انواع سنگهای آذرین

دیدکلی
چندین سیستم مختلف برای طبقه بندی سنگهای آذرین ارائه شده است. نکته مشترک تمامی این سیستمهای طبقه بندی این است که در جزئیات همگی جنبه‌ای اختیاری و مصنوعی داشته و متکی به پاره‌ای خواص هستند که نمی‌توان آنها را از روی نمونه دستی و یا در صحرا تعیین کرد. در طبقه بندی سنگهای آذرین بافت و ترکیب سنگهای آذرین از مهمترین مواردی هستند که باید در نظر گرفته شوند. در این نوع طبقه بندی نمودارهایی که در آنها نسبت سیلیکاتها در هر یک از سنگهای آذرین را نمایش می‌دهد کاربرد دارند.

سنگهای آذرین روشن
این سنگها از رنگی روشن و نیز وزن مخصوصی نسبتا کم برخوردارند. گاهی اوقات این سنگها را تحت عنوان سنگهای سیاسی می‌شناسند. دو سنگ ، گرانیت و گرانودیوریت روی هم رفته ۹۵

درصد از کل سنگهای آذرین قاره‌ای ناشی از انجماد ماگما را تشکیل می‌دهند.

گرانیت سنگی دانه‌ای است و ترکیب کانیایی آن شامل دو قسمت فلدسپات اورتوکلاز + یک قسمت کوارتز + یک قسمت فلدسپات پلاژیو کلاژ + مقادیر ناچیزی از آهن – منیزیم‌دارها.
سنگهایی که ترکیب کانی شناسی آنها مشابه گرانیتها باشد ولی به جای بافت دانه‌ای دارای بافت ریز بلور باشد، ریولیت نامیده می‌شود. معادل شیشه‌ای گرانیت، ابسیدین نام دارد. این سنگ معمولا ظاهری قیرگون دارد و کاملا سیاه است ولی باید توجه داشت که اگر قطعه‌ای بسیار نازک از ابسیدین را که ظاهری نیمه شفاف دارد را در مقابل زمینه روشن قرار دهیم رنگی سفید دودی از خود نشان می‌دهد.

سنگهای آذرین تیره
بر اساس تخمین های انجام گرفته ۹۸ درصد از حجم کل سنگهای تشکیل شده از ماگماهای بیرون ریخته بر روی سطح زمین ترکیبی بازالتی ، آندریتی دارند. واژه مترادف بازالت سنگ پلاکانی است و این اسم از آنجا ناشی می‌شود که بازالت در برخی از بیرون زدگی‌ها ، ستونهایی تشکیل می‌دهد که ظاهری شبیه به پلکان دارند. این ستونها حاصل فرآیند سرد شدن بوده و در اثر هوازدگی ظاهر می‌شوند. بازالت بافتی ریز بلور داشته و ترکیب کانی شناسی آن به شرح زیر است:
یک قسمت فلسپار پلاژیوکلاژ + یک قسمت آهن – منیزیم‌دارها.
گابرو سنگی است که ترکیبی مانند بازالت داشته اما بافت آن به جای ریز بلورین بودن دانه‌ای است.
پریدوتیت سنگ آذرینی با بافت دانه‌ای است که عمدتا از آهن – منیزیم‌دارها تشکیل می‌شود.
سنگهای آذرین بینابینی

هنگامی که در نمودار طبقه بندی سنگها از جهت دربر دارند سنگهای روشن به طرف جناح دربرگیرنده سنگهای تیره حرکت می‌کنیم. ترکیب سنگهای آذرین بطور پیوسته از نوعی به نوع دیگر تغییر می‌یابد. آندزیت نامی است که به سنگی آذرین و ریزبلوری که ترکیبی بین گرانیت و بازالت دارد اطلاق می‌شود. این سنگها برای اولین بار در کوههای آند در آمریکای جنوبی دیده شدند و نام آنها نیز از همین امر ناشی شده است. آندزیتها اکثرا در مناطق اطراف اقیانوس آرام یافت می‌شوند و معادل دانه‌ای آندزیت ، دیوریت نام دارد.
پگماتیت
محلولهایی را که در مراحل آخر سرد شدن و انجماد ماگما تولید می‌شوند، محلولهای گرمایی می‌نامند. از تبلور این محلولها سنگ آذرین بسیار درشت دانه‌ای موسوم به پگماتیت تشکیل می‌شود از واژه لاتین پگمات به معنی به هم بافته شده مشتق شده است. کوارتز و فلدسپات پتاسیم‌دار کانیهای اصلی حاصل از تبلور محلولهای گرمایی هستند. پگماتیتها صرفا بر مبنای اندازه‌های غیر عادی دانه‌های کانی موجود قابل تشخیص‌اند.

