Класс силикаты и алюмосиликаты

Наиболее распространенные породообразующие минералы. Около 1/3 всех известных минеральных видов. По весу составляют более ¾ от всей земной коры. Основа структуры - кремнекислородный тетраэдр (ККТ) – [SiO₄.] - рис. 6. Связь Si-O можно рассматривать как промежуточную между ионной и ковалентной, а тетраэдрическое пространственное расположение связей Si-O объясняется с учетом sp3- гибридизации кремневых орбиталей. В силикатах углы связей в большинстве тетраэдров близки к 109,5^о. Формальный заряд ККТ - 2^-.

Рис. 6. Кремнекислородный тетраэдр

 

Кремний в тетраэдре может частично (до 50%) замещаться на алюминий. В ленточных и слоевых силикатах часто присутствуют гидроксильные группы. Главными катионами в силикатах являются K, Na, Ca, Mg, Fe. Среди катионов в силикатах широко проявлен изоморфизм. Алюминий в силикатах играет двоякую роль: а) он может быть внешним катионом – тогда минерал будет силикат алюминия; б) может замещать кремний в центре тетраэдра – тогда минерал будет алюмосиликат; в) алюминий может одновременно выполнять две функции. В общей сложности в состав силикатов входит около 60-70 химических элементов с различным размером ионов и характером осуществляемых ими связей. Тетраэдры в силикатах находятся либо в изолированном состоянии, либо соединены между собой с образованием различных пространственных структур – рис. 7. Кремнекислородные тетраэдры соединяются между собой путем обобществления анионов О^-2 (вершин). Обобществление ребер и граней у тетраэдров не встречается.

Рис. 7. Типы соединения кремнекислородных тетраэдров в силикатах: а – островные силикаты, б – кольцевые силикаты, в – цепочечные силикаты, г – ленточные силикаты, д – листовые (слоевые) силикаты, е – каркасные силикаты

 

Многообразие силикатов обусловлено: различными вариантами поликонденсации КК-тетраэдров, разнообразием катионов, вхождением добавочных анионов и анионных групп.

Классификация силикатов основана на структуре или способе соединения ККТ.

Островные силикаты – [SiO₄] ^-4. Ортосиликаты – наиболее многочисленный подкласс минералов. Структуры наиболее прочны и компактны среди всех силикатов; этот фактор, а также высокозарядные и небольшие катионы обеспечивают высокую твердость и плотность минералов. Алюминий всегда является катионом. Иногда входят добавочные анионы – топаз. Тетраэдры не имеют общих вершин. Металлы связываются с кислородом свободной связью.

Характерна высокая кристаллизационная способность, хорошие кристаллы. Минералы в зависимости от катионов имеют различную окраску (за счет присутствия элементов-хромофоров).

Генезис – преимущественно минералы высоких температур и больших глубин: магматические и метаморфические образования, а также метасоматические.

Оливин (перидот) - (Fe,Mg)₂[SiO₄]. Крайние члены изоморфной серии: форстерит - Mg₂[SiO₄] и фаялит - Fe₂[SiO₄]. Сингония ромбическая. Твердость 6,5. В кристаллах встречается редко. Хризолит - прозрачная разновидность. По оливинам развиваются тальк и серпентин.

Топаз Al₂(F,OH)₂[SiO₄ ]. Твердость 8. Бесцветный, бледно-голубой, желтый. Обладает слабыми пиро- и пьезоэлектрическими свойствами. Генезис связан с грейзенами, пегматитами.

Группа граната. Минералы с общей формулой R₃⁺² R₂⁺³ (SiO₄)₃; где R⁺² - Mg, Fe, Mn, Ca; а R⁺³ - Al, Fe, Cr, Mn. В зависимости от катионного состава выделяются различные виды гранатов: альмандин - железо, алюминий; пироп - магний, алюминий; гроссуляр - кальций, алюминий; андрадит - кальций, железо; уваровит - кальций, хром; спессартин - марганец, алюминий. Гранаты образуют изоморфные ряды: пироп – альмандин, гроссуляр – андрадит. Минералы кубической сингонии. Спайность отсутствует; твердость 7-7,5. Группа алюминиевых гранатов (альмандин, пироп, спессартин) называется пиральспиты, кальциевых (гроссуляр, уваровит, андрадит) – уграндиты, между группами редко проявляется смесимость. Демантоид – это прозрачная зеленая драгоценная разновидность андрадита с 1,5% Cr₂O₃.

