Шванов В.Н. Петрография песчаных пород (компонентный состав, систематика и описание минеральных видов)

Подождите немного. Документ загружается.

ТАБЛИЦА 28

Химический состав (вес. %) некоторых минеральных

и переходных песчаных пород

Компоненты

3 4 5 6

SiO

37,65

71,80 57,40

75,95

43,20—49,50

45,43

51,32

TiO

0,13 0,97 0,29 0,20

—

0,11

0,30

2,28 10,83 6,89 2,91

8,03—9,30

0,03

2,92

4,86

6,24

11,98 10,29

9,10—13,4 2,92

0,72

FeO

3,32 1,76 3,04

—. —-

— —

MnO

0,11

0,04 0,03

—

0,02

—

MgO

31,58 0,83

2,41

1,37

1,57

0,61 0,58

CaO 4,13 0,57

1,78

0,10 6,50—10,90

26,21

24,70

0,20

3,15

1,П

0,35

0,20

0,34

—

0,06

3,12 4,85

2,99

3,00—5,15

0,16

—

0,03 0,45

—

0,61—0,96

0,86

—

0,02

—

0,22

—

3,60—5,00

16,05

—

2,97

— —

—

1,60—2,30

3,12

20,00

O+ 11,50

—

5,36 5,40 4,70—5,35

2,78

—

O-

1,12

—

4,46

2,94—3,28

—

.—

4,46

0,58—0,90

0,45

—

П. п. п.

—

0,84

—

•—•

1,87

—

Сумма

99,93

100,18 100,27

99,56

—

100,96

100,54

Примечания. 1. Серпентиновый песчаник верхнемелового олистостромового

комплекса Малого Кавказа [Розен И. М. и др., 1981 г.]. 2. Песчаник с прослойками

тяжелого шлиха из гематита, магнетита, циркона, турмалина, апатита. Верхнесаку-

канская подсвита Удокана [Кренделев ф. П. и др., 1983 г.]. 3. Глауконитовый песок.

Средний эоцен, Новая Зеландия [24]. 4. Глауконитовый песок с опаловым цементом.

Танетский ярус, Бельгия [24]. 5. Фосфорит-глауконит-кварцевые пески. Волжский ярус,

•Верхнее Поволжье [Литология и генезис. . ., 1980 г.]. 6. Фосфоритовый песчаник. Ce-

номан, Курск, Щигры [24]. 7. Известковистый песчаник миссисипской формации. Пен-

сильвания, США [24].

состоящий из слабоизмененного серпентина, вермикулита, маг-

незиального и железисто-магнезиального хлорита, а также

кальцитовый, часто содержащий примесь железистых минера-

лов и глауконита. О химическом составе дают представление

результаты анализа, представленные в табл. 28. Формирование

серпентиновых песков в срединно-океанических хребтах свя-

зано с эрозией серпентинитов, рядом с выходами которых сер-

пентиновые пески и образуются, а в складчатых областях их

появление приурочено к моментам вывода на поверхность

в зону денудации серпентиновых протрузий, часто в связи

с шарьированием.

Оливинов ые пески и песчаники. Описываются

значительно реже серпентиновых, но, по-видимому, являются

их спутниками. В Атлантическом срединно-океаническом

хребте, например, [Fox P., Heezen В., 1965 г] количество оли-

вина в песках может быть соизмеримо с содержанием вулкани-

ческого стекла, обломочного серпентина, а в некоторых слу-

чаях намного выше всех остальных компонентов. Спутниками

211

обломочного оливина являются также обломки основных пла-

гиоклазов, моноклинных пироксенов, кварца, апатита, магне-

тита, хромита. Оливиновые и оливинсодержащие песчаные от-

ложения формируются, так же как и серпентиновые, в непо-

средственной близости от размываемых ультрамафических тел.

Пироксеновые и амфиболовые пески и песча-

ники. Известны на современных пляжах, образованных вблизи

выходов магматических пород основного состава. Описаны

мало,

хотя следует ожидать их значительного распространения

в вулканогенных толщах и особенно в трансгрессивно залегаю-

щих на них отложениях. Амфиболовые пески, например, рас-

пространены в базальных горизонтах верхнемеловых отложе-

ний Качинского антиклинория Крыма, залегающих на диаба-

зо-туфрвой толще средней юры. Сложены они обыкновенной

роговой обманкой (до 30%), андезином, альбитом, обломками

порфиритов и вулканогенного стекла, обломочным хлоритом,

хлоритизированными зернами, кварцем и глауконитом. Цемен-

тированы кальцитом с глинистым веществом и глауконитом.

