- •7. Структура осадочных пород
- •8. Отдельность осадочных пород
- •9. Стадия гипергенеза
- •10. Выветривание в различных климатических зонах
- •11. Стадия седиментогенеза: осадконакопление в области с гумидным климатом
- •12. Стадия седиментогенеза: осадконакопление в области с аридным климатом.
- •13. Стадия седиментогенеза: осадконакопление в области с нивальным климатом. Осадочная дифференциация вещества.
- •Выделяются следующие типы дифференциации:
- •14. Диагенез в осадках различных климатических зон
- •15. Диагенез в осадках платформ и геосинклиналей
- •16. Процессы уплотнения в стадии катагенеза
- •17. Процессы минералообразования в стадии катагенеза
- •18. Стадия метагенеза
- •19. Грубообломочные породы – псефиты.
- •20. Песчаные породы – псаммиты
- •24. Глиноземистые породы — аллиты
- •28. Соляные породы, или соли
- •29. Железистые породы
- •30. Марганцевые породы
- •31. Фосфатные породы
- •34. Каустобиолиты: торф, сапропель, ископаемые угли.
- •36. Понятие фация и генетический тип: сходство и различие
- •37. Современные и древние элювиальные отложения; полезные ископаемые
- •38. Коллювиальные, делювиальные, пролювиальные отложения и их пи
- •39. Аллювиальные отложения
- •40. Озёрные и болотные отложения
- •41. Ледниковая группа отложений
- •42. Комплекс засушливых аридных областей
- •43. Наземные вулканические отложения
- •44. Морские вулканические отложения
- •45. Морские отложения: типы морских водоёмов, питание морей осадочным материалом, химические и физические свойства морской воды
- •46. Морские отложения, движение морской воды, классификация морских осадков, жизнь в море и значение морских организмов для генетического анализа
- •47. Литоральные отложения
- •Глава XVII
- •48. Неритовые отложения
- •49. Рифовые массивы
- •50. Батиальные отложения
- •54. Отложения лагун и лиманов
- •57. Периодичность осадконакопления
- •58. Эволюция осадконакопления.
- •59. Формации осадочных пород: угленосные формации.
- •60. Формации осадочных пород: флишевые формации.
- •61. Формации осадочных пород: молассовые формации.
- •62. Формации осадочных пород: карбонатные формации
- •63. Формации осадочных пород: соленосные формации.
- •64. Формации осадочных пород: кварцево-песчаные и кремнисто-вулканогенные формации.
31. Фосфатные породы
Состав, структура и классификация фосфатных пород. К фосфатным породам относятся различные осадочные образования морского и наземного происхождения: пластовые, конкреционно-желваковые фосфориты и костяные брекчии. Обычно к фосфатным относят породы, содержащие не менее 10% Р2О5. Классификация их основана на генезисе, минеральном составе и текстурно-структурных признаках.
Главные породообразующие минералы фосфатных пород — соли фосфатной кислоты: гидроксилапатит, карбонатапатит, ряд минералов, близких к ним, — даллит (подолит), курскит, штаф- фелит (франколит) и аморфный фосфат — коллофанит. Важная составная часть фосфоритов—-карбонаты кальция, магния и железа.
Второстепенными минералами могут быть о-пал, халцедон,
кварц, глауконит, сульфиды железа и тяжелых металлов, органическое вещество и терригенные частицы гравийной, песчаной и алеврито-глинистой размерности. Последние являются существенной составной частью желваковых фосфоритов.
Фосфориты содержат Р205 в количестве от 10 до 40% и часто обнаруживают повышенные концентрации редкоземельных и радиоактивных элементов (особенно костяные брекчии) весьма разнообразны по внешнему виду и текстурноструктурным признакам. Среди них встречаются породы белого, серого, темно-серого, черного, зеленовато-серого цветов. Они могут напоминать конгломерат, песчаник, аргиллит и т. п. Чтобы не пропустить фосфориты, следует в поле проводить качественную реакцию на содержание в породе фосфора. Для этого порошок породы смачивается молибденовокислым аммонием с крепкой азотной кислотой. Наличие фосфора определяется по появлению ярко-желтого осадка.