Кольцевые силикаты – Шестерные кольца - Si₆О₁₈. Возможны тройные, четверные кольца, сдвоенные (двухъярусные). Структурные единицы кольцевых силикатов: (Si₆O₁₈); (Si₄O₁₂)_; (Si₃O₉). Отношение Si:Al = 1:3. Небольшое число редких в природе минералов.

Берилл Ве₃Аl₂ (Si₆O₁₈). С примесью хрома - изумруд. Голубовато-зеленый – аквамарин (примесь железа). Желтый – гелиодор (примесь железа). Розовый – воробьевит (примесь марганца). Твердость 7,5 -8. Сингония гексагональная.

Силикаты со сдвоенными тетраэдрами (Si₂O₇). Диортосиликаты. Эпидот Ca₅(Al,Fe)₃ (OH)O (SiO₄) (Si₂O₇) – имеет характерный фисташково-зеленый цвет.

Цепочечные силикаты. [Si₂O₆]. Форма цепочек самая разная, наиболее распространена пироксеновая цепочка с периодом повторяемости в два тетраэдра. Пироксены могут быть ромбические и моноклинные. Структурная единица [SiO₃]_m^-2. Основные катионы Mg, Ca, Na и Fe. Для пироксенов распространенная форма - призмы с восьмиугольным сечением. Спайность по граням призмы под углом около 90⁰.

Энстатит Mg₂ (Si₂O₆). Гиперстен (Fe,Mg)(Si₂O₆). Оба - ромбические пироксены. Твердость 6-6,5. Цвет от белого и светло-серого до темно-коричневого. Ромбические пироксены обычно встречаются в основных и ультраосновных породах с низким содержанием кальция.

Диопсид - СаMg(Si₂O₆). Призматические кристаллы серого и зеленого цвета разных оттенков. Происхождение магматическое и контактово-метаморфическое.

Авгит - моноклинный пироксен Ca (Mg, Fe, Al) [(Si,Al)₂O₆]. Если присутствует натрий - эгирин-авгит. Авгит - наиболее важный железо-магнезиальный минерал основных и ультраосновных магматических пород.

Ленточные силикаты. [Si₄O₁₁]. Различных форм лент много, наиболее распространена амфиболовая – это две соединенные пироксеновые цепочки. Период повторяемости – кольцо из шести тетраэдров.

Группа амфиболов. Как и пироксены, амфиболы могут быть ромбические и моноклинные. В структуре происходит чередование кремнекислородных тетраэдров с двумя и тремя общими атомами кислорода. Общая формула R₇ (OH)₂x(Si₄O₁₁); где R - Ca, Mg, Fe Ca, Mg, Fe, Na, Al. В тетраэдре возможно замещение Si на Al. В отличие от пироксенов в состав амфиболов обязательно входит конституционная вода в форме (ОН).

Для амфиболов характерна весьма совершенная спайность под углом 124⁰, удлиненные кристаллы, вплоть до волокнистых (амфибол-асбест). Амфиболы в отличие от пироксенов имеют более совершенную спайность, шелковистый блеск, габитус вытянутый, часто игольчатый.

Роговая обманка – серая и темно-зеленая, содержащая Ca, Mg, Fe. Твердость 6. Роговые обманки – объединенное название сильножелезистых иногда с натрием и алюминием алюмосиликатов.

В природе нет химически чистых пироксенов и амфиболов, отвечающих идеальным формулам; состав их всегда сложен. Состав только литиевых минералов (сподумен, холмквистит) достаточно постоянен. Поэтому часто состав этих минералов изображается с помощью диаграмм.

Генезис пироксенов и амфиболов магматический, метаморфический, метасоматический. На примере этих двух групп минералов хорошо проявлено явление типомохимизма – зависимость состава от геологических условий образования. Омфацит (диопсид с примесью жадеита) – ультраосновные мантийные породы. Базальты: роговые обманки с высоким Fe³⁺/Fe²⁺ отношением (базальтическая роговая обманка). В скарнах обязательно наличие диопсида и геденбергита. Практическое значение имеют: жад (жадеит), нефрит, голубой рибекит-асбест из мергелей.

