Литология шпоры

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

24

ФАКТОРЫ ЛИТОГЕНЕЗА.

Формирование осадочных горных пород — сложный природный процесс, происходящий в различных условиях, которые определяются разнообразными факторами и силами земной и космической природы. Среди них ведущую роль играют тектонические процессы. Огромное влияние на осадкообразование оказывают климат, рельеф, жизнедеятельность животных и растительных организмов, но все эти факторы в значительной степени регламентируются тектоникой. Кроме того, на образование осадочных пород накладывают отпечаток газовый состав атмосферы, солевой состав и минерализация вод гидросферы, рН среды, интенсивность и формы проявления вулканической деятельности, состав пород в областях питания и некоторые другие.

Тектонические колебательные движения способствуют трансгрессии и регрессии морских водоемов и, следовательно, перемещение береговых линий. Это отражается на составе и строении отлагающихся осадков. В общем случае регрессия сопровождается укрупнением размера обломочных частиц, трансгрессия ведет к накоплению более тонкозернистых осадков. В ряде случаев в результате регрессии могут образоваться обширные мелководные водоемы, имеющие ограниченную связь с открытым морем. В условиях жаркого засушливого климата соленость вод таких бассейнов существенно возрастает, что может вызвать осаждение различных солей.

Вследствие тектонических движений изменяются положение областей сноса осадочного материала на континентах, рельеф поверхности, скорость течения рек и временных потоков, что сказывается на минеральном составе и размере обломочного материала. Тектонические колебательные движения являются одной из основных причин слоистого строения осадочных толщ и периодичности осадконакопления, что выражается в неоднократной повторяемости в геологическом разрезе слоев пород одинакового или близкого литологического состава. В зависимости от амплитуды и продолжительности колебательных движений, чередующиеся слои могут иметь различную мощность — от долей сантиметра до нескольких метров, а слагаемые ими литологические комплексы до-

стигать нескольких сотен метров.

Тектонический режим в значительной мере определяет скорость накопления осадочного материала. Установлено, что в геосинклиналях она выше, чем на платформах. По данным В.Е.Хаина (1956 г.) и А.Б.Ронова (1958 г.), средняя скорость накопления осадков в этих областях соответственно составляла 30 - 320 и 3— 13 мм за 1000 лет.

Подмечено также, что скорость накопления осадков на равнинах ниже, чем в предгорьях, а в центральных частях океанических бассейнов — ниже, чем в прибрежных областях. Максимальные мощности и скорости накопления осадков характерны для областей компенсированного прогибания.

Большое влияние на формирование осадочных пород оказывают тектонические движения и магматизм, благодаря которым в процесс образования осадочного материала вовлекаются крупные массивы глубинных магматических и метаморфических пород.

Наконец, тектонический режим в значительной мере определяет размер и форму осадочных тел. В платформенных условиях, при региональном продолжительном погружении обычно образуются мощные геологические тела более или менее изометричной формы. В геосинклинальных прогибах — осадочные тела при значительной протяженности (сотни и тысячи километров) имеют небольшую ширину (десятки километров). С колебательными тектоническими движениями связано образование карбонатных органогенных построек рифового типа.

Существенную роль в формировании осадочных пород играет рельеф поверхности суши и дна водоемов. В горных районах может образовываться и перемещаться крупный обломочный материал — от первых миллиметров до нескольких метров. В равнинных областях обычно формируется мелкий обломочный материал, составляющий доли миллиметра. При скорости течения равнинных рек до 0,3—0,5 м/с может переноситься песок, алеврит, пелитовые частицы. Горные реки, скорость течения которых достигает 8—

24

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

25

10 м/с, способны переносить валуны и даже глыбы. По мере выполаживания рельефа скорость течения континентальных водных потоков и их транспортирующие возможности убывают. В связи с этим в районах с сильно пересеченным рельефом накапливаются более крупнозернистые осадки, чем в пенепленизированных.

