Основная информация о формировании магматических, метаморфических и осадочных пород

Все горные породы в соответствии с условиями их образования делятся на четыре генетических класса: магматические, метаморфические, осадочные и коптогенные. Магматические (или изверженные) породы образуются в результате кристаллизации или застывания силикатного (преимущественно) расплава, который называется магмой. Осадочные горные породы – продукты преобразования осадков, накопившихся на земной поверхности в результате разложения других, ранее существовавших пород и жизнедеятельности организмов. Метаморфические горные породы – продукты перекристаллизации магматических и осадочных пород без расплавления. Коптогенные горные породы – продукты ударного метаморфизма, образующиеся при кратковременном воздействии огромных давлений и температур.

Магматические породы разделяются, прежде всего, по фациальным условиям образования на три класса: плутонические, вулканические и гипабиссальные. Плутонические породы кристаллизуются в абиссальных условиях, образуясь путем интрузии (внедрения расплава), поэтому их называют интрузивными. Вулканические породы застывают на земной поверхности, образуясь путем эффузии (излияния), поэтому называются эффузивными или излившимися. Гипабиссальные породы кристаллизуются (или застывают) в полуглубинных условиях и, по сути, являются частично излившимися, т. к. застывают близ поверхности и могут частично изливаться на поверхность, поэтому их еще называют субвулканическими.

Магматические породы характеризуются определенным химическим и минеральным составом. Химический состав показывает количественное соотношение элементов, входящих в состав породы. Минеральный состав отражает характер соединений, в которых находятся эти элементы в породе. Минеральный и химический состав взаимосвязаны, хотя и не всегда визуально можно определить эту связь. Породы, имеющие один и тот же химический состав, могут иметь разный минеральный состав, т. к. последний зависит не только от состава исходного расплава, но и от условий его кристаллизации. Также это касается вулканических пород, где вместо минералов часто присутствует вулканическое стекло, а также измененных пород, где первичные магматические минералы замещаются вторичными.

По степени кремнекислотности магматические породы разделяются на кислые (SiO₂ 65–75 мас. %), средние (SiO₂ 54–65 мас. %), основные (SiO₂ 45–54 мас. %) и ультраосновные (SiO₂ менее 45 мас. %).

По соотношению других главных окислов Na₂O, K₂O, СаО, и Al₂O₃ породы делятся на три ряда: нормальный, или известково-щелочной. Для него характерно следующее соотношение главных окислов: СаО + Na₂O + + K₂O > Al₂O₃ > Na₂O + K₂O; пересыщенный щелочами, или агпаитовый, со следующим соотношением окислов: Na₂O + K₂O > Al₂O₃; пересыщенный алюминием, или плюмазитовый: Al₂O₃ > Na₂O + K₂O + СаО.

Пересыщенные породы (кислые и часть средних) содержат в своем составе свободный кремнезем в виде кварца. Насыщенные породы (средние и часть основных) не содержат в своем составе свободный кремнезем, а также минералы, недосыщенные кремнеземом (оливин и фельдшпатоиды).

Минералы магматических пород различаются по количественному составу и по генезису. По своему происхождению минералы магматических пород могут быть первичными и вторичными. Первичные минералы образуются непосредственно при кристаллизации магматического расплава. Вторичные – при изменении первичных минералов, после кристаллизации расплава – в постмагматическую стадию.

По количественному соотношению все первичные минералы разделяются на главные, второстепенные и акцессорные. Главные породообразующие минералы составляют основную часть пород, количество каждого из них должно составлять не менее 5 %. Присутствие главных минералов определяет тип горной породы. Если главные минералы входят в состав породы в небольшом количестве (менее 5 %), то они описываются как второстепенные составные части. Главные и второстепенные минералы представлены силикатами и алюмосиликатами, которые различаются особенностями химического состава и окраской. В связи с этим выделяют темноцветные, или мафические¹ (фемические), содержащие много железа и магния, и светлоцветные, или салические², содержащие много кремния и алюминия. К фемическим минералам относятся оливин, пироксены, амфиболы, слюды (биотит, флогопит и др.), мелилит; к салическим – плагиоклазы, калиево-натриевые полевые шпаты, кварц, фельдшпатоиды.

Акцессорные минералы в породе обычно содержатся в количестве не более 5 % – это редкие минералы. Акцессорные минералы подразделяются на характерные, присутствующие только в определенных породах (хромит, шпинель, перовскит, монацит, эвдиалит, ортит, шорломит и др.), и нехарактерные, встречающиеся в породах разного состава (например, апатит, циркон, сфен, магнетит).

