Краткий курс литологии

прекращения карбонатонакопления. При нулевой седиментации карбонатные осадки, находясь длительное время в контакте с морской водой, переходили в высокомагнезиальный кальцит. Так формируются современные доломитизированные осадки района Багамской банки, где из-за мелководья и отсутствия существенно­ го прогибания дна бассейна образующиеся карбонатные осадки не захороняются, а длительное время перемываются, переносятся с места на место, подвергаясь доломитизации за счет поглощения магния из морской воды.

Исследованиями последних лет установлено, что в условиях тепловодных морских бассейнов нормальной солености широко развиты процессы современного образования в осадке, если он не подвергается быстрому захоронению высокомагнезиального каль­ цита, способного обеспечить за счет упорядочения структуры и перехода в доломит 50—60% и более высокую доломитизацию бу­ дущей породы. Важную роль в процессе внесения в осадок магния наряду с его поглощением решеткой карбоната кальция играет биогенное накопление Mg, особенно в составе высокомагнезиаль­ ного водорослевого кальцита.

Начиная с нижнепалеозойских пятнистых доломитов, для кото­ рых характерно неправильное причудливо-крапчатое распределе­ ние доломитового и кальцитового материала в породе, и кончая мезозойскими достаточно высоко- и равномериодоломитизированными породами, например верхней юры Северного Кавказа, для седиментационно-диагенетических доломитов устанавливается в целом устойчивая стратиграфическая приуроченность к определен­ ному интервалу разреза. Доломитизация пород распространяется в региональном плане латералыю, не затрагивая ни ниже-, ни вы­ шележащих известняков, что подчеркивает фациальный, бассейно­ вый источник магния, обеспечившего в диагенезе доломитизацию пород.

Седиментациоппо-диагенетические доломиты отличаются боль­ шим разнообразием конкретных разновидностей пород. Это связа­ но с тем, что диагенетической доломитизации могли подвергаться почти все разновидности известняков. В итоге седиментационнодиагенетические доломиты представляют собой яснокристалличе­ ские породы, часто с реликтами различных структур известняков.

Взависимости от количества поступившего в седиментогенезе

восадок магния в шлифах можно наблюдать все стадии преобра­

зования реликтовых известняковых структур (рис. 11.14). Часто доломитизация полностью преобразует первичную структуру из­ вестняка в сплошной агрегат ромбоэдров доломита. В этом случае выявлению первичной структуры может способствовать изучение под микроскопом аномально толстых петрографических шлифов (0,006—0,008 мм).

В них реликты онколитов, комков, пеллет и других форменных элементов проявляются в виде «теней», образованных сохранив­ шимися на их поверхности глинистыми частицами, пиритовой

пылью или мельчайшими включениями недоломитизированного кальцита.

Рис. 11.14. Седимеитационно-диагенетические доломиты:

а — доломитизация развивается прежде всего по микриту, це­ ментирующему оолиты, отдельные ромбоэдры доломита заме­ щают кальцит оолитов; б — в агрегате кристаллов доломита «просвечивают» реликты онколнтов (шлиф увеличенной толщины)

В строении ромбоэдров доломита часто наблюдается зональ­ ность. В центральной части ромбоэдры имеют сероватое ядро, окруженное прозрачной оболочкой, наличие которого объясняется консервацией в центральной части ромбоэдров мельчайших частиц недоломитизированного кальцита. В седиментационно-диагене- тических доломитах часто наблюдается развитие пористости и кавернозности. Многочисленные пустоты образуются при растворении форменных элементов породы, особенно створок раковин и их об­ ломков. Некоторые исследователи полагают, что при доломитиза­ ции должна формироваться пористость, связанная с тем, что доло­ мит имеет большую плотность, чем кальцит: 2,8—2,9 и 2,71— 2,72 г/см3 соответственно. Наличие такой пористости оспаривается на том основании, что при доломитизации происходит замещение одного объема известняка на один объем доломита.