Являются указателем на быстрые темпы денудации и близкие

источники сноса.

Нефелиновые пески. Как было отмечено еще

Л.

В. Пустоваловым [1940 г.], состоят преимущественно из зе-

рен нефелина в смеси с калиевыми полевыми шпатами и дру-

гими минералами. Они представляют собой местные продукты

разрушения нефелиновых сиенитов (например, некоторые чет-

вертичные пески Кольского полуострова).

Апатитовые песчаники. Представляют собой редкий

вид осадочных пород. В коллекции, описанной автором по сбо-

рам А. Г. Булаха из района Селигдарского апатитового ме-

сторождения в южной Якутии, песчаники, наиболее богатые

обломочным апатитом, сложены обломками кристаллов апа-

тита (до 50—60 %), кварца (30—40 %), кварцитов, магнетита,

а также лимонитом, раскристаллизованным карбонатным и

бесструктурным веществом цемента. Присутствуют также зерна

турмалина, циркона, биотита. Обломки апатита могут быть

больше самых крупных кристаллов кварца, свидетельствуя

о местном размыве исходных апатитовых пород. С уменьше-

нием размера апатитовых зерен происходит сокращение его со-

держания до нескольких процентов, увеличение доли кварца и

появление калиевых полевых шпатов. Наиболее богатые апати-

том разности песчаников, а также гравелитов, мелкогалечных

конгломератов и брекчий в районе Селигдара приурочены

к базальным горизонтам юдомской- свиты нижнего кембрия,

непосредственно залегающих на погребенном рельефе из до-

кембрийских пород Селигдарского апатитового месторождения,

за счет размыва которых они были образованы.

Галенитов ые пески. Содержат значительные (до не-

скольких десятков процентов) концентрации обломочного га-

ленита, окруженного рубашками карбонатов свинца, могут

212

быть встречены вблизи свинцово-цинковых месторождений.

Описаны в составе современного аллювия Верхнемиссисипской

долины [Рудные месторождения США, 1972 г.], где они обра-

зованы в результате эрозии зон окисления сульфидных место-

рождений.

Сфалеритов ые пески. Описаны на месторождении

Джефферсон-Сити [Рудные месторождения США, 1972 г.]. Со-

держат различную, иногда большую примесь сфалерита. Су-

щественно сфалеритовые пески — желтого цвета, с хорошей

слоистостью и сортировкой по крупности. Образованы вследст-

вие переотложения руд водными потоками, возможно, не в по-

верхностных условиях, а в подземных карстовых полостях.

Церусситовые пески. Известны на свинцово-цинко-

вом Ачисайском месторождении Казахстана, где представляют

собой рыхлые руды, состоящие из мелких кристаллов церус-

сита с небольшой примесью гидроокислов железа. Слагают

линзы и гнезда среди глинисто-охристых церусситовых руд и,

по-видимому, представляют собой продукты переотложения

гидротермального церуссита подземно-карстовыми водами.

Адъюнктивно-минеральные пески и песчаники — продукты

естественной

сепарации.

Включают в себя минеральные виды:

ильменит-циркон-рутил-монацитовые пески, которые называют

еще титан-цирконовыми, циркон-турмалин-апатитовые, гранат-

цирконовые, гранатовые, гематит-магнетитовые, хромитовые,

касситеритовые. Образуются в результате сепарирующего воз-

действия водной или воздушной среды, что приводит к концен-

трации абразивно прочных и тяжелых (с плотностью более

2,75—2,85) минералов, первоначально, в материнских породах,

как правило, содержащихся в качестве акцессориев. На про-

тивоположном полюсе сепарации располагаются осадки, обога-

щенные наиболее миграционноспособными обломками,— ми-

калиты, состоящие из обломочного мусковита или биотита.

Ильменит-циркон-рутил-монацитовые (т и -

тан-цирконовые) пески могут содержать до 60 % тяже-

лых минералов. Существуют близкие к мономинеральным —

ильменитовые, цирконовые, рутиловые, монацитовые пески и

песчаники, но чаще образуются комплексные современные и

ископаемые россыпи. В качестве примера можно привести со-

ставы некоторых современных титан-цирконовых россыпей

[Елисеев В. И., 1980 г.], %.