Текстуры и структуры фосфоритов: слоистые, конкреционные (и желваковые), оолитовые, псевдоолитовые, сферолитовые, реликтово-органогенные, органогенные, обломочные. Залегают они среди глауконитовых, обломочных и карбонатных пород. Иногда фосфатное вещество является цементом в обломочных и глауконитовых породах.
Пластовые — геосинклинальные фосфориты залегают в виде пластов мощностью от нескольких сантиметров до 15—17 м, окрашены обычно в темные тона. Макроскопически похожи на песчаник, кремень, яшму. В шлифе видно, что они состоят из комочков почти изотропного фосфата, окруженного оболочкой из поляризующего свет фосфата. Эти комочки (псевдоолиты) сцементированы аморфным фосфатом.
Желваковые фосфориты распространены в платформенных отложениях. Их разделяют на кварцево-песчаные, кварцево-алевритовые и глауконито-песчаные. В шлифе видно, что образовались они в результате местной цементации обломков и глауконита фосфатным веществом. Последнее чаще всего представлено минералом курскитом или подолитом.
Происхождение и распространение фосфоритов. Биогенная гипотеза Меррея, Кайе, Архангельского. Согласно этой гипотезе образование фосфоритов происходит в морских водоемах в результате гибели и разложения организмов, освобождения Р2О5, накопленного в телах организмов, и выпадения его в осадок в виде фосфатных минералов. Обилие фосфоритов наблюдается в местах массовой гибели организмов — при встрече теплых и холодных течений и т. п.
Гипотеза Казакова. Поверхностные воды морей и океанов бедны Р2О5 (5—10 мг/м3). С глубиной содержание Р2Об заметно повышается, достигая на глубине 500 м 300 мг/м3. Одновременно падает температура воды, а давление увеличивается.
Все это приводит к возрастанию парциального давления СОг (на глубине 500 м оно равно 12,1 • 10-4 атм).
Высокое парциальное давление С02 препятствует осаждению карбонатов и фосфатов. При подъеме вод на шельеф (глубина 50—250 м) парциальное давление углекислоты уменьшается и происходит осаждение сначала карбонатов, а затем и фосфатов.
Источником Р2О5 в морской воде является разложение планктонных организмов.
В сущности обе гипотезы сходны — источником фосфора являются организмы. Разложение организмов пополняет запас фосфора в морской воде, из которой фосфатные минералы осаждаются химическим путем (биохемогенные гипотезы).
Однако прямое осаждение фосфатных минералов из морской воды вряд ли возможно, так как концентрация Р2О5 в морской воде далека от насыщения. Скорее всего осаждение фосфатных минералов происходит в осадке в раннем диагенезе из иловых растворов, где концентрации Р2О5 в 4—5 раз выше, чем в морской воде (до 1000—1200 мг/м3).
Наиболее крупные месторождения пластовых фосфоритов известны в кембрии Каратау (Казахстан), в пермских отложениях Скалистых гор (США), в верхнем мелу и палеогене северной Африки.
Конкреционные фосфориты встречаются значительно чаще. В СССР месторождения их известны в силуре (первичные) и мелу (вторичные) Подолии, в меловых и палеогеновых отложениях Днепровско-Донецкой впадины и окраин Донбасса (Изюм идр.), в меловых и третичных отложениях Поволжья, Актюбинокой области и др.
Фосфориты используются как агрономическая руда.
Костяные брекчии —породы желто-серого, желто-бурого цвета, довольно пористые с сравнительно небольшим удельным весом, состоят главным образом из позвонков рыб, реже других костей (черепа, челюсти и др.), сцементированных карбонатным, песчано-глинистым или фосфатным цементом. Фосфаты костей представляют собой гидроксил — апатит.
Костяные брекчии залегают обычно в виде сравнительно тонких прослоек или линз среди терригенных и карбонатных пород.
Костяные брекчии в ископаемом состоянии встречаются довольно редко и поэтому, как правило, не имеют практического значения.
Месторождения костяных брекчий известны в третичных отложениях окрестностей Змиева Харьковской области (из костей рыб) и во многих пещерах (из костей млекопитающих).
Скопление костей позвоночных описаны в девонских отложениях Подолии, в пермских осадках бассейна Северной Двины, в мезозойских отложениях Монголии и др.