Седиментационно-диагенетическая доломитизация особенно ха­ рактерна для рифовых массивов, известняки которых часто яв­ ляются в значительной степени доломитизированными. При обсуж­ дении проблемы доломитизации рифовых известняков Дж. Адам и М. Родс выдвинули гипотезу доломитизации известняков, слагаю­ щих ядро рифа за счет просачивания сквозь них более тяжелой морской воды повышенной солености, содержащей Mg, которая могла формироваться при испарении воды, заполнявшей централь­ ную лагуну атолла или частные углубления на поверхности рифа. При этом за счет заплеска новых порций морской воды-и ее испа­ рения возникали новые порции магпийсодержащего концентриро­ ванного раствора, при просачивании которого поддерживался про­ цесс доломитизации рифовых известняков.

Катагенетические доломиты

Катагенетические доломиты представляют собой результат до­ ломитизации известняков путем проникновения в них магнийсодер­

генетическим образованиям прожилки и жилы доломита, секущие известняки, доломитовые корки и заполнение доломитом пустот, так или иначе возникших в уже сформированной—твердойлшрюде. Для катагеиетических доломитов характерны крупно- и грубокри­ сталлические структуры, резкие неровные границы между доломи­ том и вмещающими известняками, гнездообразная, штоковая и жилообразиая формы. Катагенетические доломиты часто бывают грубопористые и крупнокавернозные.

Некоторые исследователи придают большое значение процессам катагенегической доломитизации известняков. Так, нахождение доломитов в разрезах осадочных толщ ниже эвапоритов (гипсы, ангидриты, соли) объясняется явлениями катагенетической доло­ митизации известняков за счет остаточных высококонцентрирован­ ных эвапоритовых растворов, содержащих Mg, которые просачи­ вались вниз из эвапоритовых толщ в известняковые (теория элизионной доломитизации). В тех случаях, когда между эвапоритами и доломитами в разрезе присутствуют известняки, трудно объяс­ нить, почему они не доломитизировались, если магнийсодержащие растворы, двигаясь сверху вниз, фильтровались через эти породы.

Методы изучения доломитов и их практическое применение

Доломиты, обычно тесно связанные в разрезах с известняками и во многих отношениях похожие на них, изучаются теми же ме­ тодами, что и известняки.* Большое значение для правильного наименования породы, определения условий и истории ее образо­ вания имеет тщательное изучение шлифов под микроскопом.

При предварительной проверке с помощью кислоты, не являет­ ся ли порода доломитом, надо быть очень осторожным. Часто до­ ломит, содержащий примесь кальцита, бурно вскипает с НС1, хотя СаС03 в породе составляет всего 10—20%. Поэтому для определе­ ния минерального состава породы необходимо использовать более точные методы анализа, такие как термографический (рис. 11.15), рентгенофазовый (табл. 11.4) или сокращенный химический ана­ лизы, с определением содержания в породе CaO, MgO, С02 и не­

пых кислот, присутствующих по пссх живых организмах, как ра­ стительных, так и животных. Так, например, диатомовые водоросли могут содержать до 50% липидных соединений своего объема.

В осадочных породах захороняется ничтожная часть органиче­ ского вещества, ежегодно синтезируемого растениями и животны­ ми и после их смерти подвергающегося разрушительному воздей­ ствию кислорода и многочисленных микроорганизмов, способст­ вующих его гниению и разложению. Тем не менее большинство осадочных пород, особенно глинистых, всегда содержит органиче­ ское вещество, часто придающее породам темно-серую или черную окраску. Среднее содержание рассеянного органического вещества в осадочных породах, по данным Н. Б. Вассоевича, составляет около 15—20 кг на 1 м3 породы, а его общая масса, захороненная в осадочной оболочке континентального сектора Земли, включаю­ щего материки и их шельфы, достигает 1016 т! Это количество в тысячи раз превышает все известные скопления угля, нефти и при­ родного газа. Иначе говоря, для образования каустобиолитов не­ обходимы особые условия, обеспечивающие не только массовое накопление, но и захоронение органического вещества, прежде чем его основная часть подвергнется полному разложению.

