litology-kl-2012

тов и сферолитов, сцементированных пелитоморфным и зернистым доломитом. Иногда содержат остатки морской фауны (криноидеи, моллюски).

Вторичные катагенетические доломиты более крупнозернистые и разнозернистые, сложены идиоморфными ромбоэдрическими кристаллами доломита. Они могут содержать минеральные примеси, остатки разнообразной фауны. Если первично-осадочные и диагенетические доломиты залегают в виде слоев и линз, то катагенетические образуют геологические тела неправильной формы и переменной мощности.

Биогенные доломиты распространены незначительно. Наиболее известны рифейские водорослевые доломиты, представленные строматолитовыми разностями. Они слагают в карбонатных толщах крупные караваеобразные биогермы или мелких округлые тела, возникшие на мелководье в результате жизнедеятельности синезеленых и зеленых водорослей. Водорослевые доломиты отличаются высокой пористостью и кавернозностью, текстура таких пород тонкослоистая и пологоволнистая. Структура пород микро- и тонкозернистая, тела водорослей сложены пелитоморфным доломитом. Известны также водорослевые доломиты с разорванными и переотложенными водорослями. Они отличаются тонкой слоистостью и значительно большей плотностью.

Следует отметить, что в минералогической классификации оценивается современное состояние карбонатных пород и не учитывается генезис их компонентов. В то же время в природе широко проявлены процессы вторичной доломитизации и кальцитизации осадочных пород. Например, название «доломитовый известняк» может принадлежать первичной доломитоизвестковой породе, эпигенетически доломитизированному известняку или сильно кальцитизированному доломиту. Большинство доломитов с органогенной структурой или с примесью органогенных остатков (кораллов, брахиопод, мшанок, пелеципод) в действительности являются сильно доломитизированными на стадии диагенеза или катагенеза органогенными известняками.

Обломочные доломиты встречаются относительно редко, в основном в палеозойских и докембрийских толщах. Они состоят из окатанных или угловатых обломков более древних доломитовых пород, сцементированных доломитом. Размер и степень окатанности обломков может варьировать в широких пределах. Обломочные доломиты встречаются среди мощных доломитовых толщ в виде прослоев и линз, и представляют собой результат разрушения и переотложения первичных доломитов в условиях литорали. Изредка встречаются элювиальные доломитовые брекчии.

КАРБОНАТНЫЕ ПОРОДЫ СМЕШАННОГО СОСТАВА

Карбонатные породы смешанного состава включают известководоломитовые породы, мергели, кремнистые и углистые известняки и доломиты. Смешанные породы, содержащие два и более карбоната в количестве не менее 5 %, встречаются в толщах известняков и доломитов в виде пластооб-

51

разных и неправильных тел небольшой мощности. Главный способ их образования – диагенетическая доломитизация, кальцитизация карбонатных осадков, реже – катагенетическая минерализация пород. Иногда подобные породы возникают путем выноса магнезии из доломитов при выветривании.

Кремнистые известняки содержат до 50 % халцедона, опала и кварца. Это породы высокой прочности, часто содержащие компактные выделения минералов кремнезема (жеоды, конкреции). При более высоком содержании кремнезема (от 50 до 95 %) кремнистые известняки переходят в известковые силициты.

Углистые известняки содержат до 50% углистого материала и обычно встречаются в ассоциации с угольными пластами. Они окрашены в черные тона, содержат отпечатки растений и обугленные растительные остатки.

К переходным породам относят также известковистые и известковые глины, аргиллиты, алевриты, алевролиты, пески, песчаники, содержащие соответственно 75-95 и 50-75 % глинистого или обломочного материала; глинистые и глиняные, алевритистые и алевритовые, песчанистые и песчаные известняки и доломиты, содержащие соответственно 75-95 и 50-75 % карбонатного материала. Из всех перечисленных пород наиболее распространены известково-глинистые – мергели.