Страны Ильменит Циркон Рутил Монацит

Восточная Австралия 11—91

9—65

2—44 0,1—2

Бразилия 35—75

5—35

0,5—5

1—20

Современные титан-цирконовые россыпи имеют протяжен-

ность от сотен метров до первых десятков километров при ши-

рине 200—300 м и мощности от нескольких дециметров до 1,5—

3,0 м. Ископаемые россыпи — менее мощные, обычно от первых

213

сантиметров до первых дециметров. Форма тел линзовидная

в разрезе и лентообразная в плане. Ассоциируют с умеренно

зрелыми песками и песчаниками — олигомиктовыми и кварце-

во-аркозовыми.

Пески, наиболее богатые ильменитом, цирконом, рутилом или монацитом,

формируются в приурезовой зоне пляжа, однако встречаются россыпи суб-

литоральные, литорально-эоловые, эоловые, дельтовые и аллювиальные. Боль-

шинство современных и четвертичных песков рассматриваемого вида приуро-

чено к побережьям теплых морей; наиболее многочисленные и наиболее бо-

гатые тяжелыми минералами проявления их известны у берегов Австралии,

Индии, Шри Ланка, Бразилии и на юго-востоке США. Ископаемые титан-

цирконовые песчаники описаны В. М. Чайкой на Русской платформе и в Си-

бири, Ю. Р. Беккером на Урале, С Тилером и другими в серии Оронто

Верхнего озера и в других районах.

Циркон-турмалин-апатитовые пески близки по

составу и происхождению к предыдущему виду, хотя пользу-

ются меньшим распространением. Известны среди современ-

ных отложений пляжа, в ископаемом состоянии описаны

Ф. П. Кренделевым и др. [1983 г.] в верхнесакуканской свите

Удокана.

Гранатовые пески мономинеральные, сложенные пре-

имущественно альмандином, встречаются редко, например опи-

санные М. Г. Барковской [1960 г.] среди береговых песков Чер-

ного моря. Чаще гранат ассоциирует с другими минералами,

образуя пески гранат-циркон-турмалиновые, ильменит-гранат-

циркон-рутиловые, гранат-амфибол-эпидотовые или гранат-ди-

стен-ставролит-силлиманитовые. Ассоциация, в которой при-

сутствует гранат, зависит от состава материнских пород и

осадков. Концентрации тяжелых минералов в гранатовых и

гранатсодержащих комплексных песках могут достигать 10 и

даже 20%- По К- К- Орвику [1960 г.], в черных существенно

гранатовых прибрежных песках оз. Пейпси в Эстонии отмеча-

ется концентрация тяжелых минералов, достигающая 97 %

в прослоях мощностью 2—3 см.

Гематит-магнетитовые пески и песчаники об-

разуются преимущественно в вулканических областях. Спутни-

ками магнетита являются также титаномагнетит, хромит,

иногда золото и монацит. Последние в ряде мест (побережья

Новой Зеландии и Португалии) являлись объектом разработки

в магнетитовых песках. Современные гематит-магнетитовые и

магнетитовые россыпи распространены на побережьях Новой

Зеландии, Японии, Индонезии, Италии, Бразилии, США и дру-

гих стран. Приурочены к литоральной и сублиторальной зо-

нам, иногда к дельтам. Высокими концентрациями магнетита

(титаномагнетита) в продуктивных пластах ,считаются содер-

жания 20—40 % от массы породы. Известны концентрации, до-

стигающие 80—90 %. Так, в россыпях зал. Утиура в Японии

некоторые пески содержат 90 % магнетита, в россыпях Север-

ного острова Новой Зеландии — 87 %.

214

Ископаемые магнетитовые песчаники описывались Л. В. Пу-

стоваловым у склонов горы Благодать на Урале, гематито-

вые — отмечались А. В. Сочавой в терской свите Кольского

полуострова, гематит-магнетитовые и магнетит-титаномагне-

титовые описаны Ф. П. Кренделевым и другими в удоканской

серии.

