Кузнецов В.Г. Литология. Осадочные горные породы и их изучение

Подождите немного. Документ загружается.

ты обычно имеют светло-зеленый цвет и образуют тонкоче-

шуйчатые мозаичные и розеткоподобные агрегаты.

Из всех распространенных минеральных типов глин гид-

рослюды, как правило, имеют наиболее крупные чешуйки. В

этом случае в скрещенных николях при вращении столика

микроскопа на фоне общей темно-серой массы появляются

золотистые или желтые мерцающие волоски, штришки —

очень крупные чешуйки. Однако все эти показатели очень

косвенные, малонадежные, и при стандартных микроскопиче-

ских исследованиях обычно приходиться ограничиваться

лишь определением глин в целом без указания на их мине-

ральный состав.

К глинистым относится и такой своеобразный минерал,

как глауконит. По ряду своих свойств он резко отличается от

других глинистых минералов и в большинстве случаев дос-

таточно определенно диагностируется в шлифах. Минерал

кристаллизуется в моноклинной сингонии, его примерная

формула имеет вид IqFe

, Al

, Mg)

[ (AlSi

I(OH)

В шлифах глауконит обычно наблюдается в виде округлых,

овальных, яйцевидных, неправильно-лопастных, почковид-

ных, гроздьевидных зерен, иногда с радиально расходящи-

мися из центра темными линиями — трещинами синерезиса,

образующимися при дегидратации исходного геля.

Реже встречаются отдельные пластинчатые агрегаты. Не-

редки его выделения в раковинах фораминифер, гастропод,

замещение органических остатков — иглокожих, радиолярий,

спикул губок и т.д. Известно его развитие по минеральной

основе — биотиту, амфиболам, реже полевым шпатам и т.д. В

ряде случаев глауконит образует цемент обломочных пород

или дисперсно рассеян по породе, в частности в глинах. Цвет

его зеленый различной интенсивности и оттенков, иногда си-

невато-зеленый и желто-зеленый. Плеохроизм различный —

от слабого до вполне отчетливого в сине-зеленых тонах.

Спайность обычно не видна. Показатели преломления:

= 1,614-1,644, п

= 1,613-1,643, п

= 1,592-1,612, т.е.

минерал обладает заметным положительным рельефом,

шагрень из-за интенсивной окраски, как правило, затушева-

на. Минерал двуосный, оптически отрицательный, угол 2V =

= 10-24°, CN

= 87°, CN

= 3°, N

|| Ь; удлинение положи-

тельное. Сила двойного лучепреломления достаточно вели-

ка — 0,022

—

0,032, но собственная интенсивная зеленая окра-

ска «забивает» цвета интерференции. Весьма характерно,

особенно в зернах, агрегатное угасание, обусловленное тем,

что само зерно представляет собой стяжение мельчайших

кристалликов, каждый из которых имеет собственную опти-

ческую ориентировку и соответственно угасание. Реже встре-

чаются зерна с радиально-волокнистым или чешуйчатым

строением и соответствующим угасанием.

Обычны ассоциации глауконита с фосфатами, реже кар-

бонатами кальция и железа. В самих зернах глауконита бы-

вают включения пирита, органического вещества, кварца и

других обломочных минералов. Глауконит в подавляющем

большинстве случаев является минералом аутигенным

—

диа-

генетическим и формируется в морских условиях. Наиболее

распространенным путем его образования является синтез из

коллоидных растворов с поглощением калия и других эле-

ментов из иловых вод. Второй путь — диагенетическое же

преобразование алюмосиликатных и железистых минера-

лов — биотита, роговых обманок, пироксена. Все эти диаге-

нетические преобразования происходят в условиях слабо

восстановительной или нейтральной среды (в зависимости от

eh меняется соотношение ионов двух- и трехвалентного же-

леза и соответственно цвет — при более окислительной об-

становке относительно увеличивается содержание трехва-

лентного железа и глауконит приобретает желтоватый отте-

нок).

