 мм является для частицы тем пределом, за которым окатанность у них
совершенно отсутствует;
5) ниже границы 0,05 мм уменьшается минералогическое разнообразие за счет разруше­
ния терригенных компонентов и увеличения примеси глинистых минералов, что приводит к
изменению физических свойств пород;
6) анализ многочисленных гранулометрических данных выявил дефицит фракций разме­
ром 0,062-0,031 мм;
45

7) на рубеже 0,04-0,05 мм седиментация частиц бо.1ее крупных размеров отклоняется от
закона Дж. Стокса.
Проведение верхней границы по значе11ию 2 )\1М подтвер.ждают с.1едующие признаки:
1) дефицит фракций размером 2-4 мм;
2) граница между породами, сложенными преимущественно обломками пород и минера­
лов, находится в диапазоне 1-2 мм;
3) изменение гидродинамических свойств обломков приходится на интервал 1-4 мм;
4) вблизи границы около 2 мм - кривая значений числа Рейнольдса к коэффициенту сопро­
тивления, которое испытывает частица в движущемся потоке, имеет точку перегиба.
Изучение распределения песчаных зерен внутри интервалов песчаной размерности пока­
зывает, что большинство песчаных зерен укладывается в интервал 0,12-0,5 мм [27]. Размеры
зерен кварца и полевых шпатов, содержащихся в полнокристаллических магматических породах
и не разбитых трещинами, редко превосходят 1-2 мм. В эффузивных, большинстве метаморфи­
ческих и осадочных породах зерна кварца и полевых шпатов еще меньше. Акцессорные мине­
ралы магматических пород редко превышают сотые и десятые доли миллиметра.
СОРТИРОВКА ОБЛОМКОВ
Сортировка или фракционная сортировка частиц - это распределение содержания частиц
по фракциям.
По степени отсортированности песчаных зерен выделяется пять градаций: очень хорошая
(содержание ведущей фракции больше 80 %), хорошая (больше 70 %), средняя (50-70 %), плохая
(40-50 %), очень плохая (порода несортированная) - преобладающей фракции нет (рис. 1).
Несортированная порода, например, может образоваться тогда, когда обломочный материал
поступает из разных источников.
Распределение обломков минералов по гранулометрическим фракциям
В разных размерных фракциях состав и соотношения минералов неодинаковые. Существует
зависимость распределения минералов по их плотности. Намечен ряд расположения минералов
от мелких фракций к крупным, соответствующий плотностям минералов, г/см3 : циркон (4,7) -
рутил (4,3)- ильменит (4,7)- гранат (3,7-4,3)- ставролит (4,7)- дистен (3,6)- пироксен (3)-
амфибол (3,3) - силлиманит (3,2) - турмалин (3) - биотит (3).
От общей закономерности распределения минералов по пютности существуют откло­
нения - например, у неустойчивых минералов при переносе, когда они истираются и переходят
в более мелкозернистую фракцию, или в результате содержания примесей, повышающих их
плотность. Легкие минералы - кварц и полевые шпаты
-
обладают бс1изкими плотностями, но
различной устойчивостью при переносе. С удалением от области сноса наб.1ю.ыется смещение
обломков полевых шпатов в мелкозернистую фракцию, а кварца и об.10'.1ков пород - в более
крупнозернистую.
46

1
2
3
4
Рис. 1. Пример оценки сортировки зерен (1-4 - баллы степени сортировки:
1- очень хорошая сортировка, 2- хорошая, 3- средняя, 4- плохая сортировка)
МОРФОЛОГИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ОБЛОМКОВ
Морфология обломков определяется формой частицы и внешними особенностями ее
поверхности.
Форма песчаной частицы определяется:
кристаллическим габитусом, зависящим от условий кристаллизации минерала в материн­
ской породе, т. е. первоначальная форма может быть изометричной, призматической, таблитчатой,
игольчатой и др.
интенсивностью абразии вследствие волнения или транспортировки при седиментогенезе,
т. е. окатанностью;
изменением в течение постседиментационных процессов.
Способы определения формы частиц делятся на визуальные и количественные оценки.
Визуальные оценки определяют форму обломка по трехбалльной системе: округлая - 3,
полуугловатая - 2, угловатая - 1; по пятибалльной системе: совершенно неокатанная с острыми
47

краями - О, сохранившая первоначальную форму со слегка ссшженными ребрами
-
1, со сглажен­
ными углами, но заметными прямолинейными гранями - 2, хорошо окатанная, сохранившая следы
первоначальной огранки - 3, совершенно окатанная - 4 (рис. 2). Кроме того, используют трафареты.
Количественные оценки основаны на измерении формы зерен в плоскости проекции с вве­
дением соответствующих коэффициентов. Оптимальными из них по В. Н. Шванову [26] считаются
коэффициент округленности (Wadell, 1935) и коэффициент сферичности (Riley, 1941). Коэффициент
сферичности показывает, насколько форма зерна приближается к форме шара. Сферичность во
многом зависит от первоначальной формы зерен. Округленность определяется отношением радиуса
кривизны углов зерна к радиусу наибольшего круга, вписанного в контур зерна, характеризует сте­
пень сглаженности углов поверхности, ограничивающих зерно, и зависит в основном от процессов
транспортировки и перекатывания.
В шлифах, содержащих случайные срезы обломочных зерен, далеко не всегда отражена их
истинная форма. Окатанность зерен изучается обычно не в шлифах, а под бинокуляром.
При изучении окатанности в шлифе следует учитывать следующие особенности:
крупные обломки окатываются значительно лучше, чем мелкие, поэтому необходимо рассма­
тривать зерна одной фракции;
окатанность изучается у обломков одного состава, при этом учитывается разная устойчивость
разных по составу обломков.
Чe.Jw лучше проявляются изометричность (сфероидальность) и окатанность обломков, тем
более древним является обломочный материал, слагающий песчаник.
48
о
1
2
3
4
Рис. 2. Пример пятибалльной системы визуальной оценки окатанности обломков
(0-4
-
баллы окатанностн)

Форма песчаной частицы и состав материнских пород
В к вар ц е выделены следующие разновидности: из крупнозернистых гранитов - изометрич­
ные, но резко угловатые зерна; из мелкозернистых гранитов с идиоморфным кварцем - округлые
зерна; из кислых эффузивов - изометричные монокристальные зерна водяно-прозрачные, часто с
реликтами кристаллографической огранки в виде комбинации двух ромбоэдров, придающих зернам
специфический бипирамидальный габитус; из кристаллических сланцев и гнейсов - удлиненные и
уплощенные зерна; из осадочных пород - окатанные зерна.
Среди акцессорных минералов: циркон призматического габитуса происходит из сиенитов
и щелочных сиенитов, короткопризматический с развитием призмы и дипирамиды - из гранитов,
изометричный - из гранитов и гранодиоритов, игольчатый
-
из габбро и габбро-диоритов; рутил
призматический - из разнообразных магматических пород, игольчатый
-
из гидротермальных;
с ф е н конвертообразный - из кислых изверженных, игольчатый - из щелочных пород; тур м а -
.1 ин столбчатый - из магматических, неправильный с неровными краями
-
из метаморфических;
апатит дипирамидально-призматический- из магматических пород, таблитчатый- из жильных,
шестоватый - из метаморфических.
В результате высокой физико-химической устойчивости циркона, граната, рутила и турма­
с1ина появление в песчаных породах их округлых и окатанных зерен следует связывать с размывом
более древних осадочных пород.
Форма песчаной частицы и дальность переноса
Суммарный эффект истирания обломков при транспортировке зависит от их среднего диаме­
тра, абразивной прочности минерала, скорости и дальности переноса, плотности среды. В осадках,
расположенных вблизи области размыва кристаллических пород, все зерна одного минерала харак­
теризуются близкой и в общем плохой окатанностью. Нижний предел окатываемости для кварца,
транспортируемого водой, составляет 0,10-0,15 мм; для циркона и других тяжелых минералов -
0,05-0,07 мм; для кварца, перемещаемого ветром - 0,05 мм. Пластинки слюды могут быть хорошо
окатанными в результате специфического воздействия медленных течений, характеризовавшихся
слабым возвратно-поступательным движением воды (см. табл. 6, фиг. 3).
Связь между формой частицы и ее размером
Зерна менее 0,05 мм, т. е. уже алевритовой размерности, не окатываются. Часто не окатыва­
ются и более крупные зерна, что связано со скоростью потока.
Многочисленные данные по природным объектам и экспериментальные исследования пока­
зали, что абразия песчаных частиц кварца и полевых шпатов в водной среде происходит крайне мед­
ленно и требует расстояний, не сопоставимых с протяженностью самых крупных рек. Возрастание
окатанности зерен вниз по течению, вероятно, связано с перемывом ранее отложенных осадков.
Окатанность зерен в реках и зонах действий современных течений не увеличивается, а уменьшается
вниз по течению.
49

Структура поверхности песчаной частицы и обстановка осадконакопления
У кварца выделяются три основных типа поверхности зерен:
1 ) не о к ат ан н ы е мат о вые - остроугольные зерна, не подвергшиеся транспортировке;
типичны для ледниковых обстановок;
2) о к ат ан н ы е б л е ст я щи е - гладкие и полированные поверхности зерен, характерные
для водных условий транспортировки; в морской обстановке поверхность большинства кварцевых
зерен полированная, в речной она характерна лишь для небольшого числа зерен; зерна с полиро­
ванной и блестящей поверхностью образуются на песчаных пляжах, что связано с разрушением
полупрозрачных пленок на поверхности частиц в результате механических воздействий;
3 ) о к ат ан н ы е мат о вые - округлые зерна, образовавшиеся при транспортировке ветром
(эоловые пески); матовой поверхность становится в результате образования на ней мельчайших
неровностей в результате формирования тончайших трещинок, рассекающий поверхность зерна на
многочисленные вогнутые пластинки.
Необходимо помнить, что многие кварцевые зерна имеют усредненные характеристики бла­
годаря СJWешению зерен различных обстановок и действию на зерна постседиментационных про­
цессов, способных уничтожить первичные структуры.
В настоящее время для исследования поверхности и микрорельефа (глубины и ширины ямок,
наблюдающихся на кварцевых зернах) применяется электронная микроскопия.
ХАРАКТЕР УПАКОВКИ (УКЛАДКИ) ОБЛОМКОВ
Определяется взаимным расположением обломков, соотношением обломков между собой по
размерам, формой обломков, а также типами межзерновых контактов.
Упаковка определяет прочность, пористость и проницаемость породы, а режим накопления
осадка - его способ упаковки. Например, при быстром накоплении переносимого осадка упаковка
наименее плотная, при колебательных движениях и длительном переотложении - наиболее плотная.
Постседиментационные процессы также приводят к уплотнению породы. При раннем и неполном
заполнении пор гидрохимическим цементом рыхлая укладка в породе сохраняется долго и обра­
зуется поровое пространство. При тех же структуре и текстуре при заполнении пор порода будет
иметь иной тип строения.
В шлифах выделяются первичные и вторичные морфологические типы контактов.
Первичные морфологические типы контактов
(седиментационные и унаследованные от седиментогенеза)
1. «Свободные» зерна; при базальном типе цемента не соприкасаются друг с другом в плоско­
сти шлифа (табл. 14, фиг. 2).
2. Точечные или тангенциальные контакты - смежные обломочные зерна сопряжены друг с
другом в одной точке; характерны для хорошо сортированного и окатанного об.1омочного материала
(табл. 26, фиг. 5).
50

3. Линейные контакты-смежные обломочные зерна сопряжены друг с другом по отрезкам их
контуров; характерны для плохо сортированного материала различной степени окатанности.
Вторичные морфологические типы контактов
(возникшие при среднем и позднем катагенезе)
1. Контакты разрастания с удлиненными или извилистыми очертаниями в результате регене­
рационного увеличения обломка (табл. 2, фиг. 4).
2. Выпукло-вогнутые контакты (конформные)- взаимное сопряжение смежных зерен проис­
ходит по относительно плавной кривой в результате одностороннего давления (табл. 2, фиг. 1).
3. Микростилолитовые контакты- сопряжение зерен происходит по неправильно шиповид­
ной линии под действием одностороннего давления (табл. 2, фиг. 3).
Необходимо помнить, что выделение морфологических типов контактов достаточно субъ­
ективно. Методика количественного объективного выражения характера контактов приводится в
работе [18].
Типы контактов между зернами в целом обнаруживают связь с составом обломочного мате­
риала, размерами и формой обломков, наличием первично-глинистого и развитием вторичного
глинистого цемента. Высокое число контактов на зерно в разнозернистой породе еще 11е является
показателем ее значительного уплотнения, а объясняется различием в отсортированности обло­
.'Wочного материала.
51

