Атлас текстур и структур осадочных горных пород. Часть 2

Подождите немного. Документ загружается.

Таблица XXXIII

Типы и разновидности алеврито-глинисто-карбонатных пород

(по Н. В. Кирсанову и Ю. В. Сементовскому, 1955)

Содержание материала, %

Порода

карбонат-

ного

глинистого

алеврито-

вого

Соотношение компонентов

Группа карбонатных пород (относительно преобладает карбонатный материал)

Алевритового материала больше, чем глинистого

Известняк (доломит) . . . • .

Известняк алевритовый . . .

Известняк сильноалевритовый

Известняк глинисто-алеврито-

вый

100

-95

0-5

95-

67,5

0-10

2,5—25

-45 0-10

22,5-50

80-

33,3

10-33,3

10-45

Карбонатного:алеврито-

вого более 3

Карбонатного:алеврито-

вого от 1 до 3

Глини'суго материала больше, чем алевритового

Карбонатного : алеврито-

вого более 3

То же

глинистый ....

95-

-67,5

2,5

-25

0-10

алеврито-глинистый

80-

-60

10-

22,5

10—20

Группа мергелей (относительно преобладает глинистый материал)

Карбонатного:глини-

стого от 1 до 3

То же

Мергель

75-45

22,5—50

0—10

Мергель алевритовый ....

70—33,3

20-45

10-33,3

Карбонатного материала

больше, чем

Мергель глинистый .

50-22,5

45-75

0-10

Мергель алеврито-глинистый

45-20

33,3—70

10-33

Группа глинистых

пород

Глина известковистая ....

2,5-25

67,5-90

0-10

Глина алеврито-известковистая

Глина

22,5-10

10-0

60—80

100-90

10-20

0-10

Карбонатного:глинисто-

го от 1/3 до 1

Карбонатного : глини-

стого от 1/3 до 1

Карбонатного : глини-

стого менее 1/3

То же

Алевритового материала больше, чем карбонатного

слабоалевритовая . . .

10-

-0

90-

-80

-20

алевритовая

10-

-0

80-

-60

10-

-40

сильноалевритовая . .

10-

-0

60-

-45

30-

-50

известково-алевритовая

33,3-

-10

80-

-33,3

10-

-45

4. Группа алевритовых пород (относительно преобладает алевритовый материал)

Глинистого материала больше, чем карбонатного

Алевролит

нистый

Алевролит

160

известково-гли-

33,3-

-10

45-

33,3

-80

сильногл инистый

10-

-0

50-

-30

45-

-60

глинистый ....

10-

-0

40-

-10

60-

-80

http://jurassic.ru/

Продолж. табл. XXXIII

Содержание материала, %

Порода

карбонат-

ного

глинистого

алеврито-

вого

Соотношение компонентов

Алевролит слабоглинистый

Алевролит

10-0

20—5

0-10

80-90

90-100

Карбонатного м а т е р и а л а б о л ь ш е, чем глинистого

Алевролит слабоизвестковый |

Алевролит известковистый . .

Алевролит сильноизвестковый |

Алевролит глинисто-извест-

ковистый

Примечание. Доломитовые разновидности вышеуказанных пород соответствуют извест-

20-5 0—10 90-80

40—10 0-10 80-60

50—30

0-10

60-45

45-10

10-33,3

80—33,3

Таблица XXXIV

Типы кремнисто-карбонатно-глинистых пород

По Г. И. Теодоровичу (1958i)

Порода

Пределы содержания, %

Порода кремнезема

(некласти-

ческого)

кальцита

(или доломита)

глинистого

материала

/. Группа преимущественно кремнш

(хемогенный и органогенный кремне

Силицит

Известковисто (доломитово)-глинистый сили-

цит

Известковистый (доломитовый силицит) . . .

~тых пород и

зем составля

100-90

90-50

80-50

90-50

ли силицитов

гт более 50%

0-10

10-40

10-50

)

0—10

10—50

10—40

0—10

//. Группа преимущественно кремнисто-карбонатных пород

(хемогенный и органогенный кремнезем составляет менее 50% и более 10—25%)

Кремнеизвестняк (кремнедоломит)

Кремнеземистый известняк (доломит) ....