در معدودی از پگماتیت‌ها دانه‌های فلدسپات پتاسیم و کوارتز رشد در هم داشته و اساسا یک واحد را تشکیل می‌دهند. در این پگماتیت‌ها کوارتز رنگی تیره تر از فلدسپات داشته و در نتیجه شکل کلی آن شبیه کتیبه‌های باستانی آشوری و بابلی است. به همین علت این نوع رشد در هم به ساختار گرافیک شهرت یافته است (از واژه لاتین گرافین به معنی نوشتن مشتق شده است).
سنگهای آذرین کره ماه

تجزیه شیمیایی سنگهایی که طی ماموریتهای مختلف سفینه آپولو از کره ماه به زمین آورده شد نشان می‌دهد که بجز در مورد فقدان آب و اکسیژن آزاد ، ترکیب سنگهای کرده ماه بسیار شبیه ترکیب سنگهای زمین است. اکثر سنگهای ماه از نظر منشا آذرین هستند. برای مثال سنگهای حوضچه ماریا همه گدازه‌های بازالتی و نمونه‌های مناطق مرتفع ماه همه از انواع گابرو ، نوریت (گابرویی متشکل از پلاژیوکلاز و پیروکسن ارتورومبیک) و آنورتوزیت (سنگی عمدتا متشکل از پلاژیوبافت سنگ آذرین
تعریف
منظور از بافت ، شکل و اندازه بلور و رابطه فیزیکی آنها با یکدیگر است که توسط میکروسکوپ مورد مطالعه قرار می‌گیرد. بنابراین بافت سنگ آذرین می‌تواند مراحل مختلف انجماد نحوه تبلور سنگ آذرین را مشخص نماید. از این رو بافت سنگهای آذرین بصورت زیر تقسیم‌بندی می‌شوند.

بافت درشت بلور
بافت درشت بلور به سنگهای آذرینی اختصاص دارد که آرام در اعماق سرد شده و همه بلورها فرصت کافی برای رشد یافته‌اند. در بافت درشت بلور اندازه بلورها بین چند دهم میلیمتر تا چند سانتیمتر متغیر است. در این بافت به هیچ وجه بخش شیشه‌ای و غیر متبلور وجود ندارد. اغلب کانی در این بافت ، اتومورف بوده و شکل بلور شناسی خود را در سنگ حفظ می‌کنند و بعضی دیگر که حد فاصل کانی‌های اتومورف را پر کرده‌اند، گزنومورف می‌باشند.
بافت دانه‌ای :
در این بافت بلورهای گزنومورف کوارتز بصورت منفرد و یا مجتمع فصای بین بلورهای اتومورف را پر کرده‌است. در بافت دانه‌ای فلدسپاتهای پلاژیوکلاز تقریبا اتومورف می‌باشند و در بین آنها فلدسپاتهای آلکالن بصورت گزنومورف و گاهی تقریبا اتومورف دیده می‌شوند.
بافت پورفیروئید :
گاهی در بعضی از سنگها بعضی از بلورها به قدری رشد می‌کنند که اندازه آنها به چند سانتیمتر می‌رسد. لذا به آن ساخت پورفیر مانند یا پورفیروئیدی می‌گویند. بلورهای بسیار درشت را پورفیروبلاست می‌گویند.
بافت پگماتیتی :
در این بافت بلورها بسیار درشت می‌شوند. بطوری که اندازه آنها بین چند سانتیمتر تا چند دسیمتر متغیر است.

بافت پگماتیک گرافیک :
موقعی است که یک بلور کوارتز و یک بلور فلدسپات آلکالن طوری در هم داخل شده‌ باشند که یکی از آنها (معمولا فلدسپات آلکالن) متن را تشکیل داده و بلور دیگر ادخال‌ها را بسازد.
بافت کروی :
در این بافت زمینه سنگ دارای بافت دانه‌ای است و در این زمینه اجتماعاتی از بلورها بصورت کره با ساخت شعاعی قرار گرفته‌اند. هر کره از طبقات متحدالمرکز و متناوب کانیهای تیره و روشن تشکیل شده به نحوی که کانیهای روشن در امتداد شعاعها کره و کانیهای تیره موازه با سطح کره رشد کرده‌اند.

