Прошляков Б.К., Кузнецов В.Г. Литология

Подождите немного. Документ загружается.

Рис. 43. Калькаренит. Увел. 96, поляроид 1. Палеоген Прикаспийской впа-

дины

Обломочные известняки состоят на 50 % и более из облом-

ков известняков более древнего возраста, в различной степени

окатанных. Кроме того в них могут присутствовать обломки

раковин, несущие следы транспортировки, а также оолиты,

песчаный, алевритовый и глинистый материал. Цементируются

составные компоненты породы кальцитом.

Размер основных компонентов породы—обломков известня-

ков колеблется в широких пределах — от долей миллиметра до

нескольких сантиметров. В связи с этим различают известня-

ковые конгломераты, брекчии, песчаники, алевролиты. В аме-

риканской литературе породы, состоящие из обломков изве-

стняков размером 0,06—2 мм и сцементированных кальцитом,

получили название калькарениты. Для обломочных известняков

характерна пластовая и линзовидная форма тел. Известняко-

вые брекчии встречаются среди карбонатных пород каменно-

угольного возраста в Актюбинском Приуралье, калькарениты

(рис. 43) отмечены в палеогеновых отложениях центральной

части Прикаспийской впадины.

Мел — специфическая карбонатная порода, распространен-

ная исключительно в верхнемеловых отложениях. Он состоит

преимущественно из кальцита (см. табл. 21), содержит незна-

5* 131

Рис. 44. Кокколиты (белые, четырехлистники) в мергеле известковом. Увел.

1200. Верхняя юра Прикаспийской впадины

чительную примесь кремнезема, а иногда глинистого и даже

обломочного материала. Среди глинистых минералов установ-

лены монтмориллонит и гидрослюда. Окраска породы белая,

иногда с сероватым или слабым буроватым оттенком. Мел не-

прочен, легко поддается обработке ножом, стеклом, пачкает

руки, высоко порист (до 40—50 %) и вследствие этого в су-

хом виде хорошо впитывает воду. Порода интенсивно «вски-

пает» даже при взаимодействии со слабой соляной кис-

лотой.

Изучение мела разных регионов мира показало, что его

основная составная часть органические остатки — до 70—98 %

и хемогснный кальцит. Органические остатки представлены

раковинками фораминифер, изредка встречаются раковины

гастропод, пелеципод и других организмов. Главную роль иг-

рают остатки кокколитофорид — известковых водорослей из

класса жгутиковых, составляющие нередко до 70—80 % всей

массы породы. Кокколиты имеют различную форму (пла-

стинки, диски, трубочки), но вследствие малого размера

(0,002—0,025 мм) с трудом распознаются даже с помощью

поляризационного микроскопа. Легче всего они обнаружива-

ются на краях шлифа при скрещенных поляроидах и увеличе-

.132

нии порядка 300—400 раз, благодаря характерному рисунку

(рис. 44). Надежнее всего кокколиты диагностируются с по-

мощью электронного микроскопа.

Структура мела пелитоморфная. На глубинах свыше

2000—2500 м порода перекристаллизовывается, переходя

в плотный тонко- или мелкозернистый известняк. Текстура по-

роды внешне массивная, однако Г. И. Бушинский, пропиты-

вая нришлифовки мела трансформаторным маслом, выявил

многочисленные ихниты — ходы илоедов диаметром до 3 мм,

заполненные их экскрементами. Считают, что переработка

илоедами осадка — одна из причин отсутствия слоистости

в мелу.

Доломит — широко распространенная осадочная горная по-

рода, особенно характерная для домезозойских отложений. Ос-

новной составной частью их является минерал доломит —

CaMg(CO

)

- В нем содержится 30,4% CaO, 21,9% MgO и

47,7 % CO

- Кроме доломита в породе присутствуют кальцит,

генезис которого не всегда ясен, сингенетичные минералы гипс,

ангидрит, иногда целестин, сульфиды железа и некоторые дру-

гие. Характерным для доломитов является кремнезем, который

присутствует в виде стяжений халцедона и кристаллов кварца.

В некоторых разностях пород присутствует глинистый и обло-

мочный материал. В связи с вышеизложенным состав пород (см.

табл. 21) значительно отличается от состава минерала доло-

мита.

В соответствии с количественными соотношениями основ-

ных компонентов к доломитам относятся породы, в которых

свыше 50 % составляет минерал доломит, при этом различают

доломиты, доломиты известковистые, доломиты известковые

(см. табл. 20). Теоретически возможны и другие разности до-

ломитов (например доломиты глинистые), но в природе они

наблюдаются крайне редко. Окраска доломитов преимущест-

венно светлая, голубовато-серая, серовато-желтая, кремовая, зе-

леновато-серая. Встречаются и темноцветные разности, напри-

мер, коричневато-черные и бурые нефтенасыщенные доломиты.

