Рухин Л.Б. Основы литологии. Учение об осадочных породах
Подождите немного. Документ загружается.
168
ОС
ДаЧНЫЕ
ГОРНЫЕ
ПОРОДЫ
Пластовые
фосфориты.
По
внешнему
видУ
пластовые
фо
фориты
1
нее
типичны и
МОГУТ
быть
приняты
за
известняки,
песчаmши:
и
D
ко
торые
разновидности
кремнистых
пород
.
Поэто
ry
для
опр
Д
л
ПШl
llX
тр
буется
химичеСlюе
и
МИКРОСI<опическо
иссл
дов
ание.
Ср
ди
пла
товых
фосфоритов
встречаются
белые,
очень
меЛI<ОЗ
рнисты
,
иногда
МЯГJше,
р
же
-
плотно
сце
fентированные
с
ракови
стым
ИЗЛОМОМ
разнови
по
ти
иногда
ПОЧТИ
н
отличимы
по
внешне
fY
впду
от
мела,
мергел
й
п
в
ТЛЫХ
ОПОI<
(вольские
фосфориты).
ртинские
фосфориты
Урала
очень
тоююслопсты.
Т
lBO
-С
рые
фос-
фатны
СЛОЙI<И
чередуются
у
них
с
бол
ветльrм
I<арбонатвым
lате-
риал
о
1.
К
мБРИЙСI<ие
фосфориты
Кара-Тау
плотны,
ОI<рашены
больш
й
частью
в
темно-с
рый,
почти
ч
рный
цвет;
иногда
в
них
в
ЛИI<а
прим
сь
доло
шта
и
кремни
тых
минералов.
Часто
набшода
тся
оолитовая
стр
]{тура.
Фос
фориты,
состо
ящи
е
из
крупных
оолитов,
от
аИВaI
щи
ся
оБОЛОЧI<И
кото
рых
отливают
перла
lУТрОnЫМ
бл
сно
У,
напо
шнают
породы,
богаты
мел
I<ИМИ
раI<овинами;
ипогда
при
ударе
издают
бит
JlfИНОЗНЫЙ
запах.
оценовые
I<аратагские
фосфориты
ТаджИJ{СНОЙ
ССР
представляют
собой
породы
стально-серого
цвета,
HOTOpb:re
ПрИ
выветривании
та
ноnятся
ржаво-буршш.
Они
переслаивают
я
С
карбонатными
и
HP
МНИ
сто
-глинистыми
породамн
и
состоят
из
мелни'
зер
н
фосфатов,
погр
-
ж
иных
в
нарбонатно-глииистый
цемент.
Подобны
ж
з
рнистые
Ф
сфо
риты
известны
и
из
эоц
новых
отлож
ний
ВостоЧ1JОЙ
Ф
рганы.
ГеОСИНI<линальные
фосфориты,
в
отличие
от
платфор
1
нных
почти
не
содержат
глаУI<онита
и
примеси
оБЛОlllОЧnЫХ
з
рен
(см.
§ 86).
Происхождение
Фосфоритовые
породы
образуются
при
1Iыветривавии
бол
е
др
вни
фосфоритовых
пород,
при
эпигенетичесной
инфильтрации
фосфатов
в
другие
породы и
в
особенности
пут
f
отлож
Пnя
О
аднов,
богатых
фо
фором,
на
дне
моря
или
на
поверхности
с
ши.
М
сто
рождения
фосфоритов
вознш{аJ
т
во
вр
1Я
выв
тривания
за
сч
т
наноплевия
фосфатов
при
выщелачнванин
фосфоритовых
изв
ст
НЯНОD
или
скоплений
гален,
образованных
при
раз
1Ыве
бол
е
др
вивх
фосфоритов.
Инфильтрационные
lесторождення
фосфоритов
образуются
за
счет
ПРОВlIкновения
растворенпых
фосфатов
из
вышел
жащих
осадочных
толщ
~
зам
Щ
ния
ИМИ
д
ругих
пород,
обычно
изв
стиянов.
ТаIШМ
образо
,
возникли
залежи
фо
форитов
в
норалловых
изв
СТНЯJ{ах,
под
коплеПllЯМИ
гуан
,
и
неноторые
крупные
месторождения
фосфоритов
n
др
вних
о
адоч
ных
породах.
lН1ЧllТ
льно
шир
распростраиены
фосфориты
образоnаввы
при
отлож
пии
осадков.
Фосфориты
редко
ВОЗНИНal
т
в
ноптпн
нтальны
,
УСЛОВИЯХ
(залежи
гуано,
I<остяные
бр
нчии)
и
пр
дстаnляют
собой
в
боль
шинстn
случаев
типично
~lОРСI<ие
отложения.
Они
наRапливаются
глав
ным
образом
в
ИЛИСТЫХ
осаднах
за
сч
т
химич
ни
выпавших
из
мор
НОЙ
воды
солей
фосфора
.
КОНRреционвые
разновидности
МОРСНИХ
фо
фатов
возпинают
в
ещ
незатвердевшем
ИЛУ
благодаря
стяжению
со
дин
НlIЙ
Ф
фора
вонруг
HeI{OTOpblX
центров.