В морских условиях рельеф дна бассейна в значительной мере определяет характер распределения осадка. Пониженные элементы рельефа благоприятны для его накопления, а приподнятые нередко подвергаются размыву, при этом в первую очередь уносятся наиболее мелкие частицы, и вследствие этого происходит относительное обогащение осадка крупными частицами. При крутом уклоне дна (более 20—30°) осадочный обломочный материал, не задерживаясь в прибрежной зоне, скатывается на глубину и отлагается на уступах или в зоне выполаживания рельефа дна.

Климат также оказывает большое влияние на формирование осадочных пород. Сам он определяется многими причинами и факторами, среди которых ведущую роль играют интенсивность солнечной радиации, положение участков поверхности Земли относи-

тельно Солнца, прозрачность и состав атмосферы, гипсометрия суши, соотношение площадей суши и моря, интенсивность теплового потока Земли и т. д. Все эти факторы в значительной мере определяются тектоническими причинами.

Учитывая важную роль климата на разных этапах образования осадочных пород, Н.М.Страхов (1960) выделил три климатических типа литогенеза: ледовый (низальный), гумидный, аридный и четвертый — аклиматический, вулканогенно-осадочный.

Аридный тип литогенеза развивается в обстановке пониженной влажности и повышенной температуры. Он характерен для континентов (пустыни, полупустыни, сухие степи), но может быть развит и во внутриконтинентальных озерных и морских бассейнах (Каспийское, Красное моря и др.).

Осадочный материал в областях аридного литогенеза образуется главным образом за счет механического выветривания выходящих на поверхность пород, в результате химического осаждения солей, а также вследствие жизнедеятельности организмов, роль которых существенно понижается при увеличении солености вод бассейнов. Часть осадочного материала поступает из располагающихся по соседству областей гумидного климата вместе с мощными временными потоками, ручьями и реками. В самих областях аридного климата перенос осадочного материала в значительной части осуществляется ветром. Для данного типа литогенеза характерны следующие породы: эоловые пески и песчаники, глинисто-алевритовые образования, известняки, доломиты, гипсы, ангидриты,

каменная соль и некоторые другие.

Аклиматический (вулканогенно-осадочный) тип литогенеза не связан с климатом. Он присущ областям вулканической активности, которые располагаются в различных климатических зонах. В этом случае осадочный материал в значительной мере поставляется вулканами в виде вулканического пепла, вулканических бомб. Кроме того, продуктами вулканизма являются газы и сильно минерализованные горячие воды. Кроме вулканогенного материала при этом типе литогенеза, в формировании осадочных пород участвуют терригенные, хемогенные и органогенные компоненты. При наземной вулканической деятельности образуются породы, состоящие преимущественно из вулканического пепла, мелкозернистого обломочного и глинистого материала (туффиты, туфогенные породы). Подводный вулканизм способствует образованию вулканогенно- кремнистых, вулканогенно-известняковых и других пород.

В современную эпоху преобладает гумидный тип литогенеза, который господствует уже в течение длительного времени. На ранних этапах геологической истории Земли основная роль принадлежала вулканогенно-осадочному типу литогенеза.

Жизнедеятельность организмов, как уже отмечалось, существенным образом отражается на осадочном породообразовании. Многие водные организмы строят свои скелеты, заимствуя химические соединения из воды морских бассейнов, причем они спо-

собны усваивать даже те вещества, которые не находятся в состоянии насыщенности

25

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

26

(кремнезем, фосфаты и др.). После отмирания организмов их минеральные скелеты поступают в осадок и нередко образуют скопления большой мощности.

В осадках водоемов гумидных областей содержание органического вещества выше, чем в осадках аридных; в глинистых илах — больше, чем в песках и алевритах. Органическое вещество осадка в значительной мере определяет окислительно- восстановительную обстановку. Разложение органического вещества способствует из- менению газового режима, щелочно-кислотных свойств среды, что в свою очередь

отражается на состоянии осадка. В результате жизнедеятельности некоторых организмов формируются рифовые карбонатные постройки, образуются такие специфические породы, как каменные угли, фосфориты, диатомиты и др.