Вторичные минералы могут образовываться в разное время после кристаллизации магмы. Иногда они возникают непосредственно из газов и растворов, выделившихся из магмы при ее кристаллизации, но чаще при взаимодействии этих компонентов с первичными минералами. Вторичные минералы, образовавшиеся сразу после кристаллизации магмы, называются эпимагматическими (или постмагматическими). Образовавшиеся при процессах выветривания называются экзогенными. К вторичным минералам магматических пород относятся серпентин, хлорит, тальк, серицит, каолинит, мусковит, карбонаты, цеолит, тремолит, актинолит и др.

Кроме первичных и вторичных минералов в магматических породах иногда присутствуют ксеногенные (чуждые), или случайные, минералы. Они попадают в горные породы извне, и не связаны с процессом кристаллизации первичного магматического расплава.

В магматических породах выделяют цветное число отражает кремнекислотность магматических пород: ультраосновные породы имеют индекс М (в %) 90–100, основные – около 50, средние – около 30 и кислые – 10. Это находит отражение в окраске пород. Неизмененные ультраосновные породы имеют черный цвет, основные – темно-серый, средние – серый, кислые – светло-серый, светло-розовый, белый. Однако в природе нередки отклонения от средних содержаний. Так порода может содержать заметно меньше или больше темноцветных минералов, чем типичная разность той же кислотности. В таких случаях более темная порода называется меланократовой, а более светлая – лейкократовой. Горную породу с типичным цветным числом называют мезократовой.

Метаморфические породы имеют особые полнокристаллические структуры, возникающие в результате перекристаллизации вещества в твердом состоянии.

Степень метаморфизма, как его виды, различна. Существуют постепенные переходы разности соответствующих осадочных и магматических пород в метаморфические. Преобразование пород может происходить: на контакте интрузии с боковыми породами (контактовый метаморфизм); при воздействии горячих вод на породы, слагающие стенки трещин, по которым воды перемещаются (гидротермальный метаморфизм); в результате огромных давлений, возникающих на глубине (динамометаморфизм), и при участии всех этих факторов на огромных пространствах, в складчатых областях- регионах (региональный метаморфизм).

Растворение первичных минералов часто приводит к развитию метасоматоза (замещение одних минералов другими). Изучение таких структур дает возможность выяснить последовательность развития одних минералов за счет других и тем самым восстановить историю постепенного преобразования породы с самого начала. Этому способствует медленность процесса неполнота метасоматического замещения отдельных минералов с сохранением последовательных стадий развития отдельных кристаллических фаз. В таких породах будут встречаться остатки прежних минералов и первичных остаточных структур. Без более детального подразделения среды структур метаморфических пород выделяют: кристаллобластические, катакластические и реликтовые.

Кристаллобластические структуры образуются в результате перекристаллизации и роста кристаллов в твердом состоянии под влиянием их кристаллизационной силы. В таких структурах степень оформленности зерен является лишь выражением их кристаллизационной силы и не связана с последовательностью их выделения из расплава. Сам процесс перекристаллизации называется кристаллобластезом. Катакластические структуры возникают под влиянием сильного одностороннего давления, вызывающего деформации и дробление. Реликтовые (остаточные) - сохраняют следы структуры первичной породы. Так, например, в гнейсах наблюдаются остатки структуры гранитов.

Типичными текстурами метаморфических пород является: сланцеватая, полосчатая (ленточная, гнейсовая) и массивная, рассмотренные ранее, а также очковая, волокнистая и плойчатая. Минералогический состав метаморфических пород на высоких стадиях метаморфизации довольно близок к породам магматическим.

Контактовый метаморфизм и метасоматоз наиболее глубоко изменяют осадочные горные породы. Отмечается обогащение пород кварцем (окварцовывание), образование хлоритов путем метасоматического замещения первоначальных минералов (хлоритизации), обогащение серицитом за счет полевых шпатов и глинистых минералов (серитизация), карбонатизация и другие изменения.

Действие процесса динамометаморфизма вызывается главным образом тектоническими движением земной коры. Так как плоскости сланцеватости располагаются нормаль к действию сил, то по расположению этих плоскостей можно судить о направлениях, в которых происходили подвижки.

Метаморфизм, охватывающий громадные площади и объемы называют региональным. Он связан с подвижными зонами земной коры - геосинклиналями. В геосинклиналях мощные толщи пород оказывались под влиянием совместного действия высоких температур и давлений. Различают три степени изменения горных пород при региональном метаморфизме.