Хромитов ые пески с максимальным содержанием

хромита (в среднем 55%) известны на Филиппинах. Обычно

даже в наиболее богатых песках содержание хромита состав-

ляет 3—5%. Вместе с хромитом встречаются ильменит, цир-

кон, рутил, гранат, магнетит, а также золото и платина. По

происхождению бывают литоральные и аллювиальные рос-

сыпи. Распространены, кроме Филиппин, также в Новой Гвинее

и на побережье США.

Касситеритсодержащие пески с концентрацией

касситерита 2—10%, к которому могут добавляться монацит,

циркон, ильменит, вольфрамит — под названием «какса», рас-

пространены в Индонезии, где они образованы от переотложе-

ния кварцево-касситеритовых элювиальных зон выветривания.

В других песках аллювиального и прибрежно-морского гене-

зиса содержание касситерита, как правило, намного меньше.

Около 90 % всего касситерита добывается в Юго-Восточной Азии.

Рассматривая факторы, приводящие к формированию пес-

чаных осадков адъюнктивно-минеральной группы, следует на-

звать в качестве главных следующие: 1) наличие коренных по-

род, содержащих тот или иной минерал или минеральный

комплекс. Чем выше содержание минералов в исходных поро-

дах, тем больше потенциальные возможности для вторичных

концентраций; 2) дренирование исходных пород малыми ре-

ками, в русловых и приустьевых частях которых создаются

предпосылки для концентрации минералов с повышенной плот-

ностью за счет гравитационной дифференциации; 3) воздействие

волнового поля на коренные породы берега. Особенно эффек-

тивно это воздействие на породы, уже обогащенные минераль-

ным компонентом, в частности на дельтовые осадки малых рек,

вблизи которых путем транспортировки волнами образуются

наиболее богатые береговые россыпи. Участками, обогащен-

ными тяжелыми и абразивно стойкими минералами, являются

зоны заплеска, штормовые и подводные валы. На пляжах пол-

ного профиля осуществляется также эоловая сепарация мине-

ралов по крупности и удельному весу, обычно усиливающая и

закрепляющая предшествующее воздействие волнового поля;

4) для большинства минералов, особенно для химически устой-

чивых, безусловно благоприятным фактором служит теплый

гумидный климат, следствием чего является приуроченность

большинства современных концентраций минеральных видов

песков к тропическим или близким к ним областям.

В большинстве природных образований все обломочные ми-

нералы, кроме кварца и полевых шпатов, встречаются в коли-

215

чествах значительно меньших, чем те, которые достаточны для

выделения адъюнктивно-минерального вида (менее 2%), обра-

зуя акцессории в каких-то иных по петрографическому составу

породах и осадках. В составе акцессориев кроме упоминав-

шихся выше минералов могут присутствовать другие, многие

из которых представляют практическую ценность. По Ю. А. Би-

либину [1956 г.], эти минералы, являющиеся объектом разра-

ботки, включают: 1) самородные металлы — золото, платину

и металлы платиновой группы; 2) рудные минералы, служа-

щие сырьем для извлечения металлов,— вольфрамит, шеелит,

танталониобаты, бадделеит и др.; 3) драгоценные камни — ал-

маз,

сапфир, рубин, изумруд, аквамарин, хризоберилл, топаз

и др.

К классу адъюнктивно-минеральных песчаников принадле-

жит еще один вид — это микалиты — песчаные породы, в ко-

торых обломочные слюды преобладают над кварцем и поле-

выми шпатами. Существуют микалиты из белых слюд и сло-

женные биотитом; те и другие описаны А. В. Копелиовичем

[1965

Г;]

в рифее юго-запада Русской платформы. По мере уве-

личения количества обломочного биотита в микалитах увели-

чивается количество аутигенных тонкочешуйчатых гидрослюд,

а также возрастает содержание углефицированного OB, скап-

ливающегося в тонких прослоях. По К. К. Орвику [1960 г.], об-

разование микалитов возможно на пляже при разрушении

коренных пород, богатых слюдой. В большинстве случаев ми-

калиты, по-видимому, образуются в халистатических зонах во-

доемов.