Физико-географические условия (в том числе температура, давление, влажность воздуха, облачность, солнечное сияние, осадки и др.) в областях формирования осадочного материала и зонах осадконакопления варьируют в широких пределах. Температура на поверхности осадка, например, колеблется в настоящее время в диапазоне от + 85°С (пустыни Африки и Южной Америки) до — 89,2°С (рекордно низкая температура, занесена в книгу Гиннеса: Антарктика, Станция "Восток"; 21 июля 1983 г., на высоте 3420 м). Давление в горах составляет доли единицы, а в океанических впадинах достигает 110—117 МПа. Довольно близкие термобарические условия наблюдаются и в стратисфере — зоне существования осадочных пород. Следует иметь в виду, что в течение геологической истории Земли эти параметры не оставались постоянными. Несомненно, что температура в зоне осадконакопления в целом была выше, возможно, что выше было и давление. Диапазон глубин существования осадочных пород был уже, а максимальное давление в стратисфере — меньше. Вполне возможно, что влажность, облачность, солнечное сияние в геологическом прошлом также существенно отличались от современных

27. Структурные признаки обломочных пород, примеры структур обломочных пород.

Структура обломочных пород.

26

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

27

28.Формы локализации полезных компонентов в осадках и осадочных породах.

29.В какой последовательности изучаются и описываются обломочные породы? План изучения и описания обломочной породы. (по Швецову с дополнениями)

1.Окраска

2. Макротекстура Крепость Остатики организмов Структура:

-размер обломков

-сортированность их по размеру

-форма обломков

-окатанность

Вещественный состав породы: - состав обломочной массы (в%)

Обломки пород, Минералов (каких?) Скелетов организмов, Вулканического стекла

- состав цементирующей массы.

Вид цементации, строение цемента, соотношение его с обломками и т.д. Микротекстура.

-массивность, слойчатость, сланцеватость.

-плотность, пористость.

Минеральные и другие новообразования. Развернутое наименование породы.

30. Бокситы. Минеральный состав. Условия образования. Формы залегания. Практическое использование.

Бокситы были впервые найдены и описаны более 100 лет тому назад во Франции, в департаменте Бо, по имени которого они и были названы. После их изучения, показавшего, что около 50% их состава приходится на АI2О3, представленный

минералами группы диаспора и гидраргиллита при почти полном отсутствии кремнезема и часто заметном содержании окислов железа, эту породу стали нередко отождествлять с латеритами. Часто при этом под названием «бокситы» выделяли ее разности, более богатые АI2О3, бедные железом и SiO2 и пригодные в качестве

алюминиевой руды. Вместе с тем минералоги стали неправильно применять это название породы для обозначения минерала АI2О3*2Н2О, из которого, судя по

анализам, состоит боксит. Позже было, однако, доказано, что такого минерала не существует, а в состав боксита входят моногидрат и тригидрат АI2О3. От

отождествления древних пород бокситов с латеритами большинство советских исследователей также отказалось после того, как изучение под руководством Архан-

гельского открытых за последнее десятилетие залежей бокситов в Совет» ском Союзе привело к выводу, что наши бокситы, по-видимому, не элювиальное образование, а

нормальные водные (морские и озерные) химические осадки.

На основании тех же исследований Архангельский склонен был даже считать, что и латериты — водный химический осадок, и не отличаются, таким образом, от бокситов. Учитывая, однако, что это предположение, за отсутствием латеритов в СССР, не было проверено на деле его сторонниками, а латеритный профиль описан как элювиальное образование целым рядом исследователей на разных материках и не выделяется ни но своей мощности, ни по другим особенностям из ряда других заведомо элювиальных остаточных образований, как, например, уральские каолины и другие породы уральской коры выветривания, целесообразно и сейчас считать его молодой корой выветривания.

