litology-kl-2012

ствам, глинистые породы содержат так называемые поглощенные ионы:

Ca2+, Mg2+, H+1, Na+1, K+1, PO4-3, SO4-2, Cl-1.

Структуры глинистых пород пелитовые, алевропелитовые, псаммопелитовые. По степени дисперсности различают крупную (грубодисперсную) и тонкую (тонкодисперсную) пелитовые структуры; по степени кристалличности – кристаллические и аморфные структуры. Текстуры глинистых пород слоистые и неслоистые. Преобладают горизонтально-слоистые текстуры. Среди неслоистых текстур различают пятнистые, сетчатые, хлопьевидные, ооидные, конгломератовидные, брекчиевидные. В зависимости от ориентировки частиц выделяют неориентированные и ориентированные сланцеватые текстуры.

Макроскопически многие глины представляют собой землистые массы, часто жирные на ощупь. Излом глинистых пород зависит от степени дисперсности, уплотнения и содержания примесей. Излом глин гладкий, раковистый, землистый, а при наличии обломочной примеси – неровный и шероховатый. Отдельность глинистых пород часто бывает связана со слоистостью и сланцеватостью. Слоистые глины обладают плитчатой отдельностью, а неслоистые – комковатой, скорлуповатой.

АРГИЛЛИТЫ И ГЛИНИСТЫЕ СЛАНЦЫ

Аргиллиты и глинистые сланцы – преобразованные в стадии катагенеза и метагенеза породы, плотные, хрупкие, сланцеватые, плохо размокающие или не размокающие в воде и не обладающие пластичностью. Аргиллиты слагаются в основном гидрослюдами и хлоритами с примесью смешанослойных образований. Пелитовая часть в аргиллитах, так же как и в глинах, представлена кварцем, полевыми шпатами, слюдами. Физико-химическое преобразование аргиллитов ведет к формированию глинистых или кровельных сланцев, филлитов и других пород.

Макроскопически аргиллиты, глинистые сланцы отличаются сланцеватостью. Излом аргиллитов – оскольчатый, занозистый. Отдельность глинистых пород часто бывает связана со слоистостью и сланцеватостью. Слоистые аргиллиты обладают плитчатой отдельностью, а неслоистые – комковатой, угловатой, скорлуповатой.

Глинистые породы делят по обстановкам осадконакопления на элювиальные, морские (шельфовые и глубоководные) и континентальные (моренные, озерные, болотные, аллювиальные, делювиально-пролювиальные и эоловые). По происхождению выделяют хемогенные и обломочные глины. Наиболее распространены хемогенные глины, формирующиеся в результате химического выветривания силикатных пород с образованием континентальных и морских кор выветривания. При разложении магматических и метаморфических пород в кислой среде образуются минералы группы каолинита, а в щелочной среде – гидрослюды и хлориты. Монтмориллонит чаще образуется при подводном химическом выветривании (гальмиролизе) эффузивных

41

иультраосновных пород в слабощелочной среде. Типичными примерами хемогенных глин являются первичный каолин и монтмориллонитовые продукты подводного выветривания.

Наряду с вторичными глинами, существуют хемогенные глины, синтезированные из природных растворов в водоемах суши и морях. Они образуются в основном в результате одновременной коагуляции гелей кремнезема и глинозема и адсорбции катионов из воды. Такие седиментогенные глины отличаются крайне малым размером частиц, раковистым изломом и сложены каолинитом, монтмориллонитом, палыгорскитом, сепиолитом, глауконитом

ишамозитом. Примерами могут служить сухарные каолинитовые и бентонитовые глины.

Обломочные глины образуются к результате разрушения и переотложения глинистых кор выветривания и глинистых пород более древнего возраста, а также измельчения коренных пород. Образование обломочных глин происходит в речных, озерно-болотных, лагунных и морских обстановках. Примером аллотигенных глинистых пород могут, вероятно, служить моренные глины.