Слоевые или листовые силикаты. [Si₄O₁₀]. Каждый тетраэдр имеет 3 общих атома кислорода с соседними тетраэдрами. Остовом структуры наиболее распространенных силикатов с простыми сетками тетраэдров являются сетки ККТ, они располагаются параллельно друг другу и чередуются с плоскими сетками другого состава, образуя пакеты слоев. Установлено два главных типа пакетов силикатов: 1. Двухслойный пакет состоит из слоя тетраэдров с общей формулой [Si₂O₅] +(ОН) и сетки (слоя, листа) с октаэдрическими позициями Mg (триоктаэдрический) или Al (двуоктаэдрический). Суммарный заряд пакета 0; с другими пакетами, смещенными друг относительно друга, связан остаточными силами Ван-дер-Ваальса. 2. Трехслойный пакет: два слоя тетраэдров, обращенных друг к другу вершинами, между ними октаэдрические позиции занимает Mg (триоктаэдрический) или Al (двуоктаэдрический). Суммарный заряд пакета 0; с другими пакетами, смещенными друг относительно друга, связан остаточными силами Ван-дер-Ваальса. В алюмосиликатах установлен только трехслойный пакет, в котором Si замещается на Al, при этом образуется дополнительный заряд «-», что обеспечивает вхождение дополнительного слоя катионов-компенсаторов – K, Ca, комплексные катионы. Наиболее распространен каолиновый слой с псевдогексагональным обликом. Минералы с каолиновыми слоями нередко называют метасиликатами. Основные катионы - Mg, Al, K, Na; добавочные анионы - OH, F.

В табл. 1 показаны основные особенности структур главных минералов слоистых силикатов и алюмосиликатов.

Таблица 1. Главные силикаты и алюмосиликаты с простыми сетками тетраэдров

Катионы в тетраэдрах	Межпакетный катион	Внутрипакетный (октаэдрический) катион
Mg^2+	Al^3+
Si	Нет (пакет 1:1)	Серпентин (3-окт)	Каолинит (2-окт)
Si	Нет (пакет 2:1)	Тальк (3-окт)	Пирофиллит (2-ок)
Al+Si	(Комплекс)^n+	Монтмориллонит
Al+Si	K^+	Флогопит	Мусковит
Al+Si	K^+	Литиевые слюды
Al+Si	Ca^2+	Хрупкие слюды
Al+Si	(Комплекс)^n+	Гидрослюды
Al+Si	(Комплекс)^n+	Хлориты

Из-за некомпактности структур и слабых связей между пакетами редкие слоистые силикаты и алюмосиликаты встречаются в виде крупных и хорошо ограненных кристаллов. Спайность совершенная по базопинакоиду. Цвет зависит от наличия в минерале элементов-хромофоров (железа, хрома, марганца), без хромофоров – белый.

Среди слоистых силикатов различают политипы (разный разворот слоев) и смешанослойные образования – они сложены чередующимися пакетами монтмориллонита и слюды, хлорита и слюды и т.д.

Слюды: мусковит (K, Al, F, OH), биотит (Mg, K, F). Слюды обладают совершенной спайностью в одном направлении.

Серпентин Mg₆(OH)₈[Si₄O₁₀], твердость 3-4, волокнистая разность - асбест.

Тальк Mg₃(OH)₂[Si4O10], твердость 1; продукт метаморфизма ультраосновных пород.

Глинистые минералы содержат гидроксильную группу и нередко кристаллизационную или адсорбированную воду, они образуются в процессе выветривания магматических и метаморфических горных пород, содержащих полевые шпаты, слюды и другие силикаты и алюмосиликаты. Каолинит Al₄(OH)₈[Si₄O₁₀], твердость 1-2.

Каркасные силикаты. ККТ соединены всеми четырьмя вершинами и образуют трехмерный каркас. Геометрия и симметрия группировок могут быть различными из-за несколько различной ориентации ККТ относительно друг друга. Каркасные силикаты – это полиморфные модификации кремнезема; остальные каркасные минералы – это алюмосиликаты, многие из них являются главными породообразующими минералами, в первую очередь – полевые шпаты. Основные катионы калий, натрий, кальций. Структура достаточно «рыхлая», что допускает вхождение дополнительных анионов. Наличие больших, иногда сообщающихся полостей (цеолиты) позволяет в них размещаться целым группам и комплексам и иногда обмениваться ими с окружающей кристалл средой.