27

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

28

ждением, по его мнению, подводным вулканическим явлениям, при которых алюминий, выносившийся из глубин, не обладая способностью передвигаться в море, должен был образовывать значительные скопления в местах своего выхода.

Гипотеза Пейве, как и гипотеза Берга, встречают весьма основательные возражения со стороны геологов, занимающихся изученим бокситов, и для объяснения происхождения большей части наших залежей наиболее правдоподобной продолжает оставаться гипотеза Архангельского.

Макроскопически бокситы отличаются чрезвычайным разнообразием внешнего облика. Чаще всего описываются красные довольно твердые «сухаристые» разности с пятнистой окраской, пористые, как бы источенные ходами или переполненные крупными пизолитами концентрического строения — «бобовинами» (табл. XV, фото 48

б). Наряду с этими, «классическими» формами известны разности разнообразных цветов

— белые, желтые, темнозеленые, почти черные; наряду с пористыми и пятнистыми —■ разности однородного микрозернистого строения, иногда очень твердые с раковистым изломом, напоминающие песчаники, яшмы и другие породы, за которые их иногда и принимали.

Для изучения под микроскопом бокситы, обычно сильно окрашенные соединениями железа, представляют трудный объект. Наиболее интересны «бобовые» разности (табл. XV, фото 48а, и табл. XIII, фото 446). Изучение отдельных «бобовин», иногда совершенно

непрозрачных, в других случаях частью просвечивающих, показывает, что в составе слагаю- щих их оболочек могут принимать участие чередующиеся наслоения гематита,

гидрогетита, силикатов железа (шамозит, бавалит), а также диаспора, гиббсита и других минералов. В промежутках между бобовп-нами и по трещинам можно наблюдать

выделения кристаллизованных, а частью и аморфных гидратов глинозема гидраргиллита, диаспора, бемита. В других случаях вся порода состоит из основной кристаллической или коллоидально-изотропной массы гидратов глинозема, обычно

густо пропитанной окислами железа и часто почти не просвечивающей, лишь /с отдельными пятнами или выделениями по трещинам неокрашенных кристаллов тех же минералов.

28

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

29

Х и м и ч е с к и й с о с т а в бокситов очень изменчив (SiO2, TiO2, AI203, Fe203, Fe0,

31. Кремнистые биогенные породы. Какими породообразующими организмами они формируются? Какие при этом образуются породы?

Кремнистые породы, силициты, группа осадочных пород, состоящих полностью или более чем на 50% из свободного или водного кремнезёма. Породообразующими минералами являются опал, халцедон и кварц. Соответственно различают опаловые, халцедоновые, кварцевые и смешанные К. п. Строение микрозернистое и скрытокристаллическое. По условиям залегания К. п. могут быть пластовыми и желваковыми (см. Кремень). По происхождению различают хемогенные (джеспилиты,

кремнистые туфы) и органогенные (диатомит, радиолярит, спонголит) К. п. Кроме того, выделяются криптогенные К. п. (опоки, трепел и др.). В образовании многих К. п. весьма существенное значение имеет вулканогенно-осадочный процесс (яшмы, гейзериты,

некоторые джеспилиты и др.). Халцедоновые и кварцевые К. п. возникают в результате раскристаллизаций опаловых. Генезис многих К. п. является предметом дискуссии. К. п. молодых отложений (начиная с меловой системы) сложены преимущественно опалом, в юрских и триасовых — халцедоном и кварцем; в палеозойских и более древних — кварцем. В древних породах опал встречается лишь в виде вторичных выделений.