ЦЕМЕНТ
Аутигенное вещество, скрепляющее обломочные компоненты песчаных пород, образованное
в результате физических, физико-химических и биохимических процессов, называется цементом.
Кристаллизация цемента обусловлена пересыщением флюидов, заполняющих поры, определен­
ными ионами. Количество цемента, необходимое для литификации песка, составляет 5-1 О %. При
полном заполнении пор на долю цемента приходится от 114 до 113 объема породы. Для цементирую­
щего вещества песчаников характерны две основные особенности: 1 - цемент чаще встречается в
чистых песчаниках, чем в плохо сортированных и глинистых разностях; 2 - состав цемента в неко­
торой степени определяется составом самого песка. Цементирующий материал может образоваться
благодаря частичному растворению обломочных компонентов.
Цементы песчаных пород выделяются: по количеству и распределению в породе, структуре,
составу, равномерности заполнения порового пространства, взаимоотношению с обломками.
52
Типы цемента по количеству и распределению в породе
Баз аль н ы й - зерна погружены в цементирующую массу (40-50 % ) и не соприкасаются
друг с другом; как правило, является первичным сингенетичным, отложенным вместе с
обломками, но бывает и диагенетическим, и катагенетическим (см. табл. 14, фиг. 2).
Пор о вый цемент выполняет поры между обломками, которые ограничены контурами
обломочных зерен, и содержится в количестве 25-30 %, при плохой сортировке облом­
ков - 20 % (табл. 26, фиг. 1, 2).
Пленочный (контурный) цемент образует пленку (контур) вокруг обломков, его
количество составляет 5-20 % (табл. 26, фиг. 3, 4).
С опри к о снов е ни я зерен - цемент содержится в количестве 5-15 %, характерен для
песчаных осадков, промываемых иловыми или подземными водами (см. табл. 26, фиг. 5).
С о чет ан и е тип о в цемент о в - порово-пленочный, базально-поровый и др.
(табл. 26, фиг. 6).
Типы цемента по структуре
Аморфный цемент сложен веществом, не имеющим кристаллической структуры, наи­
более ранний по отношению к другим типам (см. табл. 26, фиг. 3).
Кристаллический, по размеру кристаллов делится на микрокристаллический (0,005-
0,05 мм), тонко- (0,05-0,1 мм), мелко- (0,1-0,25 мм), средне- (0,25-0,5 мм), крупнокри­
сталлический (0,5-1 мм) - равнозернистый, разнозернистый. Степень кристалличности
цемента указывает на время его образования - чем крупнее кристаллы, тем вероятнее
образование его в поздние этапы (табл. 14, фиг. 2; табл. 26, фиг. 1, 2).

Типы кристаллических цементов по соотношению с обломками
Пой кил и то вый (пр о раст ан и я) цемент, образованный крупными неделимыми кри­
сталлами с включенными в них обломками, чаще всего представлен кальцитом, гипсом,
иногда баритом. Крупный размер кристаллов и их относительно правильная форма обра­
зуются благодаря невысокой скорости их кристаллизации в катагенезе.
Кр у ст и фи к а ц ионный : цементирующий минерал образует вокруг обломков каемки
с одинаковой оптической ориентировкой, отличной от ориентировки зерен; формируется
обычно в стадию диагенеза или при промывке пород грунтовыми водами в начальном
катагенезе (табл. 27, фиг. 1).
Регенерационный: цементирующий минерал представляет собой новообразован­
ные каемки того же минералогического состава и той же оптической ориентировки, что
и обломки. Регенерационные каемки встречаются у кварца (см. табл. 2, фиг. 4), полевых
шпатов, кальцита, циркона, турмалина. Они свидетельствуют о наступлении стадии позд­
него катагенеза. Если в породе имелось поровое пространство или регенерирующийся
минерал превосходил вмещающий минерал кристаллизационной силой, то в результате
регенерации возникают идиоморфные кристаллы. Простейший случай возникновения
регенерационных каемок при катагенезе - локальное распределение кварца по прин­
ципу Рикке, т. е. в условиях стресса растворение кварцевых обломков и силикатных
минералов происходит в направлении давления, а отложение кварца отмечается в тене­
вых участках, ориентированных по нормали к направлению максимальных напряжений.
Песчаники разного гранулометрического состава характеризуются неодинаковым прояв­
лением регенерации: слабая регенерация отмечается в более крупнозернистых песчани­
ках, в мелкозернистых - значительная.
К о р роз ионный : проникновение и частичное замещение цементом обломков, приобре­
тающих специфические контуры - извилистые, заливообразные; часто происходит разъ­
единение зерен на фрагменты (табл. 27, фиг. 2). Активными корродирующими агентами
являются растворы кремнезема и карбонаты.
3 а м еще ни я : вещество цемента замещает обломочные частицы, от которых остаются
фрагменты, реликты, «тени» первоначальных зерен.
Типы цемента по равномерности заполнения порового пространства
Сплошной равномерный - одинаково расположен по отношению к обломкам по
всей площади шлифа (табл. 27, фиг. 3).
Сплошной неравномерный - в разных участках имеет разное содержание и (или)
расположение относительно обломочных зерен.
Пятнистый - пятна цемента, содержащие обломочные зерна, занимают меньше пло­
щади, чем остается свободно от цемента данного состава (табл. 27, фиг. 4).
По составу цемент чаще всего представлен кварцем, опалом, халцедоном (см. табл. 25, фиг. 5),
кальцитом, доломитом, сидеритом (табл. 14, фиг. 2, 4, 6), анкеритом, гипсом, ангидритом (табл. 27,
фиг. 5, 6), баритом, шамозитом, фосфатом (преимущественно коллофаном) (табл. 28, фиг. 2),
53

флюоритом (табл. 16, фиг. 2), гидрогетитом (табл. 16, фиг. 4), лимонитом, глауконитом, каолинитом,
гидрослюдой (табл. 17, фиг. 6), хлоритом (табл. 18, фиг. 6), цеолитами (табл. 28, фиг. 1), т. е. мине­
ралами, которые могут осаждаться из низкотемпературных растворов в породах со свободным или
частично заполненным поровым пространством.
Цементы бывают мономинеральные и смешанные. Цементы смешанного состава имеют, как
правило, кремнисто-глинистый, глинисто-карбонатный, кремнисто-слюдистый и другие составы.
Глинистый и железистый цементы преимущественно седиментационные; фосфатный и глаукони­
товый - седиментационно-диагенетические; карбонатный, кремнистый, крупнокристаллический
каолинитовый - диагенетические и катагенетические. Цементы, возникающие на стадиях диаге­
неза - катагенеза, образуются путем раскристаллизации коллоидов, внутрислойного растворения
неустойчивых компонентов, растворения обломков под давлением, выпадения из растворов.
Наблюдение за соотношением различных типов Це.Ntентов друг с другом приводит к выяв­
лению последовательности их генераций и условий образования. Последовательность выпадения
нескольких цементирующих минералов устанавливается исходя из принципа: минералы, отложив­
шиеся первыми в свободном пространстве, по форме ближе к эвгедральным и прилегают к стенкам
пор. Минералы, отложившиеся позже, приспосабливаются к форме ранее образованных кристаллов.
Состав цемента зависит: от физико-химической обстановки бассейна седиментации, состава
обломочного материала и физико-химических условий диагенеза и катагенеза.
В слабокислой среде отлагаются кварц, халцедон, анальцим; растворяются карбонаты; корро­
дируются пироксены и амфиболы. В слабощелочной среде отлагается хлорит, растворяется аналь­
цим. В щелочной среде отлагаются карбонаты, растворяется кварц, халцедон, опал.
Бесцементные песчаники
Выделяются два случая: 1) песчаники со свободным поровым пространством между обло­
мочными зернами (табл. 28, фиг. 4); 2) песчаники, скрепляющиеся за счет конформных структур,
возникающих в результате частичного растворения и регенерации одних зерен (кварца и альбита)
и раздавливания других (измененных калиевых полевых шпатов, большинства плагиоклазов, облом­
ков эффузивных, алевритовых, глинистых пород), при отжатии карбонатных, сульфатных и некото­
рых других цементов.
Состав цемента и его генетическая интерпретация
1. Песчаники с оп ал о вы м цементом имеют преимущественно возраст не древнее мезо­
зойского. Цементация кремнеземом в современных песках неизвестна.
2. Кремнистый цемент наиболее распространен в древних песчаниках. В мезозойских
и более молодых песчаниках кремнистый и карбонатный цементы встречаются примерно в равных
долях. Чаще всего форма цементации кремнеземом представлена каемками регенерационного
кварца вокруг обломочных зерен. Регенерационный кварцевый цемент своим происхождением в
ряде случаев обязан кремнезему, освободившемуся при каолинизации гидрослюд и биотита.
54

3. Совместное нахождение карбонатного и кремнистого цементов предполагает
разновременность их образования, так как факторы, способствующие осаждению карбонатов, при­
водят к растворению кремнезема.
4. Карбонатный цемент, присущий всем типам песчаников, неизменно образуется там,
где в первоначальном песке содержится первичный карбонат, также он может возникать при погруже­
нии песчаников в зону гидрокарбонатных вод. Кальцит присутствует в виде тонко-крупнозернистых
агрегатов, образующихся в результате перекристаллизации сингенетического кальцита. Разрастание
цемента сопровождается раздвиганием обломков, их коррозией, а также замещением.
5. Базальный пойкилитовый кальцитовый цемент, как правило, сопровождается
коррозионными структурами и структурами замещения. Образование крупных кристаллов кальцита
возможно при медленном проникновении в породу карбонатных растворов, что может быть обу­
словлено достаточной уплотненностью пород. У карбоната кальция способность к кристаллизации
связана со способностью замещать другие минералы обычно в последовательности: средний пла­
гиоклаз - амфиболы
-
биотит - калиевый полевой шпат
-
мусковит - кварц
-
альбит. При наличии
кальцита обломки кварца неизменно обнаруживают признаки растворения.
6. Железистый пленочный цемент, в основном, наиболее ранний седиментационно­
сингенетичный, указывает на окислительную обстановку накопления осадка. Внешним выраже­
нием оксидно-железистых цементов является красная окраска пород и толщ. При этом основным
минеральным видом служит гематит, находящийся в рассеянной дисперсной форме. Кроме того,
красноцветность песчаников будет наблюдаться при соблюдении и другого условия: ко:шчество
свободных оксидов больше 1 %, обычно 4-5 %. Невыполнение этих условий приводит к появлению
желтых, бурых, серых, зеленых окрасок. Железистые бескарбонатные цементы свойственны гумид­
ному типу литогенеза.
7. Присутствие в качестве цемента гипса и ангидрита связано с эвапоритовыми усло­
виями во время осадконакопления, но чаще - с фильтрацией пересыщенных поровых рассолов из
вышележащей эвапоритовой толщи вследствие большой подвижности сульфата кальция и возмож­
ности его широкого перемещения по вертикали в толще осадочных пород. Высокие соленость, тем­
пература и давление способствуют образованию ангидрита из гипса, который к тому же в цементе
песчаников более распространен.
8. Дисперсные агрегаты каолинита в граувакковых песчаниках, как правило,
представляют собой продукты разрушения каолинитовых кор выветривания. Формирование
мелкочешуйчатого каолинита в цементе песчаников идет за счет гидрослюды и гидрослюдисто­
смешанно-слойных образований. В средне- и разнозернистых песчаниках образуются крупнопакет­
ные агрегаты, располагающиеся в поровом пространстве под различными углами друг к другу.
9. Хлорит и лом он т и т обычно встречаются в вулканогенных песчаниках, реже - в других
породах. Хлорит в цементе песчаников представлен в виде мелкочешуйчатой массы, заполняющей
поры, либо инкрустирует поверхность стенок пор, суживает устья каналов, создавая сопротивле­
ние движения флюидов по пласту. Однако хлорит пленочного типа цементации препятствует сбли­
жению обломков и образованию вторичных контактов, что приводит к улучшению коллекторских
свойств песчаников.
10. Глинистый цемент пленочно-порового, парового и базального типов
возникает одновременно с накоплением обломочного материала в стадию седиментогенеза, однако
55