Поэтому
n
ж
елванах
фосфоритов
о
'
равяются
нед
-
формированшuе
оргаnичеСlше
остаТI{И,
снльпо
спш
СП
ты
в
остальпой
породе,
из-за
уменьшения
ее
объема
во
вр
мя
ЭПllгенеза.
Ку
ни
др
песины
ОСАДОЧНЫЕ
породы
ХИМИЧЕсного
И
БИОХИМИЧЕСНОГО
ПРОI1СХОЖДЕНИЯ
169
Iшогда
фосфати
зи
руются
до
начала
обуглиnания,
т. е.
всноре
после
е
отложения.
Р же
морсние
фосфориты
образуются
за
счет
снопления
фо
фатных
органич
СI\ИХ
остатнов
(например,
оболовые
фосфориты
Эстоп
I\ОЙ
СС
).
:Морснне
фосфориты
возникают, ПО-ВИДИМОМУ,
тольно
В
воде
с
нор
мальной
солепостыо,
отсутствуя
в
отложениях
лагун
или
пр
СПОВОДRbJХ
контив
птальных
басс
i:iнOB.
ДЛЯ
илатформ
пnых
фосфоритовых
ОТЛО}j
ении
наиболее
характерны
остатюг
пел
ципод,
J<P
шевых
губок,
брахиопод
игастропод.
От
сутств
ют
кораллы,
жизнь
ноторых
в
данном
участке
морского
дна
была
невоз
южна
благодаря
обилш
песчано-глинистой
взвеси
(см.
§ 99).
ГеОСИИRлина
ль
ны
фосфориты
ара!
т
риз
ются
почти
ИОЛНЫМ
отсутстви
ем
остатков
донных
оргаНИЗ10В.
Анализ
и
трографич
СI<ИХ
и
фаунистических
особенностей
фосфори
тов
указыва
т
на
их
формирование
на
глубинах
оноло
100 ±
50
AL.
Отло
жеnи
фо
фат
в
зд
ь
ассоциируется
с
нанопл
вием
ТОНКОДИСП
pcHыx
ХIDПГIеСRИ
выпавшпх
карбонатов
(доломита
в.
древних н
нальцита
в
моло
дых
фосфоритах),
а
иногда
и
НОЛЛОИДНОЙ
нре
ш
нислоты.
Образовани
фосфоритовых
от
ложений
,
согласно
А. В.
RазаJ<ОВУ,
происходнт
след
10ЩИМ
образом.
После
отмирания
иелаГIГIеских
Dлан
KTORRЫX
форм
их
остатни
опускаются
СRВозь
толщу
океанической
воды,
и
содер»
ащllЙСЯ
в
них
фосфор
переходит
в
раствор.
Этому
способствует
также
значительное
I<ОЛИЧ
ство
раствор
пnой
угленислоты.
При
подъеме
богатых
угл
RИСJIОТОЙ
глубиииых
ОRеаничесних
вод
в
область
шельфа
прои
одит
у?!
пьшение
содержания
угленислоты.
Благодаря
этому
выпа
дает
на
дно
и
в
J<OTopoe
Rоличество
фосфОРНОRИСЛЫХ
солей,
растворимость
ноторых
в
цело
определяется
Rоличеством
растворепnой угл
J<ИСЛОТЫ.
Конц
нтрация
фосфора
в
образовавmи:хся
осаднах
при
прочих
равных
условия
опр
деляется
шириной
шельфа:
чем
шире
шельф,
тем
па
боль
шую
площадь
морсного
дна
распределяются
выпадающие
из
воды
фо
-
фаты
и
т
М,
л
довательно,
менее
богаты
фосфором
донные
отло
жения
.
Наоборо
т,
па
ЗJ(О
1
шельфе
создаются
условия
для
значительной
!<опц
п
трацпи
сол
и
фо фора
~
что
и
ве
дет
к образованию
фосфоритовых
оолитоп
и
пла
товы
'
залежей.
Ширии
а
шельфа
мощет
быть
различна.
В
геосивклnнальных
районах
в
вязи
с
ильной
расчлененностью
рельефа,
ширина
шельфа
обычnо
ничтожна.
Кр
1I1е
того,
шельфы
гео
nвкливальных
бассейнов
полностью
открыты
для
доступа
глубинных
океаничеСlШХ
вод.
Совокупность
указан
ных
причnн
н
объя
няет
образование
богатых
фосф
ро
1
отложении
именно
в
этих
районах.
В
платформенных
районах
ширина
ш
ельфа
обычnо
очеuь
значnтельпа,
в
результате
чего
на
НИХ
образуются
бедные
фосфоритовы
е
зал
)1<11
.
РаЗЛИ'luе
физш<о-географичеСI{ОЙ
обстаНОDIШ
образования
фосфори
товых
отложений
в
гео
ИИlШIIВЭЛЯХ
и на
D
латф
Р1l1ах
обусловливает
р,азно
бразие
пород,
ас
оциир
ющихся
с
фосфоритами.
Если
в
платформ
и
ных
областях
фосфориты
приурочены
R
песчано-г
линис
тым
поро
дам,
тран
грессИDИО
залегающим
па
более
древних
породах,
то
в
геосинкли
вальпых
районах
ни
а
социnруются
обы'lНО
с
карбонатными
и
HP
мпн
cTымII
отлон,еШIЯll1Н.