بافت آپلیتی :

در این بافت بلورها ریز و یکنواخت هستند که با چشم غیر مسلح به آسانی قابل رویت نمی‌باشند. این بافت مخصوص دسته‌ها و فیلونهای توده‌های آذرین اسیدی غنی از پلاژیو کولز است.
بافت ریز بلور
بافت ریز بلور مخصوص سنگهای آتشفشانی ، دایکها ، سیل‌ها و سطح خارجی توده‌های نفوذی است.
بافت دانه‌ای ریز بلور :
در این بافت اندازه دانه‌ها از بافت آپلیتی تا بافت کریپتو کریستال (نامرئی بلور) تغییر می‌کند. بافت دانه‌ای ریزبلور بافت فلسی تیک نیز نامیده می‌شود. در بافت فلسی تیک پرفیریک بلورهای درشت در متن دانه‌ای ریزبلور مشاهده می‌گردند.
بافت میکرولیتیک :
بافت میکرولیتیک مخصوص گدازه‌هاست. در این بافت قسمت اعظم فلدسپات بصورت بلورهای اتومورف و باریک متبلور می‌گردد که میکرولیت خوانده می‌شود. فضای بین میکرولیتها را بخشی متبلور و نامرئی و یا غیر متبلور شیشه‌ای پر می‌کند که اصطلاحا مزوستاز گفته می‌شود.
بافت میکرولیتیک پورفیریک :
اگر در بافت میکرولیتیک بلورهای درشت کانیها نیز دیده ‌شود به آن بافت میکرولیتیک پورفیریک می‌گویند.
بافت دلریتی :
بافت دلریتی در سنگهای بازیک که بصورت فیلون ، دایک یا سیل تشکیل شده‌ باشند دیده می‌شود. در بافت دلریتی بلورهای اتومورف پلاژیو کلاز طوری در کنار هم قرار می‌گیرند که بین خود فضاهای چند گوش بوجود می‌آورند و این فضاها بوسیله خمیره‌ای ریز بلور یا شیشه‌ای پر می‌شود. در بافت دلریتی انترسرتال فضاهای بین پلاژیوکلازها را پیروکسن یا الیوین پر می‌کند.
بافت شیشه‌ای

در این بافت قسمت اعظم و یا تمام سنگ غیر متبلور و شیشه‌ای است بدین ترتیب که ماگما بقدی سریع سرد می‌شود که اتمها و مولکول‌ها فرصت آرایش و تشکیل شبکه تبلور را ندارند. بافت تمام شیشه‌ای در ماگماهای بازیک کمتر از ماگماهای خنثی و اسیدی بوجود می‌آید.

بافت شیشه‌ای مرواریدی :
در این بافت سنگ غیر متبلور و شیشه‌ای بعد از انجماد نیز به سرعت سرد می‌شود در نتیجه شکستگی‌های قوسی و کروی شکل در سنگ بوجود می‌آید که سبب خرد شدن آن به قطعات گرد نظیر مروارید می‌گردد. قطعات کروی قطری در حدود یک یا چند میلیمتر دارند.
بافت هیالو پورفیریک : بافتی است شیشه‌ای محتوی بلورهای درشت.
بافت هیالو اسفرولیتیک :
این بافت در سنگهای شیشه‌ای که تبلور مجدد پیدا می‌کنند بوجود می‌آید. در این صورت بلورهای سوزنی کانیها مافیک مانند اوژیت (در بازالتها) و اژیرین (در سنگهای قلیائی) بصورت دستجات شعاعی یا شانه‌مانند در شیشه بوجود می‌آیند، سپس بلورهای کوارتز و فلدسپات متبلور می‌گردند. تمام این بلورها تشکیل اجتماعات کروی به قطر یک تا چند میلیمتر می‌دهند.
بافت دیاپلکتیک : بافتی است حد واسط بین ششه‌ای و متبلور.

بافت اوتاکسیتیک :
به بافتی گفته می‌شود که در آن قطعات شیشه بهم جوش خورده ، جهت یافته شده و حالت جریان نشان دهند. این اصطلاح را برای ایگنمبریت‌ها بکار می‌برند.کلاز کلسیمدگرگونی
دگرگونی به مجموعه عواملی گفته می‌شود که در اثر آن ، مشخصات سنگ‌ها تغییر می‌کند و سنگ به نوع دیگری که سنگ دگرگونی نام دارد، تبدیل می‌شود. عوامل دگرگونی ممکن است باعث تغییر بافت و ساخت ، ترکیب شیمیایی و ترکیب کانی شناسی سنگ‌ها بشود. اگر سنگ اولیه‌ای که تحت تاثیر دگرگونی قرار می‌گیرد رسوبی باشد، پیشوند پارا و در حالتی که سنگ اولیه آذرین باشد پیشوند ارتو در جلو اسم سنگ دگرگونی حاصله قرار می‌گیرد.
بسیاری از سنگهایی که امروز ، در سطح زمین دیده می‌شوند، آثار و شواهدی بروز می‌دهند که نشان می‌دهد پس از نهشته‌ شدن به صورت سنگ رسوبی ، یا تبلور به صورت سنگ آذرین ، دچار تغییرات دیگری نیز شده‌اند. در نگاه اول برخی از این سنگها شبیه به سنگهای آذرین بلور شده بنظر می‌‌رسند، اما دقت بیشتر نشان می‌دهد که دانه‌های کانی سازنده آنها بطرز خاصی به صورت