Мергели – это микрозернистые, мягкие, реже твердые скальные породы, сложенные микрозернистым кальцитом, гораздо реже доломитом (доломитовые мергели), и тонким глинистым материалом. Содержание глинистого материала составляет 25-50 %; при увеличении его количества до 50-75 % мергели называют глинистыми.

Глинистое вещество, представленное обычно монтмориллонитом и гидрослюдой, распределено в породе равномерно, иногда образует тонкие прослои. В составе глинистого материала присутствует пелит, представленный преимущественно частицами кварца и опала. В некоторых мергелях встречается заметное количество аутигенного опала, глауконита, а также примесь барита, цеолитов, пирита и тонкодисперсного органического вещества. Зачастую мергели содержат ходы илоедов и остатки фораминифер, кокколитофорид и другой органики.

Структура мергелей пелитоморфная, алевропелитовая, псаммопелитовая, текстура массивная или слоистая. Они образуют мощные грубослоистые толщи, в которых чередуются с известняками, доломитами, мелом, реже с песчано-глинистыми породами.

КРЕМНИСТЫЕ ПОРОДЫ

Кремнистые осадочные породы – силициты, осадочные образования, целиком или частично сложенные кремнеземом хемогенного или хемобиогенного происхождения и скелетами кремневых организмов. Они залегают в виде слоев, прослоев и конкреций, иногда образуют натеки, корки.

52

Силициты состоят более чем на 50 % из опала, халцедона, кварца, а также кварцина и кристобалита. Кроме кремнезема могут присутствовать оксиды, гидроксиды и сульфиды железа, глинистые минералы, глауконит, хлориты, карбонаты кальция и магния и терригенная примесь. Кремнистые породы обычно содержат органическое вещество – углистое и битуминозное.

В химическом составе силицитов преобладает SiO2 (обычно 80-98 %), а также Al2O3, Fe2O3, CaO в количестве 0,5-10 % каждый. Породообразующие организмы представлены диатомовыми водорослями, радиоляриями и губками. Породы с незначительной примесью соединений железа и органического вещества имеют светлую окраску, В случае присутствия оксидов железа окраска пород красноцветная с различными оттенками. Органическое вещество и сульфиды железа придают породам зеленовато-серый, голубоватосерый, серый или черный цвет.

Классификация кремнистых пород основана на их генезисе и минеральном составе. По происхождению выделяют биогенные (диатомиты, радиоляриты), хемобиогенные (трепел, опоки и некоторые яшмы) и хемогенные породы (гейзериты, кремневые конкреции). Хемобиогенные породы образуются в результате накопления скелетов организмов и последующего их изменения при диагенезе и катагенезе – растворения и переотложения кремнезема в виде опала, перекристаллизации с образованием халцедона и кварца.

По минеральному составу выделяются опаловые, опало-халцедоновые и халцедоно-кварцевые породы (табл. 9). Наиболее распространенными среди опаловых пород являются диатомиты, трепелы, опоки, радиоляриты. Главные представители халцедоно-кварцевых пород – яшмы и кремни.

Классификацию, удобную для петрографического изучения силицитов в шлифах, предложил Г.И. Теодорович (1948). Им выделяется четыре типа пород: 1) состоящие из скелетов кремневых организмов, 2) из кремнезема неорганического генезиса и скелетов кремневых организмов, 3) из кремнезема, замещающего скелеты известковых организмов, 4) породы смешанного состава.

Хемогенные кремнистые породы представлены гейзеритами, кремнистыми туфами, кремневыми конкрециями, яшмами, фтанитами и лидитами. Гейзериты и кремнистые туфы приурочены к областям вулканической деятельности, где образуются соответственно из вод горячих источников и гейзеров. Воды горячих источников и гейзеров насыщены кремнеземом, который выпадает в осадок при изменении давления и температуры, сопутствующем выходу гидротерм на поверхность. В результате возникают светлые пористые гидротермальные породы, состоящие из опала, и залегающие в виде тел неправильной формы, натеков и корок.