Доломиты — породы преимущественно прочные, низкопори-

стые, нередко трещиноватые. Плотные образцы пород не вски-

пают со слабой соляной кислотой, но в порошкообразном со-

стоянии взаимодействуют с ней с выделением углекислого газа.

Эта реакция позволяет различать известняки и доломиты. До-

ломиты разделяются на хемогенные, биогенные и обломочные.

Наиболее распространены хемогенные.

Хемогенные доломиты состоят, в основном, из минерала

доломита и содержат примеси гипса, ангидрита, кальцита, гли-

нистых частиц, вторичного кварца, халцедона,обугленные рас-

тительные остатки. Внешне породы весьма однородные, струк-

тура зернистая. Седиментогенные доломиты обычно микрозер-

133

''V

Рис. 45. Доломит среднезернистой структуры. Каменноугольные отложения

Верхнепечорской впадины. Увел. 42, николь 1

нистые, тонкозернистые или оолитовые. Постседиментационные

породы могут иметь различную структуру—от микрозернистой

до крупнозернистой, а также разнозернистую, порфиробласто-

вую. В микро- и тонкозернистых доломитах зерна очень одно-

родны по величине. Для средних и крупных кристаллов

(>0,1 мм) характерна ромбоэдрическая форма, наблюдаемая

в шлифах в виде ромбов (рис. 45).

Различные по генезису доломиты обладают своими специ-

фическими особенностями, позволяющими в ряде случаев от-

личать их друг от друга. Для первично-осадочных доломитов

характерна однородная микрозернистая или тонкозернистая

структура. Диагенетичсские доломиты неравномернозернистые,

внутри ромбоэдрических кристаллов часто наблюдаются белые,

пылеватые частицы кальцита. Вторичные доломиты более

крупнозернисты, обладают четко выраженной ромбоэдрической

формой и не содержат посторонних включений. Кроме того

диагенетические и катагенетические доломиты могут содер-

жать остатки разнообразной фауны, что для первично-осадоч-

ных не характерно. Наконец, первично-осадочные и диагенети-

ческие доломиты залегают в виде пластов и линз, а катагене-

тические образуют геологические тела неправильной формы и

быстро меняющейся мощности.

Биогенные доломиты — мало распространенные породы.

Среди них наиболее известны водорослевые в рифейских отло-

.134

жениях, представленные строматолнтовыми разностями. В па-

леозойских отложениях они постепенно исчезают. Строматоли-

товые доломиты представляют собой постройки, возникшие на

мелководье в результате жизнедеятельности сине-зеленых и

других водорослей. Текстура таких пород тонкослоистая, по-

логоволнистая и караваеобразная. Структура пород микро- и

тонкозернистая. Имеются сведения (А. И. Осипова, 1983 г.,

Г. Н. Перозио, 1987 г.) о наличии в доломитах комплекса мел-

корослых, тонкораковинных форм, состав которых обедняется

по мере возрастания степени доломитистости пород.

Обломочные доломиты распространены локально. Они со-

стоят из обломков более древних доломитовых пород, сцемен-

тированных доломитом. Размер и степень окатанности облом-

ков может варьировать в широких пределах. Поскольку седи-

ментогенное доломитообразование в постпалеозойское время

имело очень ограниченные масштабы, в мезозойских и более

молодых отложениях обломочные доломиты встречаются крайне

редко.

Мергели — породы промежуточного состава в ряду изве-

стняк— глина (см. табл. 20). Если место кальцита занимает

доломит, породу называют доломитовым мергелем. Содержа-

ние главнейших компонентов — кальцита и глинистого матери-

ала, примерно равное. В составе глинистого материала кроме

глинистых минералов в значительном количестве присутствует

пелит, представленный преимущественно кварцем и опалом.

Именно вследствие их присутствия отношение SiO

: Al

в мергелях (без учета фракций крупнее 0,1 мм) нередко до-

стигает 8—14, тогда как в глинистых минералах оно состав-

ляет 1,1—2,9. В качестве примеси в мергелях присутствует

алеврит и песок, количество которых в некоторых разностях

может достигать 10%. Обычные компоненты мергелей — тон-

кодисперсное органическое вещество, кальцитовые остатки

кокколитофорид, фораминифер, сульфиды и оксиды же-

леза.