Распространение К. п. по стратиграфической колонке и в пространстве отражает эволюцию кремнистого осадконакопления. В докембрии (в геосинклинальных и платформенных условиях) отлагались железисто-кремнистые толщи джеспилитов за счёт

веществ, поступавших с материков и из вулканических источников. В отложениях моложе кембрия джеспилиты не встречаются. В палеозое существенную роль в образовании К. п. приобретают организмы (радиолярии и губки). Основными зонами накопления К. п. стали геосинклинали с характерным для них вулканогенно-осадочным процессом.

Вулканогенный SiO2 выпадал в осадок химическим и биохимическим путями. Начиная с

мелового времени органогенное образование К. п. стало господствующим в связи с появлением в конце юры диатомей. К. п. получили широкое распространение в осадках мирового океана и на материковых платформах, преимущественно в высоких широтах Северного и Южного полушарий; они сохранили также значительное развитие в геосинклиналях. В современную эпоху морские воды недонасыщены кремнезёмом и хемогенное осаждение К. п. не происходит; накапливаются только органогенные К. п.

29

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

30

32. Сульфатные породы. Минеральный состав. Условия образования. Формы

залегания. Практическое использование.

Сульфатные породы. В виде тонких прослоек, пластов и линз значительной мощности встречается ангидрит. Он чаще всего зернистый, тонкозернистый голубовато-серого,

реже белого и красноватого цвета. Вблизи поверхности земли подвергается гидратации и переходит в гипс со значительным увеличением объема и изменением текстуры и структуры. При этом в слоистых ангидритах возникает мелкая складчатость

— плойчатость (плойчатые текстуры и гранобластовые и гетеробластовые структуры). Ангидрит обычно переслаивается с гипсом, каменной солью и глиной,

встречается он также в виде небольших пятен и включений в каменной соли.

Гипс наблюдается в тех же условиях, что и ангидрит, часто совместно с ангидритом. Это порода белого, серовато-белого цвета, кристаллически-зернистая (тонко-, мелко-, средне- и крупнозернистая), обычно слоистая (тонко или грубо), реже массивная.

Иногда встречается гипс, окрашенный в желтоватые и розоватые тона.

Особо следует отметить селенит — розовый или красный гипс с шелковистым отливом волокнистого или столбчатого строения (волокна ориентированы перпендикулярно напластованию). Он образует прослои небольшой мощности (до 20— 25 см) в мощных пластах гипса и на контакте с вмещающими породами, очень часто имеет вторичное происхождение.

Весьма разнообразны вторичные кристаллы гипса в гипсовых породах, подвергшихся выветриванию на поверхности земли, а также отдельные кристаллы гипса в других осадочных породах (например, в глинах). Описание морфологии этих кристаллов и агрегатов приводится в учебниках минералогии.

На глубине (от 100—200 м и более) гипс переходит в ангидрит.

Взаимодействие гипса с битумами приводит к образованию самородной серы. Некоторые месторождения серы, вероятно, имеют такое происхождение.

33.Условия растворения и выпадения в осадок карбонатных минералов (кальцита, доломита)? Структурные признаки карбонатных первично-осадочных пород.

34.Фосфориты и фосфоритные породы. Минеральный состав. Условия образования. Основные формы локализации.

Фосфорит - осадочная порода, содержащая значительное количество фосфатов

кальция и состоящая из волокнистого или плотного апатита с разными примесями, нередко содержит остатки костей. Фосфориты часто характеризуются почковатым и конкреционным строением, цементом в них является фосфатное вещество или скопления фосфатовых желваков и оолитов.

Проблема генезиса фосфоритов имеет более чем столетнюю историю и по своей сложности она не уступает самым трудным вопросам происхождения месторождений марганца и бокситов. Существующие теории фосфогенеза во всех деталях повторяют тупиковые направления теории марганцевого рудообразования.

Наиболее известной, логичной, плодотворной и признаваемой геологическим сообществом является предложенная в 1937 г. А.В. Казаковым схема выпадения фосфора в осадок из холодных вод апвеллинга на мелководном шельфе. Казаков считал, что глубинные океанские воды насыщены углекислотой и поэтому содержат повышенные концентрации фосфора. На шельфе воды апвеллинга прогревались, отчего растворимость углекислоты и фосфатов уменьшалась и они естественным образом удалялись из растворов – углекислота в виде СО2, а фосфаты осаждались в твердой фазе рудных

залежей.