Каркасные структуры с сильными (ионно-ковалентными) связями с одной стороны и «рыхлость» каркаса – с другой приводят к тому, что почти все минералы имеют твердость порядка 4,5-7, а плотность их невелика – около 2,1-2,6 г/см³. В минералы не входят элементы-хромофоры, поэтому их собственный цвет белый; но в них часто появляются собственные окраски, связанные не с хромофорами, а с «красящими» центрами – дефектами в структуре минералов. Нередко хорошо проявлена спайность.

Группа кремнезема [SiO₂]. Группа кварца – около 12% весовых в земной коре, входит в состав всех генетических типов горных пород. Халцедон – скрытокристаллическая, тонкопористая, волокнистая разность кварца. Опал аморфный или состоит из глобул (150-400 нм) тридимита или кристобалита в кубической плотнейшей упаковке, в пустотах – вода. Кахолонг – непрозрачная, молочно-белая разность опала и халцедона. В табл. 2 показаны полиморфные модификации кремнезема.

Таблица 2. Полиморфные модификации кремнезема

Название модификации	Т^0образования	Структурные особенности
a кварц	до 573^0	Тригональный, пл. 2,65;
b- кварц (высокотемп.)	573-870^0	Гексагональный, пл.2,53;
Тридимит (низкотемп.)	867-1410	Моноклинный пл.2.27;
Тридимит высокотемп.)	867-1410	Гексагональный
Кристобалит (а)	1470-1713	Тетрагональный, пл.2.3, N=1,49, Z=4
Кристобалит (b)	1470-1713	Кубический, Z=8, пл.2,23
Коусит (коэсит)	Р =20 кб	Моноклиный, Z=16, пл.2,9
Стишовит	Р=75 кб	Тетрагональный, Z=2, пл..4,28.
Лешательерит (стекло) - в фульгуритах, сплавленный кремнезем (воздействие молнии), пл. 2,19
Все модификации имеют к.ч. для Si =4, кроме стишовита (к.ч.=8)

Группа полевых шпатов имеет радикалы [AlSi₃O₈] и [Al₂Si₂O₈]. Полевые шпаты – по массе в земной коре составляют свыше 50%. Калиевые (натриево- калиевые) полевые шпаты санидин ортоклаз, микрокл ин – полиморфные модификации с разной степенью упорядоченности алюминия в ККТ. Изоморфизм калия и натрия ограниченный, поэтому обычны пертиты – закономерные ориентированные пластинчатые вростки альбита в ортоклазе и микроклине (в санидине их почти нет). Особенность калиевых полевых шпатов – образование простых двойников срастания и прорастания. Амазонит – зеленый, чаще микроклин. Адуляр – водяно-прозрачные кристаллы ортоклаза клиновидной формы. Лунный камень – ортоклаз без пертитов, полупрозрачный, с мерцающим блеском.

Известково-натриевые полевые шпаты или плагиоклазы (непрерывный изоморфный ряд) с замещениями Чермака (Na⁺ + Si⁴⁺ «Ca²⁺ + Al³⁺). Номер плагиоклаза определяется по содержанию в процентах анортитового (Са[Al₂Si₂O₈]) компонента: альбит (0-10), олигоклаз (10-30) – кислые; андезин (30-50), лабрадор (50-70) – средние; битовнит (70-90), анортит (90-100) - основные. Типичны полисинтетические двойники.

Магматические горные породы

 

Природные минеральные агрегаты, слагающие самостоятельные геологические тела, образующие земную кору, называются горными породами. Строение горной породы определяется структурой и текстурой. Структура характеризует степень кристалличности, размеры, форму слагающих породу минералов и характер их срастания между собой (и стеклом). Текстура определяется взаимным расположением в пространстве минеральных зерен, их агрегатов с различными структурными или минералогическими особенностями. Минеральный состав, строение и форма залегания горной породы отражают условия ее образования. Все горные породы по происхождению (генезису) делятся на следующие группы: 1) магматические горные породы, 2) осадочные горные породы, 3) метаморфические горные породы.

Магматические горные породы формируются в результате застывания магмы (гетерогенного силикатного расплава, обогащенного летучими компонентами) на некоторой глубине в земной коре – интрузивные (плутонические) горные породы или на поверхности - эффузивные или вулканические горные породы. Среди интрузивных горных пород выделяются абиссальные (глубинные) и гипабиссальные (малоглубинные); среди последних нередко выделяют жильные горные породы. Кроме того, из твердых продуктов вулканических извержений формируются пирокластические горные породы – туфы и туффиты, а также туфогенные породы, являющиеся переходными к нормально-осадочным горным породам.