песчаники с первичным цементом встречаются редко; как правило, первично-глинистый цемент в
породе уже катагенетически преобразован.
11. Мономинеральные цементы характерны для олигомиктовых песчаников платфор­
менных областей.
Необходимо помнить, что одинаковые по составу цементы могут формироваться в разных
условиях.
Цементация песчаников - сложный процесс взаимодействия обломочных частиц с твердыми,
жидкими и газообразными компонентами межзернового пространства. Каждый минеральный тип
цемента и сочетание типов имеют свою область образования и разрушения.
Матрикс
(заполнитель, основная масса)
В песчаниках под матриксом понимают несортированный обломочный материал тонкой,
алевритовой и пелитовой размерности, перемешанный с глинистым веществом, либо только глини­
стое вещество, занимающее пространство между более крупными обломками (табл. 28, фиг. 5, 6).
Матрикс структурно выполняет роль цемента, но, по сути, является аллотигенным компо­
нентом. Из-за обилия реакционноспособных компонентов в полимиктовых песчаниках матрикс
подвергается постседиментационным изменениям - монтмориллонитизации, хлоритизации, сер­
пентинизациии и другим процессам, которые начинаются в нем и распространяются на все более
крупные обломки.
Как правило, плохо отсортированные песчаники содержат ясно выраженный матрикс.
Литификация песчаных частиц проявляется в связывании их в агрегаты за счет прилипания к их
поверхности глинистого вещества.
56

ПОРЫ, КАВЕРНЫ, ТРЕЩИНЫ
Структура пустотного пространства песчаников определяется порами, кавернами, трещи­
нами, их размерами, формой, сообщаемостью, а также литологическим составом, строением и вто­
ричными изменениями песчаников.
ПОРЫ
По происхождению различают первичные и вторичные поры:
1) первичные поры возникают на стадии формирования горной породы (седиментогенеза,
диагенеза), об"Rазуются в песчаниках в результате неплотного прилегания составных частей друг к
другу; поры между обломками называются межзерновыми (табл. 29, фиг. 1);
2) вторичные поры формируются в породе в стадию катагенеза; образуются в результате рас­
творения цемента (кальцитового, доломитового, ангидритового, гипсового), а также неустойчивых
обломков (табл. 29, фиг. 3-6).
Форм а пор : различная, часто округлая, неправильно округлая, угловатая. При неокатан­
ных и слабоокатанных обломках форма и поверхность пор более сложные. Чем выше окатанность
обломков, тем более правильную изометрическую форму будут иметь поры. Между собой поры
соединяются паровыми каналами. Вторичные поры отличаются усложнением внешних контуров
обломков и сложным пространственным распределением реликтов цемента.
Размер пор - один из основополагающих факторов, определяющих фильтрационную спо­
собность обломочной породы и продуктивность нефтегазоносного пласта в целом. В песчаниках
различают поры:
сверхкапиллярные (>О, 1 мм) - жидкость перемещается под действием силы тяжести по
законам гидравлики;
капиллярные (0,0002-0,1 мм)- перемещение жидкости происходит под действием капил­
лярных сил;
субкапиллярные (< 0,0002 мм) - смачивающая фаза прочно удерживается молекулярно­
поверхностными силами и при существующих в природных процессах градиентах давле­
ния движение жидкости в них не происходит;
ультракапиллярные (< 0,1 мкм)- радиус пор соизмерим с размером адсорбируемых моле­
кул, т. е. не превышает 15-20 А.
Размер пор определяется: степенью однородности обломков по величине, содержанием
цемента, степенью равномерности его распределения в породе, уплотнением, минеральными ново­
образованиями (регенерацией кварца, полевых шпатов и т. д.). Размеры вторичных пор, как правило,
превышают размеры обломков.
Поровый тип коллектора характеризуется наличием межзерновых пор. Доминирующим
фактором, определяющим сложность структуры парового пространства, является содержание
цемента и характер упаковки зерен. Цемент играет отрицательную роль, так как его присутствие обу­
словливает размер и усложняет форму парового пространства, заполняет отдельные малого размера
57

поры и промежутки между ними, изолируя поры друг от друга. Необходимо различать собственно
поры (расширения) и соединяющие их каналы (узкие вытянутые пустоты). Поры обусловливают
величину емкости породы, а сечение каналов (их ширина)- ее фильтрационные способности. В
общем случае проницаемость зависит от размера пор и поровых каналов. Чем проще строение поро­
вых каналов, тем больших скоростей достигает флюид в песчаных пластах.
КАВЕРНЫ
Представляют собой пустоты, образовавшиеся в результате избирательного растворения и
выноса материала некоторых составных частей породы или разложения соединений, неустойчи­
вых в конкретной термобарической обстановке. Обычно каверны сопутствуют трещинам. Форма
каверн чаще всего неправильная. Диапазон колебания размера - от долей миллиметра до нескольких
метров.
ТРЕЩИНЫ
Трещинами называются разрывы сплошности пород без смещения. Трещины делятся на лито­
генетические, тектонические и естественного гидроразрыва. Для песчаников характерна трещино­
ватость, перпендикулярная к наслоению.
Признаки литогенетических трещин:
характеризуются разнообразной формой, раздваиваются, ветвятся, изгибаются; на небольших
отрезках обычно прямолинейные;
часто ориентированы по границам пластов разного литологического состава;
огибают включения (конкреции), центры кристаллизации;
поверхности стенок шероховатые, бугристые;
распространение ограничивается одним пластом, в других слоях они не прослеживаются.
Признаки тектонических трещин:
образуют выраженные системы, общностью которых являются ориентировка в пространстве,
возраст, иногда раскрытость;
пересекают породу независимо от ее структурно-текстурных особенностей;
обладают более nрямолинейной формой;
поверхности стенок более гладкие.
Признаки трещин естественного гидроразрыва:
неравномерность распределения;
ограниченные размеры, нередко затухают на протяжении нескольких сантиметров;
возникают на больших глубинах на стадии катагенеза, в результате действия аномально высо-
ких пластовых давлений, превышающих горное.
58

Выделяют две основных категории трещин - микро- и макротрещины. Граница между ними
проводится по значению раскрытости, равному О, 1 мм. По расположению трещин относительно
залегания слоев выделяются перпендикулярные, параллельные, наклонные к слоистости. Трещины
делятся на открытые (зияющие) и закрытые - за счет механического смыкания (или выполнения).
Выполнение бывает полным и неполным; по составу- минеральным (кварц, кальцит, глинистое
вещество и др.), органическим (битумоиды, нафтиды) и смешанным. По взаимному пересечению
устанавливаются трещины различных генераций.
Трещинный тип коллектора выделяется по такому принципу, что его емкость определяется
трещинной пористостью, а путями миграции флюида являются зияющие трещины. Как правило,
для этого типа коллектора характерны низкая пористость (доли и единицы процентов) и широкое
колебание значений проницаемости.
59

ЦВЕТ ПЕСЧАНИКОВ
Определяется количеством цемента, его составом и агрегатным состоянием, в бесцементных
песчаниках - окраской породообразующих компонентов.
Цвет песчаников, зависящий от цемента:
белый - при карбонатном, гипсовом, каолинитовом, опаловом, кварцевом цементах;
желтый - при содержании менее 1 % гетита, гематита, смеси различных железистых
минералов;
красный - при высоком содержании аморфных гелей гидроксидов железа;
бурый цвет обусловлен присутствием лимонита с гетитом или гематитом, окисленного глау­
конита или лептохлоритов;
серый - при содержании 1-2 % органического вещества, рассеянных включений сульфидов
железа (пирита), кальциево-фосфатных минералов;
черный - при содержании более 3 % органического вещества, кальциевых фосфатов, оксид­
ных соединений марганца;
зеленый цвет обусловлен наличием глауконита, хлорита, лептохлоритов, эпидота, актинолита;
голубой - при наличии целестина, ангидрита, реже - гипса.
Цвет бесцементных песчаников, зависящий от породообразующего компонента:
белый - у мономинеральных кварцевых песков и песчаников;
60
зеленый - у кварцевых глауконитовых;
красновато-розовый - у аркозовых;
серый - у полимиктовых граувакк;
от серого до густо-зеленого - у вулканокластических граувакк;
розовый -у гранатовых (альмандиновых) песков и песчаников;
фиолетово-красный - у цирконовых;
черный - у ильменитовых и магнетитовых.

КЛАССИФИКАЦИИ ПЕСЧАНИКОВ
Выделяется три основных типа классификации песчаных пород: структурная, вещественная
(минерально-петрографическая) и генетическая.
Основные признаки структурного классифицирования рассмотрены выше. Общепринятое
деление песчаников на пять градаций основано на наличии преобладающей фракции, которая
устанавливается, как и общая гранулометрия породы, с помощью гранулометрического анализа.
В шлифе размер зерен определяется с использованием окулярной линейки. Выявляются макси­
мальный и минимальный размеры зерна, а также размер преобладающей фракции и ее примерное
содержание.
Вещественные (минерально-петрограф иче с кие) классификации. Основы­
ваются на количестве основных породообразующих компонентов - кварца, полевых шпатов, облом­
ков пород, однако возможно дополнительное квалифицирование по составу обломочных зерен пород
и составу полевых шпатов. Среди щелочных полевых шпатов преобладают ортоклаз и микроклин,
среди плагиоклазов - натриевые (альбит, олигоклаз).
Генетические кл а с с и фи к а ц и и. В качестве классификационного основания выбира­
ются обстановки осадконакопления либо их признаки: ландшафты, климат, динамика осадкообра­
зующей среды и т. д.
Наиболее рациональным изображением минерально-петрографического состава песча­
ников является треугольная диаграмма, на полюсах которой размещаются три главнейших ком­
понента песчаника - кварц, полевые шпаты и обломки пород (содержание каждого компонента
составляет 100 %). При этом поле общего треугольника разбивается на ряд полей, отображающих
минеральные виды и их границы и отвечающих тем или иным разновидностям песчаников. По
соотношению главнейших компонентов песчаники делятся на мономинеральные, олигомиктовые и
полимиктовые разности [28].
Мономинеральные песчаники представлены кварцем и обломками пород, состоящими из
кварца на 90-100 %. Мономинеральные полевошпатовые, магнетитовые, ильменитовые, глаукони­
товые пески и песчаники редки. Олигомиктовые песчаники состоят из кварца (> 75 %), содержат
до 20 % полевых шпатов, глауконита и т. д.
Полимиктовые (многокомпонентные) песчаники наиболее разнообразны по составу обломков,
ни один компонент в них не превышает 75 %. Они делятся на две группы: аркозовые и граувакковые
песчаники. Между олигомиктовыми и полимиктовыми песчаниками иногда выделяют мезомикто­
вые (среднесмешанные), однако границы этой группы менее определенные и у разных авторов раз­
личные. Полимиктовые (многокомпонентные) песчаники делятся на аркозовые и граувакковые.
Особое место в классификации песчаных пород занимают микалиты - породы с разным,
иногда очень высоким содержанием слюды.
61