Аутигенные глинистые минералы образуются и при постседиментационных изменениях глинистых пород на различных стадиях. При диагенетической фильтрации минерализованных подземных вод в пористых, проницаемых терригенных осадках происходит образование каолинита, гидрослюд и хлоритов (рис. 19). На стадии диагенеза протекают также процессы раскристаллизации и собирательной перекристаллизации неглинистых примесей: переход опала в кристобалит, аморфных фосфатов в кристаллические, формирование вкрапленности и конкреций сульфидов, карбонатов, цеолитов, углефикация растительных остатков.

На стадии катагенеза под влиянием повышающихся температуры и давления и при участии поровых растворов одни глинистые минералы трансформируются в другие. С увеличением глубины залегания осадочных пород уменьшается роль разбухающих монтмориллонитовых и галлуазитовых глин, возрастает значение гидрослюдистых и хлоритовых агрегатов. При этом исчезают каолинит и шамозит, уменьшается железистость глауконита и

хлорита, слюдяной политип 1М сменяется политипом 2М1. Метагенетические преобразования ведут к замещению гидрослюд серицитом, парагонитом, гюмбелитом и мусковитом, увеличению содержания хлорита.

42

Рис. 19. Изменение пористости и минерального состава глинистых пород а постседиментационную стадию (по Дж. Гринсмиту, 1981)

В зонах катагенеза и метагенеза происходит образование уплотненных пород – аргиллитов и глинистых сланцев. Породы теряют пластичность, становятся сланцеватыми, величина пористости приближается к типичной для метаморфических пород (менее 1 %), минеральный состав упрощается. Состав пород гидрослюдистый и полиминеральный. Помимо глинистых минералов, всегда присутствуют кварц, слюды, полевые шпаты, иногда хлорит, глауконит, карбонаты, халцедон, окислы железа, органическое вещество и ряд акцессорных минералов. Глинистые сланцы отличаются тонкой плитчатостью и повышенным метаморфизмом битуминозного вещества. Им присущ отчетливый шелковистый отлив на поверхностях сланцеватости. Выделяют также аспидные, кровельные, филлитоподобные сланцы – породы, переходные между осадочными и метаморфическими.

ХЕМОГЕННЫЕ И БИОГЕННЫЕ ПОРОДЫ. КАРБОНАТНЫЕ ПОРОДЫ

Карбонатные породы, наряду с обломочными и глинистыми, относятся к числу наиболее распространенных осадочных образований, составляя 1520 % объема стратисферы. Они залегают в виде слоев мощностью сотни и тысячи метров, образуют прослои, линзы и конкреции в терригенных и глинистых толщах.

Состав, строение, классификация. Карбонатные породы классифици-

руют по генезису и минеральному составу. По генезису выделяют обломочные, органогенные и хемогенные породы. Некоторые карбонатные породы настолько перекристаллизованы, что установить их происхождение не представляется возможным. По минеральному составу различают кальцитовые,

43

доломитовые и переходные (смешанные) породы (рис. 20). Собственно карбонатные породы ряда доломит – известняк делят по содержанию доломита на известняки (0-5 %), известняки доломитистые (5-25 %), известняки доломитовые (25-50 %), доломиты известковые (50-75 %), доломиты известковистые (75-95 %) и доломиты (95-100 %).

Рис. 20. Схема классификации карбонатных пород (по С.Г. Вишнякову, 1933 г.)

1 – поле семейства известковых пород, 2 – чистые известняки, 3 – поле семейства доломитовых пород, 4 – чистые доломиты, 5 – поле семейства глинистых (алевритовых, песчаных) пород, 6 – чистые глины (алевриты, песчаники).

Цифры на диаграмме – разновидности карбонатных пород внутри семейств

Главными породообразующими минералами карбонатных пород являются кальцит и доломит. Менее распространены анкерит, сидерит, магнезит, железисто-магнезиальные карбонаты, а в четвертичных и неогеновых отложениях – арагонит и высокомагнезиальный кальцит. В породах смешанного состава важными компонентами становятся глинистые минералы (монтмориллонит, гидрослюды, палыгорскит, сепиолит), аутигенные кварц, халцедон, опал, ангидрит, гипс, хлорит, оксиды и сульфиды железа и др. В некоторых разностях карбонатных пород встречаются песчаная и алевритовая примесь, тонкодисперсное углистое и битуминозное органическое вещество. Характерными минералами, встречающимися в карбонатных породах в виде редкой вкрапленности и конкреций, являются глауконит, барит, целестин и флюорит.