По содержанию кремнезема магматические горные породы делятся на четыре группы: ультраосновные, основные, средние и кислые. По суммарному содержанию щелочных металлов внутри указанных групп выделяют ряды пород нормальной щелочности (низкощелочных), умеренно-щелочных (субщелочных) и щелочных пород. Субщелочные и щелочные породы относительно редки в природе, а породы нормальной щелочности преобладают в составе магматических горных пород, они и рассматриваются в курсе общей геологии. В табл. 3 дана классификация магматических горных пород нормальной щелочности.

 

Таблица 3. Классификация магматических горных пород

Условия формирования	Породы нормального ряда
Кислые SiO2>64(65%)	Средние SiO2 52-64%	Основные SiO2 45(42)-52%	Ультраосновные SiO2 <(42%)
Инструзивные	Гранит	Диорит	Габбро	Дунит, перидотит, пироксенит*
Текстуры: массивная, пятнистая, полосчатая, шлировая
Структуры: полнокристаллические, порфировидная
Эффузивные	Риолит	Андезит	Базальт	Пикрит
Текстуры: массивная, пористая, флюидальная, миндалекаменная
Структуры: стекловатая, скрытокристаллическая (афанитовая), неполнокристаллическая, порфировая
Цвет породы и цветовой индекс	Светлый 3-25%	Серые (20-50%)	Темные (ср. 50%)	Темно-зеленые или черные (90-100%)

Примечание: * - Пироксениты являются ультрамафическими горными породами, но в зависимости от количества примеси оливина и от состава самих пироксенов могут отвечать ультраосновным и основным породам.

 

Число породообразующих минералов всех типов магматических горных пород ограничивается всего лишь одним десятком. Главными из этих минералов являются силикаты. Среди них выделяются светлые, богатые кремнеземом, и алюминием – сиалические минералы и темные, обогащенные магнием и железом – мафические (или фемические минералы). При переходе от кислых пород к ультраосновным исчезает сначала кварц, уменьшается количество полевых шпатов, (в ультраосновных породах они исчезают полностью), увеличивается количество темноцветных минералов, и, соответственно, цвет пород меняется от светлого через серый к черному и темно-зеленому. В приведенном ряду пород возрастает цветовой индекс (доля мафических минералов). Минеральный состав магматических глубинных пород показан на рис.8.

 

Рис. 8. Минеральный состав глубинных магматических горных пород

 

Вулканическими породами непостоянного состава являются: 1) вулканические стекла (обсидианы) обычно кислого состава, хотя известны вулканические стекла среднего и основного состава; 2) пемзы – очень пористые, шершавые на ощупь породы обычно светлых цветов преимущественно кислого состава.

 

Осадочные горные породы

 

Осадочные породы образуются на поверхности Земли в результате различных экзогенных геологических процессов и занимают около 75% площади земной поверхности. В формировании осадочной горной породы выделяются следующие стадии: 1) седиментогенез – процесс накопления осадка, 2) диагенез – процесс преобразования осадка в осадочную горную породу. Совокупность процессов седиментогенеза и диагенеза называется литогенезом. К постдиагенетическим дометаморфическим преобразованиям относятся стадии катагенеза и метагенеза, при которых происходят уплотнение породы и некоторые минералогические преобразования.

Характерными признаками осадочных горных пород являются: пластовая форма осадочных тел, часто специфический минеральный состав, слоистая текстура, наличие текстур поверхности пласта.

Накопление осадка может происходить различными способами: механическим или физическим, химическим, биогенным или смешанным. В зависимости от способа накопления осадка выделяются следующие группы осадочных горных пород:

- обломочные или терригенные;

- хемогенные;

- биогенные или органогенные;

- глинистые (пелитовые).

 

Терригенные горные породы

Классифицируются в зависимости от размеров слагающих их обломков (обломочных зерен). Структурный признак обломочных горных пород - размер обломков. В табл. 4 приведена схематическая классификация обломочных осадочных горных пород.

 

Таблица 4. Классификация обломочных горных пород

Группа пород	Размеры обломков (мм)	Рыхлые породы	Сцементированные породы
Окатанные	Неокатанные	Окатанные	Неокатанные
Грубообломочные	>1000	Глыбовые валуны	Скопление глыб	Конгломерат (глыбовый, валунный, галечный)	Брекчия (глыбовая, валунная, щебеночная)
100-1000	Валунник	Неокатан. валунник
10-100	Галечник	Щебенка
1-10	Гравийник	Дресва	Гравелит
Песчаные	0,1-1	Песок	Песчаник
Алевритовые	0,01=0,1	Алеврит	Алевролит

Примечание. В каждой группе пород по крупности обломков выделяются крупные (крупнозернистые), средние (среднезернистые) и мелкие (мелкозернистые) структурные разности.