صفحه‌ای قرار گرفته‌اند. برخی دیگر از این سنگها آثار خمیدگی شدید از خود نشان می‌دهند. تعدادی دیگر ممکن است دارای ترکیب شیمیایی مشابه سنگ آهک باشند. اما بنظر می‌رسد که دانه‌های کانی تشکیل‌ دهنده آنها بسیار بیشتر از دانه‌های سنگ آهک رشد کرده است. بالاخره در این میان سنگهایی هم یافت می‌شود که با سنگهای رسوبی و آذرین تفاوت دارند. تمام این سنگها را سنگهای دگرگونی می‌نامند.

فرایند دگرگونی
برخی از سنگهای رسوبی و آذرین به عنوان واکنش در مقابل تغییرات شدید محیط خود ، در حالت جامد تغییر کرده‌اند. این تغییرات از طریق فرآیندی که دگرگونی نامیده می‌شود، ممکن است باعث ایجاد تبدیلاتی در درون سنگها شود. دگرگونی در درون پوسته زمین ، در زیر ناحیه هوازدگی ، سیمانی شدن و بالاتر از ناحیه ذوب مجدد به وقوع می‌پیوندد. در این محیط سنگها برای تطبیق با شرایطی که شرایط تشکیل‌ آنها متفاوت است، دچار تغییرات شیمیایی و ساختاری می‌شوند. از آنجایی که دگرگونی معمولا در درون پوسته زمین رخ می‌دهد، مطالعه مستقیم آن به آسانی مطالعه هوازدگی ، رسوبگذاری و فعالیت آذرین نبوده و با مشکلات بیشتری همراه است.
عوامل دگرگونی

دما
دما یکی از مهمترین عوامل دگرگونی است. دمای لازم جهت دگرگون شدن سنگ‌ها به یکی از روش‌های زیر تامین می‌شود.
ازدیاد دما در اثر شیب زمین گرمایی :
دمای زمین نسبت به عمق بر اساس شیب زمین گرمایی افزایش می‌یابد. بطور متوسط در هر ۳۰ متر عمق یک درجه به دمای زمین اضافه می‌شود. در این صورت در اعماق ۱۰ تا ۲۰ کیلومتری ، دما بین ۳۵ تا ۶۵ درجه سانتیگراد خواهد بود، که این دما برای دگرگون کردن سنگ‌ها در بعضی موارد کافی است.
ازدیاد دما در اثر عوامل تکتونیکی :
تغییر شکل پوسته جامد زمین به هنگام تشکیل چین‌‌ها و گسل‌ها باعث بالا رفتن دما در محل می‌شود. در مواردی که حرکات تکتونیکی به کندی انجام می‌گیرد، گرمای حاصله فرصت تجمع ندارد و پراکنده می‌شود. ولی اگر حرکات شدید باشد، گرما و در نتیجه دمای حاصله قابل توجه است. حرارت ناشی از توده‌های ماگمایی :
هنگامی که ماگما بطرف بالا حرکت می‌کند، دمای ناشی از آن ، باعث دگرگون شدن سنگ‌های درونگیر می‌شود.
فشار
فشارهای موثر در دگرگونی را به انواع زیر تقسیم می‌کنند.
فشار ناشی از وزن طبقات :
این فشار در اثر وزن طبقات رویی بوجود می‌آید و میزان آن تقریبا ۲۵۰ تا ۳۰۰ کیلوگرم بر سانتیمتر مربع به ازای هر کیلومتر عمق است. فشار ناشی از وزن طبقات تقریبا خواص فشار هیدرواستاتیک را داراست و به حالت ایزوتروپ بر