Химический состав карбонатных пород весьма разнообразен и часто зависит от соотношения между карбонатами и составом примеси. Главными породообразующими оксидами являются CaO (30-55 %), CO2 (30-47 %), MgO (0,1-21 %), а также SiO2, Al2O3, Fe2O3 и FeO.

Структуры обломочных карбонатных пород псефитовые, псаммитовые, алевритовые, выделяемые по аналогии со структурами терригенных пород. Органогенные породы имеют биоморфную (биогермная, ракушняковая, он-

44

колитовая и т.п.) или органогенно-обломочную (детритовая, шламовая) структуру. Структуры хемогенных пород зернистые и сфероагрегатные (оолитовая, сферолитовая, пизолитовая, бобовая, конкреционная и др.). Зернистые структуры делят по размеру кристаллов на крупнозернистые (>0,5 мм), среднезернистые (0,1-0,5), мелкозернистые (0,05-0,1), тонкозернистые (0,01-0,05) и микрозернистые или пелитоморфные (<0,01 мм). Иногда выделяют коллоиднозернистые структуры (<0,001 мм). Среднезернистая и крупнозернистая структуры являются вторичными и возникают почти исключительно в результате катагенетических процессов, мелкозернистая структура имеет диагенетическое происхождение, пелитоморфные структуры образуются на стадии седиментогенеза. В зоне метагенеза карбонатные породы могут приобретать кристаллобластовые, псевдоморфные и катакластические структуры.

В США большое распространение получили классификации, основанные на представлениях о преимущественно механическом накоплении обломочных карбонатных частиц и предназначенные для оценки гидродинамических условий среды осадконакопления. Например, классификация Р.Л. Фолка (1959 г.) построена на выделении структурных типов пород по соотношению привнесенных обломочных частиц (аллохемов), слабо перемещенного микрокристаллического (0,001-0,004 мм) карбонатного материала (микрита) и седиментогенного яснокристаллического (0,004-0,05 мм) спарита.

Текстуры карбонатных пород слоистые, пятнистые, комковатые, сфероагрегатные, брекчиевидные, конгломератовидные; в перекристаллизованных известняках – массивные. Формы отдельности плитчатые, параллелепипедные, оскольчатые и др.

При всем многообразии карбонатных пород, наиболее распространены известняки, доломиты, а в составе смешанных пород – известководоломитовые образования и мергели.

ИЗВЕСТНЯКИ

Известняки сложены на 50 % и более кальцитом, могут содержать доломит, магнезит, глинистые минералы, тонкодисперсное органическое вещество, а также алевритовый и песчаный материал. Доломит в известняках часто образуется в стадию катагенеза, замещая кальцит. Такие породы называют доломитизированными известняками, подчеркивая вторичность их состава. Окраска известняков разнообразна, но чаще серая различной интенсивности, определяемая присутствием того или иного количества органического вещества. Встречаются известняки с желтым, бурым, зеленым и розовым оттенками; битуминизированные известняки имеют черный или буроваточерный цвет. Физические свойства известняков изменяются в широких пределах – наряду с плотными, прочными, встречаются пористые и непрочные разности.

45

Первичные текстуры обычно массивные или слоистые. В постседиментационный период развиваются стилолитовая и фунтиковая текстуры. Структуры известняков определяются генезисом пород и используются при их классификации. Выделяют обломочные, органогенные, хемогенные и измененные известняки.

Обломочные известняки состоят на 50 % и более из обломков известняков более древнего возраста (терригенные известняки, экстракласты) или из продуктов размыва уплотненных карбонатных осадков (внутриформационные известняки, интракласты). Такие породы образуются в зоне литорали, на пляже и отмелях в результате обработки карбонатного материала волнами и прибоем. В них могут присутствовать обломки раковин и оолитов, песчаный, алевритовый и глинистый материал. Обломки имеют разную форму и размер и несут следы механической обработки. Признаками внутриформационных известняков являются однородность обломков, отсутствие следов их сортировки и окатанности.