вязь
!II
if
ду
бразовавием
фосфоритов
п
трансгрессиями
мореи
оБЪЯСl1я
ет
я,
по
lIIиению
А.
В.
Rа
эаl<ова,
тем,
что
в
эпохи
траисrр
сий
оздаются
пр
дпосыmш
для
перемещения
на
шельф
глубинных
01
<
аПIl
q
ЮIХ
вод,
па
ьrщенных
фосфорнокислыми
солями.
Однако
иэложепная
'
170
ООАДОЧНЫЕ
ГОРНЫЕ
ПОРОДЫ
точка
зрения
на
происхождение
фосфоритов
-
не
единственная.
Несом
ненно,
некоторую
роль
играют
дУющие
с
суши
ветры.
Они
сгоняют
по
верхностную
воду
и
обеспечивают
подъем
глубинных
вод
к
шельфу.
Г.
И.
Бymинский
отмечает,
что
теории
Казанова
протJtшоречат
ыалая,
далекая
от
насыщения
концентрация
растворенных
фосфатов
в
современ
ной
морской
воде,
отсутствие
доломитов
на
шельфах
океанов.
Бушин
сюш
считает,
что
выпадение
Фосфатов
в
осадие
происходит
из
нловой
воды.
Спои
вьшоды
он
обосновывает
тем,
что
концентрация
растворенных
фос
фатов
в
морской
воде
равна
150-200
.м,г/J,t
3
,
а
в
иловых
растворах
превы
шает
1000
мг/м
3
воды.
Платформенные
желваI<ообразные
фосфориты,
по
-
видимому,
чаще
ВОЗНlшали
за
счет
фосфатов,
принесеJiных
с
суши,
а
не
113
иеана.
Об
этом
свидетельствует
их
залегание
непосредственно
выше
поверхностей
ра
з
мыва.
Во
время
трансгрессий
с
прилежащей суmп
сносится
:м:ного
колло
идно-химичеClШХ
соединений,
из
ноторых
в
базальных
горизоптах
транс
гресснвно
лежащих
толщ
возннкают
СI<опления
БОI{СНТОВ,
железных
n
марганцовых
руд,
а
возмощно,
и
фосфоритов.
Тю{,
Б.
М.
Гим:мельфарб
уназывает,
что
Фосфориты
нижней
юры
Северного
КаВl{аза
тесно
связаны
с
сидеритами,
а
фосфориты
нижнепалеОЗОЙСI<ИХ
отложений
в
одном
из
районов
пересланваются
с
бокситоносньши
то
л
щами.
Часто
фосфориты
связаны
с
соединениями
железа
и
марганца,
а
таЮI<е
с
ураново-ванадие
выми
рудами
(Северная
АфРИl{а
и
Западные
штаты
США).
Геологическое
распространение
Фосфориты
встречаются
в
отложениях
самого
разного
возраста
начиная
с
ДОI{ембрия.
К
среднекемБРИЙСЮIМ
породам
приурочено
I{рупное
местqрождение
фосфоритов
геосинклинального
типа
в
Кара-Тау
(Ср
едняя
Азия).
В
нижнем
силуре
формировались
фосфориты
Подолни,
ПрпбалтИI{И
и
востоиа
Сибири,
в
нижнем
иарбоне
-
фосфориты
Заl{аВl{а
зья
.
В
артпн
ское
время
в
Западном
Приуралье
образовались
lаЛО~lOщные
залежи
геосинклинальных
фосфоритов.
ГеОСnНI<линальные
фосфориты
mирОIЮ
распространены
в
пермских
отложениях
США
(Сн
.алист
ые
Горы).
Юрские,
меловые
н
в
меньшей
степени
палеогеновые
отлож
ения
европеЙСl{ОЙ
части
СССР
содержат
в
себе
горпзонты
желвююобразных
и
отчасти
пластовых
(Вольси)
фосфоритов.
Большие
месторо
ждения
фосфоритов
известны
в
верхнемеловых
и
палеогеновых
отложениях
Север
ной
Африки,
которые
относились
ранее
1{
геОСИНlшинальным,
ОДНal{О
Н.
С.
ШаТСIШЙ
(1
955
)
установил
их
платформ
енн
ое
происхождение.
Древние
фосфориты
часто
приурочены
к
I{ремнисто
-д
оломитовым
толщам
и
ассоциируются
с
железными
рудами.
Наиболее
крупными
эпохами
фосфоритообразования
являлись
нем
брийскrm,
пеРМС1{ИЙ
и
третичный
периоды
.
Общая
интенсивность
процес
а
возрастала
по мере
перехода
от
древн
их
l{
молодым
отложениям.
Практическое
применение
Большая
часть
добываем
ых
фосфоритов
используется
для
прои
з
во
д
ства
минеральных
удобрений,
а
таI<же
для
получения
фосфорной
I<ИСЛОТЫ
и
элементарного
фосфора.
Хорошим
удобрением
явля
етс
я
фосфоритовая
муиа,
получае
{ая
путем
дробления
и
размола
фосфоритов.
Другой
вид
удобрений
-
суперфосфат
-
получается
в
р
езул
ьтате
разложения
фос
фатов
серной
I<ИСЛОТОЙ.