Кремнеземисто-глинистый известняк (доломит)

25-50

10-50

10-40

50-

90-

80-

-25

-50

0-33,3

0-10

10-30

///. Группа преимущественно карбонатно-глинистых и глинистых пород

(хемогенный и органогенный кремнезем составляет менее 10—33%)

Кремнистые мергели

Известняк (доломит)

Глинистый известняк (доломит)

Мергель (доломитовый мергель)

Глинистый мергель (доломитовый глинистый

мергель)

Известковистая (доломитистая) глина (аргил-

лит)

Глина (аргиллит)

IV. Группа преимущественно кремнисто-глинистых пород

(хемогенный и органогенный кремнезем составляет менее 50% и более 10—25%)

10-33,3 60—25 25-60

0-10 100-90, 0-10

иногда до 80

0-10 90-60 10-30

0-10

70—45 30—50

0-10

30-50

70—45

0-10 10-30

90-60

0-10

0-10 100—90,

иногда до 80

Кремнистая глина (кремнистый аргиллит) . .

Кремнисто-известковистая (кремнисто-доло-

митистая) глина (аргиллит)

Кремнеаргиллит

10-50

10-40

25-50

0-10

10-30

0—33,3

90-50

80-50

50—25

11 Зак. 545

161

http://jurassic.ru/

отдельные типы промежуточных пород. Между тем в природе довольно

широко распространены как карбонатно-глинистые породы с песчано-

алевритовой примесью, так и алеврито-глинистые породы, отличаю-

щиеся различной степенью карбонатное™. Среди мергелей встречается

Рис.

39. Схема-диаграмма классификации карбонатно-глинисто-оеочаных пород. По

В.

Л. Егояну (1955)

Наименование пород по полям схемы. Известняки: J — известняк, 2 — известняк с песчано-

глинистой примесью, в — слабопесчанистый известняк, 4 — (средне) песчанистый известняк.

5 — сильнопесчанистый известняк. Мергели: 6а — глинистый известняк, 6 — высококарбонат-

ный мергель, 7 — (среднекарбонатный) мергель, 8 — низкокарбонатный мергель, 9а — слабопесча-

нистый глинистый известняк, 9 — слабопесчанистый высококарбонатный мергель, 10 — слабопес-

чанистый (среднекарбонатный) мергель, — слабопесчанистый низкокарбонатный мергель, 12а —

сильнопесчанистый глинистый известняк 12 — сильнопесчанистый высококарбонатный мергель,

13 — сильнопесчанистый (среднекарбонатный) мергель, 14 — сильнопесчанистый низкокарбонат-

ный мергель. Субмергели: 15 — высококарбонатный субмергель, 16 — (среднекарбонатный)

субмергель, J7 — низкокарбонатный субмергель. Глины: 18 — сильноизвестковистая глина,

19 — слабоизвестковистая глина, 20 — слабопесчанистая, сильноизвестковистая глина, 21 — слабо-

песчанистая, слабоизвестковистая глина, 22 — сильнопесчанистая, сильноизвестковистая глина,

23 — сильнопесчанистая, слабоизвестковистая глина, 24 — глина, 25 — глина с песчанисто-из-

вестковистой примесью, 26 — слабопесчанистая глина, 27 — ((средне) песчанистая глина, 28 —

сильнопесчанистая глина. Песчаники (алевролиты): 29 — песчаник (алевролит), 30 —

песчаник (алевролит) с известковисто-глинистой примесью 31 — слабоизвестковистый песчаник

(алевролит), 32 — (средне) известковистый песчаник (алевролит), 33 — слабоизвестковистый пес-

чаник (алевролит), 34 — слабоглинистый песчаник (алевролит), 35 — слабоглинистый, слабоизвест-

ковистый песчаник (алевролит), 36 — слабоглинистый, (средне) известковистый песчаник (алев-

ролит), 37 — слабоглинистый, сильноизвестковистый песчаник (алевролит), 38 — (средне) гли-

нистый песчаник (алевролит), 39 — (средне) глинистый, слабоизвестковистый песчаник (алевро-

лит),

40 — (средне) глинистый, (средне) известковистый песчаник (алевролит), 41 — сильноглини-

стый песчаник (алевролит), 42 — сильноглинистый, слабоизвестковистый песчаник (алевролит).