По размеру обломков различают известняковые брекчии, конгломераты, песчаники и алевролиты. В американской литературе известняки, сложенные обломками размером 0,06-2 мм, получили название калькаренитов. Цементом служит пелитоморфный или зернистый кальцит. Наиболее распространенные типы цемента: кристаллически-зернистый, крустификационный, базальный, контактовый и коррозионный.

Органогенные известняки, называемые также биогенными, биоморфными, составляют большую часть карбонатных пород фанерозоя. Они состоят на 50 % и более из цельных кальцитовых, реже арагонитовых остатков организмов или детрита. В них присутствует значительная доля хемогенного кальцита, иногда доломит и органическое вещество. Биоморфные известняки выделяются среди других разностей небольшим содержанием глинистого и обломочного материала. По степени сохранности органических остатков известняки разделяют на органогенные и органогенно-обломочные (детритовые и шламовые). Многие детритовые известняки по количеству неорганического компонента являются переходными к обломочным.

Формы залегания органогенных известняков слои, линзовидные залежи, а также рифовые тела (биогермы), построенные скелетными остатками бентосных организмов и водорослей. Рифовые тела имеют пластообразную или куполообразную форму и характеризуются значительными размерами: их площадь достигает нескольких сотен квадратных километров, а мощность – 500-1000 м и более. Современные барьерные рифы протягиваются вдоль побережья на сотни километров.

В зависимости от преобладающего вида органогенных остатков различают зоогенные, фитогенные и фито-зоогенные известняки. Зоогенные известняки сложены скелетами и скелетными обломками пелеципод, гастропод, брахиопод, фораминифер, кораллов, иглокожих, головоногих, губок и др. Видовой состав организмов находит отражение в названии биогенных из-

46

вестняков: известняки-ракушечники, брахиоподовые, фораминиферовые известняки (рис. 21-а). Породы, сложенные несколькими видами фауны, называют по главным видам фауны (гастроподово-фораминиферовые, криноидномшанковые и т.п.).

Рис. 21. Известняки. Без анализатора [5].

а – известняк фораминиферовый с пелитоморфным цементом, Южное Приморье; б – известняк крупноолитовый с тонкозернистым цементом, Тульская область.

Раковины и детрит цементируются пелитоморфным и зернистым кальцитом, количество которого может изменяться в широких пределах. Для детритовых известняков характерна примесь терригенного материала. Ракушечники и детритовые известняки обычно пористые, белые, желто-белые, бурые. Фораминиферовые известняки довольно плотные белые и серые породы, почти нацело сложенные раковинами. Стенки раковин сложены пелитоморфным кальцитом, в камерах раковин встречаются глобули пирита.

Известняки, образованные прижизненными скоплениями прикрепленных организмов, получили название рифовых (биогермных, риф-рок). Различают коралловые, устричные, мшанковые известняки, но они всегда содержат также некоторое количество скелетов других бентосных организмов. Молодые рифовые породы пористые и кавернозные, древние – нередко перекристаллизованные и плотные. Разрушение рифов волнами приводит к образованию массы обломочного материала, – гальки, валунов, песков по периферии атоллов и рифов. Он служит основой для формирования слоистых ор- ганогенно-обломочных известняков, ассоциирующих с биогермами, – так называемых бич-рок.

К органогенным известнякам принадлежит мел – специфическая карбонатная порода, распространенная исключительно в верхнемеловых отложениях. Это белая мягкая порода с высокой пористостью (до 40-50 %), хорошо впитывающая в сухом виде воду и пачкающая руки. Она сложен кальцитом, иногда с примесью кремнезема, глинистого и даже обломочного ма-

47

териала. Среди глинистых минералов установлены монтмориллонит и гидрослюда. Мел состоит более чем на 70-80 % из остатков известковых водорослей класса жгутиковых, – кокколитофорид, а также мелких фораминифер (несколько процентов). В небольшом количестве встречаются другие органические остатки – раковины пелеципод, гастропод, цефаллопод, брахиопод, панцири морских ежей, трубочки червей и др. В мелу имеется также пелитоморфный хемогенный кальцит. Структура мела пелитоморфная, текстура массивная или биотурбитовая. Одной из причин однородности мела считается глубокая переработка исходного осадка илоедами.