ОС
ДОЧНЫЕ
ПОРОДЫ
хим.ИЧЕСИОГО
И
БИОХИМИЧЕСИОГО
ПРОИСХОЖДЕНИЯ
171
Основпьш
мерилом
иачества
фосфоритов
является
содержание
Р20ъ,
I<OTopoe
для
изготовления
фосфоритовой
мyRИ
должно
быть
не
м
нее
8%.
В
фосфоритах,
используемых
для
изготовления
суперфосфата,
содер
жание
Р20ъ
должно
быть
не
ниже
28%.
Поэтому
желваиовые
фосфориты
ПРIlГо
дны
для
переработии
на
суперфосфат
лишь
при
их
обогащении
пут
ем
промывки
и
грохочения.
Вредными
примесями
являются
соеди
JIенпя
железа,
алюминия
и
магния,
TaI{
как
они
затрудняют
получение
р
ассыпчатого
суперфосфата.
Внезначительном
иоличестве
они
испо-ль
зуются
в
Iеталлургии.
22.
Карбонатпые
породы
В
группу
карбонатных
пород
входят
известюrnи,
мергели
и
доломиты.
Общепризнанной
илассифИ1{ации
иарбоиатных
пород
еще
не
выработано.
Наприм
ер,
известнЯlШ
и
доломиты
часто
подразделяются
таким
образо
1,
что
I{
каждой
из
этих
групп
отиосят
породы,
сложеIшыe
более
чем
на
50%
кальцитом
или
ДОЛОМИТЩI.
Цо
мнению
автора,
цел.есообразнеЙ
выделять
группу
с
IешанIlЫХ
пород
-
доло
!Ито-известняков,
в
которых
содержание
каждого
из
обопх
породообразующих
шнералов
изменяется
в
пределах
40-60%.
Известняиами
же
или
доломитами
следует
называть
породы,
-сложеиные
более
чем на
60%
Rальцитом
или
доломитом
(см.
фиг.
8
-
Н).
О
принадлежности
пород
и той
или
иной
ра~новидности
ряда
извест
tIЯJ,
-
ДОЛОМИТ
можно
судить
по
иоличеству
в
них
MgO.
В
чистых
извест
JIЯRах,
сложенных
кальцитом
более
чем
на
95 %,
содержание
MgO
не
превосходпт
1,1
%.
В
ДОЛОIl1ИТОВЫХ
известняках
MgO
изменяется
от
1,1
.до
8,8% ,
в
Долом[[т
о-известняках
-
от
8,8
до
13,1 %,
в
известковых
доломитах
-
от
13,1
до
20,8%
и,
наконец,
в
чистых
доломитах
от
20,8
до
21,9 %.
Во
всех
перечпслепных
породах
содержание
глинистых
(или
обломоЧlIЫХ)
частиц
не
превосходит
5%.
Одпа1\О
часто
глинистые
и
песча
иыe
частицы
содержатся
в
гораздо
большем
количестве.
Тогда
ВОЗНИRают
трехиомnонентвы
е
смешанны
породы,
свойства
иоторых
определяются
8
первую
очередь,
содержанием
глинистых
и
песчаных
частиц
и
во
вто
рую
-
количество
1
доломита.
Поэтому
общий
оБЛИR
классификационного
треУГОЛЬНИJ{~
отличается
от
того,
RОТОРЫЙ
был
предложен
для
Rлассифи
Rации
песчано-ал
е
врито-глинистых
пород
(СllI.
фиг.
7
-
Н).
Карбонатные
породы,
содержащие
примесь
глинистых
частиц,
назы
ваются
мергеллми.
Нек
торые
ДОЛОМИТЫ
содержат
значител
ьную
прим
есь
гипса
и
анги
д
рита.
Такие
породы
обыЧlIО
называются
сульфат
но-доломитовыми.
Наблю
дают
я
таl{же
перехо
ы
между
карбонатнымп
и Rремнистыми
породами.
Минеральный
и
хн
lический
состав
Главными
минералами,
слагающими
J{арбонатные
породы,
являются:
Rальцит,
l{ристаллпзпрующийся
в
геl{сагональной
сингонии,
арагонит
ромбпч
еСI<ая
разн()J3ИДНОСТЬ
СаСОз,
и
доломит,
представляющий
собой
двоUnую
углеl{ИСЛУЮ
соль
нальция
и
магния.
В
COBpeMeHIlЫX
осаДI,ах
встречаются
ТaI<же
порошковатые
и
Rоллоидные
разновидности
l{альцита
(дрюит
или
надсонит,
бючлиит
и
др.
).
Определение
Iинералогического
и
~{ИчеСRОГО
состава
l{арбонатIlЫХ
пород
производится
в
прозрачвых
шлифах,
а
таl{же
при
помощи
термиче
ского
и
ХИllшче
кого
нализов
.
П2
ОСАдОЧНЫЕ
ГОРНЫЕ
n
РОДЫ
в
полевых
условиях
наиболее
простым
способом
определения
доло
МИТОВ
и
известняков
явля
тсл
реакция
с
разбавленной
соляной
кислотой.