Смешанные породы: 43 — алевропелит, 44 — слабоизвестковистый алевропелит; 45 —

(средне) известковистый алевропелит

значительное количество алевритовых и даже песчанистых разностей.

Только классификация Н. В. Кирсанова и Ю. В. Сементовского алев-

рито-глинисто-карбонатных пород дает возможность наблюдать гене-

тические взаимосвязи обломочных, глинистых и карбонатных пород

(табл. XXXIII, рис. 38).

162

http://jurassic.ru/

Границы мергелей с карбонатными породами и глинами устанав-

ливаются в ней по соотношению карбонатного и глинистого материала,

а не по абсолютному их содержанию в породе (табл. XXXIV).

В.

Л. Егояном (1955) (рис. 39) разработана схема классификации

карбонатно-глинисто-песчаных пород. Учитывая данные работ Г. И. Тео-

доровича и широкое распространение в практике и литературе термина

«мергель», обозначающего тип глинисто-карбонатных пород, имеющих

самостоятельное значение, В. Л. Егоян (1955) счел необходимым

ввести его в общую схему.

too?.

соляных ,

минералов

частиц

Рис.

40. Схема классификации глинисто-карвонатно-соляных пород.

По Л. Б. Рухину (1953)

Л.

Б. Рухин (1953) делает попытку классифицировать породы,

сложенные глинистыми, карбонатными и соляными минералами (из

карбонатных минералов в таких породах обычно присутствует доло-

мит, а из соляных — гипс и ангидрит) (рис. 40).

Г. И. Теодорович (1958.) за чистые известняки (доломиты), сили-

циты и глины (аргиллиты) принимает породы, в которых содержание

главного компонента должно быть не менее 90%, в некоторых случаях

до 80% (табл. XXXIV), остальные глинисто-карбонатные породы назы-

вая мергелями. Он подчеркивает, что под кремнистостью пород под-

разумевается содержание в них свободного или водного (хемогенного

или органогенного) кремнезема, не включая в это понятие, возможно,

находящиеся в породе обломочные кварцевые зерна.

Таким образом, из всего вышеизложенного видно, что мергели —

породы глинисто-карбонатного промежуточного ряда могут быть тесно

увязаны с группами обломочных, соляных и кремнистых пород.

СТРУКТУРЫ И МИКРОТЕКСТУРЫ МЕРГЕЛЕЙ

Глинистые известняки и мергели в большинстве случаев характе-

ризуются исключительно тонкой зернистостью (диаметр слагающих

их карбонатных и глинистых частиц редко превышает 0,01 мм). Агре-

11*

163

http://jurassic.ru/

гаты этих микроскопически малых зерен при изучении их в шлифах

мутны, неясны и отдельные частицы часто неразличимы. При изуче-

нии под микроскопом в скрещенных николях в мергелях в отличие

от глинистых пород всегда наблюдается относительно высокая интер-

ференционная окраска. Подразделить мергели только на основании их

состава и структуры на различные генетические типы (морские, лагун-

ные,

озерные) довольно затруднительно. Необходимо принимать во

внимание и учитывать сингенетичные минеральные примеси и находя-

щиеся в них включения.

По внешнему виду мергели очень однообразны и в течение долгого

времени в них не отмечалось каких-либо структур или микротекстур.

Только с помощью метода, предложенного Г. И. Бушинским (1947

)

и разработанного Г. И. Бушинским и М. Г. Немировской, удалось

наиболее полно выявить и изучить текстурные и структурные особен-

ности тонкопористых пород, в частности цементных мергелей. Этим

методом, основанным на неравномерном впитывании масла (или дру-

гой жидкости) различными участками расчищенной поверхности

породы, преимущественно в зависимости от степени ее пористости,

были выявлены ходы илоедов в толще кампанских амвросиевских

разносортных цементных мергелей, макроскопически отличающейся

однообразием и отсутствием слоистости и не поддающейся расчлене-

нию ни по микрофауне, ни по минералам тяжелой фракции, ни по

химическому составу. Выяснилось, что ходы илоедов в различных гори-

зонтах толщи мергелей различны и могут быть использованы при кор-

реляции разрезов как стратиграфический признак. Нередко в мерге-

лях с помощью пропитывания породы маслом обнаруживаются также

брекчиевидные микротекстуры, пятнистость и трещиноватость, не

заметные в штуфах.

