книги из ГПНТБ / Домбровская Ж.В. Палеогеновая кора выветривания Центрального Прибайкалья

собой растрескавшиеся и выщелоченные зерна кварца, заключенные в глинистый (каолиновый) цемент, в котором отчетливо видно замещение каолинитом обломочных зерен и первичного цемента (фиг. 2 2 ) , то все эти описанные явления не наблюдаются при переходе к осадочным па ­ леогеновым отложениям. Хотя материал, залегающий выше коры вывет ­ ривания, является сугубо местным без какопхіибо привноса, за исклю­

остроугольными обломками, сопоставимыми по величине с частями р а з ­ дробленных зерен кварца из коры выветривания (фиг. 23) . Глинистый цемент является однородным, в нем уже не виден контур первичного цемента и обломочных зерен, не сохраняются и формы выделения каоли­ нита; здесь он крипто-, реже микрокристаллический, структура глинисто­ го материала тонковолокнистая и беспорядочно-чешуйчатая. Порода т е ­ ряет пористость, приобретенную в коре выветривания, глинистый цемент сплошной, базальный. Органический материал в шлифе в виде небольших

юрских пород Ангаро-Ленского междуречья имеет мощность не менее 15 м (до 25 - 3 0 м ) ; по данным В.И. Копорулина ( 1 9 6 6 ) , кора вывет ­

В профиле выветривания отчетливо наблюдается зональность, наиболее выражены обычно следующие зоны (снизу вверх): 1) начального р а з ­ ложения (дезинтегрированных пород с небольшим развитием гидрослюды, мощность их, по нашим данным, до 50 м ) ; 2) выщелачивания и гидра­ тации (гидрослюдисто—каолинитовая, мощность 15 - 2 0 м ) ; 3) гидролиза (каолинитовая, мощность 10 - 15 м ) . Переход между зонами постепенный. Снизу вверх по разрезу обломки силикатных пород и цемент замещаются каолинитом; резко увеличивается пористость пород.

Профиль выветривания юрских песчаников близок к профилю выветри­ вания гранитоидов ввиду близкого минерального состава исходных пород.

59

Как типичный пример выветривания юрских пород рассмотрим разрез по скв. № 57, расположенной на Ангаро-Ленском междуречье между поселками Усть-Ордынский и Ользоны.

И с х о д н ы е п о р о д ы . Как было отмечено выше, юрские угленосные отложения слагаются обломочными породами, причем песчаники составля­ ют от 30 - 40 до 60-70% разреза, алевролиты 35-40%, гравелиты 25-26%, а конгломераты и брекчии играют в разрезе ничтожную роль (Копорулин, 1966) . Угленосная толща имеет циклическое строение, преобладают в ней (55-60% - до 85%) аллювиальные фации (Копорулин, 1966).

В скв. 57 юрские породы представлены средне-мелкозернистыми (размер обломков до 0,3-0,4 мм) (фиг. 25, обр. 1) песчаниками присаянской свиты, кварц—полевошпатовыми, переходными к полимиктовым. Неизмененные выветриванием песчаники - плотные слоистые породы голубовато- и зеленовато-серого цвета. Обломочная часть (фиг. 26, обр. 1) состоит из полевых шпатов (35—50%), кварца (15-35%), об ­ ломков пород (10-15%). В тяжелой фракции, занимающей незначитель­ ную часть породы (0,4-0,5%), встречаются гранаты, эпидот, клиноцоизит, сфен, биотит, циркон, апатит и магнетит.

Среди полевых шпатов наиболее развиты калиевые (микроклин и мик— ропертит), часто альбитизированные, менее распространены кислые пла­ гиоклазы типа альбит-олигоклаза. Обломки полевых шпатов имеют не ­ правильную, реже призматическую форму, обычно угловато-окатанные. Кварц образует в песчаниках бесцветные угловато-окатанные и углова­ тые зерна неправильной формы. Встречаются обломки кварца свежего с нормальным погасанием, обломки давленого кварца с резко волнистым

погасанием и обломки кварцита. Среди обломков пород встречаются интру­ зивные, эффузивные и метаморфические разности, представленные грани­ тами, гранит-порфирами, фельзит-порфирами, ѵ микрофельзитами, эффузива—

ми сиенитового ряда, кремнистыми и слюдисто—кремнистыми породами; очень редко отмечаются обломки, состоящие из тонкочешуйчатой слю­ дистой массы. Форма обломков вытянутая, округлая или неправильная. Биотит встречается редко, в виде крупных пластинок. Присутствуют две разновидности биотита - зеленая и бурая. Редкие чешуйки хлорита, встречающиеся в породе, образовались за счет биотита. Биотит образу­ ет угловатые изогнутые пластинки. На долю гранатов приходится при­ мерно 20% тяжелой фракции (бывает до 60%), причем значительная часть представлена бесцветными зернами, реже встречаются розовые. Обломки граната угловатые и угловато-окатанные неправильной формы.

До 35% тяжелой фракции породы составляют минералы эпидотовой груп­ пы: эпидот и клиноцоизит. Клиноцоизит бесцветный неправильной формы, а эпидот обычно окрашен в желтоватые и зеленоватые тона. Среди офе— на, содержание которого до 15% тяжелой фракции, встречаются две разновидности — бурая и бесцветная; форма обломков неправильная. Со ­ держание циркона в тяжелой фракции до 10%, образует единичные мел-

61

6 — сидеритизация

Фиг. 25. Гранулометрический состав коры выветривания песчаников по скв. 5 7

Размер частиц: 1 - 1-0,5 мм; 2 - 0,5-0,25 мм; 3 - 0,25— 0,10 мм; 4 — 0,10—0,01 мм; 5 — менее 0,0 1 мм

62

Ddp 57-Г

~0бр.5ТФ

Фиг. 29. Кривые нагревания образцов из коры вывет­ ривания песчаников

Слабо измененный выветриванием юрский песчаник обнаруживает в шлифе трещиноватость, выщелачивание глинистого цемента и образовани гидрослюды. Перистая гидрослюда развивается по плагиоклазам, пре­ имущественно по трещинкам в них (фиг. 28). Внизу разреза она в не­ большом количестве, но уже на глубине 90 м большинство кристаллов плагиоклаза почти полностью замещены гидрослюдой. Цемент становит­ ся более светлым (бледнозеленым), его крустификационные ленты, ело—

64

Каолинитовая зона. Главным породообразующим минералом верхней зоны является каолинит. Внизу зоны встречаются гидрослюда и обломки

внизу зоны каолинит в основном плохо окристаллизованный, мелко— и скрытокристаллический (фиг. 3 0 ) , почти изотропный, с примесью гид ­ рослюды, то вверх по разрезу среди этой массы начинают кристаллизо­ ваться вермикулиты каолинита (Ng=l,565; Ng—Np = 0,003) , вначале отдельными кристаллами, а затем замещая Червеобразными сростками все пространство обломка (фиг. 3 1 ) . Цемент в этой зоне также пол­ ностью раскристаллизован. Среди цемента пор кристаллизуются верми­ кулиты каолинита, повторяя его крустификационные образования. Кон­ тактовый цемент, который представлен тонкими пленками между зерна ­ ми, имеет более яркие интерференционные окраски, поэтому структура породы хорошо видна. Наряду со степенью окристаллизованности вверх

носятся к каолинитовой группе. Нередко в цементе встречается гидро­

По нашим данным (табл. 4 ) , в зоне дезинтеграции пористость увели­

последовательный вынос снизу вверх по разрезу кремнезема и щело­ чей, содержание алюминия и железа остается постоянным.

Вся совокупность описанных признаков говорит о том, что толща,

69