سنگ‌ها وارد می‌شود. بنابراین ، در اثر این نوع فشار ، ساخت توجیه شده‌ای در سنگ‌ها بوجود نمی‌آید. بطور کلی نتیجه این فشار ، تشکیل کانی‌هایی است که وزن مخصوص بیشتری دارند.
فشار جهت دار :
فشارهای جهت دار ، ساختمان‌های زمین شناسی مختلفی را بوجود می‌آورند. در چنین مواردی ، فشار وارد بر سنگ‌ها به حالت ایزوتروپ نیست. بلکه اثر آن ، در امتداد‌های خاصی شدیدتر است. نتیجه تاثیر چنین فشارهایی ، ایجاد کانی‌هایی است که در امتدادهای خاص ، طویل یا متورق هستند.
فشار جزیی آب :
در اثر فعل و انفعالات متعددی که ضمن دگرگونی انجام می‌گیرد، غالبا مقداری (آب تولید می‌شود که فشار مربوط به آن ، که به نام فشار جزیی آب خوانده می‌شود، نقش مهمی در فعل و انفعالات دگرگونی به عهده دارد.
اهمیت نسبی دما و فشار
ازدیاد دما باعث تشکیل کانی‌هایی می‌شود که آنتروپی بیشتری دارند. مثلا افزایش دما باعث بی آب شدن کانی‌ها می‌شود. زیرا تبدیل آب به بخار آب آنتروپی را افزایش می‌دهد. در صورتی که ازدیاد فشار ، باعث ایجاد کانی‌هایی می‌شود که حجم کمتری دارند. به عبارت دیگر ، کانی‌های تشکیل دهنده سنگ‌های دگرگونی نسبت به سنگ اولیه ، وزن مخصوص بیشتری دارند. محصول دگرگونی یک سنگ واحد ، در شرایط فشار (عمق) و دمای مختلف ، سنگ‌های متفاوتی است. به عنوان مثال از دگرگونی شیل در شرایط دگرگونی مختلف سنگ‌های مختلفی مثل شیست آمفیبول دار ، شیست کلریتی ، گنیس و انواع هورنفلس‌ها حاصل می‌شود.
انواع دگرگونی
انواع مختلفی از دگرگونی وجود دارد. دو نوع اصلی دگرگونی مجاورتی و دگرگونی ناحیه‌ای هستند. نوع سوم دگرگونی که دگرگونی کاتاکلاستیک نام دارد، در اثر فرسایش ناشی از گسلش و چین خوردگی شدید بوجود می‌آید. در این حالت کانی‌ها و سنگها شکسته می‌شوند و یا حتی به صورت پودر درمی‌آیند و نوعی برش گسلی درشت دانه و یا انواع دانه ریزتری موسوم به میلونیت تولید می‌کنند. اینگونه سنگها نشان دهند‌ه شدت فشار و دمایی است که با گسلش و چین خوردگی همراه می‌باشند.
دگرگونی مجاورتی
هنگامی که ماگما در پوسته‌ زمین نفوذ می‌کند، دگرسانی سنگهای اطراف را سبب می‌شود. دگرسان شدن
سنگها در سطح تماس یا نزدیکی سطح تماسشان با توده ماگما را دگرگونی مجاورتی می‌گویند. کانی‌های تولید شده در اثر این فرایند را نیز کانی‌های دگرگونی مجاورتی می‌نامند. دو نوع کانی دگرگونی مجاورتی تشخیص داده شده است، کانی‌هایی که در اثر گرم شدن سنگ مورد نفوذ قرار گرفته تشکیل می‌شوند و کانی‌هایی که از واکنش محلولهای گرمایی ، با سنگ مورد نفوذ قرار گرفته حاصل می‌شوند. نوع دوم کانی‌ها در اعماق نسبتا کم تشکیل می‌شوند. چرا که تنها در اواخر سرد شدن یک توده ماگمایی و در نزدیکی سطح است که مقادیر متنابهی محلول گرمایی آزاد می‌شوند.
دگرگونی ناحیه‌ای