ОСНОВНЫЕ ПЕТРОТИПЫ ПЕСЧАНИКОВ
КВАРЦЕВЫЕ ПЕСЧАНИКИ
Содержат более 90 % обломочного кварца; подразделяются на собственно кварцевые (с облом­
ками кварца 90-95 %) и высококварцевые, сложенные кварцем более, чем на 95 %. Составляют около
одной трети всех песчаников (табл. 30, фиг. 1).
Петрографические признаки
Цвет. Белесый, светло-серый, розоватый, зеленоватый.
С о ст а в. Кроме кварца, полевые шпаты, обычно микроклин и альбит в виде чистых неза­
мутненных разностей, обломки кварцитов, микрокварцитов, кремней, мусковит, биотит; постоян-
ными акцессорными минералами являются циркон и турмалин, часто присутствуют рутил, гранат,
ильменит. Кварц преимущественно монокристаллический, так как поликристаллические зерна
менее устойчивые; более характерен кварц с нормальным, а не волнистым погасанием; по составу
являются наиболее зрелыми из всех песчаников.
Структура. Кварцевые пески и песчаники сложены зернами наиболее высокой окатан­
ности по сравнению с другими минеральными типами песчаных пород. Характерной особенностью
кварцевых песков является общая тенденция к формированию округленных песчаных частиц эллип­
соидальной формы; содержание кварца с волнистым погасанием в них обычно понижено.
Цемент. Самая распространенная форма цементации осуществляется минералами крем­
незема - опалом, халцедоном, кварцем. Вторым по распространению минеральным видом является
кальцитовый цемент, следующий за ним - доломитовый. К железистому цементу в виде «рубашек»
добавляются непрозрачные сгустки гематита, гидрогетита. Гипсовый и ангидритовый цементы
встречаются относительно часто в результате вторичной миграции сульфатов из сульфатных толщ.
Нетипичны для кварцевых песчаников глинистые цементы.
Генетические типы. Весьма разнообразны - элювиальные, делювиальные, пролюви­
альные, ледниковые, аллювиальные, дельтовые, озерные, морские образования, последние резко
преобладают.
У слов и я образ о ван и я. Основное условие формирования кварцевых песков - переот­
ложение ранее накопившегося обломочного материала в течение одного или нескольких осадоч­
ных циклов в обстановке вялого тектонического режима; кварцевые песчаники отвечают периодам
длительной стабильности, обусловливающей выравнивание поверхности и длительность процессов
выветривания.
Петр о ф он д . Древние мономинеральные кварцевые и олигомиктовые песчаники.
62

АРКОЗОВЫЕ ПЕСЧАНИКИ
Аркозовыми называются песчаники, в состав которых входит не менее 25 % полевых шпатов.
(Именно такое количество, по мнению Ф. Петтиджона [15], позволяет различать их в поле). Термин
принадлежит А. Броньяру (1823 г.), назвавшему так песчаники провинции Овернь, состоящие из
крупных зерен полевых шпатов, кварца, слюды и глины. Составляют около 15 % всех песчаных
пород. Известны во всех геологических системах: от докембрия до голоцена. Родственными с
аркозом, но менее распространенными являются полевошпатовые песчаники, содержащие в своем
составе более 50 % полевых шпатов, менее 25 % кварца и менее 25 % обломков пород (табл. 30,
фиг. 2).
Петрографические признаки
Цвет. Типичные аркозы окрашены в розовые и красноватые цвета, определяе~fые высоки~~
содержанием розового микроклина или ортоклаза, а также присутствием пленочного кш сгустко­
вого цемента, сложенного гидроксидами железа, но встречаются и светло-серые, желтовато-зеленые,
темно-зелено-серые, отражающие смену состава полевых шпатов.
С о ст а в . Преобладающим минералом является кварц; полевые шпаты представлены в
основном калиевыми разностями, обычно микроклином. Однако вследствие трудностей диа­
гностики в большинстве публикаций полевые шпаты имеют разный состав. Выделяются четыре
разновидности аркозов: кислые (К-, K-Na-, Na-), и основные (Na-Ca-) аркозы. Наиболее распро­
страненными из них являются К-Nа-аркозы, сложенные кварцем, калиевыми полевыми шпатами,
кислыми плагиоклазами, мусковитом, биотитом, обломками кварцитов, слюдисто-кварцевых пород.
Характерными тяжелыми минералами являются циркон, рутил, турмалин, гранат, апатит, сфен гема­
тит, ильменит. Кроме того, аркозовые песчаники содержат большое количество слюд - мусковита
и биотита, чешуйки которых могут быть крупнее ассоциирующих с ними обломков. В грубозер­
нистых разностях значительное количество крупных обломков представлено поликристаллическим
кварцем либо полиминеральными зернами из кварца в срастании с полевым шпатом.
Структур а. У типичного аркоза грубо-крупнозернистая структура с различной степенью
окатанности обломков, реже средне-мелкозернистая. Для многих песчаников характерны неокатан­
ные остроугольные обломки, а также различная сортировка обломков. В некоторых древних арко­
зовых песчаниках наблюдается регенерация кварца и полевых шпатов, что приводит к образованию
очень плотной породы, по внешнему виду напоминающей гранито-гнейсы.
Цемент. Наиболее характерные цементы - кальцитовый и глинистый. Кальцитовый цемент
часто встречается в грубо-крупнозернистых песчаниках. Глинистые цементы представлены гидрос­
людой, хлоритом, каолинитом или их смесями и характерны для более мелкозернистых песчани­
ков. Железистые цементы встречаются в красноцветных толщах, кремнистое вещество - в качестве
кварцевого регенерационного или в смеси с глинистым. В древних толщах развиты бесцементные
аркозы с конформным или сутурным сочленением зерен.
Генетические типы. Разнообразие типов: аркозы присутствуют в составе аллювия, в
эоловых, ледниковых, дельтовых, шельфовых образованиях, в турбидитах; образуют элювиальные
(остаточные) аркозы, залегающие на гранитах, плохо стратифицированные и лишенные слоистых
текстур; разнообразие типов текстур есть следствие полигенетичности аркозовых песчаников.
63

У слов и я образ о ван и я. Специфические черты состава и строения аркозовых песчани­
ков связаны с составом материнских пород, а также с особенностя:ми их выветривания и дальней­
шей переработкой вещества на путях миграции к конечному бассейну.
Петр о ф он д . Граниты, пегматиты, гранодиориты, сиениты, гнейсы кислого состава, анде­
зиты, трахиты.
ГРАУВАККОВЫЕ ПЕСЧАНИКИ
Термин «граувакка» (от нем. grau - серый и Wacke - глинистая горная порода) ш:реводится
как серая глинистая порода.
Граувакковыми называются песчаники, содержание обломков горных пород в которых
составляет 25-100 %.
Термин введен в 1767 г. А. Г. Вернером для описания серых глинистых песчаников кульма
(палеозой), развитых в горах Гарца (Германия). Граувакки - наиболее широко распространенные
песчаные породы, известные почти во всех физико-географических обстановках. Характеризуются
исключительным разнообразием структурно-текстурных признаков и физических свойств.
Особенностью граувакк, вне зависимости от геологического возраста и распространения, является
их общий химический состав, коренным образом отличающийся от состава аркозовых песчаников.
Общепринятых норм «средней граувакки» не существует, поскольку совокупность граувакк разных
областей есть непрерывный ряд по содержанию матрикса и обломков пород (табл. 30, фиг. 3).
Петрографические признаки
Цвет. Темно-серый, зеленовато-серый, буро-серый, красно-коричневый, розово-красный,
светло-серый.
С о ст а в. По соотношению обломков кварца, полевых шпатов и горных пород выделяются
три минеральных вида: собственно граувакки (обломков пород более 75 %), по Шванову [24; 25]
эта граница скорее условная, чем несущая реальное содержание; кварцевые (кварца больше, чем
полевого шпата) и полевошпатовые (полевого шпата больше, чем кварца) граувакки (обломков
пород 25-75 %). По составу обломков различают граувакки петрокластические, чаще всего с преоб­
ладанием обломков эффузивных пород; литокластические - с преобладанием обломков осадочных
пород, кроме силицитов; кремневые- с кварцито-кремневыми обломками.
В пределах каждого типа могут выделяться разновидности по породному составу обломков,
что помогает диагностировать геологическую обстановку накопления песчаных толщ. Полевые
шпаты обычно представлены плагиоклазами. Во многих граувакках полностью отсутствуют калие­
вые полевые шпаты.
Структура. Варьирует от грубо-крупнозернистой до мелкозернистой; сортировка обло­
мочного материала очень плохая, плохая, средняя, хорошая с преобладанием первых двух типов;
форма и размер, например, кварцевых зерен варьируют, обломки утловатые и часто характеризуются
волнистым погасанием.
Цемент. Характерны все минеральные и структурные типы цемента; широко распро­
странены бесцементные граувакки со свободным поровым пространством или с конформными
структурами в катагенетически измененных песчаниках. Наиболее характерен глинистый цемент
64

синседиментационного либо постседиментационного происхождения, причем первый не имеет
определенной ориентировки или зональности в порах, второй зонален или закономерно ориенти­
рован относительно обломков (крустификационные каемки вокруг зерен, поры, выполненные по
периферии гидрослюдой, а внутри - каолинитом). Цемент или матрикс может представлять собой
микрокристаллические агрегаты кварца, полевого шпата, хлорита и серицита. Краевые части кварца
или полевого шпата часто прорастают тонкими листочками хлорита, иллита или серицита, поэтому
границы этих зерен видны неотчетливо. В некоторых граувакках большинство зерен независимо от
их состава замещено по краям минералами связующей массы, в результате чего образуется нечеткая
спутанно-волокнистая структура. Песчаные зерна в такой породе постепенно сливаются с основной
массой.
Генетические типы. Среди современных и ископаемых граувакк встречаются образова­
ния от континентального высокогорного элювия до осадков рифтовых долин срединно-океанических
хребтов; большинство граувакк относят к турбидитам благодаря их приуроченности к древним фли­
шевым толщам геосинклинальных областей;
У с л о в и я образ о ван и я . Решающим фактором в образовании граувакковых песчаников
является тектонический, в результате действия которого, с одной стороны, обеспечивается высокая
скорость захоронения осадков, с другой - вывод в область денудации пород различного состава, соз­
дающих необходимый петрофонд. Мощные толщи граувакк обычно скапливаются в быстро погру­
жающихся бассейнах.
Петр о ф он д . Могут формироваться за счет любого источника (магматического, метамор­
фического, осадочного).
65

ОСОБЕННОСТИ РАБОТЫ С КЕРНОМ
Одно из основных достоинств работы с керном - получение исключительно ценного мате­
риала, дающего представление о разрезе любой мощности в одной точке. При этом ценность керна
определяется процентом его выхода при бурении. Необходимо описывать и изучать полный и наи­
более свежий керн, однако при отсутствии такового изучается любой (в том числе керн с низким
выходом и сокращенный, оставшийся после проведенных обработок).
План описания керна скважины
Описание ведется снизу вверх от забоя скважины по следующим признакам.
1. Общий просмотр керна, при котором помечаются выделяющиеся слои, контакты, включе­
ния, пористость, трещиноватость - любые сразу видимые признаки.
2. Детальное послойное описание:
предваряется смачиванием керна водой для снятия остатков бурового раствора, а также
выявления структурно-текстурных признаков породы (наибольший эффект достигается
при смачивании карбонатного керна; керн песчаных пород лучше изучать чистым, но
сухим, так как от влажности он становится более темным и его структурно-текстурные
особенности затушевываются);
в разрезанном керне изучаются пришлифованные поверхности или же керн раскалывается
вдоль оси для изучения породы на свежем сколе;
выделение слоев пород опирается на цвет, состав, структуру, текстуру, включения (мине­
ральные, в том числе конкреционные, остатки фауны и флоры), пористость, кавернозность,
трещиноватость, нефтенасыщенность;
изучение нижнего контакта слоя;
определение мощности слоя.
3. Отбор образцов (литологических, палеонтологических).
4. Фотографирование, зарисовки.
5. Записи в полевом дневнике.
План макроскопического описания образца песчаника
Изучение песчаников в шлифах является основным методом их лабораторного исследования.
Однако микроскопическому изучению должны предшествовать визуальное макроскопическое описа­
ние и изучение образца по плану: цвет, вещественный состав, структура, текстура, включения (мине­
ральные, остатки фауны и флоры), крепость, пористость, трещиноватость, нефтенасыщенность.
66