Кроме чисто морского описаны глаукониты в корах вы-

ветривания. Глауконит может быть также переотложенным, в

этом случае его зерна несут следы транспортировки.

2.1.3. КАРБОНАТЫ

Минералы — соли угольной кислоты — широко

распространены в осадочных породах и достаточно разнооб-

разны. Наиболее важное породообразующее значение имеют

кальцит, доломит, в меньшей степени сидерит, арагонит.

Кроме того встречаются и часто имеют важное генетическое

значение магнезит, магний-железо-кальциевые карбонаты, из

которых наиболее известен анкерит (Ca(Fe, Mg)(CO

)

), а

также стронцианит (SrCO

)

родохрозит (MnCO

), давсонит

(NaAl(CO

)(OH)

) и некоторые другие.

Кальцит CaCO

. Кристаллизуется в тригональной синго-

нии, образует таблитчатые, ромбоэдрические и скаленоэдри-

ческие формы, которые можно наблюдать в шлифе в случае

свободного роста кристаллов по стенкам трещинок и каверн,

в межформенных пустотах и т.д. В сплошных зернистых мас-

сах обычно он не дает правильных кристаллографических

ограничений и образует агрегаты зерен неправильной изо-

метричной, лапчатой формы. Специфична форма выделения

кальцита в оолитах, сферолитах, стенках раковин и скелетах

каркасных организмов — игольчатая, тонкопластинчатая, тон-

кофибровая и т.д.

Без анализатора минерал бесцветен, но благодаря резко

выраженной псевдоабсорбции он становится сероватым. В

крупных зернах может быть хорошо видна ромбоэдрическая

спайность в двух направлениях под углом 75°. Показатели

преломления резко различны: п

= 1,6584, п

= 1,4864, по-

этому в некоторых сечениях наблюдается либо положитель-

ный, либо отрицательный рельеф, прежде всего в виде чет-

ких ограничений зерна. Кальцит имеет очень высокое дву-

преломление (п

— п

= 0,172), что обусловливает высокую

интерференционную окраску — белую и серую высшего по-

рядка, т.е. выходящую за пределы стандартной таблицы Ми-

шель— Леви. Строго говоря, подобная истинно белая окраска

практически отсутствует, она слегка желтоватая, розоватая

или, точнее, перламутровая. Это хорошо видно по радужным

переливам, если слегка вращать в обе стороны столик микро-

скопа. По краям зерен появляются многочисленные цветные

каемки. Более точное отличие серой интерференционной ок-

раски высшего порядка от таковой первого порядка устанав-

ливается при введении компенсатора: минерал с белой и се-

рой интерференционной окраской первого порядка стано-

вится окрашенным (окраска повышается); для минерала с

белой окраской высшего порядка цвет его не меняется. Уга-

сание симметричное относительно трещин спайности. Опти-

ческая ориентировка: N

|| с; N

= N

При крупных размерах зерен, и особенно в известняках,

подвергшихся давлению, отмечается полисинтетическое

двойникование. В отличие от двойникования плагиоклазов (с

которыми студенты нередко путают такие зерна кальцита),

где ширина двойниковых кристаллов примерно одинакова, их

ширина в кальците резко различна и в шлифе видно чередо-

вание узких и значительно более широких полос.

Арагонит CaCO

. Арагонит кристаллизуется в ромбиче-

ской сингонии и этим отличается от кальцита, имеющего тот

же состав. Минерал имеет длиннопризматические, игольча-

тые, волокнистые кристаллы, которые образуют плотные аг-

регаты. Из-за мелких размеров и вытянутости кристаллов

спайность обычно не видна, тем более что она несовершен-

ная. В шлифе арагонит бесцветный. Рельеф часто наблюда-

ется, и прежде всего по четким ограничениям кристаллов

= 1,685-1,686, п

= 1,680-1,681, п

= 1,530-1,531). В

скрещенных николях цвета интерференции нежные разно-

цветные высшего порядка, в отличие от белых перламутро-

вых У кальцита (л

—

0,155 —

0,156). Погасание прямое,

удлинение отрицательное. Минерал двуосный, оптически от-

рицательный, угол 2V = 18°. Ориентировка оптической ин-

дикатрисы: N

[I с, N

К a, N

Ь.