Окраска пород определяется наличием примесей — хромо-

форов, главным образом органическим веществом и соедине-

ниями железа. Для мергелей характерна серая окраска раз-

ных тонов, иногда с желтоватым или зеленоватым оттенком.

При отсутствии хромофоров породы имеют белый цвет. Форма

геологических тел обычно пластовая, текстура массивная или

слоистая. Структура мергелей пелитоморфная, алевропелнто-

вая, псаммопелитовая.

Генезис карбонатных пород. Практически все карбонатные

породы образуются в водной среде, преимущественно в мор-

ских и океанических условиях. Исключение составляют тра-

вертины (известковые туфы). Биогенные известняки образу-

ются из кальцитовых и арагонитовых продуктов жизнедеятель-

135

ности обитавших здесь же организмов и микрозернистого кар-

боната кальция, возникшего химическим путем или посред-

ством тончайшего раздробления кальцитовых остатков фауны

и флоры. Биоморфные известняки, в которых скелетные

остатки организмов имеют хорошую сохранность, формиру-

ются из осадков накапливавшихся в спокойной морской обста-

новке, за пределами зоны активной аэрации, на достаточной

глубине. Исключение составляют биоморфные породы, сфор-

мировавшиеся за счет толстостенных раковин устриц, брахио-

под и им подобных организмов, образовавших прижизненно

устричные банки в условиях подвижной среды на относитель-

ном мелководье.

Биогенно-обломочные известняки отличаются от биоморф-

ных прежде всего тем, что вместо хорошо сохранившихся ра-

ковин в породах присутствуют их обломки. Наличие послед-

них объясняется тем, что в условиях подвижной среды под

действием течений и волнений скелетные части организмов

предварительно размельчаются, транспортируются, а затем

откладываются вместе с известковым илом и захороняются.

Впрочем бывает и так, что остатки фауны захороняются без

хемогенного кальцита. В этих случаях образуются изве-

стняки — ракушечники.

Особую разновидность биогенных известняков представляют

рифовые постройки. Их формирование происходит за счет жиз-

недеятельности и роста прикрепленных организмов, строящих

свои убежища и скелеты из кальцита. К ним прежде всего от-

носятся различные кораллы, ветвистые мшанки, известковые

губки, строматопороидеи, багряные водоросли и др. Кроме того

в этих же известняках встречаются раковины фораминифер,

моллюсков и других организмов.

Образование биоморфных и рифовых известняков — их

структурной разновидности, происходит в условиях чистых мор-

ских вод, при очень низком поступлении обломочного и глини-

стого материала. Биогенно-обломочные известняки могут фор-

мироваться и при поступлении терригенного материала.

Хемогенные известняки образуются в морских, океанических

и континентальных водоемах. Кальцит выделяется в твердую

фазу в толще воды при взаимодействии кальция и углекислоты

или на стадии диагенеза, при взаимодействии с окружающей

средой. Седиментогенный тонко- и микрозернистый кальцит об-

разует осадок в обстановке малой подвижности вод, исключаю-

щей взмучивание осадка. Оолитовые известняки, являющиеся

хемогенными образованиями, наоборот формируются в обста-

новке подвижной среды. Сами оолиты образуются в результате

отложения тонких пленок кальцита вокруг обломочных, хемо-

генных и биогенных частиц (обычно размером менее 0,05 мм),

находящихся во взвешенном состоянии и, возможно, в самом

136

осадке. В связи с сезонными изменениями условий осадкообра-

зования и неоднократным переходом растущих оолитов из взве-

шенного состояния в осадок и наоборот (вследствие волнений),

оолиты приобретают зональное строение. Достигнув определен-

ного размера и массы, они прочно закрепляются в осадке.

Цементируются оолиты хемогенным микрозернистым каль-

цитом.

Обломочные известняки образуются в водной подвижной

среде из обломков известняков различного размера и степени

окатанности. Такие обломки возникают при механическом раз-

рушении прибрежных скал и островов, сложенных карбонат-

ными породами. При относительно продолжительной транспор-

тировке обломочный материал дифференцируется по размеру и

окатывается. В целом же, в силу механической и химической

нестойкости карбонатные обломочные породы располагаются

поблизости от областей сноса обломочного карбонатного мате-

риала на небольших глубинах, в зонах мелкого шельфа.