План описания песчаника в прозрачных шлифах
1. Структура. Размер, форма и соотношение обломков
Размер. Измеряется не менее 200 зерен подряд без пропусков. При этом рекомендуется
измерять наибольший диаметр зерна, чтобы компенсировать искажение размера срезом шлифа
не через его центр. Размеры распределяются по выбранным гранулометрическим фракциям.
Необходшио пшинить, что содержание зерен определенной фракции в процентах от числа зерен
не соответствует ситовому анализу. Суммарная площадь обломков в шлифе уменьшается, так как
большинство зерен в сечении представлены меньшими площадями, а часть не попадает в плоскость
шлифа, соответственно площадь цемента при этом увеличивается. Вводится поправочный коэффи­
циент - 25 % (по [9]) или 10% (по [24)).
Форм а. Необходимо учитывать, что в шлифе форма оценивается в случайном срезе.
Изучается первичная кристаллографическая форма, а также вторичная - окатанная, корродирован­
ная, деформированная. Отмечают редко встречающиеся формы зерен. Окатанность оценивается по
трех- или пятибалльной системе. При этом можно использовать соответствующие трафареты.
При корродированности обломков устанавливают ее минералогическую избирательность
(какие минералы или литокласты больше или меньше корродированы), а также корродирующий и
корродируемый минералы.
При изучении регенерации устанавливается граница регенерационной и первичной частей в
обломке, обозначаемая пылеватыми частицами в виде загрязнения. При соотношении формы и раз­
мера обломка выявляются нижний предел окатанности и размерные фракции с лучшей степенью
окатанности.
2. Минерапого-петрографический состав
Выделение обломочных первичных и аутигенных вторичных компонентов.
О б лом к и делятся на породообразующие и акцессорные. Среди породообразующих выделя­
ются главные (с содержанием более 5 %) и второстепенные ( 1-5 %).
Описание обломков минералов и обломков горных пород. Для минералов определяются их
оптические свойства. В обломках пород описываются их цвет, форма, структура, текстура, мине­
ральный состав, степень сохранности для отнесения их к магматической, метаморфической или
осадочной породе.
Акцессорные минералы содержатся в количестве менее 1-2 %.
Цемент. Определяется его количество, минеральный состав, структурный тип.
По количественному соотношению с обломками выделяется цемент базальный, поровый,
пленочный, контактовый (соприкосновения).
По внутренней структуре выделяются аморфный (колломорфный и глобулярный) и кристал­
лический цементы. Последний делится на типы по размеру кристаллов.
По взаимоотношению обломков и кристаллов цемента выделяются крустификационный
(обрастания), регенерационный (нарастания), пойкилитовый (прорастания) и коррозионный типы
цементов.
При описании минерального состава цемента определяют и описывают его минералы в
порядке от главного к второстепенному; отмечается моно- или полиминеральность цемента; опреде­
ляется последовательность выделения его минералов.
67

3. Включения
Остатки скелетов ископаемых животных и растительных организмов, микроконкреции, пиро­
кластика, РОВ.
Определяются размер, форма, состав, строение, количество, для фауны групповая принадлеж­
ность, сохранность (целые скелеты, детрит, обломки), распределение в породе (беспорядочное, ори­
ентированное, послойное, участками), взаимоотношение с другими компонентами, происхождение.
4. пустотное пространство
Поры, каверны, трещины. Определяются количество, форма, размер, сообщаемость, распре­
деление в породе, взаимоотношение с породой. Для трещин - раскрытость (ширина), выполнение,
генерации.
5. Вторичные изменения
Растворение, аутигенное минералообразование (глинизация полевых шпатов, кальцитизация,
сульфатизация, ожелезнение, окремнение).
6. Микротекстура
Чаще всего в шлифе беспорядочная. Встречается градационная, переслаивания с алевроли­
тами, аргиллитами. На присутствие слоистости указывает ориентировка удлиненных компонентов
(слюд), растительного детрита, микролинзочек алевритового и глинистого материала. Описание тек­
стуры включает в себя:
68
характер слоистости (косая, горизонтальная и т. д.);
мощность отдельных слойков;
выделение первичных и вторичных (наложенные текстуры - биотурбации, оползания, кон­
креции) текстур.

СЛОВАРЬ ПОНЯТИЙ И ТЕРМИНОВ
Алевролит - порода, содержащая более 50 % частиц размером 0,05-0,005 мм.
Аллотриаморфные - зерна, не сохраняющие своей огранки, но обладающие более или
менее изометричной формой.
Анизотропные (неравносвойственные)- минералы средних (тригональной, тетрагональ­
ной, гексагональной) и низших (ромбической, моноклинной, триклинной) сингоний, ско­
рость света в которых меняется в зависимости от направления.
Гипидиоморфные - зерна с частично сохраненными первичными гранями.
Диагенез - совокупность процессов, отвечающих стадии диагенеза и зоне диагенеза; этап
физико-химического уравновешивания осадков, накопившихся на дне водоемов или на
поверхности суши.
Идиоморфные - зерна, сохраняющие ясную кристаллографическую огранку.
Изоморфизм - свойство атомов (или ионов) одних веществ замещать в структуре кри­
сталла атомы (или ионы) других веществ.
Изотропные (равносвойственные) - минералы, в которых свет проходит с одинаковой
скоростью в разных направлениях.
Каверны - полости, в которых гравитационные силы преобладают над капиллярными, в
связи с чем жидкость в них не удерживается [8].
Катагенез - совокупность процессов, происходящих в погребенной осадочной породе
(после ее диагенеза) при последовательном погружении под влиянием возрастающих тем­
пературы и давления до начала процессов метаморфизма.
Коллекторы нефти и газа - любые породы, обладающие специфическими физическими
коллекторскими свойствами, -емкостными и фильтрационными.
Ксеноморфные - зерна, не имеющие огранки и обладающие причудливыми очертаниями.
Литогенез - совокупность процессов формирования осадочных пород, в1с1ючает в себя
процессы осадкообразования и литификации. Гумидный тип литогенеза характерен для
влажного климата, наличие температур выше О 0С разрешает существование воды в
жидком виде и тем самым создает возможность течения разнообразных химических и био­
химических процессов, а также дифференциации веществ механической, химической и
биохимической. Типы горных пород, возникающие при гумидном типе литогенеза, раз­
нообразны, характерны коры выветривания с каолиновым и глиноземным горизонтами,
из аллотигенных - кварцевые пески с россыпями и каолиниты, из аутигенных
-
бокситы,
кремнистые и др.
Ломонтит - минерал из группы цеолитов, представлен шестоватыми агрегатами, часто
друзами, волокнистыми либо землистыми массами. Встречается в эффузивных горных
породах, аутигенный - в цементе песчаников.
Магнезит - безводный карбонат магния.
69

70
Оптические свойства минералов. Порядок работы по определению оптических свойств
минералов приводится в соответствующих руководствах [4; 7]. Основные оптические
свойства минералов представлены ниже.
1. Показатель преломления оценивается путем сравнения данного минерала с окру­
жающей средой- канадским бальзамом с показателем преломления, равным 1,537 + 0,004.
Качественно оценить показатель преломления минерала помогают оптические эффекты:
рельеф, шагреневая поверхность, поведение световой полоски Бекке на границе минерала
и канадского бальзама, дисперсионный эффект Лодочникова.
2. Спайность минерала под микроскопом проявляется в виде серии трещин, часто пре­
рывистых, пересекающих минерал.
3. Плеохроизм
-
изменение характера или интенсивности окраски (при одном или скре­
щенных николях) минерала при вращении столика микроскопа, вызванное различным
поглощением видимых лучей спектра в различных направлениях минерала. Характерен
для анизотропных минералов, в сечениях, не перпендикулярных оптической оси 1.
4. Псевдоабсорбция (кажущаяся окраска)- при вращении столика микроскопа, при
одном поляризаторе зерно минерала кажется то совершенно бесцветным, то серым или
темно-серым, т. е. происходит не поглощение, а рассеяние света, вызываемого различием
как в показателях преломления данного сечения, так и в преломлении исследуемого мине­
рала и канадского бальзама. Если имеются трещины спайности, то они попеременно исче­
зают и проявляются в виде резких черных линий.
5. Двупреломление -эффект разложения одного луча на два. Им не обладают (т. е. явля­
ются изотропными) минералы кубической сингонии, аморфные вещества, разрезы, пер­
пендикулярные осям кристаллов. Оптическим выражением двупреломления являются
интерференционные окраски, возникающие при наложении двух волн одинаковой длины,
колеблющиеся в одной плоскости и исходящие из одного источника. Выделяются четыре
порядка окрасок. Границей между порядками является фиолетовый цвет.
6. Погасание определяется ориентировкой в кристаллах оптической индикатрисы. Углом
погасания минерала называется угол между одной из оптических осей индикатрисы п ,
g
п , п и какой-либо кристаллографической осью (100), (010), (001). Если угол погасания
т
р
исследуемого сечения минерала равен нулю, погасание называется прямым, если нет -
косым. Для минералов средних сингоний отчетливо удлиненные разрезы будут иметь
прямое погасание. В минералах ромбической сингонии зерна с четко выраженным призма­
тическим габитусом или ясной спайностью будут иметь прямое погасание. Углы погаса­
ния в минералах триклинной сингонии во всех разрезах косые, в минералах моноклинной
сингонии - прямые и косые в зависимости от разреза.
7. Рельеф
-
кажущаяся выпуклость или вогнутость минерального зерна, а также наличие
вокруг него темной каймы. Рельеф положительный (отрицательный), если показатель
преломления минерала больше (меньше) показателя преломления канадского бальзама
соответственно.
8. Шагреневая поверхность (шагрень) - тонкая бугристая шероховатость на поверх­
ности зерна. Чем резче выражена шагрень, тем больше раз::шчаются показатели преломле­
ния минерала и среды. При отсутствии шагрени или ее слабой выраженности поверхность
минерала будет выглядеть ровной, гладкой.

9. Двойни к
-
закономерный сросток двух или нескольких индивидов одного и того же
минерала, повернутых относительно друг друга на 180 °С. Образование двойников харак­
терно для полевых шпатов. Двойники бывают простыми, когда между собой срастаются
два кристаллических индивидуума, полисинтетическими - более двух индивидуумов и
сложными - при срастании индивидуумов по нескольким двойниковым законам.
10. Осность минерала и его оптический знак определяют, используя коноскопи­
ческий метод (т. е. исследуют минерал в сходящемся свете и получают соответствующий
оптический эффект, называемый интерференционной фигурой - изогирой).
11. Цвет минер ал а в шлифе зависит исключительно от избирательного поглощения лучей,
проходящих сквозь тонкую пластинку минерала.
Петрофондовая принадлежность (петрофонд) - исходные материнские породы источни­
ков сноса.
Питающие провинции - области распространения пород источников сноса.
Полимиктовый - термин Ю. Ф. Левинсона-Лессинга, использовался для разделений кон­
гломератов и брекчий сложного состава. В. П. Батурин ввел его для описания песчаников
одного из горизонтов нижнемелового флиша Северного Кавказа. Характеризует смешан­
ный состав песчаника без наличия преобладающего компонента.
Полиморфизм - способность одинаковых по своему составу веществ образовывать раз­
личные структуры и, как следствие, разнообразные морфологические формы кристаллов.
Поровый коллектор характеризуется единой системой каналов, фильтрация по которым
отличается относительной изотропностью.
Поры - полости, в которых флюид (вода или нефть) удерживается капиллярными
силами [8].
Псефит - осадок или рыхлая порода, содержащая крупные (0,2-10 см) и (или) грубые
(0,1-10 м) обломки. Псефитолит -цементированная разность.
Родохрозит - марганцевый шпат - безводный карбонат марганца.
Силициты или кремневые (кремниевые) породы - осадочные образования, более чем на
половину состоящие из минералов группы кремнезема - опала, Ь.1Jистоба.:ппа, три.:ш~ппа.
халцедона и развивающегося по ним кварца.
Стокса Закон определяет силу сопротивления, которую испытывает твердый шар при
медленном движении в неограниченно твердой жидкости. По закону Стокса можно опре­
делить скорость осаждения частиц тумана, коллоидных, ила и других мелких частиц.
Трансформация глинистых минералов - переход одного минерального вида в другой,
связанный с изменением состава и числа ионов в тетраэдрических и октаэдрических слоях
и межслоевых пространствах, без изменения типа структуры.
Трещинный коллектор имеет полости, представленные трещинами, образовавшимися в
результате либо тектонических напряжений, либо вторичных процессов. Фильтрационный
поток обладает резко выраженной анизотропией.
Физические свойства минералов (основные свойства представлены далее).
1. Цвет
-
обусловлен его внутренними свойствами (нарушением однородности строения
кристаллической решетки, возникновением в ней дефектов) или связан с вхождением в его
состав элементов - хромофоров, а также механических примесей. Идиохроматическая
71