При
смачивании
ею
чистого
или
доломити
того
изпеСТПЯI{а
ПРОllСХОДИТ
б
рное
вскипание
от
выделяющейся
углекислоты.
Доломиты
ВСlшпают
только
в
порошке.
Другим
полевым
способом
определепия
этих
пород
является
р
акция
хлорным
железом
.
Согласно
Г
.
И.
Теодоровичу,
оиоnо
1
г
ист
ртон
в
порошок
породы
насьrпают
в
проБПРI{У
с
5
см.
З
10
%
-пог
раствора
FеСlз,
после
чего
пробириу
закрывают
пальцем
и
в
з
балтьлзают.
Е
ли для
испыта
ния
был
взят
чистый
нзвестияи,
то
при
это
[ироис
одит
обильное
выделен"
С
2
И
образуется
ст
денистый
коричвевато-кра
nый
садои.
Порошок
чистого
доломита
не
оирашивается,
JI
раствор
по
ле
оседания
ПОРОШI<а
сохраняет
первоначальный
цв
е
т.
Если
доломит
содержпт
примесь
СаСОз
,
то
наблюдается
выделение
пузырьков
СО2,
И
первоначальпый
желтый
цвет
раствора
изменяется
на
I<расныЙ.
В
тако
[
случае,
}{огда
испыт
[ая
порода
принадлежит
доломитовому
изв
тняк
,
выдел
пие
2
бывает
значительным,
цвет
раствора становится
l{расньш,
но
устоiiчrшого
ст
дп
образпогu
осадка
не
создается.
Для
оценни
содержания
доломита
прпгодеп
таЮI{е
следующнй
спо
об.
l{ОЛО
0,1
г
измельченной
в
ПОРОШОI<
породы
растворяют
при
слабо~t
нагревании
n
пробирке
с
разбавленной
соляной
IШСЛ
той
(1
: 1
).
R
пол
-
ченному
раствору
приливают
10
(;AtЗ
нрепного
аммиака
и
взбалтьrвают.
При
это
1
вьrпадает
белый
осадок,
по
количеству
}{
торого
10ЖНО
судить
о
содержании
MgO.
Для
количественного
определения
l{арб
натно
T1~
пород
в
полевых
условиях
удобна
полевая
лаборатория
си
т
1Ы А.
А.
ез
никоnа
и
Е.
П
.
Муликовской,
дающая
возможность
находить
со
ержани
углекислоты
а
таЮI{е
карбоната
ЮlЛЬЦИЯ
и
магния.
ТаБЛlща
ll-У/
Х
JJ
Ю
f'l
еСl\
п
ii
соста
в
ка
р
бонатных
н
о
р
од
1
2 3
4 5
9 I t
О
НераСТDОРИМЫЙ
-
5,19
-
2,40
-
-
- -
1~
2 6
1,9
5
остаток
8Ю,
-
0,06
1,24
-
0,61
0,7
-
0,70 -
-
.
ТЮ.
-
0,81
-
-
-
-
- -
-
-
МаО.
-
0,54
0,65
-
-
0,2
-
0,29
Fe.O
a
-
0,34
- -
0,1
-
0,30
0,
40
0,4
3
FeO
-
-
- -
- -
0,41
- -
MnO
-
0,05
-
-
-
-
-
Л.
- -
MgO
-
7,90
1,
74
0,29
2,
69
0,2
21,7
21,0
6
14,30
11,4
О
56,00
42,61
53,48
52,49
48,45
55,5
30,4
30,3
4
38,46
40,03
а,О
-
0,05
-
- - -
-
-
-
К;О
-
0,33
-
-
-
- -
0,
34
-
-
Н,О+
-
0,21
-
-
0,28
- -
0,
03
- -
Н,О-
-
0,56
-
-
- - -
- -
-
п.п.п.
- -
-
-
-
- -
-
-
46,1{)
СО,
44,00
41,58
-
-
42,01
-
47
,9
46,81
45,60
-
Р'05
-
0,04
-
- - - -
-
-
-
8
0,09
- -
- -
-
-
-
-
80з
-
0,05
- -
- - -
0,17
-
0,3_
Сl
-
0,02
- -
-
- -
-
-
-
Суltlма
100,00
100,09
-
-
-
99,3
100,0
100,45
100,02
9
9,5
1
СаСО
з
-
56,6
92,4
92,92 7
9,82
98,8
100,0
0,90
33
,
58
42
,35
CaMg
(С
О.),
-
36,4
8,0
1,31
12,29
0,9
97,57
6'1
,
60
5
2,5
7
ОСАДОЧНЫЕ
ПОРО
Д
Ы
ХИМИЧЕСRОГО
И
БИОХИМИЧЕСRОГО
ПРОИСХОЖДЕНИfl
173
С.
В.
Тихомировым
описан
следующий
простой
способ
определения
доломита
и
нальцита
в
шлифах:
н
обычным
фиолетовым
(метилфиолетовым)
чернилам
прибавляют
Hel{OTOpOe
ноличество
5 %
-ной
соляной
RИСЛОТЫ
дО
появления
синей
ОRраСIШ;
поверхность
отнрытого
шлифа
обильно
понрывают
чернилами,
а
после
11/2
- 2
минут
осторожно
удаляют
их
ПРОМОI<аl'ельной
бумагой;
за
это
время
нальцит
реагирует
с
соляной
нисло
<J'ОЙ
И
ОI{рашива
е
тся,
доломит
же
остается
неОRрашенным
.