Схема Казакова заменила собою весьма уязвимую теорию биологического происхождения фосфоритов, однако и она в последние годы подвергается ревизии по причине ряда внутренних противоречий. Так, океанологические измерения указывают на отсутствие заметных концентраций фосфора в прибрежных водах, а в морских котловинах холодная вода также не может содержать растворенные фосфаты в концентрациях более 2-3 мкмоль/л, что исключает возможность хемогенной садки

30

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

31

фосфата. Большим недочетом теории Казакова считается и полное отрицание им роли макро- и микрофауны в фосфоритообразовании.

Реанимации биогенной теории в различных синтетических вариантах посвящены работы Г.И. Бушинского, Г.Н. Батурина, Э.Л. Школьника, Ю.В. Миртова и других авторов, однако и Казаков вполне резонно указывал на отсутствие фосфора в явных биолитах – горючих сланцах, углях, ракушечниках и др. Наиболее веским и наглядным аргументом в пользу хемогенного происхождения фосфоритов служит фосфатизация древесины. Обычное дерево фосфатов не содержит, а ископаемое может замещаться ими нацело и этот факт прямо указывает на поступление фосфора в осадок из морской воды. Замещаются фосфатами не только органические остатки и карбонаты, но также и кремнистые отложения.

Проблема источников фосфора также возникает при всяких попытках подсчета ба-

ланса его содержаний в морских и континентальных водах, которые показывают несоответствие количеств осажденного и растворенного фосфора, даже если принять механизм постоянного привноса его в зону формирования месторождения. Это и побуж-

дало искать дополнительные источники фосфора, включая вулканизм и гидротермальную деятельность. Несоблюдение баланса возникает также при отождествлении времени формирования месторождения со временем осаждения рудных пачек и рудовмещающих отложений.

Выход из сложившейся ситуации современные авторы находят в том, “...что богатые залежи зернистых фосфоритов возникают в результате гораздо более длительного процесса, чем можно представить, если допустить их непосредственную садку. Они формируются за счет седиментационного извлечения фосфатизированных мелких рассеянных участков осадка с последующим отмывом их, переносом с естественным фракционированием, обогащением и сгруживанием в местах образования собственно залежей. Для возникновения же таких небольших “инситных” начальных концентраций фосфатов, как селеукские, вполне достаточно фосфора нормальных морских вод при работе течений, поддерживающих существование водного биоса” (52, с. 62).

Иными словами, цитируемые авторы предполагают подводное переотложение синхронного биогенного рудного осадка с одновременным увеличением концентраций фосфора в новом продукте до промышленных значений и, таким образом, справедливый исходный посыл о несоответствии времени накопления фосфора в морской воде и времени садки вступает в резкое противоречие с предлагаемым тут же механизмом рудообразования.

Затронутая тема аналогий фосфорного и марганцевого рудогенеза будет продолжена после изложения характерных особенностей геологического строения фосфоритовых месторождений, здесь же в качестве исходного следует заявить лишь предположение о том, что фосфоритообразование представляет собою довольно сложный гидрохимический процесс, весьма чувствительный ко всякому изменению физико-хими- ческих параметров водной среды: рН, Еh, температуры, концентраций солей, газов и кислот. Первым обоснованием такого предположения может служить ритмично-слоистое

или микрополосчатое сложение фосфаторудных пачек. Фосфориты редко образуют компактные залежи мономинерального состава подобно марганцевым или железным рудам и этот факт определенно указывает на то, что выпадение фосфатов в осадок не носит лавинообразного характера.