§ 2. КЛАСС ПЕРЕХОДНЫХ АУТИГЕННО-ОБЛОМОЧНЫХ

ПЕСЧАНЫХ ПОРОД

Зернистые породы с аутигенными минералами в цементе не

относятся к переходным, а принадлежат классам минерально-

петрокластических или адъкшктивно-минеральных собственно

песков и песчаников. Однако кроме них существует группа

осадков, в которых минералы, обычно выступающие как аути-

генные, содержатся в виде фрагментов алевритовой, песчаной

или более крупной размерности, структурно отделяющихся от

вещества цемента. Такие фрагменты могут быть обломочными,

т. е. обломками каких-то более древних пород, аллотигенными,

т. е. продуктами размыва полностью или частично консолиди-

рованного осадка, отложенного в этом же седиментационном

бассейне, а также собственно аутигенными компонентами, воз-

никшими био-хемогенным путем одновременно с накоплением

зернистых компонентов. Строго говоря, только в первом слу-

чае осадки относятся к песчаным, вторые могут быть названы

аллотигенно-обломочными, третьи, при отсутствии или низком

содержании собственно обломочных компонентов, должны быть

причислены к соответствующим типам биохемогенных осад-

216

ков — карбонатных, фосфатных и т. п. Однако природа зерни-

стых компонентов, способных давать аутигенные образования,

во многих случаях остается неясной, что заставляет объеди-

нить все отложения, содержащие эти компоненты, в одну

группу аутигенно-обломочных пород. Вопрос о природе содер-

жащихся в них компонентов часто решается с привлечением

не только петрографических, но и других методов, хотя и

после этого могут оставаться неясности, примером чему слу-

жит спорность происхождения глауконита во многих совре-

менных и ископаемых песках. Название компонента, участвую-

щего в сложении осадка или породы, вводится в название по-

следних по общим правилам, как это отмечалось в гл. V.

Глауконитовые пески. Сложены округлыми зернами

микроагрегатного глауконита, которые в любых пропорциях

могут быть смешаны с обломками других минералов и пород,

а также с зернами фосфатного вещества, обломками кальци-

товых раковин и некоторых других компонентов. Имеются

пески, состоящие на 90—95 % из зерен глауконита. Часто вме-

сте с обломками глауконит присутствует в цементе базального,

порового или пленочно-крустификационного типа, выполняет

полости карбонатных раковин, иногда частично замещает об-

ломочные зерна или фрагменты органических остатков. По-

роды, содержащие глауконит в цементе и лишенные обломоч-

ных зерен, строго говоря, не должны причисляться к глаукони-

товым пескам. ^

Глауконитовые пески и песчаники легко узнаются в поле по

характерному зеленому цвету различных оттенков от светло-

до темно-зеленого, буро-зеленого, часто пятнистого. Густота

зеленого цвета, появляющегося уже при содержании глауко-

нита

—1,5%,

тем больше, чем больше глауконита в породе

и чем выше его железистость. Густота бурого цвета зависит от

степени выветрелости глауконита. Глауконитовые пески и пес-

чаники образуют слои от нескольких сантиметров до несколь-

ких метров мощности и пачки до десятков метров. Они могут

выполнять эрозионные карманы и карстовые пустоты. С. В. Зу-

баревым в глинах верхней юры Притиманья описаны ходы

илоедов, выполненные глауконитовыми песками. В глаукони-

товых песках, чаще всего в основаниях пластов, может при-

сутствовать кварцевая галька, черные конкреции фосфоритов

или скелетные остатки разнообразной фауны.

Глауконит может быть встречен в различных минеральных

видах песков, однако, бесспорно, преобладают глауконитовые

пески с кварцевой, полевошпато-кварцевой и слюдисто-полево-

шпатовой обломочной составляющей; часто встречается ассо-

циация глауконита с ракушечным материалом. Обогащение

пород глауконитовыми зернами обычно сопровождается улуч-

шением окатанности и сортировки остальных компонентов.

В глауконитовых песчаниках очень часты базальные и поро-

вые цементы, состоящие из кальцита, железистого кальцита,

217

сидерита, опала, халцедона, фосфатного или фосфатно-углеро-

дистого вещества. Могут быть пленочные глинистые и желези-

стые цементы. Микроагрегатный глауконит, обычно отличный

по составу, оптическим свойствам и цвету от обломочных зе-

рен, способен давать почти все известные текстурные разно-

видности цементов.

Химический состав глауконитовых песков и песчаников из-

меняется в широких пределах (см. табл. 28) из-за вариаций

состава самого глауконита [19] и в зависимости от содержания

обломочного материала и цемента. Общая тенденция заклю-

чается в обогащении глауконитовых песков железом, в основ-

ном

Fe20

(до 15% и более), в увеличении содержания К2О

(до 6% и более) и связной воды; обычны повышенные содер-

жания фосфора.