Фитогенные известняки сложены окаменевшими остатками водорослей или водорослевой проблематики. В протерозое и нижнем палеозое рас-

пространены строматолитовые и онколитовые известняки, образовавшиеся в прибрежных мелководных частях морских бассейнов. Строматолиты – продукт жизнедеятельности синезеленых водорослей (Cyanophyta). Они представлены округлыми и линзовидными образованиями разного размера. Онколиты отличаются от строматолитов тем, что не прикреплены к основанию и могли перекатываться во время образования. Отмечается большое сходство онколитов с хемогенными образованиями – сферолитами. К признакам органического происхождения карбонатных сфер относятся: разноразмерность, причудливые «узорчатые» очертания, наличие тонкой темной каемки и выемок по периферии.

Водорослевые известняки состоят из тел известковых водорослей – синезеленых, красных (багряных) и зеленых. Это нитевидные, трубчатые и овальные образования, сложенные пелитоморфным кальцитом. Промежутки между телами водорослей заполнены пелитоморфным и зернистым кальцитом. В палеозое широко распространены водорослевые известняки из остатков кальцифиллиума, донетцеллы и других водорослей. Водорослевые известняки – плотные серые породы, макроскопически зернистые на изломе; остатки водорослей макроскопически не видны. Если зоогенные породы принадлежат исключительно к известнякам, то фитогенные могут быть первичными известково-доломитовыми и доломитовыми.

Комковатые, сгустковые и копролитовые известняки. Комковатые из-

вестняки сложены более или менее отчетливыми комочками пелитоморфного или микрозернистого кальцита округлой, реже неправильной формы. В их составе встречаются различные органические остатки (мелкие пелециподы, гастроподы) или детрит, по размерам близкие к комкам, а терригенный материал отсутствует. В составе комков отмечается тонкий органогенный детрит, иногда тонкоалевритовый терригенный материал. Порода обычно сцементирована микроили криптокристаллическим цементом. При близости структуры комков и вмещающей их массы контуры комков становятся нечеткими и порода переходит в сгустковый известняк. Происхождение комковатых (и сгустковых) известняков различное, часто неясное. Они могут представлять собой результат грануляции оолитов, копролитов, детрита и крупных кри-

48

сталлов, результат жизнедеятельности илоедов, или результат дезинтеграции и переотложения кусочков слабоуплотненного известкового ила, наконец, они могут формироваться путем сгущения и агрегации карбонатного осадка.

К копролитовым известнякам относят породы, сложенные в основном продуктами переработки известкового осадка донными организмами – илоедами. Копролитовая структура представляет собой скопление мелких овальных комочков копролитов, сложенных микрозернистым кальцитом. Внутри копролитов нередко содержатся мельчайшие обломки раковин фораминифер, иглокожих, спикулы губок и т. п. Надежных критериев отличия копролитов от «комков» и водорослевых образований нет.

Органогенно-обломочные известняки представляют собой породы, со-

стоящие из обломков органогенных известняков и обломков раковин и других скелетных образований (детритовые известняки). Они разнообразны по физическим свойствам, часто содержат глинистую и терригенную примесь – зерна кварца, полевого шпата и др. Наиболее часто встречаются пелециподовые, криноидные, брахиоподовые, коралловые и водорослевые разности. Органогенные остатки сцементированы хемогенным кальцитом различной зернистости. Степень дробления органогенных остатков различна. Детрит (обломки крупнее 0,1 мм) иногда дает возможность установить видовую принадлежность фауны, по органогенному шламу (мельче 0,1 мм) это сделать практически невозможно. Скелетные остатки планктонных организмов, – фораминифер, кокколитов и др., имеют лучшую сохранность, чем бентосные.