Подобным
обра
зом
удается
наблюдать
даже
мещше
зерна
доломита
среди
частиц
наль
цита.
Чернила
с
поверхности
шлифа
могут
быть
удалены
водой
с
мылом
.
Другие
способы
определения
нарбонатн~х
пород
описаны
в
третьей
части
IШИГИ
(см.
§ 70).
Химич
е
Сl{ИЙ
состав
неноторых
нарбонатных
пород
приведен
n
табл.
11
- VI.
Главные
типы
пород
Изве
ТШШII.
Изве
ТНЯIШ
представляют
собой
карбонатные
породы,
~ОСТОЯЩlI
е
пр
е
им
у
щественно
из
нальцита.
Онрасна
извеСТНЯRОВ
разнооб
разиа
1I
определяется,
в
первую
очередь,
харантером
примесеЙ.
Чистые
известняни
окрашены
в
белый,
желтоватый,
серый,
темно-серый,
а
иногда
и
черный
цвета.
Интенсивность
серого
тона
в
их
oI<paCI{e
обычно
связана
~ небо л
ьшой
примесыo
глинистых
частиц
или
органичеСI{ОГО
вещества.
Зеленоватый
цвет
извеСТНЯI{ОВ
обычно
связан
с
наличием
глинистого
материала,
примесью
глауконита
или
весьма
мелнодисперсных
закисных
~оединений
железа.
Бурая
или
красноватая
щ<раска
известняков
объяс
няется
присутствием
ОЮlCных
соединений
железа
.
Крупнозернистые
известняки
обычно
окрашены
в
более
светлые
тона
по
сравнению
~
ы1лкозернистыыи
•.
Важной
особенностью
известняков
является
их
излом,
характер
кото
рого
определяется
строением
породы.
Очень
меЛI{озернистые
извеСТI<Овые
породы
при
слабой
связности
зерен
(например,
мел)
обладают
землистым
ИЗЛО1>ЮМ.
КруnнокристалличеСI{ие
извеСТНЯI{И
обладают
свеРJ{ающим
изломом,
мелко
з
ернистые
породы
-
сахаровидным
изломом
и
т
.
д.
В
ви
д
е
прпмесей
в
известняках
особенно
часто
встречаются
J{арбонат
магния,
который
образует
с
J{арбонатом
I{альция
двойную
соль
-
доло
мит,
юrи,
значительно
реже,
находится
в
твердом
растворе
с
ним,
а
также
глинистые
минералы
(
з
начительное
содержание
которых
харантерно
для
{ергелей),
кремнекислота,
глауконит,
сульфиды,
сидерит,
окислы
железа,
иногда
марганца,
гипс,
флюорит,
а
также
органическое
вещество.
.
Во
многих
известняковых
толщах
и
их
отдельных
стратиграфичеСJ{ИХ
горивонта
'
присут
Т8УЮТ
l{онкреции
J{ремня
.
В
неноторых и
з
вестщ:шах
наблюдается
примесь
фосфатов
и
свободного
глинозема.
Выявление
этих
примесей
очень
важно
для
поисков
место
рождений
бонситов
и
фосфоритов
.
Для
известнЯJ{ОВ
МОЖНО
выделить
следующие
главные
типы
структур.
Кристалщrчесная
зернистая
струнтура,
среди
которой
различают
неснольно
разновидностей
в
зависимости
от
поперечников
зерен:
Hpynнo
зернистую
(размер
зерен
в
поперечнике
0,5
м.м,),
средневернистую
(от
0,50
до
0,10
.мм),
меЛJ{озернистую
(от
0,10
до
0,05
.мм),
тоююзернистую
(от
0,05
до
0,01
AUL)
и
МИRровернистую
« 0,01
м.м,)
CTPYRTypbl.
Последнюю
струк
туру
часто
называют
также
пелитоморфной
или
СКРЫТОJ{ристаллнческоЙ
.
Органогенная
CTPYI{Typa,
в
которой
выделяют
три
наиболее
рущест
венные
разновидности:
а)
собственно
органогенная,
I{огда
порода
состоит
ив
известковых
органич'еСIШХ
ост.атков
(без
признаков
их
переноса),
174
О
С
А
Д
ОЧНЫЕ
ГОРНЫЕ
пор
Ы
вкрапленных
в
тонкозернистый
карбонатный
материал
(фиг.
1-
IV
а);
б)
оргавогенно-обломочная,
когда
в
породе
присутствуют
раздробленные
и
частично
окатанные
органические
остатки,
находящие
я
среди
ТОН:КО
зернистого
карбонатного
материала;
в)
детритусовые,
когда
порода
сложена
только
ра
здробленньши
оргаиическими
остаТI{ами
без
заметного
количества
ТОВIюзерн:и
с
тых
I\.арбонатпы
частиц.
Обломочная
структура
наблюдается
В
извеСТНЯl\ах,
образованных
путем
скопления
обломков,
возню{ающих
за
счет
разрушения
более
древних
карбонатпыx
пород
(фиг.
1-
1
б).