Основные типы каустобиолитов

В зависимости от характера органического вещества, образую­ щего твердые каустобиолиты, последние делятся на три основные группы:

1 ) гумусовые каустобиолиты — образуются из гомогенных скоплений лигниноцеллюлозных остатков высших растений;

2 ) липтобиолиты — исходным материалом для их образования служат наиболее стойкие, не разлагающиеся остатки растений, та­ кие как оболочки опор, кутикулы (тонкая растительная ткань, составляющая наружную поверхность органов растений), смоли­ стые и восковые компоненты;

3 ) сапропелиты, образующиеся за счет скоплений остатков мик­ роскопических планктонных животных организмов и низших во­ дорослей.

Гумусовые каустобиолиты

В группу гумусовых каустобиолитов входят широко известные полезные ископаемые: торф, бурый и каменный уголь, антрацит, представляющие собой единую генетическую цепь преобразования в процессах диа-, ката- и метагенеза массовых скоплений расти­ тельных остатков, образующих пласты различной мощности. По­ гружение этих гомогенных масс растительных остатков в глубины земной коры, увеличение температуры и давления, воздействие стресса приводят к значительному изменению внешнего вида и химического состава исходного растительного материала (табл. 1 1 .6).

Изменение химического состава гумусовых каустобиолитов в процессах диа-, ката- и метагенеза

(по Л. Б. Рухину)

торф сильно обводнен (содержит до 65—90% воды). Его цвет раз­ личный: от серо-желтого и буроватого до серо-черного. Раститель­ ные остатки представлены различными видами болотной расти­ тельности, в частности травами и мхами. Высушенный торф обыч­ но рыхлый, легкий, на 40—60% состоит из целлюлозы, 10—30% лигнина, 2—15% протеинов и 1 —5% смолистых, маслянистых п других соединений.

При затрудненном доступе кислорода, по мере разложения, при активном участии микроорганизмов растительных тканей, сла­ гающих торфяную массу, цвет торфа изменяется от серо-желтого через бурый до почти черного. В зависимости от конкретных усло­ вий (положение и постоянство уровня грунтовых вод, водный режим болот и др.) могут преобладать либо процессы гелефикации растительных остатков, т. е. перехода их в коллоидные бес­ структурные массы, либо фюзенизации — обугливания, с сохране­ нием следов клеточной структуры растительных тканей.

Скопления торфа имеют четвертичный возраст, а во многих районах мира (северная лесная зона СССР, северные районы Ка­ нады и США, некоторые районы Индонезии и других стран) обра­ зуются и сегодня.

Б у р ы й у г о л ь (lignite — англ., фр.) получил название по характерному для него бурому или темно-коричневому цвету, хотя известны разновидности бурых углей и черного цвета (цвет черты бурых углей всегда бурый). Плотность бурых углей не превышает 1.1 —1,3 г/см3. Содержание влаги в них составляет не менее 20— 30%. Количество целлюлозы в бурых углях незначительное, в то же время они существенно обогащаются лигнином и гумусовыми соединениями. Бурый уголь представляет собой следующую за тор­ фом стадию катагеиетического преобразования массовых скопле­ ний растительных остатков. В зависимости от степени преобразозования в них могут сохраняться легко различимые следы расти-

тельных тканей либо они могут состоять из однородной, практиче­ ски бесструктурной матовой массы. Встречающаяся иногда разновидность бурого угля, имеющая смолисго-черный цвет и об­

кусков и включений в буром угле. Используется для изготовления различных украшений. Иногда его называют черным янтарем.