При прогрессивном эпигенезе вследствие вхождения в ре-

шетку калия происходит гидрослюдизация глауконита при па-

раллельном освобождении железа, образующего гидраты окис-

лов или желеаистые хлориты при одновременном раздавлива-

нии глауконитовых зерен более жестким обломочным каркасом.

У нижней границы зоны катагенеза вследствие раздавли-

вания глауконит теряет форму обломков и выглядит как це-

мент. При метагенезе большая часть глауконита переходит

в гидрослюду или в смешанную фазу гидрослюда—хлорит, при

метаморфизме глауконит полностью разрушается. На стадии

регрессивного эпигенеза возможно оглеение глауконита, свя-

занное с выносом К, Mg, и замещение Fe на Al, сопровождаю-

щееся осветлением пород и появлением пятнистых окрасок.

В зоне окисления часто наблюдается другой процесс — ожелез-

нение глауконита, сопровождающееся формированием лепто-

хлоритов, а затем псевдоморфоз гидроокислов железа по глау-

кониту; при этом содержание

Fe20

в породе может возрастать

до 50 % и более. Путем вторичного ожелезнения глауконита

были образованы многие гидрогётит-лептохлоритовые породы

и железные руды (библиографию см. [19]).

В 1955 г. Н. С Шатский высказал соображения об общих закономер-

ностях распространения терригенно-глауконитовых комплексов: «Одной из

древних формаций этого рода являются инзерские глауконитовые песчаники

из рифейского комплекса западного склона Южного Урала и восточной ча-

сти Русской платформы. Терригенно-глауконитовые формации описаны в кем-

брии и силуре (в том числе ордовике, в современном понимании. — В. Ul.)

Русской, Китайской и Северо-Американской платформ... Огромное значение

они приобретают в верхнем мезозое, когда глауконитовые формации сдела-

лись наиболее обычными образованиями, особенно в платформенных обла-

стях к северу от Тетиса» [48, с. 105]. Кембрий и нижний ордовик Сибирской

платформы, нижний ордовик северо-запада Русской платформы; юра Цен-

тральных районов Русской платформы, Западно-Сибирской плиты, севера Си-

бирской платформы; мел Русской платформы (особенно бассейнов рек

Днепра, Дона, Нижней Волги), Тургайского прогиба, Кызылкумов, Западно-

Сибирской низменности, севера Сибирской платформы, Камчатки, Сахалина;

палеогеновые отложения, особенно эоцен Украины, Дона, Нижней Волги, За-

падной Сибири и Средней Азии — таково распространение наиболее крупных

залежей глауконитовых, чаще всего кварцево-глауконитовых песков и песча-

218

ников. Сведения о распространений глауконитовых песчаников по зарубенс

ным территориям приводят Ф. Петтиджон и др. [24], указывая, что они

встречаются среди пород всех геологических систем, но особенно характерны

для кембрия и мела—эоцена.

Современные глауконитовые пески бывают двух типов:

глауконито-обломочные и глауконито-фораминиферовые. Пер-

вые распространены на внутренних и внешних частях конти-

нентальных шельфов юго-западной Африки в интервале глубин

5—120, реже до 420 м, на Атлантическом побережье Север-

ной Америки на глубинах от 20 до 140 м, в Фолклендско-Па-

тагонском шельфе Южной Америки и в других районах. Вто-

рые—

глауконито-фораминиферовые пески — развиты на боль-

ших глубинах в пределах внешних шельфов, континентальных

склонов и на вершинах подводных поднятий и хребтов. Из-

вестны глауконито-кварцевые пески, залегающие на больших

глубинах (например свыше 3500 м) между Фолклендскими

островами и банкой Бервуд [19]. М. И. Липкиной [1980 г.] опи-

саны пески на вершинах подводных вулканических поднятий

в Японском море на глубинах около 1000 м, содержащие до

60 % комочков глауконита.

Природа глауконитовых песков вызывает еще больше спо-

ров,

чем природа самого глауконита. Существует гипотеза

хемогенно-седиментационного происхождения глауконита, раз-

вивавшаяся А. Хаддингом, Л. В. Пустоваловым, Л. Н. Формо-

зовой и другими, согласно которой глауконит образуется из

коллоидных растворов, коагулирующих в морской воде в виде

взвеси. Существует также хемогенно-диагенетическая гипотеза

об образовании глауконита в иловом осадке, высказанная

Л.