Здесь,
так
же
!{ю{
и
в
некото
рых
органических
известняках,
кроме
оБЛОМI\ОВ,
отчетливо
видна
извест
I\овая
цементация
массы.
Оолитовая
структура,
хара!{теризующаяся
наличием
!{онцентричеСl\И
сложенных
оолитов,
обычво
менее
одного
миллиметра
в
попер
ЧНJII\е.
В
центре
оолитов
часто
пр:исутствуют
обломочные
зерна.
Иногда
ОО
J
IИт.ы
приобретают
радиально-лучистое
строение
(фиг.
1- VI
8).
Наблюдается
таЮI\е
КПI\рустациовпая
II
I\РУСТИфИI\ационная
СТРУ1<
туры
.
В
первом
случае
харантерно
наличие
корок
I{овцентричесного
строения,
заполняющих
прежние
!{pYIIВыe
пустоты
(фиг.
1- VI
г).
Во
вто
ром
случ
а
е
наблюдаются
нарастания
удлкпевпых
I\ристаллов
карбонатов,
радиально
расположенпыx
относительно
оБЛОМI\ОВ
или
органичеСI\U
остатнов,
слагающих
породу.
В
процессе
окам.енениЯ'
l\шогие
известняни
подвергаются
существ
Н
ным
изменениям.
Эти
изменения
выражаются,
в
частности,
в
перенристал
лизации,
онаменении,
доломитизации,
ожелезнении
и
частичном
раство
рении
с
образованием
стилолитов.
Во
вреl\1Я
этих
изменений
вознПI
ают
типично
вторичные
структуры:
наIIример,
болыпиRтвоo
кристалличес}{И
CTPYRTYP,
ивнрустационная
струнтура,
а
также
ложнооблом
"
очвая
струк
тура,
образующаяся
в
связи
снеравномерной
переI\РИ
таллизацией
или
появлением
серии
треЩКПОR,
заполневвыx
вторичным
I\альци.том.
Д
я
доломитизированных
известнЯIЮВ
свойственна
порфиробластовая
СТРУl<
тура.
вторичпыe
изменения
стру!{туры
в
известюшах
из-за
частого
их
раствореuия
и
перенристаллизации
затрудняют
определение
условий
обра
эования
многих
известнянов.
Среди
извеСТНЯI\ОВ
чет!(о
выделяются
неСI<ОЛЫ(О
типов.
Главные
И
~
них
следующие.
О
р
г
а
н
о г
е
н н
ы
е
и
з
в
е с
т
н
я
I{
И.
ЭТО
одна
из
наибо
л
&-
широко
распространенных
разновидностей
известнЯI{ОВ
.
Оп'и
сложены
раковинаl\Ш
бентонпыx
простейших,
брахиопод,
различпыx
типов
мол
люсков,
остаТI\ами
нркпоидей,
извеСТI{ОВЫХ
водорослей,
кораллов
и.
д
ругих
донных
организмов.
Значительно
реже
известняки
воэнинают
за.
счет
скопления раКОВИВОR
планктонных
форм.
Большая
часть
органогепвыx
извеСТНЯRОВ
образуется
за
счет
накопле
ния
почти
неперемещенПblХ
органичеСIШХ
OCTaTI{OB.
ОДВЮ{О
в
неноторых
случаях
органичеСI\ие
остатки
встречаются
лишь
в
виде
о]{атанных
облом
нов,
хорошо
рассортированных
по
величине.
ТaIше
извеСТНЯJш-рак~mнЯJ{И.
оБJIадающие
органогенно-обломочной
СТРУRТУРОЙ,
являются
уже
пер
е
ход
ВЫl\fИ
!{
обломочным
извеСТНЯRам.
.
Типичньши
предста.вителтfИ
opгaHoгeHвыx
известняков
являются
рифовые
(биогеРl\шые)
известняки,
состоящие
в
значительной
части
и~
остатцов
различных
рифообразующих
организмов
и
живущих
в
сооб
ществе
с
ними
других
форм.
TaR,
например,
совр
менные
l{оралловы&
рифы
.
сложены
преимущественно
остатнами
изпеСТJ<ОВЫХ
водорослей
(25-
50%),
lюраллами
(10
-
35
%-
)
,-
раI\овинами
МОЛЛЮСl,ОВ
(10
-
20
%
),
форами-
ОСАДОЧНЫЕ
ПОРОДЫ
ХИМИЧЕСКОГО
И
БИОХИМИЧЕСКОГО
ПРОИСХО)l(ДЕНИЯ
175
виферами
(5-15%)
И
т.
д.
ШИРОI<О распространены
извеСТI<овые
водо
росли
и
среди
более
древних
рифов.
В
частности,
ДОI<ембрпй.сние
рифы
цеЛИI<ОМ
состоят
из
остатнов
этих
организмов.
Более
!I10лодые
рифы,
помимо
водорослей,
слагались
I<ораллами,
мшаНI<амu,
археоциатаьш
и
неI<ОТОРЫИИ
другш.ш
типами
организмов
.
Небольтие
водо
р
ослевые
желваIШ
называют
ОНI<оидами.