Для мергелей характерны следующие структуры и микротекстуры

(табл. 219—225):

Структуры

I. Неорганического происхождения:

1) пелитоморфная

, 2) алевропелитоморфная, 3) алеврито-пели-

томорфная, 4) псаммоалевропелитоморфная.

II.

Смешанные (биоморфные, органогенные + пелитоморфные):

1) водорослевые (рабдолитовые и кокколитовые), 2) раковинные

(содержащие большое количество раковин органических остатков).

III.

Недостаточно ясного происхождения:

1) нодулярная (или узловатая), 2) сгустковая.

Микротекстуры и текстуры

1) ихнитовые — связанные с жизнедеятельностью организмов (со

следами ходов илоедов), 2) микрослоистые и слоистые, 3) трещино-

ватые, 4) брекчиевидные, 5) микропористые.

Из структур неорганического происхождения наиболее часто

встречается пелитоморфная структура, характеризующаяся размером

зерен менее 0,01 мм.

Алевропелитоморфная структура характерна для мергелей, содер-

жащих примесь алевритового материала. В таких породах в скрыто-

кристаллической глинисто-карбонатной пелитоморфной массе равно-

При значительном содержании глинистого материала с различимыми под микро-

скопом пелитовымн частицами структура мергеля может быть названа пелито-пелито-

морфной, алевропелито-пелитоморфной и т. д. В противном случае структура породы

(до некоторой степени — условно) называется пелитоморфной.

164

http://jurassic.ru/

мерно рассеяна примесь обломочных (кварцевых, полевошпатовых

и др.) алевритовых зерен величиной от 0,01 до 0,1 мм в диаметре.

Алеврито-пелитоморфная структура — разновидность алевропелито-

морфной структуры, характеризующаяся чередованием прослойков

породы небольшой мощности, отличающихся друг от друга по составу

и структуре. В одних прослойках преобладают тончайшие (менее

0,01 мм) частицы глины и пелитоморфного карбоната, в других —

алевритовые частицы размером 0,1—0,01 мм. Эту структуру можно

рассматривать как послойное сочетание двух структур: пелитоморф-

ной и алевритовой.

Псаммоалевропелитоморфная структура характеризуется присут-

ствием в пелитоморфной глинисто-карбонатной основной массе породы

песчаных и алевритовых частиц в количестве более 5% тех и других.

Из структур, происхождение которых недостаточно ясно, можно

выделить «нодулярную» (или «узловатую») и сгустковую. «Нодуляр-

ная» структура отличается наличием в скрытокристаллической карбо-

натно-глинистой массе отдельных скоплений вещества, напоминающих

«узлы». По-видимому, эти образования (нодули) представляют собой

реликты организмов или обломков этой же породы. Иногда же неод-

нородность строения мергеля, создающая видимость узелков, обуслов-

лена неравномерным распределением вещества породы или неодина-

ковой ее пористостью, незаметными при макроскопическом изучении.

Сгустковая структура часто встречается у тонкозернистых и скры-

токристаллических известняков, либо у мергелей. В основной карбо-

натной, а также глинисто-карбонатной пелитоморфной массе породы

наблюдаются мутные округлой или неправильной формы пятна, отли-

чающиеся различной степенью раскристаллизации. Пятна эти напоми-

нают сгустки.

Нередки среди мергелей смешанные структуры, в которых чаще

всего сочетаются пелитоморфные и органогенные структуры. В таких

мергелях в пелитоморфной глинисто-карбонатной массе породы, отве-

чающей по составу мергелю, находится значительное количество орга-

нических остатков карбонатного состава. По характеру органических

остатков выделяются водорослевые и раковинные структуры.

Очень часто в мергелях наблюдаются ихнитовые текстуры и микро-

текстуры, связанные с ходами илоедов и их жизнедеятельностью.