От кальцита арагонит отличается формой кристаллов, от-

сутствием или, точнее, слабо выраженной спайностью, а глав-

ное — своей двуосностью, но последнюю удается установить

лишь при наличии достаточно крупных кристаллов.

Арагонитом сложены скелеты многих организмов — неко-

торых гастропод, птеропод, головоногих, кораллов, пелеци-

под, водорослей, им же образованы многие оолиты и сферо-

литы, известны цементы, где на карбонатных зернах нарас-

тают кристаллы арагонита (мелководно-морские и рифовые

обстановки). В целом арагонит широко развит в современных

мелководно-морских отложениях. Вместе с тем этот минерал

является неустойчивой метастабильной модификацией кар-

боната кальция и очень быстро, уже в диагенезе, превра-

щается в устойчивую тригональную модификацию — каль-

цит. Поэтому в древних отложениях арагонит практически не

известен. Его былое присутствие устанавливается или, точ-

нее, предполагается по формам кристаллов — псевдоморфо-

зам кальцита по арагониту.

Сидерит FeCO

. Наряду с «чистым» железистым сидери-

том, часты минералы с примесью магния или марганца, что

определяет наличие изоморфных рядов сидерит

—

магнезит

(последовательно: сидерит—сидероплезит

—

пистомезит

—

ме-

зитин —брейннерит

—

магнезит) и сидерит — родохрозит (со-

ответственно: сидерит—манганосидерит

—

олигонит

—

понит

—

родохрозит). Сидерит кристаллизуется в тригональной синго-

нии. Встречается в виде зернистых масс с ромбоэдрическими

зернами с закругленными гранями, а также таблитчатых,

призматических и скаленоэдрических форм, либо, наконец,

сферолитов и оолитов. В шлифах бесцветный, точнее, серова-

тый или желто-бурый. Серый цвет и матовый облик зерен

обусловлен резкой псевдоабсорбцией, а также высоким рель-

ефом и заметной шагренью, поскольку показатели пре-

ломления минерала существенно выше, чем у канадского

бальзама (п

= 1,872-1,875, п

= 1,612-1,633). Желтоватый

оттенок, а часто бурые цвета по краям зерен и по трещинам

обусловлен окислением двухвалентного железа и образова-

нием лимонита. Спайность, как правило, отсутствует, но мо-

жет наблюдаться в двух направлениях по ромбоэдру под уг-

лом 73°. Окрашенные разности обладают слабым плеохроиз-

мом. В скрещенных николях цвета интерференции высокие

перламутровые (п

— п

= 0,239

— 0,242).

Погасание прямое,

минерал одноосный, отрицательный. Оптическая ориенти-

ровка N

Il с, N

= N

. От других осадочных карбонатов

отличается значительно большим показателем преломления.

Сидерит в виде слоев, линз и конкреций встречается в уг-

леносных отложениях, в битуминозных глинах, в качестве

цемента песчаников и алевролитов, в виде включений в более

редких образованиях — гематит-шамозитовых рудах, крем-

нях, железистых фосфатах, реже известняках. В качестве од-

ного из характерных аутигенных минералов сидерит установ-

лен в металлоносных осадках Красного моря.

Магнезит MgCO

. Минерал тригональной сингонии, обра-

зует кристаллы ромбоэдрической, реже призматической, таб-

литчатой или скаленоэдрической формы, но обычно встреча-

ется в виде зернистых агрегатов с гипидиоморфными фор-

мами.

В шлифе без анализатора бесцветный или серый за счет

псевдоабсорбции, редко коричневатый; в последнем случае

отмечается плеохроизм. Показатели преломления резко раз-

личны

(п

= 1,700—1,719, л

= 1,509—1,527), поэтому шагрень

и рельеф видны не во всех сечениях. Спайность совершенная

по ромбоэдру под углом 72

— 73°.