1 .Первая степень соответствует относительно слабому изменению пород. Такие изменения происходят при температурах порядка 500°С и давлениях не выше 500Мпа (5000ат); при этом механически процессы преобладают над химическими и в метаморфизованных породах могут еще сохраняться водные минералы. Эту стадию называют стадией низкой степени метаморфизма, или эпиметаморфизма (соответствует самой верхней части зоны метаморфических изменений). На этой стадии глины преобразуются в филлиты, песчаники - кварциты, известняки - в мрамор; характерны различные сланцы, образующиеся при метаморфизме глинистых и вулканогенных пород.

2. Вторая стадия (средняя степень) метаморфизма, или мезаметаморфизм, характеризуется температурами от 500 до 1000°С и давлением от 500 до 10ООМпа (от 5000 до 10000ат). Этой стадии соответствует потеря водными минералами химически связанной воды во всех ее видах (цеолитной, кристаллизационной и конституционной). Наряду со сланцевой этой стадии метаморфизма свойственна гнейсовая (полосчатая) текстура. Образуются гранатослюдистые и роговообманковые сланцы, кварцполевошпатные гнейсы и др. Глинистые и кварцевые породы преобразуются в слюдяные сланцы и гнейсы, кислые породы — в гнейсы, а основные - в амфиболиты.

3. Температура более 1000°С и давления более 1000Мпа (10000ат) соответствуют стадии высокой степени метаморфизма, или катаметаморфизму. При этом гидростатическое давление преобладает над боковым, а химическое воздействие на горные породы - над механическими. Кристаллизация минералов полная. Кристаллические породы приобретают гнейсовую и массивнокристаллическую текстуру. Структура становится кристаллобластической или бластокристаллической, т.е. соответствующей полной или неполной перекристаллизации первоначальных минералов. Стадии катаметаморфизма свойственно образование высокотемпературных минералов: плагиоклазов, оливина, граната, кварца, корунда и др.

Особенности химизма метаморфических пород (исключая метасоматиты) обусловлены исходным материалом, из которого они образуются – магматическим или осадочным.

Для метаморфических пород, образованных за счет преобразования магматического материала используют термин «орто» (ортогнейсф, ортоамфиболиты), при исходном осадочном составе употребляют приставку «пара» (парагнейсы и т.п.)

Существуют типоморфные минералы в метаморфических породах:

Группа А минералы, богатые глиноземом, включая магнезиально-глиноземистые и железо-глиноземистые, образуются при контактном и региональном метаморфизме глин и глинистых пород, содержащие магний и железо. К этим минералам относят андалузит, силлиманит, дистен, ставролит, диаспор, парофиллит, кордиерит, хлориты и хлоритоиды, турмалин.

Группа Б минералы, богатые магнием и кальцием –тальк, серпентин, брусит, флогопит, периклаз, антофиллит, форстерит, хондродит, волластонит, тремолит, диопсид, везувиан, гранаты, скаполит, группа эпидота и др.

Правило фаз Гиббса «чтобы определенный минеральный парагенезис был широко распространен в природе, он должен быть устойчивым в широком интервале температур и давлений»

n =k +2-p -=2,

где n – количество степеней свободы; k – число компонентов; p –число фаз.

Или

Правило фаз Гиббса, гласящее, что число фаз, находящихся в равновесии будет равно числу компонентов плюс два:

С = К + 2 – Ф,

где: С – число степеней свободы системы (р, t, с);

К – число компонентов (химических элементов);

Ф – число присутствующих фаз (минералов).

Отсюда В.М.Гольшмидт вывел известное минералогическое правило фаз, показывающие, что при произвольном давлении и температуре могут устойчиво существовать не более k – минералов.

Все химические компоненты горных пород Д. С. Коржинский разделил на 4 группы. 1. Ин е р т н ы е – это компоненты, количество которых целиком зависит от их содержания в данной породе. 2. Подвижные – это компоненты, количество которых определяется их концентрацией в циркулирующем растворе и не зависит отих содержания в горной породе. Поэтому концентрация подвижных компонентов является произвольной и обладает степенью свободы. 3. Насыщающие (избыточные) – это компоненты, разновидности инертных, количество которых равно концентрации насыщения растворов. Эти компоненты могут выпадать из растворов при насыщении, увеличивая, таким образом, количество минералов в парагенезисе. 4. Ко м п он е н т ы - п ри м е с и , или рассеянные – это такие компоненты, предельные содержания которых показательны для каждой ступени метаморфизма, а содержания их ниже предельного произвольны и поэтому не влияют на число минералов в парагенезисе. К компонентам-примесям относят такие химические вещества, которые не формируют самостоятельных фаз, например, Ba, Rb, Sr, Mn и др.