 

Возможны породы с различной крупностью обломков, в таком случае речь будет идти о средне-крупнозернистом песчанике, неравномернозернистом алевролите и т.п. Следует заметить, что макроскопически определить зернистость алевритовых пород не представляется возможным, отдельные зерна в них не различимы. Отличить алевролиты от аргиллитов можно по шероховатой поверхности, у аргиллитов она шелковистая и однородная.

 

Глинистые горные породы

Глинистые породы составляют не менее 50% объема всех осадочных горных пород. В современных классификациях они выделяются в отдельную группу. Глинистые породы занимают промежуточное положение между обломочными и хемогенными осадочными горными породами.

Глинистые породы состоят не менее чем на 50% из глинистых минералов – продуктов химического разложения некоторых силикатов; в их состав входят также мельчайшие (менее 0,01 мм) обломки минералов – продуктов физического разрушения горных пород. Размер минеральных частиц глинистых пород менее 0,01 мм, чаще – менее 0,005 мм. Структура глинистых пород характеризуется как пелитовая, обычные текстуры – тонкослоистая, массивная, пятнистая, из них типоморфной является слоистая.

Глинистые породы в чистом виде белые, светлые, но часто окрашены примесями в различные цвета. Глины способны поглощать воду (до 70%), разбухать и размягчаться. Плотные глинистые породы, потерявшие способность разбухать, называются аргиллиты. Они имеют обычно более темную окраску, чем глины и по структуре не отличимы от глин. Глины подразделяются по минеральному составу: каолинитовые глины, монтмориллонитовые глины (бентониты), гидрослюдистые глины, полиминеральные глины.

 

Хемогенные и органогенные породы

Хемогенные и органогенные породы образуются в основном в водной среде в результате различных химических процессов, накопления твердых минеральных остатков или продуктов жизнедеятельности различных организмов. В природе оба процесса могут осуществляться одновременно и образовавшиеся породы часто связаны друг с другом взаимными переходами. Поэтому хемогенные и биогенные породы часто объединяют в одну группу. Существуют в этой группе чисто хемогенные образования. Классификация биогенных и хемогенных пород построена по принципу химического состава. Порода относится к той или иной группе по химическому составу, если соответствующего компонента в ней 50% и более, для фосфатных и глиноземистых пород эта цифра понижена до 25-30%, для железистых и марганцевых – еще более. Структура хемогенных пород определяется размерами слагающих ее кристаллических зерен.

1. Галоидные породы. Каменная соль состоит из галита. Калийная соль состоит из сильвина.

2. Сульфатные породы. Гипс и ангидрит состоят из соответствующих минералов.

3. Глиноземистые породы. Бокситы состоят из смеси различных по структуре гидроксидов алюминия с возможной примесью гидроксидов железа и глинистых минералов.

Галоидные, сульфатные и глиноземистые (аллитные) породы имеют хемогенное происхождение.

4. Железистые породы. Состоят преимущественно из оксидов и гидроксидов железа, в осаждении которых могут принимать участие бактерии.

5. Фосфатные породы сложены фосфатами кальция с примесью глинистого и песчаного материала – фосфоритами, которые часто имеют вид конкреций.

6. Карбонатные породы включают известняки, доломиты и сидериты. Породы этой группы наиболее распространены среди хемогенных и биогенных осадочных горных пород, а внутри группы самыми распространенными являются известняки, которые могут иметь как биогенное, так и хемогенное происхождение.

7. Кремнистые породы состоят главным образом из минералов группы кварца: кварца, халцедона, опала. Диатомиты, опоки и трепелы имеют биогенное и биохемогенное происхождение, а яшмы, кремни и гейзериты – хемогенное.

8. Углеродистые породы или каустобиолиты имеют исключительно биогенное происхождение и их отличительный признак – способность к сгоранию и выделению теплоты. Среди них выделяются твердые горючие полезные ископаемые, а также жидкие и газообразные, последние в данном курсе не рассматриваются. Породы угольного ряда: торф, бурый уголь, каменный уголь, антрацит.