Остатки известковых организмов обычно породообразующего значения

в мергелях не имеют. Зато следы бесскелетных червей (их ходы и

фекальные зерна различной формы) в мелу и мергелях чрезвычайно

многочисленны и разнообразны. Они открыты и изучены Г. И. Бушин-

ским. Предполагается, что илоядные черви иногда полностью разру-

шали тонкую слоистость, имеющуюся в мергелях, и нередко раздроб-

ляли часть кокколитов и раковин фораминифер, превращая их в тон-

кий порошок и неопределимые обломки. Перемешивая и пережевывая

известково-глинистые илы, черви вместе со своими экскрементами

выделяли различные органические вещества, которые способствовали

как накоплению, так и миграции находящегося в илу кремнезема

(Бушинский, 1954).

В «Атласе» приводятся фотографии и зарисовки ихнитовых тек-

стур,

любезно предоставленные М. Г. Немировской (табл. 61,

иг

. 3—7). По мнению М. Г. Немировской, каждому виду червей свой-

ственна определенная форма хода. Среди амвросиевских мергелей ею

выделяются различные типы «ходов червей»: «веточковые», «цепочко-

вые»,

«кольцевые», «струйчатые», «концентрически-слоистые», «неясно-

очерченные» и «неправильные». М. Г. Немировская успешно исполь-

зует ихнитовую текстуру мергелей как стратиграфический корреля-

ционный признак.

165

http://jurassic.ru/

«Веточковыми» ходами она называет ходы илоедных животных,

имеющих форму древесной ветви (табл. 61, фиг. 3—6); при протрав-

ливании образцов соляной кислотой на месте «веточек» нередко оста-

ются углубления, дающие возможность предполагать их более карбо-

натный состав, чем вмещающий мергель. «Цепочковые» ходы червей

в вертикальном разрезе образца мергеля представлены овалами, рас-

положенными по прямой линии на некотором расстоянии друг от друга

наподобие звеньев цепи. В мергелях «цепочки» располагаются парал-

лельно поверхностям напластования породы (табл. 61, фиг. 4, 5).

«Кольцевые» ходы представляют собой трубки, заполненные мергелем,

аналогичным мергелю вмещающей породы, но более светлого цвета.

В поперечном сечении каждая трубка имеет форму кольца. Внутрен-

ний контур трубки ровный, внешний — зазубренный. Ширина стенок

трубок достигает 1—3 мм. Диаметр трубок до 2 см. «Струйчатые»

ходы отличаются от «кольцевых» тем, что состоят из нескольких тру-

бок, вложенных одна в другую. Часто в центральной трубке наблю-

даются крупные и мелкие «веточковые» ходы. М. Г. Немировская

отмечает, что «веточки» или «кольца», находящиеся внутри трубок,

никогда не пересекают стенок трубки. «Концентрически-слоистые»

ходы илоедов, принадлежащие, по-видимому, различным видам одного

и того же рода илоедов, представляют собой совокупность различных

ходов, в разных направлениях бороздящих породу. «Неясноочерчен-

ные» и «неправильные» ходы илоедов характеризуются неопределен-

ным строением и неясными очертаниями. Нередко, переплетаясь, они

образуют сложный рисунок.

Образование брекчиевидных и трещиноватых микротекстур

Г. И. Бушинский (1947) связывает с процессом уплотнения породы,

ила на дне моря при диагенезе (в результате обезвоживания и усадки

известкового и известково-глинистого ила).

Ж.

ТЕКСТУРЫ И СТРУКТУРЫ КАРБОНАТНЫХ РУД ЖЕЛЕЗА,

МАРГАНЦА И МАГНИЯ (табл. 226—231)

Карбонатные руды железа, марганца и магния слагаются карбо-

натными минералами, среди которых основную роль играют сидерит,

анкерит, сидероплезит, пистомезит, магниосидерит, магниокальцио-

сидерит, родохрозит, олигонит, манганокальцит, магнезит, брейнерит

и гидромагнезит. Как показало изучение минерального состава, изо-

морфные замещения катионов различных металлов в них чрезвычайно

разнообразны. Фактически эти руды сложены смесью различных кар-

бонатных минералов, в которых в одних случаях превалирует Fe,

в других Мп, а в третьих Mg.

Среди наиболее известных докембрийских пластовых сидеритовых

руд Бакала Н. К- Бургеля (1959) выделяет следующие разновидности:

1) магнезиальные сидериты типа сидероплезита и пистомезита,

2) магниокальциосидериты, 3) анкериты. Подавляющая масса карбо-

натных руд Бакала состоит из магнезиальных сидеритов, а остальные

разновидности встречаются обычно при переходе рудных тел в доло-

миты. Н. К- Бургеля подчеркивает характерную особенность сидери-

товых руд Бакала, а именно — присутствие в них примеси МпСОз..