Д. С. Коржинский установил ряд химической подвижности компонентов: H2O – CO2 – K2O – (Na2O – CaO – MgO – FeO – Fe2O3) – SiO2 – Al2O3. Компоненты в этом ряду расположены по убывающей подвижности. Те, которые стоят до скобок, в большинстве случаев обладают наибольшей подвижностью. Компоненты, которые взяты в скобки, могут проявляться в зависимости от процесса и как инертные и как подвижные. SiO2 – Al2O3 имеют, как правило ограниченную подвижность.

Осадочные породы. История образования и существования осадочных пород в литосфере подразделяется на шесть последовательных стадий: Стадия гипергенеза (выветривания) материнских пород; Стадия переноса мобилизированного вещества (мотогенез); Стадия накопления осадка (седиментогенез); Стадия преобразования осадка в осадочную горную породу (диагенез); Стадия существования осадочной породы в литосфере (катагенез); Стадия преобразования осадочной породы в метаморфическую горную породу (метагенез).

Стадия гипергенеза (выветривания) материнских пород. Основная масса осадочных пород формируется в результате процессов выветривания (наземного и подводного) различных горных пород, называемых материнскими. Процессы выветривания ведут к разрушению пород, их измельчению вплоть до перехода части вещества в коллоидное и растворенное состояние. Выделяют два вида процессов выветривания – физическое и химическое.

Стадия переноса мобилизованного вещества (мотогенез) Процессы эрозии и денудации, развивающиеся в областях выветривания, приводят к тому, что продукты выветривания начинают перемещаться, за счет гравитационных сил, постоянных и временных водотоков и т.д. Для крупно и грубо дисперсного материала перенос вещества достаточно короток. Такой материал быстро выпадает из путей миграции и осаждается. Перенос коллоидного материала имеет более сложные механизмы миграции вещества. Истинные растворы могут мигрировать в гидросфере земли очень длительное время. Агенты переноса: постоянные и временные водотоки, воздушные массы, ледники.

Стадия осаждения материала (седиментогенез). На стадии седиментогенеза происходит пространственное разобщение или дифференциация привнесенного в бассейн осадконакопления вещества. При этом из смеси разнообразных компонентов, привносимых в бассейн осадконакопления, формируются осадки, часто представляющие собой мономинеральные скопления.

Привносимый материал (твердые частицы, коллоиды, ионно-растворенные вещества) определяют различные способы его осаждения: механические, биологические и химические. Материал может выпадать в осадок на различных геохимических барьерах, усваиваться организмами, выпадать в результате пресыщения растворов.

Стадия преобразования осадка в осадочную горную породу (диагенез). Материал, накопившийся в виде осадка, еще не является осадочной горной породой. Термин «диагенез» является спорным и часто у различных исследователей трактуется по-разному. Диагенез – это совокупность процессов преобразования рыхлых осадков в осадочные горные породы в верхней зоне земной коры. Выделяют ранний диагенез (физико-химическое уравновешивание состава осадка) и поздний диагенез (перераспределение вещества с образованием различных минеральных стяжений).

Стадия существования осадочной породы в литосфере (катагенез). Катагенез – это совокупность природных процессов изменения осадочных горных пород после их возникновения из осадков в результате диагенеза и до превращения в метаморфические породы.

Стадия перехода осадочной горной породы в метаморфическую (метагенез). Метагенез – стадия преобразования осадочной горной породы под влиянием высоких температур и давлений. На этой стадии осадочные породы превращаются в метаморфические.

В составе осадочных горных пород можно выделить две группы компонентов: аллотигенные; аутигенные.

Аллотигенные компоненты осадочных пород представляют собой частицы пород и минералов различного размера, поступившие в бассейн осадконакопления из-за его пределов. К ним относятся: 1) реликтовый материал, унаследованный от материнских пород, подвергающихся выветриванию; 2) гипергенный материал, формирующийся в результате гипергенеза в корах выветривания; 3) вулканический материал, поставляемый на поверхность в результате эксплозивной деятельности вулкана; 4) космический материал.

Аутигенные компоненты образуются за счет выделения минерального вещества из природных растворов или в результате обменных и других реакций в осадке или осадочной породе.