دگرگونی ناحیه‌ای در مناطقی گسترده و وسیع رخ می‌دهد، و اغلب هزاران کیلومتر مربع سنگ با هزاران متر ضخامت را در بر می‌گیرد. عقیده عمومی بر این است که ارتباط مستقیمی بین دگرگونی ناحیه‌ای و ساخته شدن رشته کوهها وجود دارد . سنگهای این نوع دگرگونی در مناطقی که روزگاری ریشه کوهستانهای قدیمی را تشکیل می‌دادند، و نیز در سپرهای قاره‌ای دوران پرکامبرین یافت می‌شوند. برای بیرون زده‌ شدن این سنگهای دگرگونی، می‌باید هزاران متر سنگ فرسوده و منتقل شوند.
مناطق دگرگونی
شدت دگرگونی ، نسبت به عمق ، فشار و دما تغییر می‌کند. به عبارت دیگر در هر موقعیتی سنگ‌های خاصی تولید می‌شود. پوسته زمین از نظر شدت دگرگونی معمولا به ۳ منطقه تقسیم می‌شود.
منطقه کم عمق
در این منطقه ، دگرگونی خفیف است و شرایط آن با دمای متوسط ، فشار لیتوستاتیک (فشار ناشی از وزن سنگ‌ها) کم و فشار جهت دار یا فشار تکتونیکی معمولا زیاد مشخص می‌شود. در این منطقه سنگ‌هایی نظیر فیلیت و شیست‌های کلریتی تشکیل می‌شود. کانی‌هایی که در این منطقه بوجود می‌آیند نیز مشخص است و از جمله آنها می‌توان سریسیت ، کلریت ، آنتیگوریت ، تالک و اکتیونیت ، اپیدوت ، آلبیت و … را نام برد.
منطقه عمق متوسط
این منطقه که در زیر منطقه کم عمق قرار گرفته است با دما و فشار لیتوستاتیک زیاد مشخص می‌شود. گاهی نیز فشارهای تکتونیکی مربوط به این منطقه قابل توجه است. در این منطقه معمولا سنگ‌های میکا شیست ، گنیس ، کوارتزیت مرمر و آمفیبولیت تشکیل می‌شود.
از جمله کانی‌های مربوط به این منطقه می‌توان بیوتیت ، مسکویت ، دیستن ، آنتوفیلیت ، هورن بلند معمولی ، اپیدوت پلاژیوکلازهای سدیم دار و کلسیت را نام برد.
منطقه عمیق
این منطقه با دمای زیاد و فشار لیتوستاتیک فوق‌العاده زیاد مشخص می‌شود. فشار جهت دار یا وجود ندارد و یا اینکه اثرش ناچیز است. در این منطقه ، کانی‌ها و سنگ‌هایی که تحت شرایط فشار و دمای زیاد پایدارند بوجود می‌آیند. از آنجا که در این منطقه فشار جهت دار قابل توجه نیست، لذا معمولا سنگ‌های حاصله بدون تورق هستند، که از جمله آنها می‌توان بیوتیت و پیروکسن و گنایس ، اکلوژیت و آمفیبولیت را نام برد. کانی‌های مهمی که در این منطقه تولید می‌شوند شامل بیوتیت ، فلدسپاتهای پتاسیم ، سیلیمانیت ، آندالوزیت ، انستاتیت ، هیپرستن ، الیوین ، دیوپسید و … هستند.

رخساره‌های دگرگونی
رخساره‌های دگرگونی عبارت از مجموعه‌ای از کانی‌های دگرگونی هستند که در تحت شرایط فشار و دمای مشابهی تولید می‌شوند. بدین ترتیب به کمک آنها می‌توان به شرایط دگرگون شدن سنگ پی برد. بعضی از کانی‌ها فقط در یک رخساره معین دیده می‌شوند. این کانی‌ها که مشخصه نوع دگرگونی‌اند ، به نام کانی‌های راهنما معروفند، معمولا رخساره نامیده می‌شوند. عده‌ای از کانی‌ها ممکن است در چند رخساره مختلف دیده شوند.
مباحث مرتبط با عنوان‌دار) تشکیل شده‌اند. دیدکلی
ذرات رسوبی ممکن است از تخریب سنگهای آذرین ، دگرگونی و رسوبی یا در اثر انفجار آتشفشانها و یا به صورت ذرات جامد در حوضه رسوبی ، در اثر فعل و انفعالات شیمیایی و بیوشیمیایی ، تشکل گردند. هدف از ذرات رسوبی ، تمام ذراتی است که به صورت جامد بتوسط فرآیندهای فیزیکی حمل و رسوب کرده‌اند.
ذرات تشکیل دهنده رسوبات به سه گروه اصلی تقسیم می‌شوند، که شامل مواد زیر می‌باشند.
ذرات آواری
ذرات تشکیل‌دهنده این گروه از تخریب سنگهای موجود در سطح زمین حاصل شده‌اند. این ذارت باید دارای مقاومت مکانیکی و ثبات شیمیایی زیادی در مقابل عمل هوازدگی باشند تا در رسوبات باقی بمانند، زیرا اگر مقاومت آنها کم باشد در منشا یا بعد از رسوبگذاری تجزیه و کانیهای جدید به ویژه رسی را به وجود می‌آورند ذرات آواری خود به دو دسته تقسیم می‌شوند:

ذرات آواری غیر آلی : این ذرات شامل ذراتی مانند کوارتز ، فلدسپات و خرده سنگها می‌شود.
ذرات آواری آلی : این ذرات از تخریب و نقل و انتقال مجدد رسوبات کربن‌دار حاصل شده‌اند. برای مثال می‌توان ذرات تخریبی آنتراسیت ، آمبر ، تکه‌های جامد واکس و کروژن را نام برد که اینها مواد هیدروکربوری غیر قابل حل با ساختمان پلیمری با زنجیره‌های بلند می‌باشند. ذرات جامد شیمیایی و بیوشیمیایی