32. Кремнистые породы химического происхождения— гейзериты и кремнистые туфы, кремневые конкреции, значительная часть яшм, фтаниты и лидиты.
Гейзериты и кремнистые туфы—светлые пористые породы, состоящие из опала, залегают в виде тел неправильной формы, натеков, корочек и т. п., образуются из вод горячих источников и гейзеров. Первые обычно называются кремнистыми туфами, вторые — гейзеритами.
Горячие источники и гейзеры приурочены к вулканическим областям. Классическим примером таких областей является Камчатка и Исландия. Воды горячих источников и гейзеров часто насыщены и перенасыщены кремнеземом. На большой глубине в условиях высокой температуры и повышенного давления крем незем находится в растворе, а когда вода выбрасывается на поверхность земли, в результате изменения давления и температуры кремнезем выпадает в осадок. Таким путем образуются кремнистые туфы и гейзериты.
Кремнистые туфы часто встречаются на Кавказе и в Закавказье, в районах развития горячих минеральных вод.
Кремневые конкреции или кремни — плотные и твердые породы с раковистым изломом. Окрашены в различные тона, чаще всего в серые, темно-серые и черные. Кремни в мелу и известняках с поверхности обычно белые, благодаря присыпке вмещающей породы и процессам выветривания. Кремневые конкреции широко распространены в осадочных породах, главным образом в карбонатных — известняках, мелу, в мергелях, реже — в обломочных.
По составу выделяют опаловые, опало-халцедоновые, халцедоно-кварцевые и кварцевые кремневые конкреции. Конкреции в молодых отложениях имеют опаловый или опало-халцедоновый состав, в древних — халцедоно-кварцевый и кварцевый.
Кроме минералов кремнезема, в составе конкреции имеется органическое вещество, придающее кремням черный цвет, встречаются сульфиды железа, некоторые глинистые минералы и тер- ригенные примеси.
Кремневые конкреции весьма различны по форме и по размерам. В меловых отложениях Днепровско-Донецкой впадины, на окраинах Донбасса, очень часто встречаются кремневые конкреции (до 0,5 м в диаметре и больше).
В расположении кремневых конкреций в породе часто наблюдается определенная закономерность. Так, например, в каменноугольных известняках Подмосковья, Донбасса они располагаются по напластованию цепочками, иногда сливаются друг с другом, образуя прослои, пропластки и даже пласты кремнистых пород. Число горизонтов кремневых конкреций постепенно увеличивается по мере приближения к пластам кремнистых пород.
В кремневых конкрециях очень редко встречается фауна (ча: ще остатки организмов с известковым цементом, реже с кремневым). Отсутствие фауны, пелитоморфная структура и состав дают основание считать, что они образовались хемогенным путем.
Обычно кремневые конкреции являются продуктом раннего диагенеза, но возникают и в поздний этап, а иногда бывают эпигенетическими. Об этом свидетельствуют минеральный состав, взаимоотношения со слоистостью (слои обтекают конкреции) и сохранность раковин в конкрециях, в то время как в самой породе они деформированы. Примером эпигенетических кремней являются плитообразные тела по трещинам отдельностей пород.
Яшмы — это халцедоновые и кварцево-халцедоновые породы, довольно сильно измененные. Опал встречается в яшме весьма редко. Кроме основных породообразующих минералов в яшме встречается ряд примесей: окислы и гидроокислы железа (яшмы бурого цвета, коричневого, красного цвета), глинистые минералы и хлориты (яшмы серого и зеленого цвета), органическое вещество (яшмы темно-серого и черного цвета).
Яшмы разнообразны по своим текстурным особенностям и по цвету: полосчатые, пятнистые, узорчатые, бурого, красного, Зеленого, серого, черного, малинового цветов. Широко распространены зеленоватые яшмы (от светло-зеленых до темно-зеленых). Есть яшмы серые до черных тонов, пестрые, когда несколько окрасок совмещаются в одном образце. В некоторых яшмах обнаружены остатки кремневых организмов (радиолярии, спикули губок). .Возможно, что яшмы, содержащие органические остатки, образовались хемобиогенным путем. Яшмы, лишенные Органических остатков, возникли благодаря хемогенной садке Кремнезема из морских вод. Повышенные концентрации БЮг (вплоть до насыщения и пересыщения раствора БЮг) могут возникать в местах подводной вулканической деятельности.