Поскольку сила двойного

лучепреломления очень велика (п

—

= 0,191—0,192 и вы-

ше при наличии примесей железа и перехода к брейнериту),

с анализатором отмечается белая (перламутровая) окраска

высшего порядка. Минерал одноосный отрицательный. Уга-

сание прямое. Оптическая ориентировка N

|| с, N

= N

. От

кальцита отличается отсутствием тонкопластинчатых двойни-

ков, от доломита — большим показателем преломления.

Минерал встречается в эвапоритовых толщах — в камен-

ной и калийных солях морского происхождения, в соленых

озерах и лагунах в ассоциациях с доломитом и ангидритом.

В докембрии образуются мощные толщи собственно маг-

незитовых пород в ассоциации с доломитами.

Доломит CaMg(CO

)

. Доломит кристаллизуется в триго-

нальной сингонии и, как правило, образует кристаллические

массы относительно равномернозернистой структуры с ром-

бовидными, реже призматическими кристаллами. В микро-

тонкозернистых породах кристаллики обычно изометричные

с закругленными углами (это хорошо видно при увеличениях,

несколько больше стандартных, т.е. при использовании объ-

ектйва № 20 или № 40), в более крупнозернистых сплошных

кристаллических массах кристаллы гипидиоморфные, а по

стенкам каверн и в виде отдельных зерен в известняках —

часто идиоморфные. Минерал прозрачный, бесцветный, но

часто в той или иной мере серый, «мутный». С одной сторо-

HbIi

это связано с псевдоабсорбцией, с другой — с наличием

тончайших включений реликтового кальцита. Подобные

включения нередко определяют зональное строение кристал-

ла, где чистые каемки чередуются с более мутными. Такое

строение и наличие включений обусловлено условиями обра-

зования доломита как минерала. Дело в том, что даже в так

называемых седиментационных доломитах непосредственно

доломит не осаждается. Вероятно, первоначально осаждаются

карбонат кальция и магнезиальные соли либо, в лучшем слу-

чае, протодоломит — карбонат с неупорядоченной кристал-

лической структурой и избытком CaCO

. В диагенезе проис-

ходит кристаллизация доломита, что определяет наличие от-

носительно правильных кристаллов, а избытки карбоната

кальция частично выносятся, частично остаются в кристалле,

фиксируя, в частности, стадии его роста (зональность). В еще

большей степени это относится к вторичным метасоматиче-

ским доломитам, когда исходный кальцит, реагируя с магний-

содержащими водами, замещается доломитом (процесс доло-

митизации).

Спайность доломита совершенная по ромбоэдру с углом

73 — 74°.

Показатели преломления: п

= 1,679—1,703, п

= 1,500—1,520; повышенные значения отмечаются при уве-

личении содержания железа. Погасание минерала прямое,

двойникование наблюдается редко, и, в отличие от кальцита,

двойники параллельны короткой диагонали ромба. Сила

двойного лучепреломления высокая (л

— п

= 0,178—0,185),

т.е. интерференционная окраска белая высшего порядка,

перламутровая. Минерал одноосный отрицательный. Угасание

прямое. Ориентировка оптической индикатрисы N

|| с,

= N

В массе своей доломиты связаны с мелководными бассей-

нами несколько повышенной солености, полуизолирован-

ными водоемами, щелочными (содовыми) озерами. В палеозое

нередки доломиты в центральных частях обширных морских

водоемов, но связаны с крайним мелководьем и частым осу-

шением. В докембрии в связи с эволюцией условий и обста-

новок осадконакопления доломиты могли быть осадками

нормальных для того времени водоемов и обычны биохемо-

генные — строматолитовые — доломиты. Часто встречаются

вторичные доломиты, особенно в первично проницаемых из-

вестняках, в том числе рифогенных образованиях. Подробнее

об образовании доломитов, равно как и других карбонатных

минералов, см. гл. 7.