53

ХЕМОГЕННЫЕ КРЕМНИСТЫЕ ПОРОДЫ

Кремни широко распространены в виде конкреций и линз в известняках, мергелях, реже в обломочных и глинистых породах. Кремневые конкреции образуют маркирующие горизонты внутри карбонатных толщ, иногда сливаясь друг с другом и образуя линзы, прослои и даже слои кремнистых пород. Кремневые конкреции в толщах писчего мела получили название флинтов. Конкреции различны по форме и по размерам, могут достигать 3050 см и более. Поверхность их обычно неровная, белая из-за присыпки из вмещающей породы.

По составу выделяют опаловые, опало-халцедоновые конкреции молодых отложений и халцедоно-кварцевые и кварцевые кремневые конкреции древних толщ. Они содержат органическое вещество, придающее ей черный цвет, встречаются сульфиды железа, глинистые минералы и терригенная примесь. Кремневые конкреции практически не включают фауну. Кремни – плотные твердые, очень прочные породы с раковистым изломом различного цвета: серого, черного, желтовато-серого, серовато-оранжевого. В разрезе конкреций нередко наблюдается концентрически-зональная окраска. Обычно кремневые конкреции являются продуктом раннего диагенеза, но могут возникают и в более поздние стадии. Плотность их составляет до 2,5 г/см3.

Яшмы – прочные твердые халцедоновые и халцедоново-кварцевые породы, весьма разнообразные по текстуре и окраске. Встречаются полосчатые, пятнистые, узорчатые, массивные яшмы. Окраска яшм определяется примесями окислов и гидроокислов железа (яшмы красного, малинового, бурого цвета), глинистых минералов и хлоритов (яшмы серого и зеленого цвета), органического вещества (темно-серые и черные яшмы). Широко распространены пестрые разности яшм.

54

В некоторых яшмах обнаружены остатки кремневых организмов, – радиолярий, губок. Это свидетельствует, что часть яшм образовалась хемобиогенным путем. В основном же они возникают при хемогенной садке кремнезема из морских вод. Повышенные концентрации SiO2, необходимые для осадкообразования, связывают с подводной вулканической деятельностью.

Фтаниты – твердые плотные микрокристаллические халцедонокварцевые породы с включениями углистых и графитовых частиц. Примесь, составляющая 2-5 %, определяет темно-серый и черный цвет фтанитов. Текстура полосчатая или массивная, часто сланцеватая, поэтому их называют также кремнистыми сланцами. Встречаются в протерозойских и каменноугольных отложениях. В противоположность существенно кварцевым фтанитам выделяют лидиты – преимущественно халцедоновые породы с примесью глинистых минералов, углистого вещества и битума.

БИОГЕННЫЕ КРЕМНИСТЫЕ ПОРОДЫ

Биогенные кремнистые породы включают диатомиты, радиоляриты, спонголиты, широко распространенные в мезозойских и кайнозойских отложениях.

Диатомиты состоят в значительной степени (до 70-80 %) из мельчайших опаловых остатков планктонных диатомовых водорослей. Размер органогенных фрагментов от тысячных долей до целых миллиметров. Скорлупки диатомовых водорослей образуют рыхлый землистый агрегат или сцементированы колломорфным кремнеземом. В небольшом количестве могут присутствовать глинистый материал, глауконит, спикулы губок, тонкодисперсное органическое вещество, окислы и гидроокислы железа.

Породы тонкослоистые легкие (плотность 0,4-0,9 г/см3), в сухом состоянии плавают на поверхности воды. Обладают большой пористостью и адсорбционной способностью, прилипают к языку. Окраска пород белая, иногда с желтоватым или сероватым оттенком. По внешнему виду диатомиты напоминают писчий мел, пачкают руки, впитывают воду, но не «вскипают» при взаимодействии с соляной кислотой.

Радиоляриты состоят более чем на 50 % из остатков скелетов радиолярий размером в сотые и тысячные доли миллиметра. Скелетные остатки сцементированы опалом с примесью глинистых частиц, остатков диатомей и губок, органического вещества, гидроксидов и сульфидов железа. Радиоляриты – микрослоистые легкие породы серого цвета. Плотность обычно не превышает 1,5 г/см3. Ископаемые радиоляриты часто перекристаллизованы и превращены в халцедоно-кварцевый кремень.