Лучшие месторождения яшм известны на Южном Урале.
Фтаниты (синоним лидит и пробирный камень) — породы черного или темно-серого цвета, полосчатые или однородные, часто сланцеватые (из-за чего их называют также кремнистыми сланцами) состоят из кварца с примесью колчедана и углистых частиц (реже графита). Встречаются в протерозойских и палеозойских (каменноугольных) отложениях.
33. Кремнистые породы органогенного происхождения. К кремнистым породам биогенного и хемобиогенного происхождения относятся диатомиты, радиоляриты, спонголиты, трепелы и опоки. Все они широко распространены в мезозойских и кайнозойских отложениях.
Диатомиты — легкие, светлые, тонкопористые и мягкие породы (объемный вес 0,4—0,8). Состоят из скорлупок диатомовых водорослей, сцементированных опалом. Как и большинство опаловых пород, прилипают к языку (благодаря высокой пористости и большой удельной поверхности). Часто слоистые и микрослоистые. В виде примесей содержат глинистые частицы, зерна Тлауконита, спикули губок и т. д. В отложениях четвертично- ' ^о периода широко распространен глубоководный диатомовый ил. Реже встречаются диатомовые озерные осадки (Севан и др.).
Радиоляриты — породы слоистой текстуры (часто микрослоистые) от серого до темно-серого цвета. Состоят из опала, в котором рассеяны многочисленные скелетные остатки радиолярий, содержат примесь глинистых частиц и органического вещества, сульфидов железа. В четвертичных отложениях встречается глубоководный радиоляриевый ил.
Ископаемые радиоляриты связаны постепенными переходами с яшмами, содержащими остатки радиолярий.
Спонголиты — белые, серовато-белые, зеленовато-серые до темно-серых, пористые и плотные (древние) породы, состоящие из спикул кремневых губок, сцементированных опалом. Часто содержат алевритовые и песчаные примеси и глауконит. Связаны постепенными переходами с обломочными и глауконитовыми породами, с кремнистым цементом. В современных морских отложениях образуются на глубинах 250—500 м. Микропористые опаловые и опало-халцедоновые породы с содержанием спикул губок 10—50% называют гезами.
Трепелы и опоки — в куске серые, беловато-серые, иногда почти белые породы, очень легкие, напоминают каолин и мел (объемный вес трепела 0,7—1,4, опок— 1,1—1,8).
Главный минерал в трепелах и опоках — опал. Он встречается в виде мельчайших шариков микроскопических размеров и в виде цемента, связывающего эти шарики и другие компоненты породы. В небольших количествах можно встретить остатки кремневых организмов, в основном диатомовых водорослей, реже спикули кремневых губок. Вероятно, опоки и трепелы образуются из диатомитов и спонголитов, претерпевших изменения при диагенезе и особенно во время катагенеза (растворение, пе- реотложение кремнезема и частичная раскристаллизация).
Кроме опала (частью халцедона) в составе опок и трепелов мы встречаем кальцит, глауконит и различные терригенные примеси. Если количество терригенных примесей велико (>50%), принято говорить об опоковидных (трепеловидных) породах. Последние распространены гораздо шире самих опок и трепелов. Среди них имеются опоковидные песчаники, алевролиты, аргиллиты и глины.
Трепелы (и опоки) могут содержать в различном количестве примесь карбонатного материала. Существует постепенный пере-, ход между трепелом и опокой с одной стороны и мергелем и мелом с другой. Выделяются кремнистый, или трепеловидный, мел и мергель (до 50% Si02) и карбонатные трепелы и опоки (до 50% СаСОз).
Трепелы и опоки залегают в виде пластов различной мощности и линз среди карбонатных и обломочных пород. Наиболее часто они встречаются в меловых и третичных отложениях (в Днепровско-Донецкой впадине, на окраинах Донбасса, в Поволжье и др.).
Кремнистые породы—ценное полезное ископаемое. Яшмы применяются как декоративный материал и для различных поделок, трепелы и опоки — для изготовления кремнистого цемента и в качестве гидравлических добавок к обычному типу цемента, как теплоизоляционный и звукоизоляционный материал.