В.

И. Грязнов (1956.) на основании исследований карбонатных

марганцевых руд Никопольского бассейна термическим и рентгенов-

ским методами пришел к выводу, что они представляют собой смесь

нескольких карбонатов, основную роль играют кальциевый родохрозит

и манганокальцит; магний и' железо входят в состав карбонатов,

по-видимому, изоморфно, замещая катионы марганца и кальция, так

как ни сидерита, ни магнезита обнаружено не было.

166

http://jurassic.ru/

Д. Г. Сапожников (1963), изучивший пластовые карбонатные руды

марганца Караджальского месторождения в Казахстане (девон), при-

шел к выводу, что в ряде случаев даже рентгеновским методом нельзя

точно определить минеральный состав мелкозернистых руд. Основным

минералом в них является манганокальцит, однако часто встречаются

сидерит и анкерит. По данным Чеботарева (1958), в пластовых карбо-

натных марганцевых рудах Южно-Хинганского месторождения (ниж-

ний кембрий) основную роль играет родохрозит, но имеются и значи-

тельные количества олигонита. В пластовых магнезитах Сатки на

Урале преобладают в той или иной степени железистые магнезиты

(Старостина, 1962).

Проявления рассматриваемых карбонатных руд в природе много-

образны. Однако наибольшее значение среди осадочных образований

этого типа имеют конкреционные (желваковые) и пластовые руды.

Конкреционные руды, в особенности карбонаты железа и мар-

ганца, подразделяются на мелкожелваковые и линзовидно-конкрецион-

ные.

Протяженность линз сидерита, обычно рассматриваемых как

диагенетические стяжения, составляет иногда сотни метров. К подоб-

ным образованиям относятся нижнекаменноугольные сидериты При-

полярного Урала (Чумаков, 1947) и мезозойские сидериты Азово-

Черноморского края (Корженевский, 1938; Халифа-заде, 1959).

Кроме чисто карбонатных (сидеритовых и пр.) руд железа, до-

вольно значительно распространены оолитовые лимонит-лептохлорито-

сидеритовые руды. Таковы, например, мезозойские руды Урала (Хали-

лово,

Алапаевск) и некоторые руды олигоцена Тургая. Обычно оолиты

в этих рудах состоят из лимонита (или других окислов железа) или

лептохлоритов, а цемент сидеритовый или лептохлорито-сидеритовый.

Сидерит может также замещать оолиты при диагенезе (табл. 226,

фиг. 4). Сидеритовый цемент может быть пелитоморфным, мелко-

и среднезернистым, а также крупнозернистым или радиально-лучи-

стого строения (Умова, 1958). Вообще вариации соотношений отме-

ченных выше минералов в этих рудах бывают очень разнообразны.

В процессе диагенеза (и эпигенеза) окислительно-восстановитель-

ный потенциал мог часто меняться, в результате ромбоэдры сидерита

бывают окружены пленкой гидроокислов железа, на которую нара-

стает крустификационная корочка сидерита радиально-лучистого

строения. Среди описываемых пород встречаются также «сидеролиты»,

представляющие собой лептохлорит-сидеритовые породы без оолитов.

В «сидеролитах» наблюдается мелкозернистая, сферолитовая, псевдо-

олитовая и мозаичная структуры (Умова, 1958; табл. 226, фиг. 5).

Следует отметить, что кроме осадочных сидеритов и магнезитов

в природе довольно часто встречаются сидериты в коре выветривания

и метасоматически замещенные карбонатами окисные руды. Пласто-

вые карбонатные руды Fe, Мп и Mg, такие, как саткинские, бакаль-

ские,

восточно-башкирские, казахстанские (Караджал и др.), усинские

(Кузнецкий Алатау) и южно-хинганские, имеют длительную историю

исследования, на протяжении которой были высказаны различные

точки зрения на их генезис. Однако в последнее время имеются убе-

дительные доказательства в пользу осадочного и гидротермально-

осадочного (подводные гидротермы — источник рудного вещества,

поступающего в бассейн) происхождения этих пластовых руд. Основ-

ную роль в данном случае сыграли исследования текстур и структур

карбонатных руд, их взаимоотношений с подстилающими и покрываю-

щими породами и прослоями в рудной толще. Одна лишь тонкослои-

стая текстура руд, при которой слойки руды залегают согласно со

слоистыми породами пачек переслаивания, имеет важнейшее значение

для определения осадочного генезиса этих руд.