Спонголит – опаловая порода, в строении которой существенную роль играют спикулы кремневых губок, сцементированные опалом. Часто содержат алевритовые и песчаные примеси, глауконит, кальцит и связаны постепенными переходами с обломочными и глауконитовыми породами, с крем-

55

нистым цементом. Спонголиты, как и все опаловые породы, имеют небольшую плотность, высокую пористость. Окраска серая, белая, зеленоватосерая. Микропористые опаловые и опало-халцедоновые породы с содержанием спикул губок 10-50 % называют гезами.

Трепелы и опоки сложены опалом в виде глобулей (округлых стяжений) размером в тысячные доли миллиметра, а также цементирующего вещества. Опоки отличаются от трепелов существенной примесью (до 40-50 %) глинистого вещества, глауконита и терригенного материала. Если количество терригенных примесей больше 50 %, принято говорить об опоковидных породах – опоковидных песчаниках, алевролитах и глинах. Последние распространены гораздо шире самих опок. В небольшом количестве в трепелах и опоках можно встретить кристобалит и органические остатки: скелеты диатомей, радиолярий и спикулы кремневых губок. Они могут содержать в различном количестве примесь карбонатного материала. Существует постепенный переход между трепелом или опокой и мергелем или мелом. Выделяют кремнистый или трепеловидный мел, мергель (до 50% SiO2) и карбонатные трепелы и опоки (до 50% CaCO3).

Трепелы обычно светло-серые до белых, очень легкие (0,7-1,4 г/см3), напоминающие каолин и мел, опоки темно-серые до черных, более плотные (1,1-1,8 г/см3). Пористость в рыхлых разностях доходит до 60 %. Трепелы и опоки залегают в виде слоев и линз различной мощности среди карбонатных и обломочных пород мелового, палеогенового и неогенового возраста. Вероятно, они образуются из диатомитов и спонголитов при диагенезе и катагенезе, в результате растворения и переотложения кремнезема.

СОЛЯНЫЕ ПОРОДЫ

Под соляными породами, или эвапоритами (лат. «еvарогаtе» – пересыхать), понимают хемогенные осадочные образования, состоящие из минералов класса сульфатов, хлоридов и некоторых других. Соляные породы играют в составе стратисферы второстепенную роль, образуя слои и линзы различной мощности. В некоторых районах они формируют в результате тектонических движений соляные купола, штоки и другие постседиментационные структуры. Встречаются в толщах разного возраста – от протерозойского до современного.

Соляные породы классифицируют по происхождению и минеральному составу. Выделяют лагунные и озерные образования, а также континентальные почвенные. Встречаются обломочные соляные породы – гипсовые пески некоторых пустынь (табл. 10).

Главные минералы соляных пород: гипс, ангидрит, галит, сильвин, карналлит, бишофит, полигалит. Второстепенные – кизерит, мирабилит, глауберит, тенардит, астраханит, эпсомит, каинит, карбонаты (доломит, магнезит, сода), бораты (иньоит , гидроборацит, индерит), оксиды и сульфиды

56

железа. В качестве примесей в соляных породах присутствуют глинистый материал (гидрослюды, палыгорскит, сепиолит), органическое вещество, реже алевритовые и песчаные частицы кварца, полевых шпатов, слюд. Подобный минеральный состав определяет такие особенности соляных пород как высокая растворимость в воде и слабых кислотах, низкая твердость и светлая окраска –белая, светло-серая, голубовато-серая и желтовато-серая, реже красно-бурая. Органогенный материал присутствует только в качестве аллотигенной примеси.

Текстуры соляных пород массивные, слоистые, сетчатые, сферолитовые, сталактитовые, пятнистые, брекчиевидные, плойчатые, сланцеватые. Структуры – кристаллически-зернистые (от криптокристаллических до грубозернистых), волокнистые, натечные, кристаллобластические, катакластические.