Мел формировался в обширных эпиконтинентальных мор-

ских водоемах, в обстановке равнинного рельефа прилегающей

суши. Это предопределило поступление в бассейн небольшого

количества терригенного материала и его накопление только

в прибрежных частях бассейнов, а во внутренних частях отлага-

лись исключительно карбонатные осадки. Основной материал

для образования карбонатных осадков — кальцитовые остатки

планктонных водорослей — кокколитофорид, широко распрост-

раненных и в современных морях и океанах. Считают, что кок-

колитовые осадки накапливались на относительно небольших

глубинах, не превышающих 500 м. Возможно, что обилие кок-

колитов при почти полном отсутствии хемогенного кальцита

в осадке явилось одной из причин появления такой породы как

мел.

Происхождение карбонатных составных частей известняков

и мела неодинаково, однако для их сохранения и накопления

в осадке необходимы близкие, вполне определенные физико-хи-

мические условия. Среди них важнейшие—щелочная среда,

ограниченное количество углекислоты в воде. Эти условия опре-

деляются тем, что при избытке CO

уже образовавшийся каль-

цит переходит в бикарбонат кальция — Ca(HCO

)

, легкорас-

творимый даже в слабощелочной среде. Удалению углекислоты

из воды способствуют повышение температуры, понижение дав-

ления, волнения, поглощение углекислоты водорослями. В со-

временных условиях низкие температуры (от +1 до +4 °С) и

высокие давления (>420 МПа), царящие в океанических глу-

бинах, сами по себе способствуют растворению кальцита. Вслед-

ствие этого в Тихом океане на глубинах свыше 4,2 км и в Ат-

лантическом, на глубинах более 4,7 км известковые осадки от-

сутствуют. Граница, отделяющая светлые известковые осадки от

137

нижележащих темных неизвестковых, получила название сне-

говой линии.

Доломиты, как отмечалось, имеют различный генезис — се-

диментогенные, диагенетические и катагенетические. Хемоген-

ные или первично-осадочные доломиты образовывались в бас-

сейнах с повышенными значениями рН и солености, хотя не

исключено, что при высоких содержаниях кальция и магния

в условиях высокой щелочности среды доломит может выпадать

в осадок и при пониженной общей солености. Образованию

хемогенных доломитов способствует жаркий климат, обилие рас-

творенной углекислоты. Подобные условия, а также мелковод-

ность, прогрев воды благоприятны и для образования строма-

толитовых доломитов. Наличие сульфатов в биогенных доломи-

тах— признак повышенной солености. Оолитовые доломиты

образовывались в подвижной среде, в условиях взмучивания

осадка.

Диагенетические доломиты образуются при взаимодействии

известкового ила с пропитывающей его морской водой, содер-

жащей соли магния. Повышенная щелочность среды и в этом

случае должна благоприятствовать доломитизации осадка. Ка-

тагенетические (вторичные) доломиты, как полагают, форми-

руются в результате взаимодействия известняков с магнием,

содержащимся в пластовых водах.

Мергели образовывались в морях, лагунах и эпиконтинен-

тальных водоемах в случае совместного накопления в осадке

примерно равных количеств карбонатного и глинистого мате-

риала. В зависимости от минерализации вод, величины рН и

содержания углекислоты возникали мергели (в присутствии

кальцита) или доломитовые мергели.

Карбонатные породы имеют большое практическое значение.

Известняки и доломиты являются прекрасными коллекторами

нефти и газа. С ними связаны крупные месторождения углево-

дородов. Известняки служат сырьем для производства цемента,

используются в качестве флюса при выплавке металлов, для по-

лучения соды, применяются в сельском хозяйстве для известко-

вания кислых почв. Мел широко применяется как белый краси-

тель, в строительном деле, используется при производстве бу-

маги как высококачественный заменитель известняка. Мергели

используются в основном при производстве цемента. Доломиты

применяются как огнеупорный материал, используются в сте-

кольной и керамической промышленности при производстве

магнезиального цемента и т. д.

§ 2. СОЛЯНЫЕ ПОРОДЫ

В группу соляных пород, или эвапоритов (от латинского

evaporate — пересыхать), объединяются осадочные образования

гидрохимического происхождения. Это преимущественно суль-

фаты и хлориды натрия, калия, кальция и магния. Основные

минералы соляных пород — галит NaCl, сильвин KCl, карнал-

лит KClMgCl

· 6Н

0, бишофит MgCl

·2H

O, гипс CaSO

·2Н

ангидрит CaSO

, полигалит CaSO

MgSO

· 2Н

O. В каче-

стве примесей в соляных породах присутствуют глинистый ма-

териал, оксиды и сульфиды железа. Из карбонатных минералов

может присутствовать доломит.