Хемогенные известняки представлены микрозернистыми, пелитоморфными, оолитовыми и псевдооолитовыми разностями, слагающими слои различной мощности. Пелитоморфные известняки состоят из зерен кальцита диаметром менее 0,01 мм, форма зерен неправильная, лапчатая. Наряду с хемогенным кальцитом в них могут присутствовать кальцитовые и арагонитовые остатки фауны и флоры, а также алеврит, песок, глинистые частицы и обугленное тонкодисперсное органическое вещество. Высокие содержания обломочной примеси характерны для известняков геосинклинальных областей и межгорных впадин. Макроскопически это плотные, афанитовые породы с раковистым изломом различного, преимущественно серого цвета. Первичная структура микрозернистая (пелитоморфная), при погружении на умеренные и большие глубины превращается в более крупнозернистую.

Оолитовые известняки состоят из шаровидных или эллипсоидальных концентрически-зональных образований размером 0,1-1,0 мм и крупнее, состоящих из кальцита (рис. 21-б). В конкретной карбонатной породе величина оолитов примерно одинакова. Перекристаллизация оолитов ведет к превращению их в сферолиты с тонкой радиально-лучистой структурой, слагающих псевдооолитовые известняки. Оолиты образуются на мелководье, в условиях весьма подвижной водной среды, главным образом в морских заливах и лагунах, частично в озерах и реках.

49

К хемогенным известнякам принадлежат также известковые туфы (травертины), образующиеся на участках разгрузки подземных минерализованных вод. Это пористые образовании с натечной (колломорфной) текстурой и пелитоморфной или микрозернистой структурой. Туфы окрашены обычно в серые, желтовато-серые и буроватые тона.

Измененные известняки возникают из известняков различного происхождения вследствие перекристаллизации, доломитизации, окремнения, сульфатизации и катаклаза на стадиях катагенеза и метагенеза. В результате образуются кристаллически-зернистые и мраморизованные известняки: от мелкозернистых до крупнозернистых с размерами зерен более 1 мм. Характерной чертой этих пород являются наличие кремневых, баритовых и пиритовых конкреций, вкрапленности гипса, ангидрита, иногда целестина и флюорита. Неравномерное изменение пород может приводить к формированию пятнистых псевдообломочных известняков. Кристаллически-зернистые и мраморизованные известняки залегают среди сильно измененных осадочных пород, главным образом в складчатых областях.

ДОЛОМИТЫ

Доломиты сложены на 50 % и более доломитом и могут содержать кальцит различного происхождения. Они включают такие сингенетические минералы как гипс, ангидрит, иногда целестин, магнезит; встречаются стяжения кварца и халцедона, сульфиды железа, свинца, и цинка, глинистые минералы, тонкодисперсное органическое вещество, а также алевритовый и песчаный материал.

Доломиты в основном представляют собой прочные, низкопористые, нередко трещиноватые породы. Плотные разности пород не вскипают со слабой соляной кислотой, но в порошкообразном состоянии взаимодействуют с ней с выделением углекислого газа. Эта реакции позволяет отличать доломиты от известняков. Окраска доломитов светлая: голубовато-серая, зеленова- то-серая, серовато-желтая, кремовая. Доломиты делят, как и известковые породы, на хемогенные, биогенные и обломочные.

Хемогенные доломиты относятся к числу наиболее распространенных. Они содержат примеси гипса, ангидрита, кальцита, глинистых частиц, вторичного кварца, халцедона, обугленные растительные остатки. Текстура пород весьма однородная, структура зернистая – от микрозернистой до крупнозернистой, оолитовая или органогенная, отражающая происхождение агрегата.

Седиментогенные доломиты обычно микрозернистые (пелитоморфные) или оолитовые. Они отличаются однородностью, выдержанным размером зерен, отсутствием органических остатков, терригенных примесей, реже содержат глинистые примеси. Диагенетические доломиты более неравномернозернистые, внутри кристаллов доломита часто наблюдаются белые, пылеватые частицы кальцита. Оолитовые доломиты состоят из доломитовых ооли-

50