Номенклатура соляных пород до настоящего времени не разработана. Обычно породы, сложенные преобладающим минералом, получают одноименное название: «гипс», «ангидрит», «галит». Допустимы также такие термины как сильвинит, каменная соль, ангидритовая породы, гипсовая порода. Наиболее распространены среди эвапоритов сульфатные породы (ангидрит, гипс) и хлоридные (каменная соль, сильвинит).

СУЛЬФАТНЫЕ ПОРОДЫ

Ангидриты сложены минералом ангидритом. В виде примеси в них встречается в небольшом количестве песчаный и глинистый материал, тонко-

57

зернистый доломит в виде сгустков, иногда аутигенный кальцит, а также сульфаты натрия. Окраска пород чаще всего голубовато-серая, реже серая, белая, иногда красновато-бурая и черная. Плотность составляет 2,9 г/см3, пористость низкая. Структура ангидритов таблитчатая, спутанно-волокнистая, сферолитовая.

Ангидриты слагают тонкие прослойки, пласты и линзы значительной мощности. Они обычно переслаиваются с гипсом, каменной солью и глиной, а также встречаются в виде небольших включений в каменной соли. Вблизи дневной поверхности ангидрит подвергается гидратации и переходит в гипс со значительным увеличением объема (на 30-32 %). При этом в них происходит изменение строения: развиваются гранобластовые и гетеробластовые структуры, в слоистых ангидритах возникает мелкая складчатость – плойчатость. Превращение ангидрита в гипс – процесс длительный, и, несмотря на склонность к гидратации, его можно встретить на поверхности Земли.

Гипсы состоят в основном из минерала гипса. Окраска пород преимущественно белая, серовато-белая. Встречается гипс, окрашенный в желтоватые и розоватые тона. Породы мягкие, чертятся ногтем , легкие (плотность ~2,3 г/см3), сильно уплотненные, поры практически отсутствуют. Структура пород – кристаллически-зернистая (от мелкодо крупнозернистой), текстура слоистая, волокнистая, сферолитовая или массивная. Розовый или красный гипс с шелковистым отливом параллельно-волокнистого или столбчатого строения называется селенитом. Он образует маломощные (до 20-30 см) прослои в гипсовых толщах и имеет вторичное происхождение (рис. 22).

Гипсовые породы встречаются в тесной ассоциации с ангидритами. На глубине 150-200 м и более гипс переходит в ангидрит. Формы выделения кристаллического гипса при этом весьма разнообразны. Встречаются ради- ально-лучистые конкреционные выделения в глинах – «гипсовые розы». Взаимодействие гипса с углеводородами приводит к образованию самородной серы.

ХЛОРИДНЫЕ ПОРОДЫ

Каменная соль сложена галитом с примесью других хлоридов, сульфатов, доломита, оксидов железа, глинистого и терригенного материала. Порода имеет низкую плотность (~2,2 г/см3), небольшую твердость, низкую механическую прочность. Характерный диагностический признак породы – соленый вкус. Окраска породы белая, светло-серая, иногда красная или синяя. Серая окраска связана с примесью ангидрита и обломочных частиц, красная – гематита. Структура породы кристаллически-зернистая, часто крупно- и грубозернистая (рис. 22). Седиментогенная каменная соль имеет тонкую слоистость. Весьма разнообразны вторичные галитовые образования в зоне выветривания.

58

Рис. 22. Соляные породы. ½ натуральной величины.

1 – гипс – селенит. 2 – каменная соль. Кунгурский район, Приуралье.

Толщи каменной соли имеют пластовое и линзовидное залегание и вместе с сопутствующими глинами, ангидритами, линзами боратов и калийных солей достигают по мощности до 2 км и даже более. Каменная соль обладает высокой пластичностью и при погружении имеет свойство перемещаться под действием неравномерной нагрузки, прорывать вышележащие осадочные толщи, образуя купола (соляные диапиры), гребни, массивы высотой до 5-10 км.