Месторождения бурых углей имеют различный возраст — от триасового и юрского до четвертичного. Мощность угольных пла­ стов в большинстве случаев не превышает первых метров, хотя известны месторождения (Челябинский буроугольпый бассейн, Канско-Ачипский бассейн, СССР), в пределах которых мощность пластов бурого угля достигает нескольких десятков и даже 100 200 м. При возрастании глубин погружения угленосных толщ в процессе прогибания земной коры увеличивается степень преоб­ разования вещества углей. Бурые угли постепенно переходят в ка­ менные.

диентов, образующих чередование линз, прослоев или участков раз­ личного облика: черных, мягких, углисто-сажистых размером от нескольких миллиметров до нескольких сантиметров — фюзеноьых; темно-серых, плотных, матовых различного размера — дюреновых; черных, полублестящих — клареиовых и черных сильно бле­ стящих, хрупких небольших участков — витреповых. При изучении под микроскопом петрографических шлифов, изготовленных из таких прослоев или участков, можно установить, что они имеют различный состав.

Ф юзе н представляет собой обломки древесины или растений, углефицированных, по сохранивших клеточное строение.

Ви т р е н состоит из полностью гелефицированной клеточной ткани, образующей обычно бесструктурную коллоидную массу, об­ разовавшуюся за счет преобразования обломков и остатков частей растений. В витреповых линзочках и участках часто наблюдаются трещины сиперезиса органического коллоида.

К л а р е н — сложный ингредиент углей. Это вигреновая масса с примесыо спор, смоляных телец, обрывков кутпкуловой ткани, а также фюзепизировапных растительных остатков.

Д ю р е и также сложный ингредиент, в котором преобладают форменные элементы: споры, смоляные тельца, кутикулы и фюзенизнрованпая клеточная ткань, а витреповая масса служит цемен­ том этих форменных элементов.

Каменные угли обычно образованы чередованием перечислен­ ных ингредиентов, хотя встречаются угли, в которых существенно преобладают те или иные ингредиенты. Под влиянием процессов катагенеза постепенно изменяется состав каменных углей. Умень­ шается содержание летучих компонентов и возрастает теплотвор­

ная способность. Содержание летучих компонентов (выход летучих в углях определяется путем прокаливания их без доступа воздуха при температуре 850 °С, в некоторых странах — до 950°С). Выход летучих является показателем степени катагенетического преобра­ зования углей, во многом определяющим технологическое, промыш­ ленное качество угля и являющимся основой промышленных клас­ сификаций каменных углей (табл. 11.7).

Т а б л и ц а 11.7

Классификация каменных углей по содержанию летучих компонентов

(по Р. Брусе, 1968)

При описании ката- и метагенетического преобразования углей в советской геологической литературе используется термин «мета­ морфизм углей». Он широко распространен, хотя по существу яв­ ляется неправильным, так как ископаемые угли — компоненты нормальных осадочных толщ, а не метаморфических. В иностран­ ной литературе для характеристики процессов преобразования уг­ лей применяется термин «углефикация» (carbonification — англ.,

фр., houillification — фр.).

А н тр а ц и ты являются продуктами наиболее глубокого преоб­ разования каменных углей, залегающих обычно в осадочных тол­ щах и находящихся на стадии метагенеза. Антрациты — плотные, блестящие, черные угли, часто обладающие жирным желтоватым блеском. Ингредиенты углей в них невооруженным глазом прак­ тически неразличимы. Антрацит отличается значительной однород­ ностью. Содержание летучих в антрацитах минимально (менее 8— 10%). Углерод составляет 93—98% органической массы антраци­ та.

Мощности пластов каменных углей и антрацитов в пределах месторождений, как правило, не превышают 2—3 м. Более мощные пласты встречаются редко, хотя известны случаи, когда пласты каменного угля имеют мощность десятки метров. В разрезе угле­ носных толщ количество пластов угля колеблется от единиц до нескольких десятков (угольные месторождения Индии — до 25— 30 пластов; ФРГ — до 90 пластов).

Возраст осадочных пород, содержащих пласты угля, самый раз­ личный. Возраст антрацитового угля, залегающего в докембрий­