К ним относятся: 1) седиментогенные, 2) диагенетические, 3) катагенетические, 4) метагенетические компоненты и 5) компоненты, сформированные за счет вторичных изменений наложенного характера.

Среди осадочных пород выделяют три группы: обломочные породы, возникающие в результате механического разрушения каких-либо пород и накопления образовавшихся обломков; глинистые породы, являющиеся продуктом преимущественно химического разрушения пород и накопления возникших при этом глинистых минералов; химические (хемогенные) и органогенные породы, образовавшиеся в результате химических и биологических процессов.

По этой классификации обломочные породы делятся на: 1. Грубо-обломочные или псефиты (размер обломков >1,0 мм); 2. Песчаные или псаммитовые (0,1-1,0 мм); 3. Алевролиты (0,01-0,1 мм).

По минеральному составу обломочной компоненты кластогенные породы делятся на: мономинеральные (обломки одного минерала составляют >95%); олигомиктовые (обломки одного минерала составляют 75-95%); полимиктовые (обломки одного минерала составляют менее 75%).

По степени сортировки обломочного материала в породах выделяют структуры: равномернозернистые; неравномернозернистые.

По форме обломочных частиц выделяют зерна: окатанные; полуокатанные; угловатые.

По минеральному составу цемент в обломочных породах может быть: карбонатный (кальцит, доломит, сидерит); сульфатный (гипс, ангидрит); глинистый (каолинит, монтмориллонит и т.д.); опаловый, халцедоновый; состоять из гидроокислов железа;

Текстуры осадочных пород делятся на две основных группы: текстуры внутрипластовые; текстуры поверхностей наслоения. Основные типы текстур: Слоистые: Градационная слоистость; горизонтальная слоистость; волнистая слоистость; косая слоистость. Массивные (однородная); Пятнистая.

Вулканогенно-осадочные или пирокластические породы по составу делятся на: 1. Туфы; 2. Туффиты; 3. Туфопороды.

Глинистые породы являются продуктом механического и химического разрушения материнских пород и последующего переноса и осаждения на дне бассейнов седиментации (озера, моря, реки), а также последующих процессов диагенеза, катагенеза и метагенеза. Глинистые породы в основном состоят из мельчайших (меньше 0,02 мм) кристаллических (реже аморфных) зерен глинистых минералов. Кроме того, в их состав входят столь же мелкие зерна хлоритов, окислов и гидроокислов алюминия, глауконита, опала и других минералов, являющихся продуктами химического разрушения различных пород и отчасти глинистых минералов. Третья составляющая глинистых пород - разнообразные обломки размерами меньше 0,01 мм (0,005 мм). По степени литифицированности среди глинистых пород выделяют глины, - легко размокающие породы и аргиллиты - сильно уплотненные, потерявшие способность размокать глины.

По минеральному составу среди глинистых пород выделяют: каолинитовые, монтмориллонитовые, гидрослюдистые и полиминеральные. Глинистые набухающие породы являются смектитами, сред которых выделяются: собственно монтмориллониты, бейделлиты и нонтрониты. Для материковых блоков земной коры наиболее характерны алюмосиликатные и алюминево-железистые смектиты; для пелагиали осадочного слоя океанов железисто-алюминевые смектиты (формирование которых связывается с разложением базальтовой кластики); для металлоносных осадков рифтовых областей морей и океанов свойственны нонтрониты, или высокожелезистые Fе3+ смектиты.

К глинистым минералом относится и глауконит. Глаукониты формируются только в морских илах, в процессе их гальмиролиза в щелочной и слабо окислительных средах и при обилии животного и бактериального ОВ, на глубинах от 50 до 200 м (неритовая область внешнего шельфа), а затем перемещаются течениями в разные места, в том числе и на большие глубины — до 1200–1500 м.

Химические и органогенные породы образуются преимущественно в водных бассейнах. К ним относятся аллиты (глиноземистые породы), ферролиты (железистые породы), манганолиты (марганцевые породы), фосфориты, силициты (кремнистые породы), карбонаты, эвапориты, каустобиолиты.

(глиноземестые породы) – породы, в составе которых преобладают минералы окислы и гидроокислы алюминия. Они делятся на латериты и бокситы.

Ферролиты (железистые породы) – горные породы более чем на 50% состоящие из минералов окислов и гидроокислов железа. По составу они делятся на: 1) бурые железняки; 2) шамозитовые породы; 3) сидеритовые породы; 4) железистые кварциты или джеспилиты.