167

http://jurassic.ru/

Структуры карбонатных железных руд довольно разнообразны.

Среди них основная роль принадлежит кристаллически-зернистой,

пелитоморфной, микроолитовой и сферолитовой, менее распространены

волокнистая, сгустковая, инкрустационная структуры. В мелкожелва-

ковых и линзовидно-конкреционных типах сидеритов встречаются все

эти структуры. Для пластовых руд Бакала характерна кристаллически-

зернистая структура, гораздо реже встречается пизолитовая (крупно-

олитовая) структура (Бургеля, 1959).

Текстурные особенности карбонатных железных руд подробно

описаны А. Е. Малаховым, Д. И. Булатовым (1959), М. М. Щерби-

ной (1957) и В. И. Малюгой (1961) для Бакальских и Зигазино-

Комаровских месторождений. Ими выделяются следующие текстуры

карбонатных руд: массивная, полосчатая (слоистая), прожилковая,

псевдокосослоистая (кливаж!), брекчиевая, пятнистая, «червячковая»,

петельчатая, концентрически-скорлуповатая, «фунтиковая» и гранулито-

вая (крупнокристаллическая). Местами данные слоистые карбонатные

железные руды довольно сильно изменены процессами метаморфизма

и гидротермальной деятельности. Поэтому указанные авторы наиболее

характерной первичной текстурой считают полосчатую (слоистую),

к первичным структурам относится также фунтиковая, которая не

представляет собой текстуру конус в конус, а является результатом

«сидеритизации» водорослевых строматолитовых образований, а также

брекчиевая (обломочная) и стилолитовая и с гораздо меньшей сте-

пенью достоверности — массивная. Пятнистые и «червячковые» струк-

туры, характеризующиеся наличием включений — «пятен» и отдельных

изогнутых кристаллов кремового железистого карбоната среди серого,

связываются с пластическими деформациями при динамометаморфизме

слоистых полосчатых карбонатных руд.

Следует иметь в виду, что кроме псевдоседиментационных, в част-

ности псевдокосослоистых текстур, связанных с образованием трещин

кливажа, могут быть и псевдотектонические и псевдометаморфогенные

текстуры. Так, А. Е. Малахов (1955) отмечает наличие на Бакале

тонкоритмичной текстуры сидерита, дисгармоничной с первичной слои-

стостью, которая отличается присутствием тонких прослойков сиде-

рита, смятых в мелкие складочки, среди горизонтально-слоистых про-

слойков, что отражает возникновение подводных оползней при обра-

зовании данной текстуры (см. стр. 35). Но, как уже было отмечено

ранее, подводные оползни могут создать и пятнистую или линзовидно-

пятнистую текстуру в результате разламывания при оползнях неко-

торых в той или иной степени консолидированных карбонатных про-

слойков.

При изучении многих окисных железных руд обнаруживаются

реликтово-метасоматическне структуры, где окислы железа образуют

псевдоморфозы по ромбоэдрам сидерита. Такие псевдоморфозы дали

возможность М. С. Точилину (1950) установить первичносидеритовый

состав липецких бурых железняков Подмосковного бассейна. В даль-

нейшем, исследовав микроструктуры магнетитовых и других докем-

брийских железных руд КМА и Кривого Рога, он обнаружил широкое

развитие в них аналогичных реликтов сидерита, что позволило сделать

предположение о первичном сидеритовом составе руд этих богатейших

месторождений (Точилин, 1955). Однако в пределах КМА наблюдается

и обратный процесс — сидеритизации в зоне гипергеиеза железистых

кварцитов (Рахманов, 1957). Наложенный процесс сидеритизации

сопровождается корродированием и замещением мартитовых и квар-

цитовых зерен сидеритом и кальцитом. Во всех подобных случаях

можно ожидать нахождения реликтовых структур первичных окисных

железных руд или осадочных пород (микрослоистость, оолиты и т. д.).