* * •

Таким образом, все карбонатные минералы являются пре-

имущественно аутогенными — седиментационными, диагене-

тическими и катагенетическими. Механизм их формирования

хемогенный, органогенный (скелеты организмов) и биохемо-

генный (строматолиты и другие подобные микробиальные

образования). Известны также обломочные карбонаты, т.е.

карбонатные минералы или их агрегаты перенесены от места

их образования к месту накопления. Этот перенос, однако, в

большинстве случаев относительно невелик и происходит в

пределах одного и того же водоема.

Заканчивая рассмотрение карбонатных минералов, надо

сделать два замечания. Оптические свойства и константы ми-

нералов могут быть определены в шлифе, если зерна имеют

относительно крупные размеры, по крайней мере не менее

0,05 мм. В этом случае размер зерна больше стандартной

толщины петрографического шлифа, свет проходит лишь че-

рез этот кристалл, преломляется, происходит его разложение

за счет двупреломления и все константы, в принципе, могут

быть определены (рис. 2.2).

Рис. 2.2. Схема прохождения луча через кристаллы разного размера в

шлифе

Вместе с тем во многих случаях размер индивидуальных

кристаллов в осадочных породах существенно меньше. Сюда

относятся все микрозернистые и пелитоморфные доломиты

(а это весьма частая для них структура), мел и мелоподобные

известняки, стенки многих раковин и скелеты организмов и

т.д· При этом размер индивидуальных минеральных зерен

меньше 0,03 мм, и в сечении шлифа попадает несколько зе-

рен. На каждой границе, в том числе между индивидуальны-

ми кристалликами, свет преломляется, луч раздваивается и в

итоге рассеивается (см. рис. 2.2). В этом случае шлиф оказы-

вается не прозрачным бесцветным, хотя все минералы про-

зрачные и бесцветные, а окрашенным — серым, желтоватым,

иногда темно-серым. Ясно, что определение показателя пре-

ломления, спайности, силы двойного лучепреломления (и т.д.)

в таких случаях невозможно. Аномальной будет картина при

работе с анализатором. Поскольку каждый кристаллик в се-

чении шлифа ориентирован по-разному, при введении анали-

затора часть из них может оказаться в положении угасания,

но другие будут прозрачны. В связи с тем, что каждый от-

дельный кристаллик из-за своих размеров не различим, пол-

ного затемнения не получается, участок становится только

более темным, чем без анализатора, но не черным. При вра-

щении столика микроскопа затемняется другой кристаллик,

но этот, ранее угасший, выходит из положения угасания. В

итоге участок микрозернистого или пелитоморфного карбо-

ната с анализатором постоянно темно-серый и не меняет сво-

его цвета и тем более полностью не угасает при вращении

столика микроскопа. Так, к примеру, выглядят стенки рако-

винок многих фораминифер.

Далее. Как видно из приведенных выше описаний, основ-

ные оптические константы большинства карбонатных мине-

ралов достаточно близки друг к другу (табл. 2.2) и при стан-

дартных массовых петрографических исследованиях разли-

чаются с трудом. Для точной диагностики используются спе-

циальные методы анализа — термический, рентгеноструктур-

ный и т.д.

Самым простым, но, к сожалению, наименее достоверным

является разделение минералов по некоторым морфологиче-

ским признакам, которые частично указаны при описаниях

отдельных минералов. Для разделения наиболее важных и

наиболее распространенных минералов — кальцита и доло-

мита — можно воспользоваться следующими показателями. В

кристаллических агрегатах кальцит образует неравномерно-

зернистые структуры с неправильной «лапчатой» формой

Таблица

2.2

Основные оптические свойства карбонатных минералов

Минерал Сингонии

Показатель преломления

Oc-

ность

Знак

Угол

2V,

градус

Оптическая

ори-

ентировка

Минерал Сингонии

п„ JT

п„

Пр

Oc-

ность

Знак

Угол

2V,

градус

Оптическая

ори-

ентировка

Кальцит CaCO

Тригональ-

ная

1,6584

1,4864

0,172

NpHc;