این ذرات از تخریب سنگهای قدیمی حاصل نشده‌اند و درون حوضه رسوبی بر اثر فعل و انفعالات شیمیایی و بیوشیمیایی تشکیل گردیده‌اند. این گروه به خرده‌های اسکلتی ، دانه‌های غیر اسکلتی کربنات کلسیم ، کانیهای تبخیری که بطور فیزیکی حمل شده‌اند و گلاگونیت تقسیم می‌شوند.
خرده‌های اسکلتی
ذرات اسکلتی در اثر فعالیتهای متابولیکی موجودات زنده ترشح شده‌است. غالبا این مواد از جنس کربنات کلسیم و سیلیس هستند.
خرده‌های اسکلتی کربنات کلسیم

در رسوبات عهد حاضر ذرات اسکلتی کربنات کلسیم از کانیهای کلسیت و آراگونیت تشکیل شده‌اند که هر دو دارای فرمول شیمیایی CaCO3 هستند، ولی سیستم کریستالوگرافی و ناخالصیهای دیگر به میزان کم باعث تمایز این دو کانی از یکدیگر شده ‌است. آراگونیت دارای سیستم ارتورومبیک بوده و از کربنات کلسیم خالص تشکیل شده‌است. کلسیت در کلاس رمبو هدرال و سیستم هگزاگونال متبلور شده و دارای مقداری منیزیم می‌باشد.
خرده‌های اسکلتی سیلیسی
گروه اصلی تشکیل دهنده این ذرات دیاتومه‌ها و رادیولاریت‌ها بوده و در درجه دوم دیانوفلاژلاتها (دسته‌ای از تاژک داران) و اسفنجها می‌باشند. اگر چه خرده‌های اسکلتی سیلیسی فراوان نیستند ولی در رسوبات عهد حاضر بطور موضعی در بعضی از مناطق تا حدود ۴۰ درصد رسوبات کف دریاها را تشکیل می‌دهند. فراوانی این ذرات در کف دریاها به سه فاکتور زیر بستگی دارد:
اولا با میزان تولید پوسته‌های سیلیسی
ثانیا ، فراوانی یا (نسبت) این پوسته‌ها نسبت به مقدار ذرات آواری و کربناته موجود در دریاها.
ثالثا انحلال پوسته‌های سیلیسی در کف اقیانوسها ، پوسته‌های سیلیسی در مناطق عمیق اقیانوس‌ها بویژه در مناطقی که آبهای سطحی حاوی مقدار زیادی مواد غذایی باشند. در دریاچه‌ها و بطور موضعی در بعضی نواحی کم‌ عمق دریا تجمع حاصل می‌کنند.
دانه‌های غیر اسکلتی کربنات کلسیم
این دانه‌ها شامل پلت‌ها و پلوییدها ، اووییدها ، پیزولیت‌ها ، گریپستون‌ها و اینتراکلست‌ها می‌باشند.
پلت‌ها و پلوییدها
پلت‌ها ، دانه‌های کروی یا بیضوی شکل کربنات کلسیم ه

ستند که در اندازه ماسه و بدون ساختمان داخلی می‌باشند. موجودات زنده برای بدست آوردن غذا مقداری از رسوبات دانه‌ریز کربنات کلسیم کف دریا را می‌خورند و پس از گرفتن مواد آلی آنها این ذرات را به هم متصل کرده و به صورت پلت از خود دفع می‌کنند که این گونه دانه‌ها را پلت‌های مدفوعی می‌نامند. در سنگهای کربناتی قدیمی تشخیص پلت‌های مدفوعی از سایر دانه‌های مشابه خیلی مشکل است. بنابراین به دانه‌های پلتی که منشا آنها قابل تشخیص نباشد، پلویید گفته می‌شود. تمام دانه‌هایی که شبیه پلت هستند به طریق مدفوعی که در بالا ذکر شد، تشکیل نمی‌شوند.