72
окраска присуща самому минералу, аллохроматическая - зависит от примесей, псевдохро­
матическая - обусловлена рассеиванием белого света, дифракцией или интерференцией.
2. Блеск
-
зависит от показателя преломления, характера отражающей поверхности, тре­
щиноватости, включений.
3. Спайность
-
свойство кристаллов раскалываться в определенных кристаллографиче­
ских направлениях, обусловленное строением их кристаллических решеток. Спайность
различается по степени совершенства:
весьма совершенная - кристалл легко расщепляется на тонкие листочки и его трудно раско­
лоть в другом, не спайном направлении (слюда, хлорит, гипс);
совершенная- разлом проходит преимущественно по спайности (кальцит, флюорит, барит,
полевые шпаты);
средняя - легко наблюдается (пироксены, сфен);
несовершенная - наблюдается с трудом (апатит);
отсутствует (кварц).
Некоторые минералы обнаруживают спайность в кристаллографически разных направлениях.
Под микроскопом спайность выражается в виде системы (или нескольких) параллельных
штрихов, обычно прерывистых.
4. Излом
-
поверхность раскола, прошедшая в минерале не по спайности.
5. Твердость -мера сопротивления минерала внешнему механическому воздействию.
6. Удельный вес зависит от химического состава и структуры минерала. Все минералы
по удельному весу делятся на три группы: легкие - удельный вес < 3 (гипс, кварц); сред­
ние - с удельным весом порядка 3-5 (апатит, пирит и др.); тяжелые - с удельным весом> 5
(золото, касситерит). Наиболее многочисленная средняя группа.
7. Гидроаэродинамическая у ст ой ч и в о ст ь - сопротивляемость обломочных
частиц механическим воздействиям, направленным на их перемещение.
8. Ми гр а ц ионная способность
-
максимальное расстояние возможного перемещения
минерала в свободном состоянии от его коренного источника при сохранении минераль­
ными зернами некоторых минимальных размеров, равных 0,05 мм или близких к нему.
Химическая устойчивость. Сравнение среднего состава песчаных пород со свойствами
минералов - потенциальных породообразователей позволяет заключить, что именно хими­
ческая устойчивость определяет способность минералов концентрироваться в песчаных
породах.
Химический состав минералов выражается цифрами валового химического анализа в
процентах и в виде химических формул.
Число Рейнольдса - безразмерный коэффициент, входящий в уравнение Рейнольдса, опи­
сывающее физическое состояние частицы, перемещаюшейся во флюиде.
Эвгедральный - изометричный.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Белоусова О. Н., Михина В. В. Общий курс петрографии. -М.: Недра, 1972. -344 с.
2. Бергер МГ Терригенная минералогия. - М.: Недра, 1986. -
227 с.
3. Ван А. В., Казанский Ю. П. Вулканокластический материал в осадках и осадочных породах. -
Новосибирск: Наука, 1985. -
126 с.
4. Вербицкий П. Г Основы кристаллооптики и методы изучения минералов под микроскопом. -
Киев: Изд-во Киевского университета, 1967. -
177 с.
5. Вильяме Х, Тернер Ф.Дж., Гилберт ЧМ Петрография. Введение в изучение горных пород в
шлифах. - М.: Изд-во иностр. лит-ры, 1957. - 425 с.
6. Гринс1нит Дж. Петрология осадочных пород. - М.: Мир, 1981. -
253 с.
7. Деньгин Ю. П. Сокращенный курс петрологии. - М.: ОНТИ, 1934. -
330 с.
8. Котяхов Ф. И. Физика нефтяных и газовых коллекторов. - М.: Недра, 1977. -
288 с.
9. Крашениютков Г Ф., Волкова А. Н., Иванова Н. В. Учение о фациях с основами литологии.
Руководство к лабораторным занятиям -М.: Изд-во МГУ, 1988. -
214 с.
10. Кузнецов В. Г Литология. Осадочные горные породы и их изучение. - М.: ООО «Недра­
Бизнесцентр», 2007. -
511 с.
11. Минералы и горные породы СССР/ Т. Б. Здорик, В. В. Матиас, И. Н. Тимофеев и др. - М.:
Мысль, 1970. -
437 с.
12. Наумов В. А. Оптическоеопределениекомпонентовосадочныхпород. -М.: Недра, 1989. -347 с.
13. Осадочные породы (состав, текстуры, типы разрезов)/ Ю. П. Казанский, О. А. Бетехтина,
А. В. Ван и др. - Новосибирск: Наука, СО, 1990. -
269 с.
14. Петтиджон Ф.Дж. Осадочные породы. Пер. с англ. -М.: Недра. 1981. -751 с.
15. Петтиджон Ф.Дж., Поттер П., Сивер Р. Пески и песчаники. -М.: Мир, 1976. -
534 с.
16. Преображенский И А" Саркисян С. Г Минералы осадочных пород. - М.: Гостоптехиздат,
1954. -
с. 462.
17. Прошляков Б. К., Кузнецов В. Г Литология. - М.: Недра. 1991. -
444 с.
18. Салтыков С. А. Стереометрическая металлография. - М.: Металлургиздат, 1970. -
375 с.
19. Селли Р К. Введение в седиментологию. Пер. с англ. - М.: Недра, 1981. -
370 с.
20. Сшwанович ИМ Кварц песчаных пород. - М.: Наука. 1978 (Тр. ГИН АН СССР; Вып. 314).
21. Сиротин К. М Определитель минералов. - М.: Высшая Школа, 1970. -
264 с.
22. Систематика и классификация осадочных пород и их аналогов / В. Н. Шванов, В. Т. Фролов,
Э. И. Сергеева и др. - СПб.: Недра, 1998. -
352 с.
23. Справочное руководство по петрографии осадочных пород. В 2 т. /Под общ. ред. д-ра геол.­
мин. наук, проф. Б. В. Татарского. - Л., 1955. Т. 1. -
486 с.
24. Фролов В. Т Литология. В 3 кн. Кн. 2. -
М.: Изд-во МГУ, 1993. -
432 с.
25. Черников О. А" Куренков А. И. Литологические исследования песчаных продуктивных коллек-
торов. - М.: Наука, 1977. -
11Ос.
26. Шванов В. Н. Песчаные породы и методы их изучения. - Л.: Недра, 1969. -
248 с.
27. Шванов В. Н. Петрография песчаных пород. -Л.: 1987. -269 с.
28. Швецов МС. Петрография осадочных пород. -М., Гостоптехиздат, 1958. -
416 с.
29. Япаскурт О. В. Генетическая минералогия и стадиальный анализ процессов осадочного
породо- и рудообразования. Учебное пособие. - М.: ЭСЛАН, 2008. -
356 с.
73

ФОТОТАБЛИЦЫ И ПОЯСНЕНИЯ К НИМ
ТАБЛИЦА 1
АЛЛОТИГЕННЫЕ ПОРОДООБРАЗУЮЩИЕ МИНЕРАЛЫ
Фиг.1.
Фиг. 2.
Фиг. 3.
Фиг. 4.
Фиг. 5.
Фиг.6.
74
КВАРЦ
Друза кварца. На кристаллах отмечается поперечная штриховка.
Обломок кварца изометричной формы хорошо окатанный. Николи х.
Обломок кварца овальной формы со слабой регенерацией (верхний левый угол) хорошо
окатанный. Николи х.
Угловатый (неокатанный) обломок кварца неправильно изометричной формы с большим
количеством примесей. Николи х.
Изометрично-полигональная кристалличность в хорошо окатанном обломке кварца изо­
метричной формы. Николи х.
Поликристалличность с изрезанными лапчатыми контурами отдельных кварцевых инди­
видов в изометричном хорошо окатанном обломке кварца. Николи х.

Фиг.1
Фиг.2
Фиг.3
Фиг.4
Фиг. 5
Фиг. 6
75

ТАБЛИЦА 2
АЛЛОТИГЕННЫЕ ПОРОДООБРАЗУЮЩИЕ МИНЕРАЛЫ
Фиг.1.
Фиг. 2.
Фиг. 3.
Фиг.4.
Фиг. 5.
Фиг. 6.
76
КВАРЦ
Конформные (выпукло-вогнутые) контакты между обломками кварца. Николи х.
Инкорпорационный контакт между обломками кварца. Николи х.
Микростилолитовые контакты между обломками кварца. Николи х,
Прерывистая регенерационная кварцевая каемка переменной ширины вокруг обломка
кварца изометричной формы хорошо окатанного. Граница между каемкой и обломком
пигментируется каким-либо пылеватым веществом. Николи х.
Сильно трещиноватый обломок кварца неправильно изометричной формы окатанный
слабокорродированный (оранжевый цвет- гидрослюдистый цемент). Николи х.
Облачное погасание (по-разному окрашенные пятна) в обломке кварца неправильно изо­
метричной формы полуокатанном. Николи х.

Фиг.1
Фиг. 2
Фиг.3
Фиг.4
Фиг. 5
Фиг. 6

ТАБЛИЦА 3
АЛЛОТИГЕННЫЕ ПОРОДООБРАЗУЮЩИЕ МИНЕРАЛЫ
Фиг.1.
Фиг. 2.
Фиг. 3.
Фиг. 4.
КВАРЦ
«Бородатый» (из-за вростков серицита) обломок кварца изометричной формы слабо кор­
родированный. Николи х.
Деформационное пластинкование или полоски Бема в обломке кварца неправильно изо­
метричной формы полуокатанном, слабокорродированном. Николи х.
Включения игольчатых кристаллов рутила в обломке кварца изометричной формы полу­
окатанном. Николи х.
Включение циркона в обломке кварца удлиненной формы полуокатанном. Николи х.
Фиг. 5, 6. Включения минералообразующей среды в виде мельчайших прозрачных пузырьков
вдоль трещины в обломке кварца с пятнистым погасанием. Николи х.
78

Фиг.1
Фиг. 2
Фиг. 3
Фиг.4
Фиг. 5
Фиг. 6
79

ТАБЛИЦА 4
АЛЛОТИГЕННЫЕ ПОРОДООБРАЗУЮЩИЕ МИНЕРАЛЫ
Фиг.1.
Фиг. 2.
Фиг.3.
Фиг. 4.
Фиг.5.
Фиг.6.
80
ПЛАГИОКЛАЗЫ
Агрегат пластинчатых кристаллов плагиоклаза.
Сложно сдвойникованный обломок плагиоклаза таблитчатой формы неокатанный со
ступенчатыми сколами по линиям спайности. Николи х.
Выделения гидрослюды в полуокатанном обломке плагиоклаза неправильно призмати­
ческой формы. Николи х.
Деформация обломка плагиоклаза, выражающаяся в смещении двойниковых швов отно­
сительно друг друга. Николи х.
ОРТОКЛАЗ
Толстотаблитчатый кристалл.
Простое двойникование (одна половина обломка светлая, другая - темная) в неокатан­
ном обломке ортоклаза - таблитчатой формы. Николи х.