Условия образования гипергенного сидерита в обстановке воздействия

168

http://jurassic.ru/

грунтовых вод на осадочные породы мела Среднего Поволжья подроб-

но изучены "И. К. Илларионовым (1957).

Для марганцевых карбонатных руд характерны слоистая, волни-

сто-слоистая, желваковая, ячеистая, концентрически-слоистая и брек-

чиевидная текстуры. При этом в типично геосинклинальных яшмовых

и кремнисто-сланцевых формациях (силур Восточной Башкирии, девон

Казахстана, кембрий Сибири и Дальнего Востока), отличающихся

ритмическим чередованием кремнистых, карбонатных, кластогенных

и рудных прослоев, наиболее развиты слоистая и волнисто-слоистая

текстуры (Херасков, 1951; Сапожников, 1963; Чеботарев, 1958).

В Усинском марганцевом месторождении (кембрий Кузнецкого Ала-

тау) А. С. Мухин и П. П. Ладыгин (1957) отмечают наличие сложных

брекчиевидных текстур подводного оползания в манганокальцитовых

рудах. В третичных преимущественно кластогенных осадочных толщах

Никополя (Кавказ), Полуночного (Урал) и других не меньшее значе-

ние имеют, а иногда преобладают желваковые, ячеистые и концентри-

чески-слоистые текстуры. Слоистая и желваковая текстуры по усло-

виям образования принципиально не отличаются от подобных текстур

в сидеритах. Первая из них отражает смену условий осадконакопле-

ния, а вторая возникает в процессе диагенеза, так же как большин-

ство конкреционных текстур.

Условия образования ячеистой текстуры никопольских мангано-

кальцитов описана В. И. Грязновым (1956

). Рассматриваемые им

манганокальциты имеют округлые пустоты (ячейки) от 3 до 15 мм

(в среднем). Внутренняя поверхность ячеек покрыта тонким слоем

желтовато-серого манганокальцита, более светлого, чем основная масса

породы. В ряде ячеек обнаружены остатки оолитов манганитового

состава, что дало основание считать ячейки образовавшимися при

выщелачивании этих оолитов. Однако выщелачивание произошло

в стадию диагенеза, так как ходы червей в манганокальците огибают

ячейки. Очевидно, манганитовые оолиты сформировались и отвердели

ранее манганокальцитового цемента, а смена геохимических условий

при диагенезе, способствовавшая выпадению в осадок карбонатов

марганца, в то же время привела к растворению манганитовых

оолитов.

Текстуры и структуры пластовых залежей магнезита изучены

недостаточно. Это является, по-видимому, одной из главных причин

споров, касающихся их происхождения. В первую очередь вышеизло-

женное относится к магнезитам Сатки на Урале, где эти карбонатные

руды залегают среди мощных толщ докембрия совместно с вышеопи-

санными сидеритовыми рудами (Старостина, 1962). Пластовые магне-

зиты описаны более подробно Ю. А. Ходак и М. В. Чеботаревым

(1961) из докембрийских («синийских») карбонатных толщ Малого

Хингана. В обоих вышеописанных случаях магнезиты образуют пла-

сты,

чередующиеся с доломитами и другими породами. Для магнези-

тов Сатки весьма характерна слоистая текстура (табл. 231, фиг. 1).

Магнезиты карбона западных Пиренеев подробно описаны в лите-

ратуре (Llarena, 1951). Он отмечает наличие в них четкого чередования

хорошо прослеживающихся пластов магнезита с известковистыми слан-

цами и наличие в некоторых пластах текстур оползневых дислокаций.

Таким образом, согласное залегание с вмещающими породами, слоистые

и оползневые текстуры и наличие прослоев магнезитовых гравелитов

(Ходак, Чеботарев, 1961) свидетельствуют в пользу сингенетичного,

а не гидротермально-метасоматического происхождения пластовых

магнезитов. Так же как бакальские сидериты и геосинклинальные кар-

бонатные марганцевые руды, магнезиты этого типа могут быть или

осадочными или эксгалятивно-осадочными (подводные гидротермы).

В магнезитах карбона Западных Пиренеев осадочное происхождение

169

http://jurassic.ru/