اووییدها
واژه اوویید از کلمه یونانی اوون (oon) مشتق شده که به معنی تخم‌مرغ یا شبیه تخم‌مرغ است. این دانه‌ها کروی یا بیضوی شکل هستند و اندازه آنها کمتر از ۲ میلیمتر است. اوویدها در مقطع دارای یک هسته‌اند که به توسط یک یا چندین لایه دایره‌ای متحدالمرکز احاطه می‌شوند. هسته این دانه‌ها ممکن است از خرده‌های اسکلتی ، پلت یا ذرات آواری از قبیل کوارتز تشکیل شده باشد. اگر چندین اوویید پهلوی یکدیگر قرار بگیرد و به توسط چندین لایه احاطه گردد، اوویید مرکب به وجود می‌آید. رسوباتی که از اووییدها تشکیل شده‌است به نام اوولیت نامیده می‌شود.
پیزولیت
پیزولیت‌ها دانه‌های کروی یا بیضوی شکلی هستند که اندازه آنها بیشتر از ۲ میلیمتر است. این دانه‌ها از یک هسته با دوایر متحدالمرکزی در اطراف آن تشکیل شده است. اختلاف بین اوویید و پیزولیت ، علاوه بر اندازه آنها چگونگی تشکیل نیز می‌باشد. بطور معمول دو نوع پیزولیت شناخته شده است. پیزولیت جلبکی که به نام آنکگولیت و پیزولیت کالیچی که به پیزولیت وادوز موسوم است. وادوز عبارت از منطقه‌ای است که در نواحی خشک بالای سطح ایستایی قرار دارد.
گریپستون‌ها
این دانه‌ها به شکل خوشه‌ای است و در اثر پیوستن خرده‌های اسکلتی ، اووییدها و پلت‌ها ‌توسط سیمان به یکدیگر تشکیل شده‌اند. این دانه‌ها در محیط‌هایی که برای مدت کوتاهی آشفته بوده و سپس برای مدت طولانی آرام می‌باشد، تشکیل می‌گردند. زیرا این ثبات یا آرامش محیط لازم است تا سیمان در بین دانه‌ها رسوب کرده و آنها را به هم متصل نماید و در مواقع طوفانی بخشی از این رسوبات شکسته شده و به شکل دانه‌های خوشه انگوری دیده می‌شود. جلبکهای سبز – آبی نیز کمک فراوانی به تشکیل سیمان می‌نماید. گرچه این دانه‌ها منطقه وسیعی را در باهاما

می‌پوشانند. ولی در سایر محیط‌های عهد حاضر ، که رسوبات کربناتی تشکیل می‌گردد، فراوان نیستند. به ‌علاوه در سنگهای آهکی قدیمی غالبا یافت نمی‌شوند.
اینتراکلست‌ها
واژه اینتراکلست به دانه‌هایی اطلاق می‌شود که از نظر اندازه در حد ماسه یا بزرگتر و از نظر بافتی شبیه خرده سنگها در سنگهای آواری است. این دانه‌ها در اثر شکسته شدن مواد سختی قبلا در حوضه رسوبی تجمع حاصل کرده‌اند، تشکیل می‌شوند. اینترا (Intra) به معنی داخل است که در اینجا منظور درون حوضه رسوبی است و کلسیت (Clast) به معنی شکسته می‌باشد. این دانه‌ها غالبا زاویه‌دار و اندازه انها از ۲ میلیمتر بیشتر است. دانه‌های اینتراکلست به علت داشتن لبه‌های نیز قطع شده از گریپستونها قابل تشخیص است.
در بعضی مناطق مانند پلایاها پس از رسوبگذاری کانیهای تبخیری ، باد ممکن است ذرات ژیپس را برداشته و پس از حمل و رسوبگذاری تشکیل تپه‌هایی از این ذرات را بدهد. برای مثال تپه‌های مجاور پلایاها در غرب ایالت تگزاس در آمریکا و ژیپس تشکیل شده‌اند، را می‌توان نام برد. همچنین ذرات اووییدی سنگ نمک ، امروزه در دریای بحرالمیت یا دریای مرده تشکیل می‌شود. بطور کلی کانیهای تبخیری به شکل دانه فراوان نیست و در رسوبات قدیمی بطور پراکنده و کمیاب است.
گلاکونیت
این دانه‌ها در اندازه ماسه ، به شکل کروی یا تخم‌مرغی و به رنگ سبز در رسوبات دریایی یافت می‌شوند. این دانه‌ها ممکن است در داخل حجره فرامینیفرها تشکیل گردند و زمانی که پوسته اهکی آنها حل و از بین بروند شکل قالب داخلی موجود را حفظ کرده و به شکل ذره‌ای آزاد

می‌شوند. گلاکونیت در رسوبات دریایی به مقدار کم یافت می‌شود ولی در بعضی از مناطق مانند نواحی ساحلی نیوجرسی و جنوب شرقی انگلستان این ذرات فراوان می‌باشند، زیرا تخریب مکانیکی بر روی سنگهای قدیمی حاوی گلاکونیت باعث گردیده است تا مقدار زیادی از ذرات گلاکونیت از محل اصلی خود کنده شده و پس از حمل در نواحی فوق تجمع حاصل نمایند.