= N

Доломит

CaMg(CO

)

1,679-

1,703

1,500-

1,520

0,178-

0,185

—

Np||c;

= N

Сидерит FeCO

1,872-

1,875

1,επ-

ί,633

0,239-

0,242

—

||c;

= N

Магнезит

MgCO

1,700-

1,719

1,509-

1,527

0,191-

0,192

—

\\c,

= N

Анкерит

Ca(Fe, MgJ(CO

)

1,690-

1,750

1,540-

1,548

0,182-

0,202

—

||c;

= N

Родохрозит

MnCO

1,750-

1,850

1,540-

1,617

0,190-

0,230

1 —

Np||c;

= Np

Арагонит

CaCO

Ромбиче-

ская

1,685-

1,686

1,680-

1,681

1,530-

1,531

0,155-

0,156

—

Np||c;

||α; N

\\b

Стронцианит

SrCO

1,688 1,667 1,520 0,149 2

—

||c;

||b; N

\\a

Давсонит

NaAl(CO)

(OH)

1,596 1,542 1,466 0,130 2

—

Np||a;

||c; N

||b

Трона

H(CO

) ·2Η

Моноклин-

ная

1,540-

1,543

1,492

1,412-

1,418

0,125-

0,128

—

72-76

||b;

= 83°

зерен и криволинейными очертаниями. Напротив, доломит

ха

рактеризуется относительно равномернозернистой структу-

рой и относительно правильной ромбовидной формой кри-

сталлов; это не означает, что он образует идеально правиль-

ные ромбы, как правило, кристаллы гипидиоморфны, углы

закругленные, но ромбовидность намечается достаточно час-

то и четко. Кристаллы кальцита прозрачные, доломита мут-

ные, нередко зональные, в мелких кристалликах часто замет-

но более темное пятно в центре. В ряде случаев у кальцита,

особенно в крупных кристалликах, наблюдается двойникова-

ние, у доломита двойники редки и располагаются параллель-

но короткой диагонали ромба.

Несколько более определенное различие кальцита и доло-

мита, особенно в смешанных известково-доломитовых по-

родах, можно получить с помощью микрохимических реак-

ций, основанных на различной реакционной способности

кальцита и доломита. Достаточно подробно эти реакции опи-

саны в книгах Г.И. Теодоровича (1958), В.А. Наумова (1989) и

соответствующем разделе «Справочного руководства...» (1958).

Наиболее простым оказывается метод С.В. Тихомирова, но

он, к сожалению, надежен лишь для относительно крупно-

зернистых разностей. Поскольку изучение проводится в

шлифе под микроскопом, саму пластинку породы после изго-

товления шлифа не изолируют покровным стеклом, и шлиф

остается непокрытым. При определенном навыке можно уда-

лить покровное стекло с уже изготовленного шлифа. Для это-

го шлиф нагревают в пламени спиртовки или газовой го-

релки, с тем чтобы канадский бальзам размягчился и стал те-

кучим. После этого покровное стекло осторожно сдвигается.

Через некоторое время после остывания и стабилизации по-

верхность породы осторожно промывается бензолом или

техническим спиртом, чтобы удалить остатки бальзама. Ок-

рашивающим реактивом является подкисленный раствор ме-

тилвиолета. Сам раствор интенсивно фиолетового цвета; в

него добавляют несколько капель 5%-ной соляной кислоты до

тех пор, пока он не станет грязно-синего или зеленого цвета.

Полученный раствор капают на непокрытую поверхность

шлифа и после

—2-минутной выдержки аккуратно промо-

кают фильтровальной бумагой. Кальцит реагирует с соляной

кислотой, нейтрализует ее, а его поверхность становится

микрокавернозной, где и фиксируется метилвиолет, т.е. зер-

но приобретает фиолетовый цвет. Доломит, как менее ре-

акционно-способный, остается неизмененным и не окра

шенным. Таким образом, те места, где находится кальцит,