Тонкое переслаивание фосфоритов с безрудными карбонатами, алевропелитами и мергелями свидетельствует о строгой подчиненности фосфаторудного процесса принципу Ле Шателье, когда каждое (например, сезонное) изменение температуры морского бассейна приводит к нарушению химического равновесия, которое восстанавливается тотчас после выпадения в осадок избыточного объема рудного вещества и рудогенез

31

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

32

прекращается до нового изменения температуры, атмосферного давления, концентраций солей и газового режима водной среды.

Много десятилетий обсуждается, но всё еще не понята связь фосфорного оруденения с органическим веществом, которое, вероятнее всего, служит не источником фосфора и не только пригодной для рудного замещения субстанцией, а мощным регулятором Еh донных илов, т.е. фактором, без которого в кислородной зоне шельфа вряд ли могли появиться контрастные окислительно-восстановительные условия,

благоприятные для удаления фосфора из растворов и его фиксации в донных отложениях.

И все же наличие в прибрежной зоне благоприятной для образования рудного осадка обстановки не является достаточным условием накопления промышленных концентраций фосфоритов. Более важная роль в фосфаторудном процессе принадлежит механизмам накопления и переноса фосфора в растворах морской воды. Достаточные обоснования перечисленным тезисам и предположениям можно найти на каждом крупном месторож-

дении фосфоритов

35. Биогенные карбонатные породы. Какими организмами они образуются? По каким признакам определяются скелеты этих организмов? Структурные разновидности.

Органогенные горные породы, биогенные породы, осадочные горные породы, состоящие из остатков животных и растительных организмов или продуктов их жизнедеятельности. Организмы обладают способностью концентрировать определённые соединения, образуя скелеты или ткани, которые сохраняются в ископаемом состоянии. По вещественному составу среди О. г. п. можно выделить карбонатные, кремнистые, некоторые фосфатные породы, а также угли (см. Угли ископаемые). Органогенные карбонатные породы (известняки) состоят из раковин фораминифер, кораллов, мшанок, брахиопод, моллюсков, водорослей и др. организмов. Своеобразными их представителями являются рифовые известняки, слагающие атоллы, барьерные рифы и др., а также писчий

мел. К органогенным кремнистым породам относятся: диатомит, спонголит, радиолярит и др. Диатомиты состоят из опаловых скелетов диатомовых водорослей, а также спикул кремнёвых губок и радиолярий. Спонголиты — породы, содержащие обычно более 50% спикул кремнёвых губок. Цемент у них кремнистый, из опаловых округлых телец, или глинистый, слегка известковистый, нередко включает вторичный халцедон. Радиоляриты

— кремнистые породы, более чем на 30% состоящие из скелетов радиолярии, которые в современных океанах образуют радиоляриевый ил. Помимо радиолярий, в них входят единичные спикулы губок, редкие скорлупки диатомовых водорослей, кокколитофориды, опаловые и глинистые частицы. При перекристаллизации радиоляриты переходят в яшмы.

Органогенные фосфатные породы не имеют большого распространения. К ним относятся ракушечники из фосфатных раковин силурийских брахиопод — оболид, скопления костей ископаемых позвоночных, известные в отложениях разного возраста, а также гуано — продукты разложения помёта птиц, толщи которого накапливаются обычно на островах в условиях сухого климата.

32

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

33

36. Соли. Минеральный состав. Условия образования соляных месторождений. Практическое использование.

Солями называют химические осадочные породы, состоящие из легко растворимых, почти исключительно галоидных и сульфатных минералов.

Вследствие своей растворимости, эти породы выпадают из растворов, в отличие от рассмотренных выше пород, не в результате концентрации в телах организмов и не под влиянием незначительных колебаний условий внешней среды (температуры, величины рН, кислородного потенциала и т. д.), но исключительно при выпаривании и сильной концентрации растворов природных вод, почему они и получили в англо-

американской литературе удачное название эвапоритов (т. е. отлагающихся при выпаривании).