Сильвинит состоит из сильвина (50-80 %) и галита (25-50 %) и содержит небольшое количество ангидрита, сульфатов и хлоридов магния, глинистых минералов и других примесей. Эта соль обладают низкой плотностью (~2,2 г/см3), невысокими твердостью (<2,5) и прочностью. Сильвиниты имеют горько-соленый вкус, легко растворяются в воде. Окраска пород красная, красновато-бурая и пестроцветная (пятна красного, синего и белого цвета). Встречается молочно-белая окраска, связанная с многочисленными газовожидкими включениями в сильвине. Красновато-бурые сильвиниты имеют тонкослоистую текстуру, обусловленную чередованием слойков сильвина, галита и глинистого ангидрита толщиной 1-4 см; пестроцветные сильвиниты обычно массивные или пятнистые.

Сильвиниты пространственно связаны с каменной солью. Залегают они в виде слоев и линз мощностью от долей до 20-25 м. В соленосных толщах встречаются также карналлитовые, глауберитовые, бишофитовые, полигалитовые, каинитовые, мирабилитовые и различные полиминеральные соля-

ные породы.

ОБРАЗОВАНИЕ ОСАДОЧНЫХ ПОРОД

Осадочные горные породы образуются в экзогенных условиях на границе литосферы и гидросферы или атмосферы. Несмотря на широкое площадное распространение, их доля в объеме земной коры до глубины 16 км составляет лишь 5 %. Во многих районах присутствует только тонкая пленка

59

осадков толщиной в метры, а то и в сантиметры. И только в наиболее погруженных осадочных бассейнах мощность осадочных толщ достигает 20-23 км. Стратисфера представляет собой как бы защитную твердую оболочку Земли, отделяющую ее от экзосфер и Космоса и находящуюся в постоянном развитии: здесь завершают свое существование эндогенные образования и зарождаются новые осадочные горные породы. Исходным материалом для формирования осадочных пород служат продукты механического разрушения и химического разложения древних пород (магматических, метаморфических или осадочных), жизнедеятельности организмов, вулканической деятельности, а также вода и воздух с растворенными в них компонентами.

Движущие силы процесса породообразования в основном экзогенные, порожденные тепловой энергией Солнца, притяжением Солнца и Луны, в том числе биологическая деятельность. Ведущее значение имеет климат (ледовый, гумидный, аридный), определяющий породообразующую роль воды, живых организмов и характер химических процессов в осадочных бассейнах. Очень важную роль в накоплении и преобразовании осадков играют также эндогенные явления, такие как тектонические колебания земной коры и тепловой поток Земли.

Осадочная горная порода – это агрегат минеральных или органических или же тех и других продуктов, возникший на поверхности литосферы или вблизи нее и существующий при термодинамических условиях, характерных для приповерхностной части земной коры.

Осадочные породы отличаются от магматических и метаморфических пород минеральным составом, строением, пониженными прочностью и плотностью, наличием органических остатков в виде скелетных образований и битуминизированного детрита. Значительный объем в осадочных породах занимают пустоты (поры) между твердыми составляющими, заполненные водой, воздухом, а в некоторых осадочных бассейнах – природными углеводородами, такими как нефть, газ и битумы.

Осадочное породообразование или литогенез представляет собой сложное сочетание механических, физических, химических и биологических процессов формирования осадочного материала, его переноса, накопления и преобразования осадка в осадочную горную породу при сравнительно низких (первые сотни градусов) температурах и невысоких (до 300-400 МПа) давлениях. Продолжительность этих процессов зависит от особенностей экзогенных условий и может достигать сотен тысяч лет. Вновь возникшая порода может существовать в стратисфере сотни миллионов лет, вплоть до момента ее разрушения при выходе на поверхность или превращения ее в метаморфическую породу в случае глубокого погружения.

В связи с многообразием механизмов образования и преобразования осадков и их сильной зависимостью от тектонического режима, географической и геологической обстановки среди литологов нет единства в вопросе выделения и наименования исторических этапов этого процесса. Все же

60