Фиг.1
Фиг. 3
Фиг. 5
Фиг. 2
Фиг.4
Фиг.6
81

ТАБЛИЦА 5
АЛЛОТИГЕННЫЕ ПОРОДООБРАЗУЮЩИЕ МИНЕРАЛЫ
Фиг.1.
Фиг. 2.
Фиг. 3.
Фиг.4.
МИКРОКЛИН
Кристалл микроклина толстотаблитчатой формы.
Сложное двойникование (микроклиновая решетка) в полуокатанном слабокорродиро­
ванном обломке микроклина неправильно изометричной формы. Николи х.
Полуокатанный обломок микроклина с характерной микроклиновой решеткой, частично
замещаемый (коричневые пятна в верхней части обломка) кальцитом. Николи х.
Вторично измененный полуокатанный обломок калиевого полевого шпата. Продукты
изменения представлены глинистым веществом (бурая окраска). Николи//.
Фиг. 5, 6. Пертитовые структуры в обломках калиевого полевого шпата. Николи х.
82

Фиг.1
Фиг.2
Фиг. 3
Фиг.4
Фиг. 5

ТАБЛИЦА 6
АЛЛОТИГЕННЫЕ ПОРОДООБРАЗУЮЩИЕ МИНЕРАЛЫ
Фиг.1.
Фиг.2.
Фиг.3.
Фиг. 4.
МУСКОВИТ
Обломок таблитчатого кристалла мусковита.
Пластина (лейста) мусковита удлиненно уплощенной формы, изогнутая под давлением
прилегающих обломков кварца (верхний правый угол). Николи х.
Окатанная лейста мусковита с включениями. Николи х.
Сильно изогнутая в нескольких местах, разрушенная (нижний правый угол) лейста
мусковита в результате давления прилегающих обломков. Николи х.
Фиг. 5, 6. Замещение агрегатами микрозернистого карбоната лейсты мусковита по линиям спай­
ности, в результате чего произошло ее расщепление. Николи х.
84

Фиг.1
Фиг.2
Фиг.3
Фиг.4
Фиг. 5
Фиг.6
85

ТАБЛИЦА 7
АЛЛОТИГЕННЫЕ ПОРОДООБРАЗУЮЩИЕ МИНЕРАЛЫ
Фиг. 1.
Фиг. 2.
Фиг. 3.
Фиг. 4.
Фиг. 5.
Фиг. 6.
86
БИОТИТ
Обломок таблитчатого кристалла биотита.
Лейста биотита (в центре) коричневого и светло-коричневого цвета (в результате про­
цесса осветления). Выше - бесцветная лейста мусковита. Николи//.
Лейсты биотита частично хлоритизированные (зеленоватые), ориентированные по
длинной стороне в песчанике. Черные включения - детритное органическое вещество.
Николи//.
Чередование измененных хлоритизированных (зеленоватых) и неизмененных (коричне­
вых) участков в разбухшей лейсте биотита. Николи х.
Расщепление конца лейсты биотита (слева) и ее разбухание по линиям спайности в пес­
чанике, прокрашенном смолой. Николи//.
Глинистый продукт, образовавшийся по большей части лейсты биотита и выполняющий
паровое пространство, прокрашенное смолой. Николи//.

Фиг.1
Фиг.2
Фиг.3
Фиг.4
Фиг. 5
Фиг.6
87

ТАБЛИЦА 8
ОБЛОМКИ ПОРОД
ЭФФУЗИВЫ
Фиг. 1, 2. Окатанные обломки изометричной формы основных эффузивов с микрофельзито­
вой структурой основной массы, отличающейся размерами слагающих их индивидов.
Николи х.
Фиг. 3, 4. Окатанные обломки изометричной формы эффузивов среднего или основного состава с
микролитовой структурой основной массы. Николи х.
Фиг. 5. Обломок эффузивной породы- окатанный, овальной формы. Николи//.
Фиг. 6. То же. Николи х.
88

Фиг.1
Фиг.2
Фиг. 3
Фиг.4
Фиг. 5
Фиг.6
89

ТАБЛИЦА 9
ОБЛОМКИ ПОРОД
КВАРЦИТЫ
Фиг. 1, 2. Окатанные овальный и изометричный обломки кварцитов с гранобластовой структурой;
отличаются друг от друга размерами кварцевых индивидов и характером границ между
ними. Николи х.
Фиг. 3, 4. Обломки кварцитов с лепидо-гранобластовой структурой, отличаются друг от друга раз­
мерами кварцевых индивидов и характером границ между ними. Николи х.
Фиг.5.
Фиг.6.
90
СЛАНЦЫ
Окатанный обломок овальной формы кремнисто-глинистого сланца. Оранжевые полосы
сложены глинистыми минералами, темно-серые - кремневыми. Николи х.
Сильно изогнутый обломок глинистого сланца, форма которого определяется давлением
окружающих зерен (в центре - с яркими интерференционными окрасками). Николи х.

Фиг.1
Фиг.2
Фиг. 3
Фиг.4
Фиг. 5
Фиг.6
91

ТАБЛИЦА 10
ОБЛОМКИ ПОРОД
КРЕМНИ
Фиг. 1-4. Обломки кремней, сложенные агрегатами кварц-халцедонового состава.
Фиг.1.
Фиг.2.
Удлиненный обломок в песчанике пористом, прокрашенном смолой. Николи//.
Вверху в центре - сферолитовый агрегат халцедона в неправильно-изометричном
обломке. Николи х.
Фиг. 3, 4. Пропитанные ОВ карбонатизированные обломки; фиг. 3 - николи //,фиг. 4 - николи х.
ОСАДОЧНЫЕ ПОРОДЫ
Фиг. 5. Окатанный обломок алевролита изометричной формы среди зерен кварца. Николи х.
Фиг. 6. Окатанный обломок алевритистого аргиллита овальной формы. Николи х.
92

Фиг.1
Фиг.2
Фиг. 3
Фиг.4
Фиг.5
Фиг.6
93

ТАБЛИЦА 11
АКЦЕССОРНЫЕ МИНЕРАЛЫ
ЦИРКОН
Фиг.1. Бидипирамидальные кристаллы циркона.
Фиг. 2, 3. Окатанный призматический с бипирамидальными вершинами кристалл; фиг. 2 -
николи //,фиг. 3 - николи х.
АПАТИТ
Фиг. 4. Призматический кристалл апатита.
Фиг. 5, 6. Слабоокатанные призматические кристаллы апатита с плохо выраженными пирамидаль­
ными окончаниями, сильнотрещиноватые; фиг. 5 -николи //,фиг. 6-николи х.
СФЕН
Фиг. 7. Призматические кристаллы сфена.
Фиг. 8, 9. Полуокатанные обломки сфена; фиг. 8 - николи //,фиг. 9- николи х.
94

Фиг.1
Фиг.2
Фиг.3
Фиг. 4
Фиг. 5
Фиг. 6
Фиг. 7
Фиг. 8
Фиг. 9
95

ТАБЛИЦА 12
АКЦЕССОРНЫЕ МИНЕРАЛЫ
ТУРМАЛИН
Фиг.1. Агрегат столбчатых кристаллов розового турмалина.
Фиг. 2, 3. Окатанные обломки с разным плеохроизмом; фиг. 2 - николи //,фиг. 3 -наиболее густой
цвет наблюдается у удлиненного зерна , находящегося в горизонтальном положении,
николи //.
РУТИЛ
Фиг.4. Агрегат призматических кристаллов рутила в кварце.
Фиг. 5, 6. Окатанный обломок рутила удлиненно-эллипсовидной формы; фиг. 5
-
николи //,
фиг. 6 - николи х.
ГРАНАТ
Фиг. 7.
Обломок октаэдрического кристалла граната.
Фиг. 8, 9. Окатанный обломок граната, разбитый трещиной; фиг. 8 -николи //,фиг. 9-николи х.
96

Фиг.1
Фиг. 4
Фиг. 7
Фиг. 2
Фиг.5
Фиг.8
Фиг. 3
Фиг.6
Фиг.9
97

Фиг.1.
Фиг. 2.
Фиг.3.
Фиг. 4.
Фиг. 5.
Фиг.6.
98
ТАБЛИЦА 13
АУТИГЕННЫЕ ПОРОДООБРАЗУЮЩИЕ МИНЕРАЛЫ
Регенерационный кварц, выполняющий паровое пространство в песчанике. Обломок
отделяется от каймы регенерации тонкой полоской микрозернистого карбоната.
Николи х.
Соприкосновение регенерационных каемок в обломках кварца с разным погасанием.
Николи х.
Почковидные агрегаты халцедона.
Тонковолокнистые сферолитовые агрегаты халцедона. Николи х.
Опал.
Опал, образующий тонкие каемки вокруг обломков кварца и выполняющий паровое про­
странство между ними в песчанике кварцевом. Николи//.

Фиг.1
Фиг.2
Фиг.3
Фиг.4
Фиг. 5
Фиг.6
99

Фиг. 1.
Фиг. 2.
Фиг. 3.
Фиг. 4.
Фиг. 5.
Фиг.6.
100
ТАБЛИЦА 14
АУТИГЕННЫЕ ПОРОДООБРАЗУЮЩИЕ МИНЕРАЛЫ
Агрегат скаленоэдрических кристаллов кальцита.
Кристаллы кальцита в цементе песчаника, корродирующие обломки. Николи х.
Агрегат призматических и ромбических кристаллов доломита.
Кристаллы доломита ромбической и неправильно ромбической формы, мутные из-за
присутствия известковой примеси. Между кристаллами располагаются желтые пленки
органического вещества. Николи//.
Агрегат сидерита кристаллически-зернистый.
Сидерит буроватого цвета с характерной округлой формой кристаллов, корродирующих
обломок кварца. Николи х.

Фиг.1
Фиг.2
Фиг. 3
Фиг.4
Фиг. 5
Фиг.6
101

Фиг.1.
Фиг.2.
Фиг. 3.
Фиг. 4.
Фиг. 5.
Фиг. 6.
102
ТАБЛИЦА 15
АУТИГЕННЫЕ ПОРОДООБРАЗУЮЩИЕ МИНЕРАЛЫ
Прозрачные призматические кристаллы гипса.
Шестоватые кристаллы гипса с серыми интерференционными окрасками 1-го порядка.
Николи х.
Агрегат толстотаблитчатых кристаллов ангидрита.
Тонкопризматические кристаллы ангидрита с яркими интерференционными окрасками
3-го порядка. Николи х.
Фосфатные конкреции.
Фосфатный цемент пленочно-порового типа в песчанике кварцевом. Николи//.

Фиг.1
Фиг.2
Фиг.3
Фиг. 4
Фиг.5
Фиг. 6
103

Фиг. 1.
Фиг. 2.
Фиг.3.
Фиг. 4.
Фиг.5.
Фиг. 6.
104
ТАБЛИЦА 16
АУТИГЕННЫЕ ПОРОДООБРАЗУЮЩИЕ МИНЕРАЛЫ
Друза голубоватых кристаллов флюорита.
Прозрачные кристаллы флюорита в цементе песчаника. Николи//.
Сплошная плотная масса гидрогетита.
Гидрогетит в цементе песчаника почти черного цвета, по краям обломков просвечивает
красновато-коричневым, корродирует обломки кварца. Николи//.
Зернистые агрегаты анальцима.
Сферолитовые агрегаты анальцима. Николи //.

Фиг.1
Фиг.2
Фиг. 3
Фиг. 4
Фиг. 5
Фиг.6
105

ТАБЛИЦА 17
ГЛИНИСТЫЕ МИНЕРАЛЫ
Фиг.1. Землистая масса белой глины, сложенная каолинитом.
Фиг. 2. Веерообразные агрегаты каолинита. Николи х
Фиг. 3. Землистая масса серовато-зеленоватой глины, сложенная монтмориллонитом.
Фиг. 4. Спутано-волокнистые агрегаты монтмориллонита. Николи х.
Фиг. 5.
Воскоподобные агрегаты гидрослюдистой глины.
Фиг. 6. Микрочешуйчатые агрегаты гидрослюды в цементе полимиктового песчаника. Николи х.
106

Фиг.1
Фиг.3
Фиг. 5
Фиг. 2
Фиг. 4
Фиг. 6
107

Фиг.1.
Фиг. 2.
Фиг. 3.
Фиг. 4.
Фиг. 5.
Фиг.6.
108
ТАБЛИЦА 18
ГЛИНИСТЫЕ МИНЕРАЛЫ
Зернистые агрегаты зеленой песчаниковидной глины, сложенной глауконитом.
Зерна глауконита ярко-зеленого цвета микроагрегатного строения в песчанике полимик­
товом. Николи х
Буровато-зеленоватое зерно глауконита с фестончатыми контурами и плохо выражен­
ными трещинами синерезиса в песчанике. Николи//.
Трещины синерезиса в лопастевидных зернах глауконита в песчанике. Николи//.
Хлорит.
Агрегаты кристаллов хлорита в цементе песчаника. Николи//.