Соляные породы играют заметную роль в формировании

осадочной оболочки Земли. Они встречаются с протерозоя и об-

разуются в настоящее время. Для соляных пород характерны

высокая растворимость в воде и слабых кислотах, ясно выра-

женное кристаллическое строение, низкая твердость и светлая

окраска — преимущественно белая, бесцветная, светло-серая,

голубовато-серая и желтовато-серая и реже бурая (за счет

окислов железа). Седиментогенные минеральные скелеты и ор-

ганическое вещество в породах отсутствуют, однако может при-

сутствовать аллохтонный органогенный материал.

Среди соляных пород наиболее распространены каменная

соль, сильвинит (основа их — хлоридные соли), гипсовая и ан-

гидритовая (сульфаты).

Гипсовые породы состоят в основном из минерала гипса.

Окраска пород преимущественно белая, кремовая, в случае

присутствия хромофоров может быть серой, бурой. Структура

пород — мелко- и среднезернистая, волокнистая ориентирован-

ная, спутано-волокнистая, сферолитовая. Породы мягкие, чер-

тятся ногтем (твердость <3), легкие (плотность ~2,3 г/см

сильно уплотненные (k

>=0,98), поры практически отсутствуют.

В виде примесей в гипсах могут быть глинистые частички,

доломит, оксиды железа.

Ангидритовые породы слагаются минералом ангидритом.

Цвет пород чаще всего светлый, голубовато-серый, серый, бе-

лый, иногда красновато-бурый и черный. Плотность ангидрита

выше, чем у гипса и составляет около 2,9 г/см,

, твердость

также больше — породы ногтем не чертятся. Поры в породах

отсутствуют, однако могут быть трещины различной ориенти-

ровки, иногда зияющие, способные пропускать флюиды. Струк-

тура ангидритов часто таблитчатая, спутано-волокнистая, сфе-

ролитовая. В виде примесей в породах встречается в небольшом

количестве песчаный и глинистый материал, нередко в виде

сгустков тонкозернистый доломит, иногда аутигенный кальцит,

а также сульфаты натрия.

139

Гипсовые и ангидритовые породы способны превращаться

одна в другую. Под влиянием возрастающих давления и тем-

пературы уже на глубине 150—200 м гипс начинает переходить

в ангидрит, а к глубине 700—800 м гипс практически нацело

замещается ангидритом. В случае приближения к поверхности

наблюдается обратная картина, при этом объем породы (в ос-

новном за счет мощности) возрастает на 30—32 %- Превраще-

ние ангидрита в гипс — процесс длительный, поэтому не исклю-

чено присутствие ангидрита в обнажениях.

Каменная соль самая распространенная соляная порода.

Главная составная часть ее — галит, содержание которого мо-

жет превышать 99 %. В качестве примесей в породе могут при-

сутствовать глинистый материал, зерна песка, алеврита,

а также доломит, ангидрит и некоторые другие минералы. Ок-

раска породы, в случае отсутствия хромофоров светло-серая,

белая, но иногда может быть красной или синей. Структура

породы кристаллическая. Близ поверхности кристаллы имеют

ясно выраженную кубическую форму, но в условиях значитель-

ного погружения они приобретают призматическую или непра-

вильную форму.

Порода имеет низкую плотность (около 2,2 г/см

), неболь-

шую твердость (царапается ногтем), низкую механическую

прочность, вследствие чего при ударе легко распадается на от-

дельные кристаллы. Характерный диагностический признак по-

роды— соленый вкус. Каменная соль обладает высокой пла-

стичностью и поэтому имеет свойство перемещаться из мест

высокого давления в места с пониженным давлением.

Седиментогенные образования каменной соли имеют пла-

стовое и линзовидное залегание. Отложения каменной соли об-

разуют тела значительной мощности — до 2 км и даже более.

В толще каменной соли могут встречаться слои пород иного

состава — глины, ангидриты, линзы боратов, калийных солей.

При погружении соляных тел под действием неравномерной на-

грузки происходит перераспределение соляной массы, образу-

ются вторичные геологические тела — купола, гребни, массивы,

высота которых может составлять до 5—10 км (соляной массив

Челкар в Прикаспийской впадине имеет высоту около 10 км).

На отдельных участках, в межкупольных зонах, каменная соль

может быть полностью выжата.

Сильвинит — сравнительно мало распространенная порода,

но среди калийных встречается наиболее часто. Ее главные со-

ставные части сильвин (15—50%) и галит (25—75 %). Основ-

ные примеси — сульфаты кальция, магния, хлориды магния.

В некоторых разностях пород присутствует значительная при-

месь (до 20—30 %) глинистого материала, который обычно кон-

центрируется в микрослойках. Окраска пород преимущественно

красновато-бурая и пестроцветная (пятна красного, синего и

140