Характерной
особенностью
рифовых
известнЯI<ОВ
является
их
залега
ние,
нан
правнло
в
виде
ыощныx
и
неправильных
по
форме
массивов,
часто
реЗI<О
возвышающихся
над
образовавшиьшся
одновремепно
с
ними
осаДl<аI\Ш.
Слои
n
следних
прислоняются
I<
рифаы
под
углаыи
до
30-50
0
и
пере
lежают
SI
у
подиожий
с
облоыочными
известнянами,
образованRЪThШ
за
счет
разрушения
рифов
.
Мощность
рифов
достигает
иногда
5
-1000
м-
11
бол
(см.
§ 87).
ОсобеIIНО
тя
fИ
рифовых
известнш<ов,
ПОЭВОЛЯЮЩillfИ
определять
их
происхождение,
являются
отсутствие
в
них
примеси
обломочных
частиц,
массивное
строение
и
обилие
наверн,
заполнснных
сингенетиЧIIЫМИ
и
ЭПIl
генетичnыыи
l{арбонатаыи.
Очень
типичны
для
них
иннрустационные
струнтуры.
Высоная
пористость
рифовых
известнянов
способствуе'1'
быстрой
их
доломитизации,
в
зиачительной
мере
уничтожающей
органогенную
СТРУН
туру
породы.
Рифообразные
тела
со
слои
ТШI
строением
называют
биостромами.
Они
не
имеют
столь
реЗI<О
выражеИIlОЙ
чечевицеобразной
форы
:
ы
и могут
быть
сложены
СI<оплением
рановИII
.
С
овреJl1еННЫI\Ш
их
представитеЛЯl\fИ
являют
я
баНI<И
(устричnые
И
д
р
.).
Биостромы,
тан
же
нан
и
типичные
ри
фовые
извеСТНЯI<И,
леГl<О
подвергаются
ДОЛОl\штизации,
в
течение
I<ОТОРОЙ
органичеСI<ие
остаТI<И
в
НИХ
могут
быть
в
той
ИЛИ
иной
мере
разрушены.
П
11.
с
чий
М
е
л
.
Одним
из
весьма
своеобразных
представителей
извеСТI<ОВЫХ
пород
является
писчий
мел,
РСЗl<О
выделяющийся
по
воему
внешнему
виду
от
других
р
азновидностей.
Писчий
мел
хараI<теризуется
белым
цветоы,
однородностью
строения,
малой
тв
рдостью
и
JI1еЛI<озернистостью
.
Сложен
главным
образом
I<арбо
BaTOl\f
]<альция
(доломит
отсутствует)
при
незначительной
примеси
гли
нистых
и
песчапых
частиц
.
Значительная
роль
в
образовании
мела
при
надлежит
органич:еСI<ИМ
остатнам.
Среди
них
особенно
тирОI<О распро
странены
остаТI<И
нош<Олитофорид
-
однонлеточиых
известновых
водо
рослей,
слагающих
мел
имелоподобные
мергели
па
10-
75 % ,
в
виде мел
них
(0,002-0,005
АtЖ)
пластИIIОН,
ДИСI<ОВ
и
трубочеI<.
ФораМИIIиферы
содержатся
в
мелу
обычnо
в
ноличестве
5-6%
(иногда
до
40%).
Встре
чают
я
таI<же
раI<ОВИНЫ
IОллюснов
(главным
образом
ивоцерамов,
реже
-
устрlЩ
И п
ктпПlIД)
и
неllшогочислениьrе
белемниты,
а
места
ш
также
рано
впnы
аЫI\JОНПТОВ.
Остатки
мшаНОI<,
морских
лилий,
ежей,
нораллов
и
трубчатых
ч
рв
й,
хотя
И
наблюдаются,
но
не
служат
породообразующими
элементами
мела.
ПОРОШI<Оватый
I<альцит,
всегда
присутствующий
в
мелу,
образуется
в
роятно,
пут
М
ХИllmч
сного
осаждения
извести
и
части-чво
при разрym
-
иии
органичесних
oCTaTI<OB.
Содержание
ПОРОШI<оватого
кальцита
в
раз
uчвых
разновидностях
мела
бывает
от
5
до
60%,
иногда
достигает
90%.
РазЪJ
р
частиц
пепостоянен
(0,0005-0,010
мж).
ФаРJl1а
их
более
или
менее
округлая,
nпогда
слегка
удлиненная.
НеI<арбонатная
часть
ыела
представлена
главным
образом
частицами
м
пьmе
001
АШ.
Она
сложена
преимущественно
нварцеll1.
Среди
глинистых
мин
ралов
встречаются
JlfОНТlIfОРИЛЛОНИТ,
реже
-
наолинит
и
гидрослюды.
Фиг.
1-
VI.
CTPYRTYPbl
карбонатпых
пород
:
а
-
органогенная
поля
врени
я
7,3
~,ж);
8 -
оолитоnая
(попер
еЧНИJ(
поля
врепин
(ив
атласа
(СТРУ1<туры
(поп
е
речник
поля
зрения
7
,3
"'
,""
);
б
-
обломочная
(поперечник
4,1
"""',);
г
-
ИlJ){рустациоппая
(поп
е
р
е
чник поля
зрения
4,1
"""")
осадоч1Jыx
пород.).
12
Основы
ЛНТОЛОГIIИ
.