За исключением гипса и ангидрита, соли практически не встречаются среди других пород, но в редких случаях образуют скопления огромных мощностей.

Среди солей существенное значение по объему слагаемых ими толщ имеют лишь гипс (CaSO4*2H2О), ангидрит (CaSO4), галитит или каменная соль (NaCl), сильвин (КСI), сильвинит (KCI + NaCl), тенардит (Na2SO4), мирабилит (Na2SO4 : 10Н20) и карналлит (KCI MgCI26H2O). Остальные являются в сущности не породами, а минералами, из

их числа можно отметить следующие.

Галоидные соединения: бишофит(MgCl•6Н2О).Сульфато-хлориды: каинит (KClMgSO4* ЗН2О). Сульфаты: кизерит (MgSO4*H20); астраханит (MgSO4* Na2SO4 4Н2O), полигалит (2CaSO4*MgSO4 K2SO4*2H2O). Несколько разновидностей боратов, из которых упомянем гидроборацит (CaMgB6O11*6Н2О). Совершенно особое место занимают очень редкие н и т р а т ы (селитра — NaNO3 и KNO3), образование которых

связано в большинстве случаев, а может быть и . всегда, с деятельностью организмов.

По минеральному составу соли обычно отличаются большой чистотой. Механические аллотигенные глинистые и алевритовые примеси в них обычно незначительны, но отнюдь не исключаются. Как наличие песчано-глинистых прослоев среди солей, так и наличие прослоев соли среди песчано-глинистых пород не представляет редкого явления в

соленосных толщах. Обычная чистота солей обусловливается прежде всего отложением в сухом климате при отсутствии значительных рек, способных приносить терригенный материал, затем отложением в довольно значительном отдалении от дислоцированных областей и, наконец, отложением в результате химического, почти лабораторного выпаривания в огромных естественных резервуарах, постепенно сужавшихся и опоя-

сывавшихся кольцом химических осадков, отделявшим их от источников обломочного материала.

Большую роль в солях играют примеси тонкорассеянных продуктов химического выпадения: кальцита, доломита, FeS2, в небольшой степени окислов железа, но особенно

минералов той же группы «солей». Встречаются в небольших количествах фтор, литий, бром и следы редких металлов, даже радия и других. Характерна примесь органического вещества в виде битумов, капелек нефти и газообразных углеводородов. Кроме последних, соли содержат газы водорода и в ничтожных размерах гелия. Количество газов может быть настолько значительным, что бывали случаи выбрасывания штанг из скважин на высоту до 30 м.

Происхождение

Образование солей путем чисто химического выпадения из выпаривающихся растворов не возбуждает сомнений. Совершенно ясно также, что обильное выпадение их происходило только в определенные эпохи. Для того, чтобы возникли большие их скопления, необходимы два условия: 1) наличие обширных областей с засушливым климатом, обычно жарким, и 2) соответствующая географическая обстановка, т. е. существование расположенных в областях такого климата морей, лишившихся свободного сообщения с океаном. Для накопления мощных толщ, кроме того, требуется опускание впадин, где идет образование солей; такие впадины, как известно, обычно сопровождают поднимающиеся горные хребты. Все эти условия, естественно, легче всего могут осуществляться в эпохи повышенного диастрофизма.

Выпадение солей из выпаривающегося раствора совершается, конечно, не беспорядочно, а в точно определенной последовательности. Для выяснения ее в свое время Усилио произвел опыты выпаривания морской воды (средиземноморской), в результате которых выяснилось, что соли выпадали в следующем порядке:

Fe2O3 — СаСОз — CaSO4 — NaCl — MgSO4 — MgCI2 — NaBr — KCI. Выпадение (прежде всего

Fe2O3 и СаСОз) началось лишь после того, как объем воды уменьшился примерно наполовину, выпадение NaCI, a затем и других легко растворимых солей — после того, как объем раствора достиг

около 1/10 первоначального объема.

33