И. Горбуновой и поддерживаемая сейчас большинством ис-

следователей. Если следовать второй гипотезе, появление глау-

конита в песчаных осадках всякий раз необходимо связывать

с размывом нижележащих алеврито-пелитовых илов или более

древних осадочных пород. Многие факты не противоречат

представлениям об аллотигенной или терригенной природе

глауконитовых зерен в песках: распространение последних на

современных шельфах, связь с шельфовыми морями, развивав-

шимися на платформах в прошлые геологические эпохи, при-

уроченность к основанию трансгрессивных комплексов и седи-

ментационных циклов, парагенезы с фосфоритовыми, лептохло-

ритовыми и некоторыми другими породами, вертикальные и

латеральные переходы в глауконитсодержащие пелитовые и

биохемогенные породы, часто наблюдающееся несоответствие

между возрастом осадков и содержащегося в них глауконита

в современных отложениях океанов.

Однако имеются возражения против представлений о фор-

мировании глауконита в зоне диагенеза. Трудно объяснить

обилие обломочного глауконита в песчаных породах, если

учесть его крайне низкую абразивную прочность. По наблю-

дениям Е. Вермунда [Wermund E., 1964 г.], при переносе глау-

219

конита на расстояние в 150 км его зерна истираются до размера

пелитовой фракции и, таким образом, выпадают из разряда

породообразующих компонентов песчаников. Тем не менее

глауконитовые пески очень широко распространены. Во мно-

гих песках зерна глауконита крупнее обломочных зерен дру-

гих минералов и пород, хотя средняя плотность глауконита

2,75,

максимальная — 3,0 г/см

, что в условиях активной гидро-

динамики должно было приводить к обратному соотношению

размеров зерен глауконита и обломков минералов. Нередко

в песках глауконит присутствует в нескольких генерациях,

в том числе и образующих цемент. Несомненно существование

глубоководных глауконитовых песков, располагающихся вне

зоны действия волнений или течений. Каждый из перечислен-

ных фактов, взятый в отдельности, может быть удовлетвори-

тельно объяснен, однако вместе взятые, они создают извест-

ные препятствия для принятия хемогенно-диагенетической ги-

потезы образования глауконита и признания его аллотигенной

природы в песчаных осадках; не исключено, что значительная

часть зерен глауконитовых песков имеет не аллотигенное,

а аутигенное происхождение.

Фосфоритовые пески. К фосфоритовым пескам отно-

сятся зернистые породы, содержащие зерна фосфатного веще-

ства песчаной размерности, несущие следы механической об-

работки. Фосфатное вещество сложено минералами группы

апатита, в разной степени раскристаллизованного и в зависи-

мости от этого различно проявляющегося в поляризованном

свете: от изотропных масс до светло-серых в скрещенных ни-

колях агрегатов апатита с ориентированно-волокнистым, лучи-

стым или беспорядочно-зернистым сложением. Часто присут-

ствующая примесь OB и рассеянных тонкокристаллических

сульфидов препятствует перекристаллизации апатита и приво-

дит к появлению у фосфатных зерен темной окраски. Чем

больше примесей, тем темнее окрашены фосфатные зерна, тем

более изотропными они кажутся в скрещенных николях и тем

темнее содержащая их порода. Черный цвет конкреций и мик-

роконкреций фосфоритов зависит не от содержания Р2О5, а от

повышенного количества OB, сульфидов или гидроокислов же-

леза. Вообще окраска фосфоритовых песчаников разная, извест-

ные песчаные фосфориты Марокко, например, «имеют вид тон-

кого песка, очень компактного, желтоватого, красноватого или

зеленоватого цвета» [48, с. 90].

Основными морфологическими разновидностями фосфатсо-

держащего вещества являются: а) створки и обломки раковин

или ядра пелеципод, лингул, птеропод, конодонтов, зубы акул,

обломки костных тканей позвоночных, псевдоморфозы по коп-

ролитам; б) бесструктурные зерна; в) оолиты, сферолиты,

пизолиты; г) обломки фосфатно-глинистых или фосфатно-алев-

ролитовых пород, часто со слоистой текстурой; д) зерна слож-

ного состава, состоящие из нескольких оолитов, обломков ра-

220