Манганолиты (марганцевые породы)– осадочные горные породы более чем на 50% состоящие из окислов, гидроокислов и карбонатов марганца. Классификация марганцевых пород основана на их генезисе и минеральном составе. По генезису они делятся на хемогенные и биохемогенные, по минеральному составу – на окисные и карбонатные.

Фосфоритами называются породы более чем на 50% сложенные фосфатом кальция. По другим классификациям к фосфатным относят породы, содержащие не менее 10% Р₂О₅. Породообразующими минералами фосфатных пород в основном являются карбонат-апатиты. Главными типами фосфоритов являются пластовые и конкреционные. Иногда выделяют костяные брекчии – сцементированные обломки костей.

Силициты (кремнистые породы) состоят главным образом из опала и халцедона. Так же, как карбонатные, они могут иметь биогенное, химическое и смешанное происхождение. К биогенным породам относятся диатомиты и радиоляриты, состоящие из мельчайших, не различимых невооруженным глазом скелетных остатков диатомовых водорослей и радиолярий, скрепленных опаловым цементом. К хемогенным и хемобиогенным породам относятся также трепелы и опоки. Химическое происхождение имеют гейзериты и кремнистые туфы, состоящие из опала. Это светлоокрашенные породы с пористой текстурой. Образуются на поверхности из вод гейзеров и горячих минеральных источников.

Карбонаты представляют породы более чем на 50 % сложенные солями угольной кислоты. Среди наиболее распространенных карбонатных пород выделяют: известняки; доломиты; мел; мергели. Известняки – породы более чем на 50 % состоящие из кальцита. Их классификация может быть структурно-генетической. Биогенные известняки составляют большую часть известных известняков, состоят из остатков организмов, представленных целыми органическими остатками зоогенной и фитогенной природы или их обломками. Хемогенные и биохемогенные известняки большей частью сложены пелитоморфным кальцитом размером <0,01 мм. Эти породы часто образуют однородные, массивные и слоистые пласты в карбонатных породах. Органических остатков нет или очень мало. Обломочные известняки – породы сложенные обломками различного размера и различной степени окатанности, сцементированными чаще всего карбонатно-глинистым материалом. Мел представляет собой мягкую скрытозернистую породу. Он состоит почти целиком из остатков морских планктонных организмов – кокколитов, имеющих размер менее 5 мкм. Образование меловых осадков осуществляется на глубинах от 100 до 250 м, т.е. ниже зоны волновой активности. Доломиты – породы более чем на 50 % сложенные доломитом. Доломиты представляют агрегаты минерала того же названия. Похожи на известняки и отличаются от них более слабой реакцией с соляной кислотой. Образуются главным образом при химических изменениях известняков, а также путем выпадения из водных растворов. Мергели – тонкозернистые породы, переходные от карбонатных к глинистым. Содержание глинистого материала 25-75 %, карбонатного 75-25 %. Карбонатная составляющая таких пород сложена пелитоморфным кальцитом. Глинистые минералы обычно представлены монтмориллонитом, гидрослюдами, смешанослойными минералами. Мергели образуются при совместном осаждении карбонатного и глинистого материала. При реакции с соляной кислотой на поверхности образца остается нерастворимый глинистый остаток.

Эвапориты или соляные породы – породы, которые образуются химическим путем при осаждении солей из концентрированных растворов или рассолов. Поскольку повышенная концентрация растворенных неорганических веществ в воде обусловлена процессом испарения, то соляные отложения называются также эвапоритами. Среди таких пород наиболее распространенны сульфаты и хлориды.

Каустобиолиты все богатые органическим веществом горные породы и минералы, в которых органическое вещество появилось в результате преобразования биохимических структур растительных и животных организмов под воздействием геолого-геохимических факторов. К ним относятся породы ряда углей (торф, ископаемые угли), горючие сланцы, нефть и газы. Каустобиолиты угольного ряда охватывают образования сингенетичные осадкам и породам (торфы, угли, горючие сланцы, липтобиолиты – янтарь, фихтелит, тасманит, состоящие из наиболее устойчивых химических компонентов растительности – смол, восков, стеринов, споронитов, кутикулы, пробковой ткани). Каустобиолиты нефтяного ряда – это горючие углеводородные газы, нефть, мальта, асфальтовые битумы, озокериты и другие вещества, образованные из рассеянного органического материала и характеризующиеся тем, что их залежи формируются в результате миграции и последующей аккумуляции углеводородов.