Фиг.1
Фиг.2
Фиг.3
Фиг.4
Фиг. 5
Фиг.6
109

Фиг. 1.
Фиг. 2.
ТАБЛИЦА 19
ОСТАТКИ ВЫСШИХ РАСТЕНИЙ
Фюзенизированный (черный) фрагмент растительной ткани с сохранившейся клеточной
структурой. Николи//.
Гелефицированный (коричневый) фрагмент растительной ткани. Николи//.
Фиг. 3, 4. Тонкие кутикулы с плохо выраженными зубчиками в угле. Многочисленные мелкие
тонкие желтые полосочки вокруг кутикул - микроспоры. Николи//.
Фиг. 5.
Фиг. 6.
110
Сrшющенная со складками оболочка макроспоры. Видна смятая центральная полость в
виде продольной узкой щели. Николи//.
Смоляные тельца. Николи//.

Фиг.1
Фиг.2
Фиг.3
Фиг. 4
Фиг. 5
Фиг.6
111

ТАБЛИЦА 20
РАССЕЯННОЕ ОРГАНИЧЕСКОЕ ВЕЩЕСТВО (РОВ)
Фиг. 1, 2. В дисперсной форме - РОВ в агрегатах халцедона, подчеркивающее их сферолитовое
строение. Николи//.
Фиг. 3, 4. Детритное РОВ - в виде темно-коричневых микропрожилков, обусловливающих слое­
ватую текстуру песчаника. Рядом коричневые и зеленоватые хлоритизированные лейсты
биотита. Николи//.
Фиг. 5, 6. Перемещенное РОВ в виде включений между обломками и пленок по границам облом­
ков. Николи//.
112

Фиг.1
Фиг. 3
Фиг.5
0,Зmm
~
Фиг.4
Фиг. 6
113

ТАБЛИЦА 21
ВУЛКАНОКЛАСТИЧЕСКИЙ МАТЕРИАЛ
Фиг. 1, 2.
Витрокластические частицы в хлоритизированном вулканическом стекле. Николи//.
Фиг. 3, 5, 6. Кристаллокласты кварца с оплавленными заливообразными контурами; рис. 3 -
николи //,рис. 5, 6 - николи х.
Фиг. 4.
114
Кристаллокласт кварца с прямолинейными кристаллографическими границами в
хлоритизированном вулканическом стекле. Николи//.

Фиг.1
Фиг. 2
Фиг.3
Фиг. 4
Фиг.5
Фиг. 6
115

ТАБЛИЦА 22
ВУЛКАНОКЛАСТИЧЕСКИЙ МАТЕРИАЛ
Фиг. 1-4 . Кристаллокласты полевого шпата.
Фиг.1.
Фиг.2.
Фиг.3.
Фиг.4.
Хорошо видны линии спайности (тоненькие прерывистые черточки). Николи//.
Зонарный кристаллокласт полевого шпата. Николи х.
Полисинтетические двойники в кристаллокласте, расположенные поперек длинной
стороны. Николи х.
Раздробленный кристаллокласт полевого шпата. Николи х.
Фиг. 5, 6. Литокласты эффузивов. Николи//.
116

Фиг.1
Фиг. 2
Фиг. 3
Фиг.4
Фиг. 5
Фиг.6
117

Фиг.1.
Фиг. 2.
Фиг.3.
Фиг. 4.
Фиг. 5.
Фиг. 6.
118
ТАБЛИЦА 23
ОСТАТКИ СКЕЛЕТОВ
ИСКОПАЕМЫХ БЕСПОЗВОНОЧНЫХ ОРГАНИЗМОВ
Членик иглы морского ежа в мелкозернистом полимиктовом песчанике с кальцитовым
цементом. Николи х.
Раковинка фораминиферы в мелкозернистом песчанике; камеры фораминиферы выпол­
нены гидроксидами железа. Николи//.
Обломок раковинки фораминиферы. Камеры частично выполнены гидроксидами железа.
Николи//.
Обломок створки раковины брахиоподы в песчанике разнозернистом с железистым пят­
нистым цементом (бурая окраска); темная часть обломка сложена волокнистым кальци­
том, светлая - призматическим. Николи//.
Обломок мшанки. Николи//.
Обломок багряной водоросли (с характерным сетчатым строением). Николи//.

Фиг.1
Фиг. 2
Фиг.3
Фиг. 4
Фиг. 5
Фиг. 6
119

ТАБЛИЦА 24
ОСТАТКИ СКЕЛЕТОВ
ИСКОПАЕМЫХ БЕСПОЗВОНОЧНЫХ ОРГАНИЗМОВ
Фиг.1, 2. Обломки костей рыб, сложенные фосфатным веществом. Николи//.
Фиг. 3, 4. Обломки створок брахиопод, сложенные фосфатным веществом в песчанике. Николи//.
Фиг. 5, 6. Кости позвоночных животных; фиг. 5 - николи //,фиг. 6 - николи х.
120

Фиг.1
Фиг. 2
Фиг.3
Фиг. 4
Фиг. 5
Фиг. 6
121

Фиг.1.
Фиг. 2.
Фиг.3.
Фиг. 4.
Фиг. 5.
Фиг.6.
122
ТАБЛИЦА 25
СТРУКТУРЫ ПЕСЧАНИКОВ
Песчаник тонкозерниствй кварцевый. Николи//.
Песчаник мелкозернистый полимиктовый. Николи х
Песчаник среднезернистый полимиктовый с полуокатанными обломками. Николи х.
Песчаник крупнозернистый полимиктовый с неокатанными и корродированными облом­
ками. Николи х.
Песчаник кварцевый разнозернистый с окатанными обломками. Николи х
Песчаник полимиктовый разнозернистый; обломки преимущественно полуокатанные.
Николи х.

Фиг.1
Фиг. 2
Фиг. 3
Фиг.4
Фиг. 5
Фиг. 6
123

Фиг.1.
Фиг. 2.
Фиг.3.
Фиг. 4.
Фиг. 5.
Фиг.6.
124
ТАБЛИЦА 26
ЦЕМЕНТ
Кальцитовый цемент парового типа в песчанике мелкозернистом полимиктовом с неока­
танными и полуокатанными обломками. Николи х.
Гипсовый цемент парового типа (темные каемки) в песчанике кварцевом мелкозерни­
стом; хорошо видна совершенная спайность гипса в виде параллельных штришков.
Николи х.
Опаловый цемент пленочного типа вокруг обломков в песчанике кварцевом с окатан­
ными обломками. Николи//.
Фосфатный цемент пленочного типа (бурые полоски вокруг обломков) в песчанике.
Отдельные обломки корродируются фосфатным веществом. Николи//.
Контактный (соприкосновения, точечный) цемент в песчанике. Синее вещество, выпол­
няющее поры - специальная смола, с помощью которой изучается структура парового
пространства. Николи//.
Опал-халцедоновый цемент пленочно-порового типа в песчанике кварцевом разнозерни­
стом с окатанными и полуокатанными обломками. Николи х.

Фиг.1
Фиг. 3
Фиг. 4
Фиг. 5
Фиг.6
125

Фиг.1.
Фиг. 2.
Фиг. 3.
Фиг.4.
Фиг.5.
Фиг.6.
126
ТАБЛИЦА 27
ЦЕМЕНТ
Халцедоновый цемент крустификационного типа в песчанике кварцевом разнозерни­
стом с окатанными и полуокатанными обломками. Николи х.
Пиритовый цемент коррозионного типа в песчанике кварцевом. Замещение кварца пири­
том уменьшает истинный размер обломков. Николи//.
Равномерное распределение кальцитового цемента в песчанике полимиктовом мелкозер­
нистом. Николи х.
Пятнистое расположение кальцитового цемента в песчанике мелкозернистом. Николи//.
Ангидритовый цемент порового типа в песчанике. Николи х.
Гипсовый цемент порового типа в песчанике. Николи х.

Фиг.1
Фиг. 2
Фиг. 3
Фиг. 4
Фиг. 5
Фиг. 6
127

Фиг.1.
Фиг. 2.
Фиг.3.
Фиг. 4.
ТАБЛИЦА 28
ЦЕМЕНТ
Цеолитовый цемент парового типа в песчанике полимиктовом. Буровато-зеленые вклю­
чения - зерна глауконита. Николи//.
Фосфатный цемент пленочно-порового типа в кварцевом песчанике. Николи//.
Бесцементный песчаник. Цементация осуществляется за счет точечных контактов между
обломками. Паровое пространство заполнено смолой; в центре (слева направо) наблюда­
ется полая микротрещина. Николи//.
Бесцементный песчаник. Цементация осуществляется за счет конформных контактов
между обломками. Николи х.
Фиг. 5, 6. Глинистый матрикс в песчанике полимиктовом; фиг. 5 -николи х, фиг. 6 - николи //.
128

Фиг.1
Фиг. 2
Фиг. 3
Фиг. 4
Фиг. 5
Фиг. 6
129

Фиг.1.
Фиг.2.
ТАБЛИЦА 29
ПОРЫ
Межзерновые поры в песчанике мелкозернистом. Пустотное пространство прокрашено
смолой. Николи//.
Внутрикристаллические поры в кальцитовом цементе (черные пятна в кристаллах каль­
цита). Николи х.
Фиг. 3--6 . Разные стадии растворения обломков в песчанике: фиг. 3, 4 - по трещинам спайности;
фиг. 5 - растворение компонента затронуло соседнее зерно (внизу), растворение кото­
рого пошло по линиям спайности; фиг. 6 - в результате растворения от полевого шпата
осталась регенерационная кайма. Николи //.
130

Фиг.1
Фиг.2
Фиг. 3
Фиг.4
Фиг. 5
Фиг. 6
131

Фиг.1.
Фиг. 2.
Фиг.3.
132
ТАБЛИЦА 30
ПЕСЧАНИКИ
Песчаник разнозернистый мономинеральный кварцевый среднесортированный с ска­
танными обломками с цементом соприкосновения пористый. Николи//.
Песчаник средне-крупнозернистый полимиктовый аркозовый несортцрованный с цемен­
тацией вдавливания с пятнами кальцитового цемента (левый нижний угол). Николи х
Песчаник полимиктовый граувакковый средне-мелкозернистый с глинистым цементов
парового типа. Николи х.

Фиг.1
Фиг. 2
Фиг. 3
133

СОДЕРЖАНИЕ
Введение ............... .
Компонентный состав песчаников .
Аллотигенные породообразующие минералы
Обломкигорныхпород............
Акцессорныеминералы...........
Аутигенные породообразующие минералы.
Глинистые минералы .
Примеси ....... .
Структура ....... .
Гранулометрический состав обломков
Сортировкаобломков. .........
Морфологические особенности обломков
Характер упаковки (укладки) обломков .
Цемент ........... .
Поры, каверны, трещины .
Поры ...
Каверны.
Трещины.
Цвет песчаников.
IС1ассификации песчаников.
Основные петротипы песчаников
Кварцевые песчаники. . .
Ар1..-озовые песчаю1ки. . .
Грауваю.."Овые песчаники .
Особенности работы с керном .
С.'Jоварь понятий и терминов .
Списоклитературы. . . . . . .
Фототаблицы и пояснения к ним .
Аллотигенные породообразующие минералы
Обломкипород................
Акцессорныеминералы...........
Аутигенные породообразующие минералы.
Глинистыеминералы............
Остаткивысшихрастений.........
Рассеянное органическое вещество (РОВ)
Вулканокластический материал . . . . . .
Остатки скелетов ископаемых беспозвоночных организмов
Структуры песчаников .
Цемент .. .
Поры ... .
Песчаники.
134
.
3
.
5
.5
15
16
23
34
40
45
45
46
47
50
52
57
57
58
58
60
61
62
62
63
64
66
69
73
74
74
88
94
98
. 106
.11о
. 112
. 114
. 118
. 122
. 124
. 130
. 132